卓 嘎， 羅 布， 巴桑曲珍

（1.中國氣象局成都高原氣象研究所拉薩分部，西藏拉薩 850000； 2.西藏高原大氣環(huán)境科學研究所，西藏拉薩 850000；3.高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室，四川成都 610072； 4.西藏自治區(qū)氣象臺，西藏 拉薩 850000； 5.林芝市氣象局，西藏林芝 860000）

0 引言

青藏高原獨特的高寒環(huán)境已經(jīng)成為影響東亞乃至全球氣候系統(tǒng)的重要因素。高原地區(qū)分布著范圍較廣的多年凍土、冰川、湖泊以及河流。在陸-氣相互作用中，作為連接陸地與大氣之間的淺層地表土壤水熱狀況對大氣環(huán)流、氣候變化、高原熱力效應、植被退化以及凍土退化等方面具有重要作用［1］。其中，土壤濕度在氣候變化中的作用僅次于甚至超過了SST（海表面溫度）的作用［2］。氣候變化也通過陸-氣相互作用對土壤溫濕度的變化特征產(chǎn)生深刻的影響，尤其在高原積雪融化和土壤凍融的季節(jié)，季節(jié)性凍融過程直接影響著高原地氣間的能量和水分循環(huán)［3］。因此，研究青藏高原地區(qū)土壤中水分與熱量傳輸，對進一步認識陸-氣相互作用和短期氣候預測具有重要意義。

部分野外觀測站點的建立、衛(wèi)星遙感反演技術以及數(shù)值模式的發(fā)展，極大地促進土壤溫濕度時空分布特征及其與區(qū)域氣候變化相互關系的認識。青藏高原地區(qū)平均土壤溫度比周邊地區(qū)低，北部比南部低［4］。楊梅學等［5-7］分析了高原中部那曲附近的土壤溫濕度時空變化特征，認為土壤濕度在季節(jié)轉換中具有一定作用［8］。土壤溫度由地表向深層逐漸呈滯后效應，隨著土壤深度的增加，其振幅減小，相位滯后［9］。羌塘高原南部土壤溫度與土壤含水量的變化趨勢具有一致性［10］，且凍融過程對土壤溫度有著顯著的調節(jié)作用。對于青藏高原的土壤濕度而言，高濕區(qū)域基本位于高原南部［11-13］，存在外圍土壤相對較濕、中部較干的特征，這可能與高原南部邊緣的降水較多有關。不同替代資料［14-16］的分析結果也表明高濕區(qū)域基本位于高原南部，土壤濕度大值區(qū)由東南向西北遞減。高原中、東部的表層土壤濕度呈正弦曲線，深層幾乎無變化，土壤濕度日振幅隨深度的增加而逐漸衰減，高原主體土壤濕度隨著土壤溫度的上升而顯著增加［17-19］。王澄海等［20］進一步探討了土壤濕度在凍融條件下與高原干濕季轉換和濕季降水的聯(lián)系，而張娟等［21］對青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)進行了土壤水熱變化研究。

許多學者對土壤濕度的衛(wèi)星產(chǎn)品和再分析資料在高原地區(qū)的適用性做了細致分析。Yang等［22］、Lu 等［23］、Qin 等［24］認為陸面同化系統(tǒng)和陸面模式能較好地反映青藏高原近地面層的土壤濕度區(qū)域狀況。Su 等［25］認為AMSR-E 產(chǎn)品在青藏高原寒冷地區(qū)和非凍融期的使用表現(xiàn)出很大的不確定性。但是，反演算法的改進使得AMSR-E 土壤濕度產(chǎn)品更加接近實測值［26］。Van der Velde 等［27］發(fā)現(xiàn)在高原地區(qū)反演資料SSM/I RETRIEVALS 比AMSR-E 效果好。SMAP、ESA CCISM 產(chǎn)品［28-29］與實測土壤濕度接近且優(yōu)于陸面模式結果。此外，陸面同化數(shù)據(jù)產(chǎn)品GLDAS［30］低估了高原中部表層土壤濕度，并且顯示出青藏高原土壤濕度空間分布與降水有一定程度的不一致［31］。師春香等［32］認為CLDAS2.0的大氣驅動數(shù)據(jù)，使用NOAH-MP 陸面模式能夠很好地模擬中國區(qū)域土壤濕度的時間變化。借助數(shù)值模式，王澄海等［33-34］、張世強等［35］、趙林等［36］較好地模擬出了高原陸面的土壤溫濕度特征以及土壤水熱過程，發(fā)現(xiàn)模擬值與實測值存在一定差別。陳海山等［37］、熊明明等［38］、丁旭［39］檢驗和評估了CLM3.0模式對高原土壤溫濕度的模擬能力。

研究表明，土壤濕度在蒸發(fā)過程中的持續(xù)性對全球范圍內(nèi)的溫度、降水都有顯著影響［2，40］。周玉淑等［41］揭示了青藏高原不同層次地溫異常產(chǎn)生的低頻波，可能會影響長江中下游地區(qū)的降水。春季的感熱加熱異常信號可能通過土壤溫度和濕度的“記憶”以及非絕熱加熱局地環(huán)流的正反饋過程得到維持，并影響夏季的氣候［42］。Namias［43］最早發(fā)現(xiàn)土壤濕度的季節(jié)性異常對大氣的季節(jié)變化有重要作用。Rowntree 等［44］指出干（濕）土壤可使未來氣溫升高（降低）、降水減少（持續(xù)）。Yeh 等［45］認為增加土壤含水量將使降水增加，氣溫降低。Chow等［46］認為高原春季土壤偏濕，夏季長江流域降水增加，南部降水減少，而王瑞等［47］指出高原春季土壤偏濕，使得華北和華南多雨，江淮少雨。卓嘎等［12］認為高原春季土壤濕度與長江中下游降水基本呈負相關。左志燕等［48］給出了土壤濕度影響局地降水的物理機制，認為土壤濕度對局地降水存在相反的影響。李登宣等［49］指出高原不同地區(qū)、不同深度春季土壤濕度與中國東部夏季降水的相關特征不同。這些研究均表明高原土壤濕度的氣候效應具有顯著的區(qū)域性。

綜上所述，以往多數(shù)研究采用再分析數(shù)據(jù)或者衛(wèi)星產(chǎn)品探討青藏高原土壤溫濕度產(chǎn)品適用性及其對中國東部降水的數(shù)值模擬和影響，從觀測事實上來分析青藏高原土壤水熱變化特征及其與氣候關系的研究相對較少，尤其對高原腹地土壤溫濕度的不同時間尺度、不同層次特征及其水熱結構、土壤濕度與熱量通量變化等缺乏分析。為此，采用高原中部安多觀測點的土壤溫濕度觀測數(shù)據(jù)和同期安多氣象站氣象要素觀測資料，分析高原中部土壤溫濕度的分布特征，土壤濕度與地氣間熱量、氣象要素的相關性，這有利于加深對土壤濕度與氣候變化關系的認識。

1 數(shù)據(jù)與方法

西藏自治區(qū)那曲市安多縣地處青藏高原的腹地，平均海拔5 200 m，境內(nèi)湖泊分布較廣，由于降水少，河流水量小且多為內(nèi)流區(qū)域的河流。東、西部分別為亞寒帶半濕潤、半干旱氣候區(qū)，是典型的草甸帶，發(fā)育著多種類型的嵩草草地。土壤多為砂壤土和砂土，蓄水性較差，肥力較低，多呈堿性反應。安多縣自然災害較多，其中干旱、雪災、草原鼠蟲害、冰雹、雷暴等對牧業(yè)生產(chǎn)影響嚴重，同時草場沙漠化、退化進程明顯。年平均氣溫為-2.8 ℃，年降水量435 mm，年日照時數(shù)近3 000 h，平均風速4.3 m·s-1。文中溫濕度觀測點位于距安多縣城西7 km 處的安多縣帕那鄉(xiāng)三村，觀測點地理位置為91°37′ E、32°14′ N，海拔4 696 m。地處安多草原，草原面積占藏北草原的1/2強，可利用草原面積為4.5萬km2，主要植物是矮嵩草、小嵩草、披菅草、紫花針柔等。

野外觀測數(shù)據(jù)來源于中國科學院那曲高寒氣候環(huán)境觀測研究站安多觀測點，主要使用了土壤溫濕度數(shù)據(jù)。土壤溫度觀測采用了日本Datamark 公司Pt100 探頭，土壤濕度觀測采用了美國Imko 公司Trime EZ 探頭，詳情見表1。土壤溫濕度的測定深度為5 cm、10 cm、20 cm、40 cm、80 cm 和160 cm，測定間隔為每30 min采集1次。文中選用2014年1月1 日—12 月31 日一年的觀測數(shù)據(jù)進行土壤溫濕特征分析。小時變化、日變化及月變化均按30 min 測定值通過平均求得。日數(shù)據(jù)為每日48 個觀測時次的平均值，小時數(shù)據(jù)選用2014 年1 月1 日—12 月31日的各個時次365天數(shù)據(jù)的平均值。

表1 監(jiān)測儀數(shù)據(jù)采集傳感器參數(shù)Table 1 Parameters of the data acquisition sensors

美國國家航空航天局（NASA）提供了GLDAS中4個陸面模式（NOAH、CLM、VIC、MOSAIC）模擬得到的全球土壤水分產(chǎn)品。鄧明珊等［50］的研究表明，上述四套陸面模式資料中，GLDAS-NOAH 模式資料在青藏高原的適用性較好。因此，選取NOAH 模式（分辨率為0.25°×0.25°）2014 年1 月1 日—12 月31 日逐3 小時的數(shù)據(jù)開展土壤溫濕度的分析，土壤層次為0～10 cm、10～40 cm、40～100 cm、100～200 cm。文中利用雙線性插值方法將NOAH 的格點資料插值到安多觀測點所在的經(jīng)緯度，得到該資料在安多觀測點的逐3小時、逐日、逐月數(shù)據(jù)。由于逐3小時數(shù)據(jù)無法準確反映日內(nèi)變化特征且表層土壤溫濕度變化最為顯著，下面對比分析NOAH 模式資料與安多觀測點表層（0～10 cm）觀測數(shù)據(jù)相同時間尺度（月和全年逐日）數(shù)據(jù)，以了解安多觀測點對高原中部土壤溫濕度變化特征的刻畫能力及其區(qū)域代表性。

氣象資料選用安多氣象站（距離安多觀測點6 km）同期逐日觀測的平均氣溫、降水量、日照時數(shù)、地面溫度、風速等數(shù)據(jù)。反映陸面過程中非絕熱加熱中的感熱通量計算公式為

式中：SH為感熱通量；Cp為空氣的等壓比熱；ρ為近地面大氣密度；Ch為感熱通量的大氣總體熱力輸送系數(shù)；V為地面風速；Ts為地表溫度；Ta為氣溫。

潛熱通量計算公式［51］為

式中：FL為潛熱通量；LE為潛熱系數(shù)；CE為潛熱通量的大氣總體輸送系數(shù)；Us為10 m 高度的風速；qgs和qa分別為地表土壤的飽和比濕和10 m 處空氣的比濕；β為地面濕度有效參數(shù)，即土壤實際蒸發(fā)和可能蒸發(fā)的比例系數(shù)。

2 土壤溫濕度的變化特征

2.1 土壤溫度的時間變化特征

從逐時觀測數(shù)據(jù)［圖1（a）］可以看出，土壤溫度總體上呈單峰結構，淺層為正弦曲線，隨著土壤深度增加，曲線逐漸接近直線。其中5 cm 土壤溫度峰值出現(xiàn)在16：00 左右，為8.34 ℃，谷值出現(xiàn)在09：00 左右，為-2.47 ℃，升溫過程迅速而降溫過程相對緩慢。10 cm 土壤溫度峰值變化幅度明顯小于5 cm，溫度為5 cm 的1/2 左右，峰值出現(xiàn)在19：00，谷值出現(xiàn)在10：00，升溫過程也快于降溫過程。在20 cm 及以下土壤深度，單峰型結構逐漸趨于平緩，峰值出現(xiàn)在22：00，谷值出現(xiàn)在12：00。隨著深度增加，極值出現(xiàn)時間滯后，到更深層次，土壤濕度變化基本趨于直線，土壤逐時變化幅度很小且各層溫差減小。土壤溫度變化與氣溫密切相關，淺層土壤溫度受地表隨機天氣過程的影響較大，白天地面由于吸收太陽輻射而增溫，土壤溫度的升溫和降溫過程相對較劇烈，晝夜溫差偏大。到了夜間，由于地表熱輻射而冷卻，下層相對上層相位滯后，說明太陽輻射隨著深度增加，對土壤溫度的影響越來越小。

在月變化尺度上，無論淺層或深層，土壤溫度均呈單峰型結構［圖1（b）］，與太陽輻射的年內(nèi)變化一致。 5 cm 土壤溫度的峰值出現(xiàn)在7 月（11.88 ℃），10 cm、20 cm、40 cm 和80 cm 峰值出現(xiàn)在8月，說明太陽輻射的年內(nèi)變化可以影響到40 cm甚至80 cm 的土壤溫度，160 cm 峰值出現(xiàn)在9 月。40 cm 以上深度谷值均出現(xiàn)在1 月，80 cm 和160 cm谷值出現(xiàn)在2 月，5 cm 谷值為-8.75 ℃，隨著深度增加，位相后移，谷值逐漸增加，160 cm 谷值為-1.84 ℃。

圖1 不同深度土壤溫度的小時（a）、月（b）和日（c）變化Fig.1 Hourly（a），monthly（b）and daily（c）variation of soil temperature at depth of 5 cm，10 cm，20 cm，40 cm，80 cm and 160 cm

從全年逐日土壤溫度［圖1（c）］曲線可見，各層次土壤溫度均呈近似正弦式的周期性變化，土壤溫度從3月下旬開始上升，7月或8月達到峰值，9月逐漸下降，直至12 月或1 月達到谷值，這與太陽輻射的年內(nèi)變化特征一致，表明升溫過程慢于降溫過程，即消融要慢于凍結過程，反映出高原地區(qū)比較漫長的低溫期。淺層地表受天氣影響較大，無論升溫或降溫都比深層迅速，淺層土壤溫度的波動較大，土壤溫度的季節(jié)性變化隨著深度增加而減少，反映出太陽輻射向下傳輸量越來越少。

土壤凍結（融化）釋放（吸收）的相變潛熱會引起地表能量的變化，而土壤凍結和融化的時間差異會影響相變過程。為此，以土壤溫度持續(xù)大于0 ℃開始的時間作為土壤解凍的時間，土壤溫度出現(xiàn)持續(xù)小于0 ℃的時間作為土壤封凍的時間，統(tǒng)計了不同層次土壤解凍和封凍日期（表2）。春季，隨著氣溫升高，高原土壤開始解凍，5 cm 和10 cm 解凍日期分別為4月19日和4月20日，20 cm 解凍日期為4月26日，40 cm 深度以下解凍日期為5月或6月。即隨著土壤深度的增加，解凍日期推遲，下層土壤解凍有一定的滯后，這可能與春夏季造成凍土融化的熱量從地表向深層輸送有關。從4 月到9 月中旬，不同層次土壤溫度均呈上升趨勢，隨著土壤深度的增加，土壤溫度越來越低，淺層土壤溫度高于深層。秋季土壤開始進入封凍時期，5 cm 的封凍日期為10月29日，10 cm、20 cm 和40 cm 封凍日期均在11月，80 cm 和160 cm 封凍 日期 分別 在12 月8 日和1 月1日。隨著土壤深度的增加，封凍日期也推遲。表層土壤溫度降低速率明顯快于深層土壤，進入冬季以后，淺層土壤溫度低于深層，土壤熱量開始從深層向地表傳輸。5 cm 封凍時間最長，160 cm 封凍時間最短，隨著土壤深度增加，封凍期基本呈逐漸縮短的特征。這一結論與藏北高原和青藏公路沿線土壤溫度的研究結果［8，20］基本一致，土壤溫度在10 月下旬凍結，4 月中旬土壤從上層開始消融，到5 月上旬40 cm 深處的土壤開始消融，160 cm 消融時間比那曲（5月中旬）偏晚，但總體土壤凍結時間長達6個月左右。

表2 不同層次土壤解凍和封凍日期Table 2 Freezing and thawing date at depth of 5 cm，10 cm，20 cm，40 cm，80 cm and 160 cm

2.2 土壤濕度的時間變化特征

不同層次土壤濕度日內(nèi)變化［圖2（a）］呈較為一致的變化規(guī)律，土壤濕度的逐時變化較小，5 cm土壤濕度從11：00 以后明顯開始上升，至19：00 達到峰值之后，開始緩慢下降，在10：00 達到谷值，10 cm 層土壤濕度日內(nèi)變化特征與5 cm 層比較相似，但其峰值變化幅度明顯小于5 cm 層，增加較5 cm 緩慢。不同層次土壤濕度峰值、谷值出現(xiàn)的時間基本一致，20 cm 以下深度土壤濕度沒有顯著的日內(nèi)變化特征，尤其160 cm 土壤濕度基本接近直線。這與趙逸舟等［17］指出的高原中部和東部土壤濕度振幅隨著深度的增加而衰減，表層土壤濕度呈正弦曲線而深層沒有變化的分布特征接近一致。

圖2 不同深度土壤濕度的小時（a）、月（b）和日（c）變化Fig.2 Hourly（a），monthly（b）and daily（c）variation of soil moisture at depth of 5 cm，10 cm，20 cm，40 cm，80 cm and 160 cm

土壤濕度的月變化曲線［圖2（b）］表明，5 cm 和10 cm 層土壤濕度呈單峰型結構，峰值出現(xiàn)在8 月，谷值出現(xiàn)在12 月。土壤濕度的變化趨勢與土壤溫度的變化基本相似，春季氣溫升高，高原積雪和凍土融化，4 月土壤濕度開始增加，隨著雨季來臨，土壤濕度呈急劇增加趨勢，8 月達到峰值，9 月高原雨季結束后，土壤濕度逐漸減小。20 cm 以下深度土壤濕度峰值出現(xiàn)在9 月，谷值基本出現(xiàn)在2 月（除了20 cm出現(xiàn)在1月）。

在全年逐日土壤濕度［圖2（c）］曲線可見，各層次土壤濕度變化趨勢接近一致（160 cm 除外），3 月下旬開始凍土逐漸消融，土壤濕度增加，尤其從5月開始受季風降水影響，表層土壤濕度繼續(xù)增加，7 月達到峰值，8月以后土壤濕度逐漸減小，10月開始凍結，土壤濕度減小，1 月達到谷值，一直持續(xù)到3 月，完成一年的循環(huán)周期。土壤濕度上升過程較下降緩慢。從不同層次分布來看，與土壤溫度變化不一致的是，40 cm 和80 cm 土壤濕度值要高于20 cm 土壤濕度，160 cm 濕度最低，且變化幅度和波動不明顯。夏季土壤濕度最高，春秋季次之，冬季土壤濕度最低。

2.3 土壤溫濕度的垂直分布特征

土壤溫濕度在一年中的變化趨勢不盡一致（圖3），土壤進入封凍以后，土壤溫濕度保持在相對穩(wěn)定的范圍內(nèi)，并且變化趨勢比較相似。從4 月中旬到9 月下旬，土壤溫濕度在總體逐漸增加的變化趨勢下，兩者增減幅度不同，土壤濕度增加比較緩慢，有些時段土壤溫度升高時，對應土壤濕度降低。其中在春季和秋季轉換時期，土壤溫濕度的變化和偏差最為明顯，秋季向冬季轉換時，土壤溫濕度迅速降低，進入封凍狀態(tài)，從冬季向春季轉換時，土壤溫濕度逐漸增加，進入解凍狀態(tài)。5 cm［圖3（a）］和20 cm［圖3（b）］的土壤溫濕度變化表明，5 cm 土壤溫度上升和下降趨勢較20 cm 顯著，5 cm 土壤濕度在春季、尤其是雨季后增加比較迅速，20 cm 土壤濕度增加比較緩慢，且全年逐日變化幅度較5 cm 要小。不同層次土壤溫濕度的相關系數(shù)表明，無論是淺層或深層，土壤溫濕度均呈顯著正相關，各層次的相關系數(shù)分別為：0.854（5 cm），0.884（10 cm），0.924（20 cm），0.934（40 cm），0.931（80 cm）和0.899（160 cm），相關系數(shù)均通過了顯著性水平檢驗（P＜0.001），說明土壤由淺至深，土壤溫濕度變化趨勢更加一致。但是，80 cm 和160 cm 土壤溫濕度的相關系數(shù)有所減小。這可能是由于到了土壤深層，土壤溫濕度趨于比較穩(wěn)定，土壤濕度受土壤溫度的影響相對較小。

圖3 5 cm（a）和20 cm（b）土壤溫濕度的全年變化Fig.3 Daily variation of soil moisture and soil temperature at depth of 5 cm（a）and 20 cm（b）in a whole year

由土壤水熱時空剖面分布（圖4）可見，11 月至次年3 月土壤自地表往下開始凍結，其中淺層凍結的速率較快，深層凍結滯后于淺層，至1月土壤自上而下整層基本處于凍土階段，土壤淺層的溫度梯度明顯大于深層，深層土壤溫度變化接近一致。在4—5 月間土壤溫度梯度接近于零，這可能是在融化過程中土壤將淺層吸收的熱量絕大部分用于水的相變造成的，土壤融化期內(nèi)溫度波會在地層內(nèi)傳播［52］。自5 月之后，各層土壤溫度最大值出現(xiàn)的時間隨深度增加而滯后，與李林等［53］對青海土壤溫度的研究結果一致。這種變化規(guī)律由上下土壤層內(nèi)的熱量交換過程決定。土壤濕度高值基本集中在高原雨季的6—9月，因為降水增多有利于土壤濕度增加，冬半年濕度較小。冬季土壤表面熱量損失多，深層土壤中的熱量逐漸向地表輸送，地溫隨著深度增加而增加，而夏季正好相反。20 cm 以上土壤濕度表現(xiàn)為土壤濕度高值區(qū)，40～80 cm 在8—10月土壤濕度存在一個較高含水層，體現(xiàn)出5～10 cm土壤濕度最大，20 cm 開始濕度逐漸減小，40～80 cm 濕度較大，160 cm 濕度最小的垂直結構，160 cm 層即使在雨季也沒有多少土壤含水量。與高原整體土壤濕度淺層到中間層增加，隨著深度增加而急劇減小的變化［13］存在差異，說明了高原地區(qū)土壤濕度的區(qū)域性特征。

圖4 土壤溫濕度分布時空剖面圖（實線和虛線為土壤溫度（℃），陰影區(qū)為土壤體積含水量高于0.12 m3·m-3的區(qū)域）Fig.4 Spatio-temporal profiles of daily soil temperature and moisture（The solid line and dashed line refers to soil temperature，and shadowed area refers to regions where soil moisture larger than 0.12 m3·m-3）

2.4 GLDAS數(shù)據(jù)反映的土壤溫濕度特征

為驗證安多觀測點土壤溫濕度觀測數(shù)據(jù)的可靠性及區(qū)域代表性，下面主要對比分析0～10 cm GLDAS-NOAH 資料與土壤溫濕度觀測數(shù)據(jù)的差異。NOAH 資料的月和全年逐日土壤溫度變化特征（圖略）表明，除不同土壤層次峰值和谷值在量值上存在一定差異外，兩套資料揭示的土壤溫度月變化特征和量值比較接近，即淺層和深層土壤溫度均呈單峰型結構，從淺到深土壤溫度峰值均出現(xiàn)在7—9 月，谷值出現(xiàn)在12 月至次年3 月，且谷值隨深度逐漸增加。全年逐日土壤溫度也與安多觀測點觀測數(shù)據(jù)類似，呈現(xiàn)正弦式的周期變化。即土壤溫度從4 月初開始上升，在6 月達到峰值，10 月逐漸下降。隨著深度增加，土壤溫度下降位相逐漸后移，但也在12 月或1 月達到谷值。全年逐日變化體現(xiàn)出升溫過程慢于降溫過程的特征，而NOAH 資料揭示的升溫和降溫時間均滯后于安多觀測數(shù)據(jù)。

NOAH 資料的月和全年土壤濕度變化特征（圖略）表明，該資料對安多觀測點土壤濕度的逐月模擬能力在量值上有一定的低估，但能夠較好地刻畫表層土壤濕度的逐月變化。NOAH 資料和觀測數(shù)據(jù)的土壤濕度均在7—9 月達到全年最大值。與觀測資料相反，NOAH 資料將安多觀測點春季土壤濕度的相對大值模擬成了相對小值區(qū)。NOAH 資料對安多觀測點逐日土壤濕度尤其是表層土壤濕度的模擬能力較強，基本能夠再現(xiàn)表層春、冬季節(jié)土壤凍融和夏季多雨兩個階段的土壤濕度變化特征，而在量值上對安多觀測點各層土壤濕度有一定的低估，尤其是對表層土壤濕度更加顯著，偏差可達到0.01～0.05 m3·m-3。

從土壤溫濕度的空間分布（圖5）來看，土壤溫度［圖5（a）］呈從東南向西北遞減的空間分布特征。安多觀測點位于高原中部，日平均值處于5～10 ℃的區(qū)域內(nèi)，安多觀測點的表層土壤溫度能夠很好地代表高原中部的溫度狀況。為了進一步驗證安多觀測點的代表性，計算了區(qū)域內(nèi)逐格點上的表層土壤溫度方差，以期反映土壤溫度的年內(nèi)變化幅度?？梢钥闯?，安多觀測點雖然處于土壤溫度由西北向東南逐漸上升的過渡區(qū)域，但其變化幅度與周圍環(huán)境的變化幅度比較接近，日均值和方差分布特征均表明，安多觀測點能夠很好地代表高原中部表層土壤溫度的空間分布特征。類似地，土壤濕度［圖5（b）］也具有從東南向西北遞減的分布特征，安多觀測點日平均值處于0.15～0.20 m3·m-3的土壤濕度帶上，并且那曲中部位于年內(nèi)變化較為劇烈的區(qū)域，表層土壤濕度和方差分布均能較好地反映高原中部區(qū)域的土壤濕度分布特征。

圖5 表層（0～10 cm）日平均土壤溫度（a）和土壤濕度（b）的空間分布（紅線區(qū)域為那曲市）Fig.5 Distribution of averaged daily soil temperature（a）and moisture（b）at the depth of 0～10 cm（The area with red line refers to Nagqu Prefecture）

3 土壤濕度與氣象要素的關系

為了分析土壤季節(jié)性消融過程中地表能量的變化，計算了2014年安多觀測點感熱通量和潛熱通量的逐日變化（圖6）?？梢钥闯?，隨著干季向濕季的轉換，由于太陽輻射的增加，非絕熱加熱總體呈增加的趨勢，尤其是在春季增加特別顯著，反映了氣溫增加與地表蒸發(fā)過程的加強。6 月以后，隨著雨季到來，降水量增加，地表土壤濕度增大，潛熱通量呈逐漸增加的趨勢，而且略大于感熱通量。10 月以后，土壤水分減少，潛熱減小幅度明顯大于感熱，體現(xiàn)了高原土壤消融期土壤水分對感熱、潛熱變化的重要作用。

圖6 感熱通量、潛熱通量、降水量和5 cm土壤濕度的全年變化Fig.6 Daily variation of sensible heat，latent heat，precipitation and soil moisture at depth of 5 cm in a whole year

為了在統(tǒng)一標準下進行分析，將各氣象要素（除降水外）進行標準化處理，可以發(fā)現(xiàn)（圖7），安多站點的降水主要集中在5—9 月。從其他氣象要素的變化來看，在季風爆發(fā)前期（5 月上旬至6 月中旬），各要素變化幅度為全年最大，特別是在5 月25—28 日和6 月12—15 日兩次降水過程前期的1～5 天內(nèi)，變化非常明顯，即隨著日照時數(shù)的增加，氣溫和地溫明顯升高，表層土壤蒸發(fā)增強導致土壤濕度顯著減小，氣溫的上升也使相對濕度明顯減小，加之地溫的增加幅度明顯大于空氣溫度，導致溫度垂直梯度增大，大氣不穩(wěn)定度增加。在局地蒸發(fā)增強、溫度擾動加強情況下有利于引起第二類熱成風螺旋度的上升，這樣在濕熱旋轉效應下帶來明顯的降水過程。在季風爆發(fā)前期，高原腹地這種氣象要素變化特征是否具有普遍性，以及這種變化特征對于亞洲季風爆發(fā)是否具有指示作用還有待于深入分析。

圖7 標準化的5 cm土壤濕度、氣溫、地表溫度、日照時數(shù)、風速、相對濕度和降水量的全年變化Fig.7 Daily variation of standardized soil moisture at depth of 5 cm，air temperature，land surface temperature，sunshine duration，wind speed，relative humidity and precipitation

土壤濕度和氣象要素的滑動相關（圖8）表明，安多站點1 月至4 月初，土壤濕度與平均、最高、最低氣溫［圖8（a）］呈比較顯著的正相關，通過了顯著性水平檢驗（P＜0.10），與地表溫度、相對濕度、降水（雪）、風速、日照時數(shù)［圖8（b）］相關不顯著。此時間段內(nèi)氣溫的升高能夠引起高原融凍過程的加劇，冰雪和凍土融化能夠造成土壤濕度的增加。土壤季節(jié)性消融之后，4—5 月土壤含水量逐漸增加，隨著氣溫和地表溫度的升高，土壤水分通過蒸發(fā)作用將水汽輸送到大氣中，表現(xiàn)為土壤濕度與平均、最高氣溫呈負相關，與相對濕度呈正相關。土壤濕度與最低氣溫、地表溫度、風速、日照時數(shù)、降水量的相關不顯著。而在6—9月，隨著雨季到來和降水量增加，土壤濕度與降水量、相對濕度呈正相關，而與氣溫、地表溫度、風速和日照時數(shù)的相關性不顯著。隨著雨季結束，高原進入秋、冬季節(jié)，土壤濕度與氣溫、地表溫度為較好的正相關，表現(xiàn)為一個正反饋過程?？傮w來看，一年中不同時段里，土壤濕度與氣溫等氣象要素存在不同程度的正負相關，在冬半年較干的季節(jié)，土壤濕度與平均、最高、最低氣溫為正相關，在夏半年較濕潤的季節(jié)，土壤濕度與降水量、相對濕度為正相關，而與地表溫度、風速、日照時數(shù)的相關不顯著。

圖8 5 cm深度土壤濕度與平均、最低、最高氣溫、地表溫度（a），降水量、相對濕度、風速和日照時數(shù)（b）的滑動相關（滑動長度為30天）Fig.8 Moving-correlation between soil moisture at depth of 5 cm and air temperatures，land surface temperature（a），precipitation，relative humidity，wind speed and sunshine duration（b）（30-day moving length）

為進一步了解土壤濕度與降水量的關系，參考王澄海等［20］的分析方法，選取高原濕季前，土壤濕度變化較大的4月、5月土壤濕度和降水量數(shù)據(jù)計算了超前滯后相關（圖9）。結果發(fā)現(xiàn)，土壤濕度在超前降水19～27天時有較顯著的負相關，通過了顯著性水平檢驗（P＜0.1），其中，最大相關系數(shù)出現(xiàn)在超前25 天（-0.28，P＜0.05），即土壤濕度在一定程度上可以作為降水發(fā)生的超前信號。在土壤濕度滯后于降水0～10 天內(nèi)具有非常顯著的正相關，通過了P＜0.01的顯著性水平檢驗，體現(xiàn)出了降水后對土壤濕度增加的影響。

圖9 5 cm深度土壤濕度和降水量的時滯相關Fig.9 Time-lagged correlation between soil moisture at depth of 5 cm and precipitation

4 結論

根據(jù)安多觀測點的土壤溫濕度觀測數(shù)據(jù)以及同期安多氣象站的氣象資料，分析了青藏高原中部土壤的水熱分布特征，揭示了土壤濕度與氣溫、日照時數(shù)等氣象要素的相關性。主要結論如下：

（1）土壤溫度總體上呈單峰結構，淺層為正弦曲線，隨著土壤深度的增加，曲線逐漸接近直線。土壤溫度升溫迅速而降溫過程緩慢，解凍和封凍日期隨深度推遲，封凍期呈逐漸縮短的特征。不同層次土壤濕度日內(nèi)變化較小。月變化呈單峰型結構，峰值和谷值基本出現(xiàn)在8 月和12 月，土壤濕度上升速率較下降速率緩慢。區(qū)域尺度上利用GLDASNOAH資料分析顯示出類似的變化特征。

（2）土壤溫濕度在一年中的變化不一致，但土壤溫濕度呈顯著正相關。土壤淺層的溫度梯度明顯大于深層；土壤濕度的垂直結構表明，淺層濕度最大，中間層次較大，深層土壤濕度最小。隨著干季向濕季的轉換，由于太陽輻射的增加，非絕熱加熱總體呈增加的趨勢。土壤濕度與氣象要素的關系隨著季節(jié)存在著一定的差異，但總體上土壤濕度與平均、最高、最低氣溫、降水量和相對濕度呈正相關，與風速、日照時數(shù)相關不顯著。表層土壤濕度超前降水15天內(nèi)呈顯著正相關，表明土壤濕度在一定程度上可作為降水預測的超前信號。

本文初步展示了安多站點的水熱變化特征。但是，不同站點存在著極大的時空分布差異，并且高原草地土壤凍融特征及影響機理、淺層土壤溫度及水分發(fā)生變異、植被蓋度、海拔和坡向等均影響著土壤溫濕度的分布特征，有待于今后結合更多實況觀測資料進一步分析。

致謝：文中安多站點的土壤溫濕度數(shù)據(jù)和氣象觀測資料分別來源于中國科學院那曲高寒氣候環(huán)境觀測研究站安多觀測點和西藏自治區(qū)氣象信息網(wǎng)絡中心。胡澤勇研究員和谷良雷副研究員對土壤溫濕度的資料處理及分析提出了許多寶貴的建議，在此表示感謝。