中国青藏高原多年冻土区水热 转移过程模型的建立外文翻译资料

 2022-11-03 18:58:44

中国青藏高原多年冻土区水热

转移过程模型的建立

胡国杰，赵林，李韧，吴通华，庞强强，吴晓东，乔永平，史健宗

摘 要：水热过程是永久冻土动力学的关键组成部分;这些过程是全球变暖的组成部分。在本次研究中将耦合热传质模型，土壤 - 植物大气系统应用于高原多年冻土冻融循环中模拟水热转移过程。在耦合热传质模型中用2009年1月1日至2012年12月31日期间在青藏高原唐古拉观察点测量的气象强度和土壤以及植被数据。在模型模拟中使用24小时时间步长模拟土壤温度和水分内容，将冻结深度与测量数据进行比较。结果显示：平均土壤的测定系数（R 2）为0.97，温度分别为0.73和0.73。在0-20厘米深度的模拟土壤热通量与受监控的数据也是一致的。对一个在冻融期间从深层到上层的模拟水热转移过程进行了分析。在冻结开始时，深层土壤中的水向上移动，在冷冻过程中冻结前面并释放热量。当土层完全冷冻时，土层之间的变化，冻融期间热交换过程由垂直土壤温度梯度控制。在解冻期间，由于地面上进入的短波辐射增加，向下的热过程变得更加活跃。该熔融水迅速溶解在土壤中，土壤水分运动仅在浅层土层中发生变化。随后，模型用于评估唐古拉变暖地区活性层对初始含水量和气候的不同情况的潜在响应。结果表明，土壤含水量和有机层对活性层有保护作用，夏季加深，气候变暖将导致永冻层活动层变深，永久冻土退化。

关键词：永冻; 耦合传热模型; 土壤温耦合传热模型度; 土壤湿度; 水热法; 活动层

1 介绍

多年冻土是冰冻圈的关键组成部分。在全球气候系统中，通过冻土对能源交换，水文过程的影响实现对自然灾害和碳的预算。中国的永冻土面积约为地球永久冻土面积的10%，占世界第三大数量。青藏高原多年冻土面积大概有1.4times;10 6 km 2，覆盖整个高原地区的54.3％。土壤的冻结是非常复杂的过程，伴随着水的迁移、水相转变以及传热和溶质运输。水分和热量的转移在土壤冻融过程中起着非常重要的作用。模拟青藏高原土壤迁移过程水分和热量变化对全球气候研究非常重要。通过对水热过程进行建模提高陆面的模拟精度是至关重要的过程。一些地表过程模型已经被用来研究青藏高原多年冻土区冻土的三次热处理。但是，一点有关已知中国青藏高原地区永久冻土地表过程也没有。高原多年冻土更多对气候和地表条件敏感。因此，研究土壤冻融变化可以提高我们的知识，土壤冻融事件与气候之间的关系更改。

近年来水热耦合实验模型已经取得了进展，多年冻土区的文章可以适应各种各样的共同条件模式，但更侧重于冰，霜冻行动工程和地表过程具有数值气氛模型。一些不同的数值模型，如Harlan（1973），耦合热流和水分流动模型（FROSTB），同时加热和水和社区土地模式，已经开发研究冷冻土壤 - 三次热处理。但是，大部分的建模在高纬度地区进行了研究，青藏高原几乎没有进行过研究。在这样一个低纬度的高山地区，太阳辐射，空气温度，风速等等不同于高纬度地区。土壤植被 - 气氛系统号称为广泛用于模拟土壤中的热水过程。它只用在中国西北黑河源区冷冻高山草甸的水转移过程。

水热转移过程起重要作用，然而，在能源变化和气候变化方面的作用，在西藏高原地区这些过程缺乏研究。 因此，进一步研究青藏高原层多年冻土活动的热液特性是必要的。 在这个研究中，水热耦合实验模型用于模拟水文 - 热转换过程并执行灵敏度分析青藏高原活动层变化。本研究的目的是：1）模拟土壤温度和水分和土壤热通量分析其效果与测量值相比值; 2）描述土壤热通量的一般行为和基于模拟的水热转移过程; 3）预测和证明其效果，增加空气温度，初始含水量和有源层厚度上的冻土层深度。

2研究区域和数据

2.1研究现场

唐古拉观察地点在海拔5100米，位于中国青藏高原一个平缓的斜坡上（图1）。 该站是在西南面对大坝东岸的缓坡靠近青藏高速公路的唐古拉地区河流，现场约1公里。它位于连续多年冻土带，是高寒草原草原。 植被

分布在高山草甸，高度小于10厘米的集群，覆盖范围约20％-30％。 观察地点于2004年6月制定。

图一 唐古拉站点位置

2.2数据来源

2.2.1站点数据

气象资料由CR23X数据采集仪器在中国唐古拉观景台每小时记录一次降水，天气，气温，风速和相对湿度。气温，相对湿度和风速测量高度为2米，5米和10米。辐射为由辐射计测量误差plusmn;10％（表1）。地热通量（G s）为在表面下方5厘米，10厘米和20厘米处测量，精度为plusmn;3％（表1）。空气温度（T a）通过HMP45C Tem传感器测量精度为plusmn;0.5℃（表1）。土壤温度 - 从地面测量活性层的形状表面至3米，带105T热电偶探头精度为plusmn;0.5℃（表1）。土壤含水量用Hydra土壤湿度传感器测量精度plusmn;2.5％（表1）。所有这些传感器都连接到CR23X数据记录器（Campbell Company，美国）。时区设定为北京标准时间。记录土壤温度和水分0.5小时由CR1000数据采集仪在观测活动层中的深度不同。

2.2.2大气强度数据

本研究从2009年1月1日进行至2012年12月31日。大气强度数据用作这里介绍的模拟中的驱动变量有日常空气温度，相对空气湿度，风速度，降水，辐射和表层土壤温度真实存在。大气强度数据包括空气温度（℃），风速（m / s），相对湿度（％），（mm），雪深（cm）和全球太阳辐射（w / m 2），均在中国唐古拉观测地点测得。在2009年，2010年，2011年，2012年年平均气温为-5.1℃，，-4.1℃，-4.7℃和-5.0℃。降水通常是浓缩的，在5月至9月期间。空气温度为-22.9℃，-22.7℃，-20.8℃-22.2℃，最高为7.5℃，10.2℃，8.1℃和9.3℃。平均每日降水测定了降雪量，在2009 - 2012年期间。空气温度，相对湿度使用2米处收集的风速和风速。活跃土层厚度约为3米。

2.2.3表面参数

在模型中，一些参数具有默认值，但是许多参数，如纬度，坡度，表面粗糙度，年度气温幅度（Tem-pAirAmpl），年平均气温（TempAir-平均值），反照率，温差空气和降水（TempDiffPrec_Air）初始含水量，表面温度，热量助焊剂等需要进行校准。实验室进行样品分析确定土壤相对于沙子，泥土和粘土的体积密度和土壤纹理（表2）。

（1）表面温度计算土壤深度为0-5 cm，土壤温度为在Tanggula观测下测量为2厘米和5厘米现场。土壤的厚度比较低表面至5厘米，土壤质地均匀。泥温度变化可以发现为线性，在整个地区都是一样的。在这种情况下，如前所述估计面温度（Zhao et al。，2008）as：

Delta;T1 /Delta;Z1 =Delta;T2 /Delta;Z2 （1）

T 0 =（5Ts2-2Ts5）/ 3 （2）

其中Delta;T1 = T s2 -T 0，Delta;Z1 = 0.02，Delta;T2 = T s5 -T s2，Delta;Z2 =0.03; T 0是表面温度; Ts2和Ts5是土壤温度为2 cm和5 cm深度。

（2）表面热通量计算表面热通量（G0）降脂：

G0=Gz CsGz Cs （3）

其中z为5厘米的土壤深度; Gz是土壤热通量在5厘米深度测量; T是5的土壤温度厘米深; t是时间，Cs是体积土壤热量容量（J /（m 3·K））。在青藏北部，Cs为1.18times;10 6（J /（m 3·K））。

3方法

3.1模型描述

水热耦合实验模型是一维土壤植被模拟通量的大气转移模型的水，热，碳和氮在土壤 - 植物 - 大气系统，耦合前土壤和SOILN型号。水热耦合实验模型是基于众所周知的物理方程的相当复杂的模拟土壤中的水和热过程。 两个耦合水和热流的微分方程代表基于水的质量模型的核心节能减排。

该模型的一个重要优点是使用有限的输入数据获得更为合理和令人满意模拟结果。本研究中使用的重要的热和湿气模块描述如下：

（1）土壤热处理

土壤热流表示为导电总和，第一个术语是对流，最后两个术语如下：

qh=- kh

其中qh，qw和qv是热，液态水和蒸气通量，分别为kh是导热系数; T是土壤温度; Cw为液态水热容量; Lv是蒸发潜热; z是深度。

（2）土壤水流

土壤水流量被评估为服从达西定律，理查兹如下：

(5)

其中kw是不饱和水力传导率;psi;是水的紧张; z是深度; cv是浓度蒸气流; 而Vv是va的扩散系数。在土壤中，表面能量平衡对土壤的热通量按以下计算：

Lqv，s (6)

其中kh是表层土的热导率;Ts是土壤表面温度; T1是温度最上面的土壤隔间的中间Delta;z1/2是最上面的土壤隔室的深度;Lqv，s是来自土壤的潜在水蒸汽流表面到最上层土层的中心点。

3.2模型应用

模型输入数据包括站点数据和大气强度数据和表面参数的研究区。获得更好的模拟结果多年冻土，我们增加了土层的数量30，将模型底部延伸至17米深。该模拟土壤剖面（0-17 m）由30个土壤组成隔间，包括17个土壤隔间0厘米至400厘米，每米13个土壤隔间从4米到17米。本研究仅分析了在300 cm深度的热转移过程，因为这些过程在活性层中是明显的较低深度的变化较小。使用均方根误差（RMSE）评估模拟结果。它反映了平均水平模拟和测量之间的偏差并且高于或等于零。零表示模拟结果没有错误。模拟和测量值之间的线性回归的测定系数（R 2）和平均值误差（ME）（等式（7））用于本研究。

其中S是样本数，y(t)是模拟值。

4结果与分析

4.1模拟土壤温度

该模型在4年期间相当好地预测了所有治疗的土壤温度实验从2009年1月至2012年12月模型似乎高估了土壤温度5月初至9月中旬期间，从1月初至11月份的土壤温度每年4月，土壤深度低于140厘米（图2）具有代表性的深度）。我们将此结果归因于更复杂的土壤性质在这个地方。模拟土壤温度与测量一个整个土壤剖面（表3）。然而，模拟和测量土壤温度之间的误差随剖面深度增加。对于例如，RMSE通常从顶部增加到210厘米土层。从0厘米到105厘米，R 2是非常接近1，RMSE小于1，表明模拟结果与测量值一致那些。在140-300厘米层，模拟精度降低，但R 2高于0.93，RMSE小于1.50，ME小于1.00。总体而言，R 2，RMSE和ME的平均值分别为0.97，分别为0.71和0.59，表明模拟土壤温度准确。

4.2模拟土壤水分

该模型预测了土壤水分4年实验期。 模拟结果与深度观测结果一致5-20厘米，但它们低于测量值在冻结期。 模拟结果在35-280厘米的深度优于表面（图3）。 在300厘米层，测得的土壤含水量显着增加，表明深层土壤水分条件优于表层，但模拟结果低于表层测量的 这个结果可能是由于选择水力特性和土壤参数。

4.3模拟水热转移过程

土壤热通量可以反映其热特性土壤。计算表面热通量（0cm）根据等式（3）。 0-20厘米土壤的热通量层模拟，模拟值为a波动较大（图4）。在0-20厘米的层中，R 2分别为0.674,0.808,0.881和0.904。该深度上的RMSE分别为8.67,6.56,5.21和4.460厘米，5厘米，10厘米和20厘米。模拟值和测量值之间的R 2范围从0.52至0.90（表4）。在大多数情况下，模型预测含水量高于测量值。模拟土壤水分在20-280厘米深度与测量值表现出良好的一致性。该5 cm和10 cm层的精度较低。

总的来说，R 2，RMSE和ME的平均值分别为0.73,5.85和-1.79;和之间的错误模型模拟和土壤水分观测被认为是可以接受的。

根据校准模型，进行调查活性层的水热转移过程为通过模拟土壤热通量过程剖面进行和不同深度的土壤水分运动。图5表明在浅层土壤热通量波动较大深度，随着深度的增加，变化趋于稳定。当地面温度高于子层，土壤热传导运动是从顶部到底部;当地面温度较低时高于顶部，土壤热传导在相反的方向。地面土壤热通量逐渐增加当土壤开始时，从阳性变为阴性9月底冻结，表明土壤从外界吸收的热量转变为释放热量随着深度的增加而延迟。相比之下，地面土壤热通量逐渐变化当土壤开始解冻时，从阴性到阳性5月初，显示土壤释放出热量外。在这两个过程中，所有的土壤深度都有一个稳定，相对较低（接近零）的土壤热通量，导致土壤热传导从顶部到顶部底部在冻结期间，而上层土壤温度在锯齿期间产生向下的热传导，因此两部分相互抵消。后10月底土壤冻结，土壤热通量仅

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