在我國，土壤濕度的異常變化引起了科學家的注意。越來越多的學者開始分析土壤濕度與短期氣候變化之間的聯系。左志燕等 [1] 發現，土壤濕度異常改變了海陸溫差，從而對東亞夏季風的強度，以及西太平洋副熱帶高壓的位置和強度造成影響，使得中國夏季雨帶的位置發生變化，造成區域降水異常。梁寧樂 [2] 等將站點資料與再分析資料相結合，得出春季華南土壤濕度異常通過影響地表面溫度，并且改變地表對大氣的熱量輸送，從而引起夏季大氣環流與降水異常。隨著觀測資料的不斷豐富，土壤濕度作為影響環流形勢的潛在因素，未來很有可能將作為短期氣候預測模型中的重要物理因子為氣候預測提供更多的參考依據。

受到土壤濕度觀測資料的局限，許多學者主要分析的是中國東部地區的土壤濕度與降水之間的聯系，因為在東部地區的觀測網更密集，觀測手段也更先進。隨著陸面同化技術的進步，再分析資料的可靠性也得到了充分的驗證。青藏高原作為影響東亞環流的重要因子，不得不考慮區域內的土壤濕度與中國東部的降水存在哪些聯系，這個問題不僅具有天氣學和氣候學的理論意義，也在極端天氣預測等方面具有重要的意義。

土壤濕度資料采用空間分辨率為1? × 1?的全球陸面數據同化系統(Global Land Data Assimilation System, GLDAS)的月平均數據集。由于本文將青藏高原土壤濕度垂直層面上分為三層(0~10 cm, 10~50 cm, 50~100 cm)。而數據集中一共包含10層的土壤濕度數據，所以篩選了資料中的前八層數據再通過數學平均進行分層。

降水資料采用美國國家大氣研究中心NCAR和UCAR聯合處理的空間分辨率為2.5? × 2.5?的月平均全球降水數據集GPCP (Global Precipitation Climatology Project)，時間范圍為1981~2013年。

EOF稱為經驗正交函數(Empirical Orthogonal Function)。EOF分解法是根據氣象資料場的主要特征值進行分解，分解的函數因此沒有固定的函數形式但同時保有“正交性”的特點，與此同時取點也不受限制。

于是將土壤濕度場M中個i空間點和j個觀測時次所構成的變量 $M_{i\times j}$ 看作是個i空間特征向量和對應的時間函數的線性組合，整個過程可以表示為：

$M_{i\times j}=T_{i\times j}{X}_{i\times j}$

式中 $M_{i\times j}$ 是土壤濕度場， $T_{i\times j}$ 為時間函數矩陣， $X_{i\times j}$ 為特征向量組成的空間函數矩陣。

本文采用施能 [3] 等在分析年代際氣候變化特征時所用的趨勢系數計算方法，得到能反映空間變化特征所對應的趨勢系數。

具體公式如下：

$r_{xt}=\frac{{\displaystyle {\sum }_{i=1}^n\left(x_i?\bar{x}\right)\left(i?\bar{t}\right)}}{\sqrt{{\displaystyle {\sum }_{i=1}^n{\left(x_i?\bar{x}\right)}^2}{\displaystyle {\sum }_{i=1}^n{\left(i?\bar{t}\right)}^2}}}$

在表達式中 $\bar{t}=\left(n+1\right)/2$， $r_{xt}$ 的范圍為[?1, 1]。

將計算結果進行t檢驗。在NCL當中對于 $r_{xt}$ 的顯著性檢驗公式如下：

$rc=\frac{r_{xt}\sqrt{n?2}}{\sqrt{1?r_{xt}^2}}$

本文采用Pearson相關系數來表示青藏高原五月的土壤濕度與中國東部夏季降水間的聯系。兩個氣象要素的Pearson相關系數定義為兩個要素之間的協方差和標準差的商，常用r表示。通過NCL處理時通過以下方程對r進行計算：

$r=\frac{1}{n?1}{\displaystyle \underset{i=1}{\overset{n}{\sum }}\left(\frac{X_i?\bar{X}}{\sigma X}\right)}\left(\frac{Y_i?\bar{Y}}{\sigma Y}\right)$

在上式中 $\bar{X}$ 及 $\sigma X$ 分別是樣本的平均值和樣本的標準差。

從圖1中可以看出，36年來，青藏高原土壤濕度隨著高原平均海拔高度的變化呈現出自高原東南部往高原西北部逐漸減小的分布特征。從各垂直分層的空間分布來看，其分布特征大致相似。青藏高原各層次土壤濕度極大值區域均出現在高原東南部，土壤濕度大于0.26 m³m^?3。而高原西部和北部的土壤相比較于全區，往往偏干，土壤濕度值小于0.18 m³m^?3。從平均土壤濕度的垂直分布來看，高原整體的平均土壤濕度隨土壤層次加深而越高。所以青藏高原土壤濕度的年平均空間分布特征與植被的覆蓋率的空間分布和青藏高原地區的降水量分布特征相類似 [4] [5]。也因此從青藏高原的土壤分布特征不僅可以體現高原地區的地表特征情況，還可以顯示出高原地區的降水、海拔高度以及植被覆蓋率的分布情況。

從圖1可以看出36年來，四季的空間分布特征與年空間分布特征基本一致。四季對比于年平均情況不同之處在于中東南濕區淺、深層土壤濕度、中部和西部淺層土壤濕度大小存在差異。

綜合全年和各季節的土壤濕度分布特征其共同點為：青藏高原東南部土壤濕度值較高，越往西北土壤濕度越干；土壤濕度的大小隨土壤深度的加深逐漸變大。青藏高原東南部較其他地區降水量較多，雨季時間相對較長；并且東南部地區植被覆蓋率較高，所以東南部地區固水能力較好，對應地區往往為濕區。與此同時，隨著雨季、氣溫的變化，土壤濕度數值大小也隨之變化并伴有明顯的季節性特征。在春季，氣溫逐漸上升引起凍土及地面積雪融化外加降水逐漸增多導致土壤吸收更多的水分，土壤逐漸變濕。隨著夏季和高原雨季的到來，高原地區土壤濕度值達到頂峰。秋季過后，高原的雨季結束，滲透到地面的水分減少；氣溫不斷下降，液態水凝固成為冰，有些地區土壤變為凍土，高原地區土壤濕度變低并在冬季下降到全年最低值 [6]。

圖2表示，將年土壤濕度場做距平處理過后，進行EOF分解，得到的青藏高原各層次年土壤濕度距平場第一模態(EOF1)的空間分布和對應的時間系數。在空間分布上，淺層(0~10 cm)和中層(10~50 cm)的第一模態具有相同的特征。在高原東南部為負值中心，西北部為正值中心。表明土壤濕度在東南與西北部呈反相變化。結合時間序列分析，在1981~2001年間，淺層和中層第一模態的時間系數普遍為負，所以西北部土壤濕度減小，而東南部增加；2001年過后，時間系數正位相，兩個區域反相變化，西北部增加，東南部減小。青藏高原深層年土壤濕度距平場的第一模態在空間分布上，與前兩者有細小差異。高原的中、西南部、有明顯的正值中心，而東部為負值。結合時間序列，在2001年之前，青藏高原東部土壤濕度正位相，說明該地濕度值偏高；而中、西南部地區負位相，該區域濕度值偏低。2001年之后，東部土壤變干，而中、西南部土壤變濕。

表1和圖3，分別是1981~2016年間青藏高原四季各層次土壤濕度距平場EOF方差貢獻統計表和第一模態。其中由表1可知，春夏秋冬四季前四模態的方差貢獻率分別在40%~65.4%、49%~68.5%、42.9%~67.8%及42.2~72.4%之間，基本可以反映四季青藏高原不同層次土壤濕度的時空變化特征。下文主要分析第一模態的分布特征和時間系數。

從青藏高原全年、各季節多層次的土壤濕度的EOF模態可以得出一些共同的特征：在第一模態當中，從淺層(0~10 cm)至深層(50~100 cm)，其空間分布特征基本一致，基本為東南部和西北部呈反相分布的特征。基于GLDAS數據集的EOF分析結果，與之前的研究結果基本一致，具有良好的適用性和代表性。

為了反映青藏高原春季土壤濕度與中國東部夏季降水的聯系，將青藏高原土壤濕度做區域平均并且進行標準化處理，將其定義為青藏高原春季青藏高原土壤濕度的異常指數(用 $I_m$ 表示)，其可以反映1981~2013年間青藏高原春季土壤濕度異常變化的特征。另外將圖中|I_M| ≥ 1的年份稱為土壤濕度異常年份(圖略)。

從圖4可以看出，青藏高原各層次的土壤濕度異常年份與對應年份中國東部六月的降水量呈負相關。即當青藏高原春季土壤濕度值偏小時(負異常年份)，中國東部六月份的降水量較多年平均值更大；當青藏高原土壤濕度值偏大(正異常年份)，中國東部六月份的降水量較多年平均值更小。

為了解青藏高原春季土壤濕度對中國東部夏季降水影響的具體區域，于是將青藏高原春季不同層次的土壤濕度場做區域平均和標準化處理后與中國東部夏季降水進行相關分析。結果如圖5(a)所示，青藏高原春季淺層(0~10 cm)土壤濕度與東北地區南部，華北部分地區六月的降水量呈正相關關系，相關系數為0.4并通過了90%的顯著性檢驗。從圖5(b)上通過90%顯著性檢驗的區域來看，青藏高原春季中層(10~50 cm)土壤濕度與中國東部六月份降水的相關性較小。而圖5(c)上青藏高原春季深層土壤濕度(50~100 cm)與長江中下游流域、淮河一帶、以及東南沿海地區六月的降水量呈負相關關系，相關系數為?0.4并通過了90%的顯著性檢驗。

同理分析圖6(a)、圖6(b)、圖7可以得出以下結論：七月份，當青藏高原春季土壤偏干(濕)時，中國東部七月份的降水量較多年平均值更大(小)；當青藏高原春季淺層土壤濕度偏高(低)時，東南沿海地區七月份的降水量就偏少(多)；當青藏高原春季中層的土壤偏干(濕)時，淮河流域七月份的降水量也偏少(多)；淮河地區七月份的降水量與青藏高原春季深層土壤濕度表現類似于中層。八月份，當青藏高原春季土壤偏干(濕)，中國東部八月份的降水量較多年平均值更大(小)；青藏高原春季淺層土壤濕度與東南沿海地區、華北地區以及東北小部分地區八月份的降水量呈負相關。而與長江中下游地區和淮河流域七月份的降水量呈正相關；中層與淺層類似；青藏高原深層的土壤濕度與東北地區和東南沿海地區八月份的降水量呈負相關關系。從上述分析可知春季青藏高原各層次土壤濕度與中國東部部分地區的降水量存在一定的相關性，可見高原土壤濕度的異常變化能為短期氣候預測提供些依據。

1) 1981~2016年青藏高原各層次、各季節的土壤濕度在空間分布特征上呈現一致性。土壤濕度從高原東南部至高原西北部逐漸遞減，并且高原整體土壤濕度隨著土壤深度的加深而逐漸變大。

2) 將青藏高原土壤濕度的距平場進行EOF分解，青藏高原各層次、各季節的第一模態在空間分布以及時間系數變化近乎相似。在第一模態中高原的西北部往往表現為正異常，而高原的東南部往往表現為負異常，即高原東南地區和西北地區的土壤濕度呈反相變化。結合時間系數分析，在1981~2001以前青藏高原東南部土壤較濕，西北部較干；而2001年~2016年，東南部減少，西北增加。

3) 青藏高原春季各層次土壤濕度與中國東部的降水呈負相關，即土壤濕度值越大，東部降水量越少。從通過90%顯著性檢驗的典型區域來看，高原春季土壤濕度與6，7，8月(夏季)東南沿海地區降水呈明顯的負相關。6、7月長江中下游地區的降水量與青藏高原春季各層次土壤濕度呈負相關；8月長江中下游地區的降水量與青藏高原春季土壤濕度呈正相關。東北和華北地區六月的降水量與青藏高原春季各層次土壤濕度呈正相關；到了七、八月與高原春季土壤濕度呈負相關。在六月，高原土壤濕度與淮河流域的降水量呈負相關；到了七、八月，淮河流域的降水量與青藏高原春季各層次土壤濕度呈正相關。

成都信息工程大學本科教學工程項目(BKJX2019007，BKJX2019013，BKJX2019042，BKJX2019056，BKJX2019062，BKJX2019081，BKJX2019089，BKJX2019120和JY2018012)支持。