长江源区典型高寒沼泽草甸地表能量平衡特征及其影响因素

郭浩楠， 汪少勇， 叶虎林， 何晓波， 丁永建， 洪晓峰， 付 辉

（1. 中国科学院 西北生态环境资源研究院 冰冻圈科学国家重点实验室 唐古拉山冰冻圈水文与生态野外科学实验站，甘肃 兰州 730000；2. 中国科学院大学，北京 100049； 3. 青海省格尔木水文水资源测报分中心，青海 格尔木 816000； 4. 长江水利委员会长江科学院，湖北 武汉 430010； 5. 中国水利水电科学研究院，北京 100049）

0 引言

青藏高原被誉为世界第三极，平均海拔4 000 m以上，地形复杂多样，多年冻土及高寒草甸广泛发育。青藏高原独特的地理环境使得地表吸收了大量太阳辐射，并向大气输送了大量的热量和水汽［1］，对亚洲乃至全球大气环流和气候变化有着重要影响，此外，青藏高原作为全球气候变化最敏感的地区之一［2-3］，在全球气候变暖的影响下出现了增温加速、降水增多及热源减弱的暖湿化现象［4］。

地表能量平衡是研究地-气相互作用的核心问题以及关键参数之一，对局地小气候，大气环流以及全球气候变化均有重要的影响［5］。深入研究青藏高原的地表能量平衡过程对理解高寒区域能量传递，物质循环以及气候变化具有重要意义。目前的研究表明，全球气候变暖导致青藏高原多年冻土活动层加深，温度升高，增强了地-气之间的能量交换水平［6-7］，同时也带来了广泛的生态系统影响［8-9］。近几十年来，国内外科学家开展了大量的野外观测实验［10］。从“青藏高原能量水分循环试验”（GAME-Tibet）项目，“第二次青藏高原科学实验”（TIPEX）项目以及“全球协调加强观测计划亚澳季风实验青藏高原能量水分循环实验”（CAMPTibet）项目［11］以及多次热源考察项目。在青藏高原地区的开阔河谷、沙石裸地、高寒草原、高寒草甸、高寒草原草甸等典型下垫面等开展了深入研究，在地-气相互作用过程，能量平衡过程及影响因素，地面热源强度等方面取得了丰厚的研究成果［12-15］，均强调了局地的气候特征和下垫面性质对地表能量平衡的影响，同时为由单一下垫面向复杂下垫面扩展，系统研究青藏高原的能量平衡特征奠定了基础。然而，在现阶段已有充分观测的基础上，典型高寒沼泽草甸仍被视为高寒草甸而对地表能量平衡特征进行研究［16］，研究表明高寒沼泽草甸面积虽不足高寒草甸的十分之一却有着十分独特的水热及碳过程、水源涵养、生物多样性等生态功能［17-21］，但对于典型高寒沼泽草甸能量平衡特征仍缺乏长期的定位观测以及深入的探讨研究［12］，难以支撑进一步的机理研究及明确高寒沼泽草甸的演化过程。

长江源区，地处青藏高原中部，季风系统与西风系统交汇区［22］，对气候变化更极其敏感，同时青藏高原中典型的高寒沼泽草甸也主要分布在海拔4 000 m 以上的长江源区［19］，并深刻影响着该地区的水源涵养、径流变率等生态、水文过程［23］。但是，高寒沼泽草甸显著退化［9］，正面临着逐步消失的风险。能量平衡特征及其影响因素的研究可以加深对于该地区的生态、水文等过程的理解，从而寻求保护高寒沼泽草甸的有效手段［24］。因此，本文选取长江源冬克玛底河流域典型高寒沼泽草甸为研究区，利用涡度相关系统获取连续、高质量的通量数据，对能量平衡各分量特征及其影响因素进行对比分析，以期为相关研究提供高寒沼泽草甸的对比数据，丰富高原不同下垫面类型的能量平衡研究，同时为青藏高原生态恢复提供理论依据与数据支撑。

1 数据与方法

1.1 研究区概况

图1 为研究区概况图，本文依托位于青藏高原中部长江源区布曲冬克玛底河流域内的中国科学院唐古拉山冰冻圈水文与生态野外科学实验站高寒沼泽草甸综合试验场（TGL， 33°02′12.48″ N，92°00′28.08″ E）获取了各项数据。实验站点海拔为5 150 m，年均气温-5 ℃，气温年较差达24.9 ℃。全年冷、暖季分明，10月—翌年5月由于受到西风环流控制，气候寒冷干燥，6—9 月受到西南暖湿气流的影响，气候温凉湿润［22，25］。土壤质地以砂土为主，下垫面类型为高寒沼泽草甸，植被主要是以莎草科为主的蒿草类和苔草类［26］。

图1 研究区概况图Fig. 1 Sketch map of study area： the location of the study area and land use of Qinghai-Tibet Plateau （a）； the location ofobservation station at DKRB （b）； the overall structure and instrument distribution of the observation station （c）

1.2 监测与分析方法

1.2.1 能量收支及环境要素观测

通过布设能量平衡观测系统，在冬克玛底河流域中部开展了相关观测［图1（c）］。观测系统主要由涡动相关系统，气象梯度系统以及配套的土壤温湿度系统组成。涡度相关系统由三维风速风向仪及水汽分析仪组成，气象梯度系统包含有风速、风向、空气温度、空气湿度、称重式雨雪量计及雪深雪枕，土壤温湿系统由8层温度湿度探头组成（表1）。

表1 观测参数、相关仪器型及数据采集及假设高度（深度）Table 1 List of observation items and instruments at TGL site

1.2.2 交叉小波分析

交叉小波分析（Cross Wavelet Transform， CWT）能有效地刻画两个时间序列的相关程度，并反映其在时频域上的相位结构和特征，近年来已经被广泛应用到气象、水文等多领域的相关分析中［27-28］。本文参考前人在气象水文要素演化过程中的分析思路［29］，利用MATLAB 2020b 软件实现交叉小波，从而分析环境要素与净辐射变化之间的相关关系以及演化特征。

1.2.3 通径分析

通径分析（Path Analysis）最早由遗传学家Sewall Wright 提出，能得到自变量对因变量的直接作用和通过其他变量的间接作用，明确变量间的相互关系和作用程度。该方法已经广泛地被应用到环境要素与水热通量之间的关系分析中，并取得了良好的结果［30-31］。本文采用SPSS Statistics 26 实现通径分析，量化环境要素与湍流通量之间的关系［32］。

1.3 数据处理及质量控制

本次研究选取2020 年1—12 月观测站点的相关数据进行分析，其中，涡动相关系统获得的数据往往由于天气以及仪器自身原因存在数据缺失及误差，因此利用Eddy Pro 软件进行野点去除、时滞矫正、坐标旋转、超声虚温订正以及空气密度效应订正（WPL）等处理［33］，得到有效数据共14 945 组，缺失2 589 组数据，其中最长数据缺失间隔小于5天，参考徐自为的方案采用查表法和平均昼夜变化法对涡动数据进行插补［34］。四分量辐射、气温、降水等数据则直接由数据采集器利用LoggerNet 采集得到，并对部分缺失的气温及风速数据利用相邻10 min内数据均值进行插补［35］。降水数据根据何晓波等在该地区的修正方案进行修正［36］。

1.3.1 净辐射通量

地表净辐射（Rn）可由仪器采集得到的四分量辐射值直接计算得到：

式中：Rn、Sd、Su、Ld、Lu分别代表净辐射通量、向下短波辐射通量、地面反射短波辐射通量、向下长波辐射通量和向上长波辐射通量，单位均为W·m-2。

1.3.2 湍流通量

感热通量（H）和潜热通量（LE）利用涡动相关系统得到，计算公式如下：

式中：ρ为空气密度（kg·m-3）；Cp为定压比热（MJ·kg-1·℃-1）；λ为水的气化潜热（MJ·kg-1）；ω′、θ′、q′分别为垂直风速（m·s-1）、位温（℃）和比湿（g·kg-1）的脉动值。

1.3.3 土壤热通量

本文选用阳坤等［37］在那曲高寒冻土地区得到良好验证的TDEC 方法计算土壤热通量，即利用土壤温度，湿度推算一定时期内的土壤热通量。已知土壤的一维热传导方程为：

两侧积分得到：

若给定温度分布廓线T（Zi），式（5）可表示为：

式中：ρscs为土壤热容量（J·kg-1·K-1）；T为土壤温度（K）；t为时间（s）；z为土壤深度（m）；G（z）为在深度为z处的土壤热通量（W·m-2）；G（zr）为实测深度为z处的土壤热通量，当土壤温湿度观测深度足够时，可从土壤热通量为0 处逐层迭代；在计算过程中通过观测数据求得温度分布廓线（Zi），通过假定土壤热传导系数为1.0 W-1·m-1·K-1，利用土壤扩散方程求解温度廓线，并用观测得到的实测温度廓线进行矫正，最终利用公式（6）求解各层土壤热通量。

1.3.4 地表能量平衡及其闭合度

根据热力学第一定律，地表能量平衡方程可表示为：

式中：H、LE、Rn、G0分别代表感热通量、潜热通量、净辐射通量以及地表土壤热通量；S为冠层热储量，在草地分析过程中往往不考虑；Q为附加能量源汇的综合，因其值很小常被忽略。

能量平衡闭合度是评价观测结果的重要指标之一，即评价研究区湍流能量（H+LE）与有效能量（Rn-G）之间的关系。研究表明，地表湍流能量与有效能量之间普遍存在着不闭合的现象［38］，本文选取研究区湍流能量与有效能量进行最小二乘回归计算能量平衡比（EBR），并计算能量平衡闭合差（EBD）来分析能量平衡特征，具体公式如下［39］：

1.3.5 对于能量平衡过程有影响的参数计算

气孔是植被与周围大气进行能量和物质交换的通道，气孔导度控制了上述物质和能量交换的强度，冠层导度被定义为冠层下单位地表面积上所有叶片气孔导度之和，表征了植被与大气间能量物质交换的强弱，并受到气候、水文条件的制约［40］。利用Penman-Monteith 公式能准确地反推得到植被生长季的冠层导度gs（m·s-1）来刻画植被对能量平衡的影响。该公式已被应用于三江源地区植被对潜热的影响分析中，结果表明在高寒地区冠层导度也能有效的刻画植被对潜热过程的影响［41-42］，具体形式如下：

式中：ρa代表空气密度（kg·m-3）；Cp代表空气的定压比热（MJ·kg-1·℃-1）；VPD代表饱和水汽压差（kPa）；β代表波文比由H/LE计算得出，空气动力学导度ga（m·s-1）利用摩擦风速u*（m·s-1）和2 m 处风速u（m·s-1）计算得到：

2 结果与讨论

2.1 沼泽草甸环境要素的季节变化

2.1.1 气象要素的季节变化特征

分析理解地表能量平衡及其影响因素需要了解当地的气候背景，本文借助TGL 站长期基本气象观测数据研究典型高寒沼泽草甸的基本气象特征，从而为后续分析奠定基础。图2（a）为气温（AT）变化特征，研究时段内年平均气温-5.5 ℃，最高气温7.7 ℃ （8 月9 日），最低气温-26.96 ℃（1 月24 日），夏秋季平均气温0.71 ℃，冬春季平均气温-11.75 ℃，全年有129 天（6 月9 日—10 月15 日）处于0 ℃以上。根据研究区内积温情况和相关研究［25］，划分出植被生长季（6月11日—9月21日），以便后续研究高寒沼泽草甸生长过程对于能量平衡的影响。图2（b）为风速（WS）变化特征，研究时段内日平均风速3.25 m·s-1，夏秋季日平均风速2.94 m·s-1，冬春季日平均风速3.56 m·s-1，全年有57 天出现10 m·s-1以上强风天气且均集中在冬春季。图2（c）为饱和水汽压差（VPD）变化特征，年均饱和水汽压差0.17kPa，夏秋季饱和水汽压差日波动范围往往较大，秋冬季日波动范围较小。图2（d）为降水（P）与积雪（SC）变化特征，全年212 天出现降水，累计降水741.7 mm，其中夏秋季降水达593 mm，占全年降水的80%，单次最大日降水达21.4 mm（7 月9 日）。夏秋季温润、冬春季冷干是该地区明显的气候特征，也是沼泽草甸形成与发育的重要因素。

图2 2 m处气温大小（a），2.5 m处风速大小（b），2 m处饱和水汽压差大小（c），日降水量-蓝色柱状图；雪深-灰色阴影图（d）（图中所有数据均为30分钟平均值，气温、风速、饱和水汽压差上下浅色区域代表所描述变量的日波动范围；浅绿色区域代表植被生长季）Fig. 2 Variations in air temperature （AT） at the height of 2 m （a）， wind speed （WS） at 2.5 m （b）， vapor pressure deficit （VPD）at the height of 2 m （c）， precipitation （bar） and snow depth （shaded graph） （d） （All data are 30-minutes average and air temperature，wind speed and VPD is showed with daily maximum and minimum； light green color divided the growing seasons）

2.1.2 下垫面性质变化特征

除气象要素影响外，下垫面性质变化也是高寒沼泽草甸地区地表能量平衡特征的重要影响因素。图3（a）为土壤温度（ST）变化特征，研究时段内年均土壤表层（0～10 cm 深度）温度为-0.77 ℃，全年有167 天（5 月14 日至10 月27 日）土壤表层温度处于0 ℃以上。图3（b）为土壤体积含水量（VSMC）变化特征，土壤表层体积含水率在5 月初暖季到来迅速抬升并达到饱和，在10月末暖季结束逐渐下降并冻结。图3（c）为日均反照率（α）变化特征，基本呈现冬春季高，夏秋季低的特点，冬春季日平均反照率为0.38，夏秋季日平均反照率为0.21，春夏季有较多的U 形抬升而秋冬季较为平缓。图3（d）为地气温差变化特征，土壤表层温度变化趋势与气温变化较为一致，平均地气温差为4.84 ℃，地气温差在冬春季较大，平均相差6.49 ℃；在夏秋季较小，平均相差3.46 ℃。

图3 0.1～1.1 m深度土壤温度变化（a），0.1～1.1 m深度土壤体积含水率变化，该处用百分比表示（b）。地气温差指的是土壤表层0～10 cm平均温度与2 m处气温的温度差值。地表反照率变化（c），地气温差变化（d），指的是0～10 cm平均地表温度与2 m处气温的差异大小Fig. 3 Variations in soil temperature （ST） at the depth of 0.1～1.1 m （℃） （a）， volumetric soil moisture content （VSMC） at 0.1～1.1 m （%）（b）， albedo （α） （c）， temperature difference （d） between the average surface temperature of 0～10 cm and the air temperature at 2 m

2.2 地表能量收支的季节变化及成因

2.2.1 地表能量收支及其闭合率

图4（a）为能量收支情况，净辐射积累主要集中在春夏两季，积累值达到了全年的72%，其中46.1%转化为感热通量，55.6%转化为潜热通量，1.7%转化为土壤热通量。感热在冬春季较大，夏秋季较小，潜热则在夏秋季较大，冬春季较小，土壤热通量在秋冬季为负值，在春夏季为正值。图4（b）为日能量平衡闭合差，年均能量平衡闭合差为-2.47 W·m-2，最大闭合差为48.53 W·m-2（6 月11 日），图5 为研究区2020年能量平衡闭合率情况，能量平衡闭合率为0.72，处在大量野外站点观测得到的0.5～0.8的范围之内［39］，数据主要集中在回归曲线附近仅有少数离群点，表明数据观测可靠。

图4 2 m处日均净辐射通量Rn、感热通量H、潜热通量LE、土壤热通量G的季节变化（a），散点图为日能量平衡闭合差（EBD）的季节变化，紫色实线为日能量平衡闭合差的7日滑动平均（b）Fig. 4 Variations in daily average net radiation flux （Rn）， daily average sensible heat flux （H）， daily average latent heat flux（LE） and daily average soil heat flux （G） at the height of 2 m （a）， variations in daily energy budget deficit （EBD）was shown in scatter plot and the pink solid lines denoted 7-days running mean value （b）

图5 日均湍流能量（H+LE）与有效能量（Rn-G）比值绘制得到的散点图，红色曲线为散点图的线性拟合曲线，较深红色阴影为95%置信区间，较浅红色阴影为95%预测区间，黑色线条表示经过原点斜率为45°的1∶1曲线Fig. 5 Scatter plot of the daily mean H+LE against Rn-G from January to December. The red curve is the linear fitting curve of the scatter plot， the darker red shade is the 95% confidence interval， the lighter red shade is the 95% prediction interval，and the black line represents the 1∶1 curve

2.2.2 净辐射通量季节变化特征及成因

图6（a）为日均净辐射通量变化情况，研究时段内日均净辐射通量为79.78W·m-2，最大值、最小值分别出现在7 月18 日以及1 月11 日。净辐射通量变化整体呈现“单峰型”变化并存在上下波动，变化特征与唐古拉，西大滩及马衔山等地类似［13，43］。整体呈现“单峰型”变化主要是年内太阳高度角等变化带来的［14，44］。结合图6（b）不难发现日均净辐射通量曲线中存在上下波动这一现象，冬春季主要由于是积雪覆盖的高反照率使得向上短波辐射通量增大造成，夏秋季主要是由于向下短波辐射通量明显的减少。夏秋季节入射短波辐射通量减少主要与降雨事件频发，阴雨天云层遮盖有关，有研究指出降雨发生后地表反照率减小，液态降水发生后净辐射通量会出现一定时间增加［45-46］，因此利用小波分析考虑降水事件与净辐射通量之间的关系。图7为日降水量与日净辐射通量的关系图，结果表明降水量与净辐射通量在降水发生时存在显著的反相位相干关系，即降水增加，净辐射通量减少，春末夏初日降水量与日净辐射通量存在8～31 天的显著反相位关系（R＞0.9，P＜0.05），即冬春季降水发生后8～31 天仍存在净辐射通量减少的现象，主要由于此时仍以固态降水为主，地表被积雪覆盖，反照率较高。秋季到来之后上述反相位关系随积雪消融逐渐消失，并随降水事件出现7天左右的相位关系，与上述研究中指出的出现的降水发生后净辐射通量增加的结论不同，可能是由于在暖季到来之后高寒沼泽草甸土壤处于饱和状态，降水对土壤表层含水量等因素影响较小。

图6 2 m处日均净辐射通量大小（a），2 m处日均辐射通量大小（b），不同颜色及形状用来区分辐射通量Fig. 6 Variations in daily average net radiation flux （Rn） at 2 m （a）， variations in daily average radiation flux at 2 m （b），different colors and mark were used to distinguish the radiation flux

图7 日降水量与日均净辐射通量之间的小波相干图，左侧坐标代表日降水量与日均净辐射通量的相位周期（D），横轴为时间序列，不同颜色深浅代表相干系数大小（R），黑色细实线代表边际效应，曲线内部为有效数据，黑色粗实线代表相干系数通过了95%的显著性水平检验。箭头方向代表相干关系，向右箭头代表正相关，向左代表负相关，向上代表降水领先净辐射通量变化D/4周期，向下代表降水落后净辐射通量变化D/4周期Fig.7 The left axis represents the phase period （D） of daily precipitation and daily average net radiation flux； the horizontal axis represents the research period； different color represents the coherence coefficient （R）； the thin solid black line represents the marginal effect； the inside of the curve is valid data. The thick solid black line indicates that the coherence coefficient has passed the significance level test of 95%. The arrow direction represents the coherence， the arrow to the right represents the positive correlation， and the arrow to the left represents the negative correlation. The upward represents that the precipitation is D/4 days ahead of the change in net radiation， and the downward represents that the precipitation is D/4 days behind the change in net radiation

2.2.3 湍流通量季节变化特征及其影响因素

图4（a）中潜热及感热通量呈现明显的季节变化规律，潜热通量变化幅度高于感热通量。研究时段内年均潜热通量为45.63W·m-2，夏秋季潜热通量达全年潜热通量的73%，年均感热通量为38.47W·m-2，冬春季感热通量达全年感热通量的56.4%。

感热通量表现出的冬春季占比较大，夏秋季占比有所下降这一现象，一方面是由于冬春季节的地气温差较夏秋季大增强了感热交换，另一方面则是由于冬春季节降水量少且土壤含水量极低使得净辐射较少的被潜热所消耗（图8）。春季结束后，地气温差减小，同时土壤含水量增多，大量净辐射被潜热通量所消耗，感热通量因此在春季结束后开始下降。潜热通量在夏秋季占比较大，很大原因在于5 月初土壤表层温度开始高于0 ℃，地表开始融化，地气温差较小，感热交换减少的同时净辐射通量逐渐提高，土壤表层含水量与温度较高，为潜热提供了充足的能量、水分等条件。

图8 土壤温度与土壤体积含水率变化剖面图，左侧坐标轴代表观测深度，横轴代表观测时间，不同颜色代表土壤的体积含水量，黑色实线线代表土壤温度等值线Fig. 8 The left axis represents the observation depth， the horizontal axis represents the observation time， different colors represent the volumetric soil water content， and the solid black line represents the contour line of soil temperature

与唐古拉高寒草甸［15，48］、北麓河稀疏草原［14］、马衔山沼泽草甸［43］、西大滩高寒草原［13］、五道梁荒漠草原［44］等地区的变化特征相比，高寒沼泽草甸相比其他高寒植被类型年总潜热通量占比更大且更加集中在夏秋季，沼泽草甸年总潜热通量占比可达有效辐射的55%，稀疏草原、荒漠草原、高寒草原仅有20%～27%。高寒草甸虽年总潜热通量与感热通量占比与高寒沼泽草甸相当，但高寒草甸潜热通量在夏秋季仅占有效能量的41%，高寒沼泽草甸则可达73%。研究表明植被生长也对潜热通量有所影响［46］，考虑高寒沼泽草甸独特的潜热特征是在环境要素和植被的共同作用下形成的，因此利用通径分析考虑冠层导度及环境要素，分析高寒沼泽草甸生长过程对潜热通量的影响。图9为考虑高寒沼泽草甸冠层导度与环境要素对潜热通量影响的通径分析结果，表明在生长季潜热通量主要受到净辐射通量和饱和水汽压差的影响，同时冠层导度与潜热（LE）及饱和水汽压差（VPD）之间的负通径系数表明高寒沼泽草甸植被在生长过程中提高了饱和水汽压差对潜热过程带来的影响（路径：VPD-gs-LE），减弱了净辐射通量带来的影响（路径：Rn-gs-LE）。

图9 考虑植被冠层导度的环境要素与潜热通量之间的关系。箭头代表变量对潜热通量带来的影响，绿色连线代表变量间存在正向关系，橙色连线代表变量间存在负向关系。er代表通径分析模型的误差大小，er=（1-R2）1/2，上标星号代表该数据通过了95%置信水平下的显著性检验Fig. 9 The structure of influencing factors and latent heat flux given by path analysis considering gs during growing season；One-way influence was shown with arrows， interplay of environmental element was shown with line without arrows. And green color means positive relationship， orange color means negative relationship between latent heat （LE） and environmental element. er means residual error was calculated by er=（1-R2）1/2. Superscript asterisk means the value passed the 95% significance t-test

2.2.4 土壤热通量季节变化特征及其影响因素

图4（a）为日均土壤热通量变化情况，研究时段内日均土壤热通量1.34 W·m-2，夏秋季土壤热通量为128.99 MJ·m-2，冬春季土壤热通量为-87.42 MJ·m-2，研究区土壤热通量变化幅度较小，总的土壤热通量传导方向向下。土壤热通量除受净辐射通量控制外并与地表状况有关［51-52］，表现在冬春季地表存在积雪覆盖时地表反照率较高导致净辐射通量较低，同时积雪的升华过程消耗了一定的净辐射，使得该时期土壤热通量较低。夏秋季，尤其是进入植被生长期后，土壤热通量基本为正值，波动相对较大，而且在生长季的不同时期土壤热通量均值也有所不同，表现为：植被生长前期（6 月11 日—7 月12 日）＞植被生长中期（7 月13 日—8 月15 日）＞植被生长后期（8月16日—9月21日）。研究表明高寒沼泽草甸植被通过调节土壤热通量而对多年冻土存在一定的保护作用［37］，因此利用通径分析考虑冠层导度及净辐射通量，分析高寒沼泽草甸对土壤热通量的影响。图10 为植被生长季土壤热通量与环境要素及冠层导度的通径分析结果，表明在植被生长季土壤热通量受控于净辐射通量，但高寒沼泽草甸的存在削弱了净辐射带来的土壤热通量增量（路径：Rn-gs-G）。

图10 考虑植被冠层导度的环境要素与土壤热通量之间的关系。箭头代表变量对土壤热通量带来的影响，绿色连线代表变量间存在正向关系，橙色连线代表变量间存在负向关系。er代表通径分析模型的误差大小，er=（1-R2）1/2，上标星号代表该数据通过了95%置信水平下的显著性检验Fig.10 The structure of influencing factors and soil heat flux given by path analysis considering gs during growing season；One-way influence was shown with arrows， interplay of environmental element was shown with line without arrows. And green color means positive relationship， orange color means negative relationship between soil heat flux （G） and environmental element. er means residual error was calculated by er=（1-R2）1/2. Superscript asterisk means the value passed the 95% significance t-test

2.3 不同冻融时期的地表能量平衡特征及其影响因素

研究表明，土壤冻融过程改变了地-气之间的能量交换特点［6］，根据研究区气候条件及相关研究［52］，以观测到0～110 cm 活动层的土壤温度湿度剖面作为划分依据：当冻土活动层完全低于0 ℃且土壤体积含水量稳定时为完全冻结期，活动层温度完全高于0 ℃且土壤含水量饱和时为完全消融期，活动层内土壤含水量增加时为消融期，活动层内土壤含水量减少时期为消融期。研究区内完全冻结期为1 月1 日—5 月14 日、消融期为5 月15 日—9 月1日，完全消融期为9 月2 日—11 月1 日，逐渐冻结期为11月2日—12月31日。

表2 为研究区冻融过程中地表能量平衡特征：在土壤完全冻结期以及逐渐冻结过程中能量主要被感热所消耗；消融过程中随着土壤含水量不断增大以及植被生长，潜热占比增大；在冻结和消融过程中土壤热通量占比较大。为探究不同冻融时期能量平衡特征的主要成因，本文选取了对应时段的环境要素与潜热及感热通量间进行逐步回归分析。

表2 研究区各冻融时期地表能量平衡特征Table 2 Characteristics of surface energy budget during freezing and thawing periods，brackets represent the proportion of the flux to the net radiation

表3为冻融过程中湍流通量与主要环境要素的关系，结果表明通量特征均受到净辐射通量的控制。各回归方程中均涉及土壤表层温度或土壤表层湿度，表明土壤冻融过程对能量平衡特征有重要影响。感热通量除完全冻结时期外均受到气温及土壤表层温度的影响，地表反照率这一因素在完全冻结时期及逐渐消融期对感热通量也产生了一定的影响，主要原因在于积雪不能在短时间内消融并使得反照率升高导致净辐射通量的下降，感热通量因此受到影响。在消融或冻结过程中，饱和水汽压差对感热通量产生了一定的影响，这是由于该时期土壤含水量变化较快，是潜热/感热占比发生变化最大的时期，饱和水汽压差对感热通量的影响可以理解为潜热增大过程对感热带来的影响。潜热通量除完全消融时期外均受到饱和水汽压差及土壤表层湿度的影响，在完全冻结期与完全消融期受到降水的负向影响，在完全冻结期积雪虽然会产生一定的升华贡献潜热通量，但其较高的反照率也使得潜热的来源净辐射通量被大幅削弱了，完全消融时期土壤表层含水量饱和，降水不仅难以增加土壤含水量还会使得潜热交换的能量来源净辐射减少，因此在上述两个时期降水往往带来负向影响。

表3 冻融过程中湍流通量与主要环境要素之间的关系Table 3 The relationship between turbulent flux and environmental elements in freezing-thawing process

3 结论

本文利用2020 年布曲冬克玛底河流域内的中国科学院唐古拉山冰冻圈水文与生态野外科学实验站高寒沼泽草甸综合试验场野外观测数据，通过定量统计、小波相干、通径分析、回归分析等研究方法，探讨了该区域能量平衡特征及影响因子，其主要结论如下：

（1）首先分析了冬克玛底流域的气象要素及下垫面特征，该地区气温、风速及饱和水汽压差均有明显的季节变化，夏秋季降水达到了全年的80%，呈现夏秋季温润、冬春季冷干的气候特征。土壤温度及体积含水率有明显的季节变化，夏秋季下垫面存在长时间的饱和状态以及明显的冻融循环过程。

（2）辐射平衡分量和净辐射具有明显的季节变化特征，净辐射主要受向下短波辐射和反射短波辐射的季节变化影响，呈现单峰型变化且存在许多谷值。净辐射主要被感热和潜热所消耗，分别达到全年的46.1%和55.6%，仅有1.7%转化为土壤热通量。

（3）独特的气候及下垫面条件使高寒沼泽草甸具有不同于其他高寒植被类型的湍流交换特征，表现在净辐射夏秋季主要转化为潜热，冬春季主要转化为感热，潜热通量相较于其他高寒草甸类型占比更大且更集中在夏秋季，沼泽草甸年总潜热占比达有效辐射的55%，夏秋季潜热通量可达有效辐射的73%。在植被生长季，高寒沼泽草甸提高了饱和水汽压差对潜热通量带来的影响，削弱了净辐射带来的影响。

（4）高寒沼泽草甸地区的存在的土壤冻融过程也改变了地表能量平衡特征，主要表现在湍流通量除受净辐射控制外，随土壤温度及体积含水率的变化出现了消融时期以潜热通量为主、冻结时期以感热通量为主的变化特征。对于冻融过程中能量平衡特征的成因仅利用逐步回归进行了简单的分析，高寒沼泽草甸地区土壤冻融过程对于能量平衡过程的影响仍值得深入探讨。