黃河源區高寒草地-大氣間水熱交換通量特征

羅 琪 ， 張廷龍 ， 李振朝 ， 李照國

1.海南省氣象科學研究所， 海南 ?？?5702032.海南省南海氣象防災減災重點實驗室， 海南 ?？?5702033.中國科學院 西北生態環境資源研究院， 甘肅 蘭州 730000

0 引 言

陸面過程是地球科學系統的重要組成部分，決定陸地表面和大氣之間的物質和能量交換特征，從而深刻地影響全球大氣環流和區域天氣、氣候(朱文琴等,2001；饒志娟等,2021)。深入研究陸地上各種下墊面與大氣之間能量和物質的交換規律，對陸面過程模式以及氣候系統模式的發展具有重要作用(黃菁,2012；王明等,2016)。黃河源區位于青藏高原的東北部，該區域是湖泊-高寒草地復雜下墊面的典型代表，源區復雜下墊面的陸-氣相互作用不僅直接影響青藏高原的氣候和環境變化，而且對東亞乃至全球的氣候和環境都可能產生重要影響(呂少寧等,2010；王少影等,2012；陳云剛等,2014)。目前，有關黃河源區典型下墊面地氣間能量和物質交換以及土壤中水熱輸送過程的研究已越來越受到重視。陳金雷等(2016)利用黃河源區瑪曲土壤濕度觀測網土壤濕度觀測數據，通過比較4種常用升空間尺度方法，尋找最適宜該地區站點數據尺度提升的方案，發現線性擬合方法最適于瑪曲地區土壤濕度尺度提升；李照國等(2013)利用黃河源區鄂陵湖湖面和湖濱草地的渦動相關資料，分析了氣象因子對地表能量分配的影響；陳海存等(2013)利用黃河源區典型退化草地觀測數據，分析了土壤溫濕度及熱通量之間的相互關系；劉蓉等(2012)選取了中國靜止氣象衛星(FY-2D)觀測資料，結合地面氣象觀測資料，基于能量平衡原理，估算了黃河源區的逐時陸面蒸散發量。針對黃河源區不同下墊面許多學者也做了大量的研究，然而由于黃河源區環境較為惡劣，地形條件復雜，高原上很多地區的觀測資料及對陸面熱力狀況的研究仍顯不足，為了加強黃河源區典型草地下墊面的能量水分傳輸特征的研究，中國科學院西北生態環境資源研究院于2005年在黃河上游瑪曲建立了瑪曲氣候與環境綜合觀測研究站(簡稱瑪曲站)，展開多項觀測。文中，利用2016年瑪曲站較為連續且詳盡的觀測資料，分析該區域高寒草地下墊面地表通量和地表湍流特征，旨在為氣候和環境變化評估和預估提供參考。

1 觀測區域及數據介紹

1.1 區域介紹

研究所用資料來自中國科學院西北生態環境資源研究院瑪曲高寒草地主觀測場(圖1)?，斍貐^為黃河源區的重要組成部分，位于青藏高原東北部，觀測場位于甘肅省甘南藏族自治州瑪曲縣高寒草場(102°08′E,33°53′N)，海拔3 423 m。受青藏高原特殊地形及氣候特征影響，瑪曲無四季之分，僅有冷、暖兩季，年平均氣溫1.2 ℃，年平均降水量595 mm，主要集中于5—9月，年蒸發量1 353.4 mm，年日照時數2 583.9 h，多年平均風速2.5 m/s(王少影等,2012；陳云剛等,2014)。觀測場周圍地形平坦，下墊面為高寒草地，植被覆蓋度達92%，土壤類型主要為亞高山草地土，20 cm以上的土壤淺層中砂土(粒徑<0.02 mm)、粉土(0.02 mm<粒徑<0.05 mm)和黏土(0.05 mm<粒徑<2 mm)所占比例分別為3.4%、80.1%和16.5%。渦動相關系統和微氣象梯度塔如圖2所示。

圖1 瑪曲及觀測站點地理位置

表1 渦動相關系統觀測項目及儀器

表2 梯度塔觀測項目及儀器

圖2 中國科學院瑪曲高寒草原觀測場(a)和瑪曲邊界層氣象塔站(b)

1.2 觀測及數據介紹

研究采用瑪曲觀測場2016年渦動相關系統和微氣象梯度塔觀測資料。觀測場渦動相關系統觀測項目及儀器如表1所列，氣象梯度塔觀測項目及儀器如表2所列，分別采用數據采集器CR3000(Campbell Sci. Inc. UT,USA)和CR23XTD(Campbell Sci. Inc. UT,USA)，主要使用了其氣溫(HMP45C，美國；精度±0.2 ℃)、輻射四分量(NR01，美國；精度±10%)、感熱潛熱通量、相對濕度、飽和水汽壓資料。此外，降水觀測來自雨量筒。土壤溫度(107L，美國；精度±0.2 ℃)和土壤濕度(CS616，美國；精度±2.5%)測量采用美國Decagon設備有限公司制造的ECH20 EC-TM土壤濕度感應探頭及ECH20-EM5O自動數據記錄盒，探頭分別布設于距地表面5、10、20、40、80 cm深處，對土壤濕度的感應分辨率為0.001 m3/m3，資料觀測時間間隔為30 min。土壤熱通量由熱通量板(HPF01 SC-L，美國；精度±3%)測定。

2 結果分析

2.1 氣象要素變化

圖3為瑪曲高寒草地下墊面氣象要素日變化。分析發現，氣溫(2.4 m)隨季節變化明顯，12月—次年1月為氣溫最低階段，2月開始回暖，氣溫不斷上升，6—8月達到最高，在此期間基本保持穩定，隨后開始下降。為了研究瑪曲地區冷暖時段變化特征和區別，將6—8月作為暖季，12月—次年2月作為冷季?？諝庀鄬穸?2.4 m)也存在較為明顯的季節變化特征，受降水影響較大，暖季濕潤多雨，空氣相對濕度較大，最大值可達90.3%；冷季干燥且為固態降水，所以空氣相對濕度較小，最小值為15.2%。飽和水汽壓差是指在一定溫度下，飽和水汽壓與實際水汽壓的差值，代表實際空氣距離水汽飽和狀態的程度，即空氣的干燥度，文中飽和水汽壓差由空氣相對濕度和氣溫估算得到。與黃土高原半干旱區相比(張強和王勝,2008)，青藏高原高寒草地下墊面飽和水汽壓差整體偏小，空氣更加濕潤。各層土壤溫度變化趨勢基本一致，土壤溫度在11月左右開始凍結降至0 ℃以下，3—10月為正值，7月中旬達到峰值，淺層土壤溫度受氣溫的影響明顯，有較為劇烈的波動。土壤濕度變化主要受制于降水，特別是對于淺層土壤，植被生長季主要降水時段為4—6月和8—10月，土壤濕度保持在0.30 m3/m3以上，最大值可達0.38 m3/m3。7—8月由于降水較少，且蒸發強烈，土壤濕度顯著下降。其中，深層80 cm土壤濕度受降水影響較小，其值較為穩定且變化曲線較為平滑。11月隨著土壤凍結土壤濕度迅速減小，直到3月土壤融化土壤濕度開始增大。

圖3 瑪曲站氣象要素平均日變化

2.2 地表通量變化

圖4為瑪曲站高寒草地地表通量日變化及能量分配。分析發現，暖季和冷季地表各通量均表現出單峰型的日變化趨勢，夜間各通量值很小，凈輻射和感熱通量值為負，潛熱通量值較小但始終為正。日出后隨著太陽輻射和地表加熱作用各通量值迅速增大，在14時(北京時，下同)左右達到峰值，日落后各通量值逐漸減小。暖季日照時數高于冷季，所以暖季通量的轉換時間比冷季提前0.5 h。由于太陽輻射的差異，暖季凈輻射平均值(148.08 W/m2)遠高于冷季(30.26 W/m2)。暖季土壤濕度較高，日間潛熱通量值較大，平均為151.23 W/m2，約為感熱通量的2.5倍。陸氣間水汽相變占據能量交換的主導地位，變化特征與半干旱草地有較大區別。暖季夜間感熱通量占凈輻射的比例(H/Rn)高于潛熱通量占凈輻射(LE/Rn)的比例，日出后H/Rn開始升高而H/Rn減小，日間LE/Rn大于H/Rn。夜間感熱通量為負值，說明大氣向地表輸送能量，為生態系統的熱源。與暖季相反，冷季土壤凍結，高寒草地陸氣間湍流運動引起的熱量交換遠大于水汽相變，日間潛熱通量值較小，平均為18.72 W/m2，遠遠低于感熱通量均值(99.83 W/m2)。H/Rn始終大于LE/Rn，感熱通量在冷季的能量分配中占據主導地位。在日出和日落時由于凈輻射迅速的轉正和轉負導致凈輻射值偏低，導致H/Rn和LE/Rn出現異常偏大或偏小。

圖4 瑪曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)地表通量日變化(左)和能量分配(右)

2.3 環境因子對陸面水熱過程的影響

環境因子指影響某一過程及其轉換效率的一些變量，就氣象因子而言，主要包括氣溫、降水、濕度、風等。對于陸面水熱交換過程，文中主要討論土壤溫濕度和飽和水汽壓差的影響。

2.3.1 土壤溫度對陸面水熱過程的影響

為了解土壤溫度對陸氣間水熱交換及轉換效率的作用，分暖季和冷季兩種典型時段分別進行討論。通過試驗，將暖季和冷季5 cm深度土壤溫度分別按2 ℃和1 ℃間隔對相應時段LE/Rn、H/Rn進行平均處理，圖5給出了暖季和冷季兩個時段LE/Rn、H/Rn與5 cm深度土壤溫度的分布關系。暖季LE/Rn、H/Rn均隨土壤溫度升高而升高，土壤溫度升高使得地氣間溫差加大，感熱輸送增強，H/Rn增大，但是當土壤溫度大于16 ℃后，有所下降。這是由于土壤中含水量較大，增加了土壤熱容，近地層處于大氣處于高濕狀態，抑制了凈輻射向感熱的轉化作用；另一方面，由于暖季土壤濕度高，土壤溫度升高也會加強潛熱的輸送，LE/Rn亦增大。對于冷季而言，H/Rn與5 cm深度土壤溫度表現出了更為明顯的二次關系，隨溫度升高先降低后升高，轉折點位于-6—-7 ℃，即當溫度小于-7 ℃時，H/Rn降低，大于-6 ℃時，H/Rn增大。由于冷季陸地表面為荒敗植被或被積雪覆蓋，雖然5 cm深度土壤溫度仍處于0 ℃以下，但真實地表溫度已超過0 ℃，積雪開始消融，凍結土壤使得消融水難以滲入，堆積于地表。這表明在5 cm深度土壤溫度小于-7 ℃時，地表雪主要以消融為主，吸收凈輻射能量，H/Rn減??；超過-6 ℃后，地表雪消融完成，凈輻射能量吸收減小，H/Rn開始增大。對于潛熱，由于地表水量充足，潛熱損耗持續加強，H/Rn增大。

圖5 瑪曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)H/Rn(左)和LE/Rn(右)隨5 cm土壤溫度的變化

2.3.2 土壤濕度對陸面水熱過程的影響

土壤濕度是地表水循環的重要組成部分，其變化不僅會對地表水循環產生影響，而且會改變地表蒸散發，直接影響地氣間水分的交換。另一方面，土壤濕度也可以改變土壤表面反照率、土壤熱容量和植被生長狀況，通過感熱、潛熱傳導影響短期氣候變化；由于土壤熱容量遠大于空氣，所以土壤中微小的熱量變化將對大氣的陸面下邊界產生顯著影響。為分析土壤體積含水量對瑪曲高寒草地下墊面水熱交換過程的影響，將暖季和冷季土壤體積含水量分別按照0.02、0.01 m3/m3間隔對相應時段LE/Rn、H/Rn進行平均處理，圖6給出了暖季和冷季兩個時段LE/Rn、H/Rn與5 cm深度土壤濕度的分布關系，均呈現明顯的二次關系。暖季H/Rn隨土壤濕度增大先降低后升高，LE/Rn先升高后降低，轉變點分別位于0.24、0.26 m3/m3。當土壤體積含水量小于0.24 m3/m3時，由于土壤濕度越大，土壤熱容越大，所以含水量抑制了凈輻射向感熱的轉化，總體更偏向于潛熱通量；當土壤體積含水量大于0.26 m3/m3時，由于凈輻射能量向潛熱通量轉化已達峰值，凈輻射能量只能向感熱通量轉移，所以H/Rn增加，LE/Rn降低。對于冷季而言，LE/Rn、H/Rn均先增加后減小，主要歸因于積雪、凍土的消融作用。隨著積雪的消融，反射輻射能量減小，凈輻射能量增大，感熱通量和潛熱通量均增加，然而之后凍土消融對于能量的不斷吸收，使得感熱和潛熱通量再度減小。

2.3.3 飽和水汽壓差對陸面水熱過程的影響

陸氣間水熱交換不僅與近地層氣溫相關，而且受陸面蒸散過程的影響，飽和水汽壓差可以綜合反映近地層大氣的溫濕狀況，因此建立飽和水汽壓差與陸面水熱交換轉換效率的關系，可以有效反映暖季和冷季陸面特征差異。為降低觀測數據日波動對水熱交換總體趨勢的影響，將飽和水汽壓差按照0.1 kPa間隔對LE/Rn、H/Rn進行平均處理，圖7給出了暖季和冷季兩個時段LE/Rn、H/Rn與飽和水汽壓差的分布關系。在0—1.5 kPa，暖季飽和水汽壓差與LE/Rn、H/Rn均呈線性關系，隨著飽和水汽壓差增大，LE/Rn增大，H/Rn減小，表明凈輻射能量轉化為感熱通量的能力減小，轉化為潛熱通量的能力增大。較小的水汽壓差使得空氣水分對植被的脅迫作用較弱，隨著飽和水汽壓差增大，大氣趨于暖干狀態，與土壤中水汽壓差值增大，促進土壤水以潛熱形式蒸發，H/Rn相應減小。1.5 kPa之后，LE/Rn、H/Rn變化未能被很好地捕捉，但由總體變化可以看到，二者均應保持其原有趨勢。對于冷季而言，隨著飽和水汽壓差增大，LE/Rn、H/Rn均呈增大趨勢，其中感熱通量增速更加明顯。隨著飽和水汽壓差增大，冷季空氣愈加干冷，說明地面水分無法進一步補充，積雪和表面冰層消耗完畢，感熱通量隨著裸露地表面積增加，地面反照率減小，凈輻射能量增大，潛熱通量亦增大。

圖6 瑪曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)H/Rn(左)和LE/Rn(右)隨5 cm土壤濕度的變化

圖7 瑪曲站暖季(a、b)、冷季(c、d)H/Rn(左)和LE/Rn(右)隨飽和水汽壓差的變化

3 結 論

文中利用瑪曲高寒草地觀測站2016年渦動相關系統和微氣象梯度塔觀測資料，分析了黃河源區高寒草地下墊面的地表水熱交換通量特征，得到如下結論：

1) 各層土壤溫度變化趨勢基本一致，11月—次年3月土壤凍結降至0 ℃以下，之后逐漸升高，7月中旬達到峰值，淺層土壤溫度受氣溫的影響明顯，波動比深層劇烈。土壤濕度與降水的相關性較高，特別是淺層土壤，深層土壤濕度值較為穩定。11月隨著土壤凍結土壤濕度迅速減小，直到3月土壤融化土壤濕度開始增大。

2) 暖季和冷季地表各通量日變化趨勢均表現為單峰型，夜間各通量值很小，日出后隨著太陽輻射和地表加熱作用各通量迅速增大，在14時左右達到峰值，日落后各通量逐漸減小。暖季夜間感熱通量占凈輻射的比例(H/Rn)高于潛熱通量占凈輻射(LE/Rn)的比例，日出后LE/Rn開始升高而H/Rn減小，日間LE/Rn大于H/Rn。冷季H/Rn始終大于LE/Rn，冷季感熱通量占能量分配主導地位。

3) 暖季，LE/Rn、H/Rn均隨土壤溫度升高而增大，土壤溫度升高使得地氣間溫差增大，感熱輸送增強，H/Rn增大，但是當土壤溫度大于16 ℃后，有所下降。冷季，H/Rn與5 cm深度土壤溫度表現出了更為明顯的二次關系，隨溫度升高先降低后升高，轉折點位于-6—-7 ℃。暖季，H/Rn隨著土壤濕度增大先降低后升高，LE/Rn先升高后降低，其轉變點分別位于0.24、0.26 m3/m3。冷季，H/Rn、LE/Rn均先增加后減小，主要歸因于積雪、凍土的消融作用。暖季飽和水汽壓差與LE/Rn和H/Rn均呈線性關系，隨著飽和水汽壓差增大，凈輻射轉化為感熱的能力減小，轉化為潛熱的能量力增大。對于冷季而言，隨著飽和水汽壓差增大LE/Rn和H/Rn均呈增大趨勢，其中感熱通量增速更為顯著。