高原气象  2019, Vol. 38 Issue (3): 474-483  DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00142
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姚闯, 吕世华, 王婷, 等. 2019. 黄河源区多、少雪年土壤冻融特征分析[J]. 高原气象, 38(3): 474-483. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00142
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Yao Chuang, Lü Shihua, Wang Ting, et al. 2019. Analysis on Freezing-thawing Characteristics of Soil in High and Low Snowfall Years in Source Region of the Yellow River[J]. Plateau Meteorology, 38(3): 474-483. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00142.
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资助项目

国家自然科学基金项目(41775016,91537214)

通信作者

吕世华(1957-), 男, 甘肃彰县人, 研究员, 主要从事陆面过程与区域气候, 气候变化数值模拟等研究.E-mail:slu@cuit.edu.cn

作者简介

姚闯(1994-), 男, 山西人, 硕士研究生, 主要从事青藏高原陆面过程变化研究.E-mail:yaochuangedu@gmail.com

文章历史

收稿日期: 2018-09-07
定稿日期: 2018-12-03
黄河源区多、少雪年土壤冻融特征分析
姚闯1, 吕世华1,2, 王婷1, 王俊锋1, 马翠丽1,3     
1. 成都信息工程大学大气科学学院, 四川 成都 610225;
2. 中国科学院西北生态环境资源研究院寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室, 甘肃 兰州 730000;
3. 内蒙古包头市气象局, 内蒙古 包头 014030
摘要: 利用2011年10月至2017年12月黄河源区鄂陵湖野外观测数据,对比分析多雪年与少雪年土壤冻结与消融时间、土壤温湿度、地表能量分量的变化特征。结果表明:多雪年地表反照率偏高,净辐射偏低,地表感热输送偏低,土壤由热“源”转为热“汇”的时间晚于少雪年。积雪可减少土壤吸收辐射能量,减少地表感热通量,在土壤完全冻结期与消融期增大地表潜热通量,在完全冻结期,减少土壤向大气的热输送,在消融期,减少大气向土壤的热输送。积雪在冻结期有降温作用,使得多雪年土壤较早发生冻结,且同一时期土壤温度偏低;在完全冻结期有保温作用,使得土壤温度偏高;在消融期有保温(“凉”)作用,使得消融较晚,且同一时期土壤温度偏低。在整个积雪年内,多雪年浅层土壤湿度高于少雪年,积雪对浅层土壤有保湿作用。积雪使土壤开始冻结时间有所提前,开始消融的时间有所滞后,可延长该年土壤完全冻结持续天数。
关键词: 积雪    冻融过程    土壤温度    土壤湿度    地表能量分量    
1 引言

冰冻圈是地球气候系统五大圈层(大气圈、冰冻圈、岩石圈、生物圈、水圈)中仅次于大气圈的第二大圈层, 它是地球表层水以固态形式存在的圈层, 包括冰川(山地冰川、冰盖、冰架等)、海冰、河冰和湖冰、冻土(季节冻土和多年冻土)、积雪、固态降水等(秦大河等, 2014)。冰冻圈因其高反照率、高冷储、巨大相变潜热、强大的冷水大洋驱动以及显著的温室气体源汇作用对全球和区域气候系统产生强烈的反馈作用而受到广泛关注(杨建平等, 2015; 丁永建等, 2013)。

青藏高原的积雪是冰冻圈重要组成部分, 平均4000 m左右的海拔使得积雪作为一种变化显著的陆面过程, 其热力影响可直达对流层中部(王澄海等, 2002)。在全球变暖的背景下, 欧亚大陆的积雪有减少趋势(Liu et al, 2002), 而青藏高原积雪呈现增加趋势(Chen et al, 2000; 刘华强等, 2003; 彭京备等, 2005; Zhang et al, 2004; Liu et al, 2002)。积雪作为一种重要的陆面过程强迫因子, 制约着地气质量能量交换, 增加减少都会对气候产生重要影响, 具有不可忽视的作用。(张娟等, 2018; 王顺久, 2017; 朱玉祥等, 2007)。高原冬春积雪异常会影响亚洲夏季风, 多(少)雪年亚洲夏季风强(弱)(李燕等, 2018)。高原多雪亦会造成我国北方大部分地区气温与土壤温度比常年偏低, 南方地区夏季气温与土壤温度比常年偏高, 少雪年则相反(卢咸池等, 1994; 张东等, 1999)。积雪可通过多个因素影响地表能量平衡。其会增高地表反照率, 且有着高绝热的特性(Liu et al, 2004), 从而引起地表土壤热通量发生变化, 进而影响土壤温度及土壤冻融时间(Gray et al, 2010)。Goodrich et al(1982)研究表明, 积雪厚度的深浅对地面温度有重要的影响。积雪在不稳定期主要起降温作用, 在稳定期主要起保温作用(Zhang et al, 1985)。积雪的保温作用使得积雪较厚地区的土壤温度要高于没有积雪的地区(Warrach et al, 2001)。有积雪覆盖的高寒草甸、高寒沼泽浅层土壤开始冻结及消融的时间都有所延后, 且冻结持续时长有所增多(常娟等, 2012)。积雪消融可以改变土壤湿度, 但融雪水下渗深度和下渗量又与冻土的冻结状况有关(Iwata et al, 2010)。这进一步导致积雪对土壤的温湿变化的影响变得更为复杂。

本文通过分析青藏高原中东部黄河源区鄂陵湖站的土壤冻融过程能量水分输送的实测资料, 揭示多雪与少雪年土壤水热输送的规律, 对比分析积雪对土壤冻融时间、土壤温湿度变化、地表反照率、地表各能量分量的影响, 以期进一步了解积雪对土壤冻融过程的影响。

2 数据来源及处理方法

研究站点位于青海省果洛藏族自治州西北部玛多县鄂陵湖西北侧, 地理坐标34°54′N, 97°33′E, 海拔4274 m, 距鄂陵湖1.7 km, 下垫面为高寒草甸, 土壤粒径较粗, 砾石和岩石碎块含量较高, 测站周围地形开阔。该地区多年平均降水320.7 mm, 主要集中在6-9月, 多年平均气温-3.7 ℃(唐恬等, 2013), 主要分布有季节冻土、岛状多年冻土和大片连续多年冻土(金会军等, 2010), 属于典型的高寒半干旱大陆性气候。

本文使用了国家气候中心提供的玛多气象站1953-2017年的逐日降水和逐日平均气温资料, 据此计算多雪年与少雪年。之后, 对鄂陵湖草地站观测资料进行野点剔除, 并对所有多雪年数据各要素相同时刻的数值求算数平均值, 对所有少雪年的数据采用同样的方法进行处理, 采用处理后的资料对比分析多、少雪年辐射4分量、土壤热通量、土壤湿度等特征。观测资料时段为2011年10月1日至2017年12月31日。文中所使用数据时间间隔均为30 min, 所用观测仪器具体情况见表 1。由于地表土壤热通量无法直接测量, 故用5 cm土壤热通量计算得到(左金清等, 2010; 陈渤黎等, 2013; 边晴云等, 2017), 其中2014年6月28日之前土壤热通量无5 cm观测记录, 用10 cm土壤热通量计算地表热通量。计算公式如下:

表 1 主要观测项目中使用得科学仪器及其架设(埋藏)高度 Table 1 The instruments used in major observation projects and their location
$\begin{aligned} G=& G_{1}+\frac{c_{v}}{\Delta t} \sum\limits_{z=5}^{z=0}[(T-273.16)(z, t+\Delta t)\\ &-(T-273.16)(z, t) ] \Delta z, \end{aligned} $ (1)

式中: G为地表土壤热通量(单位: W·m-2); G1为5 cm土壤热通量(单位: W·m-2); T(z, t)为5 cm土壤温度(单位: ℃); cν为土壤体积热容(单位: J·m3·K-1), 通过cν=cdry+cliqθ得到。其中, cdry为干土体积热容, 取值为0.9×106 J·m3·K-1; cliq为水的体积热容, 取值为4.18×106 J·m3·K-1; θ为5 cm土壤液态水含量(单位: %)。

3 多、少雪年的选取

由于黄河源区年积雪时间较长, 从秋季开始可持续到下年的夏初, 主要集中于冬季与春季(杨建平等, 2015), 定义上年10月1日至当年4月31日为一个积雪年, 积雪年累计降雪距平≥10%(≤10%)为多雪年(少雪年)(章少卿等, 1985)。本文通过在高原较为准确的雨雪判据计算得到降雪量(Wen et al, 2013; 王澄海等, 2015; 边晴云等, 2017)。计算公式如下:

$f = \left\{ {\begin{array}{*{20}{c}} 0&{t > 2.5}\\ {0.6}&{,\quad 2.0 < t \le 2.5}\\ {1 - [0.2(t + 273.16) - 54.632]}&{,\quad 0 < t \le 2.0}\\ 1&{t \le 0} \end{array}} \right. $ (2)
$ps = f \times p, $ (3)

式中: f为降雪系数; t为气温(单位: ℃); ps为降雪量(单位: mm); p为降水量(单位: mm)。由此可计算得到逐日降雪量(图 1), 多雪年(少雪年)为累计降雪量距平大于4.635 mm(小于-4.635 mm)的年份。20世纪60年代初到70年代末为积雪偏少期, 20世纪80年代初到90年代末为积雪偏多期, 21世纪初积雪偏少, 2011年至今, 积雪偏多。由图 1可知, 2011年10月至2012年4月(2012年)、2013年10月至2014年4月(2014年)、2014年10月至2015年4月(2015)为多雪年, 2012年10月至2013年4月(2013年)、2015年10月至2016年4月(2016年)为少雪年。因鄂陵湖观测数据始于2011年, 故选取数据质量较好的2012年与2015年为多雪年, 2013年与2016年为少雪年。下文中分析的多雪年气象要素数据为筛选出的两个多雪年气象要素数据的算数平均值, 少雪年数据亦为此处理方法。

图 1 1953-2017年玛多站年累计降雪量 Fig. 1 Annual snowfall at Maduo Station from 1953 to 2017
4 结果分析 4.1 多、少雪年地表反照率特征

地表反照率是向上短波辐射与向下短波辐射之比, 是影响地表辐射平衡的重要因子之一。影响地表反照率主要因素有地表的颜色、湿度、粗糙度、植被覆盖, 光谱的分布等(Xiao et al, 2010)。积雪对地表特性有显著影响, 进而改变地表反照率。积雪面反照率由于积雪自身的物理结构, 随时间的变化较大。高原冬季有新降雪过程时, 地表反照率显著增高, 由于雪晶随时间的变形以及相互之间的粘结, 使其对太阳辐射的反射能力下降, 导致反照率逐渐减小, 雪晶的变形可造成新雪面反照率在几天之内下降0.3(杨兴国等, 2012)。有研究表明反照率大于0.5时, 地面有积雪覆盖(Madan et al, 2002; 边晴云等, 2016)。从13:00(北京时)反照率的年变化(图 2)可以看出, 多雪年10月中旬、11月上旬、12月下旬、1月中旬以及3月上旬反照率大于0.5, 说明在此期间有降雪发生且有积雪覆盖, 导致入射的短波辐射大部分被反射。多雪年反照率高于0.5的天数多于少雪年, 多30天。多雪年年均正午时刻反照率为0.339, 正午时刻反照率最大值为0.755, 少雪年年均正午时刻反照率为0.249, 最大值为0.481。多雪年较少雪年, 年均正午时刻反照率高0.09, 正午时刻反照率最大值高0.274。

图 2 多、少雪年地表反照率变化过程 Fig. 2 The albedo change process of the high and the less snowfall year
4.2 多、少雪年地表能量收支特征

由多、少雪年能量收支状况的变化(图 3)可知, 多雪年在10月至翌年3月净辐射通量均小于少雪年净辐射通量, 分别少7.47, 11.28, 4.18, 8.52, 11.31和6.98 W·m-2 [图 3(a)]。结合图 2可知, 这是由于多雪年地表积雪覆盖多, 反照率相对较高, 地表吸收的短波辐射减少, 使得净辐射减少。在整个积雪年内, 多、少雪年净辐射变化均呈U型变化趋势。在10-11月, 多、少雪年净辐射通量均急剧减少, 这是由于太阳高度角变小、土壤冻结、积雪逐渐累积等所致。在12月, 多、少雪年净辐射通量为U型变化曲线的低谷部分, 多雪年净辐射最小值为20 W·m-2, 少雪年净辐射最小值为24.19 W·m-2。在翌年3-4月, 随着太阳高度角的增大、积雪的消融与土壤湿度的增大, 多、少雪年净辐射通量急剧增加, 增加速率略小于冻结期的下降速率。

图 3 多、少雪年月平均地表各能量通量变化过程 Fig. 3 The monthly mean value of surface energy component change process in the high and the less snowfall year

图 3(b)可知, 少雪年感热通量最小值出现在12月份, 而多雪年感热通量的最小值出现时间有所延后, 为1月。少雪年10月至翌年3月感热通量高于多雪年感热通量, 分别高5.14, 16.63, 2.34, 17.42, 14.49和13.84 W·m-2图 3(c)表明, 在10-11月, 多、少雪年潜热通量均急剧减少, 12月多、少雪年潜热通量最小, 分别为4.77与4.38 W·m-2。在1-4月, 多、少雪年潜热通量逐渐增加, 增加速率小于冻结期期潜热通量的减小速率。多雪年潜热通量在12月至翌年4月高于少雪年, 分别高0.38, 5.42, 3.17, 6.34和8.02 W·m-2。整个积雪年内, 多、少雪年潜热通量的变化与净辐射通量变化较为一致。

积雪覆盖会显著影响地气能量传输。图 3(d)为多雪年与少雪年地表土壤热通量日积分的月平均值。正值表示大气向土壤输送热量, 土壤是热“汇”, 负值表示土壤向大气输送热量, 土壤是热“源”。结果表明, 在10月至翌年2月中旬, 多、少雪年土壤热通量月平均日积分值为负值, 地气间热量输送以土壤向大气输送为主, 土壤为热“源”, 土壤浅层接受太阳短波辐射小于放射的长波辐射, 浅层土壤有净的能量支出(常娟等, 2012; Liu et al, 2009)。在10-11月, 多、少雪年地表热通量数值均减小, 说明土壤向大气的热输送不断增加, 多雪年地表土壤热通量减小速率大于少雪年减小速率, 结合图 2, 可知多雪年在10月中旬、11月初有降雪过程, 积雪消融吸热, 导致多雪年地表土壤热通量减少较快。在12月至翌年1月, 多雪年地表土壤热通量高于少雪年, 这是由于积雪的隔热作用, 导致土壤向大气传输的热输送减少。在3-4月, 多雪年地表热通量小于少雪年, 这说明由于积雪融化吸热, 多雪年土壤向大气热输送较多。多雪年土壤热通量在3月上旬由负转正, 少雪年土壤热通量在2月中旬由负转正, 表明多雪年土壤由热“源”转为热“汇”的时间晚于少雪年。

4.3 多、少雪年土壤温度特征

土壤温度的影响因子众多。积雪相变可直接影响土壤温度, 也可通过融化后雪水下渗影响土壤热导率间接影响土壤温度(Madan et al, 2002)。由多、少雪年土壤温度年内变化过程(图 4)可知, 在10-11月, 多、少雪年(5~40 cm)土壤温度均急剧减少, 土壤开始冻结, 结合图 3可知, 此阶段净辐射减少, 土壤为热“源”, 向大气的热输送增多, 浅层土壤因有净的能量支出而降温, 多雪年土壤开始冻结的时间早于少雪年, 在此阶段, 积雪有降温作用。

图 4 多、少雪年不同深度土壤温度月平均变化过程 Fig. 4 The monthly mean value of soil temperature change process at different soil depth in the high and the less snowfall year

在12月至翌年1月, 土壤(5~40 cm)温度降温相对较缓慢, 土壤处于完全冻结的状态。多雪年1月5~40 cm土壤温度分别为-11.69, -11.52, -10.73和-9.88 ℃, 少雪年1月5~40 cm土壤温度分别为-13.75, -13.16, -11.66和-10.65 ℃。多雪年土壤温度(5~40 cm)最低值均高于少雪年土壤温度最低值, 结合图 3可知, 这是由于积雪的存在使土壤向大气的热输送减少, 影响了土壤辐射冷却, 起到了保温作用。12月不同深度(5~40 cm)土壤温度比少雪年分别高1.68, 1.13, 0.39和0.2 ℃, 1月(5~40 cm)土壤温度比少雪年分别高2.06, 1.64, 0.92和0.76 ℃。随着土壤深度的增加, 土壤温度差异逐渐降低, 这是由于土壤越深, 其对外界条件变化的敏感性越低所致。

在2-4月, 土壤温度开始升高, 结合图 3可知, 此阶段吸收太阳辐射的能力加强, 使地表接收的太阳短波辐射大于地表放射的长波辐射, 土壤为热“汇”, 浅层土壤因有净的能量收入而温度升高, 总体表现为线性增加趋势, 且土壤温度升高速率略小于冻结时期土壤温度的降温速率。少雪年不同深度(5~40 cm)土壤温度均高于多雪年, 3月份分别高1.15, 1.21, 0.96和0.85 ℃, 4月份分别高1.01, 0.93, 0.78和0.57 ℃, 这是由于积雪在此阶段有保温(“凉”)作用, 其融化吸热, 使大气向土壤的热输送减少, 使得多雪年土壤温度较低。在整个积雪年内, 同一深度多雪年温度变化范围小于少雪年, 这是由于积雪在土壤冻结时起降温作用、在完全冻结与消融时起保温作用导致。

4.4 多、少雪年土壤湿度特征

土壤水分变化反映了土壤的干湿状况, 是地气系统水循环的重要组成部分。图 5为多、少雪年不同深度土壤(5~40 cm)湿度的年内变化过程。随着土壤温度的降低, 土壤水分逐渐冻结, 液态水含量逐渐降低。随着土壤深度的增加, 土壤湿度变化速率逐渐减小。在10-11月, 多雪年不同深度土壤(5~40 cm)湿度均高于少雪年, 10月份(5~40 cm)土壤湿度分别高8.78%, 6.35%, 5.57%和3.05%, 11月份分别高2.09%, 1.24%, 1.66%和1.26%。

图 5 多、少雪年不同深度土壤湿度月平均变化过程 Fig. 5 The monthly mean value ofsoil moisture change process at different soil depth in the high and the less snowfall year

在12月至翌年2月, 土壤(5~40 cm)完全冻结, 多、少雪年土壤液态水含量处于较低水平, 土壤与大气的水汽交换主要在土壤表层以升华等形式进行, 交换量相对较小(杨梅学等, 2002)。多、少雪年土壤湿度变化整体上趋于平缓。多雪年5 cm, 10 cm与20 cm土壤湿度高于少雪年土壤湿度, 高出的差值不超过2%, 40 cm土壤湿度与少雪年土壤湿度基本一致。

在3-4月, 与12月至翌年2月的结果相对应, 多少雪年5 cm、10 cm与20 cm土壤湿度都经历一个水分上下波动期, 此阶段土壤水含量急剧增加, 增加速率小于12月至翌年2月土壤水含量的减小速率。多少雪年40 cm土壤湿度无明显变化趋势, 由表 2可知, 40 cm土壤在4月份仍处于冻结状态, 故其土壤湿度变化不大。多雪年不同深度(5~20 cm)土壤湿度高于少雪年相应土层的土壤湿度, 3月份分别高2.17%, 0.46%和0.48%, 4月份分别高5.01%, 2.96%和1.94%。此阶段气温回升, 在冻土消融、积雪的融化导致的水分下渗等共同作用下, 导致此时期多雪年土壤湿度高于少雪年土壤湿度。在整个积雪年内, 多雪年土壤湿度变化幅度多于少雪年土壤湿度变化幅度。

表 2 多、少雪年土壤冻结与消融时间 Table 2 The time of soil freezing and thawing in the high and the less snowfall year
4.5 多、少雪年土壤冻结与消融时间对比

定义冻结初日为秋、冬季日最低土壤温度首次连续5天小于0 ℃的第一天; 完全冻结初日为秋、冬季日最高土壤温度首次连续5天小于0 ℃的第一天; 完全冻结天数为秋、冬季日最高土壤温度小于0 ℃的天数; 消融初日为春、夏季日最高土壤温度首次连续5天大于0 ℃的第一天; 完全消融初日为春、夏季日最低土壤温度大于0 ℃的第一天。判断条件中“连续5天”是为了避免随机天气过程的影响(常娟等, 2012; 边晴云等, 2017)。

表 2可看出, 多雪年土壤冻结初日与完全冻结初日早于少雪年。多雪年5~40 cm土层土壤冻结初日分别提前11, 5, 3和4天; 完全冻结初日分别提前10, 8, 6和4天。结合图 2~图 4分析可知, 多雪年在土壤开始冻结时期, 有降雪过程, 积雪很快消融, 土壤热通量减小更多, 故冻结发生较早。多雪年土壤消融初日晚于少雪年, 5~40 cm土层土壤消融初日分别滞后24, 23, 15和17天。这是由于多雪年在3月与4月中旬, 地表有积雪覆盖, 此时土壤为热“汇”, 积雪阻碍大气向土壤的热输送, 故多雪年土壤消融较晚。多、少雪年冻结初日与消融初日均随深度的增加而滞后, 说明冻结过程与消融过程均由浅层向深层单向进行。

多、少雪年土壤冻结与消融过程持续的天数(图 6)表明, 多、少雪年不同深度土壤(5~40 cm)冻结过程持续天数均在10天内。多雪年土壤(5~40 cm)消融过程持续天数少于少雪年土壤消融过程持续天数, 分别少32, 27, 13和10天。多雪年土壤(5~40 cm)日冻融循环持续天数少于少雪年土壤日冻融循环持续天数, 分别少41, 25, 12和7天。结合表 2, 由于多雪年5~40 cm土层完全冻结初日较早, 消融初日较晚, 故多雪年土壤(5~40 cm)完全冻结天数多于少雪年土壤完全冻结天数, 分别多35, 15, 12和13天。多、少雪年土壤(5~40 cm)冻结过程持续天数、消融过程持续天数与日冻融循环持续天数随着土层深度的增加逐渐减少。

图 6 多、少雪年土壤冻结与消融过程持续天数 Fig. 6 The days of soil freezing and thawing in the high and the less snowfall year

以上分析表明, 多(少)雪年5~40 cm土壤开始冻结时间有提前(滞后)的倾向, 开始消融的时间有滞后(提前)的趋势, 消融过程与日冻融循环过程持续天数有减少(增加)的倾向, 完全冻结过程持续天数有增加(减少)的趋势, 且土壤冻结过程持续天数、消融过程持续天数与日冻融循环持续随土层深度的增加均有缩短的倾向。

5 结论与讨论

利用青藏高原中东部黄河源区鄂陵湖站的土壤水热输送实测资料, 对多、少雪年土壤温度、湿度、地表反照率与地表能量分量的差异进行了分析, 主要结论如下:

(1) 多雪年较少雪年, 地表反照率偏高, 净辐射偏低, 地表感热输送偏低, 土壤由热“源”转为热“汇”的时间晚于少雪年。在土壤冻结期, 积雪可减少土壤吸收辐射能量, 减少地表感热通量, 并在土壤完全冻结期与消融期增大地表潜热通量, 在完全冻结期, 减少土壤向大气的热输送, 在消融期, 减少大气向土壤的热输送。

(2) 积雪在土壤冻结期, 有降温作用, 导致多雪年土壤(5~40 cm)温度偏低, 冻结较早; 在完全冻结期有保温作用, 导致多雪年土壤温度较高; 在消融期, 有保温(“凉”)作用, 导致多雪年土壤温度偏低, 消融较晚。

(3) 在整个积雪年内, 积雪有利于浅层土壤水分的维持, 有一定的保湿作用, 使得多雪年浅层土壤(5~20 cm)湿度高于少雪年。

(4) 多雪年较少雪年, 5~40 cm土壤开始冻结时间有所提前, 开始消融的时间有所滞后, 积雪的覆盖可延长该年土壤完全冻结持续天数。

本文对比分析了黄河源区鄂陵湖西北侧一个站点多、少雪年的土壤冻融特征, 考虑到高原地区下垫面的非均一性与积雪本身性质的复杂性, 若要得到更确定的结论需对更多站点的多、少雪年土壤冻融特征进行分析。另外, 选取研究站点的观测数据时间长度较短, 只有2011年10月至2017年12月的数据, 这还有待今后长时间序列资料的建立。由于实测资料较少, 下一步, 准备利用数值模式并结合遥感资料探讨积雪的影响机制。

致谢: 感谢中科院寒旱所提供的黄河源区鄂陵湖站的观测资料。
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Analysis on Freezing-thawing Characteristics of Soil in High and Low Snowfall Years in Source Region of the Yellow River
YAO Chuang1 , LÜ Shihua1,2 , WANG Ting1 , WANG Junfeng1 , MA Cuili1,3     
1. Chengdu University of Information Technology, Chengdu 610225, Sichuan, China;
2. Key Laboratory of Land Surface Process and Climate Change in Cold and Arid Regions, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Science, Lanzhou 730000, Gansu, China;
3. Baotou Meteorological Service, Baotou 014030, Inner-Mongolia, China
Abstract: Based on the field observation data in the source region of the Yellow River from October 2011 to December 2017, the characteristics of soil freezing-thawing duration, soil temperature and moisture, surface energy components in high snowfall year and low snowfall year were analyzed in this paper. The results show that the snowy year has higher albedo, lower net radiation, and lower surface heat transfer than the less snowfall year. The time of the snowy year from the heat "source" to the heat "sink" is later than the less snowfall year. Snow accumulation can reduce the radiant energy absorbed by the soil, reduce the sensible heat transfer on the surface, increase the surface latent heat transport during the frozen period and the thawing period of the soil, reduce the heat transfer from the soil to the atmosphere during the frozen period, and reduce the heat transfer from the atmosphere to the soil during the thawing period. The snow cover has a cooling effect in the freezing period, which makes the soil freeze earlier in the snowy years and the soil temperature is lower in the same period. It has the function of heat preservation in the frozen period, which makes the soil temperature higher in the snowy years. In the thawing period, it has the effect of heat preservation ("cooling"), which makes the ablation later and the soil temperature is low in the same period. During the whole freezing-thawing period, the shallow soil moisture in the snowy year is higher than that in the less snowy year, indicating that the snow has a moisturizing effect on the shallow soil. Snow accumulation makes the soil to start freeze earlier and the start of ablation later, which can extend the number of days that the soil is completely frozen.
Key words: Snow cover    freezing-thawing process    soil moisture    soil temperature    surface energy component