卓 嘎， 罗 布， 巴桑曲珍

（1.中国气象局成都高原气象研究所拉萨分部，西藏拉萨 850000； 2.西藏高原大气环境科学研究所，西藏拉萨 850000；3.高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，四川成都 610072； 4.西藏自治区气象台，西藏 拉萨 850000； 5.林芝市气象局，西藏林芝 860000）

0 引言

青藏高原独特的高寒环境已经成为影响东亚乃至全球气候系统的重要因素。高原地区分布着范围较广的多年冻土、冰川、湖泊以及河流。在陆-气相互作用中，作为连接陆地与大气之间的浅层地表土壤水热状况对大气环流、气候变化、高原热力效应、植被退化以及冻土退化等方面具有重要作用［1］。其中，土壤湿度在气候变化中的作用仅次于甚至超过了SST（海表面温度）的作用［2］。气候变化也通过陆-气相互作用对土壤温湿度的变化特征产生深刻的影响，尤其在高原积雪融化和土壤冻融的季节，季节性冻融过程直接影响着高原地气间的能量和水分循环［3］。因此，研究青藏高原地区土壤中水分与热量传输，对进一步认识陆-气相互作用和短期气候预测具有重要意义。

部分野外观测站点的建立、卫星遥感反演技术以及数值模式的发展，极大地促进土壤温湿度时空分布特征及其与区域气候变化相互关系的认识。青藏高原地区平均土壤温度比周边地区低，北部比南部低［4］。杨梅学等［5-7］分析了高原中部那曲附近的土壤温湿度时空变化特征，认为土壤湿度在季节转换中具有一定作用［8］。土壤温度由地表向深层逐渐呈滞后效应，随着土壤深度的增加，其振幅减小，相位滞后［9］。羌塘高原南部土壤温度与土壤含水量的变化趋势具有一致性［10］，且冻融过程对土壤温度有着显著的调节作用。对于青藏高原的土壤湿度而言，高湿区域基本位于高原南部［11-13］，存在外围土壤相对较湿、中部较干的特征，这可能与高原南部边缘的降水较多有关。不同替代资料［14-16］的分析结果也表明高湿区域基本位于高原南部，土壤湿度大值区由东南向西北递减。高原中、东部的表层土壤湿度呈正弦曲线，深层几乎无变化，土壤湿度日振幅随深度的增加而逐渐衰减，高原主体土壤湿度随着土壤温度的上升而显著增加［17-19］。王澄海等［20］进一步探讨了土壤湿度在冻融条件下与高原干湿季转换和湿季降水的联系，而张娟等［21］对青藏高原高寒草甸生态系统进行了土壤水热变化研究。

许多学者对土壤湿度的卫星产品和再分析资料在高原地区的适用性做了细致分析。Yang等［22］、Lu 等［23］、Qin 等［24］认为陆面同化系统和陆面模式能较好地反映青藏高原近地面层的土壤湿度区域状况。Su 等［25］认为AMSR-E 产品在青藏高原寒冷地区和非冻融期的使用表现出很大的不确定性。但是，反演算法的改进使得AMSR-E 土壤湿度产品更加接近实测值［26］。Van der Velde 等［27］发现在高原地区反演资料SSM/I RETRIEVALS 比AMSR-E 效果好。SMAP、ESA CCISM 产品［28-29］与实测土壤湿度接近且优于陆面模式结果。此外，陆面同化数据产品GLDAS［30］低估了高原中部表层土壤湿度，并且显示出青藏高原土壤湿度空间分布与降水有一定程度的不一致［31］。师春香等［32］认为CLDAS2.0的大气驱动数据，使用NOAH-MP 陆面模式能够很好地模拟中国区域土壤湿度的时间变化。借助数值模式，王澄海等［33-34］、张世强等［35］、赵林等［36］较好地模拟出了高原陆面的土壤温湿度特征以及土壤水热过程，发现模拟值与实测值存在一定差别。陈海山等［37］、熊明明等［38］、丁旭［39］检验和评估了CLM3.0模式对高原土壤温湿度的模拟能力。

研究表明，土壤湿度在蒸发过程中的持续性对全球范围内的温度、降水都有显著影响［2，40］。周玉淑等［41］揭示了青藏高原不同层次地温异常产生的低频波，可能会影响长江中下游地区的降水。春季的感热加热异常信号可能通过土壤温度和湿度的“记忆”以及非绝热加热局地环流的正反馈过程得到维持，并影响夏季的气候［42］。Namias［43］最早发现土壤湿度的季节性异常对大气的季节变化有重要作用。Rowntree 等［44］指出干（湿）土壤可使未来气温升高（降低）、降水减少（持续）。Yeh 等［45］认为增加土壤含水量将使降水增加，气温降低。Chow等［46］认为高原春季土壤偏湿，夏季长江流域降水增加，南部降水减少，而王瑞等［47］指出高原春季土壤偏湿，使得华北和华南多雨，江淮少雨。卓嘎等［12］认为高原春季土壤湿度与长江中下游降水基本呈负相关。左志燕等［48］给出了土壤湿度影响局地降水的物理机制，认为土壤湿度对局地降水存在相反的影响。李登宣等［49］指出高原不同地区、不同深度春季土壤湿度与中国东部夏季降水的相关特征不同。这些研究均表明高原土壤湿度的气候效应具有显著的区域性。

综上所述，以往多数研究采用再分析数据或者卫星产品探讨青藏高原土壤温湿度产品适用性及其对中国东部降水的数值模拟和影响，从观测事实上来分析青藏高原土壤水热变化特征及其与气候关系的研究相对较少，尤其对高原腹地土壤温湿度的不同时间尺度、不同层次特征及其水热结构、土壤湿度与热量通量变化等缺乏分析。为此，采用高原中部安多观测点的土壤温湿度观测数据和同期安多气象站气象要素观测资料，分析高原中部土壤温湿度的分布特征，土壤湿度与地气间热量、气象要素的相关性，这有利于加深对土壤湿度与气候变化关系的认识。

1 数据与方法

西藏自治区那曲市安多县地处青藏高原的腹地，平均海拔5 200 m，境内湖泊分布较广，由于降水少，河流水量小且多为内流区域的河流。东、西部分别为亚寒带半湿润、半干旱气候区，是典型的草甸带，发育着多种类型的嵩草草地。土壤多为砂壤土和砂土，蓄水性较差，肥力较低，多呈碱性反应。安多县自然灾害较多，其中干旱、雪灾、草原鼠虫害、冰雹、雷暴等对牧业生产影响严重，同时草场沙漠化、退化进程明显。年平均气温为-2.8 ℃，年降水量435 mm，年日照时数近3 000 h，平均风速4.3 m·s-1。文中温湿度观测点位于距安多县城西7 km 处的安多县帕那乡三村，观测点地理位置为91°37′ E、32°14′ N，海拔4 696 m。地处安多草原，草原面积占藏北草原的1/2强，可利用草原面积为4.5万km2，主要植物是矮嵩草、小嵩草、披菅草、紫花针柔等。

野外观测数据来源于中国科学院那曲高寒气候环境观测研究站安多观测点，主要使用了土壤温湿度数据。土壤温度观测采用了日本Datamark 公司Pt100 探头，土壤湿度观测采用了美国Imko 公司Trime EZ 探头，详情见表1。土壤温湿度的测定深度为5 cm、10 cm、20 cm、40 cm、80 cm 和160 cm，测定间隔为每30 min采集1次。文中选用2014年1月1 日—12 月31 日一年的观测数据进行土壤温湿特征分析。小时变化、日变化及月变化均按30 min 测定值通过平均求得。日数据为每日48 个观测时次的平均值，小时数据选用2014 年1 月1 日—12 月31日的各个时次365天数据的平均值。

表1 监测仪数据采集传感器参数Table 1 Parameters of the data acquisition sensors

美国国家航空航天局（NASA）提供了GLDAS中4个陆面模式（NOAH、CLM、VIC、MOSAIC）模拟得到的全球土壤水分产品。邓明珊等［50］的研究表明，上述四套陆面模式资料中，GLDAS-NOAH 模式资料在青藏高原的适用性较好。因此，选取NOAH 模式（分辨率为0.25°×0.25°）2014 年1 月1 日—12 月31 日逐3 小时的数据开展土壤温湿度的分析，土壤层次为0～10 cm、10～40 cm、40～100 cm、100～200 cm。文中利用双线性插值方法将NOAH 的格点资料插值到安多观测点所在的经纬度，得到该资料在安多观测点的逐3小时、逐日、逐月数据。由于逐3小时数据无法准确反映日内变化特征且表层土壤温湿度变化最为显著，下面对比分析NOAH 模式资料与安多观测点表层（0～10 cm）观测数据相同时间尺度（月和全年逐日）数据，以了解安多观测点对高原中部土壤温湿度变化特征的刻画能力及其区域代表性。

气象资料选用安多气象站（距离安多观测点6 km）同期逐日观测的平均气温、降水量、日照时数、地面温度、风速等数据。反映陆面过程中非绝热加热中的感热通量计算公式为

式中：SH为感热通量；Cp为空气的等压比热；ρ为近地面大气密度；Ch为感热通量的大气总体热力输送系数；V为地面风速；Ts为地表温度；Ta为气温。

潜热通量计算公式［51］为

式中：FL为潜热通量；LE为潜热系数；CE为潜热通量的大气总体输送系数；Us为10 m 高度的风速；qgs和qa分别为地表土壤的饱和比湿和10 m 处空气的比湿；β为地面湿度有效参数，即土壤实际蒸发和可能蒸发的比例系数。

2 土壤温湿度的变化特征

2.1 土壤温度的时间变化特征

从逐时观测数据［图1（a）］可以看出，土壤温度总体上呈单峰结构，浅层为正弦曲线，随着土壤深度增加，曲线逐渐接近直线。其中5 cm 土壤温度峰值出现在16：00 左右，为8.34 ℃，谷值出现在09：00 左右，为-2.47 ℃，升温过程迅速而降温过程相对缓慢。10 cm 土壤温度峰值变化幅度明显小于5 cm，温度为5 cm 的1/2 左右，峰值出现在19：00，谷值出现在10：00，升温过程也快于降温过程。在20 cm 及以下土壤深度，单峰型结构逐渐趋于平缓，峰值出现在22：00，谷值出现在12：00。随着深度增加，极值出现时间滞后，到更深层次，土壤湿度变化基本趋于直线，土壤逐时变化幅度很小且各层温差减小。土壤温度变化与气温密切相关，浅层土壤温度受地表随机天气过程的影响较大，白天地面由于吸收太阳辐射而增温，土壤温度的升温和降温过程相对较剧烈，昼夜温差偏大。到了夜间，由于地表热辐射而冷却，下层相对上层相位滞后，说明太阳辐射随着深度增加，对土壤温度的影响越来越小。

在月变化尺度上，无论浅层或深层，土壤温度均呈单峰型结构［图1（b）］，与太阳辐射的年内变化一致。 5 cm 土壤温度的峰值出现在7 月（11.88 ℃），10 cm、20 cm、40 cm 和80 cm 峰值出现在8月，说明太阳辐射的年内变化可以影响到40 cm甚至80 cm 的土壤温度，160 cm 峰值出现在9 月。40 cm 以上深度谷值均出现在1 月，80 cm 和160 cm谷值出现在2 月，5 cm 谷值为-8.75 ℃，随着深度增加，位相后移，谷值逐渐增加，160 cm 谷值为-1.84 ℃。

图1 不同深度土壤温度的小时（a）、月（b）和日（c）变化Fig.1 Hourly（a），monthly（b）and daily（c）variation of soil temperature at depth of 5 cm，10 cm，20 cm，40 cm，80 cm and 160 cm

从全年逐日土壤温度［图1（c）］曲线可见，各层次土壤温度均呈近似正弦式的周期性变化，土壤温度从3月下旬开始上升，7月或8月达到峰值，9月逐渐下降，直至12 月或1 月达到谷值，这与太阳辐射的年内变化特征一致，表明升温过程慢于降温过程，即消融要慢于冻结过程，反映出高原地区比较漫长的低温期。浅层地表受天气影响较大，无论升温或降温都比深层迅速，浅层土壤温度的波动较大，土壤温度的季节性变化随着深度增加而减少，反映出太阳辐射向下传输量越来越少。

土壤冻结（融化）释放（吸收）的相变潜热会引起地表能量的变化，而土壤冻结和融化的时间差异会影响相变过程。为此，以土壤温度持续大于0 ℃开始的时间作为土壤解冻的时间，土壤温度出现持续小于0 ℃的时间作为土壤封冻的时间，统计了不同层次土壤解冻和封冻日期（表2）。春季，随着气温升高，高原土壤开始解冻，5 cm 和10 cm 解冻日期分别为4月19日和4月20日，20 cm 解冻日期为4月26日，40 cm 深度以下解冻日期为5月或6月。即随着土壤深度的增加，解冻日期推迟，下层土壤解冻有一定的滞后，这可能与春夏季造成冻土融化的热量从地表向深层输送有关。从4 月到9 月中旬，不同层次土壤温度均呈上升趋势，随着土壤深度的增加，土壤温度越来越低，浅层土壤温度高于深层。秋季土壤开始进入封冻时期，5 cm 的封冻日期为10月29日，10 cm、20 cm 和40 cm 封冻日期均在11月，80 cm 和160 cm 封冻 日期 分别 在12 月8 日和1 月1日。随着土壤深度的增加，封冻日期也推迟。表层土壤温度降低速率明显快于深层土壤，进入冬季以后，浅层土壤温度低于深层，土壤热量开始从深层向地表传输。5 cm 封冻时间最长，160 cm 封冻时间最短，随着土壤深度增加，封冻期基本呈逐渐缩短的特征。这一结论与藏北高原和青藏公路沿线土壤温度的研究结果［8，20］基本一致，土壤温度在10 月下旬冻结，4 月中旬土壤从上层开始消融，到5 月上旬40 cm 深处的土壤开始消融，160 cm 消融时间比那曲（5月中旬）偏晚，但总体土壤冻结时间长达6个月左右。

表2 不同层次土壤解冻和封冻日期Table 2 Freezing and thawing date at depth of 5 cm，10 cm，20 cm，40 cm，80 cm and 160 cm

2.2 土壤湿度的时间变化特征

不同层次土壤湿度日内变化［图2（a）］呈较为一致的变化规律，土壤湿度的逐时变化较小，5 cm土壤湿度从11：00 以后明显开始上升，至19：00 达到峰值之后，开始缓慢下降，在10：00 达到谷值，10 cm 层土壤湿度日内变化特征与5 cm 层比较相似，但其峰值变化幅度明显小于5 cm 层，增加较5 cm 缓慢。不同层次土壤湿度峰值、谷值出现的时间基本一致，20 cm 以下深度土壤湿度没有显著的日内变化特征，尤其160 cm 土壤湿度基本接近直线。这与赵逸舟等［17］指出的高原中部和东部土壤湿度振幅随着深度的增加而衰减，表层土壤湿度呈正弦曲线而深层没有变化的分布特征接近一致。

图2 不同深度土壤湿度的小时（a）、月（b）和日（c）变化Fig.2 Hourly（a），monthly（b）and daily（c）variation of soil moisture at depth of 5 cm，10 cm，20 cm，40 cm，80 cm and 160 cm

土壤湿度的月变化曲线［图2（b）］表明，5 cm 和10 cm 层土壤湿度呈单峰型结构，峰值出现在8 月，谷值出现在12 月。土壤湿度的变化趋势与土壤温度的变化基本相似，春季气温升高，高原积雪和冻土融化，4 月土壤湿度开始增加，随着雨季来临，土壤湿度呈急剧增加趋势，8 月达到峰值，9 月高原雨季结束后，土壤湿度逐渐减小。20 cm 以下深度土壤湿度峰值出现在9 月，谷值基本出现在2 月（除了20 cm出现在1月）。

在全年逐日土壤湿度［图2（c）］曲线可见，各层次土壤湿度变化趋势接近一致（160 cm 除外），3 月下旬开始冻土逐渐消融，土壤湿度增加，尤其从5月开始受季风降水影响，表层土壤湿度继续增加，7 月达到峰值，8月以后土壤湿度逐渐减小，10月开始冻结，土壤湿度减小，1 月达到谷值，一直持续到3 月，完成一年的循环周期。土壤湿度上升过程较下降缓慢。从不同层次分布来看，与土壤温度变化不一致的是，40 cm 和80 cm 土壤湿度值要高于20 cm 土壤湿度，160 cm 湿度最低，且变化幅度和波动不明显。夏季土壤湿度最高，春秋季次之，冬季土壤湿度最低。

2.3 土壤温湿度的垂直分布特征

土壤温湿度在一年中的变化趋势不尽一致（图3），土壤进入封冻以后，土壤温湿度保持在相对稳定的范围内，并且变化趋势比较相似。从4 月中旬到9 月下旬，土壤温湿度在总体逐渐增加的变化趋势下，两者增减幅度不同，土壤湿度增加比较缓慢，有些时段土壤温度升高时，对应土壤湿度降低。其中在春季和秋季转换时期，土壤温湿度的变化和偏差最为明显，秋季向冬季转换时，土壤温湿度迅速降低，进入封冻状态，从冬季向春季转换时，土壤温湿度逐渐增加，进入解冻状态。5 cm［图3（a）］和20 cm［图3（b）］的土壤温湿度变化表明，5 cm 土壤温度上升和下降趋势较20 cm 显著，5 cm 土壤湿度在春季、尤其是雨季后增加比较迅速，20 cm 土壤湿度增加比较缓慢，且全年逐日变化幅度较5 cm 要小。不同层次土壤温湿度的相关系数表明，无论是浅层或深层，土壤温湿度均呈显著正相关，各层次的相关系数分别为：0.854（5 cm），0.884（10 cm），0.924（20 cm），0.934（40 cm），0.931（80 cm）和0.899（160 cm），相关系数均通过了显著性水平检验（P＜0.001），说明土壤由浅至深，土壤温湿度变化趋势更加一致。但是，80 cm 和160 cm 土壤温湿度的相关系数有所减小。这可能是由于到了土壤深层，土壤温湿度趋于比较稳定，土壤湿度受土壤温度的影响相对较小。

图3 5 cm（a）和20 cm（b）土壤温湿度的全年变化Fig.3 Daily variation of soil moisture and soil temperature at depth of 5 cm（a）and 20 cm（b）in a whole year

由土壤水热时空剖面分布（图4）可见，11 月至次年3 月土壤自地表往下开始冻结，其中浅层冻结的速率较快，深层冻结滞后于浅层，至1月土壤自上而下整层基本处于冻土阶段，土壤浅层的温度梯度明显大于深层，深层土壤温度变化接近一致。在4—5 月间土壤温度梯度接近于零，这可能是在融化过程中土壤将浅层吸收的热量绝大部分用于水的相变造成的，土壤融化期内温度波会在地层内传播［52］。自5 月之后，各层土壤温度最大值出现的时间随深度增加而滞后，与李林等［53］对青海土壤温度的研究结果一致。这种变化规律由上下土壤层内的热量交换过程决定。土壤湿度高值基本集中在高原雨季的6—9月，因为降水增多有利于土壤湿度增加，冬半年湿度较小。冬季土壤表面热量损失多，深层土壤中的热量逐渐向地表输送，地温随着深度增加而增加，而夏季正好相反。20 cm 以上土壤湿度表现为土壤湿度高值区，40～80 cm 在8—10月土壤湿度存在一个较高含水层，体现出5～10 cm土壤湿度最大，20 cm 开始湿度逐渐减小，40～80 cm 湿度较大，160 cm 湿度最小的垂直结构，160 cm 层即使在雨季也没有多少土壤含水量。与高原整体土壤湿度浅层到中间层增加，随着深度增加而急剧减小的变化［13］存在差异，说明了高原地区土壤湿度的区域性特征。

图4 土壤温湿度分布时空剖面图（实线和虚线为土壤温度（℃），阴影区为土壤体积含水量高于0.12 m3·m-3的区域）Fig.4 Spatio-temporal profiles of daily soil temperature and moisture（The solid line and dashed line refers to soil temperature，and shadowed area refers to regions where soil moisture larger than 0.12 m3·m-3）

2.4 GLDAS数据反映的土壤温湿度特征

为验证安多观测点土壤温湿度观测数据的可靠性及区域代表性，下面主要对比分析0～10 cm GLDAS-NOAH 资料与土壤温湿度观测数据的差异。NOAH 资料的月和全年逐日土壤温度变化特征（图略）表明，除不同土壤层次峰值和谷值在量值上存在一定差异外，两套资料揭示的土壤温度月变化特征和量值比较接近，即浅层和深层土壤温度均呈单峰型结构，从浅到深土壤温度峰值均出现在7—9 月，谷值出现在12 月至次年3 月，且谷值随深度逐渐增加。全年逐日土壤温度也与安多观测点观测数据类似，呈现正弦式的周期变化。即土壤温度从4 月初开始上升，在6 月达到峰值，10 月逐渐下降。随着深度增加，土壤温度下降位相逐渐后移，但也在12 月或1 月达到谷值。全年逐日变化体现出升温过程慢于降温过程的特征，而NOAH 资料揭示的升温和降温时间均滞后于安多观测数据。

NOAH 资料的月和全年土壤湿度变化特征（图略）表明，该资料对安多观测点土壤湿度的逐月模拟能力在量值上有一定的低估，但能够较好地刻画表层土壤湿度的逐月变化。NOAH 资料和观测数据的土壤湿度均在7—9 月达到全年最大值。与观测资料相反，NOAH 资料将安多观测点春季土壤湿度的相对大值模拟成了相对小值区。NOAH 资料对安多观测点逐日土壤湿度尤其是表层土壤湿度的模拟能力较强，基本能够再现表层春、冬季节土壤冻融和夏季多雨两个阶段的土壤湿度变化特征，而在量值上对安多观测点各层土壤湿度有一定的低估，尤其是对表层土壤湿度更加显著，偏差可达到0.01～0.05 m3·m-3。

从土壤温湿度的空间分布（图5）来看，土壤温度［图5（a）］呈从东南向西北递减的空间分布特征。安多观测点位于高原中部，日平均值处于5～10 ℃的区域内，安多观测点的表层土壤温度能够很好地代表高原中部的温度状况。为了进一步验证安多观测点的代表性，计算了区域内逐格点上的表层土壤温度方差，以期反映土壤温度的年内变化幅度。可以看出，安多观测点虽然处于土壤温度由西北向东南逐渐上升的过渡区域，但其变化幅度与周围环境的变化幅度比较接近，日均值和方差分布特征均表明，安多观测点能够很好地代表高原中部表层土壤温度的空间分布特征。类似地，土壤湿度［图5（b）］也具有从东南向西北递减的分布特征，安多观测点日平均值处于0.15～0.20 m3·m-3的土壤湿度带上，并且那曲中部位于年内变化较为剧烈的区域，表层土壤湿度和方差分布均能较好地反映高原中部区域的土壤湿度分布特征。

图5 表层（0～10 cm）日平均土壤温度（a）和土壤湿度（b）的空间分布（红线区域为那曲市）Fig.5 Distribution of averaged daily soil temperature（a）and moisture（b）at the depth of 0～10 cm（The area with red line refers to Nagqu Prefecture）

3 土壤湿度与气象要素的关系

为了分析土壤季节性消融过程中地表能量的变化，计算了2014年安多观测点感热通量和潜热通量的逐日变化（图6）。可以看出，随着干季向湿季的转换，由于太阳辐射的增加，非绝热加热总体呈增加的趋势，尤其是在春季增加特别显著，反映了气温增加与地表蒸发过程的加强。6 月以后，随着雨季到来，降水量增加，地表土壤湿度增大，潜热通量呈逐渐增加的趋势，而且略大于感热通量。10 月以后，土壤水分减少，潜热减小幅度明显大于感热，体现了高原土壤消融期土壤水分对感热、潜热变化的重要作用。

图6 感热通量、潜热通量、降水量和5 cm土壤湿度的全年变化Fig.6 Daily variation of sensible heat，latent heat，precipitation and soil moisture at depth of 5 cm in a whole year

为了在统一标准下进行分析，将各气象要素（除降水外）进行标准化处理，可以发现（图7），安多站点的降水主要集中在5—9 月。从其他气象要素的变化来看，在季风爆发前期（5 月上旬至6 月中旬），各要素变化幅度为全年最大，特别是在5 月25—28 日和6 月12—15 日两次降水过程前期的1～5 天内，变化非常明显，即随着日照时数的增加，气温和地温明显升高，表层土壤蒸发增强导致土壤湿度显著减小，气温的上升也使相对湿度明显减小，加之地温的增加幅度明显大于空气温度，导致温度垂直梯度增大，大气不稳定度增加。在局地蒸发增强、温度扰动加强情况下有利于引起第二类热成风螺旋度的上升，这样在湿热旋转效应下带来明显的降水过程。在季风爆发前期，高原腹地这种气象要素变化特征是否具有普遍性，以及这种变化特征对于亚洲季风爆发是否具有指示作用还有待于深入分析。

图7 标准化的5 cm土壤湿度、气温、地表温度、日照时数、风速、相对湿度和降水量的全年变化Fig.7 Daily variation of standardized soil moisture at depth of 5 cm，air temperature，land surface temperature，sunshine duration，wind speed，relative humidity and precipitation

土壤湿度和气象要素的滑动相关（图8）表明，安多站点1 月至4 月初，土壤湿度与平均、最高、最低气温［图8（a）］呈比较显著的正相关，通过了显著性水平检验（P＜0.10），与地表温度、相对湿度、降水（雪）、风速、日照时数［图8（b）］相关不显著。此时间段内气温的升高能够引起高原融冻过程的加剧，冰雪和冻土融化能够造成土壤湿度的增加。土壤季节性消融之后，4—5 月土壤含水量逐渐增加，随着气温和地表温度的升高，土壤水分通过蒸发作用将水汽输送到大气中，表现为土壤湿度与平均、最高气温呈负相关，与相对湿度呈正相关。土壤湿度与最低气温、地表温度、风速、日照时数、降水量的相关不显著。而在6—9月，随着雨季到来和降水量增加，土壤湿度与降水量、相对湿度呈正相关，而与气温、地表温度、风速和日照时数的相关性不显著。随着雨季结束，高原进入秋、冬季节，土壤湿度与气温、地表温度为较好的正相关，表现为一个正反馈过程。总体来看，一年中不同时段里，土壤湿度与气温等气象要素存在不同程度的正负相关，在冬半年较干的季节，土壤湿度与平均、最高、最低气温为正相关，在夏半年较湿润的季节，土壤湿度与降水量、相对湿度为正相关，而与地表温度、风速、日照时数的相关不显著。

图8 5 cm深度土壤湿度与平均、最低、最高气温、地表温度（a），降水量、相对湿度、风速和日照时数（b）的滑动相关（滑动长度为30天）Fig.8 Moving-correlation between soil moisture at depth of 5 cm and air temperatures，land surface temperature（a），precipitation，relative humidity，wind speed and sunshine duration（b）（30-day moving length）

为进一步了解土壤湿度与降水量的关系，参考王澄海等［20］的分析方法，选取高原湿季前，土壤湿度变化较大的4月、5月土壤湿度和降水量数据计算了超前滞后相关（图9）。结果发现，土壤湿度在超前降水19～27天时有较显著的负相关，通过了显著性水平检验（P＜0.1），其中，最大相关系数出现在超前25 天（-0.28，P＜0.05），即土壤湿度在一定程度上可以作为降水发生的超前信号。在土壤湿度滞后于降水0～10 天内具有非常显著的正相关，通过了P＜0.01的显著性水平检验，体现出了降水后对土壤湿度增加的影响。

图9 5 cm深度土壤湿度和降水量的时滞相关Fig.9 Time-lagged correlation between soil moisture at depth of 5 cm and precipitation

4 结论

根据安多观测点的土壤温湿度观测数据以及同期安多气象站的气象资料，分析了青藏高原中部土壤的水热分布特征，揭示了土壤湿度与气温、日照时数等气象要素的相关性。主要结论如下：

（1）土壤温度总体上呈单峰结构，浅层为正弦曲线，随着土壤深度的增加，曲线逐渐接近直线。土壤温度升温迅速而降温过程缓慢，解冻和封冻日期随深度推迟，封冻期呈逐渐缩短的特征。不同层次土壤湿度日内变化较小。月变化呈单峰型结构，峰值和谷值基本出现在8 月和12 月，土壤湿度上升速率较下降速率缓慢。区域尺度上利用GLDASNOAH资料分析显示出类似的变化特征。

（2）土壤温湿度在一年中的变化不一致，但土壤温湿度呈显著正相关。土壤浅层的温度梯度明显大于深层；土壤湿度的垂直结构表明，浅层湿度最大，中间层次较大，深层土壤湿度最小。随着干季向湿季的转换，由于太阳辐射的增加，非绝热加热总体呈增加的趋势。土壤湿度与气象要素的关系随着季节存在着一定的差异，但总体上土壤湿度与平均、最高、最低气温、降水量和相对湿度呈正相关，与风速、日照时数相关不显著。表层土壤湿度超前降水15天内呈显著正相关，表明土壤湿度在一定程度上可作为降水预测的超前信号。

本文初步展示了安多站点的水热变化特征。但是，不同站点存在着极大的时空分布差异，并且高原草地土壤冻融特征及影响机理、浅层土壤温度及水分发生变异、植被盖度、海拔和坡向等均影响着土壤温湿度的分布特征，有待于今后结合更多实况观测资料进一步分析。

致谢：文中安多站点的土壤温湿度数据和气象观测资料分别来源于中国科学院那曲高寒气候环境观测研究站安多观测点和西藏自治区气象信息网络中心。胡泽勇研究员和谷良雷副研究员对土壤温湿度的资料处理及分析提出了许多宝贵的建议，在此表示感谢。