郭小璇，王 凱，李 磊，張 寒,3，馬 磊,4，姚志生，張 偉，胡正華，鄭循華,5

（1.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/應用氣象學院，南京 210044；2.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；3.天津師范大學地理與環(huán)境科學學院，天津 300387；4.卡爾斯魯厄理工大學氣象與氣候研究所大氣環(huán)境研究部，加爾米施-帕滕基興 82467，德國；5.中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049；6.河北省氣象技術(shù)裝備中心，石家莊050021）

青藏高原地表過程（如能量平衡、地表蒸散）的機理機制研究及其與大氣過程的耦合模擬研究，對于東亞和全球氣候變化研究具有重要意義[1-3]。準確可靠的地表過程觀測數(shù)據(jù)，尤其水熱變化特征的長期觀測資料，是開展上述研究工作的基礎。高寒草甸是青藏高原分布最為廣泛的生態(tài)系統(tǒng)，總面積超過50%，在草地中，高寒草甸占比約41%[4]，因此高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)是高原能量和水分循環(huán)的重要組成部分。近年來，一些學者在青藏高原陸續(xù)開展了高寒草甸能量交換和蒸散的觀測研究，這些研究的觀測站點大多數(shù)位于海北[5-17]和高原中南部[12,18-20]的溫帶或亞寒帶氣候區(qū)，也有一些位于高原東部的亞寒帶半濕潤或濕潤區(qū)[21-27]，以及云南境內(nèi)的高原東南延伸地帶[28-29]。上述研究發(fā)現(xiàn)，高寒草甸地氣能量交換和地表蒸散過程受氣溫、輻射、降水和地表因子的共同影響，由于地理位置、海拔和氣候帶的差異，不同高寒草甸地表能量交換和蒸散的變化特征以及它們對環(huán)境因子的響應都存在很大差異。

若爾蓋高原地處青藏高原東北邊緣，平均海拔3500m，是高原上降水較為充沛的地區(qū)之一，植被覆蓋狀況較好，分布有大面積的高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)，是青藏高原重要的天然牧場和生態(tài)屏障。近40a 來，若爾蓋高原氣候呈現(xiàn)明顯的暖干化趨勢，加之人為活動影響，生態(tài)環(huán)境發(fā)生顯著變化，使該區(qū)域成為近年來高原氣候研究的熱點[30-31]。因此，有必要通過觀測研究深入認識該區(qū)域高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)的地表能量交換和蒸散過程。然而，受高寒地區(qū)環(huán)境條件的限制，目前在若爾蓋地區(qū)的地面通量觀測資料非常缺乏，僅有一個站點的周年觀測報道[22-23]。地面原位觀測通量數(shù)據(jù)的缺乏，會限制陸面模式中上述相關過程參數(shù)化方案的發(fā)展，影響模式對高原地表能量和水循環(huán)過程的模擬能力[2]。此外，基于衛(wèi)星遙感反演的地面資料（如蒸散），受到冬季地表積雪和夏季局地強烈對流產(chǎn)生的云層的嚴重影響[32]，需要可靠的地面觀測數(shù)據(jù)對其可靠性進行驗證。

基于上述背景，本研究以若爾蓋高原一處典型高寒草甸作為研究對象，采用渦動相關法開展地表能量交換通量和蒸散的周年觀測，旨在揭示該類型草甸生態(tài)系統(tǒng)地表能量交換和蒸散的季節(jié)變化特征，探討生物和環(huán)境因子對這些過程的影響機制，為準確理解若爾蓋高原草甸生態(tài)系統(tǒng)地氣間水熱交換過程提供更充分的觀測依據(jù)，并為高原陸面模式參數(shù)化方案的發(fā)展和衛(wèi)星遙感反演資料的驗證提供可靠的地面觀測數(shù)據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究站點概況

研究站點位于四川省若爾蓋縣紅星鎮(zhèn)境內(nèi)的一處高寒草甸（34°03'32"N，102°43'47"E，圖1），海拔3231m，地處青藏高原東部的亞寒帶濕潤氣候區(qū)。位于研究站點南部約 80km 的若爾蓋縣氣象站1980-2012年的氣象觀測資料顯示，該地區(qū)年平均氣溫為1.6±0.7℃（平均值±1 倍標準差，下同），最冷月出現(xiàn)在1月，平均氣溫為-9.6±1.6℃，最熱月出現(xiàn)在7月，平均氣溫為11.2±0.9℃，年平均降水量為649±94mm，約 85%的降水發(fā)生在生長季。長期（2000-2013年）物候觀測表明，該地區(qū)生長季通常開始于4月中上旬，結(jié)束于10月中下旬[33]。生長季的劃分依據(jù)為，平均氣溫連續(xù)5d 大于0℃視為生長季的起始日期，平均氣溫連續(xù)5d 小于0℃則為生長季的結(jié)束日期。研究樣地土壤類型為亞高寒草甸粉沙壤土，主要優(yōu)勢物種為矮嵩草（Kobresia humilis）和干生苔草（Carex aridula）。樣地在6月初-7月初被用作早夏牧場，10月中旬-12月下旬則為冬季牧場，其余時間不放牧，放牧家畜主要為高原牦牛和藏系綿羊，放牧強度約為3.3 羊單位·hm-2·a-1。觀測期內(nèi)數(shù)據(jù)顯示，該草甸樣地在生長盛期植被蓋度約為93%，地上凈初級生產(chǎn)力為354.9g·m-2，土壤（0-10cm）有機碳含量為70.4g·kg-1[34]。綜合上述指標，研究樣地為健康的高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)[35-37]。

1.2 通量觀測方法

觀測時間為2013年11月1日-2014年10月31日。渦動相關通量觀測系統(tǒng)由一臺三維超聲風溫儀（CAST3，Campbell Scientific Inc.，USA）、一個紅外開路CO2/H2O 分析儀（LI-7500，LI-COR，USA）和一個數(shù)據(jù)采集器（CR5000，Campbell Scientific Inc.，USA）組成，系統(tǒng)供電由太陽能板和蓄電池提供，傳感器安裝高度為2m，觀測塔半徑200m 內(nèi)下墊面平坦均一。CR5000 上還連接有其它探頭，每半小時測量總輻射（Rs）、凈輻射（Rn）、表層（5cm）土壤溫度（Ts）、不同深度（5、10、20 和40cm）土壤體積含水量（VWC）和土壤熱通量（G）等氣象環(huán)境要素。由于其它試驗安排和設備限制，在試驗樣地西南方向3km 處的一塊濕地樣地上，設有一套微型自動氣象站，為本研究提供氣溫（超聲風溫儀無有效數(shù)據(jù)期間）和降雨量數(shù)據(jù)。降雪量的觀測點位于樣地西北方10km 處的郎木寺鎮(zhèn)，由實驗人員手動采集獲取?；谟^測得到的10Hz 渦動數(shù)據(jù)，根據(jù)式（1）、式（2）[38]計算半小時平均感熱通量（H）和潛熱通量（LE）。

1.3 數(shù)據(jù)處理

（1）數(shù)據(jù)質(zhì)量控制

數(shù)據(jù)前處理和通量計算的步驟包括：原始渦動數(shù)據(jù)去野點[39]；坐標軸二次旋轉(zhuǎn)[40]；最大協(xié)方差法矯正風速和密度數(shù)據(jù)間的時間差；平均去趨勢法計算脈動；利用式（1）和式（2）計算半小時平均通量；通量的高頻和低頻衰減矯正[41]；水熱密度效應矯正[42]。上述計算步驟由EddyPro 軟件（6.2.0 版本，LI-COR Biosciences，美國）完成。

通量數(shù)據(jù)的質(zhì)量控制步驟包括：剔除儀器維護和故障及降水期間的通量（LI-7500 輸出AGC 值大于65）；刪除平穩(wěn)性檢驗和湍流發(fā)展狀況檢驗[43]綜合等級為2，以及夜間摩擦風速小于0.1m·s-1的半小時通量；刪除小于-20W·m-2的潛熱通量；以一天為時間窗口，刪除偏離平均通量大于3 倍標準差的半小時通量。

（2）數(shù)據(jù)插補

為估算季節(jié)和年尺度的累積通量，按以下方法插補缺失的半小時通量：≤2h 的空缺，用其兩端的有效通量進行線性內(nèi)插；大于2h 小于4d 的空缺，用鄰近前后各5d 相同時段有效通量的平均值進行填補（平均日變化法）；大于4d 的空缺，多由儀器或供電故障導致，選取空缺鄰近時段的觀測數(shù)據(jù)，建立感熱通量與凈輻射、潛熱通量與氣溫的線性擬合關系，采用模擬值對日值進行插補。

（3）蒸散量計算

根據(jù)潛熱通量和水的汽化潛熱（λ=2.45MJ·kg-1），利用式（3）計算得到植被的實際蒸散量（ET）。為評價蒸散是否受到水分限制，引入Priestley-Taylor 系數(shù)αPT，其數(shù)值為ET 與平衡蒸散量（ETeq）之比，ETeq反映在沒有水分限制及沒有水平和垂直對流情況下，由有效能量所決定的最大蒸散量[44]。

式中，γ 是干濕表常數(shù)（kPa·K-1），Δ 是飽和水汽壓隨溫度變化曲線的斜率（kPa·K-1）。

（4）能量閉合率（EBR）和波文比（β）計算

（5）地表參數(shù)計算

地表反照率定義為出射和入射太陽短波輻射之比。在計算反照率的日平均值時，只取10：00-16：00時段內(nèi)的半小時數(shù)值，以去除太陽高度角變化對計算結(jié)果的影響。

避免異常值干擾，在計算地表導度（gc）、空氣動力學導度（ga）和地表-大氣解耦系數(shù)（Ω）的日平均值時只選取10：00-14：00 時段且無降水的半小時數(shù)值。

地表導度（gc，m·s-1）是描述水汽經(jīng)由地表（包含土壤、冠層空間和葉片氣孔）進入大氣的能力的最常用參數(shù)[45]，可以利用實際觀測的 ET 和對Penman-Monteith 公式[46]進行變換來計算gc，即

式中，ga為空氣動力學導度（m·s-1）。

空氣動力學導度（ga，m·s-1）的大小取決于下墊面的空氣動力學特性和大氣湍流強度，計算方法為[46]

式中，U 和u*分別為水平風速和摩擦風速，單位均為m·s-1。

解耦系數(shù)（Ω）用于描述地表與大氣之間的耦合程度[47]。當兩者完全不耦合時（Ω = 1，ga＜＜ gc），ET 只受有效能量（太陽輻射）控制。當兩者完全耦合時（Ω = 0，ga＞＞ gc），ET 只受gc等土壤表面導度因子和VPD 控制，而不受輻射控制。Ω 的表達式為

2 結(jié)果與分析

2.1 觀測期環(huán)境因子變化

由圖2a 可見，觀測期內(nèi)氣溫（Ta）平均為3.0℃，最低和最高日平均氣溫分別為-15.3℃和18.0℃，分別出現(xiàn)在2013年12月16日和2014年7月21日（圖2a）。根據(jù)前文給出的劃分依據(jù)，選取2014年4月8日-10月31日為生長季，其余時間段為非生長季。生長季和非生長季的平均氣溫分別為9.7℃和-3.7℃。表層（5cm）土壤溫度（Ts）的動態(tài)變化與氣溫相似，年平均值為6.3℃，日平均最低值和最高值分別為-4.2℃和19.3℃，土壤凍結(jié)期為12月上旬-翌年3月中旬。圖2b 顯示，觀測期內(nèi)年總降水量（PPT）為682.7mm，高于若爾蓋縣氣象站33a 平均降水量（649.0mm），降水的季節(jié)分布不均，84%發(fā)生在生長季，日最大降水量為33.3mm·d-1（8月8日）。飽和水汽壓差（VPD）與氣溫有相似的季節(jié)變化特征，但波動幅度比氣溫大得多，日最大值為0.98kPa，出現(xiàn)于7月25日。圖2c 表明，表層（5cm、10cm 和20cm）土壤受冬季凍結(jié)影響，體積含水量（VWC）從11月開始陸續(xù)大幅下降，并穩(wěn)定在0.1 左右，40cm土壤VWC 則變化較小。隨著土壤解凍，土壤中液態(tài)水含量增加，各層VWC 從3月中上旬開始逐漸增加，表層土壤增加最為迅速，其隨后的變化與降水事件有較好一致性。6-7月降水量顯著低于多年平均水平，對土壤水的補充不足，20cm 以上VWC 呈現(xiàn)持續(xù)下降趨勢，而40cm 的VWC 未有顯著變化。8-9月降水事件頻發(fā)，VWC 開始緩慢增加，9月中上旬開始，20cm 和40cm 土壤VWC 迅速增加，并超過5cm 和10cm 的VWC，且持續(xù)到觀測期結(jié)束。由圖2d 可見，總輻射（Rs）呈現(xiàn)春夏高、秋冬低的季節(jié)變化趨勢，生長季平均值為217.3W·m-2，年平均值為194W·m-2，總量為6118MJ·m-2。

2.2 觀測期地表參數(shù)變化

由圖3 可見，冬季地表反照率顯著高于其它季節(jié)，頻繁出現(xiàn)脈沖式增加，受降雪和地表積雪影響，全年最大值為0.80，出現(xiàn)于2月17日（圖3a）。秋冬季的無積雪時段，反照率平均值約為0.20。隨著春季植被萌發(fā)生長，覆蓋度增加，反照率逐漸下降，夏季達到全年最低值，平均約0.16。地表反照率全年平均為0.22，與海北和瑪曲高寒草甸觀測結(jié)果相近[22,48]。

地表導度（gc）全年平均為8.13mm·s-1，并表現(xiàn)出顯著的季節(jié)變化（圖3b）。非生長季變化幅度較小，平均為3.16mm·s-1。進入生長季后gc顯著增加，但在5月中旬達到第一個高峰后持續(xù)下降趨勢，于7月下旬達到最低點；隨后gc迅速增加，于8月上旬達到全年第二個峰值，進入秋季后，又呈下降趨勢，生長季平均值為11.67mm·s-1。相比gc，空氣動力學導度（ga）則無顯著的季節(jié)變化，其數(shù)值顯著大于gc（P＜0.01），全年平均為20.96mm·s-1。解耦系數(shù)（Ω）表現(xiàn)出與gc相似的季節(jié)變化趨勢（圖3c），全年平均為0.43。非生長季平均值為0.23，冬季降雪后，Ω值出現(xiàn)小幅增加。4月中旬，Ω 迅速上升，生長季平均為0.57，有兩個峰值，分別出現(xiàn)在5月和8月。

2.3 觀測期能量交換分析

2.3.1 能量通量的季節(jié)變化

圖4 給出了經(jīng)過插補后的日平均凈輻射通量（Rn）、感熱通量（H）、潛熱通量（LE）和土壤熱通量（G）的季節(jié)動態(tài)變化。凈輻射和土壤熱通量為正代表能量向下傳播，感熱和潛熱通量為正代表能量向上傳播。感熱通量的有效數(shù)據(jù)比例為67%，由于數(shù)據(jù)存儲故障導致的數(shù)據(jù)缺失率約為13%（2013年11月22-26日和2014年3月19-30日）。潛熱通量有效數(shù)據(jù)比例為55%，其中，數(shù)據(jù)存儲故障和LI-7500故障（2014年1月26日-3月30日）共同引起的數(shù)據(jù)缺失約占27%。

凈輻射通量（Rn）在春夏季的波動顯著大于秋冬季，日平均值變化范圍為8.3～218.8W·m-2，年平均值為94.5W·m-2，總量為2980.2MJ·m-2（圖4a）。土壤熱通量（G）的量級最小，年平均值為1.2W·m-2，季節(jié)變化趨勢為冬季低、夏季高，日平均值的極值為-20.0 和29.5W·m-2；2月末G 開始由負轉(zhuǎn)正，大氣開始向土壤輸送熱量，隨后即伴隨著表層土壤的融化（圖4a）；10月中旬之后，G 完全變?yōu)樨撝担赐寥老虼髿鈧鬏敓崃俊?/p>

感熱通量（H）日平均值的極值為-10.7 和60.6W·m-2，年平均為21.0W·m-2，僅在冬季個別時段為負值，其它時間均為正值（圖4b）。非生長季，H 和潛熱通量（LE）都處于全年最低水平，且兩者量級接近（表1）。3月中旬，隨著地表接收到的能量增多，H 緩慢增加，于5月初出現(xiàn)全年第一個高峰。隨后，由于植被迅速生長，土壤的熱源效應減弱，H的強度逐步下降。7月下旬，H 迎來全年第二個高峰，這一時期H 升高主要有兩個原因。首先，6-7月降水偏少，輻射很強，土壤含水量和熱容量有所下降，地表的熱源效應得以加強，這與一些學者在半干旱草原[49]和高寒草甸[6,23]生態(tài)系統(tǒng)上獲得的觀測結(jié)果類似；其次，6月中旬-7月中旬，樣地被用作為夏季牧場，牲畜啃食使地上生物量有所減少，影響地表反照率和表層土壤容重，也在一定程度上增加了H。進入8月后，遲來的降水改變了地表能量分配狀況，H 迅速減小，至觀測結(jié)束，H 變化幅度較小。

表1 各觀測時期能量通量平均值、能量分配和波文比Table 1 Means of energy fluxes,energy partitioning and Bowen ratio during different measurement periods

LE 的季節(jié)變幅大于H，日平均值范圍為3.4～144.3W·m-2，年平均值為51.7W·m-2（圖4），生長季LE 顯著高于非生長季，也顯著大于H（表1）。3月之前，LE 的日平均值都在30W·m-2以下。4月開始逐漸增加，并超過H，于6月2日達到全年的峰值，表明LE 開始主導向大氣的能量傳輸。兩個方面影響了這個時期LE 和H 的相對變化：其一，草甸植被開始萌發(fā)新芽，大氣短波輻射對地表的加熱效應被逐漸削弱，土壤的熱源效應相應減弱；其二，葉面積指數(shù)增加，蒸騰作用逐漸增強，同時由于氣溫升高、降雨充沛等因素，土壤的蒸騰也迅速增加[50-52]。受季風影響，6-8月是若爾蓋高原地區(qū)降水最多的月份，本應是一年中潛熱通量（蒸散）最強的季節(jié)，但在6月初之后，LE 并未繼續(xù)增加，其強度一直維持在5月的水平（圖4b），這是由于6-7月的降水量僅為多年（1980-2012年）平均水平的52%，降水虧缺導致這兩個月的LE 強度受到抑制。8月后，LE稍有增加，但變化趨勢平穩(wěn)。9月之后，隨著氣溫繼續(xù)下降，植被逐漸停止生長，LE 和蒸散強度隨之減弱。至10月末，LE 和H 的量級又趨于接近。

2.3.2 能量通量的日變化

圖5 顯示，能量通量各組分在生長季和非生長季均表現(xiàn)出“單峰型”的日變化趨勢。生長季和非生長季內(nèi)所有日期能量通量日變化平均值均表現(xiàn)為日出后逐漸增大、午后達到日最大值的規(guī)律，但出現(xiàn)時間不一，Rn和H 為13：00 左右，LE 為14：00左右，而G 的日變化相對滯后，在16：00 后才出現(xiàn)極大值。隨后各項指標逐漸降低到日出前的水平，但出現(xiàn)的時間也不同。在生長季，H 全天都低于LE，在非生長季，H 只在白天時段略高于LE，其它時段則相反。

2.3.3 能量通量與環(huán)境因子的關系

對H 和LE 與環(huán)境因子分別進行線性回歸分析，結(jié)果見表2。由表可見，不管哪個時期，輻射（尤其是Rn）都是H 最主要的控制因子，其次為VPD，溫度（Ta和Ts）只在非生長季與H 存在顯著相關關系。對于LE，最重要的影響因子都是溫度和Rn，次要影響因子是VPD。有研究[53-54]發(fā)現(xiàn)，風速大小顯著影響LE 的強度，與本研究結(jié)果不一致，這是因為本研究用于回歸分析的是日平均風速，它在季節(jié)尺度上無顯著的變化趨勢。VWC 只在生長季對LE 有顯著的影響作用，由于冬季表層土壤凍結(jié)，基于頻域反射原理獲取的土壤含水量數(shù)據(jù)失真，所以未對非生長季數(shù)據(jù)進行分析。

表2 感熱通量和潛熱通量與環(huán)境因子的線性相關系數(shù)Table 2 Linear correlation coefficients between the sensible heat flux(H)and latent heat flux(LE)and the environmental factors

Rn是生長季能量通量的主要控制因子，為研究不同干旱級別下它對能量通量的影響，將VPD 劃分為不同等級，將每一等級的H 和LE 與Rn進行線性相關分析。如表3 所示，在濕潤環(huán)境下Rn對H 的影響最大，相關系數(shù)最高，隨著VPD 增加，兩者的相關性逐漸變小，當VPD＞0.8kPa 時，兩者無顯著相關關系。LE 對Rn的響應不受VPD 變化而變化，當VPD為0～0.8kPa 時，兩者始終顯著相關，只有在極干旱情況下（VPD＞0.8kPa）才表現(xiàn)為不相關，但這一結(jié)果可能受樣本量較小的影響。

表3 生長季不同飽和水汽壓差水平下感熱通量和潛熱通量與凈輻射通量的線性相關系數(shù)Table 3 Linear correlation coefficients between the sensible heat flux(H)and latent heat flux(LE)and the net radiation under different levels of vapor pressure deficit(VPD)during the growing season

2.3.4 能量分配

表1 列出了各個時期能量通量的大小、能量分配狀況和波文比的平均值。各項能量通量在生長季都顯著高于非生長季。凈輻射作為所有能量通量的來源，全年分配給感熱通量的比例（H/Rn）為23%，非生長季的H/Rn大于生長季。相反，分配給潛熱通量的比例（LE/Rn）則是生長季更高，為74%，全年平均為53%。土壤熱通量與凈輻射之比（G/Rn）全年平均值為-0.05。波文比β 取決于H 和LE 能量分配比例的變化，全年平均值為0.74，生長季平均值（0.33）顯著低于非生長季（1.18）。

由圖6 可見，逐月能量通量平均值也表現(xiàn)出與表1 類似的趨勢（圖6）。H/Rn和LE/Rn月平均值的變化范圍分別為0.16～0.33 和0.20～0.91，在非生長季，H 的能量分配比例略大，但總體與LE 相當，從4月開始，LE/Rn開始大于H/Rn，并持續(xù)到10月，表明LE 在這一時期占絕對主導地位。G/Rn月平均值在-0.45～0.12，最小值和最大值分別出現(xiàn)在12月和3月，分別與表層土壤凍結(jié)和融化時間一致（圖2a）。β 也呈現(xiàn)冬春高、夏秋低的規(guī)律；11月-翌年3月，β 大于1，4-10月，β 遠小于1，月平均值的極大值和極小值分別出現(xiàn)在1月和8月，分別為2.04 和0.18（圖6）。β 與環(huán)境因子的相關性表明，土壤溫度是β的首要調(diào)控因子，尤其在生長季，兩者相關系數(shù)達0.65（P ＜ 0.01）。

根據(jù)式（6）得到全年、生長季和非生長季的能量閉合率，平均值分別為0.77、0.85 和0.44，冬季能量閉合率較低，全年結(jié)果與全球FLUXNET 站點報道的能量閉合率的平均值（0.79）較為接近[55]。

2.4 觀測期地表蒸散變化

地表蒸散表現(xiàn)出顯著的季節(jié)變化（圖7），生長季 ET 顯著高于非生長季，年平均蒸散量為1.82mm·d-1，變化范圍為0.12～5.09mm·d-1，最小值和最大值分別出現(xiàn)在12月22日和6月2日。7日滑動平均線更直觀呈現(xiàn)了蒸散的季節(jié)變化趨勢，12月和1月為全年最低，平均蒸散量約為0.35mm·d-1，2-3月間緩慢增加；進入生長季后，ET 迅速增加，4月和5月的平均值分別達到1.81 和2.87mm·d-1；進入生長旺季（6-8月），ET 保持較大的速率，平均值為3.40mm·d-1；進入秋季后ET 呈逐步下降趨勢，9月和10月的平均蒸散量分別為2.56 和1.73mm·d-1。

蒸散包括土壤蒸發(fā)和植被蒸騰，受空氣動力過程和生物過程的共同作用[56]，這些過程的相互關系可用導度參數(shù)ga和gc以及解耦系數(shù)Ω 來解釋。在非生長季，蒸散過程由地表蒸發(fā)主導，ga顯著大于gc，Ω 平均值為0.23（圖3），表明ET 更多受gc等土壤表面導度因子的控制，有效能（太陽輻射）對ET 的影響很小。進入生長季后，Ω 顯著增加，多數(shù)時間都大于0.5，表明輻射主導了蒸散過程，gc的控制變?yōu)榇我蛩亍?月底，Ω 出現(xiàn)低谷，原因是降水量少，草甸生態(tài)系統(tǒng)處于水分匱缺狀態(tài)，增加了地表和大氣間的耦合程度。

Priestley-Taylor 系數(shù)全年平均值為0.75，變化范圍在0.20～1.61，生長季顯著高于非生長季（圖7）。αPT的值越接近1，代表實際蒸散速率與平衡蒸散速率相近，蒸散不受水分限制[14,44,57]。冬季，αPT的平均值在0.5 左右，降雪發(fā)生后有小幅增加。隨著雨季來臨，αPT迅速增加，在生長季旺盛期，其數(shù)值在1上下波動，盡管6-7月由于降水偏少出現(xiàn)下降趨勢，總體而言，這個時期草甸生態(tài)系統(tǒng)的水分供應相對充足，這有賴于前期較大的土壤儲水量，也說明這一地區(qū)草甸生態(tài)系統(tǒng)發(fā)揮著重要的水源涵養(yǎng)作用，同時也表明蒸散在年尺度上的變化主要取決于年降水量的季節(jié)分布。

2.5 觀測期水分收支分析

高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)水的循環(huán)過程主要包括降水、蒸散、徑流、土壤儲水、地下水補充等，各項分量動態(tài)變化并達到水分收支的平衡。本研究通量觀測的區(qū)域平坦，可忽略地表徑流的輸入和輸出，降水和蒸散分別成為最大的輸入項和輸出項。

圖8 給出了蒸散量和降水量的累積變化，觀測期的絕大部分時間內(nèi)（2014年9月中旬之前），累積蒸散量始終高于累積降水量。11月-翌年5月上旬，兩者差值保持在30mm 以內(nèi)，這個時期降水少、氣溫低，加之大部分時間表層土壤處于凍結(jié)狀態(tài)，可用于蒸散的水分主要來自降雪和少量的土壤水。6-7月，蒸散的增長速度明顯加快，兩者差值拉大，于7月27日出現(xiàn)最大值（130.5mm），這兩個月的降水量遠低于多年平均水平，草甸生態(tài)系統(tǒng)處于水分匱缺狀態(tài)，只能通過消耗表層土壤中儲存的水分來維持較大的蒸散量；這一時期，各層土壤含水量都呈下降趨勢，表層土壤的降幅超過深層土壤（圖2c），表明隨著時間推移，蒸散過程對土壤水的獲取逐漸往深層發(fā)展。8-9月，降水頻率和強度顯著增加，并顯著高于多年平均水平，累積ET 和累積P 的差異逐漸減小，至10月初，累積ET 被反超，周年觀測結(jié)束時，兩者分別達到665.8mm 和682.7mm，基本持平，比值（ET/P）為0.98。從水分平衡角度看，草甸生態(tài)系統(tǒng)接收到的降水，基本都以蒸散的方式返回大氣。

8月之后，各層土壤的含水量因降雨得以補充，呈上升趨勢，至周年觀測結(jié)束時，0-50cm 土壤儲水量較觀測初始多45.0mm，減去年降水量與蒸散量之差，還有28.1mm 的盈余，由于觀測樣地的地下水埋藏很深，這部分盈余水量可能來自更深層（50cm以下）土壤在缺水期（6-7月）對表層土壤的補給。此外，還發(fā)現(xiàn)生長季日蒸散量與降水量之差（ET-P）與表層土壤（5cm）體積含水量之間存在極顯著的負相關關系（P＜ 0.01），再次表明在干旱季節(jié)，土壤儲水是高寒草甸蒸散的重要水源，在天山[58]和黑河流域[15]的高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)也觀測到類似的結(jié)果。

3 結(jié)論與討論

3.1 討論

通過搜集青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)開展的已有觀測研究，發(fā)現(xiàn)共有10 個不同下墊面站點、24 個周年的觀測數(shù)據(jù)[8,11,14-16,18,21,23,25-27]，與這些研究相比，能量通量各分量都表現(xiàn)出相似的季節(jié)變化趨勢，生長季潛熱占主導，非生長季感熱稍占優(yōu)勢，但在年蒸散量、能量分配和波文比的變化等方面存在一定差異。

上述高寒草甸通量觀測研究的年蒸散量為470.6±60.8mm（平均值±標準偏差，下同），降水量為506.8±81.5mm，蒸散與降水之比（ET/P）為0.96 ±0.21。本觀測研究所得的全年累積蒸散量（665.8mm）和降水量（682.7mm）分別比上述多站點平均值高41.5%和34.7%，同時，這兩個數(shù)值也是所有高原站點周年觀測中最大值。盡管如此，與其它站點相似，ET/P 接近1，表明青藏高原草甸生態(tài)系統(tǒng)的地表蒸散過程在年尺度上受水分限制，降水基本都通過蒸散形式返回大氣。本研究站點觀測周年的平均氣溫為3.0℃，高于上述多站點平均值（-1.0 ± 1.8℃），平均氣溫更高，意味著生長季更長，這是本研究蒸散量偏高的重要原因之一。

波文比的全年平均值為0.70，顯著低于上述其它觀測研究所報道的數(shù)值[5,8,11,16,23]。生長季大的蒸散速率導致這一時期波文比僅為0.33，潛熱占絕對主導地位。非生長季H 和LE 強度很小，但數(shù)值接近，波文比僅為1.18，而其它研究中，盡管非生長季H和LE 量級也很小，但H 的數(shù)值經(jīng)常幾倍于LE，導致很大的波文比。其原因可歸于本研究站點較高的土壤含水量和較低的地表反照率，尤其在生長季，反照率顯著低于其它健康或退化高寒草甸的觀測結(jié)果[6,11,16,23]，致使地表接收到更多的輻射能量以分配給潛熱，從而影響能量分配和波文比。陸面模式中能量分配的參數(shù)化方案是決定模式性能的重要因素[59-60]，不同年份間氣候和水分條件存在很大差異，并顯著影響能量分配的季節(jié)變化特征，一周年的觀測數(shù)據(jù)無法描述其響應規(guī)律，今后有條件可以開展多年連續(xù)通量觀測研究，揭示能量交換和地表蒸散的年際變化特征，以及它們對不同氣候和水分條件的響應，這些資料將為模式參數(shù)化方案提供可靠的基礎數(shù)據(jù)。

放牧對草甸生態(tài)系統(tǒng)的能量交換和蒸散也會產(chǎn)生一定影響，放牧會改變土壤容重和地上生物量，從而改變土壤溫濕度、地表粗糙度、地表導度、空氣動力學導度等參數(shù)[61]。本研究中，在水分匱乏的6月初-7月初，草甸作為夏季牧場，牲畜踩踏會減小土壤孔隙度，減小地表導度，不利于土壤水分蒸發(fā)。同時，由于草場載畜量較合理，放牧時間不長，牲畜啃食并未顯著改變植被覆蓋度，一定程度的啃食也可降低植被的蒸騰需水，有利于土壤水分的儲存。本研究還強調(diào)了土壤儲存水對草甸生態(tài)系統(tǒng)水分收支的調(diào)節(jié)作用，采用模式描述和模擬高原草甸生態(tài)系統(tǒng)水循環(huán)時，必須充分考慮土壤水分遷移等過程。此外，本研究觀測期間沒有葉面積指數(shù)和生物量的動態(tài)監(jiān)測，衛(wèi)星遙感產(chǎn)品數(shù)據(jù)可作為有效的代用數(shù)據(jù)，用于進一步研究地表植被狀況與能量分配、蒸散等過程的相互作用[62]。

3.2 結(jié)論

高寒草甸地表能量通量各組分呈明顯的日變化和季節(jié)變化特征，輻射是感熱通量的主要氣象影響因子，潛熱通量則受溫度、輻射和飽和水汽壓差共同影響。非生長季的蒸散過程主要受土壤表面導度因子控制，生長季則由輻射主導，土壤和植被表面導度因子的控制變?yōu)榇我?。在季?jié)尺度上，蒸散的變化取決于降水分布，生長季降水匱乏會抑制蒸散，此時土壤儲水成為蒸散的主要水源，對草甸生態(tài)系統(tǒng)水分收支起到調(diào)節(jié)作用。從全年來看，降水基本都以蒸散的方式返回大氣。與青藏高原上同類觀測研究相比，地表能量通量和蒸散都有相似的季節(jié)變化趨勢，但觀測到的波文比和蒸散量為最大值，這是氣溫、降水、地表植被等因素共同作用的結(jié)果。本研究為高原地區(qū)陸面模式參數(shù)化方案的發(fā)展和衛(wèi)星遙感反演資料的驗證提供了可靠的地面觀測數(shù)據(jù)，下一步工作要關注地表通量的長期觀測研究，并結(jié)合衛(wèi)星遙感等其它觀測方法，揭示高寒草甸能量交換和蒸散過程的年際變化特征及它們對不同氣候和水分條件的響應。

致謝：衷心感謝中國科學院大氣物理研究所的王曉龍及實驗站其久甲先生和阿當先生在野外觀測中所提供的幫助。