祁威^1,2,, 张镱锂^1,2,3, 刘林山^1,, 王兆锋¹, 丁明军⁴, 赵志龙^1,2
1. 中国科学院地理科学与资源研究所,陆地表层格局与模拟重点实验室,北京 100101
2. 中国科学院大学,北京 100049
3. 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心,北京 100101
4. 江西师范大学地理与环境学院,鄱阳湖湿地与流域研究教育部重点实验室,南昌 330022

Characteristics of soil temperature variation in core region of Northern Tibetan Plateau in China during 2013-2014

QIWei^1,2,, ZHANGYili^1,2,3, LIULinshan^1,, WANGZhaofeng¹, DINGMingjun⁴, ZHAOZhilong^1,2
1. Key Laboratory of Land Surface Pattern and Simulation, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, CAS, Beijing 100101, China
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
3. CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Beijing 100101, China
4.Key Lab of Poyang Lake Wetland and Watershed Research, Ministry of Education, Jiangxi Normal University, Nanchang 330022, China
通讯作者:通讯作者:刘林山（1978- ）,男,湖北黄冈人,博士,助理研究员,主要从事自然地理与土地变化研究。E-mail：liuls@igsnrr.ac.cn
收稿日期:2017-04-5
修回日期:2017-08-10
网络出版日期:2017-11-20
版权声明:2017《地理研究》编辑部《地理研究》编辑部
基金资助:国家科技基础性工作专项重点项目（2012FY111400）中国科学院战略性先导科技专项（XDB03030500）国家科技支撑计划（2012BAC06B00）
作者简介:
-->作者简介：祁威（1987- ）,男,河北涿州人,博士,主要从事自然地理研究。E-mail：qiw@igsnrr.ac.cn



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摘要
基于羌塘高原核心区布设的19套土壤温湿度仪器和3个自动气象站2013年9月-2014年10月间的监测数据,分析羌塘高原核心区不同站点在1 cm、10 cm、20 cm深度处的土壤温度日变化和季节变化特征。结果表明：① 研究时段内站点1 cm、10 cm、20 cm深度土壤的日均温在-16.27~17.18 ℃之间波动,随着土壤深度的增加,温度变幅逐渐减小。② 站点间的日均温差最大不超过12.82 ℃,主要受海拔与纬度的影响。昼夜变化呈现升温快,降温慢的特征。③ 不同深度的土壤平均最冷月均温为-12.69 ℃,最暖月均温为13.15 ℃,土壤日平均温度的年际变幅在30 ℃左右。在土壤冻结/消融过程中土壤温度的变异系数很高,表层更加明显,且消融过程变异性比冻结过程更强。④ 在月尺度上土壤1 cm日平均温度与气温的相关性最强,可达到0.99以上。研究将有助于填补该地区土壤温度数据的空白,对认识该区域冰冻、消融交替过程中土壤热量迁移的连续变化也有重要的意义。

关键词：羌塘高原;土壤温度;冻结消融过程;水热交换;青藏高原
Abstract
A total of 19 soil temperature stations and three automatic weather stations in Gaize and Ritu counties, Tibet within the core region of Northern Tibetan Plateau, have been established to measure soil temperature at three soil depths (1 cm, 10 cm and 20 cm) with their elevations varying from 4515 to 5172 m. The station-averaged soil temperature data at hourly to monthly scale are used to analyse the characteristics of soil temperature and thaw-freezing processes during the period from September, 2013 to October, 2014. Major findings are as follows: The ranges of daily soil temperature at 1 cm, 10 cm and 20 cm depths are -16.27 to 17.18 ℃, -14.35 to 15.75 ℃, and -13.49 to 14.70 ℃, respectively during the study period. Soil temperature varied in a slower amplitude with the increase of depths. The difference of 22 stations may have relationship with elevation and latitude, and the spatial variability is less than 12.82 ℃. The temperature continuous rising process is faster than continuous cooling process at daily scale. For all the three depths of soil temperature, the coldest month is January with an average temperature of -12.69 ℃, and the warmest month is July with an average temperature of 13.15 ℃. The annual range of daily mean temperature is about 30 ℃. The soil temperature has a strong coefficient of variation (CV) values during thaw phase and freezing phase, especially at 1 cm soil depth. And the CV values during the thaw phase are higher than those during the freezing phase. In view of the correlation analysis between air temperature and soil temperature at three soil depths, the soil temperature at 1 cm depth is strongly correlated with air temperature at monthly scale with the correlation coefficient being r = 0.99. The results will provide reliable data for the basic research of the Tibetan Plateau. And it will also provide a scientific basis for regional thaw phase and freezing phase, soil heat transfer and hydrological and thermal process.

Keywords：Northern Tibetan Plateau;soil temperature;thaw-freezing cycle;hydrological and thermal processes;Tibetan Plateau

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祁威, 张镱锂, 刘林山, 王兆锋, 丁明军, 赵志龙. 羌塘高原核心区2013-2014年土壤温度变化特征[J]. 地理研究, 2017, 36(11): 2075-2087 https://doi.org/10.11821/dlyj201711004
QI Wei, ZHANG Yili, LIU Linshan, WANG Zhaofeng, DING Mingjun, ZHAO Zhilong. Characteristics of soil temperature variation in core region of Northern Tibetan Plateau in China during 2013-2014[J]. , 2017, 36(11): 2075-2087 https://doi.org/10.11821/dlyj201711004

1 引言

青藏高原不仅是气候变化的敏感区和启动区^[1],还被认为是全球气候变化的驱动机与放大器^[2]。作为世界上海拔最高的高原,青藏高原通过大气和水文过程直接影响了高原内部与周边区域的气候和环境。过去30年间,青藏高原气候发生了显著变化,温度和湿度整体呈现快速上升的趋势^[3]。羌塘高原作为其中重要的自然地理单元,区域地形复杂,具有独特的高原气候。据已有资料^[4-6],羌塘高原核心区无长期定居居民,生态及环境状况主要受自然因素的影响,这为研究全球气候变化过程提供了良好的自然环境和气候的本底数据。然而羌塘高原腹地自然环境恶劣,生存条件艰苦,地面气象站的保养及维护较为困难,面积达58.6万km²的羌塘高原仅有4个国家级气象站,气象资料覆盖范围有限^[7-9]。这4个气象站均处于羌塘高原边缘,只能获取边缘区域水热特征的信息,对整个羌塘高原而言,这些信息的时间和空间的连续性有限。这影响了利用已有站点的观测资料获取高时空分辨率水热数据的效果。
土壤温度作为高原上地气间能量和水分循环过程中极其重要的组成部分,其变化直接影响高原及其周围的水热循环、气候变化,进而影响高原及其周围大气环流的变化^[10,11]。相关****已经在羌塘高原不同地区开展了大量土壤温度的研究工作。例如,杨梅学等分析了青藏高原中部那曲附近的土壤温度的日变化^[12,13]、年变化^[14]和空间变化^[15],探讨了西藏那曲地区的土壤温度与土壤表层冻融过程,以及土壤温度的纬度效应和海拔效应;李卫朋等^[16,17]利用羌塘高原南部申扎站的土壤温度数据,得出在日尺度和月尺度上气温与土壤温度变化趋势具有一致性,且冻融过程对土壤温度有着显著的调节作用。范继辉等^[17]进一步分析了申扎站高寒草地多年冻土活动层的土壤冻融过程,得出日冻融循环主要发生在表层（0~10 cm）土层中,土壤含水量的变化趋势与土壤温度有较好的一致性。上述研究表明土壤温度与冻融过程在局地尺度上,受下垫面复杂性的影响,区域差异极其明显。然而,以往****研究羌塘高原土壤温度均局限于人类活动较多的高原边缘区域,如羌塘高原东部的那曲、沱沱河地区,羌塘高原南部的申扎县等,对受人类扰动较少的羌塘高原核心区的土壤温度状况及其冻融过程研究较少。因此有必要对资料匮乏的羌塘高原核心区开展土壤温度原位观测研究,分析该区域土壤温度的时空变化特征,比较羌塘高原核心区与高原边缘地区的差异。
针对该地区地面观测站点稀缺的问题,本文通过布设19套土壤温湿度仪器和3个自动气象站提升局部地区水热时空分布的研究精度,利用2013年9月-2014年10月22个站点获取的高分辨率的土壤温度观测数据,分析1 cm（约等于地表温度）,10 cm和20 cm深度处土壤温度的日变化和季节变化,并对表层土壤温度与气温进行了比较。结果将有助于获得该地区的水热交换特征,为确定青藏高原寒旱核心区的范围提供重要依据,对于认识该区域冰冻、消融交替过程中土壤热量迁移的连续变化也有重要的意义,也可为该区域生态、土壤、植被等地理环境过程研究提供参考依据。

2 研究方法与数据来源

2.1 研究区概况

羌塘高原核心区位于喀喇昆仑山最干旱的中段北翼的河尾滩、阿克赛钦一带向东延伸至中昆仑山南翼的黑石北湖、羊湖、白戈壁和昂歌库勒及其以东的干旱区域^[18,19],平均海拔在4700~5200 m之间。气候复杂多变,整体呈现寒冷、干燥的特点,最暖月均温为3~6 ℃,最冷月均温<-20 ℃,年平均气温约-7~-11 ℃^[19],旱寒核心区年降水量远低于羌塘高原其他区域。区域内河流及湖泊众多,河流主要以内流河为主。以垫状驼绒藜（Ceratoides compacta）为代表的高山荒漠植被占优势,植被极为稀疏,盖度仅1%~5%。土壤为高山荒漠土,甚至出现高山石膏荒漠土^[20]。
研究区主要位于羌塘高原核心区的西藏改则县北部和日土县东部,如图1所示。在2012-2013年,在研究区共架设了19套土壤温湿度仪器和3个自动气象站。仪器所在样地的地貌条件为缓坡、平滩和沙丘,下垫面地势开阔平坦,海拔为4400~5200 m,植被主要包括垫状驼绒藜、紫花针茅（Stipa purpurea）、羽柱针茅（S. subsessiliflora var. basiplumosa）、藏沙蒿 （Artemisia wellbyi）、青藏薹草（Carex moorcroftii）和固沙草（Orinus thoroldii）。局部区域由于离河滩较近,主要是藏北嵩草（Kobresia littledalei）、薹草（Carex sp.）草甸,群落总盖度为10%~80%。具体的点位分布及相关信息如图1和表1所示。
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图1研究区监测仪器点位分布
-->Fig. 1Location of 22 stations in study area
-->

Tab. 1
表1
表1研究区监测仪器点位基础信息
Tab. 1Details of 22 stations in study area

编号	北纬(N)	东经(E)	海拔(m)	覆被类型	编号	北纬(N)	东经(E)	海拔(m)	覆被类型
Q01	34°01′	83°11′	5066	羽柱针茅草原	Q14	32°52′	84°06′	4615	藏沙蒿、羽柱针茅草原
Q02	33°56′	83°13′	4924	羽柱针茅草原	Q15	32°24′	84°11′	4515	固沙草草原
Q03	33°53′	83°16′	4961	紫花针茅草原	R01	34°56′	82°00′	5089	垫状驼绒藜荒漠
Q04	33°52′	83°20′	4556	紫花针茅草原	R02	34°55′	81°58′	5153	垫状驼绒藜荒漠
Q05	33°55′	83°26′	4940	垫状驼绒藜荒漠	R03	34°50′	81°28′	4956	青藏薹草草原
Q06	33°48′	83°42′	5013	垫状驼绒藜荒漠	R04	34°51′	81°24′	4988	垫状驼绒藜荒漠
Q07	33°31′	83°49′	4838	紫花针茅草原	R05	34°50′	81°22′	5003	羽柱针茅草原
Q08	33°26′	84°01′	4673	藏沙蒿荒漠草原	R06	34°32′	80°29′	5172	青藏薹草草原
Q09	33°32′	84°15′	4847	紫花针茅草原	W01	34°46′	81°16′	5017	羽柱针茅草原
Q11	32°28′	84°14′	4577	固沙草草原	W02	33°40′	84°10′	4719	羽柱针茅草原
Q13	33°24′	84°15′	4632	藏沙蒿、羽柱针茅草原	W03	33°30′	83°43′	4945	紫花针茅草原

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2.2 研究方法

研究区共布设19套土壤温湿度仪器,每套主要包括3个EC-5土壤水分传感器（S-SMC-M005）探头,1个EC-5温度传感器（S-TMB-M006）探头,这4个探头通过HOBO小型数据采集器（H21-002）进行数据采集,另外每套土壤温湿度记录器还包含1个U23-003型温度记录仪,外置2个温度传感器探头。每套土壤温湿度仪器记录1 cm、10 cm和20 cm不同土壤层面的温度数据,这些数据每隔30 min自动记录一次。研究区共布设3个WatchDog 2000自动气象站,其中包含风速、风向传感器,空气湿度、空气温度传感器,降雨量传感器,以及3组外部扩展的土壤温湿度传感器。土壤温度传感器埋设方法与前述相同。这些数据每隔1 h自动记录一次。
在实验室通过对比温度传感器探头和温度测量仪观测的土壤温度数据,证实观测的土壤温度数据可靠。为保证数据时段覆盖全年且具有可对比性,选取这22个站点2013年9月20日-2014年10月2日（378天）间1 cm、10 cm和20 cm深度的土壤温度数据和3个自动气象站同时期的日气温数据,对土壤温度的变化特征进行分析。其中,日数据是通过每小时观测数据平均得到的。特征月选取当月每日对应时刻温度值的算数平均值组成一个24 h的日变化过程来表征该月温度的昼夜变化过程。

3 结果分析

土壤温度的变化与气温紧密相关,它是决定土壤冻融状况的主要因素之一。在温度梯度作用下,土壤温度随着太阳辐射的变化而出现季节波动和日变化。

3.1 土壤温度的季节变化

总体来看,不同深度处土壤日均温度的站点平均值的变化趋势基本一致,即随着时间变化,2013年10月-2014年9月温度的波动呈现近似正（余）弦曲线式的周期性变化,浅层土壤温度与太阳辐射的年际变化一致（图2a）。其中地表温度（1 cm处的土壤温度） 随着时间变化波动最为明显,在-16.27~17.18 ℃间波动,最高值出现在7月,最低值出现在1月,站点间的日均温差值（即空间差异）小于12.82 ℃。随着土壤深度的增加,10 cm和20 cm深度处土壤温度的变动趋势越来越平缓,波动范围分别为-14.35~ 15.75 ℃,-13.49~14.70 ℃,最高值均出现在8月,最低值均出现在1月（图2a）,站点间的日均温差值分别小于12.58 ℃、12.10 ℃。上述分析表明土壤温度的季节性波动随着深度的增加而减少,也反映出土壤温度随着深度的增加,太阳辐射向下的传输量越来越少,传输速度也越来越缓慢。
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图2不同深度处土壤温度的日均值和月均值变化曲线
-->Fig. 2Trend of daily-mean and monthly-mean soil temperature at different soil depths
-->

按照站点空间位置进行分析,改则县、日土县各站点及其县域内站点平均的全年土壤温度波动趋势与上述的土壤日均温趋势基本相同,各站点的波动趋势也均是随着深度增加,土壤温度的变化趋势越来越平缓（图2c、图2e）。其中,改则县站点平均的土壤日均温度在-16.03~19.25 ℃间波动,3个深度的土壤温度最高值均出现在7月,最低值均出现在1月;日土县站点平均的土壤日均温度在-17.49~15.34 ℃间波动,日均温度最高值、最低值均比改则县的低,且日均温度最高值低了将近5 ℃,最高值出现在8月,比改则县的最高值晚了近1个月,最低值出现在1月。
另外,22个站点的日均温度最低值（-20.60 ℃）出现在改则县境内的Q7站点,同时该站点日均温度波动范围为-20.60~21.20 ℃,也是22个站点中最大的;22个站点的日均温度最高值（25.31 ℃）出现在改则县境内的Q15站点。
通过对土壤月平均温度进行简化分析（图2,表2）,研究区内22个站点在10 cm和20 cm土壤深度处月均温与日均温的最高值有所差异,土壤月均温于7月达到最高值,而对应土壤深度的日均温要滞后到8月才达到最高值,这说明8月土壤日均温的波动比7月更为剧烈,达到最高值后温度下降很快。而改则县、日土县站点不同观测深度的土壤温度月均值均在1月达到最低值,分别在7月（改则县）、8月（日土县） 达到最高值,这与日均值最高、最低值出现的月份基本吻合。
Tab. 2
表2
表2土壤温度月平均值的季节变化过程（℃）
Tab. 2Analyses on the variation of monthly soil temperature (℃)

月份	22个站点平均土壤温度			改则县站点平均土壤温度			日土县站点平均土壤温度
	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm
2013-10	1.94	2.57	2.90	2.86	3.50	3.92	0.08	0.74	1.02
2013-11	-6.99	-5.66	-4.88	-6.07	-4.72	-3.99	-8.82	-7.55	-6.55
2013-12	-12.10	-10.71	-9.90	-11.27	-9.89	-9.17	-13.76	-12.34	-11.26
2014-1	-13.53	-12.52	-12.01	-12.73	-11.74	-11.32	-15.14	-14.08	-13.30
2014-2	-11.76	-11.17	-10.94	-10.78	-10.24	-10.10	-13.72	-13.04	-12.49
2014-3	-5.76	-5.95	-6.20	-4.51	-4.76	-5.04	-8.26	-8.33	-8.34
2014-4	-0.07	-0.81	-1.28	1.17	0.32	-0.16	-2.54	-3.07	-3.36
2014-5	6.27	5.07	4.20	7.78	6.49	5.71	3.24	2.24	1.39
2014-6	11.23	9.93	9.01	12.83	11.42	10.68	8.03	6.95	5.92
2014-7	14.01	13.15	12.28	15.68	14.84	14.18	10.67	9.76	8.76
2014-8	12.74	12.48	12.03	13.47	13.30	13.06	11.30	10.83	10.12
2014-9	9.10	9.10	9.01	10.13	10.16	10.21	6.98	6.80	6.47
变异系数(%)	2417.96	2091.88	2585.00	674.59	625.10	625.69	543.35	523.54	474.31

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此外,将1 cm、10 cm和20 cm深度的土壤月均值与海拔和纬度分别进行相关分析,得到的相关系数分别为-0.871、-0.865、-0.833,-0.928、-0.893、-0.815,即土壤温度与海拔和纬度都存在着较强的负相关,这也解释了海拔和纬度均较高的日土县站点平均值绝大多数比改则县对应值低的现象。但纬度和海拔越高是否对土壤温度升温至最高值有延迟作用需要进一步分析。
由表2可见,22个站点平均的变异系数最大,这可能是由于各站点的季节波动累加产生的结果。按照站点分布分析,改则县站点平均的土壤温度月均值的变异系数要高于日土县的,更显著高于申扎县站点^[16]的变异系数,这说明改则县域内站点总体上土壤温度的季节波动更明显。
与此同时,对比每月日均温土壤温度的变异系数（表3）,整体上土壤温度变异系数随着深度增大而减少,在月均值达到最高值（次高值）、最低值的月份变异系数都比较低（2014年1月、7月）,这说明该月土壤温度维持着较稳定的水平。与之相对的是2013年10月、2014年4月,这2个月温度变异系数剧增,反映了土壤冻结/消融过程中水相变化过程释放或吸收了巨大的能量,对土壤温度造成强烈的波动,而且越接近地面的土壤温度变异系数越大,温度受土壤冻结/消融过程的影响越大。
Tab. 3
表3
表3土壤温度各月日平均值的变异系数（%）
Tab. 3The coefficient of variation (CV) of daily soil temperature(%)

月份	站点平均土壤温度			改则县站点平均土壤温度			日土县站点平均土壤温度
	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm
2013-10	162.08	101.96	79.11	111.22	76.77	61.83	4005.13	347.00	206.38
2013-11	24.67	28.42	32.22	29.00	34.54	40.05	19.47	21.25	23.77
2013-12	14.97	15.19	15.50	16.54	16.33	16.48	14.99	14.93	15.15
2014-1	8.62	6.24	4.99	10.31	7.50	6.23	7.15	5.43	4.18
2014-2	13.20	10.47	8.89	15.09	11.91	10.13	10.97	8.84	7.64
2014-3	54.04	46.28	41.48	70.45	58.97	52.50	36.61	32.04	29.31
2014-4	2760.83	167.32	88.96	175.23	456.71	776.61	-68.73	40.68	30.82
2014-5	20.26	20.22	22.68	16.58	16.68	18.18	43.24	43.96	59.66
2014-6	20.91	18.67	18.16	18.68	16.05	15.13	31.31	30.40	30.74
2014-7	10.94	9.66	9.16	10.19	7.94	7.02	20.63	20.30	19.60
2014-8	16.87	14.47	12.63	15.26	12.59	10.67	24.46	22.10	19.68
2014-9	22.63	17.89	14.28	24.98	20.43	17.26	23.52	20.05	16.76

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上述分析表明：在观测期内,基于日尺度和月尺度,土壤温度的整体变化趋势没有太大区别,主要是受太阳辐射的周期性年变化的影响,随着地表附近气温的变化而呈现季节性起伏变化,且土壤温度的变化幅度随着深度的增加而减小,而站点之间的差异主要受海拔和纬度的影响。

3.2 土壤温度的昼夜变化

选取不同深度月均土壤温度最高（次高）的7月、土壤温度最低的1月,土壤冻结/消融过程中变异系数剧增的10月和4月作为4个特征月,对其土壤温度昼夜变化过程进行进一步分析。
为消除随机天气过程的影响,对每小时不同深度土壤温度进行处理：记录特征月同一时段不同日期的值进行叠加,然后求平均,即为消除随机天气过程（如云等）后该时刻的平均值^[13,16,21]。由图3、表4可见,土壤温度最高（次高）的7月,就变化最为显著的1 cm土壤温度而言,峰值出现在17:00,为23.82 ℃;谷值出现在08:00,为6.34 ℃;振幅为8.74 ℃,变异系数为44.18%。10 cm深度处峰值约滞后2 h至19:00,为17.80 ℃;谷值时滞相对较小,发生在9:00,为8.96 ℃,振幅为4.42 ℃,变异系数为23.64%。20 cm深度处峰值比10 cm深度处滞后2 h,出现在21:00,为14.52 ℃;谷值出现在11:00,为10.08 ℃,振幅为2.22 ℃,变异系数为12.66%。土壤温度最低的1月,在1 cm、10 cm深度处的峰值与7月对应深度处的时刻相同,但20 cm深度处的峰值则滞后1小时,说明太阳辐射随着深度的增加,对土壤温度的影响越来越小。但3个深度处的谷值则均比7月对应深度滞后2 h。可以说,1月与7月变化趋势基本类似,且变异系数均不大,区别主要体现在,1月温度整体比7月低25 ℃,气温维持在较低的水平,即1月土壤全部处于冰冻的状态,而7月土壤全部处于解冻的状态。此外,1月日变化过程中平均升温过程（从最低温升至最高温）约9 h,7月升温过程约10.67 h,1月的升温过程要比7月更迅速,而降温过程则相反。
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图3不同季节主要月份土壤温度的日变化过程
-->Fig. 3Diurnal variation of soil temperature in January, April, July and October
-->

Tab. 4
表4
表4特征月份每小时平均土壤温度及变异系数（%）
Tab. 4The coefficient of variation (CV) of hourly soil temperature in January, April, July and October (%)

时间(h)	10月土壤温度			1月土壤温度			4月土壤温度			7月土壤温度
	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm
0	1.25	3.39	3.98	-13.89	-11.55	-11.00	-2.02	-0.12	-0.62	12.60	14.22	13.89
1	0.57	2.93	3.76	-14.57	-11.95	-11.16	-2.93	-0.47	-0.70	11.36	13.39	13.51
2	-0.03	2.51	3.54	-15.17	-12.32	-11.34	-3.70	-0.80	-0.81	10.31	12.63	13.12
3	-0.55	2.13	3.32	-15.72	-12.68	-11.54	-4.38	-1.14	-0.93	9.39	11.94	12.71
4	-1.01	1.78	3.10	-16.22	-13.03	-11.74	-5.03	-1.47	-1.06	8.60	11.31	12.31
5	-1.44	1.45	2.89	-16.69	-13.35	-11.95	-5.65	-1.81	-1.21	7.93	10.73	11.92
6	-1.82	1.18	2.70	-17.11	-13.67	-12.16	-6.24	-2.14	-1.37	7.34	10.20	11.55
7	-2.18	0.91	2.51	-17.51	-13.97	-12.37	-6.79	-2.46	-1.53	6.81	9.72	11.18
8	-2.54	0.66	2.33	-17.90	-14.26	-12.58	-7.30	-2.79	-1.70	6.34	9.28	10.84
9	-2.89	0.42	2.16	-18.26	-14.54	-12.78	-7.50	-3.10	-1.88	6.38	8.96	10.51
10	-2.82	0.21	2.00	-18.58	-14.82	-12.99	-6.17	-3.24	-2.06	7.56	8.97	10.24
11	-1.82	0.16	1.84	-18.28	-15.01	-13.19	-3.32	-3.04	-2.20	9.79	9.46	10.08
12	-0.18	0.40	1.73	-16.48	-14.87	-13.34	0.10	-2.53	-2.26	12.72	10.40	10.11
13	2.05	0.93	1.70	-13.79	-14.29	-13.37	3.47	-1.85	-2.21	15.92	11.72	10.35
14	4.52	1.81	1.79	-11.11	-13.41	-13.22	6.23	-1.06	-2.06	18.96	13.24	10.79
15	6.70	2.88	2.03	-8.99	-12.42	-12.92	8.18	-0.22	-1.85	21.38	14.76	11.41
16	8.26	3.95	2.40	-7.58	-11.49	-12.50	9.16	0.56	-1.58	23.10	16.11	12.13
17	8.96	4.85	2.86	-6.88	-10.73	-12.04	9.09	1.14	-1.28	23.82	17.13	12.86
18	8.76	5.42	3.31	-6.95	-10.20	-11.60	8.14	1.46	-0.99	23.49	17.68	13.52
19	7.78	5.60	3.70	-7.77	-9.94	-11.22	6.71	1.56	-0.74	22.43	17.80	14.03
20	6.12	5.40	3.97	-9.22	-9.98	-10.94	4.97	1.46	-0.55	20.88	17.56	14.37
21	4.31	4.90	4.11	-10.85	-10.26	-10.79	2.92	1.20	-0.43	18.73	16.97	14.52
22	2.90	4.28	4.08	-12.11	-10.67	-10.77	0.91	0.83	-0.38	16.28	16.11	14.47
23	1.84	3.70	3.95	-13.09	-11.10	-10.84	-0.61	0.45	-0.39	14.17	15.16	14.26
振幅	5.92	2.72	1.21	5.85	2.53	1.30	8.33	2.40	0.94	8.74	4.42	2.22
CV(%)	206.38	71.11	29.12	-29.37	-13.63	-7.45	-7916.12	-199.86	-49.75	44.18	23.64	12.66

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土壤冻结过程中日均变异系数剧增的10月,1cm深度处土壤温度峰值出现在17:00,为8.96 ℃;谷值出现在9:00,为-2.89 ℃;振幅为5.92 ℃,变异系数高达206.38%。10 cm、20 cm深度处土壤温度峰值和谷值比1 cm深度处分别滞后2 h和4 h,而这2个深度的振幅和变异系数均显著降低。土壤消融过程中日均变异系数剧增的4月,与10月类似,每天经历着土壤冻结/消融的过程,1 cm深度处土壤温度峰值出现在16:00,为9.16 ℃;谷值出现在9:00,为-7.50 ℃;振幅为8.33 ℃,变异系数为-7916.12%,这说明消融过程中的变异性比冻结过程更强。10 cm、20 cm深度处土壤温度峰值分别比1 cm、10 cm深度处滞后3 h,但谷值则平均只滞后1.5 h,可以看出消融过程的日变化相对于冻结过程,降温速度较快,而升温过程则较慢。
整体而言,1 cm、10 cm、20 cm的日变化与年变化均呈正（余）弦曲线似的波动,每天只有一个峰值和一个谷值,且随着深度增加,变幅相对减少,同时土壤冻结/消融过程中土壤温度变异性都在增大,表层更加明显,在消融阶段的变异性最强。
另外,从昼夜变化过程可见,4个特征月的升温过程均不大于11个小时,故整体上该区域日变化中升温过程较快,而降温过程比较缓慢,这可能与降温过程土壤水分蒸散减弱对热量散失的抑制有关^[16]。

3.3 土壤温度与气温的关系

研究区3个自动气象站自动记录了气温和不同深度的土壤温度。受太阳辐射周期性日变化和年变化的影响,一年内不同月份的气温变化与土壤温度的变化趋势无异,呈现季节性起伏和昼夜变化。
基于月尺度对比气温与土壤温度的关系（表5）,3个站点的气温和不同观测深度的土壤温度均在1月达到一年中的最低值,W02、W03站点均在8月达到一年中的最高值,而W01站点的气温最高值在7月出现,土壤月均温要滞后到8月才达到最高值。但各月气温温度均比所有土壤层温度低,3个站点气温和1 cm深度处土壤温度的平均差值分别为-4.99 ℃,-3.77 ℃,-4.29 ℃,且呈现冬季差值低（3个站点最低差值分别为2.82 ℃、0.86 ℃、1.65 ℃）,夏季差值高（3个站点最高差值分别为7.07 ℃、7.15 ℃、6.70 ℃）的规律,这可能跟空气和土壤的比热容和导热系数有关。夏季的热量主要来源于太阳辐射,但空气的热传导速度慢,且空气的比热容比土壤的小,所以气温较易升温。到了10月上旬,土壤温度梯度发生转变,冬季地表净辐射为负值,在湍流和地面长波辐射的共同作用下,各层土壤中表层热量损失最多,深层土壤中的热量逐渐向地表输送^[21,22],而土壤的热传导速度快,于是便出现冬季站点气温和1 cm深度处土壤温度的差值与夏季差值差异显著的现象。
Tab. 5
表5
表5气温及土壤温度月平均值的季节变化过程
Tab. 5Variation of monthly-mean air temperature and soil temperature

月份	W01				W02				W03
	T	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm
2013-10	-4.25	1.18	1.61	1.92	-0.88	3.53	3.92	4.58	-2.82	1.95	2.91	-1.05
2013-11	-12.61	-8.43	-7.47	-6.35	-8.04	-5.74	-4.86	-3.50	-9.75	-6.71	-4.55	-10.45
2013-12	-16.80	-13.69	-12.36	-11.09	-12.47	-11.12	-10.01	-8.46	-13.99	-12.46	-10.19	-15.80
2014-1	-17.77	-14.95	-13.81	-12.88	-13.68	-12.82	-11.94	-10.66	-15.72	-14.08	-12.33	-17.58
2014-2	-16.84	-13.43	-12.65	-11.94	-11.97	-10.77	-10.36	-9.73	-14.55	-12.74	-11.43	-16.48
2014-3	-12.14	-7.88	-8.00	-7.85	-7.08	-3.92	-4.55	-4.65	-9.22	-6.19	-6.34	-10.69
2014-4	-6.84	-1.46	-2.18	-2.47	-2.61	1.83	0.76	0.19	-4.53	0.38	-0.63	-3.98
2014-5	-1.88	4.17	3.08	2.23	2.60	8.75	7.23	6.16	0.60	6.93	5.11	2.79
2014-6	2.45	9.23	8.27	7.22	6.89	14.04	12.33	11.27	4.72	11.42	9.58	6.75
2014-7	6.57	11.79	10.96	9.90	11.38	17.00	16.05	15.15	9.23	14.90	13.06	10.05
2014-8	5.83	12.90	12.28	11.55	8.55	12.85	13.02	12.75	7.07	13.25	12.18	8.76
2014-9	2.81	8.98	8.48	8.03	5.95	10.22	10.29	10.53	4.04	9.89	9.43	5.73
变异系数(%)	-154	-1085	-988	-918	-497	537	551	473	-237	1974	1665	-297

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针对月、日、小时等不同的时间尺度,对3个站点不同深度处的土壤温度与气温的相关系数进行计算,结果如表6所示。无论是月尺度、日尺度还是小时尺度,3个站点 1 cm、10 cm及20 cm深度处月均土壤温度与月均气温的相关系数均呈现显著正相关,整体上随着深度的增加,两者的相关性逐渐减弱,这反映了气温对土壤温度有重要影响。随着时间精度的增加,两者的相关系数在逐渐的降低,这反映了两者在高时间精度下,温度变化还是有所差异的。
Tab. 6
表6
表6不同时间尺度下气温与土壤温度的相关系数
Tab. 6Correlation coefficient between air temperature and soil temperature at different time scales

时间尺度	W01			W02			W03
	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm	T-1 cm	T-10 cm	T-20 cm
月尺度	0.9984	0.9981	0.9955	0.9957	0.9984	0.9956	0.9981	0.9964	0.9969
日尺度	0.9875	0.9846	0.9780	0.9812	0.9781	0.9679	0.9805	0.9667	0.9732
小时尺度	0.9673	0.9033	0.8450	0.9612	0.9115	0.8582	0.9379	0.8392	0.8742
小时尺度—延迟*	0.9746	0.9256	0.8618	0.9534	0.9323	0.8725	0.9508	0.8478	0.8897

注：^*此处指延迟1 h的气温与土壤温度的相关系数。
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由于土壤1 cm深度处的温度与气温的相关性最高,通过对比两者逐小时之间的关系发现两者之间的温度并非同步变化的,土壤温度要比气温有所延迟。以2014年7月1日为例,3个站点1 cm深度处土壤温度与气温的变化趋势基本类似,但气温在达到最高和最低温却均比土壤温度要早,故1 cm的土壤温度对于气温的影响具有延迟效应（图4）。对延迟1 h的气温与不同深度处的土壤温度进行相关性分析（表6）,确实表明两者的正相关有所提高。因此,在缺少气象观测站点的羌塘高原,可以使用易于维护的土壤温湿度仪器观测获得的表层土壤温度作为气象数据的代用数据,表征该地区的热量变化特征。
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图42014年7月1日3个自动气象站气温与1 cm深度处土壤温度的变化注：T-1 cm指1 cm深度处土壤温度,T指空气温度,T-delay指延迟1 h的空气温度。
-->Fig. 4Comparison between air temperature and soil temperature at 1cm depth of 3 automatic weather stations in July 1^st, 2014
-->

4 结论与讨论

本文利用在羌塘高原核心区布设的19套土壤温湿度仪器和3个自动气象站的数据,分析了2013年9月-2014年10月间1 cm、10 cm及20 cm深度处的土壤温度日变化及季节变化。主要结论有：
（1）土壤温度的季节波动与太阳辐射的年际变化一致,随着土壤深度的增加,土壤温度的变幅逐渐减少,最高值出现在7月或8月,最低值出现在1月,土壤日平均温度的年际变幅约为30 ℃,站点间的日均温差异主要受海拔与纬度影响,日均温差最大不超过12.82 ℃。
（2）研究时段内站点1 cm、10 cm、20 cm深度土壤的日均温分别在-16.27~17.18 ℃,-14.35~15.75 ℃,-13.49~14.70 ℃之间波动,不同深度的土壤平均最冷月均温为-12.69 ℃,最暖月均温为13.15 ℃。
（3）土壤处于冰冻或解冻状态时土壤温度的日变化趋势类似,且变异系数不大,区别主要体现在,1月温度整体比7月低25 ℃。在土壤冻结/消融过程中土壤温度变异系数很高,且消融过程变异性比冻结过程更强。此外,从昼夜变化过程可见,该区域日变化中升温过程较快,而降温过程比较缓慢。
（4）对不同深度处的土壤温度与气温进行相关分析,发现在日尺度上土壤1 cm日平均温度与气温的相关性最强。此外,土壤温度对于气温的影响具有延迟效应,延迟1小时的气温与不同深度处的土壤温度的相关性有所增强。
羌塘高原核心区属于藏北无人区,由于道路通达性差等原因,区域无人为扰动或受人类扰动较少。除国内早期开展的一些以解决自然科学问题和发展区域经济为目的的区域性或专题性的科学考察研究外,对该区域的科学考察较少,获取的研究基础资料匮乏,数据精度不高。本文利用野外考察布设的土壤温湿度仪器资料,初步展示了羌塘高原核心区的土壤温度的变化特征。该区域土壤温度的整体趋势结果与杨梅学等^{[13,16,17,23]}在羌塘高原东部那曲地区和南部申扎县等地的观测结果具有一致的变化,但受地表状况（植被和反照率等）、土壤干湿程度、土壤组分等的影响,不同站点存在着极大的时空分布差异,表现在不同地区和不同深度土壤温度的日均温差值、波动振幅、土壤冻结和消融的时间、冻结和融化的天数等。这些差别必将影响地表接收的太阳辐射及其向下的传输过程,土壤热通量及其与地表状况和土壤干湿程度与组分之间的相互关系^[13,24-26]。此外,有****^[15,27]指出土壤温度分布也具有纬向效应和海拔效应,夏季土壤温度分布主要表现为海拔效应,而冬季土壤温度分布主要表现为纬度效应。年平均土壤温度分布是纬度效应和海拔效应综合作用的结果。
本文没有对土壤温度分布的影响因素进行深入探讨,仅验证了各站点日均温差异受海拔与纬度的影响。在接下来的研究中,通过更多更详细的资料积累,可以对该区域土壤温度从纬度与海拔效应等区域尺度的影响因素和地表状况、土壤组分等局地尺度的影响因素做进一步分析。
致谢：本文在试验设计和调查中得到了中国科学院地理科学与资源研究所郑度先生、黄荣金先生的指导;野外工作得到了西藏自治区林业厅、公安厅及阿里地区林业局和公安局等相关部门以及中国科学院青藏高原研究所朱立平研究员和阿里荒漠环境综合观测研究站田立德站长给予的大力支持和帮助;野外调查中得到中国科学院植物研究所郭柯研究员的指导和帮助;在此一并表示衷心感谢。
The authors have declared that no competing interests exist.

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参考文献文献选项 原文顺序
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[5]	李炳元, 李明森, 范云崎. 藏北无人区的尘封往事: 首次羌塘综合科学考察实录. 北京: 学苑出版社, 2009. [Li Bingyuan, Li Mingsen, Fan Yunqi.Enclosing Period of No-man's Land on Northern Tibetan Plateau: The First Integrated Scientific Iinvestigation of Qiangtang Plateau. Beijing: Xueyuan Press, 2009.]
[6]	李明森. 羌塘高原土壤特点及其利用 . 自然资源, 1980, (4): 60-69.URL [本文引用: 1]摘要 “羌塘”为藏语“北方空地”之意,它位于西藏自治区北半部,即南起冈底斯—念青唐古拉山脉,北抵昆仑山脉,东迄于青藏公路西侧约东经91度左右的内外流水 系之分水岭,西止于国境线,面积约60万平方公里。该地域一般海拔高度在4500米以上,是青藏大高原的重要组成部分。由于地势高亢、生态环境严酷,至今 大部分地区无人居住,保持着较原始的自然面貌。因此,研究和阐明羌塘高原土壤形成过程、特点及其空间分异规律,不仅有助于了解青藏高原隆 [Li Mingsen.Characteristics and uses of soil on Qiangtang Plateau. Natural Resource, 1980, (4): 60-69.]URL [本文引用: 1]摘要 “羌塘”为藏语“北方空地”之意,它位于西藏自治区北半部,即南起冈底斯—念青唐古拉山脉,北抵昆仑山脉,东迄于青藏公路西侧约东经91度左右的内外流水 系之分水岭,西止于国境线,面积约60万平方公里。该地域一般海拔高度在4500米以上,是青藏大高原的重要组成部分。由于地势高亢、生态环境严酷,至今 大部分地区无人居住,保持着较原始的自然面貌。因此,研究和阐明羌塘高原土壤形成过程、特点及其空间分异规律,不仅有助于了解青藏高原隆
[7]	赵林, 李韧, 丁永建, 等. 青藏高原1977-2006年土壤热状况研究 . 气候变化研究进展, 2011, 7(5): 307-316.https://doi.org/10.3969/j.issn.1673-1719.2011.05.001URLMagsci [本文引用: 1]摘要 浅层土壤温度的变化可以指示活动层厚度变化。利用青藏高原及毗邻地区74个站1977—2006年近30年的土壤温度资料，研究了青藏高原及毗邻地区土壤热状况。结果表明，自1977年的近30年来，5 cm土壤负积温绝对值有减小的趋势，在高原的不同区域减小的幅度不同，对整个研究区域而言，负积温绝对值每10年降低了35℃；近30年来研究区内土壤的最大冻结深度呈现减薄的趋势；冻结期间（冷季）高原腹地负积温变化幅度要比边缘地区大，而在一个完整的冻融循环过程中，高原腹地相对于边缘地区稳定；近30年来高原地区冻融强度（FTI）呈现增大的趋势，这在某种程度上表明高原多年冻土区冻土的稳定性发生了变化；纬度及海拔对FTI值的影响较大，当海拔低于4000 m时，33°N南北两区域FTI值随海拔升高的减小率不同，南部减小的量是北部的2.5倍，海拔高于4000 m时，FTI值受纬度影响相对减弱。 [Zhao Lin, Li Ren, Ding Yongjian, et al.Research on soil thermal regime of Tibetan Plateau during the period between 1977 and 2006. Advances in Climate Change Research, 2011, 7(5): 307-316.]https://doi.org/10.3969/j.issn.1673-1719.2011.05.001URLMagsci [本文引用: 1]摘要 浅层土壤温度的变化可以指示活动层厚度变化。利用青藏高原及毗邻地区74个站1977—2006年近30年的土壤温度资料，研究了青藏高原及毗邻地区土壤热状况。结果表明，自1977年的近30年来，5 cm土壤负积温绝对值有减小的趋势，在高原的不同区域减小的幅度不同，对整个研究区域而言，负积温绝对值每10年降低了35℃；近30年来研究区内土壤的最大冻结深度呈现减薄的趋势；冻结期间（冷季）高原腹地负积温变化幅度要比边缘地区大，而在一个完整的冻融循环过程中，高原腹地相对于边缘地区稳定；近30年来高原地区冻融强度（FTI）呈现增大的趋势，这在某种程度上表明高原多年冻土区冻土的稳定性发生了变化；纬度及海拔对FTI值的影响较大，当海拔低于4000 m时，33°N南北两区域FTI值随海拔升高的减小率不同，南部减小的量是北部的2.5倍，海拔高于4000 m时，FTI值受纬度影响相对减弱。
[8]	姚永慧, 张百平. 青藏高原气温空间分布规律及其生态意义 . 地理研究, 2015, 34(11): 2084-2094.https://doi.org/10.11821/dlyj201511007URL摘要 作为世界第三极的青藏高原,其巨大的块体产生了显著的夏季增温作用,对亚洲乃至全球气候都具有重大影响。但由于高原自然条件严酷,山区气象观测台站很少,气象资料极度匮乏;如果依靠台站数据进行空间插值获得高原气温的空间分布数据,会由于插值点过少而产生较大误差并可能掩盖一些空间信息,因而难以全面反映高原气温的空间分布规律。利用基于MODIS地表温度数据估算的青藏高原气温数据,详细分析各月气温及重要等温线的空间分布格局,并结合林线和雪线数据,初步探讨了高原气温空间分布格局对高原地理生态格局的重要影响。研究表明:1等温线的海拔高度自高原东北部、东部边缘向内部逐渐升高,等温线在高原内部比东部边缘高500~2000 m,表明相同海拔高度上气温自边缘向高原内部逐渐升高。2高原西北部的羌塘高原、可可西里为高原的寒冷区,全年有7个月的气温低于0℃,3~4个月的气温低于-10℃;青藏高原南部(喜马拉雅山北坡—冈底斯山南坡)和中部(冈底斯山北坡—唐古拉山南坡)是高原的温暖区,全年有5个月的气温能达到5~10℃,有3个月的气温能超过10℃,尤其是拉萨—林芝—左贡一带在3500~4000 m以下的地区最冷月均温也能高于0℃。3北半球最高雪线和林线分别分布于高原的西南部和东南部,表明高原气温空间分布特征对本地的地理生态格局具有重要影响。 [Yao Yonghui, Zhang Baiping.The spatial pattern of monthly air temperature of the Tibetan Plateau and its implications for the geo-ecology pattern of the Plateau. Geographical Research, 2015, 34(11): 2084-2094.]https://doi.org/10.11821/dlyj201511007URL摘要 作为世界第三极的青藏高原,其巨大的块体产生了显著的夏季增温作用,对亚洲乃至全球气候都具有重大影响。但由于高原自然条件严酷,山区气象观测台站很少,气象资料极度匮乏;如果依靠台站数据进行空间插值获得高原气温的空间分布数据,会由于插值点过少而产生较大误差并可能掩盖一些空间信息,因而难以全面反映高原气温的空间分布规律。利用基于MODIS地表温度数据估算的青藏高原气温数据,详细分析各月气温及重要等温线的空间分布格局,并结合林线和雪线数据,初步探讨了高原气温空间分布格局对高原地理生态格局的重要影响。研究表明:1等温线的海拔高度自高原东北部、东部边缘向内部逐渐升高,等温线在高原内部比东部边缘高500~2000 m,表明相同海拔高度上气温自边缘向高原内部逐渐升高。2高原西北部的羌塘高原、可可西里为高原的寒冷区,全年有7个月的气温低于0℃,3~4个月的气温低于-10℃;青藏高原南部(喜马拉雅山北坡—冈底斯山南坡)和中部(冈底斯山北坡—唐古拉山南坡)是高原的温暖区,全年有5个月的气温能达到5~10℃,有3个月的气温能超过10℃,尤其是拉萨—林芝—左贡一带在3500~4000 m以下的地区最冷月均温也能高于0℃。3北半球最高雪线和林线分别分布于高原的西南部和东南部,表明高原气温空间分布特征对本地的地理生态格局具有重要影响。
[9]	段平, 盛业华, 李佳, 等. 自适应的IDW插值方法及其在气温场中的应用 . 地理研究, 2014, 33(8): 1417-1426. [本文引用: 1] [Duan Ping, Sheng Yehua, Li Jia, et al.Adaptive IDW interpolation method and its application in the temperature field. Geographical Research, 2014, 33(8): 1417-1426.] [本文引用: 1]
[10]	李崇银. 气候动力学引论. 北京: 气象出版社, 2000. [本文引用: 1] [Li Chongyin.Introduction to Climate Dynamics. Beijing: Meteorological Press, 2000.] [本文引用: 1]
[11]	王澄海, 尚大成. 藏北高原土壤温湿变化特征及其与中国夏季风的可能联系. 见: 中国气象学会2005年年会. 苏州: 中国气象学会, 2005: 1315-1323. [本文引用: 1] [Wang Chenghai, Shang Dacheng.The soil hydrothermal feature in Northern Tibetan Plateau and the possible connections with summer monsoon. In: Annual meeting of Chinese Meteorological Society in 2005. Suzhou: Chinese Meteorological Society, 2005: 1315-1323.] [本文引用: 1]
[12]	杨梅学, 姚檀栋, Hirose N, 等. 青藏高原表层土壤的日冻融循环 . 科学通报, 2006, 51(16): 1974-1976.Magsci [本文引用: 1]摘要 由于土壤与大气之间的能量和水分交换主要发生在界面层, 因此在研究地气相互作用时, 浅层土壤的冻融状况尤为重要. 根据中日国际合作项目CEOP/CAMP-Tibet的观测结果分析发现, 就青藏高原中部那曲附近而言, 表层土壤真正冻结的日数较少(1个月左右). 而存在日冻融循环过程的日数则较多(6个月左右). 土壤冻融状态的频繁变化, 会极大地影响土壤和大气之间的水分和能量的交换过程. 指出土壤在不同状态(完全消融、完全冻结和存在日冻融循环)下, 土壤与大气之间的相互作用过程是个值得深入研究的问题. [Yang Meixue, Yao Tandong, Hirose N, et al.Daily thaw-freezing cycle at top soil on Tibetan Plateau. Chinese Science Bulletin, 2006, 51(16): 1974-1976.]Magsci [本文引用: 1]摘要 由于土壤与大气之间的能量和水分交换主要发生在界面层, 因此在研究地气相互作用时, 浅层土壤的冻融状况尤为重要. 根据中日国际合作项目CEOP/CAMP-Tibet的观测结果分析发现, 就青藏高原中部那曲附近而言, 表层土壤真正冻结的日数较少(1个月左右). 而存在日冻融循环过程的日数则较多(6个月左右). 土壤冻融状态的频繁变化, 会极大地影响土壤和大气之间的水分和能量的交换过程. 指出土壤在不同状态(完全消融、完全冻结和存在日冻融循环)下, 土壤与大气之间的相互作用过程是个值得深入研究的问题.
[13]	杨梅学, 姚檀栋, 丁永建, 等. 藏北高原土壤温度的日变化 . 环境科学, 1999, 20(3): 5-8.https://doi.org/10.3969/j.issn.1008-2786.2000.01.003URL [本文引用: 4]摘要 为了探讨气候变化的规律和原因，于１９９７－０７－０９期间，在藏北高原不同地点分别建立了自动气象站和埋设了土壤温度、湿度观测系统，土壤温度观测数据表明，在６０ｃｍ以上土壤温度存在着明显的时间变化，其变化为正弦曲线，与太阳辐射的时间变化一致，但存在关不同的时间滞后。地表状况、土壤干湿程度及土壤组分等的差异对土壤温度的时间变化振幅及热通量有影响。在藏北高原，由于挖坑埋设探测食品等对土壤温度场的优动可在５ [Yang Meixue, Yao Tandong, Ding Yongjian, et al.The diurnal variation of the soil temperature in the northern part of Tibetan Plateau. Environmental Science, 1999, 20(3): 5-8.]https://doi.org/10.3969/j.issn.1008-2786.2000.01.003URL [本文引用: 4]摘要 为了探讨气候变化的规律和原因，于１９９７－０７－０９期间，在藏北高原不同地点分别建立了自动气象站和埋设了土壤温度、湿度观测系统，土壤温度观测数据表明，在６０ｃｍ以上土壤温度存在着明显的时间变化，其变化为正弦曲线，与太阳辐射的时间变化一致，但存在关不同的时间滞后。地表状况、土壤干湿程度及土壤组分等的差异对土壤温度的时间变化振幅及热通量有影响。在藏北高原，由于挖坑埋设探测食品等对土壤温度场的优动可在５
[14]	万国宁, 杨梅学, 王学佳, 等. 青藏高原中部BJ站土壤湿度不同时间尺度的变化 . 土壤通报, 2012, 43(2): 286-293.URL [本文引用: 1]摘要 青藏高原土壤湿度的时空变化在高原能水循环中起着重要作用。利用GAME-Tibet期间观测的青藏高原中部BJ站2001年1月1日~2005年12月31日00:00~230:0逐时高分辨率土壤湿度资料,分析了4~210 cm深度土壤湿度的日、季节和年际等不同时间尺度的变化特征。结果表明:(1)4 cm深度土壤湿度日变化显著2,0~210 cm深度土壤湿度日变化微弱;土壤湿度日振幅随土壤深度的增加逐渐衰减,但在210 cm深度又出现增加的趋势;4 cm、20 cm、60 cm、100 cm1、60 cm和210cm深度土壤湿度的平均日振幅分别为0.97%、0.22%、0.03%、0.01%、0.01%和0.03%。(2)根据土壤湿度在时间尺度和垂直剖面上的变化特征,将土壤湿度年内的变化过程划分为积累期(3~8月)、衰减期(8~12月)和相对稳定期(12~3月)3个阶段。(3)2001~2005年,BJ站4 cm、20 cm、60 cm、100 cm和160 cm深度土壤湿度8月的平均值表现为线性增加的趋势,210 cm深度土壤湿度8月的平均值则呈现出线性减小的趋势;湿季,土壤湿度显著地受到降水的影响,干季,土壤湿度主要受土壤温度的影响。 [Wan Guoning, Yang Meixue, Wang Xuejia, et al.Variations in soil moisture at different time scales of BJ site on the central Tibetan Plateau. Chinese Journal of Soil Science, 2012, 43(2): 286-293.]URL [本文引用: 1]摘要 青藏高原土壤湿度的时空变化在高原能水循环中起着重要作用。利用GAME-Tibet期间观测的青藏高原中部BJ站2001年1月1日~2005年12月31日00:00~230:0逐时高分辨率土壤湿度资料,分析了4~210 cm深度土壤湿度的日、季节和年际等不同时间尺度的变化特征。结果表明:(1)4 cm深度土壤湿度日变化显著2,0~210 cm深度土壤湿度日变化微弱;土壤湿度日振幅随土壤深度的增加逐渐衰减,但在210 cm深度又出现增加的趋势;4 cm、20 cm、60 cm、100 cm1、60 cm和210cm深度土壤湿度的平均日振幅分别为0.97%、0.22%、0.03%、0.01%、0.01%和0.03%。(2)根据土壤湿度在时间尺度和垂直剖面上的变化特征,将土壤湿度年内的变化过程划分为积累期(3~8月)、衰减期(8~12月)和相对稳定期(12~3月)3个阶段。(3)2001~2005年,BJ站4 cm、20 cm、60 cm、100 cm和160 cm深度土壤湿度8月的平均值表现为线性增加的趋势,210 cm深度土壤湿度8月的平均值则呈现出线性减小的趋势;湿季,土壤湿度显著地受到降水的影响,干季,土壤湿度主要受土壤温度的影响。
[15]	杨梅学, 姚檀栋, 小池俊雄. 藏北高原土壤温度分布的纬向效应和高度效应 . 山地学报, 1999, 17(4): 329-332.URL [本文引用: 2]摘要 利用ＧＡＭＥ－ Ｔｉｂｅｔ 野外观测期间所得藏北高原不同地点土壤温度资料， 对藏北高原土壤温度分布纬向地带性和垂直地带性特征进行分析， 结果表明夏季土壤温度分布主要表现为高度效应，而冬季土壤温度分布主要表现为纬度效应。年平均土壤温度分布是纬度效应和高度效应综合作用的结果。 [Yang Meixue, Yao Tandong, Toshio K.The latitude and elevation effects of the ground temperature distribution in Northern Tibet Plateau. Journal of Mountain Science, 1999, 17(4): 329-332.]URL [本文引用: 2]摘要 利用ＧＡＭＥ－ Ｔｉｂｅｔ 野外观测期间所得藏北高原不同地点土壤温度资料， 对藏北高原土壤温度分布纬向地带性和垂直地带性特征进行分析， 结果表明夏季土壤温度分布主要表现为高度效应，而冬季土壤温度分布主要表现为纬度效应。年平均土壤温度分布是纬度效应和高度效应综合作用的结果。
[16]	李卫朋, 范继辉, 沙玉坤, 等. 藏北高寒草原土壤温度变化与冻融特征 . 山地学报, 2014 32(4): 407-416. [本文引用: 5] [Li Weipeng, Fan Jihui, Sha Yukun, et al.Soil temperature variation and thaw-freezing cycle in the alpine cold steppe, Northern Tibetan Plateau. Journal of Mountain Science, 2014, 32(4): 407-416.] [本文引用: 5]
[17]	范继辉, 鲁旭阳, 王小丹. 藏北高寒草地土壤冻融循环过程及水热分布特征 . 山地学报, 2014, 32(4): 385-392. [本文引用: 3] [Fan Jihui, Lu Xuyang, Wang Xiaodan.The freezing-thawing processes and soil moisture-energy distribution in permafrost active layer, Northern Tibet. Journal of Mountain Science, 2014, 32(4): 407-416.] [本文引用: 3]
[18]	林振耀, 吴祥定. 青藏高原水汽输送路径的探讨 . 地理研究, 1990, 9(3): 33-40.https://doi.org/10.11821/yj1990030004URL [本文引用: 1] [Lin Zhenyao, Wu Xiangding.A preliminary analysis about the tracks of moisture transportation on the Qinghai-Xizang Plateau. Geographical Research, 1990, 9(3): 33-40.]https://doi.org/10.11821/yj1990030004URL [本文引用: 1]
[19]	郑度, 张百平. 自然地域分异规律. 见: 郑度. 喀喇昆仑山—昆仑山地区自然地理. 北京: 科学出版社, 1999: 138-152. [本文引用: 2] [Zheng Du, Zhang Baiping.Rule of Physical Territorial Differentiation. In: Zheng Du. Physical Geography of Karakorum-Kunlun Mountains Region. Beijing: Science Press, 1999: 138-152.] [本文引用: 2]
[20]	郑度, 李炳元. 青藏高原自然环境的演化与分异 . 地理研究, 1990, 9(2): 1-10.https://doi.org/10.11821/yj1990020001URL [本文引用: 1]摘要 青藏高原的强烈隆起导致其本身自然环境的巨大变化和自然区域的明显分异。本文阐明上新世以来青藏地区由低海拔亚热带环境向高寒环境的演化以及因全球气候冷暖波动所引起的变化。对山地垂直自然带结构类型的划分和此较研究,揭示了与山体效应密切相关的分布模式。在自然地域分异规律的背景上,探讨了水汽通道、干旱河谷和寒旱核心等高原山地独特的地生态现象。 [Zheng Du, Li Bingyuan.Evolution and differentiation of the physical-geographical environment of Qinghai-Xizang Plateau. Geographical Research, 1990, 9(2): 1-10.]https://doi.org/10.11821/yj1990020001URL [本文引用: 1]摘要 青藏高原的强烈隆起导致其本身自然环境的巨大变化和自然区域的明显分异。本文阐明上新世以来青藏地区由低海拔亚热带环境向高寒环境的演化以及因全球气候冷暖波动所引起的变化。对山地垂直自然带结构类型的划分和此较研究,揭示了与山体效应密切相关的分布模式。在自然地域分异规律的背景上,探讨了水汽通道、干旱河谷和寒旱核心等高原山地独特的地生态现象。
[21]	赵逸舟, 马耀明, 马伟强, 等. 藏北高原土壤温湿变化特征分析 . 冰川冻土, 2007, 29(4): 578-583.https://doi.org/10.3969/j.issn.1000-0240.2007.04.010URLMagsci [本文引用: 2]摘要 利用"全球协调加强观测计划(CEOP)亚澳季风之青藏高原试验"(CAMP/Tibet,2001—2010)的观测资料,从不同的时间尺度分析了藏北高原不同地点不同深度的土壤温度和土壤湿度变化特征.结果表明:10 cm以上日平均土壤温度呈正弦变化,而10 cm以下土壤温度变化不大;各层土壤温度最高都出现在7～8月;年际气候的差异至少可以反映到40 cm土壤;各层土壤湿度无明显日变化,存在明显月变化,夏季降水量的多少对各层土壤湿度都有明显的影响. [Zhao Yizhou, Ma Yaoming, Ma Weiqiang, et al.Variations of soil temperature and soil moisture in Northern Tibetan Plateau. Journal of Glaciology and Geocryology, 2007, 29(4): 578-583.]https://doi.org/10.3969/j.issn.1000-0240.2007.04.010URLMagsci [本文引用: 2]摘要 利用"全球协调加强观测计划(CEOP)亚澳季风之青藏高原试验"(CAMP/Tibet,2001—2010)的观测资料,从不同的时间尺度分析了藏北高原不同地点不同深度的土壤温度和土壤湿度变化特征.结果表明:10 cm以上日平均土壤温度呈正弦变化,而10 cm以下土壤温度变化不大;各层土壤温度最高都出现在7～8月;年际气候的差异至少可以反映到40 cm土壤;各层土壤湿度无明显日变化,存在明显月变化,夏季降水量的多少对各层土壤湿度都有明显的影响.
[22]	王澄海, 尚大成. 藏北高原土壤温、湿度变化在高原干湿季转换中的作用 . 高原气象, 2007, 26(4): 677-685.Magsci [本文引用: 1]摘要 通过1997年和1999年藏北高原沱沱河观测站土壤温、湿度变化和对应降水变化的分析,表明与高原冻融过程相联系的土壤湿度变化和高原干湿季转换及湿季降水存在联系。土壤融冻引起土壤增湿的时间比高原雨季降水开始的时间约早20天,春季高原土壤温、湿度的增加在高原地表感潜热的变化中有重要贡献。春末夏初高原土壤冻融过程引起的土壤湿度变化,在高原局地尺度的水分循环中为高原湿季开始提供了有利的水汽条件。因此,在青藏高原陆气相互作用过程中,与冻融过程相联系的土壤湿度变化在高原季节转换中是一个不可忽视的因子。 [Wang Chenghai, Shang Dacheng.Effect of the variation of the soil temperature and moisture in the transition from dry season to wet season over Northern Tibet Plateau. Plateau Meteorology, 2007, 26(4): 677-685.]Magsci [本文引用: 1]摘要 通过1997年和1999年藏北高原沱沱河观测站土壤温、湿度变化和对应降水变化的分析,表明与高原冻融过程相联系的土壤湿度变化和高原干湿季转换及湿季降水存在联系。土壤融冻引起土壤增湿的时间比高原雨季降水开始的时间约早20天,春季高原土壤温、湿度的增加在高原地表感潜热的变化中有重要贡献。春末夏初高原土壤冻融过程引起的土壤湿度变化,在高原局地尺度的水分循环中为高原湿季开始提供了有利的水汽条件。因此,在青藏高原陆气相互作用过程中,与冻融过程相联系的土壤湿度变化在高原季节转换中是一个不可忽视的因子。
[23]	王学佳, 杨梅学, 万国宁. 藏北高原D105点土壤冻融状况与温湿特征分析 . 冰川冻土, 2012, 34(1): 56-63.URLMagsci [本文引用: 1]摘要 利用CAMP/Tibet在藏北高原D105点所观测的2002年1月1日&mdash;2005年12月31日土壤温度、含水量资料, 分析了该点的土壤温、湿度变化及其冻融特征. 结果表明: D105点40 cm深度以上土壤温度日变化明显, 随着深度增加, 土壤温度日变化相位明显滞后. 各层土壤温度月最高值出现在8-9月, 月最低值都出现在1-2月; 年际气候的差异至少可以反映到185 cm深处的土壤. 土壤冻结和消融都是由表层开始, 土壤随深度增加冻结快, 消融则慢. 冻结期间, 土壤温度分布上部低, 下部高; 消融期间, 则分布相反. 60 cm深度以上的土壤含水量在消融期有显著的波动, 表明60 cm深度以上的土壤与大气之间的水热交换比较频繁. 土壤温度的日变化和平均温度对土壤的冻融过程有较大的影响; 土壤含水量的多少会极大的影响土壤的冻融过程、土壤热量的分布状况以及地表能量的分配. 因此水(湿度)热(温度)相互耦合影响着土壤的冻融过程. [Wang Xuejia, Yang Meixue, Wan Guoning.Processes of soil thawing-freezing and features of ground temperature and moisture at D105 on the Northern Tibetan Plateau. Journal of Glaciology and Geocryology, 2012, 34(1): 56-63.]URLMagsci [本文引用: 1]摘要 利用CAMP/Tibet在藏北高原D105点所观测的2002年1月1日&mdash;2005年12月31日土壤温度、含水量资料, 分析了该点的土壤温、湿度变化及其冻融特征. 结果表明: D105点40 cm深度以上土壤温度日变化明显, 随着深度增加, 土壤温度日变化相位明显滞后. 各层土壤温度月最高值出现在8-9月, 月最低值都出现在1-2月; 年际气候的差异至少可以反映到185 cm深处的土壤. 土壤冻结和消融都是由表层开始, 土壤随深度增加冻结快, 消融则慢. 冻结期间, 土壤温度分布上部低, 下部高; 消融期间, 则分布相反. 60 cm深度以上的土壤含水量在消融期有显著的波动, 表明60 cm深度以上的土壤与大气之间的水热交换比较频繁. 土壤温度的日变化和平均温度对土壤的冻融过程有较大的影响; 土壤含水量的多少会极大的影响土壤的冻融过程、土壤热量的分布状况以及地表能量的分配. 因此水(湿度)热(温度)相互耦合影响着土壤的冻融过程.
[24]	赵林, 程国栋, 李述训, 等. 青藏高原五道梁附近多年冻土活动层冻结和融化过程 . 科学通报, 2000, 45(11): 1205-1211.https://doi.org/10.3321/j.issn:0023-074X.2000.11.018URLMagsci [本文引用: 1]摘要 <p>对西伯利亚南部Kurtak剖面末次间冰期以来黄土-古土壤序列进行了较为详细的岩石磁学研究, 实验结果表明该剖面磁化率变化特征与阿拉斯加风成沉积物相同, 与中国黄土完全相反. Kurtak剖面黄土和古土壤的频率磁化率值基本一致, 这表明其成土作用较弱. 磁化率随温度的变化特征以及等温剩磁测定结果揭示出黄土和古土壤的磁性矿物都是以磁铁矿为主, 只含有极少的磁赤铁矿和赤铁矿. 磁化率各向异性研究表明, Kurtak地区黄土沉积时的古风向是变化的.</p> [Zhao Lin, Cheng Guodong, Li Shuxun, et al.Thaw-freezing phase in permafrost active layer at Wudaoliang, Tibetan Plateau. Chinese Science Bulletin, 2000, 45(11): 1205-1211.]https://doi.org/10.3321/j.issn:0023-074X.2000.11.018URLMagsci [本文引用: 1]摘要 <p>对西伯利亚南部Kurtak剖面末次间冰期以来黄土-古土壤序列进行了较为详细的岩石磁学研究, 实验结果表明该剖面磁化率变化特征与阿拉斯加风成沉积物相同, 与中国黄土完全相反. Kurtak剖面黄土和古土壤的频率磁化率值基本一致, 这表明其成土作用较弱. 磁化率随温度的变化特征以及等温剩磁测定结果揭示出黄土和古土壤的磁性矿物都是以磁铁矿为主, 只含有极少的磁赤铁矿和赤铁矿. 磁化率各向异性研究表明, Kurtak地区黄土沉积时的古风向是变化的.</p>
[25]	杨健, 马耀明. 青藏高原典型下垫面的土壤温湿特征 . 冰川冻土, 2012, 34(4): 813-820.Magsci摘要 利用中国科学院纳木错站、 珠峰站和藏东南站2007年土壤温湿度的观测资料, 分别分析了这3个不同下垫面下观测站的土壤温湿度分布的时空特征.结果显示:3个站土壤温度的年变化和年平均的日变化趋势基本相同, 与太阳辐射变化特征一致; 它们在冻结深度和冻结时间上差别较大; 下垫面特征、 土壤的冻结消融及其物理性质的差异使3个站表现出了不同的土壤湿度变化特征; 3个站均表现为在某一深度有一个高含水层, 土壤消融(冻结)使土壤湿度迅速增大(减小). [Yang Jian, Ma Yaoming.Soil temperature and moisture features of typical underlying surface in the Tibetan Plateau. Journal of Glaciology and Geocryology, 2012, 34(4): 813-820.]Magsci摘要 利用中国科学院纳木错站、 珠峰站和藏东南站2007年土壤温湿度的观测资料, 分别分析了这3个不同下垫面下观测站的土壤温湿度分布的时空特征.结果显示:3个站土壤温度的年变化和年平均的日变化趋势基本相同, 与太阳辐射变化特征一致; 它们在冻结深度和冻结时间上差别较大; 下垫面特征、 土壤的冻结消融及其物理性质的差异使3个站表现出了不同的土壤湿度变化特征; 3个站均表现为在某一深度有一个高含水层, 土壤消融(冻结)使土壤湿度迅速增大(减小).
[26]	宋亚路, 刘苏峡, 马英, 等. 土壤分层关键因子确定: 以新乡实验农地为例 . 地理研究, 2014, 33(11): 2125-2134.https://doi.org/10.11821/dlyj201411012URL [本文引用: 1]摘要 层状土壤是普遍存在的一种土壤结构,提取出表征土壤层次的关键因子有助于简单准确地划分土壤的层次。在河南省新乡农田挖掘了实测剖面(160cm厚),通过野外观测和室内分析,获取了土壤质地,以及容重、饱和含水量、饱和导水率、滞留含水量和非毛管孔隙度等土壤水分运动因子的取值。通过对这些因子进行特征分析、系统聚类分析和主成分分析,将土壤分成0~50cm、50~80cm、80~140cm和140~160cm四个基本层次,得到滞留含水量>饱和含水量>饱和导水率>土壤容重>非毛管孔隙度的土壤分层因子的重要性次序并验证了文中分层方法具有鲁棒性(Robust)。这些结果将为土壤水分运动模拟提供科学依据。 [Song Yalu, Liu Suxia, Ma Ying, et al.Determining key factors for soil stratification: A case study in the farmland of Xinxiang. Geographical Research, 2014, 33(11): 2125-2134.]https://doi.org/10.11821/dlyj201411012URL [本文引用: 1]摘要 层状土壤是普遍存在的一种土壤结构,提取出表征土壤层次的关键因子有助于简单准确地划分土壤的层次。在河南省新乡农田挖掘了实测剖面(160cm厚),通过野外观测和室内分析,获取了土壤质地,以及容重、饱和含水量、饱和导水率、滞留含水量和非毛管孔隙度等土壤水分运动因子的取值。通过对这些因子进行特征分析、系统聚类分析和主成分分析,将土壤分成0~50cm、50~80cm、80~140cm和140~160cm四个基本层次,得到滞留含水量>饱和含水量>饱和导水率>土壤容重>非毛管孔隙度的土壤分层因子的重要性次序并验证了文中分层方法具有鲁棒性(Robust)。这些结果将为土壤水分运动模拟提供科学依据。
[27]	巩玉玲, 王兆锋, 张镱锂, 等. 拉萨灌丛草甸区土壤温度变化特征 . 土壤学报, 2016, 53(2): 411-420.https://doi.org/10.11766/trxb201508180309URL [本文引用: 1]摘要 土壤温度影响土壤发育与植被状况,是反映脆弱生态系统环境状况的基本参数。本文通过一年的实地观测,分析了拉萨典型灌丛草甸区土壤温度特征及其在海拔梯度与深度层次上的变化规律。结果表明：（1）0～30 cm深度范围,年内土壤日均温变化类似余弦曲线,平均值为2.94℃,年内有147 d土壤低于0℃;一天内土壤温度变化类似正弦曲线,日温差平均为2.80℃,夏季温差大,秋季温差小。（2）土壤年均温与海拔符合线性关系,土壤年均温随海拔的变率为-0.63℃（100 m-1）,夏季土壤温度的海拔效应较其他季节明显;且海拔越高,土壤温度波动幅度越大。（3）土壤年均温与深度呈幂函数关系;随深度的增加,土壤温度变率降低。20 cm是土壤温度变化相对稳定的浅土层。 [Gong Yuling, Wang Zhaofeng, Zhang Yili, et al.Characteristics of variation of soil temperature in shrub meadow area of Lhasa. Acta Pedologica Sinica, 2016, 53(2): 411-420.]https://doi.org/10.11766/trxb201508180309URL [本文引用: 1]摘要 土壤温度影响土壤发育与植被状况,是反映脆弱生态系统环境状况的基本参数。本文通过一年的实地观测,分析了拉萨典型灌丛草甸区土壤温度特征及其在海拔梯度与深度层次上的变化规律。结果表明：（1）0～30 cm深度范围,年内土壤日均温变化类似余弦曲线,平均值为2.94℃,年内有147 d土壤低于0℃;一天内土壤温度变化类似正弦曲线,日温差平均为2.80℃,夏季温差大,秋季温差小。（2）土壤年均温与海拔符合线性关系,土壤年均温随海拔的变率为-0.63℃（100 m-1）,夏季土壤温度的海拔效应较其他季节明显;且海拔越高,土壤温度波动幅度越大。（3）土壤年均温与深度呈幂函数关系;随深度的增加,土壤温度变率降低。20 cm是土壤温度变化相对稳定的浅土层。