長江源區典型高寒沼澤草甸地表能量平衡特征及其影響因素

郭浩楠， 汪少勇， 葉虎林， 何曉波， 丁永建， 洪曉峰， 付 輝

（1. 中國科學院 西北生態環境資源研究院 冰凍圈科學國家重點實驗室 唐古拉山冰凍圈水文與生態野外科學實驗站，甘肅 蘭州 730000；2. 中國科學院大學，北京 100049； 3. 青海省格爾木水文水資源測報分中心，青海 格爾木 816000； 4. 長江水利委員會長江科學院，湖北 武漢 430010； 5. 中國水利水電科學研究院，北京 100049）

0 引言

青藏高原被譽為世界第三極，平均海拔4 000 m以上，地形復雜多樣，多年凍土及高寒草甸廣泛發育。青藏高原獨特的地理環境使得地表吸收了大量太陽輻射，并向大氣輸送了大量的熱量和水汽［1］，對亞洲乃至全球大氣環流和氣候變化有著重要影響，此外，青藏高原作為全球氣候變化最敏感的地區之一［2-3］，在全球氣候變暖的影響下出現了增溫加速、降水增多及熱源減弱的暖濕化現象［4］。

地表能量平衡是研究地-氣相互作用的核心問題以及關鍵參數之一，對局地小氣候，大氣環流以及全球氣候變化均有重要的影響［5］。深入研究青藏高原的地表能量平衡過程對理解高寒區域能量傳遞，物質循環以及氣候變化具有重要意義。目前的研究表明，全球氣候變暖導致青藏高原多年凍土活動層加深，溫度升高，增強了地-氣之間的能量交換水平［6-7］，同時也帶來了廣泛的生態系統影響［8-9］。近幾十年來，國內外科學家開展了大量的野外觀測實驗［10］。從“青藏高原能量水分循環試驗”（GAME-Tibet）項目，“第二次青藏高原科學實驗”（TIPEX）項目以及“全球協調加強觀測計劃亞澳季風實驗青藏高原能量水分循環實驗”（CAMPTibet）項目［11］以及多次熱源考察項目。在青藏高原地區的開闊河谷、沙石裸地、高寒草原、高寒草甸、高寒草原草甸等典型下墊面等開展了深入研究，在地-氣相互作用過程，能量平衡過程及影響因素，地面熱源強度等方面取得了豐厚的研究成果［12-15］，均強調了局地的氣候特征和下墊面性質對地表能量平衡的影響，同時為由單一下墊面向復雜下墊面擴展，系統研究青藏高原的能量平衡特征奠定了基礎。然而，在現階段已有充分觀測的基礎上，典型高寒沼澤草甸仍被視為高寒草甸而對地表能量平衡特征進行研究［16］，研究表明高寒沼澤草甸面積雖不足高寒草甸的十分之一卻有著十分獨特的水熱及碳過程、水源涵養、生物多樣性等生態功能［17-21］，但對于典型高寒沼澤草甸能量平衡特征仍缺乏長期的定位觀測以及深入的探討研究［12］，難以支撐進一步的機理研究及明確高寒沼澤草甸的演化過程。

長江源區，地處青藏高原中部，季風系統與西風系統交匯區［22］，對氣候變化更極其敏感，同時青藏高原中典型的高寒沼澤草甸也主要分布在海拔4 000 m 以上的長江源區［19］，并深刻影響著該地區的水源涵養、徑流變率等生態、水文過程［23］。但是，高寒沼澤草甸顯著退化［9］，正面臨著逐步消失的風險。能量平衡特征及其影響因素的研究可以加深對于該地區的生態、水文等過程的理解，從而尋求保護高寒沼澤草甸的有效手段［24］。因此，本文選取長江源冬克瑪底河流域典型高寒沼澤草甸為研究區，利用渦度相關系統獲取連續、高質量的通量數據，對能量平衡各分量特征及其影響因素進行對比分析，以期為相關研究提供高寒沼澤草甸的對比數據，豐富高原不同下墊面類型的能量平衡研究，同時為青藏高原生態恢復提供理論依據與數據支撐。

1 數據與方法

1.1 研究區概況

圖1 為研究區概況圖，本文依托位于青藏高原中部長江源區布曲冬克瑪底河流域內的中國科學院唐古拉山冰凍圈水文與生態野外科學實驗站高寒沼澤草甸綜合試驗場（TGL， 33°02′12.48″ N，92°00′28.08″ E）獲取了各項數據。實驗站點海拔為5 150 m，年均氣溫-5 ℃，氣溫年較差達24.9 ℃。全年冷、暖季分明，10月—翌年5月由于受到西風環流控制，氣候寒冷干燥，6—9 月受到西南暖濕氣流的影響，氣候溫涼濕潤［22，25］。土壤質地以砂土為主，下墊面類型為高寒沼澤草甸，植被主要是以莎草科為主的蒿草類和苔草類［26］。

圖1 研究區概況圖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 監測與分析方法

1.2.1 能量收支及環境要素觀測

通過布設能量平衡觀測系統，在冬克瑪底河流域中部開展了相關觀測［圖1（c）］。觀測系統主要由渦動相關系統，氣象梯度系統以及配套的土壤溫濕度系統組成。渦度相關系統由三維風速風向儀及水汽分析儀組成，氣象梯度系統包含有風速、風向、空氣溫度、空氣濕度、稱重式雨雪量計及雪深雪枕，土壤溫濕系統由8層溫度濕度探頭組成（表1）。

表1 觀測參數、相關儀器型及數據采集及假設高度（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）能有效地刻畫兩個時間序列的相關程度，并反映其在時頻域上的相位結構和特征，近年來已經被廣泛應用到氣象、水文等多領域的相關分析中［27-28］。本文參考前人在氣象水文要素演化過程中的分析思路［29］，利用MATLAB 2020b 軟件實現交叉小波，從而分析環境要素與凈輻射變化之間的相關關系以及演化特征。

1.2.3 通徑分析

通徑分析（Path Analysis）最早由遺傳學家Sewall Wright 提出，能得到自變量對因變量的直接作用和通過其他變量的間接作用，明確變量間的相互關系和作用程度。該方法已經廣泛地被應用到環境要素與水熱通量之間的關系分析中，并取得了良好的結果［30-31］。本文采用SPSS Statistics 26 實現通徑分析，量化環境要素與湍流通量之間的關系［32］。

1.3 數據處理及質量控制

本次研究選取2020 年1—12 月觀測站點的相關數據進行分析，其中，渦動相關系統獲得的數據往往由于天氣以及儀器自身原因存在數據缺失及誤差，因此利用Eddy Pro 軟件進行野點去除、時滯矯正、坐標旋轉、超聲虛溫訂正以及空氣密度效應訂正（WPL）等處理［33］，得到有效數據共14 945 組，缺失2 589 組數據，其中最長數據缺失間隔小于5天，參考徐自為的方案采用查表法和平均晝夜變化法對渦動數據進行插補［34］。四分量輻射、氣溫、降水等數據則直接由數據采集器利用LoggerNet 采集得到，并對部分缺失的氣溫及風速數據利用相鄰10 min內數據均值進行插補［35］。降水數據根據何曉波等在該地區的修正方案進行修正［36］。

1.3.1 凈輻射通量

地表凈輻射（Rn）可由儀器采集得到的四分量輻射值直接計算得到：

式中：Rn、Sd、Su、Ld、Lu分別代表凈輻射通量、向下短波輻射通量、地面反射短波輻射通量、向下長波輻射通量和向上長波輻射通量，單位均為W·m-2。

1.3.2 湍流通量

感熱通量（H）和潛熱通量（LE）利用渦動相關系統得到，計算公式如下：

式中：ρ為空氣密度（kg·m-3）；Cp為定壓比熱（MJ·kg-1·℃-1）；λ為水的氣化潛熱（MJ·kg-1）；ω′、θ′、q′分別為垂直風速（m·s-1）、位溫（℃）和比濕（g·kg-1）的脈動值。

1.3.3 土壤熱通量

本文選用陽坤等［37］在那曲高寒凍土地區得到良好驗證的TDEC 方法計算土壤熱通量，即利用土壤溫度，濕度推算一定時期內的土壤熱通量。已知土壤的一維熱傳導方程為：

兩側積分得到：

若給定溫度分布廓線T（Zi），式（5）可表示為：

式中：ρscs為土壤熱容量（J·kg-1·K-1）；T為土壤溫度（K）；t為時間（s）；z為土壤深度（m）；G（z）為在深度為z處的土壤熱通量（W·m-2）；G（zr）為實測深度為z處的土壤熱通量，當土壤溫濕度觀測深度足夠時，可從土壤熱通量為0 處逐層迭代；在計算過程中通過觀測數據求得溫度分布廓線（Zi），通過假定土壤熱傳導系數為1.0 W-1·m-1·K-1，利用土壤擴散方程求解溫度廓線，并用觀測得到的實測溫度廓線進行矯正，最終利用公式（6）求解各層土壤熱通量。

1.3.4 地表能量平衡及其閉合度

根據熱力學第一定律，地表能量平衡方程可表示為：

式中：H、LE、Rn、G0分別代表感熱通量、潛熱通量、凈輻射通量以及地表土壤熱通量；S為冠層熱儲量，在草地分析過程中往往不考慮；Q為附加能量源匯的綜合，因其值很小常被忽略。

能量平衡閉合度是評價觀測結果的重要指標之一，即評價研究區湍流能量（H+LE）與有效能量（Rn-G）之間的關系。研究表明，地表湍流能量與有效能量之間普遍存在著不閉合的現象［38］，本文選取研究區湍流能量與有效能量進行最小二乘回歸計算能量平衡比（EBR），并計算能量平衡閉合差（EBD）來分析能量平衡特征，具體公式如下［39］：

1.3.5 對于能量平衡過程有影響的參數計算

氣孔是植被與周圍大氣進行能量和物質交換的通道，氣孔導度控制了上述物質和能量交換的強度，冠層導度被定義為冠層下單位地表面積上所有葉片氣孔導度之和，表征了植被與大氣間能量物質交換的強弱，并受到氣候、水文條件的制約［40］。利用Penman-Monteith 公式能準確地反推得到植被生長季的冠層導度gs（m·s-1）來刻畫植被對能量平衡的影響。該公式已被應用于三江源地區植被對潛熱的影響分析中，結果表明在高寒地區冠層導度也能有效的刻畫植被對潛熱過程的影響［41-42］，具體形式如下：

式中：ρa代表空氣密度（kg·m-3）；Cp代表空氣的定壓比熱（MJ·kg-1·℃-1）；VPD代表飽和水汽壓差（kPa）；β代表波文比由H/LE計算得出，空氣動力學導度ga（m·s-1）利用摩擦風速u*（m·s-1）和2 m 處風速u（m·s-1）計算得到：

2 結果與討論

2.1 沼澤草甸環境要素的季節變化

2.1.1 氣象要素的季節變化特征

分析理解地表能量平衡及其影響因素需要了解當地的氣候背景，本文借助TGL 站長期基本氣象觀測數據研究典型高寒沼澤草甸的基本氣象特征，從而為后續分析奠定基礎。圖2（a）為氣溫（AT）變化特征，研究時段內年平均氣溫-5.5 ℃，最高氣溫7.7 ℃ （8 月9 日），最低氣溫-26.96 ℃（1 月24 日），夏秋季平均氣溫0.71 ℃，冬春季平均氣溫-11.75 ℃，全年有129 天（6 月9 日—10 月15 日）處于0 ℃以上。根據研究區內積溫情況和相關研究［25］，劃分出植被生長季（6月11日—9月21日），以便后續研究高寒沼澤草甸生長過程對于能量平衡的影響。圖2（b）為風速（WS）變化特征，研究時段內日平均風速3.25 m·s-1，夏秋季日平均風速2.94 m·s-1，冬春季日平均風速3.56 m·s-1，全年有57 天出現10 m·s-1以上強風天氣且均集中在冬春季。圖2（c）為飽和水汽壓差（VPD）變化特征，年均飽和水汽壓差0.17kPa，夏秋季飽和水汽壓差日波動范圍往往較大，秋冬季日波動范圍較小。圖2（d）為降水（P）與積雪（SC）變化特征，全年212 天出現降水，累計降水741.7 mm，其中夏秋季降水達593 mm，占全年降水的80%，單次最大日降水達21.4 mm（7 月9 日）。夏秋季溫潤、冬春季冷干是該地區明顯的氣候特征，也是沼澤草甸形成與發育的重要因素。

圖2 2 m處氣溫大小（a），2.5 m處風速大小（b），2 m處飽和水汽壓差大小（c），日降水量-藍色柱狀圖；雪深-灰色陰影圖（d）（圖中所有數據均為30分鐘平均值，氣溫、風速、飽和水汽壓差上下淺色區域代表所描述變量的日波動范圍；淺綠色區域代表植被生長季）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 下墊面性質變化特征

除氣象要素影響外，下墊面性質變化也是高寒沼澤草甸地區地表能量平衡特征的重要影響因素。圖3（a）為土壤溫度（ST）變化特征，研究時段內年均土壤表層（0～10 cm 深度）溫度為-0.77 ℃，全年有167 天（5 月14 日至10 月27 日）土壤表層溫度處于0 ℃以上。圖3（b）為土壤體積含水量（VSMC）變化特征，土壤表層體積含水率在5 月初暖季到來迅速抬升并達到飽和，在10月末暖季結束逐漸下降并凍結。圖3（c）為日均反照率（α）變化特征，基本呈現冬春季高，夏秋季低的特點，冬春季日平均反照率為0.38，夏秋季日平均反照率為0.21，春夏季有較多的U 形抬升而秋冬季較為平緩。圖3（d）為地氣溫差變化特征，土壤表層溫度變化趨勢與氣溫變化較為一致，平均地氣溫差為4.84 ℃，地氣溫差在冬春季較大，平均相差6.49 ℃；在夏秋季較小，平均相差3.46 ℃。

圖3 0.1～1.1 m深度土壤溫度變化（a），0.1～1.1 m深度土壤體積含水率變化，該處用百分比表示（b）。地氣溫差指的是土壤表層0～10 cm平均溫度與2 m處氣溫的溫度差值。地表反照率變化（c），地氣溫差變化（d），指的是0～10 cm平均地表溫度與2 m處氣溫的差異大小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 地表能量收支的季節變化及成因

2.2.1 地表能量收支及其閉合率

圖4（a）為能量收支情況，凈輻射積累主要集中在春夏兩季，積累值達到了全年的72%，其中46.1%轉化為感熱通量，55.6%轉化為潛熱通量，1.7%轉化為土壤熱通量。感熱在冬春季較大，夏秋季較小，潛熱則在夏秋季較大，冬春季較小，土壤熱通量在秋冬季為負值，在春夏季為正值。圖4（b）為日能量平衡閉合差，年均能量平衡閉合差為-2.47 W·m-2，最大閉合差為48.53 W·m-2（6 月11 日），圖5 為研究區2020年能量平衡閉合率情況，能量平衡閉合率為0.72，處在大量野外站點觀測得到的0.5～0.8的范圍之內［39］，數據主要集中在回歸曲線附近僅有少數離群點，表明數據觀測可靠。

圖4 2 m處日均凈輻射通量Rn、感熱通量H、潛熱通量LE、土壤熱通量G的季節變化（a），散點圖為日能量平衡閉合差（EBD）的季節變化，紫色實線為日能量平衡閉合差的7日滑動平均（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）

圖5 日均湍流能量（H+LE）與有效能量（Rn-G）比值繪制得到的散點圖，紅色曲線為散點圖的線性擬合曲線，較深紅色陰影為95%置信區間，較淺紅色陰影為95%預測區間，黑色線條表示經過原點斜率為45°的1∶1曲線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 凈輻射通量季節變化特征及成因

圖6（a）為日均凈輻射通量變化情況，研究時段內日均凈輻射通量為79.78W·m-2，最大值、最小值分別出現在7 月18 日以及1 月11 日。凈輻射通量變化整體呈現“單峰型”變化并存在上下波動，變化特征與唐古拉，西大灘及馬銜山等地類似［13，43］。整體呈現“單峰型”變化主要是年內太陽高度角等變化帶來的［14，44］。結合圖6（b）不難發現日均凈輻射通量曲線中存在上下波動這一現象，冬春季主要由于是積雪覆蓋的高反照率使得向上短波輻射通量增大造成，夏秋季主要是由于向下短波輻射通量明顯的減少。夏秋季節入射短波輻射通量減少主要與降雨事件頻發，陰雨天云層遮蓋有關，有研究指出降雨發生后地表反照率減小，液態降水發生后凈輻射通量會出現一定時間增加［45-46］，因此利用小波分析考慮降水事件與凈輻射通量之間的關系。圖7為日降水量與日凈輻射通量的關系圖，結果表明降水量與凈輻射通量在降水發生時存在顯著的反相位相干關系，即降水增加，凈輻射通量減少，春末夏初日降水量與日凈輻射通量存在8～31 天的顯著反相位關系（R＞0.9，P＜0.05），即冬春季降水發生后8～31 天仍存在凈輻射通量減少的現象，主要由于此時仍以固態降水為主，地表被積雪覆蓋，反照率較高。秋季到來之后上述反相位關系隨積雪消融逐漸消失，并隨降水事件出現7天左右的相位關系，與上述研究中指出的出現的降水發生后凈輻射通量增加的結論不同，可能是由于在暖季到來之后高寒沼澤草甸土壤處于飽和狀態，降水對土壤表層含水量等因素影響較小。

圖6 2 m處日均凈輻射通量大小（a），2 m處日均輻射通量大小（b），不同顏色及形狀用來區分輻射通量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

圖7 日降水量與日均凈輻射通量之間的小波相干圖，左側坐標代表日降水量與日均凈輻射通量的相位周期（D），橫軸為時間序列，不同顏色深淺代表相干系數大小（R），黑色細實線代表邊際效應，曲線內部為有效數據，黑色粗實線代表相干系數通過了95%的顯著性水平檢驗。箭頭方向代表相干關系，向右箭頭代表正相關，向左代表負相關，向上代表降水領先凈輻射通量變化D/4周期，向下代表降水落后凈輻射通量變化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 湍流通量季節變化特征及其影響因素

圖4（a）中潛熱及感熱通量呈現明顯的季節變化規律，潛熱通量變化幅度高于感熱通量。研究時段內年均潛熱通量為45.63W·m-2，夏秋季潛熱通量達全年潛熱通量的73%，年均感熱通量為38.47W·m-2，冬春季感熱通量達全年感熱通量的56.4%。

感熱通量表現出的冬春季占比較大，夏秋季占比有所下降這一現象，一方面是由于冬春季節的地氣溫差較夏秋季大增強了感熱交換，另一方面則是由于冬春季節降水量少且土壤含水量極低使得凈輻射較少的被潛熱所消耗（圖8）。春季結束后，地氣溫差減小，同時土壤含水量增多，大量凈輻射被潛熱通量所消耗，感熱通量因此在春季結束后開始下降。潛熱通量在夏秋季占比較大，很大原因在于5 月初土壤表層溫度開始高于0 ℃，地表開始融化，地氣溫差較小，感熱交換減少的同時凈輻射通量逐漸提高，土壤表層含水量與溫度較高，為潛熱提供了充足的能量、水分等條件。

圖8 土壤溫度與土壤體積含水率變化剖面圖，左側坐標軸代表觀測深度，橫軸代表觀測時間，不同顏色代表土壤的體積含水量，黑色實線線代表土壤溫度等值線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

與唐古拉高寒草甸［15，48］、北麓河稀疏草原［14］、馬銜山沼澤草甸［43］、西大灘高寒草原［13］、五道梁荒漠草原［44］等地區的變化特征相比，高寒沼澤草甸相比其他高寒植被類型年總潛熱通量占比更大且更加集中在夏秋季，沼澤草甸年總潛熱通量占比可達有效輻射的55%，稀疏草原、荒漠草原、高寒草原僅有20%～27%。高寒草甸雖年總潛熱通量與感熱通量占比與高寒沼澤草甸相當，但高寒草甸潛熱通量在夏秋季僅占有效能量的41%，高寒沼澤草甸則可達73%。研究表明植被生長也對潛熱通量有所影響［46］，考慮高寒沼澤草甸獨特的潛熱特征是在環境要素和植被的共同作用下形成的，因此利用通徑分析考慮冠層導度及環境要素，分析高寒沼澤草甸生長過程對潛熱通量的影響。圖9為考慮高寒沼澤草甸冠層導度與環境要素對潛熱通量影響的通徑分析結果，表明在生長季潛熱通量主要受到凈輻射通量和飽和水汽壓差的影響，同時冠層導度與潛熱（LE）及飽和水汽壓差（VPD）之間的負通徑系數表明高寒沼澤草甸植被在生長過程中提高了飽和水汽壓差對潛熱過程帶來的影響（路徑：VPD-gs-LE），減弱了凈輻射通量帶來的影響（路徑：Rn-gs-LE）。

圖9 考慮植被冠層導度的環境要素與潛熱通量之間的關系。箭頭代表變量對潛熱通量帶來的影響，綠色連線代表變量間存在正向關系，橙色連線代表變量間存在負向關系。er代表通徑分析模型的誤差大小，er=（1-R2）1/2，上標星號代表該數據通過了95%置信水平下的顯著性檢驗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 土壤熱通量季節變化特征及其影響因素

圖4（a）為日均土壤熱通量變化情況，研究時段內日均土壤熱通量1.34 W·m-2，夏秋季土壤熱通量為128.99 MJ·m-2，冬春季土壤熱通量為-87.42 MJ·m-2，研究區土壤熱通量變化幅度較小，總的土壤熱通量傳導方向向下。土壤熱通量除受凈輻射通量控制外并與地表狀況有關［51-52］，表現在冬春季地表存在積雪覆蓋時地表反照率較高導致凈輻射通量較低，同時積雪的升華過程消耗了一定的凈輻射，使得該時期土壤熱通量較低。夏秋季，尤其是進入植被生長期后，土壤熱通量基本為正值，波動相對較大，而且在生長季的不同時期土壤熱通量均值也有所不同，表現為：植被生長前期（6 月11 日—7 月12 日）＞植被生長中期（7 月13 日—8 月15 日）＞植被生長后期（8月16日—9月21日）。研究表明高寒沼澤草甸植被通過調節土壤熱通量而對多年凍土存在一定的保護作用［37］，因此利用通徑分析考慮冠層導度及凈輻射通量，分析高寒沼澤草甸對土壤熱通量的影響。圖10 為植被生長季土壤熱通量與環境要素及冠層導度的通徑分析結果，表明在植被生長季土壤熱通量受控于凈輻射通量，但高寒沼澤草甸的存在削弱了凈輻射帶來的土壤熱通量增量（路徑：Rn-gs-G）。

圖10 考慮植被冠層導度的環境要素與土壤熱通量之間的關系。箭頭代表變量對土壤熱通量帶來的影響，綠色連線代表變量間存在正向關系，橙色連線代表變量間存在負向關系。er代表通徑分析模型的誤差大小，er=（1-R2）1/2，上標星號代表該數據通過了95%置信水平下的顯著性檢驗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 不同凍融時期的地表能量平衡特征及其影響因素

研究表明，土壤凍融過程改變了地-氣之間的能量交換特點［6］，根據研究區氣候條件及相關研究［52］，以觀測到0～110 cm 活動層的土壤溫度濕度剖面作為劃分依據：當凍土活動層完全低于0 ℃且土壤體積含水量穩定時為完全凍結期，活動層溫度完全高于0 ℃且土壤含水量飽和時為完全消融期，活動層內土壤含水量增加時為消融期，活動層內土壤含水量減少時期為消融期。研究區內完全凍結期為1 月1 日—5 月14 日、消融期為5 月15 日—9 月1日，完全消融期為9 月2 日—11 月1 日，逐漸凍結期為11月2日—12月31日。

表2 為研究區凍融過程中地表能量平衡特征：在土壤完全凍結期以及逐漸凍結過程中能量主要被感熱所消耗；消融過程中隨著土壤含水量不斷增大以及植被生長，潛熱占比增大；在凍結和消融過程中土壤熱通量占比較大。為探究不同凍融時期能量平衡特征的主要成因，本文選取了對應時段的環境要素與潛熱及感熱通量間進行逐步回歸分析。

表2 研究區各凍融時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為凍融過程中湍流通量與主要環境要素的關系，結果表明通量特征均受到凈輻射通量的控制。各回歸方程中均涉及土壤表層溫度或土壤表層濕度，表明土壤凍融過程對能量平衡特征有重要影響。感熱通量除完全凍結時期外均受到氣溫及土壤表層溫度的影響，地表反照率這一因素在完全凍結時期及逐漸消融期對感熱通量也產生了一定的影響，主要原因在于積雪不能在短時間內消融并使得反照率升高導致凈輻射通量的下降，感熱通量因此受到影響。在消融或凍結過程中，飽和水汽壓差對感熱通量產生了一定的影響，這是由于該時期土壤含水量變化較快，是潛熱/感熱占比發生變化最大的時期，飽和水汽壓差對感熱通量的影響可以理解為潛熱增大過程對感熱帶來的影響。潛熱通量除完全消融時期外均受到飽和水汽壓差及土壤表層濕度的影響，在完全凍結期與完全消融期受到降水的負向影響，在完全凍結期積雪雖然會產生一定的升華貢獻潛熱通量，但其較高的反照率也使得潛熱的來源凈輻射通量被大幅削弱了，完全消融時期土壤表層含水量飽和，降水不僅難以增加土壤含水量還會使得潛熱交換的能量來源凈輻射減少，因此在上述兩個時期降水往往帶來負向影響。

表3 凍融過程中湍流通量與主要環境要素之間的關系Table 3 The relationship between turbulent flux and environmental elements in freezing-thawing process

3 結論

本文利用2020 年布曲冬克瑪底河流域內的中國科學院唐古拉山冰凍圈水文與生態野外科學實驗站高寒沼澤草甸綜合試驗場野外觀測數據，通過定量統計、小波相干、通徑分析、回歸分析等研究方法，探討了該區域能量平衡特征及影響因子，其主要結論如下：

（1）首先分析了冬克瑪底流域的氣象要素及下墊面特征，該地區氣溫、風速及飽和水汽壓差均有明顯的季節變化，夏秋季降水達到了全年的80%，呈現夏秋季溫潤、冬春季冷干的氣候特征。土壤溫度及體積含水率有明顯的季節變化，夏秋季下墊面存在長時間的飽和狀態以及明顯的凍融循環過程。

（2）輻射平衡分量和凈輻射具有明顯的季節變化特征，凈輻射主要受向下短波輻射和反射短波輻射的季節變化影響，呈現單峰型變化且存在許多谷值。凈輻射主要被感熱和潛熱所消耗，分別達到全年的46.1%和55.6%，僅有1.7%轉化為土壤熱通量。

（3）獨特的氣候及下墊面條件使高寒沼澤草甸具有不同于其他高寒植被類型的湍流交換特征，表現在凈輻射夏秋季主要轉化為潛熱，冬春季主要轉化為感熱，潛熱通量相較于其他高寒草甸類型占比更大且更集中在夏秋季，沼澤草甸年總潛熱占比達有效輻射的55%，夏秋季潛熱通量可達有效輻射的73%。在植被生長季，高寒沼澤草甸提高了飽和水汽壓差對潛熱通量帶來的影響，削弱了凈輻射帶來的影響。

（4）高寒沼澤草甸地區的存在的土壤凍融過程也改變了地表能量平衡特征，主要表現在湍流通量除受凈輻射控制外，隨土壤溫度及體積含水率的變化出現了消融時期以潛熱通量為主、凍結時期以感熱通量為主的變化特征。對于凍融過程中能量平衡特征的成因僅利用逐步回歸進行了簡單的分析，高寒沼澤草甸地區土壤凍融過程對于能量平衡過程的影響仍值得深入探討。