青藏高原唐古拉多年凍土區凍融循環過程中的能量平衡特征

劉藝闐，姚濟敏，趙 林，肖 瑤，喬永平，史健宗

（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/青藏高原冰凍圈觀測試驗研究站，甘肅蘭州730000；2.中國科學院大學，北京100049）

0 引言

青藏高原是世界上最高的高原，其平均海拔超過4 000 m，被稱為世界“第三極”［1］，其上的能水循環過程影響著東亞季風模態、亞洲季風過程和北半球大氣環流過程［2-3］。高原上多年凍土覆蓋分布廣泛，研究顯示多年凍土面積約為1.06×106km2，占高原總面積的40%［4-5］，并且相對于低海拔地區，高原上的多年凍土對全球氣候變化的響應更加敏感［6-7］。地表能量平衡過程是陸面過程中的核心問題［8］。多年凍土區活動層凍融循環過程不僅顯著地影響著地表的能量和水分平衡［9］，同時對地氣間水熱交換、土壤碳循環、生態系統、水文過程以及人類的農業活動產生直接或間接的影響［10-16］。因而，加強高原多年凍土區地表能量平衡過程的監測，深入活動層凍融循環對其影響的機理研究，對氣候變化引起的陸地冰凍圈環境問題的研究有重要參考價值。

自20世紀70年代以來，我國在青藏高原展開了一系列研究實驗，如第一次大氣科學實驗（QXPMEX）、GAME-Tibet實驗、第二次大氣科學實驗（TIPEX）、CAMP-Tibet實驗、第三次科學實驗以及TPCSIEA實驗等均將青藏高原地區地表能量收支、水分循環等過程作為重要研究內容［17］，對青藏高原地區地氣相互作用中的地表能量通量、土壤溫濕度的變化和分布特征有了較為準確的認識，研究表明：在全球變暖背景下，青藏高原呈現加速變暖趨勢［2，18-19］；多年凍土發生退化現象［20］，部分多年凍土退化為季節性凍土，活動層厚度顯著增加［21］；活動層土壤凍融循環受氣候變化影響，活動層開始融化時間提前且開始凍結時間推后［22］；地表能量的季節變化研究表明，感熱在冬春季節占主導，潛熱在夏秋季節占主導［23］；那曲站季節凍土和唐古拉站多年凍土的對比研究表明，活動層的凍融循環對多年凍土的影響大于對季節凍土的影響［10］，這些試驗研究使我們對青藏高原陸面過程有了更深入的了解。

然而，由于高原上高海拔站點稀缺，長時間尺度的野外觀測研究不足，而且野外觀測資料主要集中在加強觀測期的夏季，針對高海拔地區活動層凍融循環過程對地表能量、能量閉合的觀測研究還較少。本研究對2012—2014年唐古拉站點的能量通量進行觀測分析，并結合氣象站溫度資料，深入認識唐古拉多年凍土活動層凍融循環過程中的地表能量平衡特點、各能量通量的日變化和季節變化特征，該研究主要針對多年凍土活動層凍融循環過程對地表能量平衡過程的影響機制進行分析討論，以期對高原多年凍土區陸面過程研究有所貢獻。

1 觀測區概況

觀測場地選為唐古拉綜合觀測試驗觀測場（TGLMS，33°04′N，91°56′E），位于唐古拉埡口西南方向，設置在臨近青藏公路的一個平緩坡地上（圖1），其海拔高度為5 100 m。該區域屬于高原山地氣候，年平均地表溫度為-2.2℃，年平均氣溫為-4.9℃，極端高溫為17.6℃，極端低溫為-29.6℃，年降水量約為436.7 mm［24］。其下墊面為連續多年凍土，四周平坦開闊，植被類型以高山草甸為主，高度低矮，一年中最高高度約為10 cm，植被最旺盛時期地表覆蓋率大約為20%～30%［25］。觀測場中的設備每兩個月進行一次維護，運行狀態良好。站點觀測項目主要包括輻射觀測、三層氣象梯度塔觀測和渦動相關通量觀測，另外有雪深、降水量、土壤溫濕度和土壤熱通量的測量。

圖1 青藏高原唐古拉綜合觀測場位置Fig.1 Location of Tanggula comprehensive observation site on Qinghai-Tibet Plateau

氣象梯度觀測塔主要設置三層高度（2 m、5 m、10 m），每30 min記錄一次數據，主要包括輻射、雪深、氣溫、風速、風向、降水量、土壤溫濕度（5 cm、10 cm、20 cm）、土壤熱通量（5 cm、10 cm、20 cm）等要素的測量，詳見表1。

表1 唐古拉觀測場氣象梯度塔儀器說明Table 1 Description of weather gradient tower instrument in Tanggula observation field

渦動相關系統是目前較好的測量地-氣交換的微氣象方法［26-27］。渦動系統的安置高度為3.0 m，頻率為10 Hz，主要包括三維風速和超聲虛溫（CSAT3），CO2、H2O和大氣壓力（LI7500）的測量，此外還包括控制測量、運算以及數據存儲的數據采集器，詳見表2。

表2 唐古拉觀測場渦動相關系統儀器說明Table 2 Description of eddy correlation system instrument in Tanggula observation filed

2 數據與方法

2.1 數據選取

本研究采用數據為2012年1月1日—2014年12月31日唐古拉自動氣象站數據，研究時間均為北京時間。

2.2 數據處理

2.2.1 渦動相關系統

渦動相關系統是當前地氣交換研究中最先進和首選的通量觀測方法，利用定義計算出感熱通量和潛熱通量，公式如下：

式中：H為感熱通量（W·m-2）；LE為潛熱通量（W·m-2）；ρ為空氣密度（kg·m-3）；Cp為干空氣定壓比熱（J·kg-1·K-1）；ω為垂直風速（m·s-1）；T為氣溫（K）；Lv是 氣 化 潛 熱（J·kg-1）（Lv=2.5×106-2323t，t為 氣溫，℃）；qv為比濕。

數據處理流程主要包括野點值剔除、延遲時間校正、二次坐標旋轉訂正、超聲溫度的側向風校正、頻率響應校正、WPL校正等。數據的質量控制分為兩部分：第一部分為剔除環境條件惡劣與設備故障時段的渦動相關數據；第二部分為對數據進行總體湍流特征檢驗與平穩性檢測，從而完成數據總體質量檢驗與分級。最后結合地表能量閉合率對數據進行篩選。

2.2.2 氣象梯度塔觀測系統

為保證數據的完整性和可用性，本文選取氣象梯度法彌補渦動相關系統結果中的空缺值以及數據質量相對較差的值。氣象梯度法是利用氣溫、比濕、風速等的梯度資料計算，根據莫寧-奧布霍夫相似性理論，通過風速、位溫、比濕廓線公式計算感熱與潛熱通量［17，25］：

式中：u*為摩擦速度；θ*為位溫尺度；q*為空氣比濕尺度。

式中：k為卡曼常數；z是觀測高度（m）；d為零平面位移，由于研究區域的植被稀疏并且十分低矮，在此認為d近似為0；L是莫寧-奧布霍夫長度；φM、φH和φW是穩定度z·L-1的通用普適函數，可利用經驗公式得到，系數采用Dyer和H?gstr?m歸納的系數［28］。

本研究采用2 m和5 m的氣象梯度資料進行通量計算，這是由于在三組梯度資料（2～5 m；2～10 m；5～10 m）的所得結果中，2～5 m這組資料得到的各通量結果最為穩定，Richardson數（Ri）最為合理，奇異點少，因此選取這組資料進行能量通量插補分析。

2.2.3 地表土壤熱通量計算

通過土壤一維熱傳導方程（Thermal Diffusion Equation，TDE），對土壤溫濕資料積分來估算地表土壤熱通量G0：

熱容量ρscs可由下式計算得到：

式中：θ為土壤含水量（m3·m-3）；?為土壤含冰量（m3·m-3）；θsat為土壤空隙率（m3·m-3）；ρdrycdry為干土壤的熱容量（J·kg-1·K-1）；ρwcw為液態水的熱容量（J·kg-1·K-1）。

通過土層內日凍融期前后的穩定未凍水差異，可近似獲得土壤含冰量［29］：

2.2.4 地表溫度

由于物質溫度與其發射的長波輻射之間存在一定的定量關系，基于物質的熱輻射原理，地面向上長波輻射由地表熱輻射和大氣長波輻射在地表的反射組成：

式中：Ru為地面向上長波輻射（W·m-2）；ε為表面輻射系數；σ為斯蒂芬-玻爾茲曼常數（σ=5.67×10-8W·m-2·K-4），Tg為實際地表溫度，Rd為大氣向下長波輻射。

由式（12）可得到實際地表溫度的計算式：

表面輻射系數ε的值在0～1之間，由物質表面性質決定。野外常見地表的輻射系數一般為0.92～0.98，為使計算簡便，本研究中輻射系數取其中間值，即ε=0.95［30］。

3 結果與討論

3.1 淺層土壤凍融狀態分析

活動層凍融循環顯著影響著多年凍土區地氣間水熱交換過程，根據土壤溫度（不考慮鹽分等對土壤凍結點的影響），活動層凍融循環可以分為完全凍結（土壤溫度日最大值小于0℃）、完全融化（土壤溫度日最小值大于0℃）、凍結過程（土壤溫度日最大值大于0℃且日最小值小于0℃）和融化過程（土壤溫度日最大值大于0℃且日最小值小于0℃）四個階段［6］。由于5 cm土壤溫度的變化迅速，短時間內存在反復凍融現象，凍融循環過程各階段日期劃分不清晰，因此本文采用10 cm土壤溫度確定唐古拉地區多年凍土淺層土壤凍融循環的時間。

此前對于多年凍土活動層凍融循環的研究表明［31］，活動層融化過程是單向的，由表層土壤開始向下逐漸融化，自4月下旬開始融化，9月下旬融化達到最大深度。在活動層凍結過程中則會出現雙向凍結現象：活動層融化至最大深度后，由最大融化深度開始逐漸向上凍結；在10月中上旬，表層土壤向下迅速凍結，直至活動層土壤完全凍結。活動層凍融循環過程中凍結過程耗時要遠遠小于融化過程。

圖2 分別展示了2012—2014年的0～40 cm土壤溫度變化剖面圖，可以看出地表從4月底開始融化，直至5月中旬10 cm土壤完全融化，此階段淺層土壤存在日凍融循環過程（即土壤夜間凍結，白天消融）；5—10月中旬10 cm土壤層處于完全融化階段；在10月中旬地表開始凍結過程；11月—次年4月底10 cm土壤層均處于完全凍結階段。

圖2 2012—2014年0～40 cm土壤溫度變化剖面圖Fig.2 Profile of 0～40 cm soil temperature change from 2012 to 2014

表3 區分了2012—2014年凍融循環過程中的各個階段的時間范圍。在青藏高原變暖的背景下，研究時段內顯示，10 cm土壤融化開始的時間持續提前，同時，10 cm土壤凍結過程開始的時間持續推后。融化過程需要5～17 d才能完成，凍結過程基本只需要1 d就能完成，10 cm土壤融化過程比凍結過程所需的時間長。與楊梅學等［32］利用1998年青藏高原各觀測站數據所得到的活動層凍融循環各階段發生的時間相比，2012—2014年間10 cm土壤融化過程起止時間相對一致，凍結過程起止時間顯著推遲，使得10 cm土壤完全融化持續的時間明顯增加。與此前在唐古拉的研究對比顯示［24］，2012—2014年10 cm土壤融化過程起止時間有所提前，而凍結過程起止時間相對推遲。

表3 10 cm土壤層凍融起止時間及持續時間Table 3 10 cm soil layer freeze-thaw time and duration

此外，10 cm土壤完全凍結的階段比完全融化的階段時間長，由于凍融循環過程的變化，10 cm土壤完全融化階段時間在增加的同時完全凍結階段時間在減少。研究數據表明2012—2014年10 cm土壤完全融化階段持續時間共增加了12 d，其中2013年比2012年增加2 d，而2014年較2013年迅速增加，增加了10 d。10 cm土壤完全凍結階段持續時間減少了20 d，與融化階段增加的趨勢不同，10 cm土壤凍結階段在2012—2013年減少15 d，而后延緩了減少的趨勢在2013—2014年只減少5 d。因此10 cm土壤完全融化階段持續時間逐漸接近完全凍結階段持續時間，并且其持續時間在將來幾年有可能出現持平的現象。

3.2 地表能量閉合率

地表能量閉合是將感熱通量與潛熱通量之和（H+LE）與可利用能量（Rn-G0）進行對比，能量閉合率是評估觀測數據準確性和分析地表能量平衡的一個重要的評價指數［33］，但事實上能量不閉合幾乎是所有地表能量通量觀測中所面臨的問題，這可能是由以下幾個原因造成的［34-35］：（1）測量土壤熱通量時可能產生的測量誤差；（2）由于低通濾波（高頻損失）和高通濾波（低頻損失）造成的對湍流通量的低估；（3）對可利用能量測量的高估；（4）下墊面存在著異質性（開闊冠層或多組分的冠層）。

現有的研究表明，能量閉合率白天好于夜晚，晴天好于陰天［36］。本文分別選取了連續10 d的10 cm土壤完全融化階段（5月）與完全凍結階段（2月）的晴天地表能量閉合率，其中融化階段選取了2012年第143～152天的數據，其能量閉合率為83.5%；凍結階段選取了2013年第34～43天的數據，其能量閉合率為75.6%（圖3）。與此前2010年在若爾蓋站的研究結果［37］以及2014年在北麓河站的研究結果［38］相比，都顯示出了淺層土壤凍結階段能量閉合率低、融化階段能量閉合率高的現象。

圖3 地表能量閉合率Fig.3 Surface energy closure［soil thaws（a），soil freezes（b）］

圖4 顯示了2014年各月的能量閉合率，可以看出每年內凍結期與融化期的能量閉合率差值較大，能量閉合率從完全凍結階段開始增加，在完全融化階段達到最大值后逐月降低，整體的斜率在0.59～

圖4 2014年各月能量閉合率變化值Fig.4 Monthly change in energy closure rate in 2014

1.11之間變動。這可能是由于在完全凍結階段，潛熱和感熱較小，其余能量項的影響會變得相對明顯，在總能量傳輸中的比重增大，因此也呈現出凍結階段能量閉合率的值比融化階段能量閉合率值低的趨勢［36］。

此外，由于冬季地面大量積雪覆蓋，地表反照率明顯增大導致凈輻射值減少（圖5），因此12月的能量閉合率大于1，海北和禹城站點的研究結果也存在這種現象［38］。

圖5 唐古拉站2014年反照率及積雪深度變化值Fig.5 Changes in albedo and snow depth of Tanggula in 2014

統計得出，唐古拉站點2012—2014年的能量閉合率分別為70.5%、67.3%和70.4%，其平均值為69.4%。近地表能量不閉合仍是地氣相互作用實驗研究中的難點問題，王介民等［34］提出“面積平均”的必要性，認為也許通過提出新的實測數據的處理方法，得到通量的面積平均或更有空間代表性的結果，才是最終解決近地表能量閉合問題的根本途徑。

3.3 地表能量通量日變化

根據淺層土壤凍融狀態分析結果，選取相對晴天日，分別為10 cm土壤完全凍結階段的2012年1月24日、融化過程的2013年5月5日、完全融化階段 的2013年6月9日、凍 結 過 程 的2014年10月22日。

圖6 顯示了地表能量平衡各分量的日變化曲線，各能量通量均呈現單峰型的日變化。在10 cm土壤完全凍結階段與凍結過程中，凈輻射正值出現時間約從09：00—17：30（北京時間，下同），持續時間約為8 h左右，明顯小于完全融化階段和融化過程中凈輻射正值持續時間。凈輻射最大值出現時間差異不大，集中在北京時（下同）中午13：00—13：30，其中10 cm土壤完全融化階段有最大值（約800 W·m-2），融化過程與凍結過程次之（約550～800 W·m-2），完全凍結階段最小（約450 W·m-2）。受天氣變化影響，如云量，凈輻射日變化趨勢出現鋸齒狀波動。感熱通量與潛熱通量約在14：00—14：30達到最大值，隨后逐漸減小。在10 cm土壤凍結過程與完全凍結階段，凈輻射主要轉化為感熱，此時感熱通量大于潛熱通量，融化過程與完全融化階段則與此相反。地表土壤熱通量在感熱潛熱通量之前達到日最大值，且在10 cm土壤完全融化階段呈現最大值。

圖6 土壤不同狀態時地表土壤能量平衡分量日變化Fig.6 Diurnal variation of surface soil energy fluxes in different soil states

2013年5月5日 與2014年10月22日 的 地表 能量通量變化體現了10 cm土壤日凍融循環過程：隨著太陽輻射增加，凈輻射迅速增加此時地表開始融化，土壤含水量逐漸增加，潛熱通量隨之迅速增大，感熱通量與地表土壤熱通量隨著地表的加熱開始逐漸增大，在午間達到最大值后逐漸減小；到18：30后，凈輻射降為負值，感熱與地表熱通量也迅速降到負值，隨著淺層土壤開始凍結，土壤含水量減少，潛熱開始逐漸降低。

3.4 年內季節性變化

圖7 顯示了2012—2014年地表各能量通量變化，其各年份各能量通量變化趨勢相似，本文以2013年為例進行分析。凈輻射受太陽高度角的季節變化的影響，其變化趨勢呈單峰型變化，10 cm土壤完全融化期的太陽高度角更大，因此凈輻射在此時也更大，約在6月19日達到全年最大值（日均值為142.5 W·m-2）；到11月末和12月即完全凍結階段，此時地面有積雪覆蓋，地表反照率增加，該階段凈輻射值迅速降低。

圖7 2012—2014年地表能量通量變化值Fig.7 Changes in surface energy fluxes from 2012 to 2014

一年內，感熱通量與潛熱通量呈交替變化趨勢。現有的研究表明［39］，在季風開始前感熱大于潛熱，而在10 cm土壤完全融化階段的季風強盛時期，潛熱超過感熱，可以達到感熱的兩倍。

感熱通量呈“雙峰型”變化，峰值分別出現在4月和11月，在11月14日有最大值，其日均值為95.3 W·m-2。在融化過程之前，感熱通量隨著凈輻射的增加，感熱通量到達首個峰值，此時感熱占主導地位；在完全融化階段，由于淺層土壤的融化過程消耗了大量能量，造成地表能量下降，感熱降低［40］；在凍結過程及完全凍結階段，感熱重新開始增加，此時感熱重新占據主導地位。

潛熱通量與地表土壤熱通量的季節變化與凈輻射變化趨勢相同，均為單峰形式。在融化過程中，隨著凈輻射增加，土壤溫度逐漸升高，積雪融化，土壤含水量逐漸增加，此時潛熱通量開始增大；在完全融化階段，受季風影響，潛熱通量在6月7日有最大值（日均值為87.0 W·m-2），潛熱占主體地位；凍結過程開始，由于土壤含水量降低，地表蒸散發減弱，使得潛熱呈下降趨勢；至完全凍結階段，潛熱達到最小值。

地表土壤熱通量的值變化幅度相對較小，在完全融化階段高，完全凍結階段低。融化過程中，隨著積雪融化與凈輻射的增加，土壤開始迅速向下傳遞能量，此時地表土壤熱通量日總值為正；至完全融化階段有最大值（日均值為6.5 W·m-2），此時氣溫較高，地表從大氣吸收熱量；凍結過程開始，地表土壤熱通量日總量開始變為負值；完全凍結階段地表土壤熱通量日總量始終為負值，即土壤損失能量，此時地表向大氣釋放熱量。從全年尺度看，雖然地表土壤熱通量在能量平衡中所占比例很小，但地表土壤熱通量具有白天吸收能量、夜晚釋放能量；完全融化階段儲存熱量、完全凍結階段釋放熱量的特點，而且地表土壤熱通量在全年的能量平衡收支中近似地起到了“緩存”作用，因而需要重視其在研究中的作用［41］。

2012—2014年，唐古拉地表各能量的年平均值如表4所示。凈輻射受太陽輻射影響，呈現出先增加后降低的變化。感熱通量總體呈現下降變化，與近年來的觀測研究結果一致［2］；潛熱通量表現出增加的變化，這與土壤濕度的持續增加有很大的關系。地表土壤熱通量年平均值均為正值，呈現出持續降低的變化趨勢。

表4 2012—2014年地表能量通量年平均值Table 4 Annual average surface energy fluxes from 2012 to 2014

4 結論

本文利用2012—2014年唐古拉站多年凍土觀測數據，研究了地表凍融循環過程中地表能量平衡特點、各能量通量的日變化和季節變化特征，以期對高原多年凍土區陸面過程研究有所貢獻。主要結論如下：

（1）研究時段內，10 cm淺層土壤完全凍結階段持續時間長于完全融化階段，淺層土壤融化過程所需時間普遍長于凍結過程所需時間。融化過程起止時間提前，融化過程所需時間有所增加且凍結過程起止時間推后，使得完全融化階段天數持續增長且逐漸接近完全凍結階段天數。

（2）淺層土壤完全融化階段的能量閉合率普遍好于完全凍結階段的能量閉合率，此外在完全凍結階段，由于地表積雪覆蓋，地表反照率變大，凈輻射值減小，導致能量閉合率大于1。

（3）季節變化中，10 cm土壤融化過程與完全融化階段，土壤含水量增加，凈輻射與潛熱通量呈增加趨勢，感熱通量變化較小，地表土壤熱通量為正值，此時潛熱通量占主導地位；在凍結過程與完全凍結階段，土壤含水量減小，凈輻射與潛熱通量降低，感熱通量呈增加趨勢，地表土壤熱通量為負值，此時感熱通量占主導地位。地表能量各分量在日凍融循環過程中呈單峰型變化趨勢，地表熱通量先于感熱通量以及潛熱通量達到最大值。

由于資料限制，本文僅對唐古拉站2012—2014年的觀測數據進行了分析。在今后的研究中，將結合多年觀測資料，并與其他站點進行對比分析，進一步探究青藏高原多年凍土區陸面過程的年際變化。