黃河源區(qū)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(tài)環(huán)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(tǒng)的重要組成部分，決定陸地表面和大氣之間的物質(zhì)和能量交換特征，從而深刻地影響全球大氣環(huán)流和區(qū)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(zhì)的交換規(guī)律，對陸面過程模式以及氣候系統(tǒng)模式的發(fā)展具有重要作用(黃菁,2012；王明等,2016)。黃河源區(qū)位于青藏高原的東北部，該區(qū)域是湖泊-高寒草地復雜下墊面的典型代表，源區(qū)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(huán)境變化，而且對東亞乃至全球的氣候和環(huán)境都可能產(chǎn)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(qū)典型下墊面地氣間能量和物質(zhì)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(qū)瑪曲土壤濕度觀測網(wǎng)土壤濕度觀測數(shù)據(jù)，通過比較4種常用升空間尺度方法，尋找最適宜該地區(qū)站點數(shù)據(jù)尺度提升的方案，發(fā)現(xiàn)線性擬合方法最適于瑪曲地區(qū)土壤濕度尺度提升；李照國等(2013)利用黃河源區(qū)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(qū)典型退化草地觀測數(shù)據(jù)，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(wèi)星(FY-2D)觀測資料，結(jié)合地面氣象觀測資料，基于能量平衡原理，估算了黃河源區(qū)的逐時陸面蒸散發(fā)量。針對黃河源區(qū)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(qū)環(huán)境較為惡劣，地形條件復雜，高原上很多地區(qū)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(qū)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(tài)環(huán)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(huán)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(xù)且詳盡的觀測資料，分析該區(qū)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(huán)境變化評估和預估提供參考。

1 觀測區(qū)域及數(shù)據(jù)介紹

1.1 區(qū)域介紹

研究所用資料來自中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院瑪曲高寒草地主觀測場(圖1)?，斍貐^(qū)為黃河源區(qū)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(fā)量1 353.4 mm，年日照時數(shù)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(tǒng)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(tǒng)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(shù)據(jù)介紹

研究采用瑪曲觀測場2016年渦動相關系統(tǒng)和微氣象梯度塔觀測資料。觀測場渦動相關系統(tǒng)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(shù)據(jù)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(shù)據(jù)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(jié)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(fā)現(xiàn)，氣溫(2.4 m)隨季節(jié)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(wěn)定，隨后開始下降。為了研究瑪曲地區(qū)冷暖時段變化特征和區(qū)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(jié)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(tài)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(tài)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(qū)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(jié)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(fā)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(wěn)定且變化曲線較為平滑。11月隨著土壤凍結(jié)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(fā)現(xiàn)，暖季和冷季地表各通量均表現(xiàn)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(shù)高于冷季，所以暖季通量的轉(zhuǎn)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(jù)能量交換的主導地位，變化特征與半干旱草地有較大區(qū)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(tài)系統(tǒng)的熱源。與暖季相反，冷季土壤凍結(jié)，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(jù)主導地位。在日出和日落時由于凈輻射迅速的轉(zhuǎn)正和轉(zhuǎn)負導致凈輻射值偏低，導致H/Rn和LE/Rn出現(xiàn)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(huán)境因子對陸面水熱過程的影響

環(huán)境因子指影響某一過程及其轉(zhuǎn)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(zhuǎn)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(tài)，抑制了凈輻射向感熱的轉(zhuǎn)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(xiàn)出了更為明顯的二次關系，隨溫度升高先降低后升高，轉(zhuǎn)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(jié)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(xù)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(huán)的重要組成部分，其變化不僅會對地表水循環(huán)產(chǎn)生影響，而且會改變地表蒸散發(fā)，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(chǎn)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(xiàn)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(zhuǎn)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(zhuǎn)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(zhuǎn)化已達峰值，凈輻射能量只能向感熱通量轉(zhuǎn)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(zhuǎn)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(shù)據(jù)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(zhuǎn)化為感熱通量的能力減小，轉(zhuǎn)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(tài)，與土壤中水汽壓差值增大，促進土壤水以潛熱形式蒸發(fā)，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(jié) 論

文中利用瑪曲高寒草地觀測站2016年渦動相關系統(tǒng)和微氣象梯度塔觀測資料，分析了黃河源區(qū)高寒草地下墊面的地表水熱交換通量特征，得到如下結(jié)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(jié)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(wěn)定。11月隨著土壤凍結(jié)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(xiàn)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(xiàn)出了更為明顯的二次關系，隨溫度升高先降低后升高，轉(zhuǎn)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(zhuǎn)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(zhuǎn)化為感熱的能力減小，轉(zhuǎn)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。