江河源区典型多年冻土和季节冻土区水热过程对植被盖度的响应

基于青藏高原江河源区典型多年冻土和季节冻土区建立的不同植被盖度下7个地温和水分观测场, 对多年冻土活动层和季节冻土土壤温度和水分对植被盖度的响应分为4个阶段进行分析和对比研究. 结果表明: 随着植被盖度的降低, 多年冻土活动层冻结深度积分减少, 而季节冻土冻结深度积分增加; 多年冻土冻结期负值等温线和未冻结期正值等温线的最大侵入深度和持续时间随着植被盖度降低明显增加; 多年冻土活动层20~60 cm的土壤含水量随着植被盖度降低而减少, 而60~80 cm的土壤含水量反而增加, 季节冻土土壤剖面0~120 cm的水分含量随着植被盖度的降低而减少. 植被盖度的变化改变了冻土水热过程, 且多年冻土和季节冻土对植被盖度的响应不一致.     

黄河源区多年冻土活动层和季节冻土冻融过程时空特征

基于黄河源区2010~2012年4个监测场地的土壤温度和水分资料,分析了多年冻土活动层和季节冻土冻融过程时空差异.结果表明,4个场地地温和冻土厚度不同,活动层底板或最大季节冻结深度年平均温度(TTOP)分别为:查拉坪场地(CLP)?1.9℃,扎陵湖场地(ZLH)?0.9℃,麻多乡场地(MDX)–0.4℃,鄂陵湖场地(ELH)1.1℃.冻融过程差异与冻土温度和TTOP相关,随着TTOP升高,融化开始时间提前,CLP在6月初,ZLH在5月中下旬,MDX在5月初,ELH在4月上旬;冻结开始时间滞后,CLP为10月初,ZLH为10月上中旬,MDX为10月中旬,ELH为10月中下旬;活动层整体冻结期随之减小,CLP为202 d,ZLH为130 d,MDX为100 d,ELH整体融化期为89 d.CLP和ZLH冻结融化过程均于年内完成,冻结过程表现为由上向下和由下向上双向进行.MDX冻结过程持续至次年1月末,但在冻结期末冻结速率很小,由下向上冻结因极微弱而呈单向进行.ELH冻结持续至次年5月初,出现季节冻结和季节融化过程并存格局;冻结过程单向进行,但融化呈现微弱的双向过程;6月下旬至7月初双向融化比较稳定.各场地随着TTOP升高,由下向上冻结速率相对由上向下的减慢,由下向上的冻结深度减小,融化过程相对冻结过程持续时间比值减小.总之,黄河源区活动层季节冻融过程与青藏高原其他地区有比较显著的差异.     

青藏高原表层土壤的日冻融循环

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.     

季节冻结和融化层中未冻水的单向积聚效应

在多年冻土区和深季节冻土区的细粒土地段,铁路、公路、水工、房建等工程冻害防治的关键问题之一是揭示已冻土,正冻土和正融土中水分迁移的规律性。以往的工作多致力于研究正在冻结土内尚未冻结部份中的水分向冻结锋面迁移的现象。近年来的研究进一步发现,在已经冻结的土中以及在正冻和正融土的冻结部份中的水分迁移十分重要,不容忽视。我们     

青藏高原大尺度冻土水文监测研究

１９９７￣１９９８年中日双文合作首次在青藏高原大尺度范围内进行了冻土水文连续监测工作，获得了大量高精度实测数据，对实测的土壤温、湿资料进行了分析了高原冻土活动层内的冻融过程，估计了不同深度最大冻结和融化深度及年冻结日数给出了在宏观尺度上土壤水热状况的时间和空间分布特点及地形对土壤水热条件的影响作用。     

祁连山区黑河上游高山多年冻土区活动层季节冻融过程及其影响因素

祁连山区黑河上游多年冻土和活动层土壤水热过程基础观测数据薄弱,制约了黑河流域多年冻土区不同景观下垫面的水文功能研究以及多年冻土和活动层变化的水文效应研究.根据2013~2014年在黑河上游高山多年冻土区东支峨博岭北坡和西支冲积平原的活动层土壤温度、含水量观测资料,系统分析了活动层季节冻融过程、土壤水热动态及其影响因素.结果表明,高山多年冻土区气候条件以及地形地貌、植被、岩性和含水量等局地因素明显影响活动层季节冻融过程及其土壤水热动态,此外还受到积雪、水体和冬季逆温等因素的影响.峨博岭北坡地表温度年较差、活动层底板温度和年平均地温均明显低于黑河西支冲积平原同等海拔处.峨博岭北坡融化始日早、达到最大融化深度的日期晚、融化过程历时长、融化速率小;冻结(自地表向下)始日晚、冻结过程历时长、冻结速率小,完全冻结阶段历时长;在融化上升阶段和冻结下降阶段,活动层含水量变化速率明显较大.本文结果可为黑河流域多年冻土区不同景观下垫面的水文功能研究以及多年冻土和活动层变化的水文效应的辨识、模拟和预测提供基础资料和验证.     

青藏高原东北部土壤冻融过程的数值模拟

利用青海省苏里站2009 年2 月1 日~12 月31 日的气象观测资料作为模式强迫场, 使用陆面过程模式CLM3.0(Community Land Model), 对青藏高原东北部季节性冻土区域进行模拟.结果表明, 模式能够较好地模拟出各层土壤的冻融变化趋势, 但在融化阶段, 模拟的土壤温度高于观测, 融化结束时间早于观测; 冻结阶段, 模拟的土壤温度略低于观测, 深层土壤冻结时间早于观测; 整体看来, 模式对冻结过程的模拟好于对融化过程的模拟, 对靠近表层的土壤模拟好于深层. CLM3.0 模式中认为冻土在土壤温度高于0℃时发生融化, 本文根据热力学平衡方程得到土壤发生冻融的临界温度, 进而对冻土的融化条件进行调整, 融化条件的调整减缓了冻土的融化速率, 使得土壤温度模拟降低, 同时, 调整后的模式模拟结果反映了冻土融化过程中伴随有冻结过程的发生, 与真实的冻土融化过程更为接近. 此外, 通过敏感性试验发现, 融化过程和冻结过程中土壤水的冻结速率是不同的, 表明模式中用于计算土壤发生相变后温度的方案还有待进一步改进.     

青藏公路沿线多年冻土区活动层动态变化及区域差异特征

利用青藏高原多年冻土区10个活动层观测场建立以来到2010年的监测资料,构建了青藏公路沿线多年冻土区活动层平均厚度的估算模型,分析了多年冻土区活动层近期的动态变化及区域差异特征.结果表明,研究区活动层厚度30年来以1.33cm/a的速率增大,多年冻土上限温度、50cm土壤温度及5cm土壤积温均呈现出升高的趋势.土壤热通量以0.1Wm-2/a的速率增大,为高原多年冻土区活动层厚度增大和温度升高提供了依据.活动层开始融化日期提前,开始冻结日期推后,融化日数增加,速率达1.18d/a.活动层动态变化特征与多年冻土类型、海拔高度、下垫面类型和土壤组分密切相关.低温多年冻土区较高温多年冻土区变化明显、高海拔地区较低海拔地区变化明显、高寒草甸地区较高寒草原地区变化明显,细粒土较粗颗粒土变化明显.     

温度梯度诱导薄膜水迁移的冻胀机理

土体冻结后,由于土颗粒表面能的作用,土中始终存在部分未冻结的薄膜水,在温度梯度诱导下,薄膜水会从温度高处向温度低处迁移,并在土中分凝成冰,引起冻胀.这早已成为冻土学界的共识,关键在于如何定量.分凝冻胀量可按下式计算:式中Hv为冻胀量,q为水分迁移通量(迁移量),K为导湿系数(迁移系数),d(?)/dx为土水势梯度(迁移驱动力)因此,温度梯度诱导薄膜水迁移的冻胀机理可归纳为水分迁移驱动力、迁移系数和迁移量的研究.问题在于K和d(?)/dx是土质、温度或温度梯度的函数.目前尚无测定冻土导湿系数和冻土中未冻水势能的被普遍接受的方法、为解决此问题,我们提出下列方法:未冻状态下,土体的导湿系数和土水势均可通过试验实测,且具有下列关系:     

青藏高原夏季地面辐射场的若干特征值

1979年5—8月青藏高原气象科学实验期间,在高原上设置了六个地面辐射观测站进行地面辐射平衡各分量的观测。各测站的观测结果及青藏高原夏季太阳辐射分布特征见文献[1]。本文仅只对在六个观测点上所观测到的青藏高原地面辐射场中若干新事实和特征值作一简单报道,以引起科学界的注意。     

青藏高原多年冻土变化与工程稳定性

气候变化和工程活动引起多年冻土温度升高、活动层厚度增大、地下冰融化, 导致路基工程稳定性变化. 本研究在综述青藏高原多年冻土变化和冻土工程研究重要进展的基础上, 利用青藏公路和青藏铁路沿线冻土与工程监测数据, 给出了青藏高原多年冻土温度和活动层厚度变化及其与气候变化的关系、多年冻土对工程活动的响应过程, 青藏铁路工程稳定性动态变化以及块石结构路基降温机制和过程. 最后, 提出了在气候变化下冻土工程将来亟待解决的关键科学问题.     

青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间大气的质量交换

利用卫明莹1987年提出的直接诊断分析方法,使用1978～1996年逐日的NCEP资料,讨论了青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间大气质量交换,同时还利用1988-07～1993-12逐月的SAGE资料,计算了100hPa上的气溶胶和臭氧的年际变化情况.结果表明:（1）青藏高原及其邻近地区夏季以对流层大气穿过对流层顶进入平流层的输送为主,这种输送的范围和强度在盛夏7～8月份最强,出现了两个极大值中心,分别位于孟加拉湾北部和青藏高原东南侧,高原上空也为一大值区,只是比前两者小一些;冬季则以平流层大气下沉进入到对流层的输送为主,此向下的运输在1月份强度最强.（2）就青藏高原及其邻近地区上空平流层-对流层之间19年平均夏季总的质量交换来看,青藏高原及其邻近区域上空穿越对流层顶有净的对流层大气质量输送到平流层,其大小约为14.84×10~(18)kg.由此推出夏季青藏高原与青藏高原东南侧及孟加拉湾北部连成一片的区域是其周围低层大气向对流层高层及平流层低层输送的一个重要的物质通道.（3）青藏高原及其邻近地区穿越对流层顶的质量有可能将该地区中、低层气溶胶粒子携带到对流层顶附近,致使该地区对流层顶附近气溶胶浓度增大,而使臭氧浓度减小.     

长江中下游致洪暴雨的多尺度条件

通过对长江中下游1991，1996和1998年3次洪水暴雨的大尺度、天气尺度、中－α尺度系统的分析，概括出长江流域出现致洪暴雨的环流条件是太平洋副热带高压、南海季风涌、中高纬度冷空气和青藏高原中尽度对流系统的最佳组配（或锁定），当这4个系统同时处于活跃阶段时，容易形成大范围、长时间的暴雨，并引发严重洪涝灾害。     

青藏高原那曲地区夏季对流云结构及雨滴谱分布日变化特征

青藏高原对于我国大气水循环、生态环境、灾害天气产生及气候变化等均具有重要作用和影响.为进一步揭示青藏高原气象和大气物理过程,我国启动了第三次青藏高原科学试验-边界层与对流层观测(2014~2017年)重大研究项目,其中云降水物理观测试验采用了包括C波段连续波雷达、Ka波段毫米波云雷达、地面雨滴谱仪、激光云高仪等目前先进的观测仪器.本文利用2014年7月1日~8月31日期间在西藏那曲的观测数据,结合FY-2E卫星的TBB资料,分析研究了青藏高原夏季(7~8月)对流云及其降水过程和雨滴谱分布特征.研究结果表明,观测试验期间青藏高原对流活动主要集中在高原东南部和中部地区,其降水过程存在准两周的周期性;由于高原的加热效应,对流云和降水过程有着显著的日变化特征,对流活动在11:00(当地时间)由局地热对流发展,经合并增长在17:00~18:00达到最强,入夜后降水过程开始偏平流性并持续至6:00,之后逐渐消散,上午对流活动较少.高原对流云平均云顶高度为11.5 km左右(海拔高度),最大云顶高可超过19 km;平均云底高度6.88 km.降水过程主要表现为短时阵性降水,持续时间基本小于1 h,平均降水强度在1.2 mm/h左右.另外,研究发现高原雨滴谱分布相对于同纬度和季节的平原地区较宽,导致高原对流易产生降水.Γ分布相对于M-P分布更适用于对高原上的雨滴谱分布进行拟合.     

古乡冰期和白玉冰期的宇宙成因核素10Be定年

古乡冰期和白玉冰期是青藏高原迄今划分的第四纪冰期中，具有代表性的2个冰期，他们被广泛看作是高原及周边山地晚第四纪冰期划分的蓝本，但这两次冰川作用年代一直处于推测状态．运用宇宙成因核素测年方法对这两次冰川作用遗留的冰川漂砾的暴露年龄进行了定年研究，得到古乡冰期漂砾的暴露年龄为（112．9±16．7）～（136．5±15．8）ka BP，白玉冰期漂砾的暴露年龄为（11．1±1．9）-（18．5±2．2）ka BP．从而确认，2个冰期可分别与深海氧同位素6阶段和2阶段对应．     

临近绿洲的荒漠表层土壤水分"呼吸"现象

本文利用“我国西北干旱区陆 -气相互作用试验”项目在甘肃敦煌取得的野外观测资料 ,分析了临近绿洲的荒漠戈壁大气和土壤湿度特征以及水分的输送特征 .发现由于绿洲效应影响 ,临近绿洲的荒漠戈壁不仅近地层大气多为逆湿 ,而且这种大气逆湿在夜间较强时可以继续向土壤活动层延伸 ,并且可以通过凝结被土壤吸收 .夜间土壤对水分的吸收与白天土壤水分的蒸发共同构成土壤对大气水分的“呼吸”过程 .     

距今40～30ka青藏高原特强夏季风事件及其与岁差周期关系

古里雅冰芯记录、青藏高原和其北侧的高湖面记录、植被变化记录指示４０－３０ｋａＢＰ即欠冰期间冰阶或深海氧同位素３阶段后期，青藏高原异常的温暖湿润，温度高于现代２－４℃，降水有４成至成倍以上的增长，代表着一次特强的夏季风事件，推测其动力一方面为高原夏季低气压强盛，增大了对夏季风的吸引力；国一方面热带洋面的旺盛蒸发，助长了西南季风携丰富水汽吹越青藏高原，特强夏季风形成背景是４０－３０ｋａＢＰ正值２０ｋａ     

西太平洋暖池上空对流对应的前期海温异常

对与热带西太平洋暖池上空的对流活动对应的前期信号分析结果表明，夏季暖池对流强度与前期暖池区域和赤道中东太平洋海温分别呈正、负相关，并与同期的菲律宾以西区域表面温度呈显著的负相关关系，对夏季不同月份暖池对流对应的海温进行了分析，表明6，7月的暖池对流存在暖池区和赤道中东太平洋的前期海温异常信号，尽管整个夏季平均的暖池对流存在前期海温异常信号，但只有初、仲帮（6，7月）的暖池对流存在前期海温异常信号，晚夏（8月）的暖池对流却没有，由此提出暖池、赤道中东太平洋和菲律宾以西之间在前期（前冬和夏季）和同期可能存在不同的相互作用系统。     

青藏高原夏季地表面反射率的分布特征

青藏高原在以往的高原辐射研究中,因条件所限,很少进行实际的反射率测量,仅依据高原上和高原周围少数的日射资料,对反射率值进行估算。1979年5—8月青藏高原气象科学实验期间,在高原上第一次系统地进行了地面辐射平衡各分量的连续观测,获得了若干高原地面辐射场的特征值。同时也首次获得了青藏高原一些主要下垫面上夏季的实际反射率观测资料。分析这些资料表明,青藏高原夏季地表面反射率要比以前估箅的小。本文拟就这些新的观测事实和特征作一分析,以引起学术界的注意。     

喜马拉雅-青藏高原不同子区域隆升对亚洲夏季气候演变影响的数值模拟

鉴于喜马拉雅-青藏高原空间上各重要部分隆升时间上的差异,利用美国国家大气研究中心的通用大气模式就其主要隆升阶段对亚洲夏季气候演变影响进行了敏感性试验研究.研究发现喜马拉雅山和青藏高原北部隆升分别对南亚与东亚北部夏季气候的发展具有重要影响,喜马拉雅山隆升导致南亚夏季风环流的显著增强和区域季风降水的明显增加,而青藏高原北部隆升造成东亚夏季风环流的明显发展和东亚北部降水的显著增加,且随后的阶段性隆升对这些均影响有限.与以往模拟研究相比,试验结果表明对比分析喜马拉雅-青藏高原不同子区域隆升有利于深入理解亚洲夏季风演变历史.