青藏高原深層土壤熱擴散率的時空分布特征*

周 亞 高曉清 李振朝 楊麗薇 惠小英

（1 中國科學(xué)院寒旱區(qū)陸面過程與氣候變化重點實驗室，中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，蘭州 730000）（2 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

青藏高原在亞洲季風(fēng)中扮演了重要角色［1］，青藏高原的氣候變化不僅直接驅(qū)動中國東部和西南部氣候的變化［2-3］，而且對整個亞洲和北半球也有巨大影響［4］，甚至對全球氣候變化也具有明顯的敏感性、超前性和調(diào)節(jié)性。此外，青藏高原的地氣物理過程對全球氣候異常、東亞大氣環(huán)流及中國災(zāi)害性天氣的發(fā)生發(fā)展有重大影響［5］。青藏高原的熱力作用是由地氣相互作用決定的。地氣之間的能量和物質(zhì)交換是決定氣候狀態(tài)和大氣環(huán)流特征的最主要物理過程之一，而定量描述地面的熱力過程、土壤熱傳導(dǎo)和土壤熱輸送是數(shù)值預(yù)報和氣候模式物理中陸面過程參數(shù)化的任務(wù)之一［6］。土壤的熱力學(xué)性質(zhì)影響著地表和大氣之間的物質(zhì)和能量交換，對地球大氣邊界層物理過程、大氣環(huán)流和區(qū)域氣候產(chǎn)生重要影響，正確地模擬土壤溫度和熱通量是陸面物理過程模式、大氣環(huán)流模式、區(qū)域氣候模式數(shù)值模擬研究的重要環(huán)節(jié)之一［7-9］。因此，深入研究土壤的有關(guān)物理參數(shù)（土壤熱擴散率、土壤熱傳導(dǎo)率、土壤體積熱容等）有利于更好地分析能量分配，從而為利用一維、中尺度和大尺度模式模擬地氣相互作用和天氣過程提供參數(shù)化方案［10］。土壤熱擴散率是計算土壤熱通量的輸入項，土壤中熱量的傳輸是陸面過程的一部分，也是影響地表能量平衡的重要因素之一，土壤中熱量的吸收和損失均與氣候變化息息相關(guān)［11］。因此，對土壤熱擴散率時空分布的研究，有利于深刻認識土壤熱通量的物理過程，為各種天氣、氣候及生態(tài)模型的建立和檢驗提供重要參數(shù)和理論支持［12］。

由于受觀測技術(shù)和觀測資料的限制，國內(nèi)外對土壤熱擴散率的觀測研究并不多。因為土壤的熱擴散率取決于諸多因素，如土壤質(zhì)地、礦物組成、含鹽量和土壤含水量等［13-16］，使得熱參數(shù)的估計非常困難。許多研究人員試圖通過在實驗室條件下使用土壤含水量、密度和形狀因子來參數(shù)化某些土壤的熱擴散率［17-18］，然而，由于尺度效應(yīng)［19］和土壤形狀、顆粒大小以及包裝等的復(fù)雜影響［20］，當(dāng)實驗室結(jié)果外推至田間實驗時，通常會產(chǎn)生誤差。為了避免這些誤差，開發(fā)了使用土壤溫度觀測數(shù)據(jù)估計土壤熱擴散率的方法［21-23］。董文杰和湯懋蒼［24］用相位差法計算了多年平均土壤熱擴散率，分析了我國土壤熱流場與深層大地?zé)崃鲌龅年P(guān)系。1993年王寶靈和湯懋蒼［25］用諧波法計算了土壤的導(dǎo)溫率，并分析了我國土壤熱流的空間分布。范新崗和湯懋蒼［26］利用同時考慮了土壤熱傳輸和土壤水分熱對流的熱傳導(dǎo)對流法計算了土壤的熱擴散率，得出了傳導(dǎo)熱通量與對流熱通量具有相同的量級，且分析了熱通量與地震的關(guān)系。高志球等［27］用不同方法求出了土壤熱傳導(dǎo)方程的解析解，并對那曲地區(qū)土壤熱擴散率的變化進行了分析?？娪?shù)龋?8］用諧波法、振幅法、相位法和熱傳導(dǎo)對流法計算了5～20 cm的土壤熱擴散率，發(fā)現(xiàn)熱傳導(dǎo)對流法的擬合效果好于振幅法和相位法，在理論上能夠更好地反映土壤中的熱傳輸過程。

以上學(xué)者的研究基本均是通過理論分析，或者對淺層土壤或者局限于某一區(qū)域的土壤熱擴散率的分析研究，對整個青藏高原的研究并不多。在諸多模式研究中也將不同土壤類型的土壤熱擴散率取為定值［29］，但實際上相同土壤類型的土壤熱擴散率也有其年際變化和空間變化。目前尚無對青藏高原土壤熱擴散率空間分布的研究。本研究利用實測土壤溫度資料和熱傳導(dǎo)對流法分析了青藏高原深層土壤熱擴散率的時空分布特征。

1　材料與方法

1.1　土壤溫度資料來源

本研究利用青藏高原39個氣象站（如圖1）實測的0.8 m和3.2 m深的月平均土壤溫度，資料年限為1980—2001年。本資料來自中國氣象局，資料選擇的依據(jù)是：（1）此39個站點土壤溫度資料相對齊全、無缺測；（2）80 cm以上各層地溫因受大氣的強烈影響，難以說明深層變化，而且0.8 m和3.2 m兩層深度是中國氣象局地面觀測的規(guī)范深度，包括了0.8 m～1.6 m和1.6 m～3.2 m兩個深度。通過計算，得到土壤熱擴散率的月和季平均值，對青藏高原土壤熱擴散率的時空分布特征進行分析。

圖1　青藏高原土壤溫度觀測站點分布圖Fig. 1 Distribution of observation site in the Qinghai-Tibetan Plateau

1.2　土壤熱擴散率的計算——熱傳導(dǎo)對流法

計算土壤熱擴散率的方法有很多，如振幅法、相位法、諧波法和熱傳導(dǎo)對流法等。本文采用熱傳導(dǎo)對流法，因為土壤的熱傳輸過程包含了熱傳導(dǎo)和多孔介質(zhì)熱對流兩個過程［30］。Gao等［31］指出土壤溫度的日變化不僅受土壤熱傳導(dǎo)作用的影響，還與土壤中液態(tài)水熱對流作用有關(guān)，給出了耦合熱傳導(dǎo)與熱對流的一維熱傳導(dǎo)對流方程，并利用一階諧波模型推導(dǎo)出了熱傳導(dǎo)對流方程的解析解和土壤熱擴散率的計算公式。Gao等［32-33］利用青藏高原和黃土高原等地的土壤溫度資料，驗證了熱傳導(dǎo)對流法的可靠性，認為熱傳導(dǎo)對流法能更好地描述土壤中的熱傳輸物理過程。在以上理論的基礎(chǔ)上發(fā)展了一套包括熱傳導(dǎo)和熱對流的計算土壤熱通量方法［31］，該方法可以利用氣象站地溫資料反演獲得地?zé)崃鲌鲂畔?，從熱傳?dǎo)方程和熱對流方程出發(fā)推導(dǎo)出了包括傳導(dǎo)和對流的線性傳熱方程：

式中，ω為年變化周期，ω＝2π/p(rad·s-1)，p為z0處土壤溫度的變化周期。A1、A2、φ1、φ2分別為深度z1、z2處的土壤溫度振幅和相位（z1＜z2）。在深度為z1至z2的土壤層中，求出的土壤熱擴散率為一個常數(shù)。此外，由式（2）和式（3）可知，任意深度的土壤溫度均可用一個正弦函數(shù)來表示，則深度為z1和z2的土壤溫度實測值可以表示為：

本文利用0.8 m和3.2 m兩層土壤溫度資料，由最小二乘法擬合求式（8）和式（9）得振幅和相位，再利用式（4）求出土壤熱擴散率。

2　結(jié)果與討論

利用熱傳導(dǎo)對流法計算了青藏高原39個氣象站各站點1980—2001年的多年月平均土壤熱擴散率和多年季節(jié)平均土壤熱擴散率。在季節(jié)劃分上，本文仍以3月—5月為春季，6月—8月為夏季，9月—11月為秋季，12月—次年2月為冬季。

由于土壤特性和氣候特征的差異，青藏高原地區(qū)土壤熱擴散率在時空上表現(xiàn)為非均勻性。因此，本文根據(jù)各站土壤熱擴散率的多年月平均值和多年季平均值分析了青藏高原土壤熱擴散率的時空分布特征。

2.1　青藏高原土壤熱擴散率年際變化特征

用熱傳導(dǎo)對流法計算的青藏高原土壤熱擴散率K的年際變化如圖2所示，可以看出，土壤熱擴散率在20世紀90年代以前波動較大，在1991—2 0 0 1年有小幅度波動。K的年際變化范圍為3.4×10-7m2s-1～8.9×10-7m2s-1。根據(jù)楊瑋等［34］的研究，1980—2001年青藏高原的長期降水變化也呈現(xiàn)出1990年之前波動較大，90年代之后波動較小的趨勢，說明土壤熱擴散率的年際變化與降水的年際變化較為相似。青藏高原土壤熱通量的這種變化趨勢還與張雯等［35］研究的青藏高原土壤濕度的年際變化特征一致。根據(jù)邵明安等［36］的研究，土壤熱擴散率與土壤含水量有關(guān)，開始會隨著土壤含水量的增加而增加，達到一定程度之后反而隨著土壤含水量的增加而減小。此外，圖2給出了土壤熱擴散率標準差的變化，標準差反映的是離散程度大小?？梢钥闯?，每年的標準差各不相同，說明土壤熱擴散率的變化不同。1993年標準差較小，說明1993年土壤熱擴散率變化小，即空間差異小。而1985年土壤熱擴散率的標準差相對較大，說明土壤熱擴散率變化大，即空間差異大，出現(xiàn)這種現(xiàn)象的原因可能與該年青藏高原各地區(qū)降水量的不同有關(guān)，這種關(guān)系值得進一步研究。

圖2 1980—2001年青藏高原平均土壤熱擴散率的年際變化Fig. 2 Mean inter-annual variation of soil thermal diffusivity in Qinghai-Tibetan Plateau during the period from 1980 to 2001

2.2　青藏高原不同季節(jié)土壤熱擴散率空間分布特征

圖3為青藏高原不同季節(jié)多年平均土壤熱擴散率的空間分布。從圖中可以看出，春季（圖3(a)）西南部、中部和東部小部分地區(qū)的土壤熱擴散率為相對高值區(qū)，最大值出現(xiàn)在藏北高原那曲東部、怒江上游的南姜塘大湖盆區(qū)，達6×10-6m2s-1。其余部分為相對低值區(qū)，土壤熱擴散率的范圍為1.3×10-7m2s-1～9.2×10-7m2s-1。夏季（圖3(b)）青藏高原東部小部分仍為相對高值區(qū)，最大值出現(xiàn)在青、川、甘三省的交界處，為8×10-6m2s-1，土壤熱擴散率相對春季有所增大；其余大部分地區(qū)的土壤熱擴散率減小，范圍為1.21×10-7m2s-1～7.4×10-7m2s-1，特別是青藏高原北部地區(qū)土壤熱擴散率減小明顯。該地區(qū)位于長江河源高平原連續(xù)多年凍土區(qū)。根據(jù)土壤的不同凍融過程，在春季處于升溫期、夏季處于融化期，冰的導(dǎo)熱率幾乎是水導(dǎo)熱率的4倍，因而凍土的導(dǎo)熱率大于融土的導(dǎo)熱率，而土壤體積熱容的取值與季節(jié)無關(guān)，是由土壤類型決定的［37］。青藏高原北部地區(qū)主要為粉砂土［38］，土壤的體積熱容相對固定，因此會出現(xiàn)夏季導(dǎo)溫率較冬季導(dǎo)溫率小。位于青海省和甘肅省西南部、四川西部的青藏高原東部地區(qū)為高原亞寒帶濕潤氣候區(qū)，海拔在3000 m以上，地勢復(fù)雜，受高原季風(fēng)影響年降水量400～780 mm，并主要集中在夏季。而土壤熱擴散率的大小主要受質(zhì)地和含水量的影響，含水量在夏季增大，因此，青藏高原東部土壤熱擴散率的最大值出現(xiàn)在夏季。

秋季（圖3(c)）東部小部分地區(qū)的土壤熱擴散率開始減小，但仍為相對高值區(qū)，最大值為6.2×10-6m2s-1；中部地區(qū)也為相對高值區(qū)，其他地區(qū)的土壤熱擴散率相對夏季有所增大，土壤熱擴散率的變化范圍為1.3×10-7m2s-1～8.9×10-7m2s-1。冬季（圖3(d)），青藏高原大部分地區(qū)的土壤熱擴散率均減小，西南部、中部和東部小部分地區(qū)為相對高值區(qū)，最大值為5.1×10-6m2s-1。從秋季至冬季寒冷干燥、降水量減小，因而東部小部分地區(qū)土壤熱擴散率減小；而其余大部分地區(qū)的土壤熱擴散率減小是因為從秋季至冬季土壤溫度減小至零度以下。根據(jù)Inaba［39］的實驗，在負溫度范圍內(nèi)，土壤有效導(dǎo)熱率的測量值強烈依賴于土壤溫度、含水量及粒度，對于細粒土壤而言，導(dǎo)熱率隨負溫的降低而減小。并且，在冬季，未凍結(jié)的水含量較小，所以土壤熱擴散率減小。

此外，從冬季和夏季分布圖可以看出，冬季高原中北部地區(qū)的土壤熱擴散率較夏季大，因為此地區(qū)位于巴顏喀拉山脈南麓，該地區(qū)積雪覆蓋時間高達40 d左右，積雪的出現(xiàn)會阻擋熱量的交換，使深層溫度下降小，而在此期間土壤熱通量有小幅度增大，導(dǎo)致土壤熱擴散率增大。

圖3　不同季節(jié)土壤熱擴散率的空間分布Fig. 3 Spatial distribution of soil thermal diffusivity relative to season

2.3　青藏高原多年平均土壤熱擴散率空間分布特征

圖4給出1980—2001年青藏高原土壤熱擴散率的多年平均值空間分布，可以看出，青藏高原大部分地區(qū)土壤熱擴散率的量級為10-7m2s-1，中部和東部小部分地區(qū)為相對高值區(qū)，量級為10-6m2s-1。

受地理位置、土壤特性、含水量和積雪日數(shù)等因素的影響，在西藏那曲東北部的青藏高原中部地區(qū)和東部地區(qū)為高原亞寒帶濕潤氣候區(qū)，由于降水較多，土壤含水量較大，為土壤熱擴散率的高值區(qū)。祁連山地區(qū)為低值區(qū)，該地區(qū)為高原高寒帶半干旱氣候，為多年凍土區(qū)，含水量少，土壤熱擴散率范圍在1×10-7～4.8×10-7m2s-1。

圖4　1980—2001年青藏高原土壤熱擴散率多年平均值空間分布Fig. 4 Spatial distribution of annual mean of soil thermal diffusivity in the Qinghai-Tibetan Plateau in 1980—2001

3　結(jié) 論

利用實測土壤溫度資料分析了青藏高原土壤熱擴散率在時空上的分布規(guī)律，對土壤熱擴散率變化特征進行了研究，得到如下結(jié)論：土壤熱擴散率在20世紀90年代前期波動較大，在1991—2001年有小幅度波動；受氣候要素、土壤特性和含水量的影響，土壤熱擴散率在空間上的分布是不同的。青藏高原東部地區(qū)，從春季至夏季土壤熱擴散率增大，夏季至冬季土壤熱擴散率逐漸減小；除青藏高原東部以外的其他地區(qū)，從春季至夏季土壤熱擴散率減小，夏季至秋季土壤熱擴散率增大，秋季至冬季土壤熱擴散率減小。青藏高原土壤熱擴散率月平均最大值出現(xiàn)在青海省和甘肅省西南部以及四川西部的青藏高原東部地區(qū)。青藏高原中部的那曲東北部為相對高值區(qū)，其他區(qū)域為相對低值區(qū)，土壤熱擴散率的最低值分布在祁連山脈地區(qū)。青藏高原大部分地區(qū)土壤熱擴散率的量級為10-7m2s-1，中部和東部小部分地區(qū)為相對高值區(qū)，量級為10-6m2s-1。

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