王佳新，薩楚拉，毛克彪，孟凡浩，羅敏，王牧蘭

(1.內(nèi)蒙古師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，呼和浩特 010022； 2.中國農(nóng)業(yè)科學(xué)院農(nóng)業(yè)資源與農(nóng)業(yè)區(qū)劃研究所，北京 100081； 3.內(nèi)蒙古自治區(qū)遙感與地理信息系統(tǒng)重點實驗室，呼和浩特 010022)

0 引言

由全球氣候增暖帶來的區(qū)域干旱化趨勢日益明顯，受到科學(xué)界的普遍關(guān)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(huán)和交換，同時對生態(tài)系統(tǒng)的水循環(huán)、能量平衡及區(qū)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(qū)，脆弱且復(fù)雜的生態(tài)環(huán)境因降水量少、水資源匱乏對氣候變化的響應(yīng)極為敏感[4]。草地作為蒙古高原生態(tài)系統(tǒng)的特殊組成成分，土壤濕度動態(tài)變化會影響草原的生物量和承載力，進而影響草地生態(tài)及畜牧業(yè)的健康發(fā)展[5]。

目前，部分學(xué)者在不同區(qū)域關(guān)于土壤濕度與氣候變化間關(guān)系的研究已經(jīng)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(shù)據(jù)分析站點尺度上土壤濕度與溫度、降水的關(guān)系，結(jié)果表明土壤濕度與溫度普遍呈負反饋關(guān)系，與降水存在較好的正反饋關(guān)系。以中國西南地區(qū)為研究區(qū)，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(guān)性，發(fā)現(xiàn)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(xué)者在青藏高原[8-10]和黃土高原[11-12]等地區(qū)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(qū)，魏寶成等[13]基于AMSR-2微波數(shù)據(jù)，構(gòu)建土壤濕度反演模型，并探討年內(nèi)植被生長期土壤濕度對氣候因子及NDVI的響應(yīng)，發(fā)現(xiàn)不同子氣候區(qū)的響應(yīng)程度存在差異。從當(dāng)前研究現(xiàn)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(yīng)的相關(guān)認識。

傳統(tǒng)獲取土壤濕度的方法主要通過野外實測，這種方法獲取數(shù)據(jù)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(jiān)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(qū)域尺度研究[14]。數(shù)值模式通過數(shù)據(jù)同化等手段獲取長時序、大規(guī)模和高精度的土壤濕度數(shù)據(jù)，使得大尺度的時空變化研究成為可能，但同化結(jié)果一定程度上依賴于初始參數(shù)的準(zhǔn)確性。為解決這一缺陷，GLDAS創(chuàng)建了全球范圍的陸面同化系統(tǒng)，且與其他同化產(chǎn)品對比分析表明，GLDAS生成的結(jié)果更加準(zhǔn)確合理[15]。因此，本文基于1982—2018年GLDAS-Noah模式土壤濕度數(shù)據(jù)分析蒙古高原土壤濕度時空分布特征及動態(tài)變化趨勢；基于此探討其對降水、溫度的響應(yīng)。本研究可為監(jiān)測區(qū)域旱情、加強水土管理和促進農(nóng)牧業(yè)生產(chǎn)合理布局提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況及數(shù)據(jù)源

1.1 研究區(qū)概況

蒙古高原地處東亞內(nèi)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(huán)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(qū)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(shù)據(jù)源及其預(yù)處理

本文選用全球陸面數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)( global land data assimilation system，GLDAS)的土壤濕度產(chǎn)品數(shù)據(jù)[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(shù)據(jù)與GLDAS數(shù)據(jù)的量綱統(tǒng)一轉(zhuǎn)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(nóng)作物生長發(fā)育和農(nóng)田土壤濕度旬值數(shù)據(jù)集和國際土壤濕度網(wǎng)絡(luò) (International Soil Moisture Network，ISMN)提供的37個具有代表性的觀測數(shù)據(jù)。

溫度、降水?dāng)?shù)據(jù)采用East Anglia大學(xué)氣候研究中心(Climatic Research Unit，CRU)集合全球4 000多個站點氣象數(shù)據(jù)構(gòu)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(shù)據(jù)集，空間上以0.5°網(wǎng)格覆蓋全球陸地?？紤]到數(shù)據(jù)空間分辨率的一致性，對氣象數(shù)據(jù)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(yōu)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(gòu)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(tǒng)計量：

(2)

此時UFK服從標(biāo)準(zhǔn)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(dāng)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(fā)生的時間區(qū)間。若兩條曲線存在交點且位于臨界線之間，則對應(yīng)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(yīng)判斷真假突變點，還需經(jīng)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(shù)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(fā)生變化。

2.3 相關(guān)分析

檢驗土壤濕度與氣候要素間的響應(yīng)關(guān)系可以通過計算二者的相關(guān)系數(shù)實現(xiàn)，即

(5)

3 結(jié)果與分析

3.1 數(shù)據(jù)精度驗證

大尺度的土壤濕度地面測量相對困難，當(dāng)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(shù)據(jù)源。為保證驗證數(shù)據(jù)質(zhì)量，剔除非晴空條件下的觀測數(shù)據(jù)，共選取37個站點數(shù)據(jù)(圖1)，對不同季節(jié)0～10 cm GLDAS土壤濕度數(shù)據(jù)進行精度驗證，如圖2所示。不同站點平均相關(guān)系數(shù)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(jié)果與宋海清[20]對GLDAS土壤濕度數(shù)據(jù)在內(nèi)蒙古的評估結(jié)果相近，這表明GLDAS數(shù)據(jù)可以較準(zhǔn)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(shù)據(jù)與觀測站點土壤濕度數(shù)據(jù)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(qū)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(yīng)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(fēng)速及光照等外界因素影響，土壤濕度發(fā)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(fā)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(dāng)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(qū)SM1和SM2的突變時間分別發(fā)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(xiàn)為由北向南，由東北向西南逐漸減少的趨勢，且呈現(xiàn)出高原外圍土壤濕度相對較高，內(nèi)部相對較低的空間格局。SM1高值區(qū)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(qū)； 內(nèi)蒙古東部從大興安嶺森林覆蓋區(qū)一直向南延伸到科爾沁沙地以及南部的河套平原灌溉區(qū)。這些地區(qū)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(nèi)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(qū)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(qū)； 內(nèi)蒙古分布于西部的巴丹吉林沙漠，最小值出現(xiàn)在阿拉善荒漠區(qū)，這些區(qū)域的值介于0.05～0.08 m3/m3。SM2與SM1在空間分布表現(xiàn)基本一致，高原中部的典型和荒漠草原區(qū)SM2值較低，可能由于這些地區(qū)土壤質(zhì)地與周邊區(qū)域不同導(dǎo)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(huán)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(qū)SM1整體呈上升趨勢的區(qū)域占總面積的71.36%(slope>0)，其中顯著增加的地區(qū)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(qū)域，這些地區(qū)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(qū)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(qū)。

3.4 土壤濕度對氣候要素的響應(yīng)

分析蒙古高原降水量、溫度的距平變化(圖6)，發(fā)現(xiàn)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(qū)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(jié)果類似。探究研究區(qū)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(yù)測提供科學(xué)依據(jù)。

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

表1 不同季節(jié)各層土壤濕度與降水相關(guān)系數(shù)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(qū)與降水量呈正相關(guān)，這些區(qū)域包括高原東北部和中部的大部分地區(qū)(圖7(a)-(c))。夏季，分別有60%和14.7%的地區(qū)與降水量呈顯著正相關(guān)和高度正相關(guān)，呈高度相關(guān)的地區(qū)主要包括蒙古國的杭愛山和肯特山森林草原區(qū)及內(nèi)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(guān)的地區(qū)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(qū)域雖降水少，但因荒漠區(qū)相比其他地區(qū)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(guān)性有所不同。春季，有84.3%的區(qū)域土壤濕度與降水量呈負相關(guān)，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(guān)的地區(qū)占99.3%(70.4%為顯著和高度相關(guān))。秋季，有91.6%的地區(qū)與降水量呈正相關(guān)(28.7%為顯著相關(guān))。冬季，呈正相關(guān)的地區(qū)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(xiàn)回凍。研究發(fā)現(xiàn)，土壤濕度與降水量相關(guān)性會隨土壤層加深而減小。

通過相關(guān)性分析發(fā)現(xiàn)： 土壤濕度與溫度以顯著負相關(guān)關(guān)系為主(表2)。SM1在春季有64.6%的地區(qū)土壤濕度與溫度呈正相關(guān)，3，4月份氣溫回升，高原內(nèi)部的凍土消融、積雪融化導(dǎo)致土壤濕度增大(圖7(e))。夏季，呈負相關(guān)的地區(qū)占92.2%(30.3%為顯著和高度相關(guān))，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(qū)及內(nèi)蒙古東部大興安嶺和科爾沁沙地等地區(qū)(圖7(f))。夏季炎熱干燥，植被生長茂盛，溫度升高導(dǎo)致土壤濕度被大量蒸發(fā)。秋季和冬季分別有55.6%和86.4%的地區(qū)與溫度呈負相關(guān)(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(qū)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(qū)土壤濕度與溫度呈負相關(guān)。冬季，83.6%的地區(qū)土壤濕度與溫度呈正相關(guān)，由于溫度降低導(dǎo)致深層土壤出現(xiàn)回凍現(xiàn)象，土壤濕度也隨之降低。結(jié)果表明，土壤濕度與溫度的相關(guān)性會隨土壤層的加深而減小。

表2 不同季節(jié)各層土壤濕度與溫度相關(guān)系數(shù)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(yīng)，利用相關(guān)分析方法計算0～12月不同時滯下二者的相關(guān)性，討論土壤濕度對氣候因子的滯后效應(yīng)。由圖8(a)可知SM1有85.7%的地區(qū)對降水無滯后現(xiàn)象(時滯為0)，對降水明顯滯后一個月的區(qū)域占13.4%，其余月份極少地區(qū)對降水有滯后現(xiàn)象。而有83.6%的地區(qū)土壤濕度對溫度的響應(yīng)滯后6～7個月(圖8(c))。這表明SM1對降水的響應(yīng)快速，而對溫度的響應(yīng)較緩慢。SM2有91.5%的地區(qū)對前一個月的降水存在滯后現(xiàn)象(圖8(b))，并有95.5%的地區(qū)土壤濕度對當(dāng)月溫度無滯后效應(yīng)(圖8(d))，說明深層土壤濕度對溫度響應(yīng)較快。綜上所述，表層土壤濕度對溫度有明顯滯后現(xiàn)象，而深層土壤濕度對降水的滯后效應(yīng)更顯著。

4 結(jié)論與展望

本研究以蒙古高原為研究區(qū)，基于GLDAS-Noah土壤濕度數(shù)據(jù)，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(yīng)。結(jié)論如下：

1)不同深度的年均土壤濕度在空間上整體表現(xiàn)出東北高、西南低且呈現(xiàn)出外圍相對較高、內(nèi)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(zhì)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(qū)占21.88%，這與土壤濕度對降水的快速響應(yīng)以及氣候變暖導(dǎo)致的積雪融化加快和凍土消融有密切聯(lián)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(qū)域表現(xiàn)為顯著降低，地表溫度上升，降水量減少和潛在蒸發(fā)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(qū)域氣候的變化會導(dǎo)致水資源短缺、草原荒漠化及植被生產(chǎn)力降低等生態(tài)環(huán)境問題[25]。

4)不同季節(jié)土壤濕度與降水量主要呈正相關(guān)關(guān)系，而與溫度以負相關(guān)關(guān)系為主，并且土壤濕度與二者的相關(guān)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(xiàn)象，有83.6%的地區(qū)滯后6—7個月； 而深層土壤濕度對降水的滯后效應(yīng)更顯著，約占總面積的91.5%。