郭燕玲 毛文茜 王泓宇 張文煜 , 2

1 蘭州大學大氣科學學院，半干旱氣候變化教育部重點實驗室，蘭州 730000

2 鄭州大學地球科學與技術學院，鄭州 450001

1 引言

東亞極端干旱區(qū)下墊面復雜植被稀疏，生態(tài)環(huán)境脆弱，是全球氣候變化響應敏感的地區(qū)之一（Huang et al.,2012;Zhang and Zhou,2015;Li et al.,2019）。極端干旱區(qū)占地廣闊（趙艷茹，2018），是中國防風固沙生態(tài)功能區(qū)的重要組成部分（馬彬，2017），其干濕的氣候變化，關系到區(qū)域生態(tài)環(huán)境平衡以及西北荒漠化防治（陳夢熊，2004；Harris et al.,2010）。施雅 風（2003）的研究表 明20世紀80年代以來，中國西北干旱區(qū)有從暖干向暖濕變化的趨勢。Han et al.（2016）對1961～2000年西北地區(qū)降水變化的分析發(fā)現(xiàn)，60年代以來極端干旱區(qū)降水量有增加趨勢。Kumar et al.（2015）研究全球干濕變化趨勢的過程中發(fā)現(xiàn)，極端干旱區(qū)在1985～2005年有變濕趨勢。馬彬（2017）的研究發(fā)現(xiàn)極端干旱區(qū)在1961～2015年間有變濕的趨勢。然而，Zhang and Zhou（2015）的研究表明20世紀50年代以來西北地區(qū)干旱事件有增加趨勢。Li et al.（2018）的研究也發(fā)現(xiàn)1961～2017年間該區(qū)極端干旱和極端高溫天氣發(fā)生的頻率呈上升趨勢，加重了區(qū)域氣候干旱情況。以上研究表明，極端干旱區(qū)干濕的氣候變化仍需要進一步探討。

極端干旱區(qū)南部毗鄰昆侖山脈、北部為阿爾泰山、西部為天山山脈、東部遠離海岸，受外部物質(zhì)能量輸送的影響較小。而地表與上覆自由大氣之間物質(zhì)、能量、水汽等的交換過程均發(fā)生在邊界層內(nèi)（Feng et al.,2015;McGrath-Spangler,2016;Ma and Bao,2016），因此邊界層過程在極端干旱區(qū)產(chǎn)生的影響不容忽視。邊界層高度（Boundary Layer Height，BLH）是綜合表征邊界層過程的一個重要參數(shù)，極端干旱區(qū)近地表增溫顯著，感熱通量較強，BLH較一般地區(qū)更為深厚（張強和王勝，2008；喬娟，2009；韋志剛等，2010；張杰等，2013，楊洋等，2016），日變化幅度也高于其他地區(qū)（Guo et al.,2016）。李巖瑛等（2016）利用2006～2012年逐日探空資料對中國西北干旱區(qū)BLH變化特征進行了分析，發(fā)現(xiàn)干旱區(qū)BLH變化呈減小趨勢。萬云霞等（2017）研究發(fā)現(xiàn)，1979～2009年間西北部分地區(qū)BLH降低顯著。而趙艷茹等（2017a，2017b）利用再分析數(shù)據(jù)分析發(fā)現(xiàn)，1900～2010年間東亞干旱半干旱區(qū)BLH主要呈增加趨勢。前期研究大多基于少數(shù)站點的分析，再分析數(shù)據(jù)的不斷更新從空間和時間上彌補了觀測數(shù)據(jù)的不足，為進一步開展這一區(qū)域BLH的研究提供了更好的基礎。

BLH代表了大氣邊界層對水汽、有效熱容等的 容 納 能 力（Ahlgrimm and Randall,2006;Davy and Esau,2015）。BLH的變化會引起有效熱容的改變，進而影響溫度的變化（Esau,2008;Esau and Zilitinkevich,2010），對氣候產(chǎn)生影響。從雨滴損耗的角度來看，BLH越高，降水過程中的雨滴蒸發(fā)率越大，導致降水量越小，使得干旱化越嚴重（Rosenfeld and Mintz,1988;Itano,1997,1998）。李巖瑛等（2012）的研究也表明西北干旱區(qū)的氣候干濕變化與最大BLH關系密切，BLH越高，干旱越嚴重。這些研究說明BLH與干濕氣候變化之間存在事實聯(lián)系。

本文利用ERA5再分析數(shù)據(jù)，對極端干旱區(qū)BLH及氣候干濕因子（干燥度指數(shù)，Aridity Index,AI）進行系統(tǒng)分析，了解極端干旱區(qū)BLH與AI指數(shù)在不同下墊面不同氣候時段的變化特征，探究BLH與干濕氣候變化之間存在的關系。

2 數(shù)據(jù)與方法

研究區(qū)域為（37°N～50°N，77°E～110°E）范圍內(nèi)的極端干旱區(qū)，即AI≤0.05的區(qū)域（Huang et al.,2016）（見 圖1），歸 一 化 植 被 指 數(shù)（Normalized Difference Vegetation Index,NDVI）數(shù)據(jù)由美國亞利桑那大學領導、NASA資助的多機構 合 作 項 目 提 供 的VIP30（Vegetation Index and Phenology）產(chǎn)品，時間長度為1981～2014年。由圖可知，極端干旱區(qū)主要由東部的蒙古高原、南部的柴達木盆地、西部塔里木盆地、北部的戈壁阿爾泰山等組成，地形復雜，下墊面以沙漠、戈壁為主，此外還有盆地邊緣的綠洲區(qū)域，部分山地等。該地植被覆蓋在空間上也存在很大差異，綜合考慮選取綠洲（41°N～41.5°N，85°E～85.5°E）、山地（43°N～43.5°N，90°E～90.5°E）、沙漠（41°N～41.5°N，99°E～99.5°E）、戈壁（43.5°～44°N，96°E～96.5°E）共4個小區(qū)域代表不同下墊面。

ECMWF（European Centre for Medium Range Weather Forecasts）提供的ERA5再分析數(shù)據(jù)，時間長度為1950～2019年，空間分辨率為0.25°（緯度）×0.25°（經(jīng)度）。文章分析的主要變量有BLH和AI指數(shù)，其中BLH由ERA5直接提供，AI指數(shù)利用ERA5提供的數(shù)據(jù)通過計算得到。

實測數(shù)據(jù)選取甘肅省敦煌站和酒泉站的L波段雷達探空數(shù)據(jù)，時間長度為2014～2019年。

2.1 AI指數(shù)的計算

AI的計算公式如下：

其中，降水量P由ERA20C數(shù)據(jù)直接給出；潛在蒸發(fā)量PET（為月均值，單位：mm/d）根據(jù)Penman–Monteith公式計算得出（Allen et al.,1998）：

式中，Rn代表凈輻射通量（單位：MJ m?2d?1）；G代表土壤熱通量（單位：MJ m?2d?1）；T代表2 m高度處氣溫（單位：°C）；es為飽和水汽壓（單位：kPa）；ea為實際水汽壓（單位：kPa）；?為飽和水汽壓—氣溫關系斜率（單位：kPa °C?1）；γ為干濕計常數(shù)（單位：kPa °C?1）；u2為2 m高度的風速（單位：m/s）；0.34（單位：s/m）和900（單位：K mm s?3Mg?1d?1）分別為參考作物類型和計算時間步長確定的常數(shù)。土壤熱通量G的計算公式如下：

其中，Ti代表當月的平均溫度，Ti+1為下個月平均溫度，Ti?1為前一個月平均溫度，單位均為°C。如果Ti+1未知，

最后，年潛在蒸發(fā)量值由潛在蒸發(fā)量月值累加得到。

2.2 氣候傾向率

氣候要素隨時間的變化趨勢可用一元線性回歸方程表示：

其中，xi表示第i年該氣候要素的值，ti表示對應的時間，A為回歸常數(shù)，B為回歸系數(shù)，1 0B即為氣候傾向率，單位為（10 a）?1。

3 結果分析

3.1 BLH再分析數(shù)據(jù)的適用性分析

從圖2可知，2014～2019年敦煌站和酒泉站BLH的ERA5再分析數(shù)據(jù)與探空觀測數(shù)據(jù)的時間變化特征差異不大，趨勢基本一致，說明BLH的ERA5再分析數(shù)據(jù)適用性較好。

圖2 （a、b）敦煌和（c、d）酒泉07:00（左列）和19:00（右列）ERA5再分析數(shù)據(jù)與探空觀測的邊界層高度（Boundary Layer Height,BLH）對比Fig. 2 Comparison the ERA5 reanalysis Boundary Layer Height (BLH) data and sounding observational BLH data in (a,b) Dunhuang and (c,d)Jiuquan at 07:00 (left column) and 19:00 (right column)(a,b) Dunhuang and (c,d) Jiuquan at 07:00 (left column) and 19:00 (right column)

3.2 BLH和AI指數(shù)的空間分布特征

從圖3可知，1950～2019年極端干旱區(qū)BLH年均值為695 m，空間分布呈現(xiàn)東高西低的特點，高值中心位于東部的巴丹吉林沙漠以及戈壁阿爾泰山，基本在750～800 m之間；BLH在西部塔里木盆地相對較低，一般在600～700 m之間。從氣候傾向率來看，70年來BLH呈現(xiàn)東部升高、西部降低的特點：如東部巴丹吉林沙漠、塔里木盆地東南部等大部分區(qū)域均呈現(xiàn)抬升趨勢，而在塔里木盆地西部邊緣BLH呈降低趨勢。

圖3 1950～2019年極端干旱區(qū)（a、b）BLH和（c、d）AI指數(shù)的年均值（左列）和氣候傾向率（右列）空間分布（圖例同圖1）Fig. 3 Spatial distributions of the average annual value (left column) and the climatic trend (right column) of (a,b) BLH and (c,d) AI index in the e xtreme arid region from 1950 to 2019 (legends are the same as in Fig. 1)

極端干旱區(qū)AI指數(shù)的年均值約為0.03，低值中心位于西部塔里木盆地東南部、中心戈壁等區(qū)域，氣候最為干旱；AI指數(shù)在塔里木盆地西部邊緣、巴丹吉林沙漠等區(qū)域則相應較大，氣候相對濕潤。AI指數(shù)的變化趨勢呈現(xiàn)東部減?。ㄗ兏桑⑽鞑吭龃螅ㄗ儩瘢┑奶攸c：東部巴丹吉林沙漠呈現(xiàn)減小趨勢，西部大部分區(qū)域則為增大趨勢。整體來看，極端干旱區(qū)BLH與AI指數(shù)的變化，在空間分布上存在一定聯(lián)系，如東部BLH升高區(qū)域，AI指數(shù)減小，西部BLH降低區(qū)域，AI指數(shù)增大。

3.3 BLH和AI指數(shù)的時間變化特征

3.3.1 區(qū)域均值的時間變化

圖4為極端干旱區(qū)BLH和AI指數(shù)區(qū)域均值進行標準化后的年際變化及距平變化。從圖4可知，1950～2019年極端干旱區(qū)BLH整體呈波動抬升趨勢，氣 候 傾 向 率 為0.7 m/10 a。1950～1964年BLH顯著降低，由正距平轉(zhuǎn)為負距平，氣候傾向率達到?25.0 m/10 a；1965年后BLH由低谷迅速抬升，1966年出現(xiàn)峰值742 m；隨后BLH波動降低，基本處于負距平，于1992年達到最低值651 m；1993～2009年BLH逐漸抬升，由負距平開始轉(zhuǎn)為正距平，氣候傾向率達到27.1 m/10 a；2010年后BLH波動降低。

圖4 1950～2019年極端干旱區(qū)（a）區(qū)域平均BLH、AI指數(shù)的年均序列（直線為線性趨勢）和（b）區(qū)域平均BLH、AI指數(shù)的距平變化（曲線為11年滑動平均）Fig. 4 (a) Annual series of the average BLH and AI indexes in the extreme arid region (lines are linear trends) and (b) anomaly change of average BLH and AI index in the region (curve are the 11-year moving averages) from 1950 to 2019

極端干旱區(qū)AI指數(shù)整體呈波動增大趨勢，氣候傾向率為0.8×10?3/10 a。1950～1969年間AI指數(shù) 逐 漸 增 大，氣 候 傾 向 率 達 到3.1×10?3/10 a；1970年后AI指數(shù)波動增大，由負距平轉(zhuǎn)為正距平，于1993年達到峰值0.049；1994～2009年AI指數(shù)逐漸減小，由正距平轉(zhuǎn)為負距平，氣候傾向率達到?8.7×10?3/10 a；2010年后AI指數(shù)波動增大。

由以上分析可知，1950～1964年、2010～2019年BLH逐漸降低，AI指數(shù)逐漸增大；1993～2009年BLH逐漸抬升，AI指數(shù)逐漸減?。?0年代BLH變化波動較大，AI指數(shù)變化也較大。此 外，BLH在1964年、1966年、1992年、2009年分別達到峰谷、峰值、峰谷、峰值，AI指數(shù)在1964年、1965年、1993年、2009年分別達到峰值、峰谷、峰值、峰谷，說明兩者在變化過程中呈現(xiàn)一定的反位相變化。距平變化也顯示，兩者有80%的年份呈反位相變化，這意味著BLH較高的年份往往是AI指數(shù)相對較低的年份，氣候相對干旱，BLH較低的年份AI指數(shù)相對較高，氣候相對濕潤。相關性分析也發(fā)現(xiàn)BLH和AI指數(shù)相關系數(shù)為?0.62，呈顯著負相關。

選取1950～1964年、2010～2019年兩個氣候時段，分析極端干旱區(qū)BLH和AI指數(shù)的空間分布（圖5）。對比兩個氣候時段可以發(fā)現(xiàn)，2010～2019年東部巴丹吉林沙漠和戈壁阿爾泰山的BLH明顯高于1950～1964年，AI指數(shù)顯示2010年～2019年間極端干旱區(qū)的分界線較1950～1964年更偏東，該地更加干旱，極端干旱區(qū)向東擴張；2010～2019年西部塔里木盆地的BLH則低于1950～1964年，極端干旱區(qū)的分界向東收縮，塔里木河流域氣候由極端干旱變得相對濕潤?？傮w來看2010～2019年極端干旱區(qū)在東部范圍擴張，在西部范圍收縮，極端干旱區(qū)整體向東移動。此外還可以看出較高（低）的BLH對應較大（?。┑臉O端干旱區(qū)范圍，1966年和1992年兩個特殊年份BLH和AI指數(shù)的空間分布同樣說明了這種關系，1966年極端干旱區(qū)BLH達到峰值，該年極端干旱區(qū)邊界線向東、向西均有顯著的擴張，1992年BLH處于峰谷，極端干旱區(qū)范圍明顯較小，在西部塔里木河流域尤為顯著。

圖5 （a）1950～1959年、（b）2010～2019年、（c）1965年和（d）1992年極端干旱區(qū)BLH均值的空間分布和極端干旱區(qū)邊界（白線為1950~2019年極端干旱區(qū)分界，黑線為不同氣候時段極端干旱區(qū)分界，其他同圖1）Fig. 5 Spatial distribution of the mean values of BLH and the extreme drought area boundaries in different climatic periods (a) 1950?1959 and (b)2010?2019 and in special years (c) 1965 and (d) 1992 (white line represents the extreme drought area boundaries from 1950 to 2019 and black line represents the extreme drought area boundaries in different climatic periods;others are the same as Fig. 1)

3.3.2 不同下墊面的時間變化

極端干旱區(qū)四周分布高大山系，內(nèi)部下墊面復雜。由圖6和表1可知，1950～2019年綠洲下墊面BLH整體呈降低趨勢，氣候傾向率為?2.7 m/10 a，通過顯著性檢驗；山地、沙漠及戈壁下墊面的BLH均呈波動抬升趨勢。AI指數(shù)在巴丹吉林沙漠下墊面呈減小趨勢，70年來該區(qū)氣候變得更干燥，極端干旱區(qū)范圍逐漸擴大；綠洲、山地和戈壁下墊面AI指數(shù)則呈增大趨勢，氣候相對變得濕潤，極端干旱區(qū)范圍有縮小趨勢。

圖6 1950～2019年（a）綠洲、（b）山地、（c）沙漠、（d）戈壁的年均BLH和AI指數(shù)時間序列Fig. 6 Time series of the annual average BLH and AI indexes from 1950 to 2019 in (a) oasis,(b) mountain,(c) desert,and (d) the Gobi

表1 各區(qū)域BLH與AI指數(shù)線性趨勢和相關系數(shù)Table 1 Linear trend and correlation coefficient between the BLH and AI index in each region

4類區(qū)域BLH和AI指數(shù)呈反位相的年份占比分別達到84.3%、77.1%、67.1%、74.3%，兩者相關系數(shù)分別為?0.79、?0.53、?0.54、?0.55，均為顯著負相關。1950～1964年間，4類下墊面的BLH和AI指數(shù)負相關性最強，2010～2019年間負相關性最弱。不同下墊面BLH與AI指數(shù)的變化趨勢雖然不同，但在變化過程中兩者變化趨勢基本相反，即BLH抬升（降低），AI指數(shù)減?。ㄔ龃螅?/p>

4 結論

文章利用ERA5再分析數(shù)據(jù)集對1950年～2019年間極端干旱區(qū)BLH與AI指數(shù)的時空變化特征進行統(tǒng)計分析，對兩個變量的變化特征及相互關系得到了進一步的認識。主要結論如下：

（1）空間分布上：極端干旱區(qū)BLH年均值為695 m，呈現(xiàn)東高西低的分布特點；變化趨勢呈現(xiàn)東部升高、西部降低的特點。AI指數(shù)均值為0.03，以塔里木盆地、中心戈壁等區(qū)域為低值中心，向四周遞增；變化趨勢則呈現(xiàn)東部減小、西部增大的特點。

（2）時間變化上：1950～2019年間，極端干旱區(qū)BLH整體呈波動抬升趨勢，氣候傾向率為0.7 m/10 a，AI指數(shù)整體呈波動增大趨勢，氣候傾向率為0.8×10?3/10 a；1950～1964年BLH降低，氣候傾向率為?25.0 m/10 a，AI指數(shù)增大，氣候傾向率為3.1×10?3/10 a；1993～2009年BLH顯著抬升，氣候傾向率達到27.1 m/10 a，AI指數(shù)顯著減小，氣候傾向率達到?8.7×10?3/10 a；2010～2019年BLH波動降低，AI指數(shù)波動增大。

（3）兩者變化關系分析：BLH和AI指數(shù)的平均值在空間分布上具有較好的對應關系，BLH越高的區(qū)域，AI指數(shù)較小，氣候干燥，BLH越低的區(qū)域，AI指數(shù)相對較大，氣候相對濕潤。極端干旱區(qū)東部BLH抬升的區(qū)域，AI指數(shù)減小，氣候變得越加干燥，極端干旱區(qū)范圍擴大；極端干旱區(qū)西部BLH降低的區(qū)域，AI指數(shù)增大，氣候變得相對濕潤，極端干旱區(qū)范圍縮小。不同下墊面不同氣候時段BLH和AI指數(shù)基本呈負相關，70年來區(qū)域均值的相關系數(shù)為－0.62，呈反位相變化的年份達到80%。其中，西部塔里木河綠洲區(qū)域負相關性最強，相關系數(shù)達到－0.79。