蒙古高原土壤濕度時空變化格局及其對氣候變化的響應

王佳新，薩楚拉，毛克彪，孟凡浩，羅敏，王牧蘭

(1.內蒙古師范大學地理科學學院，呼和浩特 010022； 2.中國農業科學院農業資源與農業區劃研究所，北京 100081； 3.內蒙古自治區遙感與地理信息系統重點實驗室，呼和浩特 010022)

0 引言

由全球氣候增暖帶來的區域干旱化趨勢日益明顯，受到科學界的普遍關注[1]。土壤濕度作為影響氣候變化的重要因素之一，主要參與陸地-大氣間水分與能量的循環和交換，同時對生態系統的水循環、能量平衡及區域氣候變化有顯著影響[2-3]。蒙古高原屬于典型的干旱、半干旱氣候區，脆弱且復雜的生態環境因降水量少、水資源匱乏對氣候變化的響應極為敏感[4]。草地作為蒙古高原生態系統的特殊組成成分，土壤濕度動態變化會影響草原的生物量和承載力，進而影響草地生態及畜牧業的健康發展[5]。

目前，部分學者在不同區域關于土壤濕度與氣候變化間關系的研究已經取得一些成果。如王曉婷等[6]基于中國東部722個逐月觀測數據分析站點尺度上土壤濕度與溫度、降水的關系，結果表明土壤濕度與溫度普遍呈負反饋關系，與降水存在較好的正反饋關系。以中國西南地區為研究區，鄧元紅等[7]探究了不同深度土壤濕度與氣候要素的時空相關性，發現溫度主要對表層土壤濕度有控制作用，但深層土壤濕度的干濕取決于降水多少。此外，我國學者在青藏高原[8-10]和黃土高原[11-12]等地區也進行了土壤濕度時空變化方面的大量研究。對于蒙古高原地區，魏寶成等[13]基于AMSR-2微波數據，構建土壤濕度反演模型，并探討年內植被生長期土壤濕度對氣候因子及NDVI的響應，發現不同子氣候區的響應程度存在差異。從當前研究現狀來看，受蒙古高原特殊地理位置、觀測站點稀少等原因影響，缺乏基于長時序的土壤濕度變化及其對氣候要素響應的相關認識。

傳統獲取土壤濕度的方法主要通過野外實測，這種方法獲取數據精度高，但采樣點少且代表性弱，無法對大范圍土壤濕度的變化快速監測。而遙感反演受到植被、土層厚度和土壤粗糙度等影響,限制了土壤濕度的區域尺度研究[14]。數值模式通過數據同化等手段獲取長時序、大規模和高精度的土壤濕度數據，使得大尺度的時空變化研究成為可能，但同化結果一定程度上依賴于初始參數的準確性。為解決這一缺陷，GLDAS創建了全球范圍的陸面同化系統，且與其他同化產品對比分析表明，GLDAS生成的結果更加準確合理[15]。因此，本文基于1982—2018年GLDAS-Noah模式土壤濕度數據分析蒙古高原土壤濕度時空分布特征及動態變化趨勢；基于此探討其對降水、溫度的響應。本研究可為監測區域旱情、加強水土管理和促進農牧業生產合理布局提供科學依據。

1 研究區概況及數據源

1.1 研究區概況

蒙古高原地處東亞內陸中心, 位于37°46′～53°08′N, 87°40′～122°15′E之間, 面積 2.75×106km2。高原四面環山,北起薩彥嶺、雅布洛諾夫山及肯特山脈, 南至陰山山脈，東抵大興安嶺，西連薩彥嶺、阿爾泰山。地貌類型以高平原和山地為主，平均海拔約1 580 m。研究區夏季短暫炎熱，最高溫達30～35 ℃，冬季漫長嚴寒，最低溫達-40 ℃以下，多年均溫約3.8 ℃，年降水量約200 mm[16]。由于受土壤、氣候等因素影響，自然植被分帶如圖1所示。

1.2 數據源及其預處理

本文選用全球陸面數據同化系統( global land data assimilation system，GLDAS)的土壤濕度產品數據[17]，空間和時間分辨率分別為0.25°和3 h。垂直深度分別選取0～10 cm(SM1)和10～40 cm(SM2)，單位為kg/m2，將站點數據與GLDAS數據的量綱統一轉換為m3/m3。以0～10 cm土壤濕度值為參考，對10～40 cm土壤濕度值乘以1/3做歸一化處理[12]。站點資料選用中國農作物生長發育和農田土壤濕度旬值數據集和國際土壤濕度網絡 (International Soil Moisture Network，ISMN)提供的37個具有代表性的觀測數據。

溫度、降水數據采用East Anglia大學氣候研究中心(Climatic Research Unit，CRU)集合全球4 000多個站點氣象數據構建的一套覆蓋面廣、分辨率高且觀測全面的月平均氣象因子數據集，空間上以0.5°網格覆蓋全球陸地?？紤]到數據空間分辨率的一致性，對氣象數據重采樣為0.25°。并將四季劃分為春季(3—5月)，夏季(6—8月)，秋季(9—11月)及冬季(12—次年2月)。

2 研究方法

2.1 突變分析

1) Mann-Kendall 方法。該方法常被用于分析氣候要素趨勢和突變，其優勢在于適用范圍較寬，人為影響因素較少，定量化程度較高。M-K方法通過構造一組序列來檢驗土壤濕度樣本序列的趨勢和突變，即

(1)

定義統計量：

(2)

此時UFK服從標準分布，樣本反向序列UBK，使UFK=-UBK。UFK值的正(負)說明序列呈上升(下降)趨勢，當UFK和UBK超過臨界線時，說明變化趨勢顯著，超出的范圍就是突變發生的時間區間。若兩條曲線存在交點且位于臨界線之間，則對應于該點的時間就是突變開始的時刻。

2)滑動T檢驗法。利用M-K方法對氣候要素長時間序列進行突變檢驗時，若有多個突變點時，應判斷真假突變點，還需經過滑動T檢驗再次驗證，即

(3)

2.2 趨勢分析

slope趨勢法是基于一元線性回歸方法進行逐像元求取土壤濕度的年際變化，即

(4)

式中：slope為土壤濕度的年際變化率；i為年份數量；n為時間序列長度；Wi為第i年土壤濕度值。若斜率大于(小于)0，則說明土壤濕度較上一時間增加(減少)； 若slope為0說明相比上一時間未發生變化。

2.3 相關分析

檢驗土壤濕度與氣候要素間的響應關系可以通過計算二者的相關系數實現，即

(5)

3 結果與分析

3.1 數據精度驗證

大尺度的土壤濕度地面測量相對困難，當前多選擇地表類型單一，地勢平坦觀測站點的平均值作為主要數據源。為保證驗證數據質量，剔除非晴空條件下的觀測數據，共選取37個站點數據(圖1)，對不同季節0～10 cm GLDAS土壤濕度數據進行精度驗證，如圖2所示。不同站點平均相關系數R2為0.701 4，均方根誤差(root-mean-square error，RMSE)為0.028 5，平均絕對誤差(mean absolute error，MAN)為0.021 1。此結果與宋海清[20]對GLDAS土壤濕度數據在內蒙古的評估結果相近，這表明GLDAS數據可以較準確地模擬蒙古高原土壤濕度時空變異性。

圖2 GLDAS土壤濕度數據與觀測站點土壤濕度數據精度驗證Fig.2 Accuracy verification of GLDAS soil moisture dataand soil moisture data at measured sites

3.2 土壤濕度的時間變化分析

由圖3可知，1982—2018年蒙古高原不同深度年均土壤濕度的變化趨勢不同，可看出SM1以0.002 m3/m3/10 a的速率呈微弱上升趨勢(p>0.05)，年均值介于0.142 6～0.164 4 m3/ m3之間。而研究區SM2

圖3 1982—2018年蒙古高原土壤濕度的年際變化Fig.3 Inter-annual changes in soil moisture in theMongolian Plateau from 1982 to 2018

以-0.005 m3/ m3/10a的速率呈下降趨勢(p<0.05)，年均值介于0.151 7～0.197 5 m3/ m3之間。說明近37 a高原表層土壤濕度變濕趨勢不顯著，深層土壤濕度呈顯著變干趨勢，這種差異是因為表層土壤對短期氣候要素響應較快，而深層土壤受長期氣候變化的影響較大。

采用M-K方法對蒙古高原不同層土壤濕度的年均變化進行趨勢分析和突變檢驗，如圖4所示。SM1呈上升的年份有1982—1986年、1990—1992年、1993—1996年、2013—2018年，其余年份呈下降趨勢。SM2除1982—1986年、1993—1997年呈上升趨勢外其余年份均為下降趨勢。2002—2018年期間，|UF(dk)|>1.96，表明土壤濕度下降趨勢明顯。由于表層土壤濕度更易受到降水、溫度、風速及光照等外界因素影響，土壤濕度發生變化的概率較大。進一步探究高原近37 a各層土壤濕度發生突變的開始時間。由圖4(b)可知UF與UB在臨界線間于1996年有1個交點(臨界值u0.05=±1.96)，說明1996年為SM2開始突變的時間。SMI的兩條曲線在臨界線間有5個交點，分別為1984年、2012年、2014年、2016年和2018年(圖4(a))。為判斷真假突變點，采用滑動T檢驗再次驗證，當α=0.05時，t0.05=±2.145，2012年t=-2.682，通過顯著性檢驗。綜上所述，近37 a研究區SM1和SM2的突變時間分別發生在2012年和1996年左右。

3.3 土壤濕度的空間格局及變化分析

從1982—2018年蒙古高原多年平均土壤濕度的空間分布看出(圖5(a)和(b))，土壤濕度總體分布表現為由北向南，由東北向西南逐漸減少的趨勢，且呈現出高原外圍土壤濕度相對較高，內部相對較低的空間格局。SM1高值區主要分布于蒙古國阿爾泰山、杭愛山以北，薩彥嶺東部山間盆地以及肯特山的森林草原地區； 內蒙古東部從大興安嶺森林覆蓋區一直向南延伸到科爾沁沙地以及南部的河套平原灌溉區。這些地區土壤濕度介于0.15～0.29 m3/m3。SM1過渡帶，蒙古國主要分布于科布多省-后杭愛省-中央省-肯特省-東方省-蘇赫巴托爾省北部； 內蒙古主要分布在阿拉善騰格里沙漠綠洲-鄂爾多斯高原-錫林郭勒草原。低值區蒙古國主要分布于戈壁阿爾泰山地-巴彥洪戈爾省-南戈壁省-中戈壁省及東戈壁省的荒漠草原區； 內蒙古分布于西部的巴丹吉林沙漠，最小值出現在阿拉善荒漠區，這些區域的值介于0.05～0.08 m3/m3。SM2與SM1在空間分布表現基本一致，高原中部的典型和荒漠草原區SM2值較低，可能由于這些地區土壤質地與周邊區域不同導致的。蒙古高原土壤濕度空間分布格局受到不同土地覆蓋類型的影響很大(圖1)，同時也可能受高原四面環山，海拔因素或下墊面的影響[14]。

為深入研究蒙古高原長時序土壤濕度的變化情況，利用趨勢分析法計算不同層土壤濕度的年際變化率(圖5(c)和(d))。研究區SM1整體呈上升趨勢的區域占總面積的71.36%(slope>0)，其中顯著增加的地區占21.88%(p<0.05)，主要分布于阿爾泰山、杭愛山、肯特山、陰山山脈及東部大興安嶺等區域，這些地區共同點是海拔高且有森林或草地覆蓋。SM2整體呈下降的趨勢(slope<0)，減少的區域占69.71%，其中52.39%為顯著降低(p<0.05)，主要分布于杭愛山北部、薩彥嶺及科爾沁沙地等地區。

3.4 土壤濕度對氣候要素的響應

分析蒙古高原降水量、溫度的距平變化(圖6)，發現近37 a來降水量以-5.251 mm/10 a的速率呈下降趨勢(p>0.05)，1998年降水量最大，2017年最小。研究區多年來溫度以0.363 ℃/10 a呈上升趨勢(p<0.05)，1984年溫度最低，2007年最高。氣候要素的年際變化與丹丹[21]分析的1975—2010年期間蒙古高原氣候變化研究結果類似。探究研究區長時序氣候變化特征既可作為短期氣候變化的參考，也可為未來氣候的預測提供科學依據。

通過分析1982—2018年蒙古高原不同季節土壤濕度與降水量、溫度的相關性的空間分布情況，可知各季節土壤濕度與二者的相關性有顯著差異。土壤濕度與降水量整體表現為顯著正相關關系(表1)。

表1 不同季節各層土壤濕度與降水相關系數面積占比Tab.1 Area ratio of correlation coefficient between soil moisture and precipitation in different seasons

SM1在春、夏、秋季有超過99.6%的地區與降水量呈正相關，這些區域包括高原東北部和中部的大部分地區(圖7(a)-(c))。夏季，分別有60%和14.7%的地區與降水量呈顯著正相關和高度正相關，呈高度相關的地區主要包括蒙古國的杭愛山和肯特山森林草原區及內蒙古東北部的西烏珠穆沁草原和呼倫貝爾草原(圖7(b))。冬季，呈正相關的地區占67.7%，主要分布于通遼科爾沁沙地和阿拉善巴丹吉林-騰格里沙漠(圖7(d))，該區域雖降水少，但因荒漠區相比其他地區地表反射率強，下墊面吸收能量較多，積雪融化后土壤濕度隨之增加[22]。相比之下，SM2與降水量的相關性有所不同。春季，有84.3%的區域土壤濕度與降水量呈負相關，主要因為3，4月份降水較少，而高原積雪和凍土不斷消融，土壤濕度增加。夏季，呈正相關的地區占99.3%(70.4%為顯著和高度相關)。秋季，有91.6%的地區與降水量呈正相關(28.7%為顯著相關)。冬季，呈正相關的地區占18.8%，由于受蒙古高壓及西伯利亞寒潮的影響，高原整體干燥寒冷，深層土壤出現回凍。研究發現，土壤濕度與降水量相關性會隨土壤層加深而減小。

通過相關性分析發現： 土壤濕度與溫度以顯著負相關關系為主(表2)。SM1在春季有64.6%的地區土壤濕度與溫度呈正相關，3，4月份氣溫回升，高原內部的凍土消融、積雪融化導致土壤濕度增大(圖7(e))。夏季，呈負相關的地區占92.2%(30.3%為顯著和高度相關)，主要分布于蒙古國西北部的阿爾泰山、杭愛山、薩彥嶺的森林草原區及內蒙古東部大興安嶺和科爾沁沙地等地區(圖7(f))。夏季炎熱干燥，植被生長茂盛，溫度升高導致土壤濕度被大量蒸發。秋季和冬季分別有55.6%和86.4%的地區與溫度呈負相關(圖7(g)和圖7(h))，秋冬季溫度降低，表層土壤濕度主要受到降水的影響較大。研究區SM2與SM1在空間分布上也有較好的一致性。春夏秋季分別有60.1%，82.1%和68.2%的地區土壤濕度與溫度呈負相關。冬季，83.6%的地區土壤濕度與溫度呈正相關，由于溫度降低導致深層土壤出現回凍現象，土壤濕度也隨之降低。結果表明，土壤濕度與溫度的相關性會隨土壤層的加深而減小。

表2 不同季節各層土壤濕度與溫度相關系數面積占比Tab.2 Area ratio of correlation coefficient between soil moisture and temperature in different seasons

深入探究不同層土壤濕度對氣候變化的響應，利用相關分析方法計算0～12月不同時滯下二者的相關性，討論土壤濕度對氣候因子的滯后效應。由圖8(a)可知SM1有85.7%的地區對降水無滯后現象(時滯為0)，對降水明顯滯后一個月的區域占13.4%，其余月份極少地區對降水有滯后現象。而有83.6%的地區土壤濕度對溫度的響應滯后6～7個月(圖8(c))。這表明SM1對降水的響應快速，而對溫度的響應較緩慢。SM2有91.5%的地區對前一個月的降水存在滯后現象(圖8(b))，并有95.5%的地區土壤濕度對當月溫度無滯后效應(圖8(d))，說明深層土壤濕度對溫度響應較快。綜上所述，表層土壤濕度對溫度有明顯滯后現象，而深層土壤濕度對降水的滯后效應更顯著。

4 結論與展望

本研究以蒙古高原為研究區，基于GLDAS-Noah土壤濕度數據，分析了1982—2018年不同深度土壤濕度的時空格局、變化趨勢及突變性等特征，并討論其對氣候要素變化的響應。結論如下：

1)不同深度的年均土壤濕度在空間上整體表現出東北高、西南低且呈現出外圍相對較高、內部相對較低的格局，可能受到北冰洋和太平洋水汽的輸送以及不同土地覆蓋類型的影響[21]，還可能受到地形地貌、土壤質地、積雪分布及人為等多重因素的共同作用[16，23]。

2)從時間變化來看，0～10 cm土壤濕度以0.002 m3/m3/10 a的速率呈不顯著上升趨勢，顯著增加地區占21.88%，這與土壤濕度對降水的快速響應以及氣候變暖導致的積雪融化加快和凍土消融有密切聯系。10～40 cm土壤濕度以-0.005 m3/m3/10 a的速率呈顯著下降趨勢，有52.39%區域表現為顯著降低，地表溫度上升，降水量減少和潛在蒸發的加劇是使土壤濕度降低的重要原因[24]。

3)近37 a來，年降水量整體上以5.251 mm/10 a的速率下降，減少趨勢不顯著。而年均溫度以0.363 ℃/10 a上升，增加趨勢較為顯著。過去40 a蒙古高原平均溫度上升幅度大于全球的平均值，而降水量則呈下降的趨勢，區域氣候的變化會導致水資源短缺、草原荒漠化及植被生產力降低等生態環境問題[25]。

4)不同季節土壤濕度與降水量主要呈正相關關系，而與溫度以負相關關系為主，并且土壤濕度與二者的相關性會隨土壤層加深逐漸變小。表層土壤濕度對溫度有明顯的滯后現象，有83.6%的地區滯后6—7個月； 而深層土壤濕度對降水的滯后效應更顯著，約占總面積的91.5%。