青藏高原東南緣不同類型生態系統碳、水交換特征

劉輝志 杜群 許魯君 劉陽 蒙小妮 邵雅梅 鄭穎祺 3

1 中國科學院大氣物理研究所大氣邊界層物理和大氣化學國家重點實驗室, 北京 100029

2 云南大學, 昆明 650500

3 中國科學院大學, 北京 100049

4 南寧師范大學北部灣環境演變與資源利用教育部重點實驗室, 南寧 530001

5 生態環境部南京環境科學研究所, 南京 210042

1 引言

青藏高原東南緣位于橫斷山脈地區，該區域地形起伏、海拔高差大、地形地貌復雜多樣。由于其所處地理位置的特殊性和地形地貌的復雜性，使得該地區既是東亞季風和南亞季風的交匯區，也是大氣變化的熱源區和敏感區（葉篤正和高由禧,1979）。青藏高原東南側有來自相鄰的印度洋、南海地區的異常顯著的暖濕氣流及水汽輸送，并在高原東南側構成異常水汽輻合區；該區域是引起我國乃至日本等地區天氣氣候異常的水汽輸送關鍵區以及東亞陸—氣相互作用最敏感區域之一（徐祥德等, 2014）。青藏高原東南地區的陸面、大氣的基本狀況對鄰近區域及東亞地區天氣氣候有著重要影響（蘇錦蘭等, 2015; Dong et al., 2019）。

全球陸地約一半的面積位于非平坦、非均勻的復雜地形下，地氣間的熱力驅動流對大氣邊界層和復雜地形下局地天氣氣候的發展演化都起著非常重要的作用（Rotach et al., 2017）。地表—大氣交換過程對氣候系統的水分、能量和生物地球化學循環亦有重要影響（Kirshbaum et al., 2018）。青藏高原東南緣區域復雜地形的動力和熱力作用是通過下墊面與大氣間的動量交換、水文循環和物質交換等過程實現的，進而影響局地天氣和氣候（Henne et al., 2004; 徐祥德等, 2014）。青藏高原東南緣地區降水和溫度的空間分布極不均勻，天氣多變，區域氣候差異特征顯著。準確的估算非均勻地表的能量和水汽交換仍然面臨很大挑戰（Ma et al., 2023）。由于地形地貌復雜，自然環境惡劣，青藏高原東南橫斷山區各類觀測資料極為缺乏，高質量的觀測資料更少，限制了人們對該區域大氣及陸面基本狀況及其變化規律的認識。

山區復雜地形在不同時空尺度影響地氣相互作用以及地氣間物質、能量和熱量通量的輸送和混合過程等（Chow et al., 2013）。復雜山地的局地環流對地（湖）—氣之間水熱過程的影響過程，到目前仍是大氣邊界層研究的熱點和難點（Mengelkamp et al., 2006）。Wagner et al.（2014）指出，山谷逆溫層和垂直環流的發展與下墊面強迫和背景穩定度密切相關；其中山谷的復雜地形尤其是山谷深度對區域及更大尺度上（包括山地和沿海地區）的熱力分層及環流結構影響巨大。因此，開展復雜山地的地氣相互作用特征的觀測及數值模擬研究，改進數值模式中復雜地形的大氣邊界層的描述，對模擬復雜地形下的大氣邊界層中的垂直交換過程及自由大氣中的環流發展是至關重要的。由于青藏高原東南地區缺乏地氣相互作用高質量的觀測資料，顯著影響數值模式在該區域的準確性，該區域成為全球范圍內數值預報準確率不確定性最高的區域之一。現有的數值預報模式對高原東部及下游地區模擬降水出現了顯著的偏差（Yu et al., 2000）。研究青藏高原多尺度陸—氣相互作用特征及其數值模擬，提高該區域數值模擬的準確性，不僅對局地氣象預報和災害預警至關重要，同時也與下游地區天氣、氣候預報的質量密切相關（Xu et al., 2002; 吳紹洪等,2012）。

2 青藏高原東南緣高山草甸地氣交換特征

麗江位于青藏高原東南部橫斷山脈地區，位于青藏高原向東亞地區水汽輸送通道上，對麗江水汽交換過程的理解將有助于更好的理解東亞水汽循環（Xu et al., 2002）。與青藏高原大部分地區不同（Gu et al., 2008），麗江位于亞熱帶，有更高的氣溫、更多的降水量。受全球變暖影響，麗江玉龍冰川區雪山明顯減少，雪線已經上升（何元慶和章典, 2004）。中國科學院大氣物理研究所自2012 年在麗江牦牛坪建立了高山草甸通量觀測站，觀測站運行至今已積累多年連續觀測資料（圖1；Wang et al., 2016, 2017）。麗江站裸土的反照率低于草地，這是由于麗江站的土壤顏色較深造成，而這種現象與半干旱地區的草地觀測結果相反（Wang et al.,2018）。麗江站的有效能量主要分配為潛熱通量（表1），在濕季，潛熱通量占凈輻射的60%，而且這個比例在整個濕季保持穩定，這與其他草地生態系統不同，海北站潛熱占凈輻射的比例隨著植被生長而增加（Gu et al., 2005）。

表1 麗江站濕季、干季和整個生長季（2011 年6 月到2013 年12 月）太陽輻射（Sm，單位：MJ m-2d-1）、凈輻射（Rn，單位：MJ m-2d-1）、感熱通量占凈輻射的比例（H/Rn）、潛熱通量占凈輻射的比例（LE/Rn），海北站整個生長季節是指2002 年DOY15 到2023 年DOY14 (Gu et al., 2005)。引自Wang et al.(2016)。Table 1 The solar radiation (Sm, units: MJ m-2d-1), net radiation (Rn, units: MJ m-2d-1), H/Rn (the ratio of sensible heat to net radiation) and LE/Rn (the ratio of latent heat to net radiation) at Lijiang site for the wet seasons, the dry seasons and the whole years from June 2011 to December 2013 and at the Haibei alpine meadow for the growth period and the whole yar from DOY 15, 2002 to DOY 14, 2003 (Gu et al., 2005).From Wang et al.(2016).

麗江站的凈碳吸收出現了正午受到抑制的現象，在晴朗天氣下，高輻射和較高的氣溫是高山草甸生態系統凈碳吸收在正午下降的原因，這種現象在半干旱區和地中海草原也都觀測到（Fu et al., 2006;Aires et al., 2008）。云量的增加顯著增強了麗江的凈碳吸收，可能是由于光合有效輻射的散射輻射增加了，這在黑河流域的草原上也觀察到了類似現象（Bai et al., 2012）。氣溫是影響高山草甸凈碳吸收的 主 要 控 制 因 子（Saito et al., 2009; Wang et al.,2016）。氣溫升高導致青藏高原地區的高山草甸凈碳吸收顯著增加（Wang et al., 2023）。麗江高山草甸凈碳交換各組分的年際變異主要由于氣象因子（氣溫和降水等）的季節變化引起（Wang et al.,2017），這與歐洲和北美地區草甸的研究結果一致（Teklemariam et al., 2010; Jensen et al., 2017）。Shao et al.（2014）認為氣象因子的年際變化導致的植被功能改變是凈碳交換各組分年際變異的主要原因。

全球變暖引起降水變率增加，在極端干旱和濕潤之間變動（Zhang et al., 2021）。麗江站的凈碳吸收過程受干旱和降水分布影響而發生改變（Wang et al., 2016; Zheng et al., 2022）。2012 年的春季干旱導致麗江高山草甸生長季縮短進而引起凈碳吸收下降，這在其他生態系統也觀測到類似現象（Kwon et al., 2008）。麗江高山草甸在2015 年6 月表現為微弱的碳源，這是由于上一年度的干旱導致，上一季度的土壤水分虧缺會抑制高山草甸的凈碳吸收作用（Li et al., 2016a）。降水分布會改變土壤水分狀況，進而影響草原生態系統的碳收支（Sloat et al., 2015）。由于麗江站2014 和2015 年的降水更多分布在生長季，在2014 和2015 年生長季前的干季，只觀測到兩次土壤含水量的脈沖，而2016 年的降水分布更為均勻，導致2016 年凈碳吸收更高（圖2；Zheng et al., 2022）。生長季早期的降水事件能促進草原生態系統的土壤呼吸（Post and Knapp, 2020）。旱季降水量減少會抑制生態系統呼吸和光合作用，導致凈CO2吸收量總體下降，因為光合作用對土壤水分的敏感性高于生態系統呼吸（Wu et al., 2011; Zheng et al., 2022）。

圖2 2014～2016 年麗江高山草甸通量觀測站（a）累積降水量、（b）5 cm 深度土壤水含量（SWC）和（c）累積凈碳交換通量（NEE）隨時間的變化。陰影部分代表濕季。引自Zheng et al.（2022）。Fig.2 Variations of (a) cumulative precipitation, (b) SWC (Soil Water Content) at the depth of 5 cm, and (c) cumulative NEE (Net Ecosystem Exchange) for the year 2014, 2015, and 2016 in Lijiang alpine meadow flux site.The shaded area denotes wet season.From Zheng et al.(2022).

3 青藏高原東南緣湖氣相互作用特征

湖泊是全球變化的重要指示器（Adrian et al.,2009），通過復雜的生物物理和生物地球化學進程，對局地和區域尺度上的天氣和氣候產生重要影響（Shao et al., 2015）。我國是一個多湖的家，超過一半的湖泊分布于高原地區（Ma et al., 2012）。中國科學院大氣物理研究所基于中日合作JICA 項目建立的固定于洱海湖面上的觀測平臺，從2012 年起在大理洱海開展了湖面—大氣間相互作用的連續觀測實驗（圖1）（Liu et al., 2015）。洱海的反照率在0.06 到0.13 之間，并且干季大于濕季，可能是由于太陽高度角的變化（Liu et al., 2015; Du et al., 2018a）。洱海的反照率高于青藏高原腹地的鄂陵湖（Li et al., 2015），與鄱陽湖較為接近（Zhao and Liu, 2017）。洱海在夜間觀測到正的潛熱通量，表明洱海在夜間持續蒸發，在芬蘭南部地區的湖泊也觀測到相似現象（Nordbo et al., 2011）。夜間蒸發是湖泊水汽蒸發的主要貢獻者（Liu et al., 2012）。洱海的潛熱通量和感熱通量存在相反的季節變化，潛熱通量在雨季更高，而感熱通量相反，并且潛熱通量遠大于感熱通量（Du et al., 2018a）。洱海在1～6 月份熱量儲存為負，湖泊在持續的釋放熱量，與我國亞熱帶地區的太湖相似（Wang et al., 2014）。洱海的年蒸發量在1120.8～1228.5 mm 之間（Du et al., 2018b），高于青藏高原的納木錯湖（1025 mm）和青海湖（830 mm）的年蒸發量（Wang et al.,2020）。湖泊的蒸發量受緯度、海拔和湖泊面積影響，海拔越高、面積越小并且緯度越高的湖泊蒸發越小（Wang et al., 2020）。洱海的年蒸發量始終高于降水量，這與青藏高原的納木錯湖和青海湖相似，甚至后兩者蒸發量和降水量的差距更大（Haginoya et al., 2009; Li et al., 2016b）。

湖泊在全球碳循環的重要性也不可忽視（Huotari et al., 2011）。洱海在年際尺度表現為碳源，并且其凈CO2排放高于美國五大湖之一的伊利湖（Shao et al., 2015）。風速是影響洱海CO2通量的主要影響因子，當風速較大時，通過湍流引起的渦動和渦流影響氣體交換速率，當風速較低時，通過對流調節氣體交換速率（Eugster et al., 2003）。降水也被發現是影響洱海CO2通量季節尺度的控制因子，這在美國五大湖之一的伊利湖也發現相似現象（Shao et al., 2015），可能是由于降水改變了湖泊營養物質的變化（Yu et al., 2014）。另一方面，降水也可能會促進CO2排放，降水會加快碳從陸地向湖泊輸送，從而增加有機碳的濃度并提高二氧化碳分壓（Pumpanen et al., 2014）。湖面大氣特征的變化會引起湖—氣交換過程大氣驅動因素的變化，進而影響湖—氣交換過程（Huotari et al., 2011; Li et al., 2015）。在季風期，當帶有暖濕氣團的東南風經過青海湖，會導致湖氣溫差減少并轉變為負值（Li et al., 2016b）。而洱海在季風期開始前，湖氣溫差為負值，而在季風期湖氣溫差轉變為正值（Du et al., 2018b）。洱海的潛熱通量在季風期較高，而感熱通量在季風后期較高，并且洱海在季風前期釋放熱量，季風后期儲存熱量（圖3；Du et al., 2018b）。與洱海不同，位于青藏高原的納木錯湖的感熱和潛熱通量在季風前期和季風中期較小，在季風后期較高，季風后期湖泊向大氣中釋放大量的熱量（Haginoya et al., 2009）。

圖3 2012～2015 年洱海能量通量各組分在季風前期、季風期和季風后期的月均值（△Q 儲存熱量，Rn 凈輻射，LE 潛熱通量，H感熱通量）。引自Du et al.(2018a)。Fig.3 The monthly average energy fluxes (△Q , the storage heat flux in the lake; Rn , the net radiation flux; LE , the latent heat flux; and Hs,the sensible heat flux) during pre-monsoon, monsoon and post-monsoon periods from 2012 to 2015.From Du et al.(2018a).

與陸地下墊面不同，湖氣間的潛熱通量和感熱通量的峰值出現在弱不穩定至近中性層結（Li et al., 2015; Yusup and Liu, 2016）。洱海在1～6 月期間保持在弱穩定至穩定層結，之后轉變為弱不穩定到不穩定層結（Meng et al., 2020）。與其他地區的湖泊（Li et al., 2015; Yusup and Liu, 2016）相比，洱海湖面近地層大氣穩定度變化范圍較小，強不穩定和強穩定出現的概率幾乎為零，而在熱帶的大型湖泊（Verburg and Antenucci, 2010）和位于青藏高原的鄂陵湖（Li et al., 2015），觀測期間湖面近地層均持續處于不穩定狀態。洱海在穩定條件下的潛熱通量高于不穩定條件下，這是由于穩定層結下，較高的風速和水汽壓差引起較大的蒸發（Meng et al., 2020），在瑞典北部的小型湖泊也觀測到類似的結果。

4 青藏高原東南緣“浮毯型”濕地地氣交換特征

濕地是氣候變化研究的“熱點”區域，對氣候變化響應敏感（Alekseychik et al., 2017）。騰沖北海濕地是我國西南高原唯一的“浮毯型”高原淺水湖泊濕地，其水面常年覆蓋有“浮毯”狀苔草草排，該濕地類型十分罕見。中國科學院大氣物理研究所自2015 年6 月在騰沖濕地開展碳、水通量觀測（圖1；Du et al., 2021）。蒸散是濕地水循環的重要組成部分之一，但由于濕地類型存在差異，濕地的水文過程仍存在很大的不確定性（Tonti et al.,2018）。騰沖濕地的能量分配存在顯著的季節變化，在濕季有效能量主要分配為潛熱通量。在干季，潛熱通量占凈輻射的比例和感熱通量占凈輻射的比例差異較小（圖4；Shao et al., 2022）。位于中緯度和高緯度地區的具有季風氣候的濕地，隨著濕季的開始，能量分配中的主導能量通常會從感熱通量轉變為潛熱通量。在青藏高原的高山草原和牧場，潛熱通量在夏季的能量分配中占主導，而感熱通量在其他季節的能量分配中起主導作用（Ma et al.,2012; Zhang et al., 2021）。騰沖濕地的植被和水體比例的變化對水汽和凈碳交換過程均有顯著影響，植被占下墊面的比例與凈碳吸收和蒸發成正比（Du et al., 2021）。其他研究也發現植被對濕地凈碳收支的影響，青海湖濕地的葉面積指數決定了凈碳交換85%的變異（Cao et al., 2017）。植被通過改變陸表特征包括粗糙度、反照率等進而影響濕地的 能 量 分 配 和 水 分 平 衡（Forzieri et al., 2020）。Zhao and Liu（2018）也指出水體比例對于鄱陽湖的能量收支和分配有顯著影響。

5 青藏高原東南緣復雜地形局地環流對湖氣碳、水通量的影響

山地附近湖區周邊地形復雜多樣，湖泊和陸地之間的熱力和動力差異導致湖陸風環流的形成，產生復雜和獨特的局地環流（Bart?ňková et al., 2014;Curry et al., 2015）。山地湖區周邊地形復雜多樣，形成的局地環流具有復雜性和獨特性。目前，對山地湖區局地環流的研究多為個例分析，基于長時間序列觀測資料進行的分析很少，山地湖區不同時間尺度的局地環流特征有待進一步揭示（Gerken et al., 2014）。Xu et al.（2021）基 于Arrillaga et al.（2016）和Román-Cascón et al.（2019）的方法，對大理洱海盆地2015 年白天和夜間的山谷風和湖陸風環流進行統計，根據風向和持續時間對湖陸風和山谷風環流進行篩選。發現該地區白天為湖風（風向范圍：0°～170°）。夜間，大理盆地的局地環流主要受蒼山山風和洱海陸風的共同影響。夜間局地環流表現為兩種環流形勢（圖5）。當蒼山山風強盛于洱海陸風時，觀測點附近主要受西南風影響，表現為N1 型局地環流（圖5a）。反之，當蒼山山風較弱時，洱海南部氣旋式環流北支到達湖泊中部西岸，觀測點附近主要受東南風影響，表現為N2 型局地環流（圖5b）。N1 型山風主導局地環流和N2 型陸風主導局地環流的風向分別定義為180°～350°和90°～170°。洱海使局地風速增加，與Curry et al.（2015）在北美南部湖泊的發現一致。洱海觀測站處的湖風主要在日出后1 小時形成，日落前消失，與意大利阿爾卑斯山的加爾達湖風較為相似（Giovannini et al., 2015）。

復雜地形局地環流對湖泊物質和能量通量有不同的影響。Xu et al.（2021）研究發現除N2 型環流外，N1 型山風環流和白天湖風都減弱感熱通量，且N1 型山風環流的減弱效果更明顯（圖6）。夜間山谷降溫比山坡慢，使得山谷湍流混合作用減弱，大氣邊界層更趨于穩定（Fernando et al., 2015）。白天湖風和夜間N2 型環流都促進潛熱交換，N2型環流的增強作用約為白天湖風環流的兩倍，而N1 型環流則減少潛熱通量（Xu et al., 2021）。局地環流對潛熱通量的交換主要是由于湖風引起了局地比濕和水汽壓變化導致（Naor et al., 2017）。湖泊在復雜地形湖區的二氧化碳輸送中也起著關鍵作用（Lin et al., 2018; Davis et al., 2020）。在夜間，山區植被通過呼吸作用排放CO2，山坡處的CO2濃度高于洱海湖面，蒼山的山風將山坡處的CO2輸送到洱海湖面，從而增加CO2通量。在白天，湖風增加了局地風速，進而對CO2交換過程產生影響（Xu et al., 2021）。

隨著數值天氣、氣候模式分辨率的提高，湖泊的作用變得不可忽視（Zia et al., 2016）。湖—氣耦合模式的發展成為數值天氣的前沿問題之一（Subin et al., 2012）。Xu et al.（2017）基于洱海通量觀測資料，評估了湖氣耦合模式WRF3.7.1 在洱海的適用性，結果表明WRF 模式高估了風速和地表的湍流混合作用。通過采用地形訂正因子（Jiménez and Dudhia, 2012），引入次網格地形參數化對模型進行優化，提高了風速和地表通量模擬的準確性，表明在復雜地形上進行地形校正的必要性。

6 結論

青藏高原東南緣位于青藏高原關鍵的水汽輸送通道上，地形地貌復雜，是數值模擬的難點區域。氣候變暖背景下，不同類型生態系統對氣候變化響應的程度和方式也有所不同。長期的通量觀測資料將有助于提高對復雜地形區地氣相互作用特征及其影響機制的認識。中國科學院大氣物理研究所自2012 年開始，利用渦動相關法在青藏高原東南緣不同生態系統（濕地、湖泊和草甸）開展了長期、連續和高質量的觀測，獲取了長時間序列的地表通量數據集。基于以上觀測，已初步明確和揭示青藏高原東南緣橫斷山脈不同類型下墊面的地氣交換特征及其影響因素。青藏高原東南緣高山草甸的碳、水交換過程受降水分布影響顯著，“浮毯型”濕地的碳、水交換除了受氣象因素影響外，也受到下墊面植被和水體比例變化的影響。不同類型生態系統的碳、水交換過程在不同時間尺度的影響因子存在差別。風速始終是湖泊潛熱和CO2交換的關鍵影響因子，而降水在較長時間尺度對湖泊CO2通量也有顯著影響。此外，青藏高原東南緣的復雜地形對于生態系統的碳、水交換過程也有顯著影響。復雜地形產生的不同類型的局地環流對于生態系統的碳、水交換過程有不同的影響。通過對復雜地形區不同生態系統地交換過程及其影響機制的研究，將有助于改進青藏高原東南緣地區的地表參數化方案，提高該地區數值預報的準確性。