黄河源区高寒草地-大气间水热交换通量特征

罗 琪 ， 张廷龙 ， 李振朝 ， 李照国

1.海南省气象科学研究所， 海南 海口 5702032.海南省南海气象防灾减灾重点实验室， 海南 海口 5702033.中国科学院 西北生态环境资源研究院， 甘肃 兰州 730000

0 引 言

陆面过程是地球科学系统的重要组成部分，决定陆地表面和大气之间的物质和能量交换特征，从而深刻地影响全球大气环流和区域天气、气候(朱文琴等,2001；饶志娟等,2021)。深入研究陆地上各种下垫面与大气之间能量和物质的交换规律，对陆面过程模式以及气候系统模式的发展具有重要作用(黄菁,2012；王明等,2016)。黄河源区位于青藏高原的东北部，该区域是湖泊-高寒草地复杂下垫面的典型代表，源区复杂下垫面的陆-气相互作用不仅直接影响青藏高原的气候和环境变化，而且对东亚乃至全球的气候和环境都可能产生重要影响(吕少宁等,2010；王少影等,2012；陈云刚等,2014)。目前，有关黄河源区典型下垫面地气间能量和物质交换以及土壤中水热输送过程的研究已越来越受到重视。陈金雷等(2016)利用黄河源区玛曲土壤湿度观测网土壤湿度观测数据，通过比较4种常用升空间尺度方法，寻找最适宜该地区站点数据尺度提升的方案，发现线性拟合方法最适于玛曲地区土壤湿度尺度提升；李照国等(2013)利用黄河源区鄂陵湖湖面和湖滨草地的涡动相关资料，分析了气象因子对地表能量分配的影响；陈海存等(2013)利用黄河源区典型退化草地观测数据，分析了土壤温湿度及热通量之间的相互关系；刘蓉等(2012)选取了中国静止气象卫星(FY-2D)观测资料，结合地面气象观测资料，基于能量平衡原理，估算了黄河源区的逐时陆面蒸散发量。针对黄河源区不同下垫面许多学者也做了大量的研究，然而由于黄河源区环境较为恶劣，地形条件复杂，高原上很多地区的观测资料及对陆面热力状况的研究仍显不足，为了加强黄河源区典型草地下垫面的能量水分传输特征的研究，中国科学院西北生态环境资源研究院于2005年在黄河上游玛曲建立了玛曲气候与环境综合观测研究站(简称玛曲站)，展开多项观测。文中，利用2016年玛曲站较为连续且详尽的观测资料，分析该区域高寒草地下垫面地表通量和地表湍流特征，旨在为气候和环境变化评估和预估提供参考。

1 观测区域及数据介绍

1.1 区域介绍

研究所用资料来自中国科学院西北生态环境资源研究院玛曲高寒草地主观测场(图1)。玛曲地区为黄河源区的重要组成部分，位于青藏高原东北部，观测场位于甘肃省甘南藏族自治州玛曲县高寒草场(102°08′E,33°53′N)，海拔3 423 m。受青藏高原特殊地形及气候特征影响，玛曲无四季之分，仅有冷、暖两季，年平均气温1.2 ℃，年平均降水量595 mm，主要集中于5—9月，年蒸发量1 353.4 mm，年日照时数2 583.9 h，多年平均风速2.5 m/s(王少影等,2012；陈云刚等,2014)。观测场周围地形平坦，下垫面为高寒草地，植被覆盖度达92%，土壤类型主要为亚高山草地土，20 cm以上的土壤浅层中砂土(粒径<0.02 mm)、粉土(0.02 mm<粒径<0.05 mm)和黏土(0.05 mm<粒径<2 mm)所占比例分别为3.4%、80.1%和16.5%。涡动相关系统和微气象梯度塔如图2所示。

图1 玛曲及观测站点地理位置

表1 涡动相关系统观测项目及仪器

表2 梯度塔观测项目及仪器

图2 中国科学院玛曲高寒草原观测场(a)和玛曲边界层气象塔站(b)

1.2 观测及数据介绍

研究采用玛曲观测场2016年涡动相关系统和微气象梯度塔观测资料。观测场涡动相关系统观测项目及仪器如表1所列，气象梯度塔观测项目及仪器如表2所列，分别采用数据采集器CR3000(Campbell Sci. Inc. UT,USA)和CR23XTD(Campbell Sci. Inc. UT,USA)，主要使用了其气温(HMP45C，美国；精度±0.2 ℃)、辐射四分量(NR01，美国；精度±10%)、感热潜热通量、相对湿度、饱和水汽压资料。此外，降水观测来自雨量筒。土壤温度(107L，美国；精度±0.2 ℃)和土壤湿度(CS616，美国；精度±2.5%)测量采用美国Decagon设备有限公司制造的ECH20 EC-TM土壤湿度感应探头及ECH20-EM5O自动数据记录盒，探头分别布设于距地表面5、10、20、40、80 cm深处，对土壤湿度的感应分辨率为0.001 m3/m3，资料观测时间间隔为30 min。土壤热通量由热通量板(HPF01 SC-L，美国；精度±3%)测定。

2 结果分析

2.1 气象要素变化

图3为玛曲高寒草地下垫面气象要素日变化。分析发现，气温(2.4 m)随季节变化明显，12月—次年1月为气温最低阶段，2月开始回暖，气温不断上升，6—8月达到最高，在此期间基本保持稳定，随后开始下降。为了研究玛曲地区冷暖时段变化特征和区别，将6—8月作为暖季，12月—次年2月作为冷季。空气相对湿度(2.4 m)也存在较为明显的季节变化特征，受降水影响较大，暖季湿润多雨，空气相对湿度较大，最大值可达90.3%；冷季干燥且为固态降水，所以空气相对湿度较小，最小值为15.2%。饱和水汽压差是指在一定温度下，饱和水汽压与实际水汽压的差值，代表实际空气距离水汽饱和状态的程度，即空气的干燥度，文中饱和水汽压差由空气相对湿度和气温估算得到。与黄土高原半干旱区相比(张强和王胜,2008)，青藏高原高寒草地下垫面饱和水汽压差整体偏小，空气更加湿润。各层土壤温度变化趋势基本一致，土壤温度在11月左右开始冻结降至0 ℃以下，3—10月为正值，7月中旬达到峰值，浅层土壤温度受气温的影响明显，有较为剧烈的波动。土壤湿度变化主要受制于降水，特别是对于浅层土壤，植被生长季主要降水时段为4—6月和8—10月，土壤湿度保持在0.30 m3/m3以上，最大值可达0.38 m3/m3。7—8月由于降水较少，且蒸发强烈，土壤湿度显著下降。其中，深层80 cm土壤湿度受降水影响较小，其值较为稳定且变化曲线较为平滑。11月随着土壤冻结土壤湿度迅速减小，直到3月土壤融化土壤湿度开始增大。

图3 玛曲站气象要素平均日变化

2.2 地表通量变化

图4为玛曲站高寒草地地表通量日变化及能量分配。分析发现，暖季和冷季地表各通量均表现出单峰型的日变化趋势，夜间各通量值很小，净辐射和感热通量值为负，潜热通量值较小但始终为正。日出后随着太阳辐射和地表加热作用各通量值迅速增大，在14时(北京时，下同)左右达到峰值，日落后各通量值逐渐减小。暖季日照时数高于冷季，所以暖季通量的转换时间比冷季提前0.5 h。由于太阳辐射的差异，暖季净辐射平均值(148.08 W/m2)远高于冷季(30.26 W/m2)。暖季土壤湿度较高，日间潜热通量值较大，平均为151.23 W/m2，约为感热通量的2.5倍。陆气间水汽相变占据能量交换的主导地位，变化特征与半干旱草地有较大区别。暖季夜间感热通量占净辐射的比例(H/Rn)高于潜热通量占净辐射(LE/Rn)的比例，日出后H/Rn开始升高而H/Rn减小，日间LE/Rn大于H/Rn。夜间感热通量为负值，说明大气向地表输送能量，为生态系统的热源。与暖季相反，冷季土壤冻结，高寒草地陆气间湍流运动引起的热量交换远大于水汽相变，日间潜热通量值较小，平均为18.72 W/m2，远远低于感热通量均值(99.83 W/m2)。H/Rn始终大于LE/Rn，感热通量在冷季的能量分配中占据主导地位。在日出和日落时由于净辐射迅速的转正和转负导致净辐射值偏低，导致H/Rn和LE/Rn出现异常偏大或偏小。

图4 玛曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)地表通量日变化(左)和能量分配(右)

2.3 环境因子对陆面水热过程的影响

环境因子指影响某一过程及其转换效率的一些变量，就气象因子而言，主要包括气温、降水、湿度、风等。对于陆面水热交换过程，文中主要讨论土壤温湿度和饱和水汽压差的影响。

2.3.1 土壤温度对陆面水热过程的影响

为了解土壤温度对陆气间水热交换及转换效率的作用，分暖季和冷季两种典型时段分别进行讨论。通过试验，将暖季和冷季5 cm深度土壤温度分别按2 ℃和1 ℃间隔对相应时段LE/Rn、H/Rn进行平均处理，图5给出了暖季和冷季两个时段LE/Rn、H/Rn与5 cm深度土壤温度的分布关系。暖季LE/Rn、H/Rn均随土壤温度升高而升高，土壤温度升高使得地气间温差加大，感热输送增强，H/Rn增大，但是当土壤温度大于16 ℃后，有所下降。这是由于土壤中含水量较大，增加了土壤热容，近地层处于大气处于高湿状态，抑制了净辐射向感热的转化作用；另一方面，由于暖季土壤湿度高，土壤温度升高也会加强潜热的输送，LE/Rn亦增大。对于冷季而言，H/Rn与5 cm深度土壤温度表现出了更为明显的二次关系，随温度升高先降低后升高，转折点位于-6—-7 ℃，即当温度小于-7 ℃时，H/Rn降低，大于-6 ℃时，H/Rn增大。由于冷季陆地表面为荒败植被或被积雪覆盖，虽然5 cm深度土壤温度仍处于0 ℃以下，但真实地表温度已超过0 ℃，积雪开始消融，冻结土壤使得消融水难以渗入，堆积于地表。这表明在5 cm深度土壤温度小于-7 ℃时，地表雪主要以消融为主，吸收净辐射能量，H/Rn减小；超过-6 ℃后，地表雪消融完成，净辐射能量吸收减小，H/Rn开始增大。对于潜热，由于地表水量充足，潜热损耗持续加强，H/Rn增大。

图5 玛曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)H/Rn(左)和LE/Rn(右)随5 cm土壤温度的变化

2.3.2 土壤湿度对陆面水热过程的影响

土壤湿度是地表水循环的重要组成部分，其变化不仅会对地表水循环产生影响，而且会改变地表蒸散发，直接影响地气间水分的交换。另一方面，土壤湿度也可以改变土壤表面反照率、土壤热容量和植被生长状况，通过感热、潜热传导影响短期气候变化；由于土壤热容量远大于空气，所以土壤中微小的热量变化将对大气的陆面下边界产生显著影响。为分析土壤体积含水量对玛曲高寒草地下垫面水热交换过程的影响，将暖季和冷季土壤体积含水量分别按照0.02、0.01 m3/m3间隔对相应时段LE/Rn、H/Rn进行平均处理，图6给出了暖季和冷季两个时段LE/Rn、H/Rn与5 cm深度土壤湿度的分布关系，均呈现明显的二次关系。暖季H/Rn随土壤湿度增大先降低后升高，LE/Rn先升高后降低，转变点分别位于0.24、0.26 m3/m3。当土壤体积含水量小于0.24 m3/m3时，由于土壤湿度越大，土壤热容越大，所以含水量抑制了净辐射向感热的转化，总体更偏向于潜热通量；当土壤体积含水量大于0.26 m3/m3时，由于净辐射能量向潜热通量转化已达峰值，净辐射能量只能向感热通量转移，所以H/Rn增加，LE/Rn降低。对于冷季而言，LE/Rn、H/Rn均先增加后减小，主要归因于积雪、冻土的消融作用。随着积雪的消融，反射辐射能量减小，净辐射能量增大，感热通量和潜热通量均增加，然而之后冻土消融对于能量的不断吸收，使得感热和潜热通量再度减小。

2.3.3 饱和水汽压差对陆面水热过程的影响

陆气间水热交换不仅与近地层气温相关，而且受陆面蒸散过程的影响，饱和水汽压差可以综合反映近地层大气的温湿状况，因此建立饱和水汽压差与陆面水热交换转换效率的关系，可以有效反映暖季和冷季陆面特征差异。为降低观测数据日波动对水热交换总体趋势的影响，将饱和水汽压差按照0.1 kPa间隔对LE/Rn、H/Rn进行平均处理，图7给出了暖季和冷季两个时段LE/Rn、H/Rn与饱和水汽压差的分布关系。在0—1.5 kPa，暖季饱和水汽压差与LE/Rn、H/Rn均呈线性关系，随着饱和水汽压差增大，LE/Rn增大，H/Rn减小，表明净辐射能量转化为感热通量的能力减小，转化为潜热通量的能力增大。较小的水汽压差使得空气水分对植被的胁迫作用较弱，随着饱和水汽压差增大，大气趋于暖干状态，与土壤中水汽压差值增大，促进土壤水以潜热形式蒸发，H/Rn相应减小。1.5 kPa之后，LE/Rn、H/Rn变化未能被很好地捕捉，但由总体变化可以看到，二者均应保持其原有趋势。对于冷季而言，随着饱和水汽压差增大，LE/Rn、H/Rn均呈增大趋势，其中感热通量增速更加明显。随着饱和水汽压差增大，冷季空气愈加干冷，说明地面水分无法进一步补充，积雪和表面冰层消耗完毕，感热通量随着裸露地表面积增加，地面反照率减小，净辐射能量增大，潜热通量亦增大。

图6 玛曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)H/Rn(左)和LE/Rn(右)随5 cm土壤湿度的变化

图7 玛曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)H/Rn(左)和LE/Rn(右)随饱和水汽压差的变化

3 结 论

文中利用玛曲高寒草地观测站2016年涡动相关系统和微气象梯度塔观测资料，分析了黄河源区高寒草地下垫面的地表水热交换通量特征，得到如下结论：

1) 各层土壤温度变化趋势基本一致，11月—次年3月土壤冻结降至0 ℃以下，之后逐渐升高，7月中旬达到峰值，浅层土壤温度受气温的影响明显，波动比深层剧烈。土壤湿度与降水的相关性较高，特别是浅层土壤，深层土壤湿度值较为稳定。11月随着土壤冻结土壤湿度迅速减小，直到3月土壤融化土壤湿度开始增大。

2) 暖季和冷季地表各通量日变化趋势均表现为单峰型，夜间各通量值很小，日出后随着太阳辐射和地表加热作用各通量迅速增大，在14时左右达到峰值，日落后各通量逐渐减小。暖季夜间感热通量占净辐射的比例(H/Rn)高于潜热通量占净辐射(LE/Rn)的比例，日出后LE/Rn开始升高而H/Rn减小，日间LE/Rn大于H/Rn。冷季H/Rn始终大于LE/Rn，冷季感热通量占能量分配主导地位。

3) 暖季，LE/Rn、H/Rn均随土壤温度升高而增大，土壤温度升高使得地气间温差增大，感热输送增强，H/Rn增大，但是当土壤温度大于16 ℃后，有所下降。冷季，H/Rn与5 cm深度土壤温度表现出了更为明显的二次关系，随温度升高先降低后升高，转折点位于-6—-7 ℃。暖季，H/Rn随着土壤湿度增大先降低后升高，LE/Rn先升高后降低，其转变点分别位于0.24、0.26 m3/m3。冷季，H/Rn、LE/Rn均先增加后减小，主要归因于积雪、冻土的消融作用。暖季饱和水汽压差与LE/Rn和H/Rn均呈线性关系，随着饱和水汽压差增大，净辐射转化为感热的能力减小，转化为潜热的能量力增大。对于冷季而言，随着饱和水汽压差增大LE/Rn和H/Rn均呈增大趋势，其中感热通量增速更为显著。