劉藝闐，姚濟(jì)敏，趙 林，肖 瑤，喬永平，史健宗

（1.中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院冰凍圈科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/青藏高原冰凍圈觀測(cè)試驗(yàn)研究站，甘肅蘭州730000；2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，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(guò)4 000 m，被稱為世界“第三極”［1］，其上的能水循環(huán)過(guò)程影響著東亞季風(fēng)模態(tài)、亞洲季風(fēng)過(guò)程和北半球大氣環(huán)流過(guò)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(duì)于低海拔地區(qū)，高原上的多年凍土對(duì)全球氣候變化的響應(yīng)更加敏感［6-7］。地表能量平衡過(guò)程是陸面過(guò)程中的核心問(wèn)題［8］。多年凍土區(qū)活動(dòng)層凍融循環(huán)過(guò)程不僅顯著地影響著地表的能量和水分平衡［9］，同時(shí)對(duì)地氣間水熱交換、土壤碳循環(huán)、生態(tài)系統(tǒng)、水文過(guò)程以及人類的農(nóng)業(yè)活動(dòng)產(chǎn)生直接或間接的影響［10-16］。因而，加強(qiáng)高原多年凍土區(qū)地表能量平衡過(guò)程的監(jiān)測(cè)，深入活動(dòng)層凍融循環(huán)對(duì)其影響的機(jī)理研究，對(duì)氣候變化引起的陸地冰凍圈環(huán)境問(wèn)題的研究有重要參考價(jià)值。

自20世紀(jì)70年代以來(lái)，我國(guó)在青藏高原展開(kāi)了一系列研究實(shí)驗(yàn)，如第一次大氣科學(xué)實(shí)驗(yàn)（QXPMEX）、GAME-Tibet實(shí)驗(yàn)、第二次大氣科學(xué)實(shí)驗(yàn)（TIPEX）、CAMP-Tibet實(shí)驗(yàn)、第三次科學(xué)實(shí)驗(yàn)以及TPCSIEA實(shí)驗(yàn)等均將青藏高原地區(qū)地表能量收支、水分循環(huán)等過(guò)程作為重要研究?jī)?nèi)容［17］，對(duì)青藏高原地區(qū)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(zhǔn)確的認(rèn)識(shí)，研究表明：在全球變暖背景下，青藏高原呈現(xiàn)加速變暖趨勢(shì)［2，18-19］；多年凍土發(fā)生退化現(xiàn)象［20］，部分多年凍土退化為季節(jié)性凍土，活動(dòng)層厚度顯著增加［21］；活動(dòng)層土壤凍融循環(huán)受氣候變化影響，活動(dòng)層開(kāi)始融化時(shí)間提前且開(kāi)始凍結(jié)時(shí)間推后［22］；地表能量的季節(jié)變化研究表明，感熱在冬春季節(jié)占主導(dǎo)，潛熱在夏秋季節(jié)占主導(dǎo)［23］；那曲站季節(jié)凍土和唐古拉站多年凍土的對(duì)比研究表明，活動(dòng)層的凍融循環(huán)對(duì)多年凍土的影響大于對(duì)季節(jié)凍土的影響［10］，這些試驗(yàn)研究使我們對(duì)青藏高原陸面過(guò)程有了更深入的了解。

然而，由于高原上高海拔站點(diǎn)稀缺，長(zhǎng)時(shí)間尺度的野外觀測(cè)研究不足，而且野外觀測(cè)資料主要集中在加強(qiáng)觀測(cè)期的夏季，針對(duì)高海拔地區(qū)活動(dòng)層凍融循環(huán)過(guò)程對(duì)地表能量、能量閉合的觀測(cè)研究還較少。本研究對(duì)2012—2014年唐古拉站點(diǎn)的能量通量進(jìn)行觀測(cè)分析，并結(jié)合氣象站溫度資料，深入認(rèn)識(shí)唐古拉多年凍土活動(dòng)層凍融循環(huán)過(guò)程中的地表能量平衡特點(diǎn)、各能量通量的日變化和季節(jié)變化特征，該研究主要針對(duì)多年凍土活動(dòng)層凍融循環(huán)過(guò)程對(duì)地表能量平衡過(guò)程的影響機(jī)制進(jìn)行分析討論，以期對(duì)高原多年凍土區(qū)陸面過(guò)程研究有所貢獻(xiàn)。

1 觀測(cè)區(qū)概況

觀測(cè)場(chǎng)地選為唐古拉綜合觀測(cè)試驗(yàn)觀測(cè)場(chǎng)（TGLMS，33°04′N，91°56′E），位于唐古拉埡口西南方向，設(shè)置在臨近青藏公路的一個(gè)平緩坡地上（圖1），其海拔高度為5 100 m。該區(qū)域?qū)儆诟咴降貧夂?，年平均地表溫度?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(xù)多年凍土，四周平坦開(kāi)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(shí)期地表覆蓋率大約為20%～30%［25］。觀測(cè)場(chǎng)中的設(shè)備每?jī)蓚€(gè)月進(jìn)行一次維護(hù)，運(yùn)行狀態(tài)良好。站點(diǎn)觀測(cè)項(xiàng)目主要包括輻射觀測(cè)、三層氣象梯度塔觀測(cè)和渦動(dòng)相關(guān)通量觀測(cè)，另外有雪深、降水量、土壤溫濕度和土壤熱通量的測(cè)量。

圖1 青藏高原唐古拉綜合觀測(cè)場(chǎng)位置Fig.1 Location of Tanggula comprehensive observation site on Qinghai-Tibet Plateau

氣象梯度觀測(cè)塔主要設(shè)置三層高度（2 m、5 m、10 m），每30 min記錄一次數(shù)據(jù)，主要包括輻射、雪深、氣溫、風(fēng)速、風(fēng)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(cè)量，詳見(jiàn)表1。

表1 唐古拉觀測(cè)場(chǎng)氣象梯度塔儀器說(shuō)明Table 1 Description of weather gradient tower instrument in Tanggula observation field

渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)是目前較好的測(cè)量地-氣交換的微氣象方法［26-27］。渦動(dòng)系統(tǒng)的安置高度為3.0 m，頻率為10 Hz，主要包括三維風(fēng)速和超聲虛溫（CSAT3），CO2、H2O和大氣壓力（LI7500）的測(cè)量，此外還包括控制測(cè)量、運(yùn)算以及數(shù)據(jù)存儲(chǔ)的數(shù)據(jù)采集器，詳見(jiàn)表2。

表2 唐古拉觀測(cè)場(chǎng)渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)儀器說(shuō)明Table 2 Description of eddy correlation system instrument in Tanggula observation filed

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)選取

本研究采用數(shù)據(jù)為2012年1月1日—2014年12月31日唐古拉自動(dòng)氣象站數(shù)據(jù)，研究時(shí)間均為北京時(shí)間。

2.2 數(shù)據(jù)處理

2.2.1 渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)

渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)是當(dāng)前地氣交換研究中最先進(jìn)和首選的通量觀測(cè)方法，利用定義計(jì)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(fēng)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(shù)據(jù)處理流程主要包括野點(diǎn)值剔除、延遲時(shí)間校正、二次坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)訂正、超聲溫度的側(cè)向風(fēng)校正、頻率響應(yīng)校正、WPL校正等。數(shù)據(jù)的質(zhì)量控制分為兩部分：第一部分為剔除環(huán)境條件惡劣與設(shè)備故障時(shí)段的渦動(dòng)相關(guān)數(shù)據(jù)；第二部分為對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行總體湍流特征檢驗(yàn)與平穩(wěn)性檢測(cè)，從而完成數(shù)據(jù)總體質(zhì)量檢驗(yàn)與分級(jí)。最后結(jié)合地表能量閉合率對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行篩選。

2.2.2 氣象梯度塔觀測(cè)系統(tǒng)

為保證數(shù)據(jù)的完整性和可用性，本文選取氣象梯度法彌補(bǔ)渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)結(jié)果中的空缺值以及數(shù)據(jù)質(zhì)量相對(duì)較差的值。氣象梯度法是利用氣溫、比濕、風(fēng)速等的梯度資料計(jì)算，根據(jù)莫寧-奧布霍夫相似性理論，通過(guò)風(fēng)速、位溫、比濕廓線公式計(jì)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(shù)；z是觀測(cè)高度（m）；d為零平面位移，由于研究區(qū)域的植被稀疏并且十分低矮，在此認(rèn)為d近似為0；L是莫寧-奧布霍夫長(zhǎng)度；φM、φH和φW是穩(wěn)定度z·L-1的通用普適函數(shù)，可利用經(jīng)驗(yàn)公式得到，系數(shù)采用Dyer和H?gstr?m歸納的系數(shù)［28］。

本研究采用2 m和5 m的氣象梯度資料進(jìn)行通量計(jì)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(jié)果中，2～5 m這組資料得到的各通量結(jié)果最為穩(wěn)定，Richardson數(shù)（Ri）最為合理，奇異點(diǎn)少，因此選取這組資料進(jìn)行能量通量插補(bǔ)分析。

2.2.3 地表土壤熱通量計(jì)算

通過(guò)土壤一維熱傳導(dǎo)方程（Thermal Diffusion Equation，TDE），對(duì)土壤溫濕資料積分來(lái)估算地表土壤熱通量G0：

熱容量ρscs可由下式計(jì)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(tài)水的熱容量（J·kg-1·K-1）。

通過(guò)土層內(nèi)日凍融期前后的穩(wěn)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(zhì)溫度與其發(fā)射的長(zhǎng)波輻射之間存在一定的定量關(guān)系，基于物質(zhì)的熱輻射原理，地面向上長(zhǎng)波輻射由地表熱輻射和大氣長(zhǎng)波輻射在地表的反射組成：

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

由式（12）可得到實(shí)際地表溫度的計(jì)算式：

表面輻射系數(shù)ε的值在0～1之間，由物質(zhì)表面性質(zhì)決定。野外常見(jiàn)地表的輻射系數(shù)一般為0.92～0.98，為使計(jì)算簡(jiǎn)便，本研究中輻射系數(shù)取其中間值，即ε=0.95［30］。

3 結(jié)果與討論

3.1 淺層土壤凍融狀態(tài)分析

活動(dòng)層凍融循環(huán)顯著影響著多年凍土區(qū)地氣間水熱交換過(guò)程，根據(jù)土壤溫度（不考慮鹽分等對(duì)土壤凍結(jié)點(diǎn)的影響），活動(dòng)層凍融循環(huán)可以分為完全凍結(jié)（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(jié)過(guò)程（土壤溫度日最大值大于0℃且日最小值小于0℃）和融化過(guò)程（土壤溫度日最大值大于0℃且日最小值小于0℃）四個(gè)階段［6］。由于5 cm土壤溫度的變化迅速，短時(shí)間內(nèi)存在反復(fù)凍融現(xiàn)象，凍融循環(huán)過(guò)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(qū)多年凍土淺層土壤凍融循環(huán)的時(shí)間。

此前對(duì)于多年凍土活動(dòng)層凍融循環(huán)的研究表明［31］，活動(dòng)層融化過(guò)程是單向的，由表層土壤開(kāi)始向下逐漸融化，自4月下旬開(kāi)始融化，9月下旬融化達(dá)到最大深度。在活動(dòng)層凍結(jié)過(guò)程中則會(huì)出現(xiàn)雙向凍結(jié)現(xiàn)象：活動(dòng)層融化至最大深度后，由最大融化深度開(kāi)始逐漸向上凍結(jié)；在10月中上旬，表層土壤向下迅速凍結(jié)，直至活動(dòng)層土壤完全凍結(jié)?；顒?dòng)層凍融循環(huán)過(guò)程中凍結(jié)過(guò)程耗時(shí)要遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于融化過(guò)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(kāi)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(huán)過(guò)程（即土壤夜間凍結(jié)，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(kāi)始凍結(jié)過(guò)程；11月—次年4月底10 cm土壤層均處于完全凍結(jié)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(qū)分了2012—2014年凍融循環(huán)過(guò)程中的各個(gè)階段的時(shí)間范圍。在青藏高原變暖的背景下，研究時(shí)段內(nèi)顯示，10 cm土壤融化開(kāi)始的時(shí)間持續(xù)提前，同時(shí)，10 cm土壤凍結(jié)過(guò)程開(kāi)始的時(shí)間持續(xù)推后。融化過(guò)程需要5～17 d才能完成，凍結(jié)過(guò)程基本只需要1 d就能完成，10 cm土壤融化過(guò)程比凍結(jié)過(guò)程所需的時(shí)間長(zhǎng)。與楊梅學(xué)等［32］利用1998年青藏高原各觀測(cè)站數(shù)據(jù)所得到的活動(dòng)層凍融循環(huán)各階段發(fā)生的時(shí)間相比，2012—2014年間10 cm土壤融化過(guò)程起止時(shí)間相對(duì)一致，凍結(jié)過(guò)程起止時(shí)間顯著推遲，使得10 cm土壤完全融化持續(xù)的時(shí)間明顯增加。與此前在唐古拉的研究對(duì)比顯示［24］，2012—2014年10 cm土壤融化過(guò)程起止時(shí)間有所提前，而凍結(jié)過(guò)程起止時(shí)間相對(duì)推遲。

表3 10 cm土壤層凍融起止時(shí)間及持續(xù)時(shí)間Table 3 10 cm soil layer freeze-thaw time and duration

此外，10 cm土壤完全凍結(jié)的階段比完全融化的階段時(shí)間長(zhǎng)，由于凍融循環(huán)過(guò)程的變化，10 cm土壤完全融化階段時(shí)間在增加的同時(shí)完全凍結(jié)階段時(shí)間在減少。研究數(shù)據(jù)表明2012—2014年10 cm土壤完全融化階段持續(xù)時(shí)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(jié)階段持續(xù)時(shí)間減少了20 d，與融化階段增加的趨勢(shì)不同，10 cm土壤凍結(jié)階段在2012—2013年減少15 d，而后延緩了減少的趨勢(shì)在2013—2014年只減少5 d。因此10 cm土壤完全融化階段持續(xù)時(shí)間逐漸接近完全凍結(jié)階段持續(xù)時(shí)間，并且其持續(xù)時(shí)間在將來(lái)幾年有可能出現(xiàn)持平的現(xiàn)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(jìn)行對(duì)比，能量閉合率是評(píng)估觀測(cè)數(shù)據(jù)準(zhǔn)確性和分析地表能量平衡的一個(gè)重要的評(píng)價(jià)指數(shù)［33］，但事實(shí)上能量不閉合幾乎是所有地表能量通量觀測(cè)中所面臨的問(wèn)題，這可能是由以下幾個(gè)原因造成的［34-35］：（1）測(cè)量土壤熱通量時(shí)可能產(chǎn)生的測(cè)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(duì)湍流通量的低估；（3）對(duì)可利用能量測(cè)量的高估；（4）下墊面存在著異質(zhì)性（開(kāi)闊冠層或多組分的冠層）。

現(xiàn)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(xù)10 d的10 cm土壤完全融化階段（5月）與完全凍結(jié)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(shù)據(jù)，其能量閉合率為83.5%；凍結(jié)階段選取了2013年第34～43天的數(shù)據(jù)，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(jié)果［37］以及2014年在北麓河站的研究結(jié)果［38］相比，都顯示出了淺層土壤凍結(jié)階段能量閉合率低、融化階段能量閉合率高的現(xiàn)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(nèi)凍結(jié)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(jié)階段開(kāi)始增加，在完全融化階段達(dá)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(dòng)。這可能是由于在完全凍結(jié)階段，潛熱和感熱較小，其余能量項(xiàng)的影響會(huì)變得相對(duì)明顯，在總能量傳輸中的比重增大，因此也呈現(xiàn)出凍結(jié)階段能量閉合率的值比融化階段能量閉合率值低的趨勢(shì)［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(dǎo)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(diǎn)的研究結(jié)果也存在這種現(xiàn)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(tǒng)計(jì)得出，唐古拉站點(diǎn)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(shí)驗(yàn)研究中的難點(diǎn)問(wèn)題，王介民等［34］提出“面積平均”的必要性，認(rèn)為也許通過(guò)提出新的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的處理方法，得到通量的面積平均或更有空間代表性的結(jié)果，才是最終解決近地表能量閉合問(wèn)題的根本途徑。

3.3 地表能量通量日變化

根據(jù)淺層土壤凍融狀態(tài)分析結(jié)果，選取相對(duì)晴天日，分別為10 cm土壤完全凍結(jié)階段的2012年1月24日、融化過(guò)程的2013年5月5日、完全融化階段 的2013年6月9日、凍 結(jié) 過(guò) 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(xiàn)單峰型的日變化。在10 cm土壤完全凍結(jié)階段與凍結(jié)過(guò)程中，凈輻射正值出現(xiàn)時(shí)間約從09：00—17：30（北京時(shí)間，下同），持續(xù)時(shí)間約為8 h左右，明顯小于完全融化階段和融化過(guò)程中凈輻射正值持續(xù)時(shí)間。凈輻射最大值出現(xiàn)時(shí)間差異不大，集中在北京時(shí)（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(guò)程與凍結(jié)過(guò)程次之（約550～800 W·m-2），完全凍結(jié)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(shì)出現(xiàn)鋸齒狀波動(dòng)。感熱通量與潛熱通量約在14：00—14：30達(dá)到最大值，隨后逐漸減小。在10 cm土壤凍結(jié)過(guò)程與完全凍結(jié)階段，凈輻射主要轉(zhuǎn)化為感熱，此時(shí)感熱通量大于潛熱通量，融化過(guò)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(dá)到日最大值，且在10 cm土壤完全融化階段呈現(xiàn)最大值。

圖6 土壤不同狀態(tài)時(shí)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(xiàn)了10 cm土壤日凍融循環(huán)過(guò)程：隨著太陽(yáng)輻射增加，凈輻射迅速增加此時(shí)地表開(kāi)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(kāi)始逐漸增大，在午間達(dá)到最大值后逐漸減??；到18：30后，凈輻射降為負(fù)值，感熱與地表熱通量也迅速降到負(fù)值，隨著淺層土壤開(kāi)始凍結(jié)，土壤含水量減少，潛熱開(kāi)始逐漸降低。

3.4 年內(nèi)季節(jié)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(shì)相似，本文以2013年為例進(jìn)行分析。凈輻射受太陽(yáng)高度角的季節(jié)變化的影響，其變化趨勢(shì)呈單峰型變化，10 cm土壤完全融化期的太陽(yáng)高度角更大，因此凈輻射在此時(shí)也更大，約在6月19日達(dá)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(jié)階段，此時(shí)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(nèi)，感熱通量與潛熱通量呈交替變化趨勢(shì)。現(xiàn)有的研究表明［39］，在季風(fēng)開(kāi)始前感熱大于潛熱，而在10 cm土壤完全融化階段的季風(fēng)強(qiáng)盛時(shí)期，潛熱超過(guò)感熱，可以達(dá)到感熱的兩倍。

感熱通量呈“雙峰型”變化，峰值分別出現(xiàn)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(guò)程之前，感熱通量隨著凈輻射的增加，感熱通量到達(dá)首個(gè)峰值，此時(shí)感熱占主導(dǎo)地位；在完全融化階段，由于淺層土壤的融化過(guò)程消耗了大量能量，造成地表能量下降，感熱降低［40］；在凍結(jié)過(guò)程及完全凍結(jié)階段，感熱重新開(kāi)始增加，此時(shí)感熱重新占據(jù)主導(dǎo)地位。

潛熱通量與地表土壤熱通量的季節(jié)變化與凈輻射變化趨勢(shì)相同，均為單峰形式。在融化過(guò)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(shí)潛熱通量開(kāi)始增大；在完全融化階段，受季風(fēng)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(jié)過(guò)程開(kāi)始，由于土壤含水量降低，地表蒸散發(fā)減弱，使得潛熱呈下降趨勢(shì)；至完全凍結(jié)階段，潛熱達(dá)到最小值。

地表土壤熱通量的值變化幅度相對(duì)較小，在完全融化階段高，完全凍結(jié)階段低。融化過(guò)程中，隨著積雪融化與凈輻射的增加，土壤開(kāi)始迅速向下傳遞能量，此時(shí)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(shí)氣溫較高，地表從大氣吸收熱量；凍結(jié)過(guò)程開(kāi)始，地表土壤熱通量日總量開(kāi)始變?yōu)樨?fù)值；完全凍結(jié)階段地表土壤熱通量日總量始終為負(fù)值，即土壤損失能量，此時(shí)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(chǔ)存熱量、完全凍結(jié)階段釋放熱量的特點(diǎn)，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(yáng)輻射影響，呈現(xiàn)出先增加后降低的變化。感熱通量總體呈現(xiàn)下降變化，與近年來(lái)的觀測(cè)研究結(jié)果一致［2］；潛熱通量表現(xiàn)出增加的變化，這與土壤濕度的持續(xù)增加有很大的關(guān)系。地表土壤熱通量年平均值均為正值，呈現(xiàn)出持續(xù)降低的變化趨勢(shì)。

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(jié)論

本文利用2012—2014年唐古拉站多年凍土觀測(cè)數(shù)據(jù)，研究了地表凍融循環(huán)過(guò)程中地表能量平衡特點(diǎn)、各能量通量的日變化和季節(jié)變化特征，以期對(duì)高原多年凍土區(qū)陸面過(guò)程研究有所貢獻(xiàn)。主要結(jié)論如下：

（1）研究時(shí)段內(nèi)，10 cm淺層土壤完全凍結(jié)階段持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)于完全融化階段，淺層土壤融化過(guò)程所需時(shí)間普遍長(zhǎng)于凍結(jié)過(guò)程所需時(shí)間。融化過(guò)程起止時(shí)間提前，融化過(guò)程所需時(shí)間有所增加且凍結(jié)過(guò)程起止時(shí)間推后，使得完全融化階段天數(shù)持續(xù)增長(zhǎng)且逐漸接近完全凍結(jié)階段天數(shù)。

（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(jié)階段的能量閉合率，此外在完全凍結(jié)階段，由于地表積雪覆蓋，地表反照率變大，凈輻射值減小，導(dǎo)致能量閉合率大于1。

（3）季節(jié)變化中，10 cm土壤融化過(guò)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(shì)，感熱通量變化較小，地表土壤熱通量為正值，此時(shí)潛熱通量占主導(dǎo)地位；在凍結(jié)過(guò)程與完全凍結(jié)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(shì)，地表土壤熱通量為負(fù)值，此時(shí)感熱通量占主導(dǎo)地位。地表能量各分量在日凍融循環(huán)過(guò)程中呈單峰型變化趨勢(shì)，地表熱通量先于感熱通量以及潛熱通量達(dá)到最大值。

由于資料限制，本文僅對(duì)唐古拉站2012—2014年的觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行了分析。在今后的研究中，將結(jié)合多年觀測(cè)資料，并與其他站點(diǎn)進(jìn)行對(duì)比分析，進(jìn)一步探究青藏高原多年凍土區(qū)陸面過(guò)程的年際變化。