1 引言

土壤湿度是表示土壤干湿程度的物理量，又称土壤水分含量。土壤湿度是气候系统中的重要参量，对地球系统中水分、能量以及地球生物化学循环均有重要影响(李巧萍等，2007；林洁等，2012；张人禾等，2016)。土壤湿度作为陆面过程的重要参量，参与并影响着气候系统中的很多重要过程(Delworth, et al, 1993；马柱国等，2001)，陆表储存的水分与气候系统中的能量循环、水循环和微量气体循环密切相关(Seneviratne, et al，2010)。

青藏高原作为抬升的巨大热源(汇)，给大气输送大量的水分和热量，青藏高原地-气间的水分和能量循环对整个青藏高原乃至东亚地区的热量收支和大气环流均产生显著的影响。青藏高原地区土壤以粘壤土和壤土为主，随着深度的增大，土壤砂性有所增强。独特的土壤特性和地理环境使得该地区土壤温、湿度的时空变异均非常大(张蕾等，2016)。青藏高原土壤湿度的时、空变化在青藏高原水循环中起着重要作用。青藏高原冻土日数与冬春气温和降水变化存在显著的反相关(高荣等，2003)。青藏高原高山地区土壤湿度的记忆为2—3个月(李若麟等，2016)。Numaguti(1999)基于数值模拟的结果曾经指出，那曲附近6—8月降水超过70%来自陆面蒸发，而供给蒸发的土壤水分主要来自大气降水的补给。蒸发增大和水汽辐合增强是西北干旱区降水增加的主要原因(徐栋等，2016)。数值模拟试验结果表明，青藏高原土壤的湿度异常还对整个中国夏季短期区域气候具有显著的影响。高的土壤湿度对降水主要表现为正反馈作用，对气温表现为负反馈作用，低的土壤湿度则相反(沈丹等，2015；宋晓君等，2016；Tuttle, et al，2016)。

土壤湿度的季节变化主要受土壤的物理性质及土壤水分收支的共同影响。在青藏高原季节性冻土环境下，土壤温度和降水对土壤湿度的影响十分显著。总体而言，湿季，土壤湿度显著地受当地降水的影响，水分收入大于消耗，则土壤湿度升高，反之降低。干季，土壤湿度在很大程度上受土壤温度导致的水分蒸发强度的影响。

青藏高原表层土壤发生着频繁的日冻-融循环，在这个过程中，土壤温、湿度存在显著的波动起伏。日冻-融过程发生的深度在不同地区也有一定差异。土壤在冻结与消融状态下的水热分布特征具有显著的差别。在浅层土壤温度对土壤日冻-融过程的影响非常大，从而影响着土壤湿度的大小(杨与广等，2012)。Yang等(2013)利用组网观测资料详细讨论了青藏高原表层土壤的冻-融过程及伴随的温、湿度变化。藏北高原那曲附近表层土壤真正冻结的时段只有一个月左右，而存在日冻-融循环过程的日数则长达6个月左右(Yang, et al, 2007)。王澄海等(2007a)基于藏北高原沱沱河站的观测结果表明，与冻-融过程相联系的土壤湿度变化与青藏高原干、湿季节的转化及湿季降水多寡存在密切联系。基于陆面模式的模拟研究还表明，青藏高原西部，在干季向湿季转化时段的5月中下旬，表层土壤由于融冻而引起的频繁水的相变，使得潜热通量随之变化并开始增大，地表有效通量的变化与降水及土壤表层频繁的冻结和消融相联系(王澄海等, 2007b, 2008)。

鉴于青藏高原复杂的地形和恶劣的自然条件，青藏高原上传统的气象观测站点十分稀少，可用的有效观测资料也不多。受观测资料欠缺的制约，过去青藏高原的土壤湿度研究工作存在一定局限性，研究主要是基于多种模式和再分析资料反演土壤湿度(张文君等，2008；张庚军等，2013)或基于个别站点的观测分析(李丁华等，1987)。卫星遥感是获得青藏高原观测资料的重要途径，但由于缺少可与卫星像元匹配的观测数据，在青藏高原地区卫星遥感反演产品的精度难以验证。近年来依托一系列大型观测试验，逐步开展了青藏高原地区土壤湿度和温度的组网观测与分析工作(Crow, et al, 2012; Kang, et al, 2018; Ma et al, 2008, 2017; Ochsner, et al, 2013; Xu, et al, 2008; Zeng, et al, 2015; Zhang, et al, 2012)。例如，高志球等(2002)依托全球能量和水循环试验，利用1997年之后在青藏高原中部的土壤温、湿度观测资料计算了那曲地区的土壤扩散率。Su等(2011)在青藏高原3个不同气候区建立了包含45个站点的Tibet-Obs土壤湿度观测网络，并基于该组网观测资料发现多数卫星的土壤湿度产品在干旱和湿润区均有较高的精度，但在半干旱区误差较大。Yang等(2013)也建立了包含3个不同空间尺度布局的土壤温、湿度观测网络CTP-SMTMN，并基于这些测站开展了估计区域平均土壤湿度的工作(Zhao, et al, 2013)。万国宁等(2012)详细分析了位于青藏高原中部那曲附近的BJ站的土壤湿度不同时间尺度的变化，结果显示在不同时间尺度上土壤温、湿度变化密切相关。

由以上研究结果可知，青藏高原地区环境复杂多变，基于个别测站的结果难以全面表征整个青藏高原中部的情况。为此，文中将基于那曲地区28个观测站接近1 a的多层土壤湿度和温度的观测结果，系统分析土壤湿度季节和日内尺度的变化。

2 数据介绍

在第三次青藏高原大气科学试验框架下，开展了青藏高原土壤温、湿度的观测试验。根据试验安排，中国国家卫星气象中心在西藏的那曲和阿里地区分别建立了土壤温、湿度观测站。其中，那曲的土壤温、湿度观测组网共包含33个观测站点，这些观测站分布在75 km×75 km的范围内，空间分布上设置了8个不同的空间尺度：1、2、5、10、15、25、30和50 km，站点的下垫面较为开阔，多数站点地表主要为砂土，植被主要为根系较浅的牧草，部分测站位于青藏高原湿地边缘。每个观测站均在5个不同深度放置土壤温、湿度探测器。其中，在表层的0—2 cm深度垂直插入1个探头以获取近表层平均的土壤温、湿度数据，该深度也是卫星微波信号能够穿透的深度；另外将其他4个探头水平插入5、10、20和30 cm深度以获取土壤湿度和温度数据。该观测网络于2015年8月布置完成，并开始对那曲地区的土壤温、湿度进行连续观测，每10 min进行一次数据采集。针对2015年12月2日—2016年10月20日的观测数据进行了定标处理和质量控制后，共选取其中的28个观测站数据进行分析。土壤湿度为体积含水量，单位为cm³/cm³，土壤温度单位为℃。图 1为文中所用的28个站点的分布和高程信息。28个测站分布在(31.5°—32.2°N，91.8°—92.6°E)范围内，地形高度为4400—5000 m。

3 结果分析 3.1 土壤湿度的季节变化 3.1.1 土壤湿度季节变化的基本特征

图 2给出2015年12月2日—2016年10月20日28个观测站平均的不同深度日平均土壤湿度随时间的演变。总体上，在冬春季节，土壤湿度从浅层开始，表现出随深度增大而递增的分布。5月，随着表层土壤的融冻，土壤湿度梯度发生第一次反转，夏季和秋季，土壤湿度随深度增加而减小。

由于土壤冻结，2015年12月—2016年4月，不同深度的土壤湿度均处于低值，大部分时段土壤湿度低于0.1 cm³/cm³。冬、春两季，青藏高原上主要为固态降水，降雨量较小(图 3)，对土壤湿度的影响不大，土壤湿度相对稳定。20 cm深度土壤湿度最高，大部分时段维持在0.06 cm³/cm³左右，10和30 cm处土壤湿度相当，多维持在0.05 cm³/cm³左右，5 cm深度土壤湿度略低，2 cm处土壤湿度最低，约为0.03 cm³/cm³。这也从侧面反映了土壤的冻结情况。冬季，土壤湿度反映的是未冻水的情况。即使冻土的土壤温度降至0℃以下，土壤中的水由于受到表面张力以及水中溶质的影响，始终会保持一定量的液态水，即未冻水(杨健等，2012)。在图 2中，冬季5个深度土壤湿度差异较小，土壤湿度的冻结深度可能不止表层。

图 2中，4月各层土壤湿度第一次整体升高，然后短期趋于平稳。这可能是春季土壤开始消融后，白天冻结的冰融化，夜晚再次冻结。由于液态水的热容量较大，随着土壤中液态水含量的增大和春季入射辐射增强，土壤升温，浅层的蒸发增大，进而土壤湿度趋于平稳。由于冬季土壤在冻结状态下保持了大量的水分，土壤在完全消融时就表现出很高的含水量。因此，5月，随着气温上升，土壤冻结冰完全融化，降水也开始增加(图 3)，此时各层土壤湿度迅速升高。

那曲地处青藏高原中部，受南亚夏季风影响，年平均降水量的四分之三集中在6—8月。夏秋季节是青藏高原的主汛期，随着青藏高原雨季的到来，土壤表层(2—5 cm)受到液态降水的影响，含水量迅速升高，土壤湿度较高。由图 2可知，夏秋季节土壤湿度随深度增加而降低，各层土壤湿度为0.2—0.42 cm³/cm³。其中，表层与深层30 cm土壤湿度的差别在盛夏可达0.2 cm³/cm³。平均而言，各层的土壤湿度存在两个峰值，分别出现在7月上中旬以及9月初至10月上旬。其中，7月的土壤湿度峰值更高，2—5 cm深度的土壤湿度最大值超过0.3 cm³/cm³。8月下旬，各层的土壤湿度均都出现一个突然的下降，各层土壤湿度均降至0.25 cm³/cm³以下。由图 3可见，7月中旬以后，随着第一个雨季的结束，那曲地区降水量减少，土壤湿度进入衰减期。特别是在8月的中下旬，那曲地区的日平均降水量多在5 mm以下，而此时青藏高原处于一年中的高温期，土壤的蒸发量较大，导致土壤湿度在8月下旬略为降低(图 2)。随着8月底降水量的再次增大，土壤水分由表层向下层渗透，9月初土壤湿度再次升高。10月初，随着青藏高原夏季风的撤退，青藏高原降水急剧减少，土壤湿度相应显著减小，进入土壤湿度的第二个衰减期。以上结果与藏北高原土壤湿度状况的分析结果有所不同(王澄海等，2007a)，这种结果的差异应与降水的年际变化有关。

3.1.2 土壤温度的季节变化及其与土壤湿度季节变化的位相关系

由于青藏高原土壤在一年中较长时间处于冻结状态，因此，土壤湿度具有显著的季节变化。土壤冻结就是土壤中水分对土壤温度的响应，土壤水分在一定的土壤温度变化范围内会发生相变，引起土壤湿度的变化。另外，地表在太阳辐射的加热作用下会产生蒸发，从而影响土壤温度的变化。

图 4为那曲地区多站点平均的不同深度日平均土壤温度随时间的变化。可见表层2 cm土壤温度的季节变化范围约为25℃，5—30 cm土壤温度的季节变化范围约为15℃。5—30 cm深度，土壤温度的季节变化趋势基本一致，不同深度土壤温度随时间均有明显的波动。由于土壤温度受太阳辐射和水分蒸发的影响随深度增加逐渐减小，因此其在表层2和5 cm波动更大，而在20—30 cm深度波动则相对平缓。

多站点的平均结果中，不同层土壤温度在12月初接近0℃，在1月底降至最低(-13—-7℃)，最低温度随深度加深而递升。土壤温度在1月底降至最低值后，随时间波动上升，在4月初，各层土壤温度趋于0℃。如图 2所示，土壤湿度的季节性升高在4月就已开始。春季，随着太阳辐射的增强，白天温度高时土壤融冻，土壤蒸发会带走一定热量，土壤表面温度难以立刻升高，夜晚温度降低，土壤再次冻结。2和5 cm的土壤温度在4月初变为0℃，而后波动下降和上升，直至4月底才完全升至0℃以上。这反映出4月土壤发生剧烈的融冻-冻结-融冻过程。20和30 cm深度土壤完全融冻的时间略早于上层，在4月中旬下层土壤融冻后，受气温的影响较小，土壤温度波动亦较小。对比图 2和4可知，虽然土壤温度的趋0℃时间大体上与土壤湿度季节性升高的时间一致，但略有滞后。4月以后土壤温度完全高于0℃后，随着土壤完全消融，土壤中的水变为液态，土壤湿度在5月出现突然升高。各层土壤温度均在6月底就进入高值期，这个高值期一直维持至9月上旬，最高土壤温度随深度变浅而递升。

与土壤湿度随时间的变化(图 2)对比可知，土壤温度和土壤湿度达到第一个峰值的时间均在7月初前后，而达到第一个高值(分别在6月底和7月初)后略为下降(分别在8月初和8月下旬)和再次升高达到一年中最高值的时间(分别在8月中旬和9月初)均为土壤温度略早于土壤湿度。在7月土壤温度和湿度均达第一个峰值后，随着7月底降水量的下降，入射辐射继续增强，水分蒸发增大，土壤湿度下降，土壤蒸发散热也导致土壤温度略为降低。

以土壤温度出现持续低于0℃的时间作为土壤冻结开始时间，土壤温度持续高于0℃开始的时间作为土壤消融的时间。在图 4中，那曲土壤温度在10月下旬各层均已冻结，4月底各层完全消融，冻结时间约6个月，与已有基于藏北高原的研究结果(王澄海等，2007a；杨梅学等，2002)基本一致。土壤的温度梯度反映了土壤中热量传递的方向。在2016年4月初，土壤温度梯度发生第一次反转，之后深层土壤温度低于表层土壤温度，热量由表层向深层传输，导致深层土壤消融，故温度梯度的反转时间略早于各层土壤温度均升高到0℃的时间(4月底)。在2016年9月，土壤温度梯度再次发生反转，之后深层土壤温度高于表层土壤温度，表层土壤失热降温，之后发生冻结，影响土壤含水量。

3.1.3 季节变化中站点间的离散性

虽然上述28个观测站之间距离较近，但不同站点间的土壤湿度仍具有较大的离散性，且夏秋季离散性大于冬春季。由图 5可见，2 cm深度，主要是B1、A4等站点的土壤湿度最高。10 cm深度，除B1和A4外，B6的土壤湿度也较高。在下层的20和30 cm深度处B1土壤湿度在夏季远高于其他站点的湿度，而土壤湿度最低的站点只有0.2 cm³/cm³左右。需要说明的是，文中这几个在夏季土壤湿度超过0.5 cm³/cm³的观测站多位于湿地的边缘，A4、B1位置靠近湿地中央。夏季，湿地含水量大为升高，这几个测站的土壤湿度处于过饱和状态。在青藏高原地区以粘壤土和壤土为主的条件下，不同地区土壤的空隙度有较大差异。此外，对于各层土壤湿度而言，不同站点之间均表现出较大的差异，这也说明只用几个测站的土壤湿度代表该区域整体土壤湿度是不合理的。在气候系统模式中，土壤湿度相关的冻融过程和感热的计算对模拟结果有着相当重要的作用，不同站点间土壤湿度的差异也说明了高分辨率网格对准确模拟青藏高原气候的必要性。

利用标准差来表示28个站观测的土壤湿度在不同月份的离散程度(表 1)可知，各层土壤湿度的离散性均在冬季最小，夏秋季节增大，5个深度的土壤湿度标准差均在7月最大，这与图 5的结果一致。7月受降水影响，土壤湿度达到全年最高值，同时由于各站点间土壤性质的不同，站点间差别最大。30 cm土壤湿度标准差在2月最小，其他4个深度的土壤湿度标准差均在1月最小，这与土壤湿度在这两个月最小有关。值得注意的是，2 cm的土壤湿度的标准差在10月仅次于7月，这可能与不同站点间近表层土壤湿度的日冻-融过程有关。此外，除了4和5月，其他月份深层土壤湿度的离散度始终大于表层，这也体现了深层土壤湿度受土壤性质的影响，不同站点的差异明显，这对于陆面模式对土壤性质相关参数化过程的构建和改进具有一定的指示意义。

3.2 土壤湿度的日变化 3.2.1 土壤湿度日变化的基本特征

在分析日变化时，对每月逐日同一时刻的土壤湿度进行累加然后平均，以去除随机天气过程的影响。利用4、7和10月分别代表春、夏和秋季的土壤温、湿度的日变化。需要说明的是，由于冬季那曲地区土壤湿度的日变化幅度很小(图略)，在此不做过多分析。图 6给出不同季节土壤湿度日变化的结果。可见在20 cm及以下深度，土壤湿度日变化的振幅很小，其他深度土壤湿度日变化的振幅相对明显，且具有季节性。

4月(图 6a)是土壤的融冻期。2、5和10 cm的土壤湿度呈现较明显的日变化。总体来说，09—10时(北京时，下同)开始升温，10 cm土壤湿度在20时达到最大，2和5 cm土壤湿度在19时达到最大，之后开始缓慢下降，经过09—10 h后，在次日的08—10时达到最低。其中，表层的2和5 cm土壤湿度在07—10时还有先升再降的小波动，这可能是由于日出后入射辐射增强，浅层土壤融冻导致土壤湿度小幅升高，但同时蒸发加强，土壤湿度又随之降低。可见土壤的增湿过程略快于湿度的衰减过程。春季土壤湿度日变化的另一个特征是随着日内土壤的融冻和冻结，各层土壤湿度在日内也会出现反转。一天中10 cm的土壤湿度最大，在多数时次20 cm次之，然后是30 cm。这种土壤湿度的梯度分布与图 2的结果一致。4月，土壤中的水分在多数时间还处于冻结状态，表层土壤湿度最低，而中层土壤的未冻水含量略高。但随着土壤温度的升高，表层土壤融冻，从中午到午夜5 cm土壤湿度高于30 cm土壤湿度，16—18时，5 cm土壤湿度高于20 cm土壤湿度，18时到午夜，2 cm土壤湿度也高于30 cm的土壤湿度。

7月(图 6b)，土壤湿度的日变化较为平缓。在一天中的同一时刻，土壤湿度从表层至下层都是降低的，且各层土壤湿度的日变化基本一致。08—09时，各层土壤湿度都达到一天中的最高值，然后随着日照增强，蒸发增大，土壤湿度开始下降，19—20时达到一天的最低值。夜间蒸发减弱，是土壤湿度的积累期。

10月(图 6c)，在一天中的大部分时段，土壤湿度随深度增加而降低。10—30 cm土壤湿度的日变化很小。09—17时是土壤湿度的增高期，之后缓慢下降，次日的08—09时土壤湿度达到最低值。06—08时，表层2 cm处土壤湿度低于5 cm土壤湿度，这可能与秋季夜间强烈的散热导致表层土壤在夜间冻结有关。

3.2.2 土壤温、湿度日变化的关系

对比四季土壤温度的日变化(图 7)可知，不同季节10 cm以上土壤温度的日变化主要受到入射辐射影响，上午开始升温，至15—17时达到最高，之后土壤温度开始迅速下降，下午至午夜降温较快，午夜后降温速度变缓，至次日07—09时温度达到最低。总体来说，表层土壤温度升温快，降温慢，下午至午夜的降温速度快于午夜至凌晨的降温速度。不同季节均为表层2 cm土壤温度日变化的振幅最大，5 cm次之，再其次是10 cm，20和30 cm处土壤温度日变化的振幅较小。不同季节土壤温度日变化的另一个特点是土壤温度达到日最高值的时间随深度而延迟。四个季节2 cm土壤温度均在15时达到日最高值，5 cm土壤温度在16时达最高，10 cm土壤温度多在18时最高，而20和30 cm深度的土壤温度均在20时以后才达到最高。这种日变化随时间的差异是因为不同深度接收到的入射辐射不同，热量随深度的传递有时间滞后。

对比图 6、7可知，总体来说，在土壤日变化过程中，土壤温、湿度关系是动态变化的。图 8给出5 cm深度的土壤温度和湿度在1、4、7、10月的日变化中的拟合关系。如图 8a、b、d所示，以1、4、10月代表的冬、春和秋季，土壤表层发生着频繁的融化-冻结，尤其是在春秋两季，冻融过程影响土壤温、湿度的日变化，土壤湿度对土壤温度变化敏感。线性拟合结果表明，土壤湿度和土壤温度是正相关关系。在这3个季节，主要受入射辐射的影响，白天土壤表层受辐射加热温度在上午开始上升，下午达到最高。随着土壤温度的升高，白天冻结水部分融化，上层土壤湿度在上午开始逐渐升高，至傍晚达到最大。而后随着入射辐射减少，土壤温度降低，夜晚表层降温融化的水冻结，土壤湿度也缓慢下降。由图 8a、b的散点分布可知，冬季和春季，总体来说，上午至下午随着土壤的升温土壤湿度升高的速度要略慢于午夜至凌晨土壤降温时土壤湿度降低的速度。秋季(图 8d)，两个时段中土壤湿度随土壤温度变化的速度并没有明显的差别。

夏季(图 8c)，表层土壤水为液态，土壤湿度对降水的响应敏感，受入射辐射的影响相对较小。线性拟合结果表明，土壤湿度与土壤温度在7月为负相关关系，这是因为随着土壤温度升高，蒸发增大，表层土壤湿度略有下降。总体来说，从午夜至凌晨，随着土壤降温土壤湿度变化的速度较快；上午至下午，随土壤升温土壤湿度下降的速度略慢。

图 8从时间上分析了土壤温、湿度日变化的关系，为从空间上说明土壤温、湿度的变化关系，图 9给出了1、4、7、10月土壤温、湿度日平均变化的廓线。1月(图 9a)，日平均土壤湿度随深度的变化呈阶梯状，其中20 cm处土壤湿度最高，10和30 cm处日平均土壤湿度相当。日平均土壤温度则随深度加深而升高，与图 4一致。4月(图 9b)，土壤湿度随深度加深先升高然后再降低，10 cm的土壤湿度最高，而土壤温度则随深度降低。在10 cm以上，日平均土壤温、湿度随深度呈反向变化，而在10 cm以下，二者随深度的变化趋势一致。7月(图 9c)，日平均土壤温、湿度随深度的变化十分一致，随着深度加深，土壤温、湿度降低。10月(图 9d)，土壤温、湿度随深度的变化相反，随深度加深，日平均土壤温度升高，而日平均土壤湿度减小。

4 结论

利用第三次青藏高原大气科学试验开展的青藏高原土壤温度、湿度观测数据，分析了2015年12月至2016年10月底那曲地区28个观测站2—30 cm不同深度土壤湿度季节和日时间尺度的变化特征，并讨论了土壤温、湿度的协同变化关系，初步得出以下结论：

(1) 各层土壤湿度均存在显著季节变化。冬、春季，土壤湿度处于相对稳定期，20 cm土壤湿度最高，向上土壤湿度随深度变浅而减小。4月在反复冻融过程中土壤湿度波动上升。5月随着气温上升，土壤冰完全融化，土壤湿度迅速上升。夏、秋季土壤湿度受降水量影响明显，随深度增加而降低，各层的土壤湿度存在两个峰值，分别出现在7月上中旬以及9月初至10月上旬。10月初，随着青藏高原降水急剧减少，土壤湿度进入衰减期。

(2) 土壤温度和土壤湿度存在协同变化关系。土壤水分在温度的一定变化范围内通过冻结-融冻过程发生相变，引起土壤湿度的变化。地表受到太阳辐射增温引起水分蒸发，引起土壤湿度的变化。不同观测站间土壤湿度具有较大的差异，夏秋季节离散性大于冬春季节。

(3) 不同季节土壤湿度的日变化存在差异。春季10 cm以上土壤湿度日变化明显，08—10时达到最低，然后升高，19—20时达到最高。土壤的增湿过程略快于湿度的衰减过程。夏季土壤湿度的变化较为平缓。秋季，表层2 cm日变化明显，在08时达到最低，然后缓慢升高。春秋各层土壤湿度的日变化差异与表层土壤的夜间冻结和白天融冻有关。

(4) 在土壤日变化过程中，土壤温、湿度关系是动态变化的，不同季节二者关系不同。线性拟合结果表明，1、4、10月土壤湿度和温度是正相关。但是在夏季，土壤湿度对季风降水的影响敏感，土壤湿度与温度在7月为负相关。不同季节日平均土壤温、湿度随深度的变化廓线也有很大差别。

土壤湿度的变化与地-气系统的能量和水分交换密切相关。土壤冻融过程带来的土壤水分的频繁相变，影响土壤的能量储存和传递的方向。土壤湿度的积累也通过蒸发作用向大气输送水分，为夏季风的爆发提供了重要条件，从而影响青藏高原上季节转化的时间。青藏高原上特殊的地理条件和环境使得土壤湿度的变化较东亚其他地区更为剧烈，区域性也更显著，具有明显的局地特征，这使得在气候模式中陆面过程的参数化过程需要用更为精细的观测作为参照。与已有关于青藏高原地区布网观测土壤温、湿度的结果相比，文中的结果不但关注了土壤湿度的季节变化，还详细分析了土壤湿度的日变化以及其与土壤温度的协同变化关系，并讨论了多站点的差异问题，为卫星资料验证和模式参数化都提供了多角度的观测依据。鉴于那曲地区土壤湿度较大的时、空变化，未来尚需有针对性地开展更长时间的观测和资料分析。