九寨溝針闊混交林能量平衡特征

李 桐,鄢春華,王 蓓,趙文利,張 楊,邱國玉

北京大學深圳研究生院環境與能源學院 深圳市太陽能與風能海水淡化關鍵技術工程實驗室, 深圳 518055

能量交換對推動氣候變化至關重要[1]。青藏高原地區海拔高、地區廣以及下墊面復雜(林地、草地、草甸、積雪與冰川等),是我國及東亞地區一些重要天氣系統產生源地,該地區主要是通過地氣相互作用交換水分和能量過程對亞洲季風、全球大氣環流及全球氣候變化產生巨大的影響[2- 4]。在全球變化背景下,青藏高原對于氣候變化響應更為敏感[2]。由于青藏高原對大氣的熱力和動力效應都是通過高原近地層與邊界層逐漸影響自由大氣,探討青藏高原地表與大氣之間能量交換是剖析高原大氣邊界層地氣相互作用的關鍵科學問題之一[5- 7]。

青藏高原地表輻射平衡和熱量平衡特征是近年來青藏高原地區的研究熱點問題[3-4,8- 20]。然而,以往開展的研究主要集中在青藏高原主體,對青藏高原及其周邊廣泛分布的山谷地區的研究極為不足。山谷地區由于地形起伏大、下墊面不均一,局地環流十分復雜。因此,對青藏高原大氣邊界層的研究,不能忽略青藏高原及其周邊的山谷地區。

由于大氣邊界層熱力結構與高原、盆地和高原平原過渡地區的差異較大,過渡地區有著獨特于高原和盆地的地表能量過程。大部分在青藏高原的能量收支研究表明季風前(冬、春季)顯熱通量占主導地位,季風期和季風后(夏、秋季)潛熱通量是凈輻射的主要消耗項[10,17-20],極少數研究發現全年顯熱通量在凈輻射的分布中占主導地位[13],但在四川盆地,研究發現全年潛熱通量在凈輻射的分布中占主導地位,顯熱通量的作用和土壤熱通量相當[17]。因此,為了更好地理解從高原到盆地的能量循環機理和動力學,研究過渡區的能量分配至關重要。

本文選擇青藏高原東北邊緣向四川盆地陡跌的過渡地帶的亞高山河谷——九寨溝為研究區域,以九寨溝典型針闊混交林為研究對象,基于渦度相關系統的實測數據,研究其能量收支各分量的分配特征,分析其能量閉合狀況,為進一步了解青藏高原及周邊地區不同區域地表能量過程及相關機理提供依據。

1 研究區概況及研究方法

1.1 研究區概況

本研究在九寨溝國家自然保護區內進行,地處青藏高原東北邊緣向四川陡跌的過渡地帶,位于岷山山脈南段,行政區劃屬于四川省阿壩藏族羌族自治州九寨溝縣,地理坐標為32°53′—33°20′N,103°46′—104°05′E。在高原季風和亞熱帶海洋季風的影響下,主要表現出冷涼干燥的季風氣候特征。同時由于九寨溝內高山峽谷切割分布,垂直海拔差異大,氣候垂直分帶明顯。該地區多年平均氣溫為7.3℃,年日照時數為1800 h左右,多年平均降水量為762 mm,多為700—800 mm,降水多集中在4—10月,占到全年降水量的70%以上,降水年變化率比較小(10%—15%)。九寨溝植被覆蓋率超過80%,其中森林覆蓋率在65%左右[21],天然植被類型垂直分布包含針葉林、闊葉林、灌叢、草甸。本研究選取海拔2600 m以下的天然針葉林遭受自然或人為破壞后人為更新了油松的針闊葉混交林為研究對象,主要樹種有黃果冷杉(Abiesernestii)、青杄(Piceawilsonii)、油松(Pinustabuliformis)、山楊(Populusdavidiana)、白樺(Betulaplatyphylla)、紅樺(Betulaalbo-sinensis)、遼東櫟(Quercuswutaishansea)、茶條槭(Acerginnala)等。

1.2 研究方法

1.2.1 渦度相關系統

渦度相關系統(Eddy covariance, EC)主要由LI- 7500A 開路式CO2/H2O分析儀(LI-COR, Lincoln, NE, USA),R3- 50三維超聲風速風向傳感器(Gill, Hampshire, UK)組成,搭配LI- 7550分析器預處理元件(LI-COR, Lincoln, NE, USA)和CR3000數據采集器(Campbell Scientific, Logan, UT, USA)進行數據預處理和存儲,安裝高度距地面30 m。通過CR3000數據采集器采集存儲數據,原始數據采集頻率為10 Hz,每30 min記錄1次所有觀測數據和處理結果的平均值,同時每10 min記錄1次輻射通量、溫濕度、降雨量基礎氣象數據的平均值。地表以下3 cm處安裝兩個土壤熱通量板(HFP01, Hukseflux, Netherlands),采用CR1000數據采集器(Campbell Scientific, Logan, UT, USA)采集土壤熱通量數據,采集數據間隔為1 min,每10 min記錄1次平均值。

1.2.2 數據處理

本研究采用的渦度相關系統是一種可以直接準確觀測水熱垂直傳輸通量的微氣象學方法[22]。本研究利用CR3000與LI- 7550分析器預處理元件對采樣頻率為10 Hz的氣象參數(溫度、濕度、風速等)進行處理,進而計算出潛熱通量和顯熱通量。

由于數據處理過程中對湍流數據進行了大量篩選以及傳感器狀態異常等原因,通量數據會存在許多缺失值或異常值。其中異常值主要包括少部分大于800 W/m2的極大值,小于-100 W/m2的極小值,極少數的大于100 W/m2夜間異常值以及H2O與CO2濃度、輻射通量超過傳感器測量閾值的數據。因此為了獲取完整的通量數據,就必須對缺失的通量值進行插補。本研究中顯熱通量H缺失值或異常值主要是根據當地實測有效顯熱通量與凈輻射通量的線性關系進行插值[23]。而潛熱通量LE缺失值或異常值則根據Wilson和Baldochhi[24]基于Priestly-Talyor公式[22]提出的方法：

LE=αLEeq

(1)

式中,LE為潛熱通量缺失值或異常值,α為兩周內有效潛熱通量數據與根據30 min有效氣象數據計算得到的平衡蒸散發比值的平均值。Priestley 和 Talyor[25]指出對于任意足夠寬闊的均勻下墊面(無論水分供應是否充足),此時下墊面上空大氣趨于飽和,此時蒸散發只包括輻射項,并將此定義為平衡蒸散發(LEeq),計算公式為

(2)

式中,Δ為飽和水汽壓-氣溫曲線的斜率(kPa/K),γ為空氣濕度常數(kPa/K),顯熱通量,Rn是30 min凈輻射通量(W/m2),G是30 min土壤熱通量(W/m2)。

渦度相關數據處理過程如圖1所示。根據最終獲得的30 min完整通量數據即可進一步計算得到蒸散發與能量收支各項的日值、月值與年度值。

圖1 渦度相關系統數據處理流程Fig.1 Flow charts of eddy covariance data processingWPL為三個人的人名首字母,Webb E K,Pearman G I,Leuning R,通常都寫為WPL

1.2.3 能量閉合分析

來自太陽輻射的能量首先經過云層和地面反射、大氣吸收、海洋和陸地吸收等過程。然后,被海洋和陸地吸收的能量又以顯熱通量、潛熱通量和紅外輻射的形式返回到大氣和宇宙,形成了能量循環?？傮w來說,地球系統的能量收支基本處于一種動態平衡狀態,到達地球的能量與地球放出的能量相等。

對于某一地區或某一生態系統而言,地表能量平衡方程一般可寫成[26]

Rn+Ae=H+LE+G+P0+Ad

(3)

式中,Rn為凈輻射通量,為到達地面的總輻射減去返回大氣的輻射(包括凈短波輻射和凈長波輻射)；H為顯熱通量,LE為潛熱通量,為地表與大氣的熱量交換；G為土壤熱通量,其值為通過地表的能量傳輸。此外,Ae為人工熱源輻射量,包括燃料等消耗對地表產生的能量釋放；P0為植物光合成的能量消耗,其所占比例往往很小,在很多場合可以忽略；Ad為因空氣或水的水平流動引起的能量凈損失的移流項。在不考慮人類能量釋放、忽略植物光合作用能量消耗以及水平方向能量輸送可忽略的情況下,地表能量平衡方程可以簡化表示為：

Rn=H+LE+G

(4)

當湍流能(LE+H)與有效能(Rn-G)相等時,該系統能量閉合,反之能量不閉合。本文采用線性回歸法來分析研究區針闊混交林能量閉合狀況[10,27-30]。實驗中根據土壤表層3 cm的溫度和生長周期,將全年分為萌芽期(3月)、生長期(4—9月)、生長后期(10—11月)、凍土期(12—次年2月)共4個時期。

2 結果與分析

2.1 能量收支各分量的日變化

各個時期各能量平衡分量變化如圖2(圖例中,LE：潛熱通量, Latent heat；H: 顯熱通量, Sensible heat；Rn：凈輻射, Net radiation；G：土壤熱通量, Soil heat)。九寨溝典型針闊混交林能量平衡各分量各時期的平均日變化均呈明顯的單峰型曲線,夜間波動不大,萌芽期、生長期、生長后期峰現時間無明顯差異,均在正午12:00—13:00左右,凍土期峰現時間有所延遲大約在15:00。各時期日均值均為晨間各分量由負值變為正值；在日落后各分量由正值變為負值。生長期各分量正值持續時間最長,約為12 h,8:00至20:00；凍土期各分量正值持續時間最短且各分量由負值變為正值分界點最晚,約為6 h,12:00至18:00；萌芽期、生長后期各分量正值持續時間約為10 h,8:00至18:00。

凈輻射在生長期值最大,日均值125 W/m2,步入凍土期后最小,日均值為52 W/m2。正午時刻達到日最大,但凍土期的峰值有所延遲。潛熱通量與顯熱通量與凈輻射通量有相似的日變化趨勢,峰現時間也與凈輻射同步。比較同一時期內顯熱通量與潛熱通量差異如表1,并對同一時期內二者進行One-Way ANOVA分析,結果表明在萌芽期日內顯熱通量30 W/m2高于潛熱通量28 W/m2,但差異不顯著(P=0.830,n=1488),在進入生長期和生長后期日內潛熱通量均顯著高于顯熱通量(生長期和生長后期內P< 0.001,n=8784與2928),進入凍土期后顯熱通量11 W/m2再次高于潛熱通量10 W/m2,兩者差異仍然不顯著(P=0.924,n=4320)。這與大部分在青藏高原進行的能量平衡研究結果一致,凍土期顯熱通量高于潛熱通量,而生長期顯熱通量低于潛熱通量[10,17-20]。不同的是,Gu 等[7]在青藏高原東北部的研究發現萌芽期、生長后期與凍土期主要能量消耗均為顯熱通量。岳平等[17]的研究則指出四川盆地全年潛熱通量在凈輻射的分布中占主導地位,顯熱通量的作用和土壤熱通量相當。由此可知,由于大氣邊界層熱力結構與高原、盆地和過渡地區的差異較大,研究區有著獨特于青藏高原和四川盆地的地表能量過程。

圖2 能量平衡分量平均日變化Fig.2 Daily variation of the energy componentLE: Latent heat;H: Sensible heat; Rn: Net radiation；G：Soil heat

項目Items非凍土期 None-frozen-soil period萌芽期(3月)Pre-growth period(March)生長期(4月—9月)Growth period(Apr to Sep)生長后期(10月—11月)Post-growth period(Oct to Nov)凍土期(12月—2月)Frozen-soil period(Dec to Feb)年值Annual凈輻射, Net radiation, Rn/ (W/m2)91125725295潛熱通量, Latent heat, LE/ (W/m2)2886401054顯熱通量, Sensible heat, H/ (W/m2)3023171120土壤熱通量, Soil heat, G/ (W/m2)12-3-40降水量, Total precipitation,P/mm61795129181003

2.2 能量平衡各分量的季節變化

圖3所示,凈輻射在年尺度上也近似呈單峰變化,峰值出現在7—8月,凈輻射主要受太陽高度角影響,夏至前后太陽直射北回歸線,北回歸線的太陽高度在正午達到一年中的最大值90°,因而北半球夏季凈輻射為全年最大。過程線存在著鋸齒狀波動,這是由于小尺度天氣變化的影響,該地區年均降水量513—1003 mm,尤其在雨水充沛的生長季波動格外顯著[31]。

圖3 研究區凈輻射通量(Rn),土壤熱通量(G),潛熱通量(LE)與顯熱通量(H)變化特征Fig.3 Daily mean values of net radiation (Rn), soil heat flux (G), latent heat flux (LE) and sensible heat flux (H) for the study site

潛熱通量與顯熱通量在年尺度的變化規律基本與凈輻射一致,也存在鋸齒波動。顯熱通量和潛熱通量的能量分配隨著新葉長出和老葉掉落呈現明顯的變化。顯熱通量的峰現時間早于其他分量,出現在4月前后,隨后逐漸降低,并遠小于潛熱通量。潛熱通量峰值也出現在7、8月間,至9月末已開始出現顯著下降趨勢,這是因為植被進入生長后期生理活動減弱。11月基本落葉,至次年4月長出新葉,此階段蒸騰大幅減少,潛熱通量分量占比下降,顯熱通量與潛熱通量接近,冬季數值持續較低,回春發芽后潛熱通量、凈輻射逐漸上升而顯熱通量下降,待新葉完全長出后顯熱通量維持較穩定數值約23 W/m2,而植被生理活動旺盛使得潛熱通量再次成為能量平衡的主要支出項,生長季日均值86 W/m2,遠高出顯熱通量,因此顯熱通量在凍土解凍期間、植被生出新葉前出現峰值。

表2表示的是研究區2014和2015年全年與生長季能量收支情況。由表2可知,2014與2015年全年潛熱通量占凈輻射比值為0.57、0.60,在生長期甚至可高達0.69、0.75。說明在生長過程(4—11月)能量分配主要以潛熱通量為主,即凈輻射大多由蒸散發消耗。這是因為期間雨水充沛,溫度較高,日照長,植物生長旺盛,蒸發及蒸騰更強烈。Yan等[28]研究發現,研究區多年平均潛在蒸散發(759 mm)略低于平均降水量(762 mm)?；贐udyko假設的研究認為,當ETp≤P時年ET與潛在可蒸散量有關,而ET > P時ET與降水量有關[32-34]。因此,九寨溝的蒸散發主要是受有效能控制,而不是降水(植物可利用水)。值得注意的是,在青藏高原的研究發現即使在生長期,潛熱通量占凈輻射比例也小于0.5[10,13,35],其主要是受到土壤水分的限制。

由圖3可知,土壤熱通量也表現出與凈輻射相似的季節特征。從3月中旬至整個夏季,土壤作為能量匯。4月至7月間出現最大日均土壤熱通量值(小于8 W/m2),日均正午土壤熱通量達10—15 W/m2且全天土壤熱通量占凈輻射不足5%。至9月末土壤熱通量改變傳輸方向且日均值最小約-6 W/m2。小時尺度上土壤熱通量通常小于植被冠層熱儲量；一般在溫暖季節從上午至午后,土壤熱通量不到凈輻射10%,在冬季夜間,相當一部分土壤熱通量為負凈輻射。總體而言,土壤熱通量是在晝夜和季節時間尺度上是重要的,但土壤熱通量比其他能量分量小1—2個數量級,各階段土壤熱通量都較為微弱,尤其是年尺度上土壤熱通量占凈輻射不足1%,基本可忽略[24]。因此,凈輻射的支出項主要為顯熱通量和潛熱通量,土壤熱通量占凈輻射的比重很小,年尺度基本可忽略(表2)。

表2 研究區2014和2015年全年與生長季(4—11月)能量收支情況

2.3 能量閉合分析

Wilson等通過分析全球通量網FLUXNET站點能量平衡的閉合狀況,發現通量觀測中普遍存在10%—30%的不閉合[36]。本文對九寨溝典型針闊混交林的能量閉合度進行了分析,將渦度相關法獲得的湍流能量通量(LE+H)和森林有效能量通量(Rn-G)做線性回歸統計[24],用能量閉合狀況評價渦度相關觀測值。如圖4所示兩年回歸方程斜率均小于1且截距大于0。年尺度上看(LE+H)約占凈輻射70%,即渦度相關法測定的顯熱通量與潛通量之和小于有效能量,研究區域存在能量不平衡現象。2014年和2015年能量閉合度分別為0.75和0.71,與相關研究結果0.55—0.99一致[28,30,36]。能量平衡閉合分析表明研究區域通量數據比較可靠。

圖4 2014與2015年渦度相關觀測結果能量閉合分析(n=364)Fig.4 Analysis on energy balance closure of EC measurement in 2014 and 2015(n=364)

本研究中造成能量不閉合的原因可能有：(1)土壤熱通量板埋放在地下3 cm處,測量了地下3 cm部分的土壤熱通量,而忽略了埋深以上的部分。在錦州玉米農田的能量平衡研究發現未考慮0—5 cm土層土壤熱儲量與忽略冠層儲熱以及渦度相關系統本身對水熱通量的低估,大約造成18%的能量損失[37]。(2)忽略了植被的熱量變化和光合作用消耗的能量。植被冠層儲熱量有時作為重要能量來源,日均值為2—3 W/m2,盡管在年尺度上可忽略不計,但其晝夜變化極大[24]。(3)渦度相關系統測量理論上要求下墊面均一且地勢平坦,以避免在水平和垂直方向上形成平流,而九寨溝地區植被茂密,地勢陡峭多變,不能忽略森林內部空氣流動的影響[38]。類似的研究還有鼎湖山森林生態系統,對其能量平衡分析的研究表明該地區能量不閉合度為33%—7%[39],略高于普遍研究結果10%—30%。(4)儀器造成的誤差,各分量測定方法存在空間取樣誤差[40]。(5)高頻和低頻湍流通量的損失,顯熱通量和潛熱通量測量系統的通量損失通常為5%到10%[41]。

3 結論

本研究基于2014年與2015年兩年的渦度相關系統觀測數據,分析了九寨溝典型針闊混交林能量收支各分量的日變化、季變化特征,并分析了其能量閉合。結果表明：

(1)九寨溝典型針闊混交林能量平衡各分量日變化與季變化均呈現單峰型二次曲線,與凈輻射的日變化、季變化同步,峰現時間也較一致,凍土期峰現時間延遲。

(2)冬季和春季顯熱通量為能量主要支出項,而夏季和秋季則以潛熱通量為主,年尺度上土壤熱通量不到凈輻射的1%。顯熱通量在凍土解凍期間、植被生出新葉前出現峰值,潛熱通量在盛夏時節出現峰值。

(3)觀測期兩年間研究區域生長季LE/Rn分別為0.69、0.75,高于青藏高原等地的類似研究,原因是該地區蒸散發主要受該地區有效能的控制而不是受可利用水分的控制,較高的潛熱通量占比可能是森林恢復過程蒸散發較高導致的。

(4)研究區域能量觀測閉合度兩年分別為0.75、0.71,表明該地存在能量不閉合,這與相關研究結果一致,研究區域通量數據比較可靠。