Page 96 - 《高原气象》2022年第1期
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高     原      气     象                                 41 卷
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             冻土的变化特征（王澄海等，2001；陈博和李建平，                          与土壤水分相互作用，在土壤温度低于 0 ℃时，土
             2008；高 荣 等 ，2008；Yang et al，2010；赵 林 等 ，           壤中的液态水并不会全部都冻结成冰，仍然会存在
             2019），冻土中由于冰的存在使得土壤的水热传输                           部分的液态水，这一部分液态水称为过冷水。Li
             过程更加复杂，同时也对降水、冰雪融水等的下渗                             and Hu（2009）分析了地表反照率与太阳高度角和土
             产生影响，从而可以调节地气之间能量及水分循                              壤湿度的关系。胡国杰等（2014）根据徐学祖等
             环。冻土中存储着大约为大气碳含量 2倍的有机碳                           （2001）在黄土高原得到的过冷水参数化方案上确
             （Tarnocai et al，2009），气候变暖会使原本存储在冻                 立了青藏高原唐古拉地区过冷水参数化方案。Luo
             土中的有机碳释放到大气中，增强大气的温室效                              et al（2017）分析了三江源地区的土壤冻结数据，发
             应，因此研究土壤的冻融状态（杨梅学等，2002；王                          现土壤冻结的深度和持续时间有下降的趋势。谢
             澄海等，2007；李震坤等，2011；陈渤黎等，2014a，                     志鹏等（2017）发现陆面过程模式CLM4. 5的高原积
             2014b；范继辉等，2014；李卫朋等，2014；陈瑞                       雪参数化方案以及与积雪相关的反照率参数化方
             等，2020），对全球气候变化有着很重要的意义。                           案还需进一步改进和完善。
                  在过去的几十年里，陆面过程模式被广泛地应                              综上所述，冻土水热传导参数化方案的改进是
             用于陆面过程研究中。罗斯琼等（2008）通过 CoLM                        陆面过程模式发展的重要部分。目前，由于陆面过
             模式对那曲地区 BJ 站点进行了单点数值模拟试                            程模式对冻融过程中的水热传输模拟的不足，使得
             验，发现土壤温度的模拟结果变化滞后于实际变                              其对高纬度、高海拔的陆面过程的模拟偏差较大。
             化 ，土 壤 湿 度 模 拟 结 果 总 体 偏 小 。 刘 火 霖 等               因此，对基于青藏高原冻土的土壤水热参数化方案
             （2015，2016，2020）通过陆面模式 CoLM 对青藏高                   进一步的改进，对提高陆面模式对青藏高原冻土地
             原冻融过程进行了数值模拟研究，优化了冻融参数                             区的模拟能力非常重要。
             化方案，模式能够更真实地模拟出土壤冻融过程特                                 因此利用位于季节冻土区的中国科学院那曲
             征。Qian et al（2011）分析了土壤温度的变化趋势是气                   高寒气候环境观测研究站那曲/BJ 观测点的野外观
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             候变化的重要指标。水的热导率为0. 57 W·m ·K ，                      测数据，通过 CLM4. 5 的单点模拟实验，分析评估
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             冰的热导率为2. 2 W·m ·K ，在土壤冻结后，其热                       了 Luo 土壤热导率参数化方案、Johansen 土壤热导
             导率会明显增大，因此很多学者发展了考虑冻土的                             率参数化方案、Côté土壤热导率参数化方案和虚温
             土壤热导率的参数化方案（Kersten，1949；Johan‐                    参数化方案对土壤温、湿度的模拟能力，组合调整
             sen，1977；Farouki，1981，1986；Côté et al，2005a，       了相关参数，为将来选取最优的参数及参数化方案
             2005b；罗斯琼等，2009；Dai et al，2019），其中 Jo‐             来更合理地模拟青藏高原土壤冻融过程为目的的
             hansen 方案忽视了土壤中砾石的存在，Côté and                      工作提供依据。
             Konrad（2005a）通过实验综合了碎石及砾石、壤土、                      2   观测站点与数据来源
             砂土、粘土及泥炭五种土壤的热传导率，在 Johan‐
             sen 方案的基础上发展了一个新的土壤热导率方                                相关研究依托于中国科学院那曲高寒气候环
             案。张强等（2003）用土壤热流量计算出土壤热传                           境观测研究站 BJ 观测点。BJ 观测点（91. 90°E，
             导率，拟合了土壤热导率和土壤湿度的经验关系。                             31. 37°N，海拔 4509 m）位于西藏自治区那曲县罗
             王愚等（2013）的研究发现在藏北地区，Farouki 方                      玛镇十三村，位于季节冻土区，是那曲研究站的中
             案明显高估了土壤的热传导率，Johansen 方案与土                        心观测点，下垫面以高寒草地为主。
             壤实际热传导率更为接近。Lu et al（2007）开发了                          BJ 观测点观测设备包括行星边界层塔站（PBL
             一种改进的模型，该模型描述了土壤的导热系数和                             Tower）、自动气象塔站（AWS Tower）、土壤温湿观
             体积含水量之间的关系。冻土的水传导率和土壤                              测系统、天空辐射仪、涡动相关仪等，其观测项目
             水势也与非冻土存在很大的差异，目前计算冻土水                             主要包括气温、气压、空气相对湿度、降水、风向
             传导率参数化方案主要有 Campbell 方案（Camp‐                      风速、土壤温度、土壤体积含水量、土壤热通量、
             bell，1974）和 Gardner 方案（Gardner，1958）；冻土            辐射四分量和地表通量等。表 1为自动气象塔和行
             水势的参数化方案主要为 Cosby 方案（Cosby et al，                  星边界层塔站部分观测项目及观测高度。表 2为涡
             1984）。在寒区，土壤冻融循环是地表的一个显著                           动系统及辐射四分量的观测仪器和架设高度。
             特征。在相变过程中，土壤水分流动和热量传递是                                 本文选取 BJ 观测点 2013 年 9 月至 2014 年 8 月
             耦合的，Swenson et al（2012）揭示了土壤温度变化                   观测高度为 1. 5 m 的空气温度、气压、空气相对湿
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