蒙古高原土壤湿度时空变化格局及其对气候变化的响应

王佳新，萨楚拉，毛克彪，孟凡浩，罗敏，王牧兰

(1.内蒙古师范大学地理科学学院，呼和浩特 010022； 2.中国农业科学院农业资源与农业区划研究所，北京 100081； 3.内蒙古自治区遥感与地理信息系统重点实验室，呼和浩特 010022)

0 引言

由全球气候增暖带来的区域干旱化趋势日益明显，受到科学界的普遍关注[1]。土壤湿度作为影响气候变化的重要因素之一，主要参与陆地-大气间水分与能量的循环和交换，同时对生态系统的水循环、能量平衡及区域气候变化有显著影响[2-3]。蒙古高原属于典型的干旱、半干旱气候区，脆弱且复杂的生态环境因降水量少、水资源匮乏对气候变化的响应极为敏感[4]。草地作为蒙古高原生态系统的特殊组成成分，土壤湿度动态变化会影响草原的生物量和承载力，进而影响草地生态及畜牧业的健康发展[5]。

目前，部分学者在不同区域关于土壤湿度与气候变化间关系的研究已经取得一些成果。如王晓婷等[6]基于中国东部722个逐月观测数据分析站点尺度上土壤湿度与温度、降水的关系，结果表明土壤湿度与温度普遍呈负反馈关系，与降水存在较好的正反馈关系。以中国西南地区为研究区，邓元红等[7]探究了不同深度土壤湿度与气候要素的时空相关性，发现温度主要对表层土壤湿度有控制作用，但深层土壤湿度的干湿取决于降水多少。此外，我国学者在青藏高原[8-10]和黄土高原[11-12]等地区也进行了土壤湿度时空变化方面的大量研究。对于蒙古高原地区，魏宝成等[13]基于AMSR-2微波数据，构建土壤湿度反演模型，并探讨年内植被生长期土壤湿度对气候因子及NDVI的响应，发现不同子气候区的响应程度存在差异。从当前研究现状来看，受蒙古高原特殊地理位置、观测站点稀少等原因影响，缺乏基于长时序的土壤湿度变化及其对气候要素响应的相关认识。

传统获取土壤湿度的方法主要通过野外实测，这种方法获取数据精度高，但采样点少且代表性弱，无法对大范围土壤湿度的变化快速监测。而遥感反演受到植被、土层厚度和土壤粗糙度等影响,限制了土壤湿度的区域尺度研究[14]。数值模式通过数据同化等手段获取长时序、大规模和高精度的土壤湿度数据，使得大尺度的时空变化研究成为可能，但同化结果一定程度上依赖于初始参数的准确性。为解决这一缺陷，GLDAS创建了全球范围的陆面同化系统，且与其他同化产品对比分析表明，GLDAS生成的结果更加准确合理[15]。因此，本文基于1982—2018年GLDAS-Noah模式土壤湿度数据分析蒙古高原土壤湿度时空分布特征及动态变化趋势；基于此探讨其对降水、温度的响应。本研究可为监测区域旱情、加强水土管理和促进农牧业生产合理布局提供科学依据。

1 研究区概况及数据源

1.1 研究区概况

蒙古高原地处东亚内陆中心, 位于37°46′～53°08′N, 87°40′～122°15′E之间, 面积 2.75×106km2。高原四面环山,北起萨彦岭、雅布洛诺夫山及肯特山脉, 南至阴山山脉，东抵大兴安岭，西连萨彦岭、阿尔泰山。地貌类型以高平原和山地为主，平均海拔约1 580 m。研究区夏季短暂炎热，最高温达30～35 ℃，冬季漫长严寒，最低温达-40 ℃以下，多年均温约3.8 ℃，年降水量约200 mm[16]。由于受土壤、气候等因素影响，自然植被分带如图1所示。

1.2 数据源及其预处理

本文选用全球陆面数据同化系统( global land data assimilation system，GLDAS)的土壤湿度产品数据[17]，空间和时间分辨率分别为0.25°和3 h。垂直深度分别选取0～10 cm(SM1)和10～40 cm(SM2)，单位为kg/m2，将站点数据与GLDAS数据的量纲统一转换为m3/m3。以0～10 cm土壤湿度值为参考，对10～40 cm土壤湿度值乘以1/3做归一化处理[12]。站点资料选用中国农作物生长发育和农田土壤湿度旬值数据集和国际土壤湿度网络 (International Soil Moisture Network，ISMN)提供的37个具有代表性的观测数据。

温度、降水数据采用East Anglia大学气候研究中心(Climatic Research Unit，CRU)集合全球4 000多个站点气象数据构建的一套覆盖面广、分辨率高且观测全面的月平均气象因子数据集，空间上以0.5°网格覆盖全球陆地。考虑到数据空间分辨率的一致性，对气象数据重采样为0.25°。并将四季划分为春季(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 突变分析

1) Mann-Kendall 方法。该方法常被用于分析气候要素趋势和突变，其优势在于适用范围较宽，人为影响因素较少，定量化程度较高。M-K方法通过构造一组序列来检验土壤湿度样本序列的趋势和突变，即

(1)

定义统计量：

(2)

此时UFK服从标准分布，样本反向序列UBK，使UFK=-UBK。UFK值的正(负)说明序列呈上升(下降)趋势，当UFK和UBK超过临界线时，说明变化趋势显著，超出的范围就是突变发生的时间区间。若两条曲线存在交点且位于临界线之间，则对应于该点的时间就是突变开始的时刻。

2)滑动T检验法。利用M-K方法对气候要素长时间序列进行突变检验时，若有多个突变点时，应判断真假突变点，还需经过滑动T检验再次验证，即

(3)

2.2 趋势分析

slope趋势法是基于一元线性回归方法进行逐像元求取土壤湿度的年际变化，即

(4)

式中：slope为土壤湿度的年际变化率；i为年份数量；n为时间序列长度；Wi为第i年土壤湿度值。若斜率大于(小于)0，则说明土壤湿度较上一时间增加(减少)； 若slope为0说明相比上一时间未发生变化。

2.3 相关分析

检验土壤湿度与气候要素间的响应关系可以通过计算二者的相关系数实现，即

(5)

3 结果与分析

3.1 数据精度验证

大尺度的土壤湿度地面测量相对困难，当前多选择地表类型单一，地势平坦观测站点的平均值作为主要数据源。为保证验证数据质量，剔除非晴空条件下的观测数据，共选取37个站点数据(图1)，对不同季节0～10 cm GLDAS土壤湿度数据进行精度验证，如图2所示。不同站点平均相关系数R2为0.701 4，均方根误差(root-mean-square error，RMSE)为0.028 5，平均绝对误差(mean absolute error，MAN)为0.021 1。此结果与宋海清[20]对GLDAS土壤湿度数据在内蒙古的评估结果相近，这表明GLDAS数据可以较准确地模拟蒙古高原土壤湿度时空变异性。

图2 GLDAS土壤湿度数据与观测站点土壤湿度数据精度验证Fig.2 Accuracy verification of GLDAS soil moisture dataand soil moisture data at measured sites

3.2 土壤湿度的时间变化分析

由图3可知，1982—2018年蒙古高原不同深度年均土壤湿度的变化趋势不同，可看出SM1以0.002 m3/m3/10 a的速率呈微弱上升趋势(p>0.05)，年均值介于0.142 6～0.164 4 m3/ m3之间。而研究区SM2

图3 1982—2018年蒙古高原土壤湿度的年际变化Fig.3 Inter-annual changes in soil moisture in theMongolian Plateau from 1982 to 2018

以-0.005 m3/ m3/10a的速率呈下降趋势(p<0.05)，年均值介于0.151 7～0.197 5 m3/ m3之间。说明近37 a高原表层土壤湿度变湿趋势不显著，深层土壤湿度呈显著变干趋势，这种差异是因为表层土壤对短期气候要素响应较快，而深层土壤受长期气候变化的影响较大。

采用M-K方法对蒙古高原不同层土壤湿度的年均变化进行趋势分析和突变检验，如图4所示。SM1呈上升的年份有1982—1986年、1990—1992年、1993—1996年、2013—2018年，其余年份呈下降趋势。SM2除1982—1986年、1993—1997年呈上升趋势外其余年份均为下降趋势。2002—2018年期间，|UF(dk)|>1.96，表明土壤湿度下降趋势明显。由于表层土壤湿度更易受到降水、温度、风速及光照等外界因素影响，土壤湿度发生变化的概率较大。进一步探究高原近37 a各层土壤湿度发生突变的开始时间。由图4(b)可知UF与UB在临界线间于1996年有1个交点(临界值u0.05=±1.96)，说明1996年为SM2开始突变的时间。SMI的两条曲线在临界线间有5个交点，分别为1984年、2012年、2014年、2016年和2018年(图4(a))。为判断真假突变点，采用滑动T检验再次验证，当α=0.05时，t0.05=±2.145，2012年t=-2.682，通过显著性检验。综上所述，近37 a研究区SM1和SM2的突变时间分别发生在2012年和1996年左右。

3.3 土壤湿度的空间格局及变化分析

从1982—2018年蒙古高原多年平均土壤湿度的空间分布看出(图5(a)和(b))，土壤湿度总体分布表现为由北向南，由东北向西南逐渐减少的趋势，且呈现出高原外围土壤湿度相对较高，内部相对较低的空间格局。SM1高值区主要分布于蒙古国阿尔泰山、杭爱山以北，萨彦岭东部山间盆地以及肯特山的森林草原地区； 内蒙古东部从大兴安岭森林覆盖区一直向南延伸到科尔沁沙地以及南部的河套平原灌溉区。这些地区土壤湿度介于0.15～0.29 m3/m3。SM1过渡带，蒙古国主要分布于科布多省-后杭爱省-中央省-肯特省-东方省-苏赫巴托尔省北部； 内蒙古主要分布在阿拉善腾格里沙漠绿洲-鄂尔多斯高原-锡林郭勒草原。低值区蒙古国主要分布于戈壁阿尔泰山地-巴彦洪戈尔省-南戈壁省-中戈壁省及东戈壁省的荒漠草原区； 内蒙古分布于西部的巴丹吉林沙漠，最小值出现在阿拉善荒漠区，这些区域的值介于0.05～0.08 m3/m3。SM2与SM1在空间分布表现基本一致，高原中部的典型和荒漠草原区SM2值较低，可能由于这些地区土壤质地与周边区域不同导致的。蒙古高原土壤湿度空间分布格局受到不同土地覆盖类型的影响很大(图1)，同时也可能受高原四面环山，海拔因素或下垫面的影响[14]。

为深入研究蒙古高原长时序土壤湿度的变化情况，利用趋势分析法计算不同层土壤湿度的年际变化率(图5(c)和(d))。研究区SM1整体呈上升趋势的区域占总面积的71.36%(slope>0)，其中显著增加的地区占21.88%(p<0.05)，主要分布于阿尔泰山、杭爱山、肯特山、阴山山脉及东部大兴安岭等区域，这些地区共同点是海拔高且有森林或草地覆盖。SM2整体呈下降的趋势(slope<0)，减少的区域占69.71%，其中52.39%为显著降低(p<0.05)，主要分布于杭爱山北部、萨彦岭及科尔沁沙地等地区。

3.4 土壤湿度对气候要素的响应

分析蒙古高原降水量、温度的距平变化(图6)，发现近37 a来降水量以-5.251 mm/10 a的速率呈下降趋势(p>0.05)，1998年降水量最大，2017年最小。研究区多年来温度以0.363 ℃/10 a呈上升趋势(p<0.05)，1984年温度最低，2007年最高。气候要素的年际变化与丹丹[21]分析的1975—2010年期间蒙古高原气候变化研究结果类似。探究研究区长时序气候变化特征既可作为短期气候变化的参考，也可为未来气候的预测提供科学依据。

通过分析1982—2018年蒙古高原不同季节土壤湿度与降水量、温度的相关性的空间分布情况，可知各季节土壤湿度与二者的相关性有显著差异。土壤湿度与降水量整体表现为显著正相关关系(表1)。

表1 不同季节各层土壤湿度与降水相关系数面积占比Tab.1 Area ratio of correlation coefficient between soil moisture and precipitation in different seasons

SM1在春、夏、秋季有超过99.6%的地区与降水量呈正相关，这些区域包括高原东北部和中部的大部分地区(图7(a)-(c))。夏季，分别有60%和14.7%的地区与降水量呈显著正相关和高度正相关，呈高度相关的地区主要包括蒙古国的杭爱山和肯特山森林草原区及内蒙古东北部的西乌珠穆沁草原和呼伦贝尔草原(图7(b))。冬季，呈正相关的地区占67.7%，主要分布于通辽科尔沁沙地和阿拉善巴丹吉林-腾格里沙漠(图7(d))，该区域虽降水少，但因荒漠区相比其他地区地表反射率强，下垫面吸收能量较多，积雪融化后土壤湿度随之增加[22]。相比之下，SM2与降水量的相关性有所不同。春季，有84.3%的区域土壤湿度与降水量呈负相关，主要因为3，4月份降水较少，而高原积雪和冻土不断消融，土壤湿度增加。夏季，呈正相关的地区占99.3%(70.4%为显著和高度相关)。秋季，有91.6%的地区与降水量呈正相关(28.7%为显著相关)。冬季，呈正相关的地区占18.8%，由于受蒙古高压及西伯利亚寒潮的影响，高原整体干燥寒冷，深层土壤出现回冻。研究发现，土壤湿度与降水量相关性会随土壤层加深而减小。

通过相关性分析发现： 土壤湿度与温度以显著负相关关系为主(表2)。SM1在春季有64.6%的地区土壤湿度与温度呈正相关，3，4月份气温回升，高原内部的冻土消融、积雪融化导致土壤湿度增大(图7(e))。夏季，呈负相关的地区占92.2%(30.3%为显著和高度相关)，主要分布于蒙古国西北部的阿尔泰山、杭爱山、萨彦岭的森林草原区及内蒙古东部大兴安岭和科尔沁沙地等地区(图7(f))。夏季炎热干燥，植被生长茂盛，温度升高导致土壤湿度被大量蒸发。秋季和冬季分别有55.6%和86.4%的地区与温度呈负相关(图7(g)和图7(h))，秋冬季温度降低，表层土壤湿度主要受到降水的影响较大。研究区SM2与SM1在空间分布上也有较好的一致性。春夏秋季分别有60.1%，82.1%和68.2%的地区土壤湿度与温度呈负相关。冬季，83.6%的地区土壤湿度与温度呈正相关，由于温度降低导致深层土壤出现回冻现象，土壤湿度也随之降低。结果表明，土壤湿度与温度的相关性会随土壤层的加深而减小。

表2 不同季节各层土壤湿度与温度相关系数面积占比Tab.2 Area ratio of correlation coefficient between soil moisture and temperature in different seasons

深入探究不同层土壤湿度对气候变化的响应，利用相关分析方法计算0～12月不同时滞下二者的相关性，讨论土壤湿度对气候因子的滞后效应。由图8(a)可知SM1有85.7%的地区对降水无滞后现象(时滞为0)，对降水明显滞后一个月的区域占13.4%，其余月份极少地区对降水有滞后现象。而有83.6%的地区土壤湿度对温度的响应滞后6～7个月(图8(c))。这表明SM1对降水的响应快速，而对温度的响应较缓慢。SM2有91.5%的地区对前一个月的降水存在滞后现象(图8(b))，并有95.5%的地区土壤湿度对当月温度无滞后效应(图8(d))，说明深层土壤湿度对温度响应较快。综上所述，表层土壤湿度对温度有明显滞后现象，而深层土壤湿度对降水的滞后效应更显著。

4 结论与展望

本研究以蒙古高原为研究区，基于GLDAS-Noah土壤湿度数据，分析了1982—2018年不同深度土壤湿度的时空格局、变化趋势及突变性等特征，并讨论其对气候要素变化的响应。结论如下：

1)不同深度的年均土壤湿度在空间上整体表现出东北高、西南低且呈现出外围相对较高、内部相对较低的格局，可能受到北冰洋和太平洋水汽的输送以及不同土地覆盖类型的影响[21]，还可能受到地形地貌、土壤质地、积雪分布及人为等多重因素的共同作用[16，23]。

2)从时间变化来看，0～10 cm土壤湿度以0.002 m3/m3/10 a的速率呈不显著上升趋势，显著增加地区占21.88%，这与土壤湿度对降水的快速响应以及气候变暖导致的积雪融化加快和冻土消融有密切联系。10～40 cm土壤湿度以-0.005 m3/m3/10 a的速率呈显著下降趋势，有52.39%区域表现为显著降低，地表温度上升，降水量减少和潜在蒸发的加剧是使土壤湿度降低的重要原因[24]。

3)近37 a来，年降水量整体上以5.251 mm/10 a的速率下降，减少趋势不显著。而年均温度以0.363 ℃/10 a上升，增加趋势较为显著。过去40 a蒙古高原平均温度上升幅度大于全球的平均值，而降水量则呈下降的趋势，区域气候的变化会导致水资源短缺、草原荒漠化及植被生产力降低等生态环境问题[25]。

4)不同季节土壤湿度与降水量主要呈正相关关系，而与温度以负相关关系为主，并且土壤湿度与二者的相关性会随土壤层加深逐渐变小。表层土壤湿度对温度有明显的滞后现象，有83.6%的地区滞后6—7个月； 而深层土壤湿度对降水的滞后效应更显著，约占总面积的91.5%。