Page 40 - 《高原气象》2025年第5期
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高     原      气     象                                 44 卷
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             机制对区域内以及全球气候产生巨大影响， 是中国                            广泛的陆面模型之一， 已有很多研究利用 CLM 围
             气候变化的“敏感区”和“启动区”以及全球变化的                            绕冻土展开研究， 包括冻土模拟性能评估及参数化
            “驱动机”和“放大器”（Cheng et al， 2007）。冻土包                  方案改进、 冻土冻融状态变化及其与地表非绝热加
             括多年冻土和季节性冻土， 季节冻土是指冻结时间                            热的关系等。研究结果表明 CLM 能够较好地模拟
             在半个月至数个月之间的土壤； 多年冻土又称永久                            出土壤的冻融变化特征（Lai et al， 2024； Guo et al，
             冻土， 指土壤温度至少连续两年保持在 0 ℃或以下                          2014； 夏坤等， 2011）。Yang et al（2023， 2018）修改
             的土壤。中国被认为是全球高海拔多年冻土面积                              了 CLM4. 5 中的冻融参数化方案， 结果表明在冻融
             最大的国家， 多年冻土主要分布在高原地区， 同时                           参数化中采用虚温代替常量冰点温度参数化相变
             这也是低纬度地区中多年冻土分布最广、 最厚的区                            判断条件、 考虑土壤冻融过程与热传导之间的相互
             域（Yang et al， 2019）。研究表明， 多年冻土和季节                  作用等， 能够改进土壤冻融过程的模拟结果。CLM
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             冻土的面积分别为 1. 06×10 和 1. 45×10  km ， 分别              是研究不同深度土壤冻融状态变化的有效方法
             占高原总面积的 40% 和 56%（秦大河等， 2014）。冻                   （Peng et al， 2023； Guo et al， 2018； Guo and Wang，
             土通过影响地表能量、 水和碳循环， 对局地和全球                           2013， 2014）。如 Lai et al（2024）和 Peng et al（2023）
             气候、 水文和生态系统产生重要作用（Derksen et                       利用 CLM5. 0 模拟研究了高原土壤冻融状态的变
             al， 2012； Schmidt et al， 2011）。冻土的年冻融循环            化， 发现高原近几十年土壤冻结持续时间缩短了
             改变了土壤的水文和热学性质， 增强了陆面与大气                            13 d。冻融过程中土壤湿度和土壤温度能够影响地
             的能量交换， 影响南亚高压和东亚地区气候。冻土                            表能量平衡， 改变能量在感热、 潜热、 土壤热通量
             是冰冻圈的重要组成部分， 冻土变化是气候变化的                            和净辐射之间的分配。地表能量通量在冻土和未
             重 要 指 标（秦 大 河 等 ，  2020；  Wang  et  al，  2019；     冻土中有明显差异（张戈等， 2023）。目前利用陆面
             Chen et al， 2014）。近年来高原不断增暖， 增暖发                   模式模拟高原冻融过程的研究较少、 分辨率较低且
             生时间早， 增暖速率大， 是全球平均水平的两倍                            大多为单点模拟（Yang et al， 2018； Guo et al， 2018；
             多， 类似于北极增暖（Yang et al， 2019， 杨耀先等，                 李时越等， 2018； Luo et al， 2017； Guo and Wang，
             2022）， 导致高原多年冻土面积减少 4. 3%， 而季节                     2014）。此外， 较多的研究集中在高原气温变化对
             冻土面积增加（胡桃等， 2022； Yang et al， 2010； 张              土壤冻融状态的影响上（刘闻慧等， 2022； 蔡林彤
             国胜等， 2007）。冻土融化增加寒区灾害发生次                           等， 2021； 杨淑华等， 2019； Guo and Wang， 2014），
             数， 对水文过程、 碳循环、 气候变化及冷区基础设                          而对于土壤冻融状态与积雪厚度、 降水量和植被指
             施产生重要影响（Hjort et al， 2018； Guo and Wang，           数在高原不同气候区域下的相关性研究较少， 需要
             2016； Wu and Zhang， 2010）。土壤冻融过程与地表                进一步地探究。
             能量平衡、 生态系统和水的传导过程密切相关（Wu                               本研究采用高分辨率大气强迫数据集驱动
             et al， 2017）， 由于陆地与大气之间的能量和水分交                     CLM5. 0 模拟并验证了 1980 -2017 年高原近地表
             换主要发生在近地表（杨梅学等， 2006）， 近地表土                        0. 09 m 深度的土壤温度数据。计算分析高原多年
             壤冻融循环对气候变化极为敏感（Guo et al， 2013；                    冻土近地表土壤冻结开始时间、 冻结结束时间、 冻
             Li et al， 2012； Yang et al， 2007）。在气候变暖背景          结持续时间和融化持续时间的时空分布特征， 使用
             下， 土壤冻融过程发生了显著变化， 准确量化高原                           积雪厚度、 近地表温度、 降水量以及植被指数与土
             近地表土壤冻融状态的时空分布特征， 找到土壤冻                            壤融化持续时间进行相关分析。该研究为理解气
             融变化的影响因子， 将为探讨区域气候变化机制提                            候变化下高原复杂的冻融循环变化提供一定的
             供科学依据。                                             依据。
                  目前的研究主要利用遥感、 模式模拟、 再分析                        2  研究区域、  数据和方法介绍
             及站点观测数据研究土壤冻融变化（刘闻慧等，
             2022； 徐洪亮等 ， 2021； Luo et al， 2020； 杨淑华            2. 1 研究区域概况
             等， 2019； Zhao et al， 2017； Wang et al， 2015； Li et     青藏高原平均海拔在 4000 m 以上， 地形复杂，
             al， 2012）。由于高原多年冻土观测数据较少， 利用                       光照和地热资源充足， 具有全世界中低纬度地区海拔
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             陆面过程模式（LSM）结合各种观测进行模拟是研                            最高、 面积最大的多年冻土分布区， 约1. 06×10  m ，
             究多年冻土冻融状态在大尺度空间和时间上变化                              占高原总面积的 40%（Zou et al， 2017）， 大片区域
             的重要方式。CLM 是国际上发展最成熟、 应用最                           最暖月平均温度不足 10 ℃， 为冻土的形成提供了
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