基于不同气象要素的全球陆地干湿化评估

2022-07-14田小卉李中外封国林吴永萍

扬州大学学报（自然科学版） 2022年2期

程洁, 田小卉, 黄禹, 钟叶, 李中外, 封国林, 2, 吴永萍*

(1. 扬州大学物理科学与技术学院, 江苏扬州 225002;2. 国家气候中心中国气象局气候研究开放实验室, 北京 100081)

由于气候变暖导致全球范围多处出现了不同程度的干湿变化, 北半球中高纬度地区出现了不同程度的偏湿情况[1]．自20世纪后半期以来,全球干旱化的面积扩大了2倍以上[2],且干旱区的面积还在不断扩大[3]．已有模拟研究表明,随着大气层中温室气体浓度的增加,导致全球温度升高, 土壤水分减少, 造成干旱化现象[4], 使生态不稳定,这种情况在中纬度地区比较明显[5]．掌握全球的干湿变化规律并采取合理的措施对于应对气候变化、改善生态环境具有重要意义．自IPCC第五次气候变化评估报告提出“干更干, 湿更湿”后,众多学者利用不同干湿指标开展了相关评估, 所采用的指标主要有: 帕默尔干旱指数(Palmer drought severity index, PDSI)[6]、降水-蒸发(precipitation-evaporation, P-E)、地表湿润指数(surface humid index)、干燥度指数(aridity index, AI)等[7]．从水分收支角度来分析, 土壤湿度无疑是最能客观反映土壤干旱程度的物理量[8], 陆地表面的其他基本属性(如感热、潜热、温度、降水等)也会对全球陆地的干湿变化产生关键影响．然而,由于土壤湿度是气象和水文中的非常规观测资料,其直接观测资料的稀缺性特点非常显著,只在少数地区有记录,且时间序列也很短[9],观测资料的匮乏制约了以土壤湿度为核心的陆气相互作用的研究．

近年来, 再分析土壤湿度数据被广泛应用于相关的研究中,并在很大程度上推动了人们对土壤湿度与气候变化相互作用的认识．Papalexiou等[10]认为, 土壤含水量与降水或气温等的作用是陆气相互作用中的一个重要环节; 赵家臻等[11]认为土壤湿度的变化与降水量的变化趋势基本一致; Wang等[12]证明前期的降水可在一定程度上表征土壤湿度; 索朗塔杰等[13]指出不同厚度层的土壤湿度均与降水密切相关．此外, 还有一些研究表明土壤湿度与温度、蒸发量之间联系紧密, Seneviratne等[14]认为在干旱半干旱区, 当土壤湿度较低时, 会引起蒸发量的减少, 使得感热通量增加, 从而导致近地表空气温度增高, 而温度的升高又会进一步导致土壤湿度的降低, 这是一个正反馈过程．在干湿气候过渡区, 土壤湿度对降水的影响最为强烈[15-16]．就全球陆地而言, 65%的降水来自于陆地表面的蒸发, 只有35%的降水来自于海洋的水汽输送, 这就直观地说明了降水在很大程度上受到陆地表面蒸发的影响, 而蒸发量的多少又与土壤湿度息息相关, 所以土壤湿度对降水和蒸发等一系列气候要素都有一定的影响．

现有的研究对于干旱的分析大多是关于某一区域干湿变化的长期趋势,而缺乏从全球视野认识干旱化,且对土壤湿度与温度、降水以及其他气象要素的反馈过程研究较少．本文旨在以土壤湿度为核心,探讨降水和温度的驱动机制,加深人们对区域干旱化的认识．

1 资料和方法

NCEP/NCAR再分析数据集是由美国气象环境预报中心(national centers for environmental prediction, NCEP)和美国国家大气研究中心(national center for atmospheric research, NCAR)联合组织制作的全球大气再分析资料, 该数据由各种来源的资料(陆面天气观测、飞机观测、卫星探测、无线电探空等)经过同化处理获得．其中, NCEP-R1包含了1949年至今的数据, NCEP-R2数据是修正了NCEP-R1再分析数据集中人为误差获得的1979年至今的再分析数据集, 并在土壤湿度等方面有较好的改进．本文中所使用的数据为1979—2018年NCEP-R2再分析数据集月平均土壤湿度、日平均降水速率、月平均潜在蒸发量、地表2 m处的月平均温度、月平均潜热通量以及月平均感热通量．NCEP-R2再分析资料为高斯格点资料, 全球共有192×94个格点．土壤湿度又被称为土壤含水量, 它的表征方式有质量比和体积比两种, 在本文中采取土壤湿度体积比的概念, 即单位体积土壤中水分所占的体积, 单位为cm3·cm-3, 相关的研究方法采用线性回归分析和双侧t检验．

2 结果与讨论

2.1 全球地表土壤湿度变化特征

图1为1979—2018年全球陆地区域土壤湿度的多年平均值和土壤湿度趋势分析．图1(a)结果表明, 在全球陆地范围内, 多年平均的土壤湿度较小值(即干旱半干旱区)主要位于非洲北部的撒哈拉沙漠、美国西部、亚洲西南部、中国西北部及澳大利亚的大部分地区,由此可以看出干旱半干旱区大部分分布在北半球中纬度; 土壤湿度大值区(即湿润区)出现在赤道附近和北半球的中高纬．在北纬30°附近, 大部分为土壤湿度较小值区域, 但受地形影响, 我国的四川盆地和长江中下游地区都处于湿润区范围．我国北纬30°附近出现土壤湿度高值中心的可能原因为: 四川盆地和长江中下游地区位于我国青藏高原的东部, 海拔较低且周围水系众多, 易得到海洋及孟加拉湾水汽输送, 加之盆地抬升作用及高原槽等影响,使该区域降水发生的频率增大,导致该区域的土壤湿度较高．

图1 全球陆地区域1979—2018年土壤湿度的多年平均值(a), 以及土壤湿度随时间的变化趋势(b)(图中小点代表通过95%信度检验的区域)Fig.1 Annual mean value of soil moisture over global land regions from 1979 to 2018 (a) and variation trend of soil moisture with time(b) (Dots represent areas that passed the 95% confidence level)

图1(b)显示1979—2018年全球陆地土壤干湿化的变化趋势存在区域差异．其中, 北美洲大部分地区都呈现土壤湿度变湿趋势, 只在西北和西南有零星地区呈现变干趋势, 且有部分变干区域未通过显著性检验; 南美地区土壤湿度呈现东部变干而西部变湿的空间分布; 在非洲, 变干区域分布在北非的撒哈拉沙漠和东非大裂谷地区; 欧洲的大部分地区没有通过显著性检验, 呈现出微弱的西变干东变湿倾向; 西亚的阿拉伯半岛、伊朗高原以及东亚大面积地区呈现出土壤湿度变干的分布; 澳大利亚呈现出西变湿东变干的空间分布格局．

2.2 全球陆地区域潜在蒸发量的时空演化

潜在蒸发量是指充分湿润的下垫面蒸发到空中的水量．它不仅能够全面反眏地区的蒸发能力, 也与土壤湿度呈现一定的负相关性．图2为1979—2018年全球陆地区域潜在蒸发量的多年平均值以及变化趋势分析．图2(a)结果显示, 全球陆地区域年平均潜在蒸发量的空间分布差异很大, 但总体分布与土壤湿度的分布相关性较好,即土壤湿度小的区域潜在蒸发量较大．潜在蒸发量最大的区域位于北非的几个沙漠附近, 这些区域潜在蒸发量大,可能与赤道附近强烈的太阳辐射以及不易存储水分的沙质地表有关．从赤道到高纬度地区,潜在蒸发量随着纬度的增加而减小, 最小值位于北半球的高纬附近, 年均潜在蒸发量不足100 mm．我国陆地年均潜在蒸发量呈现从东南向西北减小的分布特征, 东南沿海地区的多年平均潜在蒸发量可达500 mm, 这与地势平坦和水分湿润的因素有关;而西部地区地形复杂, 且身居内陆,外部水汽不易到达, 蒸发量小, 最小值位于青藏高原附近．

从图2(b)潜在蒸发量的多年时空变化趋势来看,潜在蒸发量变化与土壤湿度的变化较为吻合．南美洲东部、北非撒哈拉沙漠、东非大裂谷和亚洲中部的潜在蒸发量变化趋势都呈现增大的空间分布,而阿拉伯半岛南部和澳大利亚东部没有通过显著性检验,呈现微弱的增大倾向．

2.3 全球陆地区域感热通量的时空演化

就全球而言,无论陆地还是海洋,其表面温度和大气边界层的温度并不相等,因此在地表和大气间能产生湍流热交换．在地-气系统能量传输的过程中,当地表温度高于大气边界层温度时,就会出现由地表向大气的感热输送;反之,感热输送的方向将相反．同时,干旱区域降水少,地表反照率高,因此对太阳辐射的吸收少,感热在能量传输过程中也更大．

图3(a)为全球陆地表面与低层大气间感热输送年平均通量的地理分布图．由图3(a)可见, 在大陆表面感热通量平均输送是由低纬向高纬递减,但在干旱和潮湿的地区,感热输送相差很大．就全年平均而言,陆地表面向大气输送热量的大值区主要位于非洲南部的沙漠和索马里半岛,年平均通量可达40～60 W·m-2, 其余大值区位于亚洲西部的伊朗高原和印度半岛、美国西部、南美洲的安第斯山脉、博尔博雷马高原以及澳大利亚地区．我国地区感热通量的年平均输送呈现北高南低的分布特征．塔里木盆地和内蒙古高原为高值区,年平均感热通量约为40～60 W·m-2, 这可能与这些地区干燥、多日照等因素有关．随着向高纬度推进,感热通量随着地表净辐射的减少而减少, 并出现由低层大气向地球表面输送感热通量的情况．

图3 全球陆地1979—2018年感热输送通量多年均值空间分布(a) 及其随时间变化趋势的空间分布 (b)Fig.3 The spatial distribution of annual average sensible heat transport flux over global land during 1979—2018 (a) and its variation trend with time (b)

图3(b)为感热通量的多年时空变化趋势．结果表明, 南美洲东部和东非大裂谷的感热输送年平均通量呈现增加的趋势,北非的撒哈拉沙漠大面积呈现减少趋势,西亚的阿拉伯半岛、中亚以及澳大利亚东部地区大部分没有通过显著性检验,呈现微弱的增大趋势．

2.4 全球陆地区域潜热通量的时空演化

陆气间水的相变所吸收或释放的热量称为潜热通量, 图4(a)为地表与低层大气间潜热输送年平均输送通量的地理分布．由图4(a)可以看出, 地表的潜热输送受到气候状况的制约,在主要的干旱半干旱区, 如非洲北部、美国西部和亚欧大陆的东部, 潜热输送通量小,年平均输送通量约为40 W·m-2, 这是受到了土壤水分供应不足的影响．在湿润地区, 潜热通量的分布在赤道附近达到最大, 非洲中部和南美洲达到120 W·m-2, 并逐渐向高纬度递减至不足20 W·m-2．因此, 潮湿地区潜热通量的分布受到地表净辐射的制约．潜热通量和感热通量是地表向大气输送热量的主要途径, 而感热输送年平均通量的最大值约为潜热通量的一半甚至更小, 故在陆-气系统的能量交换过程中, 潜热输送占据主要地位, 而感热通量的影响较小．

图4 全球陆地1979—2018年潜热输送通量多年均值空间分布(a)及其随时间变化趋势的空间分布(b)Fig.4 The spatial distribution of annual average latent heat transport flux over global land during 1979—2018 (a) and its variation trend with time (b)

图4(b)为潜热通量的多年时空变化趋势．结果表明, 南美洲东部和亚洲中部地表向大气输送热量呈现增长趋势,撒哈拉沙漠呈现西部增大而东部减少的空间分布格局,东非大裂谷呈现减小趋势,阿拉伯半岛的南部呈现微弱的增长趋势而北部则趋势相反;而澳大利亚东部的增长趋势较为微弱,未通过显著性检验．

2.5 全球陆地区域降水的时空演化

大气中的液态或固态水在符合降水条件的区域从空中降落到地面的现象称为降水．降水是陆地上水资源的唯一来源, 也是全球水循环的重要环节,在很大程度上影响全球的干湿分布,是评估区域干湿程度的重要气候要素．

图5(a)是全球降水量的分布图．从图5(a)可以看出, 在各纬度带内,降水量的分布没有明显的特征,表明降水量的分布具有很强的局地性．例如: 赤道附近有降水量极大值区位于南美洲北部,也有降水量极小值区位于中非的索马里半岛; 在中低纬度既有降水量较多的中国南部沿海地区,也有降水量较少的北非、北美和中亚地区．综合全球来看, 全球降水极少的地区有位于中低纬度的干旱半干旱区(如北美西部,从北非到中亚的广阔地区), 也有澳大利亚和两极地区, 日降水量不足2 mm．降水量极大值的区域分布在南美洲西北部的山脉区域、中非和一些局部地区．其中,中南半岛南部、加里曼丹岛、新几内亚岛等区域降水量可达10 mm·d-1．

我国日降水量最大值位于东南沿海地区,降水量可达6～8 mm·d-1,日降水量呈现从东南向西北递减的分布,降水量最小值位于西北的沙漠地区,这与西北地形的作用有关．

图5 全球陆地1979—2018年日降水量多年均值空间分布(a) 及其随时间变化趋势的空间分布 (b)Fig.5 The spatial distribution of annual average precipitation over global land during 1979—2018 (a) and its variation trend with time (b)

图5(b)为降水量的多年时空变化趋势图．从图5(b)可以看出, 南美洲西部、非洲的热带雨林地区以及澳大利亚的西部降水量呈现增大趋势; 北美洲降水量呈现东北增大而西南减小的分布;在中国北部地区,降水量呈现出西北增加而东北略微减小的空间分布格局．