2010, Vol. 53
, 赵林1,2,3 , 丁永建1,3 , 焦克勤1,2,3 , 王银学1,2,3 , 乔永平1,2,3 , 杜二计1,2,3 , 刘广岳1,2,3 , 孙琳婵1,2,3 , 肖瑶1,2,3
2. 冰冻圈国家重点实验室, 兰州 730000;
3. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所, 兰州 730000
, ZHAO Lin1,2,3, DING Yong-Jian1,3, JIAO Ke-Qi1,2,3, WANG Yin-Xue1,2,3, QIAO Yong-Ping1,2,3, DU Er-Ji1,2,3, LIU Guang-Yue1,2,3, SUN Lin-Chan1,2,3, XIAO Yao1,2,3
2. State Key Laboratory of Cryospheric Science, Lanzhou 730000, China;
3. Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China
地面与大气间的能量与物质交换是决定气候状态和大气环流特征的最主要物理过程之一，而定量描述地面的热力过程、土壤中热传导和土壤中的热输送是数值预报和气候模式物理中陆面过程参数化的任务之一[1].对陆气交换影响最大的陆面性质是地表反照率、土壤导热率、土壤湿度和地表粗糙度等，陆面性质在能量与物质守恒过程中起到了主导作用[2].土壤中热量的输送、存贮受土壤热力特性的控制[3, 4].土壤的热力特性一般指土壤导热能力（导热率）λs，容积热容量Cs和导温能力（导温率）κs，它们不仅是下垫面的重要热力参数，而且在研究地表热量平衡中也是不可缺少的参数[5]，是陆面模式中重要的输入量[1, 6].土壤热力特征值也是计算活动层冻结、融化深度及工程地基稳定性所必须的参数[7~9]，多年冻土区活动层相对准确的土壤热参数是全球变化预测的重要组分，是寒区工程设计、建设的先决条件.
青藏高原由于独特的地理环境发育着大面积的多年冻土，多年冻土的存在和变化将影响地气系统能量和水分交换，进而影响区域气候的形成和发展.位于多年冻土之上的活动层夏季被融化、冬季被冻结.多年冻土的变化首先通过活动层中水热状态的变化导致地气间水热交换特征的变化和异常，从而引起大气环流的变化和异常[10]，形成对气候系统的影响.在冻融过程的不同阶段土壤含冰量与未冻水含量之间的比值在不断变化，导热系数有显著差异.因而，活动层被认为是多年冻土与大气之间热量交换过程中的一个可变热阻[11].近年来，全球变化与冰冻圈之间的相互作用受到了越来越多的关注.青藏高原多年冻土的水热状况成为学者们关注的焦点，国内外学者对多年冻土进行了长期研究，并取得了相应成果[12, 13]，Farouki[14]对比了不同学者导热率的计算方案后认为，冻土区Johansen的方案可行.Tarnawaki[15]等指出，实验室条件下破坏了土壤试样的原状性，估算土壤导热率没有反映出原生环境，场地观测结果易受土壤水分测量结果的影响，经验关系局限于指定土壤类型及温度、湿度范围，而统计模型的运用则需详细了解土壤结构.国内这方面工作相对国外起步较晚，且多基于实验室研究，现场工作相对较少，而扰动土和实际土壤间的热参数可能有很大的不同.因而，对高原寒区原状土热特性的研究，成为研究活动层热参数的关键.但由于自然条件的限制，高原地区监测台站相对较少，且分布极不均匀，活动层土壤热力特性的观测研究较少[16, 17]，多年冻土活动层土壤热力参数研究相对薄弱，这些因素不利于准确把握多年冻土活动层的冻融过程.而较为准确的冻土热物理参数是改善陆面过程模式模拟结果的两个关键方面之一[18].因而，活动层土壤的水、热力特性的研究有待于进一步加深.
本研究以长江河源高平原连续多年冻土区为研究区域，利用实测资料计算了活动层浅层土壤热力特征参数，分析了土壤温度及湿度对热力参数的影响，并将含冰量引入了冻土热特征参数的计算方案中.
2 研究区域概况、资料及计算方法本文以青藏高原北部的可可西里（QT01，93°02′E，35°08′N，4740 m）、北麓河（QT02，92°55′E，34°49′N，4656 m）、开心岭（QT05，92°20′E，33°57′N，4652m）、通天河（QT06，92°14′E，33°46′N，4666m）四地为研究区域，该区位于长江河源高平原连续多年冻土区，属高原亚寒带半干旱气候区[19]，平均海拔大于4500m，自然地带属高寒荒漠草原地带[20]，地表由稀疏矮草覆盖，地表下浅层﹝0~10cm﹞为粉沙土.研究区域年平均气温在-5.5~-3.1℃之间，年平均相对湿度为55.2%~53.3%.QT01、QT05两站多年冻土厚度80~100 m，最大季节融化深度0.9~2.2m，QT02、QT06两站多年冻土厚度40~60m，最大季节融化深度1.5~2.8m[21].研究区域的具体位置如图 1所示.
|
图 1 研究站点位置 Fig. 1 Position of study sites |
本文所选用的资料为中国科学院冰冻圈观测研究站QT01、QT02、QT05、QT06等活动层观测场2003年10月份至2004年9月份的土壤热通量及土壤温、湿度梯度观测资料.土壤温度梯度观测资料有14层（2，5，10，20，50，70，90，120，150，180，200，210cm及240cm），3层土壤热通量（5，10cm及20cm），9层（5，30，60，90，120，150，210，230，240cm）土壤水分观测资料.土壤热通量观测采用Campbell公司生产的HFP01SC自标定热通量板，资料精度±3%.土壤温度观测采用Campbell公司生产的105T热电偶温度传感器.土壤湿度观测采用StevensVitel公司生产的Hydra土壤湿度传感器.所有仪器均接入Campbell公司生产的CR23x数据采集器，数据每小时采集一次.
土壤表面在吸收太阳净辐射能之后，以分子传导的形式把热量传入深层，使下层土壤增温[22].相反，由于辐射冷却，当土壤表面温度低于下伏土壤温度时，热量将由深层向地表传输.土壤层中的热量传导过程，可以用如下方程描述，
|
(1) |
其中，Gs为土壤热流量，λs为土壤导热率（热传导率），əTs/əz为活动层内地温梯度.
变形（1）式可得
|
(2) |
假定土壤中无其他的热源或热汇，根据热力学第二定律可得
|
(3) |
方程（3）中，
|
(4) |
对于
|
于是，λs、Cs及κs等土壤热特征参数可由下式确定
|
(5) |
|
(6) |
|
(7) |
这里，G1和G2分别是5cm和10cm深的地热流量；Δz是两层热流板之间的厚度，为5cm；ΔTs/Δt是5cm与10cm之间地温随时间的平均变化率；ΔTs/Δz对应是5cm与10cm之间的温度梯度.
3 结果与讨论 3.1 土壤热通量高原北部QT01、QT02、QT05、QT06四站浅层土壤热通量年变化呈单峰型（图 2），最小值出现于11、12月份，最大值出现于5到7月份，全年有7个月（3~9月）时间为正值，即从地表有热量输入土壤层，另有5个月（10月至来年2月）为负值，即地表不仅没有热量输入土中，相反土壤要向大气释放热量.QT01站5cm处热通量（Gs5）在-8.6~7.7 W·m-2之间变化，变幅达16.3W·m-2，最小值出现于11月份，最大值出现在5月份，年平均值为1.0 W·m-2.对QT02而言，10月份至次年1月份Gs5较小，平均值为-10.0W·m-2，以11月份的Gs5最小，为-13.4 W·m-2，5~8月份Gs5值相对较大，平均值为10.1 W·m-2，年平均值为0.6 W·m-2，Gs5变化幅度23.5 W·m-2.QT05及QT06两站，Gs5的季节变化特点基本上与QT01及QT02两站相似，只不过QT05站Gs5的变幅较QT01及QT02大，接近30.0 W·m-2，年平均值较QT01小，与QT02相当，为0.7 W·m-2.QT06站Gs5变幅18.4W·m-2，年平均值为0W·m-2.除QT06外，其余三站Gs5年平均值均大于0.同时，对上述四站的5cm处的年平均Gs5值与高原其他站的值进行比较，结果如表 1所示.
|
表 1 高原北部不同站点表层土壤热通量年平均值对比（W · m-2) Table 1 Comparisons of soil heat flux at different investigation sites in northern Tibetan Plateau |
|
图 2 不同观测点土壤热通量的变化 Fig. 2 The variations of soil heat fluxes at the depth of 5 cm below the surface at different investigation sites |
表 1中除QT06外，各站土壤热通量的年平均值均大于0 W·m-2，土壤热通量的年平均值大于0表明一年之中有盈余的热量从地表向下层土壤输送，下层土壤吸收热量，而上述站点多位于藏北高原多年冻土区，热量的输入可能导致冻土退化.
3.2 活动层土壤温度变化温度作为土壤一个重要热力指标，其值的大小反映了土壤热量的变化.QT01、QT02、QT05、QT06四站活动层浅层土壤温度的变化特征相似，表现为1月份温度较低，7月份温度较高，1月份至7月份温度升高，从8月份开始，土壤温度下降.
表 2给出了QT01等四站冬、夏季及年平均气温及5cm土壤温度值.四站中QT05的气温及土壤温度变幅较其他三站的大，分别可达22.0、23.2℃，QT01、QT02及QT06三站土壤温度变幅均小于20.0℃，气温变幅小于21.4℃.对比四站气温及5cm土壤温度发现，靠北的QT01、QT02两站的值比靠南的QT05及QT06两站的值低.QT01及QT02两站年平均5cm土壤温度小于0℃，年平均气温小于-4.0℃，而QT05及QT06两站5cm土壤温度则大于0℃，气温大于-4.0℃.
|
|
表 2 不同站点冬、夏季、年活动层表层土壤温度及气温 Table 2 Seasonal and annual mean air temperatures and soil temperatures at the depth of 5 cm at different sites |
由公式（5~7），计算了上述四站活动层表层土壤热力参数.
图 3给出了四站日平均导热率、导温率及容积热容量随时间变化的序列.由图可以看出，四站5~10cm深处土壤导热率有较明显的季节变化，QT01的变化特点表现为冷季（10月份~次年4月份）较大，暖季较小（5~9月份），冷季导热率较暖季导热率大0.082W·m-1·K-1，但该地冬季（12~2月份）的平均导热率小于5~7月份平均导热率.与QT01不同，QT02、QT05、QT06的变化特点表现为，夏秋季大，冬季较小，土壤导热率从3、4月份开始增大，至8、9月份达最大值后，开始减小.夏秋季土壤导热率较大是由于高原北部降水主要集中于5~9月份，此期间的降水几乎占全年降水量的90%以上，土壤湿度相对较大，随着土壤湿度的增大，导热率增大.与水相比，冰的导热率几乎是水的4倍，因而通常情形下，冻土的导热率大，融土的导热率小，但对研究区域四站而言均表现出冬季导热率较小，在邻近QT01的五道梁[16]，及干旱的高原西部改则地区[17]，也出现同样的现象.Inaba[8]的研究发现在-10~0℃温度范围内，土壤有效导热率的测量值强烈地依赖于土壤温度、初始含水量及粒度，对于细粒土壤，随负温降低，导热率减小.Lange和McKim[24]在研究土壤冻结模型时，指出土壤中存在一临界饱和度，在研究细粒冻土导热率时，Wolfe等[25]、Haynes等[26]同样指出这一临界饱和度的存在，当细粒土壤的实际饱和度小于临界饱和度时，随着温度的降低，冻土导热率减小[14].对于研究区域四站、五道梁及改则地区均属于半干旱气候区，冬季降水少，土壤湿度相对较小，且表层为沙土、粉沙土，其持水能力相对较差，这是导致这些地区冬季导热率较小的可能原因.四站中，北部的QT01与QT02两站的空间距离较近，两站的导热率接近，稍靠南的QT05与QT06两站的导热率值与变化规律相仿.由北向南随着纬度的减小，导热率增大.我们知道，土壤导热率是干密度、含水（含冰）量和温度的函数，并与土壤的矿物成分和结构有关.上述四站由于所处的纬度不同，下垫面所获得的能量存在差异，从而导致了土壤温度的不同，这是四站导热率差异的一个原因，同时，各站土壤干密度与土壤湿度的不同是四地导热率差异的另一重要原因.
|
图 3 日平均土壤热参数的变化 (a)导热率STC; (b)容积热容量TCS; (c)导温率STD. Fig. 3 The variations of daily average soil thermal parameters (a) Soil thermal conductivity (STC); (b) Thermal capacity of soil (TCS); (c) Soil thermal diffusivity (STD). |
导温率的变化趋势基本上与导热率相仿，同样，土壤导温率也有由北向南增大的趋势.容积热容量的变化特征与导热率、导温率不同，表现为，冬季大而夏季相对较小.5~8月份随着土壤湿度的增加，容积热容量相应地增大.就年变化而言，容积热容量随土壤含水量的变化没有导热率及导温率那么显著.
表 3给出了QT01、QT02、QT05、QT06四站年平均土壤热力参数.四站的容积热容量介于1.297~2.638×106J·m-3·k-1之间，导热率介于0.723~1.552W·m-1·k-1之间，导温率在0.323~1.197×10-6m2·s-1范围内变化.将本文的计算结果与中国西部干旱区的结果作了比较后发现，高原北部的秋季土壤导热率、容积热容量及导温率较河西戈壁9月份及敦煌戈壁10月份的结果大.与高原北部地区不同的是，敦煌戈壁表层土壤为砾沙层，土壤孔隙度平均值为0.37左右，孔隙度较大，夏末时分浅层土壤湿度小于10%[2]，所处的地域不同、土壤结构及水文条件不同是导致两地土壤热力特性不同的主要原因.与高原西部的改则相比，四站导热率、容积热容量均大于高原西部的改则[17]地区的.导温率除QT05与高原西部的值相当外，QT01、QT02的测值小于改则站，而QT06的值较改则的值大.
|
|
表 3 年平均土壤热力参数 Table 3 Annual average values of soil thermodynamic parameters at different sites |
将QT01、QT02、QT05、QT06的土壤热力特征参数与典型值进行了比较后发现，高原北部QT01、QT02、QT05三站的容积热容量、导温率年平均值与Lettau[27]的含水量15%的砂粘土的经验结果相近（含水量15%的砂粘土的容积热容量2.42×106J·m-3·k-1，导温率0.38×10-6 m2 ·s-1，QT01、QT02、QT05三站浅层土壤为粉砂质粘土，深5cm土壤水分含量（SMC5）年平均值分别为12.3%、18.2%、8.7%）；QT06的容积热容量、导温率与含水量10%的白砂相近.
此外，2006年3月30日利用KD2便携式土壤热特性仪对QT01的土壤热特征参数进行了观测，其中5cm深处土壤导热率是计算值的一半，导温率小于本文的结果，由二者得到的容积热容量与本文结果相近.导热率与导温率较本文结果小的一个重要原因是对应的时间不同，本文的结果是2004年3月份的平均值，而KD2为2006年3月30日几个时次的值.
为了进一步检验本文结果的可靠性，我们选用以下计算方案对本文的计算结果进行了验证.容积热容量参考下式计算[22]
|
(8) |
C1为土壤比热，ρ1为土壤容重，ρ2为单位体积土壤含水量，C2为水的比热.
|
(9) |
依据其给出砂粘土比热及实测得到的本地土壤容重及土壤含水量，计算得到了QT02站的容积热容量，其值为2.046×106J·m-3·K-1，与本文的结果较接近，这表明本文的结果可信.
3.4 温度及含水量对土壤热力参数的影响土壤是由三种物质（固体、气体、液体）组成的介质，热的传递就通过固体微粒、水和空气进行.土壤导热性能的好坏就决定于各种微粒互相接触的形态、性质以及土壤中含水量的多少[22]，土壤热力特征参数是干密度、含水（含冰）量和温度的函数，并与土壤的矿物成分和结构有关.对特定的研究区域，由于土壤容重、矿物组成相对一定，变化较小，因而，含水（含冰）量和温度是土壤热力特征参数的主要影响因子.由于冰与水的热特性有显著的差异，因而，特定土壤在冻结或融化状态下的热力参数是一个随温度和水分含量变化的量，在融化状态下，主要与水分有关，而在冻结状态下，由于土层中总含水量的变化不大，因而温度以及由温度变化引起的未冻水含量变化是导致土壤热力参数变化的主要因素.鉴于此，土壤热物理特性的研究中一般将土壤分为冻土与未冻土加以考虑[3].按照常规，我们将研究土壤温度小于0℃的视为冻土，土壤温度大于0℃则为未冻土.
冻结状态下，土壤热力参数是温度与含水（冰）量的函数，而在土壤冻结过程中，未冻水是温度的函数[28, 29]，因而冻结过程中土壤温度的变化可以间接地用来表示未冻水量的变化，土壤中盐度变化影响其冻结温度，含盐冻土通过冻结温度的降低，使未冻水含量随含盐量的变化而变化[29]，于是以含冰量、土壤温度及土壤含盐量作为土壤热特征参数的影响因子.土壤在冻结后总水量的变化不大，含冰量采用如下方法加以确定：首先，假定活动层土壤一旦冻结土壤水分不发生迁移；其次，假定活动层特定深度土壤在冻结发生日的总含水量与冻结前一天的总水量相同，以此含水量作为初始总水量[30]，冻结过程中特定深度土壤含冰量为初始总水量与未冻水量的差值乘以1.0906.通过对研究区域各个站点日平均资料的多元回归分析得到如下回归方程，
|
(10) |
其中THPf为冻土热特征参数（分别指导热率、导温率及容积热容量），Ts5-10为5~10cm土壤平均温度，SMice代表特定深度土壤含冰量（对于QT01与QT05由于无5cm土壤湿度观测，此二站取10cm，其余两站取5cm），Ssal为5cm或10cm处土壤盐度.表 4给出了土壤冻结条件下，各站的系数及回归误差.表中a、b、c、d为回归系数，R为复相关系数，SD为标准偏差，RE为平均相对误差，STC、STD、TCS的定义与上同，分别为导热率、导温率、容积热容量.对导热率而言，四站得到的回归关系均好，复相关系数均大于0.80，在0.83~0.96之间变化，平均相对误差在7.4%~12.2%之间变化；对导温率而言，QT02的回归关系相对较差，但复相关系数也达0.68，平均相对误差17.8 %.其余三站得到的关系相对较好，复相关系数在0.84~0.88之间变化，相对误差在11.9%~17.2%之间变化；四站容积热容量回归方程的复相关系数均大于0.80，范围在0.81~0.93之间，计算结果相对误差小于16%.总体而言，在土壤冻结条件下，高原北部四站导热率、导温率及容积热容量与土壤温度、含冰量及土壤盐度间的回归关系较好，计算误差较小.相关研究表明，对于观测值而言，计算误差小于25%被认为是合理的，这对实际大多数情况下应用已足够了[14].而本文不同站点冻土热特征参数的计算误差均小于18%，可见，对于高原冻土区，冻结条件下土壤热参数的计算引入含冰量及土壤盐度是合理的.
|
|
表 4 冻结条件下不同站点的回归系数及误差 Table 4 Regression coefficients and errors at different sites under the condition of frozen ground |
图 4给出了不同站导热率导温率及容积热容量的计算值与观测值的比较.由图可以看出，计算值基本上反映出了观测结果的平均变化趋势，除QT01的结果相对较差外，其余各点计算结果与观测值符合的相对较好，可见得到回归方程基本上可以描述冻土热特征参数的变化.
|
图 4 冻结条件下不同站点土壤导热率、导温率及容积热容量的计算值与观测值的对比 Fig. 4 Comparisons between the values observed and calculated at different sites under the condition of frozen ground |
对于未冻土而言，热力参数可表示为含水量与土壤盐度的函数，
|
(11) |
THPu为未冻土热特征参数，a、b为回归系数，SM、Ssal分别为特定深度土壤含水量及土壤盐度.研究区域内，QT02与QT05两站得到的导热率回归关系较好，复相关系数大于0.85，平均相对误差小于9%.其余两站的回归关系较差，计算误差较大；导温率亦然是QT02与QT05两站得到的关系较好，其复相关系数分别为0.80、0.85，相对误差分别为12.2%、13.3%.四站土壤湿度与导温率关系的研究表明，当土壤湿度小于某一临界值时，随着土壤湿度的增大，导温率增大，随后，随着土壤湿度的增大，导温率则减小.分析发现，不同站点这一临界值大小略有不同，对高原北部QT01、QT02、QT05、QT06四站而言，临界值处在22%~23%之间，这与С.
图 5给出了融化状态下各测点土壤热特征参数的计算结果与观测值的对比.由图可以清楚地看出，QT01、QT06的计算误差较大，QT02、QT05的计算结果与观测结果较接近，计算值基本上反映出土壤热特征的平均变化趋势.
|
图 5 融化条件下不同站点土壤导热率、导温率及容积热容量的计算值与观测值的对比 Fig. 5 Comparisons between the values observed and calculated at different sites under the condition of unfrozen ground |
对于月平均土壤热力参数，采用相似的方案，分为冻结与融化状态进行分析，冻结土壤以温度、含冰量、盐度作为热参数的影响因子，在融化状态下只考虑土壤含水量及盐度的影响，通过多元回归得到了与日平均值相似的回归方程，表 6、表 7分别给出了冻结、融化状态下不同测点月平均值的回归系数及计算误差，表中各参数的定义同上.对比表 6与表 4，表 7与表 5发现，月平均值的回归结果明显好于日平均值得到的结果.土壤冻结条件下，导热率、导温率、容积热容量月平值的计算误差小于9%；在融化状态下，导热率、导温率、容积热容量等土壤热参数月平均值计算误差小于11.5%.
|
|
表 5 融化状态下不同站点的回归系数及误差 Table 5 Regression coefficients and errors at different sites under the condition of unfrozen ground |
|
|
表 6 冻结条件下月平均值回归系数及误差 Table 6 Regression coefficients and errors of monthly mean values at different sites under the condition of frozen ground |
|
|
表 7 融化条件下月平均值回归系数及误差 Table 7 Regression coefficients and errors of monthly mean values at different sites under the condition of unfrozen ground |
对容积热容量的计算而言，土壤冻结条件下引入温度、含冰量及土壤盐度作为影响因子，融化条件下以含水量、土壤盐度作为影响因子得到的关系能较好地描述容积热容量的变化，而在干旱的高原西部改则地区没有得到容积热容量与土壤湿度的关系[17].
通过对上述四站冻、融状态下日平均、月平均热特征参数的研究发现，尽管各个站得到的回归方程的计算误差相对较小，回归效果相对较好，但是不同站点回归方程的待定系数不尽相同，有的符号甚至相反，差异较大，研究区域高海拔的特点，多年冻土区复杂性（相隔仅100m的观测场的典型多年冻土热状况相当于气候上几个纬度的变化[33]），冻土热力特性时空变化剧烈[34, 35]，冻土区土壤热参数影响因子的多样性[8, 14, 36]等因素的综合影响，致使回归方程缺乏统一的参数，因而高原多年冻土区活动层热力特征参数的研究还需要更进一步的野外调查及更系统的分析研究工作.
4 结论通过上述讨论分析可得如下结论：
（1）研究区域四站5~10cm深处土壤导热率有较明显的季节变化.QT01春季较大，夏季较小；其余三站导热率夏秋季节大而冬季较小，土壤导热率从3、4月份开始增大，至8、9月份达到最大值后，土壤导热率开始减小；导温率的季节变化特点与导热率相似；容积热容量的变化特征与导热率、导温率不同，表现为，秋冬季大而夏季相对较小.
（2）表层土壤粒度较小、土壤湿度较小是导致四站冬季导热率较小的可能原因.
（3）冻土日平均热力特征参数（导热率、导温率、容积热容量）可描述为相应深度的土壤温度、体积含冰量、土壤盐度的函数，土壤水分含量是融土热特征参数的主要影响因子.对月平均值而言，土壤含水量对土壤热力参数的影响较大，导热率随着土壤含水量的增大而线性增大.
（4）土壤含水量对导温率的影响较复杂，当土壤含水量小于22%~23%这一临界值时，导温率随着土壤含水量的增大而增大，当土壤含水量大于这一临界值时，导温率随着土壤含水量的增大而减小.
| [1] | 叶笃正, 曾庆存, 郭裕福. 当代气候研究. 北京: 气象出版社, 1991 : 353 . YeD Z, Zeng Q C, Guo Y F. Current Research in Climate (in Chinese). Beijing: Meteorological Press, 1991 : 353 . |
| [2] | 张强, 王胜, 卫国安. 西北地区局地戈壁局地陆面参数的研究. 地球物理学报 , 2003, 46(5): 616–623. Zhang Q, Wang S, Wei G A. A study on parameterization of local land-surface physical processes on the Gobi of northern east China. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2003, 46(5): 616-623. |
| [3] | De Vries D A. Thermal properties of soils. In: Van Wijk W R ed. Physics of Plant Environment, North Holland Publishing, Co., North-Holland, Amsterdam, 1963.594 |
| [4] | Krishnaiah S K, Singh D N. Determination of influence of various parameters on thermal properties of soils. Int. Comm. Heat Mass Transfer, 2003, 30(6): 861~870 |
| [5] | 胡隐樵, 奇跃进, 杨选利. 河西戈壁(化音)小气候和热量平衡特征的初步分析. 高原气象 , 1990, 9(2): 113–119. Hu Y Q, Qi Y J, Yang X J. Preliminary analysis about characteristics of microclimate and heat budget in Hexi Gobi (Huayin). Plateau Meteorology (in Chinese) , 1990, 9(2): 113-119. |
| [6] | 张强. 简评陆面过程模式. 气象科学 , 1998, 18(3): 295–304. Zhang Q. Simple review of land surface process model. Scientia Meteorologica Sinica (in Chinese) , 1998, 18(3): 295-304. |
| [7] | Farouki O T. The thermal properties of soil in cold regions. Cold Regions Science and Technology , 1981, 5: 67-75. DOI:10.1016/0165-232X(81)90041-0 |
| [8] | Inaba H. Experimental study on the thermal properties of frozen soils. Cold Regions Science and Technology , 1983, 8: 181-187. DOI:10.1016/0165-232X(83)90008-3 |
| [9] | Tarnawski V R, Wagner B. Modeling the thermal conductivity of frozen soil. Cold Regions Science and Technology , 1993, 22(1): 19-31. DOI:10.1016/0165-232X(93)90043-8 |
| [10] | 王澄海, 董文杰, 韦志刚. 青藏高原季节冻融过程与东亚大气环流关系的研究. 地球物理学报 , 2003, 46(3): 309–316. Wang C H, Dong W J, Wei Z G. Study on relationship between frozen-thaw processes in Qinghai-Xizang Plateau and circulation in east Asia. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2003, 46(3): 309-316. |
| [11] | Lachenbruch A H. Permafrost, the active layer and changing climate. USGS Open-File Report. United States Geological Survey, Washington D C. 1994 |
| [12] | Flohn H. Contribution to a meteorology of the Tibetan highland. Sci paper 130, Colorado State University Ft. Collins , 1968: 1-122. |
| [13] | 叶笃正, 高由喜. 青藏高原气象学. 北京: 科学出版社, 1979 : 89 -101. Ye D Z, Gao Y X. Tibetan Plateau Meteorology (in Chinese). Beijing: Science Press, 1979 : 89 -101. |
| [14] | Farouki O T. Thermal properties of soil. Series on Rock and soil Mechanics. lausthal-Zellerfeld, Germany: Trans Tech Publications, 1986 : 1 -136. |
| [15] | Tarnawski V R, Wagner B. Modeling the thermal conductivity of frozen soil. Cold Regions Science and Technology , 1993, 22(1): 19-31. DOI:10.1016/0165-232X(93)90043-8 |
| [16] | 李韧, 季国良, 李述训, 等. 五道梁地区土壤热状况的讨论. 太阳能学报 , 2005, 26(3): 299–303. Li R, Ji G L, Li S X, et al. Soil heat discussion of Wudaoliang region. AcLa Energia Sinica (in Chinese) , 2005, 26(3): 299-303. |
| [17] | Wang K, Wang P, Liu J. Variation of surface albedo and soil thermal parameters with soil moisture content at a semidesert site on the western Tibetan Plateau. Boundary-Layer Meteorology , 2005, 116: 117-129. DOI:10.1007/s10546-004-7403-z |
| [18] | Dickinson R E. Land-atmosphere interaction. U. S. National Report to International Union of Geodesy and Geophysics 1991~1994.1995. 917~922 |
| [19] | 林振耀, 吴祥定. 青藏高原气候区划. 地理学报 , 1981, 36(1): 22–32. Lin Z Y, Wu X D. Climatic regionalization of the Qinghai-Xizang Plateau. Ata Geographcc Sinica (in Chinese) , 1981, 36(1): 22-32. |
| [20] | 郑度, 张荣祖, 杨勤业. 试认青藏高原的自然地带. 地理学报 , 1979, 34(1): 1–11. Zheng D, Zhang R Z, Yang Q Y. On the natural zonation in the Qinghai-Xizang Plateau. AcLa Geographica Sinica (in Chinese) , 1979, 34(1): 1-11. |
| [21] | 王家澄, 王绍令, 邱国庆. 青藏公路沿线的多年冻土. 地理学报 , 1979, 34(1): 18–34. Wang J C, Wang S L, Qiu G Q. Permafrost along the Qinghti-Xizang highway. AcLa Geographica Sinica (in Chinese) , 1979, 34(1): 18-34. |
| [22] | 翁笃鸣, 陈万隆, 沈觉成等编.小气候和农田小气候.北京:农业出版社, 1981. 30 Weng D M, Chen W L, ShenJ C, ed. Microclimate and Cropland Microclimate. Beijing: Agricultural Press, 1983. 30 |
| [23] | Wang Shaoling, Niu Fujun, Zhao Lin, et al. The thermal stability of roadbed in permafrost regions along Qinghai-Tibet Highway. Cold Regions Science and Technology , 2003, 37: 25-34. DOI:10.1016/S0165-232X(03)00011-9 |
| [24] | Lange G R, McKim H L. Satu ation, phase composision and freezing-point depression in a rigid soil model. Proc. First Int. Permafrost Conf., Purdue , 1993: 187-191. |
| [25] | Wolfe L M, Thieme J Q, Continental O C. Physical and thermal properties of frozen soil and ice. Soc. Petroleum Engineers. Journal , 1964, 4(1): 67-72. DOI:10.2118/675-PA |
| [26] | Haynes D, Carbee D, Vanpelt D. Thermal diffusivity of frozen soil. USACRREL Special Report , 1980: 167. |
| [27] | Stull R B. An introduction to boundary layer meteorology. The Netherland: Kluwer Academic Piblishers, 1988 : 720 . |
| [28] | Anderson D M, Tice A R. Predicting unfrozen water content in frozen soil from surface area measurements. Highway Res , 1972, 373: 12-18. |
| [29] | 徐学祖, 奥利奋特, 泰斯JL, 等. 土水势、未冻水含量和温度. 冰川冻土 , 1985, 7(1): 1–14. Xu X Z, Oliphant J L, Tice A R. Soil-water potential and unfrozen water content and temperature. Journal of Glaciology and Geocryology (in Chinese) , 1985, 7(1): 1-14. |
| [30] | 赵林.青藏高原多年冻土活动层的冻融过程以及季节冻土的变化[博士论文].北京:中国科学院研究生院, 2004 Zhao L. The freezing-thawing processes of active layer and changes of seasonally frozen ground on the Tibetan Plateau[Ph. D. Disser]. Beijing: Graduate University of Chinese Academy of Sciences (GUCAS). 2004 http://www.oalib.com/references/18986061 |
| [31] | 周英, 帅士章. 冬小麦田土壤中热交换研究. 气象 , 1998, 24(3): 54–57. Zhou Y, Shuai S Z. A study on heat exchange in winter wheat ield. Meteorology (in Chinese) , 1998, 24(3): 54-57. |
| [32] | Garrat J R. The Atmospheric Boundary Layer. Cambridge: Cambridge University Press, 1992 : 316 . |
| [33] | 李述训, 程国栋, 郭东信. 气候蚕暖条件下青藏高原多年冻土变化趋势数值模拟. 中国科学D , 1996, 26(4): 342–347. Li S X, Cheng G D, Guo D X. The numerical simulation on the permafrost variation of Tibetan Plateau under the condition of warming climate. Science in China (Series D) (in Chinese) , 1996, 26(4): 342-347. |
| [34] | Hinzman L D, Kane D L, Gieck R E, et al. Hydrologic and thermal properties of the active layer in Alaska Arctic. Cold Region Science and Technology , 1991, 19(2): 95-110. DOI:10.1016/0165-232X(91)90001-W |
| [35] | Putkonen J. Soil thermal poperties and heat transfer processes near Ny Alesund northwestern Spitsbergen Svalbard. Polar Res. , 1998, 17(2): 165-179. DOI:10.1111/por.1998.17.issue-2 |
| [36] | Abu-Hamdeth N H, Khdair A I, Reede R C. A comparison of two methods used to evaluate thermal conductivity for some soils. International Journal of Heat and Mass Transfer , 2001, 44: 1073-1078. DOI:10.1016/S0017-9310(00)00144-7 |