论文部分内容阅读
深入理解陆－气相互作用对研究全球能量和水循环至关重要。土壤温度是陆气交互过程中的重要参量，它直接影响着陆面和大气之间潜热和感热通量(Lin, 1980)，进而影响中尺度数值模式的预报效果。而土壤的温度由土壤的热性质决定，因此，进一步研究土壤的热性质成为迫切需要。对于非干热的地表而言，土壤热传导总是伴随着土壤水分的垂直运动，热传导和热传输是土壤热交换过程中两个相对独立的过程。研究土壤的热状况应同时考虑土壤的热传导和热对流过程。2003 年Gao 等指出土壤的温度变化受土壤中热传导和热对流过程的共同影响，土壤的热对流过程可以理解为：由于土壤中水分的垂直运动引起的热量垂直传输。2003 年Gao 等和2005 年Gao 通过用谐波方法求解一维热传导-对流方程给出了计算土壤温度的解析表达式，同时在假定液态水通量密度为非零常数的情况下通过某一频率波动的振幅和位相随土壤深度的变化反算出土壤的热传导率和液态水的垂直对流速度的表达式，并且从能量的角度进一步验证了此方法的可靠性。青藏高原的能量和水循环在亚洲季风系统中扮演着重要角色，它也是全球气候系统能量和水循环的重要组成部分。作为全球能量和水循环试验GEWEX(Global Energy and Water Cycle Experiment) 亚洲季风试验的一部分，从1997 年8 月至1998 年9 月，青藏高原中部安装了9 个土壤湿度和温度观测系统（SMTMS），同时监测土壤温度和湿度的变化规律，获得多点青藏高原上的土壤温度和湿度廓线资料。本文对GAME/Tibet 期间青藏高原8 个SMTMS 观测站1997 年8 月17 日至1998 年9 月1 日的土壤温度和湿度资料订正筛选后，用耦合热传导对流方法方法对0.04m 和0.2 m 深度层温度进行模拟。假设两个土壤深度（z1 和z2）的温度随时间呈正弦变化，A1 和A2 为振幅，φ1 和φ2 为土壤温度在深度z1 和z2 处的初始相位，而且两个土壤不同深度z1>z2（A1φ2）。用T2=-T2+A2sin(πt /12-φ2)和T1=-T1+A1sin(πt /12-φ1)分别拟合0.04 m 和0.2 m 每日的观测数据，即z1=0.2 m，z2 = 0.04m。每一层的平均温度(-T1或-T2)是将每日土壤温度白天最高值和晚上最低值求平均，振幅 (A1 和A2)是每日土壤温度白天最高值减去平均值。每一层给出相位差的范围，以0.01×π迭代，求出观测值和模拟值最小方差最小者既为这一层的初相位。当A1和A2、φ1和φ2得到后，分别用()求取各观测站的土壤热扩散率k 和液态水通量密度W。用耦合热传导对流方法计算得到的那曲地区0.04～0.2 m 的土壤层的热传导率k介于5.7186×10-7~9.2234×10-7 m2s-1 之间，液态水通量密度W 介于2.1564×10-6~3.5536×10-6 m3s-1 m-2之间，并发现Wadd、D110、MS3637 三个站的土壤热状况与其它站有很大的差别。分析结果还表明土壤的热扩散率k 和液态水通量密度W 是研究土壤热状况的两个很重要的物理量；两层土壤温度的振幅比值对数及相位差代表着土壤传导热量的能力，决定着k 和W 的大小；k、W 和土壤液态水体积含量关系密切而复杂；Wadd、Ms3637、D110 三个站振幅比值对数的绝对值与相位差变化不同步，k、W 值异常偏大，其具体原因需进一步探讨。另外液态水通量密度出现了很多小于零的值。我们认为，这是由于液态水的重力引起的，此时地表的蒸发应该十分微弱。但由于W<0 时土壤物理过程非常复杂，有待于进一步深入研究。