Page 42 - 《高原气象》2025年第5期

高 原 气 象 44 卷
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图1 高原海拔（单位： m）及站点分布（a）及高原多年冻土区域气候带分区（b）
Fig. 1 Altitude （unit： m） and station distribution on the plateau （a）， and
climate zone division of permafrost regions on the plateau （b）

Pali（帕 里 ， 28. 08° N， 89. 27° E）、 Maqu（玛 曲 ， 避免不稳定小扰动和随机天气变化对土壤温度造
34. 00° N， 102. 28° E）、 SQ（狮 泉 河 ， 32. 68° N， 成影响， 过程判断都需满足持续 3 d 的条件， 才把
79. 92°E）4 个站点 10 cm 土壤温度观测， 用于计算 满足条件的第一天记为这一过程的起始时间（杨淑
观测土壤冻融参量及与模式模拟土壤温度对比， 时 华等， 2018）。冻结持续时间为冻结开始时间到冻
段分别为 2012年、 2016 -2017年、 2009 - 2010年和 结结束时间之间的天数， 融化持续时间定义为冻结
2017年。 结束时间到冻结开始时间的天数。在本次研究中，
2. 3 研究方法 将当年冻结持续时间定义为当年的冻结开始时间
2. 3. 1 模式及实验设计 到次年的冻结结束时间， 将当年融化持续时间定义
CLM5. 0 在上一版本的基础上更新了土地覆 为当年冻结结束时间到当年冻结开始时间。以上过
盖、 土地利用和土壤厚度数据， 改进了主要部分中 程中使用 CLM5. 0 模拟 0. 09 m 深度层的土壤温度，
大部分的过程和参数化， 包括土壤结构、 积雪密 计算得到1980 -2017年高原土壤近地表冻融参量。
度、 植被水文、 碳氮循环等， 模型包括了详尽的生 2. 3. 3 高原气候分区
物地球物理过程和生物地球化学过程， 考虑了不同 高原不同区域气候条件也不相同， 为了研究不
土壤类型水力学和热力学特征差异（Lawrence et 同气候区域下高原多年冻土区冻融参量及其影响
al， 2019）。此外有研究指出 CLM5. 0能够有效捕捉 因子， 根据由联合国环境规划署定义的干燥度指数
青藏高原多年冻土区土壤湿度和热量的动态变化 （AI）将高原多年冻土区域分为三个气候区： 干旱地
（Yang et al， 2022）， 模式模拟的土壤温度与观测值 区、 半干旱地区和半湿润地区［图 1（b）］（Deng et
较为吻合（Lai et al， 2024； Wang et al， 2022）， 并且 al， 2020）。
土壤温湿度的模拟结果比CLM4. 5更接近高原观测 2. 3. 4 高原干湿季划分
值（Deng et al， 2020）。 使用张仪辉等（2022）对干湿季划分的方法， 定
本文使用 CMFD 驱动 CLM5. 0 模式对高原区 义月降水强度指数：
域进行模拟， 模拟的经纬度范围为 25°N -43°N， I = R m - R m （2）
73°E -105°E［图 1（a）］， 模拟空间分辨率为 0. 1°× 式中： R m 表示逐月降水量； R m 表示年平均月降水
0. 1°。在替换了地表数据的情况下， 首先使用CMFD 量。如果 I>0， 说明该月实际降水强度大于平均降
驱动模式运行 40 年以消除初始状态的影响， 以所 水强度， 该月降水偏多； 反之偏少。通过计算可
得结果作为初始场， 再次使用 CMFD强迫场驱动模 得， 高原多年冻土区域 5 -9 月降水偏多， 10 月至次
式运行40 年， 得到1979 -2018年土壤温度数据。 年 4月降水偏少。因此选取 10 -12月和次年 1 -4月
2. 3. 2 冻融参量的计算 为干季， 5-9月为湿季。
基于以往对土壤冻融过程的研究（Guo et al， 3 研究结果
2018； Guo and Wang， 2014； Peng et al， 2023）， 本
文以日土壤温度从 0 ℃以上变化到 0 ℃以下的日期 3. 1 模拟结果的检验
定义为冻结开始时间， 土壤冻结结束时间定义为日 本文使用CLM5. 0模拟土壤温度深度为0. 09 m，
土壤温度从 0 ℃以下变化到 0 ℃以上的日期， 为了 因此将其线性插值到 0. 1 m 以便于比较（Guo and