Silviase/jgov_v1.4_full_ann huggingface dataset:
質が蓄積し易い。また、永久凍土の活動層の底は、不透水層や半透水層と見なされ、地表水と土壤水分の浸透と下向きの移動を防ぐことができる。そして、表土から浸透した土壌養分は活動層の底部に蓄積する傾向がある。そのため、永久凍土は植生に土壌水分と栄養を供給するという重要な役割を果たしている。一方、日射を遮蔽する植生は、表土の温度と蒸散速度を抑え、冷却効果を促す。また、植生は土壌水の保持、気候調節、浸食防止、土砂の固定、そして植生と土壌間の水のバランスを保つ。こうして、永久凍土と植生は、相互に補完し合い寒冷地域の生態系バランスを維持する意味ではとても重要である。

永久凍土の融解は土壌の水・熱収支過程を変化させ、その結果、種組成を変化させ、群落遷移と生態系の劣化を引き起こす。氷を多く含む凍土が分布する平原上の低地にある群落にとって永久凍土の融解は、乾燥しがちな生息環境の湿潤化をもたらし、永久凍土の融解に伴って土壌水分が増加し、乾生植物は湿生植物に置き換わってしまう。一方で、乾燥した永久凍土の融解が土壌排水の改善につながる場合、土壌の乾燥化が進み、乾生植物の分布が緩やかに拡大させる。また、永久凍土の融解は土壌透水性に変化をもたらす。土壌水分は植生分布、植物の成長、群落の構造と機能を制限する重要な生態学的要因であるため、土壌透水性は最終的に植生被覆率に影響する。一般的に、永久凍土の活動層の厚さ（ALT）が2m未満の場合、土壌水分含量及び植生被覆率は高く、2mを超えると、ほとんどの植物の成長は制限され、発達した根系をもつ干ばつに強い少数の種だけが低被覆率で生存する。こうして、永久凍土の融解により土壌水分が調整されることで、種組成や多様性に影響を及ぼす。

モンゴルの年平均気温は1940年以来2.1℃上昇しており、同時に永久凍土の融解が観測されている。温暖化に伴う永久凍土の融解は、水資源の減少、草原の砂漠化などをもたらし、牧草生産力や環境容量（家畜収容力）に様々な影響を及ぼすと考えられる。既存の研究では、気候変動と永久凍土の融解や経済活動と過放牧の関係が明らかにされたものの、永久凍土の融解による水循環の変動と牧草・牧畜量との関係が解明されていない。そのため、科学的なデータに基づき、永久凍土地域における気候変動や開発活動の影響評価を行い、地域の脆弱性を診断した上で、頑強な適応策を打ち出し、早急な策定が求められている。

## 2 ．研究開発目的

本研究の目的として、早期観測ネットワークによる衛星・地上観測データを用いて、モンゴルの永久凍土の融解及びそれに伴う陸域生態系の脆弱性を明らかにする。具体的には、まず、広域の地表面温度や植生指数等の衛星データを用いて永久凍土の分布動態を把握する。その次に、気象要因、植生被覆及び蒸発散量などの広域データを用いて、草地生産量の分布動態を推定する。さらに、陸域生態系の脆弱性評価モデルの開発と検討を行い、永久凍土融解に伴う水資源の枯渇、草原の乾燥化及び生産量の低下等の陸域生態系の脆弱性を明らかにする。

### 3. 研究開発方法

早期観測ネットワークによる広域の地表面温度や植生指数等の衛星高次処理データを用いて、永久凍土の分布状況を把握する。また、広域な気象要因、植生被覆及び蒸発散量などのデータを生態系モデルに入力することで、草地生態系の一次生産量の地域分布を推定する。これらの推定結果を検証するため、長期モニタリングの実施や現地調査と測定によるデータ収集を行う。さら
に、検証された草原地域の現状生産量と推定された環境容量をオーバーレイすることによって、永久凍土融解に伴う水資源の枯渇、草原の乾燥化及び生産量の低下等の陸域生態系の脆弱性を明らかにする。具体的な研究手法と手順は図(1)-1で示す。

図 $ （1）-1 $ サブテーマ $ （1） $ の研究手法と手順

## 4 ．結果及び考察

気候変動の影響は、生態系、水資源、積雪、永久凍土層へ深刻な影響をもたらすと推測している。UNDPの人間開発報告書によると、気候変動には人間の開発に影響を与える5つの主要なメカニズムがあるという：農業生産と食料安全保障、水ストレスと水の安全保障、海面上昇や気候災害、生態系と生物多様性、そしてヒトの健康である（UNDP、2007）¹。本研究では、気候変動に伴う永久凍土の分布・融解、気候変動に伴う地表面の水分不足や草原の乾燥化、及び牧草・牧畜生産量の低下など陸域生態系の脆弱性への影響について解析した。

## (1) 永久凍土の分布・融解の検出

## 1 ）気候変動及びその地域特性の解析

20世紀に、地球の表面温度は平均して約0.74℃(IPCC、2007) $ ^{2)} $ 上昇したが、モンゴルの年平均気温の上昇はそれよりはるかに大きい。1940年以降の40地点の観測データの解析から、モンゴルの気候は下記のように著しく変化したことが分かった。

1940 年以降の 70 年間、モンゴルの年平均気温は約 2.1℃ 上昇した。そのうち、冬季の平均気温が 3.6℃ 上昇し、最も顕著であり、春季、夏季、秋季ではそれぞれ 1.8℃、1.3℃、0.5℃
ずつの上昇が見られた。気温上昇の地域分布は、北部の草原と森林地帯では、年平均温度0℃以下であり、温度の上昇率は約0.37℃/10年であり、中央部と南部の砂漠と砂漠ステップ地帯では、年平均温度0℃以上であり、温度上昇率は0.38-0.59℃/10年であった。そのうち、一部の地域（例えば西部と中央部の砂漠ステップ地帯）では上昇率が0.53-0.59℃/10年にも達した。

地理にもよるが、熱波の発生日数は8-18日増加した。最も増加したのはハンホヒー山脈地域とハンガイ山脈の西部（15-18日）であり、アルタイやヘンティー山脈地域では10-12日、ゴビ砂漠では6-8日であった。一方、寒波の発生日数は13-15日短縮された。最も減少したのは、ハンガイ山脈地域（最大20日間の減少）であり、ゴビ砂漠地域ではそれより短くなっている。

年降水量の変化は、時期や場所によってばらつきが見られた。季節的には、秋季と冬季の降水量には4-9％の上昇がみられ、一方春季と夏季降水量には7.5－10％減少が認められた。空間的には、中央部では年間降水量の30-90 mmの減少がみられ、西部の大部分では2-60 mm、南東部の大部分では30-70 mmの上昇がみられ、変化幅は約5-25％であった。年間降水量が減少したモンゴル中央部では、連続乾燥日の最大値が上昇した。一方、年間降水量が増加したモンゴル南東部では連続乾燥日の日数が減少した。

上述のように、温度上昇と降水量の減少に従い、蒸発散量は7-12%程度で増大した。また、本研究では、気象庁及び電力中央研究所によるJRA-55及びGlobal Precipitation Climatology Centre monthly precipitation dataset (GPCC)の再解析気象データ（1958～2014年）を用いて、モンゴル全土おける気候要素の長期的な変動を解析した。このJRA-55再解析データは、気象庁が1.25度等緯度経度格子データとして1958～2014年までの長期の再解析データを公開したものである。このデータを用いることによって、モンゴル国では観測データの少ない積雪量や気象フラックスデータの不十分性から今までに議論できなかった長期の気候変動を示すことができた。また、NOAA/AVHRR及びTerra/MODISなど衛星観測による植生指数時系列データセットを用いて、植生生産性の長期的な変動を解析した。その結果を図(1)-2に示した。その結果：

降雨量と積雪量：1990 年初期より降水量の低下が続いており、一方で降雪量の増加現象が続いており、特に 2001-2004 年、2010-2011 年においては、積雪量が過去に比較して最も規模の大きいことが示された。

・ 気温の変動： 気温は 1990 年代により 上昇傾向を示しており、特に夏季における気温上昇と季節性の変化が見られた。

乾燥化：ボーエン比の長期変化から、乾燥化が進み、特に春季から秋季までの長期化傾向が示された。

植生の変動：1990年初期より植生が最も旺盛である夏季において、減少傾向であり、草地植生の劣化が示唆された。

上述した衛星データと再解析データの解析から、2000～2002年及び2010年の自然災害（ゾド）の発生は、2000年以降における大規模な積雪と干ばつの影響が大きかったことが示唆された。
図(1)－2 JRA-55及びGPCCの再解析気象データ（1958～2014年）による気候要素及びNOAA/AVHRR及びTerra/MODIS衛星観測データによる植生指数の長期的な変動
また、気候変動に関する政府間パネル（IPCC）第5次評価報告書（AR5）（IPCC，2013） $ ^{3)} $ に関連する5つの全球気候モデル（GCM）モデル（日本のMIROC-ESM、米国のNCAR-CCSM4とNOAA-GFDL-CM3、中国のBCC-CSM1.1及びドイツのMPI-M-ECHAM6）の予測結果（http://cmip-pcmdi.llnl.gov/cmip5/availability.html）によると、2006年から2100年まで温室効果ガスの排出が続けば、温暖化がさらに進行し、極端な気候現象（干ばつ、雪害、洪水や熱波など）がさらに強まる可能性を示されている。

IPCCのAR5に向けて、新たな気候変動予測シナリオが開発された。このシナリオは代表的濃度パス（RCP）と呼ばれ、4つの温室効果ガス濃度に対応した排出シナリオであり、より詳細な空間解像度を持つデータが気候モデルグループに提供され、気候変動研究に使われている。この4つのシナリオは、大気中の温室効果ガス濃度が放射強制力の上昇に与える影響の大きさをもとに特徴づけられており、それぞれRCP8.5、RCP6.0、RCP4.5、RCP2.6と呼ばれている。これらのシナリオは、工業化以前と比較して放射強制力が今世紀末にそれぞれ8.5W/m²、6.0W/m²、4.5W/m²、2.6W/m²上昇するというシナリオに対応している。

図(1)－3と図(1)－4は、IPCC AR5にて考案されたRCP8.5シナリオに従い、5つのCMIP5モデルによって予測されたモンゴルの年平均気温（Ta）と年降水量（P）の長期的変動（2006-2100）の予測値である。その結果、継続的な温度の上昇と降水量の緩やかな増加傾向が読み取れる。また、気温と降水量の変動幅が増加し、将来的に極端な気候現象（干ばつ、雪害、洪水や熱波の持続期間）がさらに強まる可能性を示しており、将来モンゴルにおける気候システムがさらなる不安定な変動傾向を意味し、気温と降水量の変動による影響の将来予測結果の大きな特徴として言える。

図(1)－3 IPCC AR5にて考案されたRCP8.5シナリオに従い、5つのCMIP5モデルによって予測されたモンゴルの年平均気温（Ta）の長期的変動（2006-2100）
図(1)－4 IPCC AR5にて考案されたRCP8.5シナリオに従い、5つのCMIP5モデルによって予測されたモンゴルの年降水量（P）の長期的変動（2006-2100）

モデル予測の結果によると、夏季においては中央モンゴルの山岳地帯における降水量は、40-60mmの増加傾向が見られた。また、秋季においてはモンゴル北部で0-20mm、南部で20-40mmの増加、春季には中部と西部で0-20mm、北部で20-40mmの増加傾向が見られ、春季から秋季において、全体的に降水量の増加傾向が示唆された。一方で、冬季においては国土全体で0-20mmの減少傾向が見られた。総じて、モンゴル中、西部では著しい気温上昇が発生し、従って中部では降水量の減少、東部では降水量の増加が予測される。これらの予測結果を踏まえるとモンゴル全体において、暖候期（春季～秋季）の気温上昇が蒸発散量の増加を引き起こし、将来においても干ばつが起こる可能性が示唆された。年間降水量は若干の増加が予測されているものの、乾燥など負の変化が植生と半砂漠帯の北上を引き起こすと予想される。

## 2 ）永久凍土の分布・融解の検出

永久凍土は、2年以上連続して0℃以下を保つ地層として定義される。それは地域の地理的条件、地質構造、土壌の性質、水文学、地形の特徴といった様々な影響のもと、大気・土壌間の物質やエネルギーの交換によってもたらされた地質学的実体であり、特に気候・水文環境の変化に対して敏感である。永久凍土は北極圈と北半球の寒帯地域に分布しており、地表面積の25%を占めている。永久凍土は、北極海の大陸棚上と山岳地域に存在し、ロシア、カナダ、中国、アラスカ、そして高山や亜高山には、広範囲において分布している。永久凍土は気温によって厚さや状態、地理的範囲が決まり、気温の変化に敏感であるため、雪氷圈における地球規模の気候変動の重要な指標とされている。IPCCの第3次報告(IPCC, 2007) $ ^{2)} $ によると、全球の平均地表面温度は過去100年間で約0.74 ± 0.18℃上昇している。将来において高緯度で最も高い温度上昇が起きると予想さ
れている。気候予測に多くの不確実性があるものの、温暖化が高緯度帯の永久凍土に深刻な影響を与える点では、モデルの結果が概ね一致している。地域的な気温上昇は永久凍土の広域な劣化、融解層の深さの増加、そして局所の永久凍土の消失を引き起こし、これは特に点在する不連続永久凍土帯において顕著である。永久凍土の融解は、水文過程、植生の分布、土壌有機炭素、そしてインフラや経済にも大きな変化を与えると考えられる。

モンゴルの永久凍土地域は、北半球の寒帯地域の最南端に分布しているため、気候変動に最も敏感に反応する位置にある。これまでの観測によると、1970年代以降、モンゴルの永久凍土の温度は0.05℃-0.15℃上昇した。同時に、季節的な凍土の厚さは過去30年間で10－20cm減少した。モンゴル科学院が測定した16地点のボーリング孔の1996年以来の地温プロファイル（MAGT）及び活動層の深さ（ALT）のデータからもその変化を解析した。これらのデータは、極地活動層モニタリング（CALM）及び全球陸域永久凍土ネットワーク（GTN-P）から提供されている。16のボーリング孔のうち、AMGT及びALTが同時に連続的に測定した8孔を解析した結果、1996年から2007年までの10年間にM1を除いた7ボーリング孔のMAGTは平均で0.020℃/年（P<0.05）上昇し、同時に、ALTは7.3cm/年の速度で増加していたことが分かった。

永久凍土は、気象条件以外に、植生の影響、地質構造や土壌の熱伝導率にも関係しているが、長期的に見れば、永久凍土の分布は気温の積算温度との関係が最も大きい。そのため、凍土の分類には、様々なインデックスが定義された。その中、Nelsonら（1986、1987） $ ^{4)-5)} $ が開発した永久凍土インデックス（PMI）が、凍土分布の推定に最も一般的に使われているインデックスである。

$$ PMI=\left(T^{-}\right)^{1/2}/\left(\left(T^{-}\right)^{1/2}+\left(T^{+}\right)^{1/2}\right) $$

ここで、 $ T^{+} $ と $ T^{-} $ はそれぞれ融解指数と凍結指数であり、つまり、 $ T^{+} $ は0℃以上の積算温度で、 $ T^{-} $ は0℃以下の積算温度である。積算温度とは、ある期間の日々の平均温度のうち、一定の基準値を超えた分を取り出し合計したものである。一般的には、植物の生長に必要な熱量の大小の目安によく用いられているが、永久凍土の融解と凍結の指標としても使われている。例えば、0℃以上になると、永久凍土が融解過程へ、0℃以下は凍結過程へ、その地理的な分布も永久凍土の分布を左右していると考えられる。そのため、0℃以上の積算温度は融解指数( $ T^{+} $ )で、0℃以下の積算温度は凍結指数( $ T^{-} $ )と定義されている。

既存の研究（Nelsonら、1986、1987） $ ^{4)-5)} $ では、PMIの算定には気象観測サイトで観測された気温を使われていたが、観測サイトが過疎であるため、複雑な地形や、植生や土壌表層の特性などの影響が反映されない欠点がある。しかし、衛星観測による地表面温度データは、気温と比べて、植生の影響や土壌表層の特性の影響が反映されているため、永久凍土の分布と最も相関が高いと考えられる。そのため、本研究では、地球観測衛星Terra及びAquaに搭載されたMODIS衛星から推定されたMOD11A2プロダクト（2001-2012年）である地表面温度（LST）の情報（https://lpdaac.usgs.gov/）を用いて、従来の気象観測による数十キロメートルメッシュより遥かに精度の高い1キロメートルメッシュの融解指数と凍結指数及びPMIを算定し、既存の研究やモンゴル科学院地理研究所が2009年に出版されたモンゴル国家地図集 $ ^{6)} $ に収録された1990年代の永久凍土分布図 $ ^{6)} $ （図(1)-5）と照らして、表(1)-1に示す評価基準で凍土地帯を分類し、2000年代の最新の永久凍土分布図（図(1)-6）を作成した。
表(1)−1 凍土指数PMIによる凍土地帯の評価基準

PMI	凍土地帯の類型	Permafrost Zones
<0.40	季節的な凍土	Seasonal Frozen Zone
0.40-0.45	点在的な永久凍土	Sporadic Permafrost
0.45-0.50	島状的な永久凍土	Insular & Sparsely Insular Permafrost
0.50-0.60	不連続的な永久凍土	Discontinuous Permafrost
>0.60	連続的な永久凍土	Continuous Permafrost

図(1)-5 モンゴル科学院の1990年代の永久凍土分布図

図(1)－6 MODIS衛星データ（2000-2012年）を用いて推定した永久凍土指数（PMI）により作成した2000年代の高精度の永久凍土分布図

また、モンゴル全域の2001-2012年の毎年のPMIを用いて、12年間の変動指数CV（coefficient of variation）を推定し、平年と比べ著しく変動した地域を抽出した。変動係数CVとは、母集団の標準偏差sと平均値uとの比率（式2）と定義される。

$$ CV=s/u $$

12年間のPMI平均値とその変動指数CVを見ると、モンゴル北部のPMIが高く、連続・不連続的な永久凍土地帯と分類される。この地域では、PMIの変動指数CVがかなり小さい。その反面、モンゴル南部のPMIの平均値が低く、点状的な永久凍土地帯及び季節的な凍土地帯と分類される。この地域では、PMIの変動指数CVが大きい。これらの特徴から、モンゴル北部の連続・不連続的な永久凍土はとても安定的で変動が小さいが、南部の点状的な永久凍土地帯特に季節的な凍土はかなり不安定で変動しやすいということが示唆された。
さらに、本研究では、上述の五つのIPCC関連のCMIP5モデルのうち、現地の気温観測データと最も相関の高いドイツのMPI-M-ECHAM6の予測値を解析した。その結果を表(1)-2に示した。それによると、IPCC AR5のRCP4.5とRCP8.5の二つのシナリオにおいて、2090年代の平均気温は2000年代より永久凍土地域では、それぞれ最大1.3℃と4.1℃の上昇、季節凍土地域では、それぞれ最大1.4℃と4.1℃の上昇と予測された。そのため、本研究では2000年代の地表面温度分布の平均値に、MPI-M-ECHAM6が予測したそれぞれRCP4.5とRCP8.5の二つのシナリオでの温度上昇値を加算することで、2090年代の永久凍土分布の予測図を作成した（図(1)-7）。これによると、RCP8.5のシナリオでは、本世紀末までにモンゴル北部の海拔の高い山頂以外、連続・不連続的な永久凍土が僅かしか残らないとの結果が示された。特に点在的・島状的な永久凍土地域の面積は現在の1/5程度に縮小していくと予想される。

表(1)－2 モンゴルの永久凍土地域と季節凍土地域におけるIPCC AR5のシナリオ（RCP4.5とRCP8.5）でドイツのMPI-M-ECHAM6モデルによる気温再解析値と予測値

永久涑土地域	季節凍土地域
IPCC AR5 のシナリオ	RCP4.5	RCP8.5	RCP4.5	RCP8.5
ΔTa (2000s-1850s) ℃	1.7	1.7	1.8	1.8
ΔTa (2000s-1900s) ℃	1.6	1.6	1.6	1.6
ΔTa (2000s-1950s) ℃	1.1	1.1	1.1	1.1
ΔTa (2050s-2000s) ℃	1.2	1.8	1.1	1.7
ΔTa (2090s-2000s) ℃	1.3	4.1	1.4	4.1

図(1)-7 IPCC AR5のRCP4.5(上)とRCP8.5(下)の二つのシナリオでの2090年代の永久凍土分布予測図
最後に、作成した永久凍土の分布図を検証するため、モンゴル国北部の5つの観測サイトで永久凍土プロファイルのモニタリングを実施した。その結果、連続的な永久凍土地域に分布しているDavaatサイトでは、永久凍土の深さは地下2.8mに存在し、不連続的な永久凍土地域に分布しているNalaikh JSTCサイトとNalaikh Pingoサイトは地下3.5-5mの間で、さらに、点在的な永久凍土地域に分布しているArgalantサイトでは、永久凍土の深さは地下8m以下であることが明らかとなり、大きな地域差が存在していることが初めて定量的に分かった（図(1)-8）。

図(1)-8 本研究によりモンゴル北部に設置している四つのモニタリングサイトで観測された永久凍土温度プロファイルの経年変化

## (2) 牧草生産量の地域分布の推定

## 1 ）気候変化と草原のフェノロジーの関係解明

モンゴルはユーラシア寒冷圈の南端に位置し、様々な類型の凍土に覆われている。このような地域においては、極端な乾燥及び寒冷な気候的条件にあるため、植生のフェノロジーが気候変動に対して敏感に反応している。これまでの既存研究 $ ^{7-9} $ ， $ ^{11} $ によると、チベット高原や中国北部の乾燥地帯では、春季の牧草のフェノロジーは主に春の降水量によって左右されていることが明らかになっている。しかし、これらの研究対象地域は、主に季節凍土地帯に位置しているため、永久凍土地域における牧草のフェノロジーに影響を及ぼす凍土の役割については、これまでに報告がなされていない。また、モンゴルでの広範囲に渡る長期間の牧草のフェノロジーの記録が欠如しているため、上記の疑問は科学界及び関係者を混乱させ続けている。

本研究では、モンゴルの異なる凍土地帯における気候の経年変化に対する草原の生育期の開始時期(SOS)、つまりグリーンアップ時期と生育期の終了時期(EOS)など牧草のフェノロジーと気候
の経年変化との相互関係を明らかにし、さらに、その相互関係の中、凍土が果たした役割を定量的に解析した。使用したデータについて、まず、モンゴル国内の24ヶ所の気象観測所の過去10年間の気温と降水量データを用いた。これらの24ヶ所の気象観測所で観測された気温と降水量データは、アメリカ海洋大気局(NOAA)の国立気候データセンターから入手した（表(1)－3）。これらの気象観測所は3つの草原タイプに設けられている。北部の森林ステップ、南部及び西部地域の砂漠の境界に沿った砂漠ステップ、及び森林ステップと砂漠ステップの間にある典型的ステップにそれぞれ7ヶ所、10ヶ所と7ヶ所（表（1)-3）が設けられている。

また、この24ヶ所の気象観測所は、ANN-Ta範囲-1℃未満の連続・不連続永久凍土(表（1）-3中に7ヶ所の気象観測所)、ANN-Ta範囲0±1℃の点在的永久凍土(11ヶ所の気象観測所)、ANN-Ta範囲1℃以上の季節凍土(6ヶ所の気象観測所)の3つの凍土地帯に分布している。

表(1)－3 モンゴル国内24ヶ所の国立気象観測所の地理情報（ID、名称、緯度、経度、標高）、2000-2009年の年間平均気温(ANN-Ta)と標準偏差、年降水量(ANN-P)及び植生／凍土類型(FS:森林ステップ、ST:ステップ、DS:砂漠ステップ、OP:季節凍土、1P:点在的な永久凍土、

2P：連続・不連続的永久凍土）

草原/ 涑土 類型	気象 観測所 ID	気象観測所 名称	緯度 (°)	経度 (°)	標高 (m)	年平均気温 ANN-Ta (℃)	年降水量ANN-P (mm/年)
FS/2P	442030	Rinchinlhumbe	51.117	99.667	1583	-6.2 ± 0.8	273.8 ± 62.1
FS/2P	442070	Hatgal	50.433	100.150	1668	-3.6 ± 0.8	281.1 ± 80.3
FS/1P	442300	Tarialan	49.567	102.000	1235	0.5 ± 0.7	306.6 ± 65.7
FS/1P	442320	Hutag	49.383	102.700	938	0.3 ± 0.9	295.7 ± 54.8
FS/1P	442390	Bulgan	48.800	103.550	1208	-0.1 ± 0.7	270.1 ± 43.8
FS/1P	442410	Baruunharaa	48.917	106.067	807	0.4 ± 0.9	284.7 ± 91.3
FS/0P	442820	Tsetserleg	47.450	101.467	1691	1.7 ± 0.7	310.3 ± 54.8
ST/2P	442130	Baruunturuun	49.650	94.400	1232	-2.3 ± 1.0	211.7 ± 25.6
ST/2P	442250	Tosontsengel	48.733	98.200	1723	-5.0 ± 0.9	222.7 ± 84.0
ST/1P	442920	Ulaanbaatar	47.917	106.867	1306	-0.7 ± 0.7	251.9 ± 62.1
ST/1P	443020	Bayan-ovoo	47.783	112.117	926	0.9 ± 0.9	200.8 ± 40.2
ST/1P	443040	Underkhaan	47.317	110.633	1033	0.4 ± 0.9	219.0 ± 62.1
ST/1P	443130	Khalkh-gol	47.617	118.617	688	0.4 ± 0.8	270.1 ± 47.5
ST/0P	443140	Matad	47.167	115.633	907	2.1 ± 0.8	193.5 ± 76.7
DS/2P	442120	Ulaangom	49.800	92.083	939	-1.9 ± 1.0	135.1 ± 40.1
DS/2P	442750	Bayanbulag	46.833	98.083	2255	-3.1 ± 0.9	127.8 ± 58.4
DS/2P	442840	Galuut	46.700	100.133	2126	-3.3 ± 1.1	142.4 ± 32.9
DS/1P	442150	Omno-gobi	49.017	91.717	1590	-0.3 ± 1.1	131.4 ± 51.1
DS/1P	442770	Altai	46.400	96.250	2181	-0.4 ± 0.8	157.0 ± 51.1
DS/1P	442870	Bayanhongor	46.133	100.683	1859	0.9 ± 0.7	175.2 ± 73.0
DS/0P	442980	Choir	46.450	108.217	1286	1.9 ± 0.8	153.3 ± 87.6
DS/0P	443360	Saikhan-ovoo	45.450	103.900	1316	3.3 ± 0.8	113.2 ± 51.1
DS/0P	443520	Bayandelger	45.733	112.367	1101	3.0 ± 0.8	160.6 ± 69.4
DS/0P	443580	Zamyn-uud	43.733	111.900	964	5.1 ± 0.7	135.1 ± 29.2
本研究においては、新たに3ヶ所の自動気象観測システム(AWS)を、ウランバートル近郊のNalaikhサイト(典型的ステップ)及びDavaat観測サイト(典型的ステップ及び森林ステップ)で設置した。AWSでは、凍土温度のプロファイルと同様に、気温、湿度、風速、風向、降水量、地表温度、土壤温度及び水分量及び日射、純放射などを30分間隔で観測データを取得した。

さらに、NASA の地球観測システム (http://earthdata.nasa.gov/) のサイトからタイル範囲 h23-h26 及び v03-v04 の MODIS Collection 5 のフェノロジープロダクト MCD12Q2（2000-2009）を収集した。MCD12Q2 プロダクトは、生育期の開始 (EVI 増加の開始)、最大生育の開始（最大 EVI に到達）、生育減退の開始 (EVI 減退の開始）、生育の終了時期 (最低 EVI に到達) のフェノロジーに関連する 4 層のデータから構成される。本研究では、草原の生育期の開始時期 (SOS) 及び生育期の終了時期 (EOS) の 2 層のデータを使用した。2001～2009 年の SOS 及び EOS の時系列は、24 ケ所の気象観測所毎に MODIS フェノロジーのデータから抽出した。

データ処理に際し、2000～2009年の季節毎の平均気温及び降水量は、春季(3-5月、MAM)、夏季(6-8月、JJA)、秋季(9-11月、SON)及び冬季(12-2月、DJF)に分けて算出した。凍土に蓄積された水分量とSOS時の雪解けを考慮し、春季の平均気温(MAM-Ta、℃)及び春季の平均降水量(MAM-P、mm/day)と共に、冬季平均降水量(DJF-P、mm/day)及び前年秋季の平均降水量(Pre-SON-P、mm/day)を分析に含めた。また、EOSを影響する草原の健全性に可能な影響要因を考慮し、夏季平均降水量(JJA-P、mm/day)、秋季平均気温(SON-Ta、℃)及び秋季平均降水量(SON-P、mm/day)と共に、分析に含めた。

上記のように収集されたデータを用いて、まず、各草原タイプにおける凍土類型毎のSOS及びEOS平均値及び標準偏差を算定した。その結果、下記の知見が得られた。

森林ステップ、典型的ステップ及び砂漠ステップなど3つの植生タイプに分けて解析した結果：寒冷気候帯に分布している森林ステップ及び典型的ステップのSOSは、砂漠ステップより約10日早い(図(1)－9)。また、森林ステップのSOSの標準偏差は小さい(森林ステップ17、ステップ19、砂漠ステップ20)。つまり、ステップと砂漠ステップに比べ、森林ステップのSOSの経年変化は小さい。

三つの凍土タイプについて各草原タイプのさらなる調査が行われた(図(1)－10)。森林ステップのSOSは、3つの凍土タイプにおいてほとんど差が無かった。一方、ステップと砂漠ステップについて、凍土タイプによって、SOSの変化は様々である。ステップについては、永久凍土地域のSOSは、季節凍土地域より約半月早く、経年変化が小さい(連続的・不連続的永久凍土の標準偏差は12、点在的な永久凍土は20、季節凍土は22)。砂漠ステップについては、点在的な永久凍土地域のSOSが、季節凍土地域に比べ2～3週間早い。

図(1)－9 及び図(1)－10 に示すように、森林ステップの SOS は、ステップと砂漠ステップよりも早い傾向が示され、気候の経年変化の影響が小さく、特に永久凍土地域では影響がさらに少ない。つまり、永久凍土はモンゴル草原の SOS への気候変化の影響を緩和する可能性があることを示唆している。

各草原タイプの EOS には、大きな違いは見られなかった（図(1)－9）。ステップ及び砂漠ステップの EOS は、森林ステップの EOS に比べ、わずか 5 日早いが、森林ステップの EOS は経年変化が小さい（森林ステップの標準偏差は 9、ステップ 16、砂漠ステップでは 18）。
各草原タイプに対する3つの凍土タイプのEOSについても、さらなる解析を行った。永久凍土地域の全ての草原タイプのEOSは、季節凍土地域よりも約1週間早い傾向が見られた（図(1)－10）。一方、3つの凍土タイプのEOSの経年変化には大きな違いが見られなかった（連続的・不連続的永久凍土の標準偏差が7、点在的な永久凍土では9、季節凍土は6）。・図(1)－9及び図(1)－10に示すように、森林ステップEOSはわずかに遅い傾向があり、経年的な気候変化の影響が少ない。一方、永久凍土地域の全ての草原タイプのEOSは、季節凍土地域よりも約1週間早い傾向が見られ、この地域で秋季の気温が比較的低いことが原因だと考えられる。

図(1)−9 各草原タイプの SOS 及び EOS 平均値及び標準偏差（n は SOS 及び EOS の記録数（標本数）、エラーバーは標準偏差）

図(1)－10 各草原タイプにおける凍土類型毎の SOS 及び EOS 平均値及び標準偏差（n は SOS 及び EOS の記録数（標本数）、0P、1P、2P はそれぞれ季節凍土、点在のな永久凍土、連続的・不連続的永久凍土、エラーバーは標準偏差）
気候的要因と草原フェノロジーとの関連性を解析する方法として、偏相関最小二乘法回帰法(PLS)を用いた。PLS 分析から得られた投影における変数重要性(VIP)は、従属変数としての SOSとEOS の変化に影響を与える気候要素（独立変数）の重要性を表す指標である。Eriksson $ ^{10)} $ 及びYu $ ^{11)} $ が示唆したように、VIP スコア 0.8 を超える独立変数は重要な変数とみなされる。本研究では、ピアソンの積率相関係数(R)とVIP の二つの指標を用いて、気候的要因と草原フェノロジーとの関連性の強さを示している。PLS 分析は、上記の 24 ケ所の気象観測所からの 2001～2009 年の観測データ（独立変数）及びそれぞれの観測所の地理的位置に対応する地点の MODIS フェノロジーデータ（従属変数）に基づいている。解析は、それぞれの草原及び凍土の類型によって実施した。まず全データは草原タイプによって 3 つのグループ（森林ステップ、ステップ、砂漠ステップ）に分類され、その次。凍土タイプ毎によって、さらに 3 つのサブグループ（連続・不連続的永久凍土、点在的永久凍土、季節凍土）に分類され、最後に 3 つのグループと 9 つのサブグループについて PLS 分析が行われた。

まず、PLS 分析による得られた相関係数(R)は、草原タイプによって様々であるが、全ての草原タイプにおいて、SOS と降水量との間に負の相関がある。図(1)－11a)が示すように、SOS は Pre-SON-P(前年秋季の降水量)に対して大きな負の相関を示し、森林ステップ(p<0.05)、ステップ(p<0.01)に対して、砂漠ステップの MAM-P(春季の降水量)(p<0.01)及び Pre-SON-P(p<0.01)についても SOS が大きな負の相関を示している。ステップの SOS は、MAM-Ta(春季平均気温)に対して顕著な正の相関があることに注目すべきである。春の急速な気温上昇が、急速な蒸発による土壌の水分の減少をもたらした場合、ステップの SOS が遅れる可能性があることを示している。SOS の遅延現象は、森林ステップでは土壌水分ストレスが少ないため顕著ではなく、砂漠ステップでは強い土壌水分ストレスがあるため顕著であると考えられた。

また、PLS 分析による得られた VIP スコアは、SOS に対する気候要因の重要性を示している。図(1)－11a）の所見と図(1)－11b）の所見は一致する。森林ステップの DJF-P（冬季平均降水量）の VIP スコアは 0.8 より大きい。冬季降水量は、ステップに比べて森林ステップにとってその重要性は大きくないことを示している。上記の所見によって、全ての草原タイプの SOS は、前年度の秋季の降水量に左右される傾向があるが、春季の降水量も砂漠ステップの SOS には重要であることが分かる。
図(1)-11 草原タイプ毎のSOSと気候要因の間のa)相関係数R及びb)その重要性VIP (*は有意水準0.05、**は有意水準0.01。nはSOSの記録数)

草原の SOS の経年変化を促進する左右的な要因は、凍土のタイプによって異なる。図(1)－12は凍土タイプ別の各草原タイプの SOS と気候要因の間の相関係数 R 及びその重要性 VIP を示している。それによると、森林ステップの SOS は、連続的・不連続的永久凍土地域の DJF-P(p < 0.05) と点在的な永久凍土の Pre-SON-P(p < 0.05) との間に顕著な負の相関を示している。ステップの SOS は、連続的・不連続的永久凍土地域においては、MAM-Ta(p < 0.01) と負の相関であり、点在的な永久凍土においては、Pre-SON-P(p < 0.01) との相関関係が顕著であることが分かった。砂漠ステップの SOS は、連続的・不連続的永久凍土では Pre-SON-P(p < 0.05) 及び DJF-P(p < 0.01)、点在的な永久凍土では Pre-SON-P(p < 0.01) と、季節凍土では Pre-SON-P(p < 0.05) 及び MAM-P(p < 0.01) に、顕著な負の相関を持っている。これらの結果を図(1)－12a)～12c)の相関係数 R と図(1)－12d)～12f)の重要度 VIP に示す。それによると、点在的な永久凍土の 3 つのステップの SOS
は前年秋季の降水量に左右されていることを示唆している。連続的・不連続的永久凍土地域においては、森林ステップのSOSは、冬季の降水量の影響を受けており、ステップのSOSは春季の気温、砂漠ステップのSOSは冬季と前秋季の降水量に左右されている。季節凍土においては、砂漠ステップのSOSは春季と前年秋季の降水量に左右されている。

図(1)−12 凍土タイプ別の草原類型毎のSOSと気候要因の間の相関係数 $ R(a)\sim c) $ 及びその重要度VIP(d)～f)（*は有意水準0.05、**は有意水準0.01；nはSOSの記録数；0P、1P、2Pはそれぞれ季節凍土、点在的な永久凍土、連続的・不連続的永久凍土）

図(1)−13は、三つの草原タイプのEOSと気候要因の間の相関係数R(a)及び重要度VIP(b)を示したものである。それによると、三つの草原タイプのEOSは共にSON-Ta(秋季平均気温)に規
定 $ (\mathrm{VIP}>0.8) $ されるものの、森林ステップ $ \mathrm{SON}-\mathrm{Ta}(p<0.01) $ とステップ $ (p<0.05) $ の EOS と $ \mathrm{SON}-\mathrm{Ta} $ (秋季平均気温) に強い相関があることが分った。

一方、それぞれの凍土類型地域において、三つの草原タイプのEOSと気候要因の間の相関係数R（図(1)-14a）～c）及び重要度VIP（図(1)-14d）～f）から見ると、点在的な永久凍土地域の森林ステップのEOSはSON-Ta（p<0.05）と正の相関がみられ、連続的・不連続的な永久凍土地域のステップのEOSは、JJA-P（夏季平均降水量）（p<0.05）と正の相関が見られる。

図(1)－13 及び図(1)－14 から、EOS は降水量よりもむしろ秋季平均気温に左右されることを示しているが、夏季と秋季の降水量が草原の健在性に寄与し、EOS を遅らせる可能性があると考えられる。

図(1)−13 3つの草原タイプの EOS と気候要因の間の相関係数 R（a）及び重要度 VIP(b)（*は有意水準 0.05、**は有意水準 0.01；n は EOS の記録数（標本数））
図(1)－14 凍土類型地域別の3つの草原タイプのEOSと気候要因との相関係数 $ R(a)\sim c) $ 及び重要度VIP(d)～f) $ ( $ は有意水準0.05、**は有意水準0.01。nはEOS記録数(標本数)。0P、1P、2Pはそれぞれ季節凍土、点在的な永久凍土、連続的・不連続的永久凍土を示す $

永久凍土の融解のシグナルとしては、永久凍土層の上の活動層厚さ(ALD)の増加である。年間平均気温が異なる3つの観測サイトにおいて、降水量(ANN-P)はほぼ同じ条件となり、気温(ANN-Ta)の違いで生じた牧草フェノロジー期間（SOS, EOS）の違いと活動層厚さ(ALD)の比較結果を表(1)-4にまとめた。その結果、Davaatの森林ステップサイトに比べて、Davaatのステップサイト及びNalaikhステップサイトでは、平均気温が1℃上昇した場合と2.4℃上昇した場合、活動層厚さ
(ALD)がそれぞれ0.5mと1.5mと大きいことが示された。また、Davaatの森林ステップサイトに比べて、Davaatのステップサイト及びNalaikhのステップサイトでは、SOSとEOSの標準偏差がいずれも大きいことが分った。このような、定点観測サイト間比較から、気温上昇に伴って活動層の厚さ(ALD)が厚くなり、草原の生育期間が延びる傾向が示唆された。

表(1)－4 観測サイトにおける気候要因、活動層の厚さ（ALD）及びフェノロジー（SOSとEOS）の比較（ANN-Taは年間平均気温、ANN-Pは年間総降水量、SDは標準偏差）

サイト	Nalaikhステップ サイト	Davaatステップ サイト	Davaat 森林ステップ サイト
ANN-Ta(℃)	-2.8	-4.2	-5.2
ANN-P(mm/年)	260	270	276
ALD(m)	3.5	2.5	2.0
Year	SOS	EOS	SOS	EOS	SOS	EOS
2008	5/8	10/10	5/9	10/12
2009	4/23	10/14	4/26	10/19	4/23	10/18
2010	4/28	10/6	5/10	9/30	5/3	10/4
2011	5/4	10/3	5/13	10/4	5/1	10/4
2012	5/31	10/26	5/8	10/19	4/22	10/19
平均	5/6	10/12	5/7	10/10	4/29	10/11
SD(日数)	16.9	10.3	6.5	8.6	7.1	7.3

以上の解析から、モンゴルにおける降水量は草原のSOSとEOSを強く制御していることが示され、凍土は翌年の草原の生育に対して重要な役割を果たしていることが明らかになった。また、凍土の存在はモンゴル草原の生態系に大きな影響を与えていること、及び温暖化による凍土の融解に伴って、近い将来のモンゴル草原の脆弱性が高くなる可能性が示唆された。地球温暖化は、連続的・不連続的な永久凍土が点在的な永久凍土や季節凍土へと縮小する主な原因となることが考えられる。凍土の融解に伴って森林ステップや典型的ステップの劣化が進行し、砂漠ステップへ変遷する可能性があると考えられる。これにより、現存の草原が退化し、その面積が減少へとつながる恐れがある。さらに、草原の生育時期が短くなり、草原の生産性は低下していくことも考えられる。

## 2 ）牧草生産量の定量的評価

モンゴルでは全人口の約40％が気候の影響を強く受ける農畜業（遊牧）に依存してきた。従って、これらの人口は農業総生産の34.6%、輸出の30％に貢献しているとされる。気候変動は植物の多様性と季節性、さらに、牧草生産性に大きな影響を与えると考えられる。Tserendash $ ^{12)} $ の研究によると、地球温暖化による気温と発散量の増加がモンゴルの草原における牧草生産力を約10から20％低下させると推定されている。一方、Batima $ ^{13)} $ の研究によると、過去60年の間、モンゴルでは高栄養植物が1.5-2.3倍減少しており、気温上昇と降水量の減少により、更なる減少が見込まれている。このように、気候変動の影響は牧草・家畜生産量、そして最終的には地域及び国の食料生産能力を脅かすことになると懸念されている。

牧草・牧畜生産量の影響要因は気象、水文、土壌、草原類型及び牧草の質など様々であるが、そのうち、最も影響が大きいのは、干ばつ、ゾド及び牧草の利用強度などであると考えられる。
そのため、本研究では気象や水文観測データ及び植生パラメータ及び地形や土壌特性などのGISデータを生態系モデル(Biome-BGC)に与え、モンゴル全土の1 km解像度の植生の2000-2012年の純一次生産(NPP)の平均値の空間的分布（図(1)-15、上）及びその変動指数CV（図(1)-15、下）を算定した。それによると、モンゴル北部の連続・不連続的な永久凍土地帯ではNPPの値が高く、変動が小さいが、南部の点状的な永久凍土地帯、特に季節的な凍土地帯ではNPPの値が小さく、変動が大きいことが分かった。この結果から、北部の永久凍土地帯では、牧草生産量が高く、しかも安定的に提供できることと、南部の点状的永久凍土及び季節的凍土地帯では、牧草生産量が小さく、しかも安定的に提供できないことが明らかとなった。2000-2012年のNPP経年変化を図(1)-16で示す。

図(1)-15 純一次生産量（NPP）の平均値（上）と変動指数（下）分布図（2001-2012年平均値）
図(1)-16a モンゴル全土の純一次生産(NPP)の経年変化(2000-2004)
図(1)-16b モンゴル全土の純一次生産(NPP)の経年変化(2005-2009)
図(1)-16c モンゴル全土の純一次生産(NPP)の経年変化(2010-2012)と2000-2012の平均値

また、各凍土地域のNPPの季節変動も解析した。それによると、モンゴル北部の永久凍土帯ではNPPが高く、生産量が高いことが分かった。特に夏季の間に、連続的・不連続的永久凍土地域の生産量は他の地域や全国平均値より遥かに高いことが分かった。さらに、2000-2012年の凍土分布類型毎の生産量も集計した。それによると、北部の連続的・不連続的な永久凍土地帯では変化傾向が見られなかったが、南部の点状的な永久凍土地帯と季節的な凍土地帯では、2007年までに減少傾向があったが、それ以降に上昇傾向に転じたことが分かった（図（1）-17）。
図(1)-17 永久凍土の類型毎の年平均一次生産量（NPP）の集計結果（2000-2012年）

最後に、行政ニーズに合わせて、モンゴルのソム(SUM、日本の市町村レベルと相当する)とアイマグ（AIMAG、日本の県レベルと相当する）など各行政区レベルのNPPを集計した。それによると、北部のセレンゲ(Selenge）県、ボルガン(Bulgan）県、フブスグル(Hövsgöl）県、トゥブ(Töv）県及びヘンティー(Hentiy）県では、一次生産量が高いが、南部のウムヌゴビ(Ömnögovî）県、ドルノゴビ(Dornogovî）県、バヤンホンゴル(Bayanhongor）県などでは、生産量が低いことが分かった。総体的に、モンゴルの牧草生産量は「北高南低」と「東高西低」の分布特徴がある事が明らかとなった（図(1)-18）。

図(1)-18 アイマグ (Aimag)毎の年平均一次生産量（NPP）の集計結果（2000-2012年）
## (3) 永久凍土融解に伴う陸域生態系の脆弱性評価

## 1 ）地表面水分不足指数による草地乾燥化の検出

モンゴル全土のおよそ3分の2の地域は、乾燥・半乾燥地域に属しており、降水量の経年変動が非常に激しい。また、降水量は1年間の中でも、季節や場所による不均一性と年々変動が激しく、乾燥・半乾燥気候帯の特徴が大きく表れる。そのため、植生と水に乏しい地域は、干ばつ地域と見なされる。

モンゴルでは、植物の生育期間は5月から9月までと短い季節性がある。牧草生産力は、夏季の条件に応じて、広範囲にわたって変化する。夏に干ばつが発生すると牧草生産力の低下が見られ、山地では12-48%、半砂漠では28-60.3%低下する。また、モンゴルの家畜は夏から秋にかけて、成長に必要なエネルギーや栄養を蓄える。家畜は、質の良い牧草の豊富な初夏に体重を増やし始め、晩秋に最も体重が重くなる。夏に干ばつが長引くと、家畜は越冬に必要な体力やエネルギーを蓄えることができない。従って、干ばつは気候変動に対する家畜の脆弱性の重要な決定要因のひとつと言える。

夏季条件の良し悪しに拘らず、遊牧民は長い厳寒の冬の後の夏季をくつろいで過ごす。一方、家畜は深刻な干ばつ状況でも干ばつ期間中に死亡することは少ない。それ故、アフリカや南アジア諸国とは異なり、モンゴルの干ばつは自然災害と見なされなかった。しかしながら、干ばつは（a）牧草の減少（b）家畜が好む種類の牧草の減少（c）利用可能な飲み水の減少（d）牧草地の不毛などを引き起こす。また、干ばつが発生すると、遊牧民は干し草、その他の家畜用補助飼料、自分達の日用品などの準備が困難になる。さらに重要なことには、家畜は厳冬や春の暴風を乗り切るために必要な体力（カロリーや脂肪など）を干ばつの影響で蓄えることができないため、大量死に至る。そのため、冬季の家畜の死亡率にとって、前年度の夏の条件が重要な決定要因であると結論付けた。干ばつが長期に亘った場合、例えゾドが発生しなくても、家畜は厳冬を凌ぐために必要な体力やエネルギーを蓄えることができない。

モンゴルでは、1940年から2008年の間に干ばつは5％の有意水準で増加傾向にあった。特に1990年代から急激に増加している。モンゴルで最悪の被害となった干ばつは、1999年、2000年、2001年、2002年、2007年、2008年に連続して発生し、国土全体の50％から70％が影響を受けた。このような長期間に亘る深刻な干ばつは、過去60年間には観測されたことがなかった。

干ばつの発生地域から見れば、1970年から1990年の間に、ウムヌゴビ県、ホブド県、オブス県で、干ばつ平均指数は最高値に達し、1990年以降は、中央モンゴルや西モンゴルでも同様の値に達し、オブス県、ホブド県、ゴビ・アルタイ県、バヤンホンゴル県、ウムヌゴビ県、ドンドゴビ県、トゥブ県などが含まれる。モンゴルにおける干ばつの発生頻度や強度が増加したことは、地球温暖化との関連性が高いと解釈できる。そのため、干ばつの傾向やその動態を理解することは非常に重要であり、将来のリスクを軽減するだけではなく、気候変動適応策の確立や実施にも役立つ。

干ばつは、短期的に発生する気候現象であるが、植生の長期的な乾燥化現象を表すために、土壤水分が最も重要な指標である。土壌水分は植生の種類、土壌の特性、そして永久凍土環境に依存する植生の成長に影響を与える要因である。土壌水分状況は永久凍土環境の変化と植生ダイナミクスを結びつける重要な因子であり、永久凍土の融解は主に土壌水分条件の変化を通して草原生態系に影響を与える。永久凍土の劣化に伴って、活動層の土壌水分が減少し、地表面の乾燥化
が進むと考えられる。

地表面の乾燥状態を表す指標は、Moranら(1994) $ ^{14)} $ によって考案された乾燥指数の一つである水分不足指数（WDI: Water Deficit Index）がある。この指標はであり、測定困難な土壌水分の代わりに、地表面の水分不足状況を表す最も有効な指標として広く使用されてきた。Wangら（1999） $ ^{15)} $ は土地被覆や植生指数などの衛星データ、地形や土質などのGISデータを用いて、広域なWDI推定モデルを開発し、乾燥・半乾燥地域において砂漠化のリスクエリアを評価した。WDIの推定モデルの基本式は式(3)で示す。

$$ \mathrm{WDI}=1-\mathrm{ET}/\mathrm{PET} $$

ここで、ETは地表面の実蒸発散量（actual evapotranspiration）であり、土壌からの蒸発(E)と植生から蒸散(T)を合わせたものであり、水循環の重要な要素の一つである。ETの推定手順は煩雑であり、最もよく使われた推定法はペンマン・モンティース法(Penman-Monteith method)である。PETは可能蒸発量(potential evaporation)であり、地表面流出のない広大で均一な湿潤面で生じる蒸発散量である。

ETとPETについて、アメリカモンタナ大学のNumerical Terradynamic Simulation Groupは、NCEP/NCAR再解析気象データとMODIS土地被覆データ（MOD12）と葉面積指数（MOD15）のデータを、ペンマン・モンティース法(Penman-Monteith method)に入力し、MOD16というプロダクトとして公開されている（Muら、2007、2011） $ ^{16-17} $ 。本研究では、まず、MOD16のデータを用いて、モンゴル全域の2000-2012年の蒸発散量（ET）と可能蒸発量（PET）の年々変動及びその平均値（図(1)-19）を求めた。その結果、モンゴル北部の永久凍土地帯では、ETが高くPETが小さくなった。一方で、南部の点状的な永久凍土地帯や季節的な凍土地帯では、ETが低くPETが高いことを示し、ETとPETの地域性が示唆された。

本研究では、MOD16プロダクトに基づいたETとPETのデータをWDIの計算式（3）に入力することで地表面の水分不足指数（WDI）を算定した。WDIは0の場合、地表面は水面または水分飽和状態であることと、WDIは1の場合、地表面は完全に乾燥状態であることを示し、土壤水分含有量が0に近いことを指す。WDIに基づく地表面の水分不足・乾燥状態の評価基準を表(1)－5に示す。

表(1)−5 水分不足指数（WDI）による地表面乾燥状態の評価基準

WDI	分類(日本語)	分類(英語)
≤ 0.2	極度な湿潤	Extremely wet
0.2～0.3	中度な湿潤	Moderately wet
0.3～0.4	軽度な湿潤	Slightly wet
0.4～0.6	正常	Near Normal
0.6～0.7	軽度な旱戯	Mild drought
0.7～0.8	中度な旱戯	Moderate drought
≥ 0.8	極度な旱戯	Extreme drought
図(1)-19 蒸発散量（上）及び可能蒸発量（下）の分布図（2000-2012年の平均値）

本研究では、2000-2012年のWDIの平均値及び変動指数CVを算定した。それによると、モンゴル北部の連続・不連続的な永久凍土地帯では、WDIが小さく、地表面の乾燥状態は「正常」か「軽度な旱戯」の範囲内であるが、南部の点在的な永久凍土地帯や季節的な凍土地帯では、WDIが70%を超え、地表面の乾燥状態は「中度から極度な旱戯」となっていることが分かった（図(1)-20、上）。

また、最近13年間のWDIの変動指数（図(1)-20、下）を算定した結果、北部の連続・不連続的な永久凍土地帯ではWDIの値が小さいが、年々変動が大きいことが示された。一方で、南部の点在的な永久凍土地帯や季節的な凍土地帯では、WDIの値が大きいが、年々変動が小さいことが分かった。つまり、モンゴル北部の連続・不連続的な永久凍土地帯では地表面の水分量が多く、植生の成長に水分ストレスが小さいと考えられ、南部の広域の季節凍土地域では地表面が乾燥していて、植生の成長に大きな水分ストレスを与えていると考えられる。

さらに、こ二十数年間の乾燥状態の変化を探るため、本研究では、各凍土類型地帯におけるWDIの経年変化を集計した（図(1)-21）。それによると、北部の連続・不連続的な永久凍土地帯では、WDIの経年変化の上昇と降下傾向が見られなかったが、南部の点状的な永久凍土地帯及び季節的な凍土地帯では、2000-2007の間に上昇傾向（乾燥化）であったが、2008以降に降下傾向（湿潤化）にあることが分かった。
図(1)-20 モンゴル全土の水分不足指数（WDI）の平均値(上)及び変動指数(下)の分布図（2000-2012年）

図(1)-21 各類型の凍土地帯におけるWDIの経年変化（2000-2012年）