王 磊 劉濱輝 劉 洋

(東北林業(yè)大學(xué)，哈爾濱，150040)

內(nèi)蒙古干草原草地淺層地溫變化趨勢

王 磊 劉濱輝 劉 洋

(東北林業(yè)大學(xué)，哈爾濱，150040)

內(nèi)蒙古干草原地帶是森林和沙漠的過渡帶，屬于生態(tài)脆弱帶。地溫的變化對于植物的生長具有重要的影響。相對于我國其它地區(qū)內(nèi)蒙古草原地帶地溫的研究還處于初級階段，選取內(nèi)蒙古干草原地帶3個國家基準(zhǔn)氣象站1965—2000年5—9月份(0、5、10、15、20、40、80 cm)淺層地溫數(shù)據(jù)，分析該地區(qū)地溫的變化特點(diǎn)。結(jié)果表明：內(nèi)蒙古干草原地帶5—9月份生長季0～40 cm層地溫在7月份最高，80 cm層則是8月份最高。通過對0～80 cm淺層地溫年際變化研究，內(nèi)蒙古干草原地帶在過去35 a生長季各層地溫變化總體呈上升趨勢，各層升溫幅度分別為0.032、0.035、0.035、0.039、0.036、0.023、0.035 ℃/a。地溫在整個觀測期，按照年際變化規(guī)律大致分為平穩(wěn)期和顯著升溫期兩個階段，所有層地溫都在20世紀(jì)90年代中期開始顯著上升。通過對降水、氣溫與地溫的關(guān)系分析，顯示地溫的變化與二者密切相關(guān)，是影響土壤熱量交換的重要?dú)夂蛞蜃印?/p>

地溫；氣溫；降水量；氣候變化；干草原草地；內(nèi)蒙古

近年來，全球氣候呈現(xiàn)以變暖為主要特征的顯著變化，根據(jù)IPCC第四次評估報告，全球平均溫度在過去100 a上升了0.74 ℃，最近50 a溫度上升速率幾乎是過去100 a的2倍[1]，此間，幾乎所有地區(qū)都經(jīng)歷了升溫過程。因此，研究影響氣候變暖下的各個氣候因子變化規(guī)律尤為重要。土壤溫度是影響氣候變化的重要因子之一，它主要通過下墊面反射率、土壤濕度及土壤熱儲量三個方面來影響氣候的變化[2]。大部分學(xué)者對全球氣候變化分析，大多數(shù)集在對氣溫和降水變化規(guī)律的研究，對地溫研究的比較少。在全球氣溫顯著上升的過程中，地溫也發(fā)生著明顯的變化。陸曉波等[3]通過對中國過去50 a 80 cm層月平均地溫的研究結(jié)果表明：中國地溫總體為南方變冷，北方變暖，東北以及內(nèi)蒙古部分地區(qū)在20世紀(jì)90年代末期顯著升溫。目前對地溫的研究還處于初級階段，且多集中于熱帶、亞熱帶無季節(jié)性凍層或季節(jié)性凍層不明顯的裸露地表條件下，或者多集中于青藏高原高海拔和大興安嶺高緯度多年凍土區(qū)，對于溫帶干草原脆弱地帶的研究很少。

土壤溫度和土壤水分是植物生長的重要環(huán)境條件，春季溫暖的土壤可以促進(jìn)種子的萌發(fā)，寒冷的土壤則會對植物產(chǎn)生不利的影響。但是，土壤溫度升高也會對農(nóng)業(yè)產(chǎn)生不利影響，冬季地溫上升有利于昆蟲的生存，而且會減少冬季積雪覆蓋和加速春季融雪[4]。內(nèi)蒙古是中國最主要的牧場之一，它也是歐亞大草原的主要組成部分，內(nèi)蒙古大部分地區(qū)海拔高度在1 000 m以上，除東北部的大興安嶺地區(qū)屬半濕潤氣候外，其余地區(qū)都屬于干旱和半干旱氣候區(qū)，干旱少雨、無霜期短[5]。內(nèi)蒙古近50 a的氣溫總體呈上升趨勢，降水變化趨勢不明顯[6]，但地溫方面的相關(guān)研究還很少。在半干旱氣候條件下，以旱生的多年生草本植物占優(yōu)勢的草原植被稱干草原，又稱典型草原。本研究地區(qū)屬于干草原地區(qū)，這一地區(qū)屬于生態(tài)脆弱區(qū)，氣候變化和土地利用不當(dāng)，容易使這一地區(qū)由干旱草原退化成荒漠草原。因此，研究這一地區(qū)近幾十年在全球氣候變暖條件下的地溫變化規(guī)律比較重要。本文選取位于內(nèi)蒙古干草原地區(qū)的呼和浩特、錫林浩特、東勝三個站點(diǎn)1965—2000年的地溫、氣溫、降水資料，分析地溫的變化特點(diǎn)，以揭示其對氣候變化的響應(yīng)。

1 數(shù)據(jù)與方法

本文數(shù)據(jù)來源于內(nèi)蒙古自治區(qū)呼和浩特、錫林浩特、東勝3個國家基本氣象觀測站1965—2000年5—9月生長季每日0、5、10、15、20、40、80 cm各層平均地溫和平均氣溫以及降水資料。0、5、10、15、20、40、80 cm土壤溫度屬于淺層地溫，其中0 cm土壤溫度反映土壤和空氣交界處熱量條件，5～80 cm是植物根系主要分布范圍，其熱量條件對于植物根系生長和植物根系對于水分和營養(yǎng)物質(zhì)的吸收具有較大的影響。

3個觀測站的空氣溫度和地溫每日觀測數(shù)據(jù)，對于連續(xù)缺失在7 d以內(nèi)的情況，用簡單的線性插值進(jìn)行插補(bǔ)；對于連續(xù)缺失超過7天的情況，我們使用逐步回歸方法進(jìn)行插補(bǔ)，對于連續(xù)缺失30 d以上的數(shù)據(jù)我們將其刪除[7]。為了使數(shù)據(jù)保持一致性，統(tǒng)一使用1965—2000年的數(shù)據(jù)。

計算3個站點(diǎn)35 a地溫的年際平均值和5、6、7、8、9月份的月均值以及距平值，運(yùn)用九點(diǎn)二次平滑過濾分析隨時間變化規(guī)律，然后用回歸分析和相關(guān)分析方法，分析各個氣候因子變化趨勢以及地溫的變化與其它氣候因子的關(guān)系。

2 結(jié)果與分析

2.1 地溫月變化特征

各層月平均地溫與月總降水量(見圖1)。隨著土層深度的加深，地溫變化逐漸平緩，0～40 cm地溫5月份到7月份為上升趨勢，7月份到9月份為下降趨勢，且所有層地溫，9月份幾乎接近相等。0～40 cm各層均是7月份最高，依次為25.86、24.25、23.68、23.14、22.62、21.01 ℃，而80 cm層則是8月份最高，為18.42 ℃。說明不同層次間土壤溫度的熱量交換具有一定的滯后性，且隨著土層深度加深，地溫逐漸降低，土壤熱量傳遞過程具有一定的損耗。月降水量曲線顯示(見圖1)，5—7月份降水量呈顯著上升趨勢，7、8月份達(dá)到最大值，9月份顯著下降。而地溫除7—8月份略微下降外，其他月份則地溫與降水變化趨勢相一致。由于7、8月份降水量最多，土壤水分增加，蒸發(fā)消耗大，抑制土壤溫度升高。Zhang T等[8]也指出夏季降水增多是導(dǎo)致夏季地溫降低的主要原因。

圖1 各層地溫的月平均溫度與降水量變化特征

2.2 不同層次的地溫與氣溫、降水的相關(guān)性

不同層次地溫與氣溫、降水之間的相關(guān)性分析(見表1)。結(jié)果表明：相鄰層次地溫之間相關(guān)性均通過99%的顯著性檢驗(yàn)，0～15 cm層地溫和下層地溫相關(guān)性最強(qiáng)，20～80 cm層地溫則是與上一層地溫的相關(guān)性最強(qiáng)，所有層地溫之間的相關(guān)性隨著土層深度的加深，相關(guān)性逐漸減小，主要是深層地溫受年際地溫變化的影響較大。夏季地溫主要受氣溫和土壤含水量的控制，地溫與氣溫呈顯著正相關(guān)，0～80 cm層地溫與氣溫的相關(guān)性均通過99%的顯著性檢驗(yàn)，15 cm層地溫與氣溫的相關(guān)性最強(qiáng)，這是由于0～5 cm淺層地溫還同時受太陽輻射與降水以及其他因子的影響。地溫與降水呈顯著負(fù)相關(guān)，隨著土層深度的加深，相關(guān)性逐漸減弱，0～15 cm層地溫與降水的相關(guān)性均通過99%的顯著性檢驗(yàn)，0 cm地表溫度與降水的相關(guān)性最強(qiáng)，說明降水對淺層地溫影響較大。氣溫與降水也呈負(fù)相關(guān)，夏季降水是氣溫與地溫降低的重要影響因素。

2.3 地溫年際變化趨勢

氣溫、降水量和0～80 cm層地溫距平值變化曲線(見圖2、表2)。從圖表中可以看出，所有層地溫總體呈上升趨勢。0～80 cm各層地溫升溫幅度依次為0.032、0.035、0.035、0.039、0.036、0.023、0.035 ℃/a。每層地溫變化趨勢大體可以分為平穩(wěn)期和顯著升溫期，1965—1994年為平穩(wěn)期，而且在20世紀(jì)70年代中期到80年代初期出現(xiàn)了較大幅度的波動；1995—2000年為顯著升溫期，地溫在這期間顯著上升。圖2(a)為氣溫在過去35 a的變化曲線，總體呈上升趨勢，氣溫升溫幅度為0.041 ℃/a。氣溫變化也大致分為兩個階段，1965—1985年總體低于平均值，1985—2000年氣溫總體高于平均值，1985—1995年略有上升，1995年后快速上升。地溫與氣溫的年際變化趨勢存在著差異性，氣溫升溫幅度大于地溫，二者快速升溫期相同，但氣溫在1985年開始總體高于平均值，地溫開始升溫時間落后于氣溫。圖2(b)為降水在過去35年的變化曲線，降水量總體變化不明顯。降水總量年際變化大致分為兩個階段，1965—1994年降水量總體高于平均值；1995—2000年降水量年際變化呈下降趨勢，雖然下降趨勢不顯著，但與地溫從1995年開始顯著增溫一致。

表1 不同層次土壤溫度與氣溫、降水相關(guān)分析

注：** 表示顯著水平為0.01，*表示顯著水平為0.05。

圖2 氣溫、降水量、0～80 cm各層地溫距平值

時間/a氣溫/℃·a-1降水量/mm地溫/℃·a-10cm5cm10cm15cm20cm40cm80cm1965—19940．0220．0090．0020．0090．0100．0130．011-0．00080．0171995—20000．454?-0．1580．613?0．588?0．625?0．621?0．561?0．525?0．453?1965—20000．041?0．0020．032?0．035?0．035?0．039?0．036?0．023?0．035?

注：*顯著水平為0.05。

3 結(jié)論

內(nèi)蒙古草原地帶生長季不同層地溫月變化為0～40 cm為7月份地溫最高，80 cm地溫則是8月份最高，說明土壤溫度的熱量交換具有一定的滯后性，且隨著土層深度加深地溫逐漸降低，土壤熱量傳遞過程具有一定的損耗。

各層地溫與降水量關(guān)系分析研究結(jié)果顯示地溫與降水呈負(fù)相關(guān)，0 cm地溫與降水相關(guān)性最強(qiáng)。

內(nèi)蒙古干草原地帶0～80 cm土層地溫在過去35年總體呈上升趨勢，升溫幅度依次為0.032、0.035、0.035、0.39、0.36、0.023、0.035 ℃/a；地溫變化大體可以分為平穩(wěn)期和顯著升溫期，在1995年之前相對較平緩，1995開始顯著升溫。

本文僅研究了內(nèi)蒙古干草原地帶三個站點(diǎn)生長季的地溫變化特點(diǎn)，對于其他月份和更廣泛的區(qū)域我們還需要做進(jìn)一步的研究分析，為我國氣候變化研究提供更重要的理論依據(jù)。

[1] IPCC. Climate change 2007: Synthesis report[R]. Oslo: Intergovernmental Panel on Climate Change,2007.

[2] 杜軍,李春，廖健，等.近45年拉薩淺層地溫對氣候變化的響應(yīng)[J].氣象,2007,33(10):61-67.

[3] 陸曉波,徐海明,孫丞虎,等.中國近50 a地溫的變化特征[J].南京氣象學(xué)院學(xué)報,2006,29(5):706-712.

[4] Hu Q, Feng S. A dalily soil temperature dataset and soil temperature cilmatology of the contiguous united states[J]. Journal of applied meteorology,2003,42(8)：1139-1156.

[5] 陳素華,宮春寧.內(nèi)蒙古草原氣候特點(diǎn)與草原生態(tài)類型區(qū)域劃分[J].氣象科技,2005,33(4):340-344.

[6] 丁曉華,陳廷芝.內(nèi)蒙古地區(qū)近50年氣溫降水變化特征[J].內(nèi)蒙古氣象,2008(2):17-19.

[7] Liu B H, Xu M, Henderson M, et al. Taking china temperature daily range warming trends and regional variations[J]. Journal of Climate,2004,17:4453-4462.

[8] Zhang T, Barry R G, Gilichinsky D, et al. An amplified signal of climatic change in soil temperatures during the last century at Irkutsk, Russia[J]. Climatic Change,2001,49(1/2):41-76.

Shallow Soil Temperature at the Inner Mongolia Steppe Grassland Region

/Wang Lei, Liu Binhui, Liu Yang

(Northeast Forestry University, Harbin 150040, P. R. China)//Journal of Northeast Forestry University.-2014,42(11).-111～114

By choosing three national weather stations soil temperature data at the depth of 0, 5, 10, 15, 20, 40, 80 cm in May-September of 1965-2000, we studied the change character of soil temperature in Inner Mongolia steppe grassland region. Soil temperature at 0-40 cm is highest in July, and soil temperature at 80 cm is highest in August. Soil temperature over the past 35 years during the growing season reveals a increasing trend, with the rates of 0.032 ℃/a at 0 cm, 0.035 ℃/a at 5 cm, 0.039 ℃/a at 10 cm, 0.035 ℃/a at 15 cm, 0.036 ℃/a at 20 cm, 0.023 ℃/a at 40 cm, 0.035 ℃/a at 80 cm, respectively. The temporal change can be divided into two stages: stable period and significant warming period, and soil temperature for all layers began to rise sharply since the mid 1990s. Soil temperature change is closely related with precipitation and air temperature, and these two indicators are important climate factors that influence soil heat exchange.

Soil temperature; Air temperature; Precipitation; Climate change; Steppe grassland; Inner Mongolia

王磊，女，1990年7月9日，東北林業(yè)大學(xué)林學(xué)院，碩士研究生。

劉濱輝，東北林業(yè)大學(xué)林學(xué)院，副教授。E-mail:lbinhui@yahoo.com。

2014年6月24日。

S718.51+2

責(zé)任編輯：王廣建。