郭浩楠， 汪少勇， 葉虎林， 何曉波， 丁永建， 洪曉峰， 付 輝

（1. 中國科學(xué)院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 冰凍圈科學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 唐古拉山冰凍圈水文與生態(tài)野外科學(xué)實(shí)驗(yàn)站，甘肅 蘭州 730000；2. 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049； 3. 青海省格爾木水文水資源測報(bào)分中心，青海 格爾木 816000； 4. 長江水利委員會(huì)長江科學(xué)院，湖北 武漢 430010； 5. 中國水利水電科學(xué)研究院，北京 100049）

0 引言

青藏高原被譽(yù)為世界第三極，平均海拔4 000 m以上，地形復(fù)雜多樣，多年凍土及高寒草甸廣泛發(fā)育。青藏高原獨(dú)特的地理環(huán)境使得地表吸收了大量太陽輻射，并向大氣輸送了大量的熱量和水汽［1］，對亞洲乃至全球大氣環(huán)流和氣候變化有著重要影響，此外，青藏高原作為全球氣候變化最敏感的地區(qū)之一［2-3］，在全球氣候變暖的影響下出現(xiàn)了增溫加速、降水增多及熱源減弱的暖濕化現(xiàn)象［4］。

地表能量平衡是研究地-氣相互作用的核心問題以及關(guān)鍵參數(shù)之一，對局地小氣候，大氣環(huán)流以及全球氣候變化均有重要的影響［5］。深入研究青藏高原的地表能量平衡過程對理解高寒區(qū)域能量傳遞，物質(zhì)循環(huán)以及氣候變化具有重要意義。目前的研究表明，全球氣候變暖導(dǎo)致青藏高原多年凍土活動(dòng)層加深，溫度升高，增強(qiáng)了地-氣之間的能量交換水平［6-7］，同時(shí)也帶來了廣泛的生態(tài)系統(tǒng)影響［8-9］。近幾十年來，國內(nèi)外科學(xué)家開展了大量的野外觀測實(shí)驗(yàn)［10］。從“青藏高原能量水分循環(huán)試驗(yàn)”（GAME-Tibet）項(xiàng)目，“第二次青藏高原科學(xué)實(shí)驗(yàn)”（TIPEX）項(xiàng)目以及“全球協(xié)調(diào)加強(qiáng)觀測計(jì)劃亞澳季風(fēng)實(shí)驗(yàn)青藏高原能量水分循環(huán)實(shí)驗(yàn)”（CAMPTibet）項(xiàng)目［11］以及多次熱源考察項(xiàng)目。在青藏高原地區(qū)的開闊河谷、沙石裸地、高寒草原、高寒草甸、高寒草原草甸等典型下墊面等開展了深入研究，在地-氣相互作用過程，能量平衡過程及影響因素，地面熱源強(qiáng)度等方面取得了豐厚的研究成果［12-15］，均強(qiáng)調(diào)了局地的氣候特征和下墊面性質(zhì)對地表能量平衡的影響，同時(shí)為由單一下墊面向復(fù)雜下墊面擴(kuò)展，系統(tǒng)研究青藏高原的能量平衡特征奠定了基礎(chǔ)。然而，在現(xiàn)階段已有充分觀測的基礎(chǔ)上，典型高寒沼澤草甸仍被視為高寒草甸而對地表能量平衡特征進(jìn)行研究［16］，研究表明高寒沼澤草甸面積雖不足高寒草甸的十分之一卻有著十分獨(dú)特的水熱及碳過程、水源涵養(yǎng)、生物多樣性等生態(tài)功能［17-21］，但對于典型高寒沼澤草甸能量平衡特征仍缺乏長期的定位觀測以及深入的探討研究［12］，難以支撐進(jìn)一步的機(jī)理研究及明確高寒沼澤草甸的演化過程。

長江源區(qū)，地處青藏高原中部，季風(fēng)系統(tǒng)與西風(fēng)系統(tǒng)交匯區(qū)［22］，對氣候變化更極其敏感，同時(shí)青藏高原中典型的高寒沼澤草甸也主要分布在海拔4 000 m 以上的長江源區(qū)［19］，并深刻影響著該地區(qū)的水源涵養(yǎng)、徑流變率等生態(tài)、水文過程［23］。但是，高寒沼澤草甸顯著退化［9］，正面臨著逐步消失的風(fēng)險(xiǎn)。能量平衡特征及其影響因素的研究可以加深對于該地區(qū)的生態(tài)、水文等過程的理解，從而尋求保護(hù)高寒沼澤草甸的有效手段［24］。因此，本文選取長江源冬克瑪?shù)缀恿饔虻湫透吆訚刹莸闉檠芯繀^(qū)，利用渦度相關(guān)系統(tǒng)獲取連續(xù)、高質(zhì)量的通量數(shù)據(jù)，對能量平衡各分量特征及其影響因素進(jìn)行對比分析，以期為相關(guān)研究提供高寒沼澤草甸的對比數(shù)據(jù)，豐富高原不同下墊面類型的能量平衡研究，同時(shí)為青藏高原生態(tài)恢復(fù)提供理論依據(jù)與數(shù)據(jù)支撐。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 研究區(qū)概況

圖1 為研究區(qū)概況圖，本文依托位于青藏高原中部長江源區(qū)布曲冬克瑪?shù)缀恿饔騼?nèi)的中國科學(xué)院唐古拉山冰凍圈水文與生態(tài)野外科學(xué)實(shí)驗(yàn)站高寒沼澤草甸綜合試驗(yàn)場（TGL， 33°02′12.48″ N，92°00′28.08″ E）獲取了各項(xiàng)數(shù)據(jù)。實(shí)驗(yàn)站點(diǎn)海拔為5 150 m，年均氣溫-5 ℃，氣溫年較差達(dá)24.9 ℃。全年冷、暖季分明，10月—翌年5月由于受到西風(fēng)環(huán)流控制，氣候寒冷干燥，6—9 月受到西南暖濕氣流的影響，氣候溫涼濕潤［22，25］。土壤質(zhì)地以砂土為主，下墊面類型為高寒沼澤草甸，植被主要是以莎草科為主的蒿草類和苔草類［26］。

圖1 研究區(qū)概況圖Fig. 1 Sketch map of study area： the location of the study area and land use of Qinghai-Tibet Plateau （a）； the location ofobservation station at DKRB （b）； the overall structure and instrument distribution of the observation station （c）

1.2 監(jiān)測與分析方法

1.2.1 能量收支及環(huán)境要素觀測

通過布設(shè)能量平衡觀測系統(tǒng)，在冬克瑪?shù)缀恿饔蛑胁块_展了相關(guān)觀測［圖1（c）］。觀測系統(tǒng)主要由渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)，氣象梯度系統(tǒng)以及配套的土壤溫濕度系統(tǒng)組成。渦度相關(guān)系統(tǒng)由三維風(fēng)速風(fēng)向儀及水汽分析儀組成，氣象梯度系統(tǒng)包含有風(fēng)速、風(fēng)向、空氣溫度、空氣濕度、稱重式雨雪量計(jì)及雪深雪枕，土壤溫濕系統(tǒng)由8層溫度濕度探頭組成（表1）。

表1 觀測參數(shù)、相關(guān)儀器型及數(shù)據(jù)采集及假設(shè)高度（深度）Table 1 List of observation items and instruments at TGL site

1.2.2 交叉小波分析

交叉小波分析（Cross Wavelet Transform， CWT）能有效地刻畫兩個(gè)時(shí)間序列的相關(guān)程度，并反映其在時(shí)頻域上的相位結(jié)構(gòu)和特征，近年來已經(jīng)被廣泛應(yīng)用到氣象、水文等多領(lǐng)域的相關(guān)分析中［27-28］。本文參考前人在氣象水文要素演化過程中的分析思路［29］，利用MATLAB 2020b 軟件實(shí)現(xiàn)交叉小波，從而分析環(huán)境要素與凈輻射變化之間的相關(guān)關(guān)系以及演化特征。

1.2.3 通徑分析

通徑分析（Path Analysis）最早由遺傳學(xué)家Sewall Wright 提出，能得到自變量對因變量的直接作用和通過其他變量的間接作用，明確變量間的相互關(guān)系和作用程度。該方法已經(jīng)廣泛地被應(yīng)用到環(huán)境要素與水熱通量之間的關(guān)系分析中，并取得了良好的結(jié)果［30-31］。本文采用SPSS Statistics 26 實(shí)現(xiàn)通徑分析，量化環(huán)境要素與湍流通量之間的關(guān)系［32］。

1.3 數(shù)據(jù)處理及質(zhì)量控制

本次研究選取2020 年1—12 月觀測站點(diǎn)的相關(guān)數(shù)據(jù)進(jìn)行分析，其中，渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)獲得的數(shù)據(jù)往往由于天氣以及儀器自身原因存在數(shù)據(jù)缺失及誤差，因此利用Eddy Pro 軟件進(jìn)行野點(diǎn)去除、時(shí)滯矯正、坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)、超聲虛溫訂正以及空氣密度效應(yīng)訂正（WPL）等處理［33］，得到有效數(shù)據(jù)共14 945 組，缺失2 589 組數(shù)據(jù)，其中最長數(shù)據(jù)缺失間隔小于5天，參考徐自為的方案采用查表法和平均晝夜變化法對渦動(dòng)數(shù)據(jù)進(jìn)行插補(bǔ)［34］。四分量輻射、氣溫、降水等數(shù)據(jù)則直接由數(shù)據(jù)采集器利用LoggerNet 采集得到，并對部分缺失的氣溫及風(fēng)速數(shù)據(jù)利用相鄰10 min內(nèi)數(shù)據(jù)均值進(jìn)行插補(bǔ)［35］。降水?dāng)?shù)據(jù)根據(jù)何曉波等在該地區(qū)的修正方案進(jìn)行修正［36］。

1.3.1 凈輻射通量

地表凈輻射（Rn）可由儀器采集得到的四分量輻射值直接計(jì)算得到：

式中：Rn、Sd、Su、Ld、Lu分別代表凈輻射通量、向下短波輻射通量、地面反射短波輻射通量、向下長波輻射通量和向上長波輻射通量，單位均為W·m-2。

1.3.2 湍流通量

感熱通量（H）和潛熱通量（LE）利用渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)得到，計(jì)算公式如下：

式中：ρ為空氣密度（kg·m-3）；Cp為定壓比熱（MJ·kg-1·℃-1）；λ為水的氣化潛熱（MJ·kg-1）；ω′、θ′、q′分別為垂直風(fēng)速（m·s-1）、位溫（℃）和比濕（g·kg-1）的脈動(dòng)值。

1.3.3 土壤熱通量

本文選用陽坤等［37］在那曲高寒凍土地區(qū)得到良好驗(yàn)證的TDEC 方法計(jì)算土壤熱通量，即利用土壤溫度，濕度推算一定時(shí)期內(nèi)的土壤熱通量。已知土壤的一維熱傳導(dǎo)方程為：

兩側(cè)積分得到：

若給定溫度分布廓線T（Zi），式（5）可表示為：

式中：ρscs為土壤熱容量（J·kg-1·K-1）；T為土壤溫度（K）；t為時(shí)間（s）；z為土壤深度（m）；G（z）為在深度為z處的土壤熱通量（W·m-2）；G（zr）為實(shí)測深度為z處的土壤熱通量，當(dāng)土壤溫濕度觀測深度足夠時(shí)，可從土壤熱通量為0 處逐層迭代；在計(jì)算過程中通過觀測數(shù)據(jù)求得溫度分布廓線（Zi），通過假定土壤熱傳導(dǎo)系數(shù)為1.0 W-1·m-1·K-1，利用土壤擴(kuò)散方程求解溫度廓線，并用觀測得到的實(shí)測溫度廓線進(jìn)行矯正，最終利用公式（6）求解各層土壤熱通量。

1.3.4 地表能量平衡及其閉合度

根據(jù)熱力學(xué)第一定律，地表能量平衡方程可表示為：

式中：H、LE、Rn、G0分別代表感熱通量、潛熱通量、凈輻射通量以及地表土壤熱通量；S為冠層熱儲(chǔ)量，在草地分析過程中往往不考慮；Q為附加能量源匯的綜合，因其值很小常被忽略。

能量平衡閉合度是評(píng)價(jià)觀測結(jié)果的重要指標(biāo)之一，即評(píng)價(jià)研究區(qū)湍流能量（H+LE）與有效能量（Rn-G）之間的關(guān)系。研究表明，地表湍流能量與有效能量之間普遍存在著不閉合的現(xiàn)象［38］，本文選取研究區(qū)湍流能量與有效能量進(jìn)行最小二乘回歸計(jì)算能量平衡比（EBR），并計(jì)算能量平衡閉合差（EBD）來分析能量平衡特征，具體公式如下［39］：

1.3.5 對于能量平衡過程有影響的參數(shù)計(jì)算

氣孔是植被與周圍大氣進(jìn)行能量和物質(zhì)交換的通道，氣孔導(dǎo)度控制了上述物質(zhì)和能量交換的強(qiáng)度，冠層導(dǎo)度被定義為冠層下單位地表面積上所有葉片氣孔導(dǎo)度之和，表征了植被與大氣間能量物質(zhì)交換的強(qiáng)弱，并受到氣候、水文條件的制約［40］。利用Penman-Monteith 公式能準(zhǔn)確地反推得到植被生長季的冠層導(dǎo)度gs（m·s-1）來刻畫植被對能量平衡的影響。該公式已被應(yīng)用于三江源地區(qū)植被對潛熱的影響分析中，結(jié)果表明在高寒地區(qū)冠層導(dǎo)度也能有效的刻畫植被對潛熱過程的影響［41-42］，具體形式如下：

式中：ρa(bǔ)代表空氣密度（kg·m-3）；Cp代表空氣的定壓比熱（MJ·kg-1·℃-1）；VPD代表飽和水汽壓差（kPa）；β代表波文比由H/LE計(jì)算得出，空氣動(dòng)力學(xué)導(dǎo)度ga（m·s-1）利用摩擦風(fēng)速u*（m·s-1）和2 m 處風(fēng)速u（m·s-1）計(jì)算得到：

2 結(jié)果與討論

2.1 沼澤草甸環(huán)境要素的季節(jié)變化

2.1.1 氣象要素的季節(jié)變化特征

分析理解地表能量平衡及其影響因素需要了解當(dāng)?shù)氐臍夂虮尘?，本文借助TGL 站長期基本氣象觀測數(shù)據(jù)研究典型高寒沼澤草甸的基本氣象特征，從而為后續(xù)分析奠定基礎(chǔ)。圖2（a）為氣溫（AT）變化特征，研究時(shí)段內(nèi)年平均氣溫-5.5 ℃，最高氣溫7.7 ℃ （8 月9 日），最低氣溫-26.96 ℃（1 月24 日），夏秋季平均氣溫0.71 ℃，冬春季平均氣溫-11.75 ℃，全年有129 天（6 月9 日—10 月15 日）處于0 ℃以上。根據(jù)研究區(qū)內(nèi)積溫情況和相關(guān)研究［25］，劃分出植被生長季（6月11日—9月21日），以便后續(xù)研究高寒沼澤草甸生長過程對于能量平衡的影響。圖2（b）為風(fēng)速（WS）變化特征，研究時(shí)段內(nèi)日平均風(fēng)速3.25 m·s-1，夏秋季日平均風(fēng)速2.94 m·s-1，冬春季日平均風(fēng)速3.56 m·s-1，全年有57 天出現(xiàn)10 m·s-1以上強(qiáng)風(fēng)天氣且均集中在冬春季。圖2（c）為飽和水汽壓差（VPD）變化特征，年均飽和水汽壓差0.17kPa，夏秋季飽和水汽壓差日波動(dòng)范圍往往較大，秋冬季日波動(dòng)范圍較小。圖2（d）為降水（P）與積雪（SC）變化特征，全年212 天出現(xiàn)降水，累計(jì)降水741.7 mm，其中夏秋季降水達(dá)593 mm，占全年降水的80%，單次最大日降水達(dá)21.4 mm（7 月9 日）。夏秋季溫潤、冬春季冷干是該地區(qū)明顯的氣候特征，也是沼澤草甸形成與發(fā)育的重要因素。

圖2 2 m處氣溫大?。╝），2.5 m處風(fēng)速大?。╞），2 m處飽和水汽壓差大小（c），日降水量-藍(lán)色柱狀圖；雪深-灰色陰影圖（d）（圖中所有數(shù)據(jù)均為30分鐘平均值，氣溫、風(fēng)速、飽和水汽壓差上下淺色區(qū)域代表所描述變量的日波動(dòng)范圍；淺綠色區(qū)域代表植被生長季）Fig. 2 Variations in air temperature （AT） at the height of 2 m （a）， wind speed （WS） at 2.5 m （b）， vapor pressure deficit （VPD）at the height of 2 m （c）， precipitation （bar） and snow depth （shaded graph） （d） （All data are 30-minutes average and air temperature，wind speed and VPD is showed with daily maximum and minimum； light green color divided the growing seasons）

2.1.2 下墊面性質(zhì)變化特征

除氣象要素影響外，下墊面性質(zhì)變化也是高寒沼澤草甸地區(qū)地表能量平衡特征的重要影響因素。圖3（a）為土壤溫度（ST）變化特征，研究時(shí)段內(nèi)年均土壤表層（0～10 cm 深度）溫度為-0.77 ℃，全年有167 天（5 月14 日至10 月27 日）土壤表層溫度處于0 ℃以上。圖3（b）為土壤體積含水量（VSMC）變化特征，土壤表層體積含水率在5 月初暖季到來迅速抬升并達(dá)到飽和，在10月末暖季結(jié)束逐漸下降并凍結(jié)。圖3（c）為日均反照率（α）變化特征，基本呈現(xiàn)冬春季高，夏秋季低的特點(diǎn)，冬春季日平均反照率為0.38，夏秋季日平均反照率為0.21，春夏季有較多的U 形抬升而秋冬季較為平緩。圖3（d）為地氣溫差變化特征，土壤表層溫度變化趨勢與氣溫變化較為一致，平均地氣溫差為4.84 ℃，地氣溫差在冬春季較大，平均相差6.49 ℃；在夏秋季較小，平均相差3.46 ℃。

圖3 0.1～1.1 m深度土壤溫度變化（a），0.1～1.1 m深度土壤體積含水率變化，該處用百分比表示（b）。地氣溫差指的是土壤表層0～10 cm平均溫度與2 m處氣溫的溫度差值。地表反照率變化（c），地氣溫差變化（d），指的是0～10 cm平均地表溫度與2 m處氣溫的差異大小Fig. 3 Variations in soil temperature （ST） at the depth of 0.1～1.1 m （℃） （a）， volumetric soil moisture content （VSMC） at 0.1～1.1 m （%）（b）， albedo （α） （c）， temperature difference （d） between the average surface temperature of 0～10 cm and the air temperature at 2 m

2.2 地表能量收支的季節(jié)變化及成因

2.2.1 地表能量收支及其閉合率

圖4（a）為能量收支情況，凈輻射積累主要集中在春夏兩季，積累值達(dá)到了全年的72%，其中46.1%轉(zhuǎn)化為感熱通量，55.6%轉(zhuǎn)化為潛熱通量，1.7%轉(zhuǎn)化為土壤熱通量。感熱在冬春季較大，夏秋季較小，潛熱則在夏秋季較大，冬春季較小，土壤熱通量在秋冬季為負(fù)值，在春夏季為正值。圖4（b）為日能量平衡閉合差，年均能量平衡閉合差為-2.47 W·m-2，最大閉合差為48.53 W·m-2（6 月11 日），圖5 為研究區(qū)2020年能量平衡閉合率情況，能量平衡閉合率為0.72，處在大量野外站點(diǎn)觀測得到的0.5～0.8的范圍之內(nèi)［39］，數(shù)據(jù)主要集中在回歸曲線附近僅有少數(shù)離群點(diǎn)，表明數(shù)據(jù)觀測可靠。

圖4 2 m處日均凈輻射通量Rn、感熱通量H、潛熱通量LE、土壤熱通量G的季節(jié)變化（a），散點(diǎn)圖為日能量平衡閉合差（EBD）的季節(jié)變化，紫色實(shí)線為日能量平衡閉合差的7日滑動(dòng)平均（b）Fig. 4 Variations in daily average net radiation flux （Rn）， daily average sensible heat flux （H）， daily average latent heat flux（LE） and daily average soil heat flux （G） at the height of 2 m （a）， variations in daily energy budget deficit （EBD）was shown in scatter plot and the pink solid lines denoted 7-days running mean value （b）

圖5 日均湍流能量（H+LE）與有效能量（Rn-G）比值繪制得到的散點(diǎn)圖，紅色曲線為散點(diǎn)圖的線性擬合曲線，較深紅色陰影為95%置信區(qū)間，較淺紅色陰影為95%預(yù)測區(qū)間，黑色線條表示經(jīng)過原點(diǎn)斜率為45°的1∶1曲線Fig. 5 Scatter plot of the daily mean H+LE against Rn-G from January to December. The red curve is the linear fitting curve of the scatter plot， the darker red shade is the 95% confidence interval， the lighter red shade is the 95% prediction interval，and the black line represents the 1∶1 curve

2.2.2 凈輻射通量季節(jié)變化特征及成因

圖6（a）為日均凈輻射通量變化情況，研究時(shí)段內(nèi)日均凈輻射通量為79.78W·m-2，最大值、最小值分別出現(xiàn)在7 月18 日以及1 月11 日。凈輻射通量變化整體呈現(xiàn)“單峰型”變化并存在上下波動(dòng)，變化特征與唐古拉，西大灘及馬銜山等地類似［13，43］。整體呈現(xiàn)“單峰型”變化主要是年內(nèi)太陽高度角等變化帶來的［14，44］。結(jié)合圖6（b）不難發(fā)現(xiàn)日均凈輻射通量曲線中存在上下波動(dòng)這一現(xiàn)象，冬春季主要由于是積雪覆蓋的高反照率使得向上短波輻射通量增大造成，夏秋季主要是由于向下短波輻射通量明顯的減少。夏秋季節(jié)入射短波輻射通量減少主要與降雨事件頻發(fā)，陰雨天云層遮蓋有關(guān)，有研究指出降雨發(fā)生后地表反照率減小，液態(tài)降水發(fā)生后凈輻射通量會(huì)出現(xiàn)一定時(shí)間增加［45-46］，因此利用小波分析考慮降水事件與凈輻射通量之間的關(guān)系。圖7為日降水量與日凈輻射通量的關(guān)系圖，結(jié)果表明降水量與凈輻射通量在降水發(fā)生時(shí)存在顯著的反相位相干關(guān)系，即降水增加，凈輻射通量減少，春末夏初日降水量與日凈輻射通量存在8～31 天的顯著反相位關(guān)系（R＞0.9，P＜0.05），即冬春季降水發(fā)生后8～31 天仍存在凈輻射通量減少的現(xiàn)象，主要由于此時(shí)仍以固態(tài)降水為主，地表被積雪覆蓋，反照率較高。秋季到來之后上述反相位關(guān)系隨積雪消融逐漸消失，并隨降水事件出現(xiàn)7天左右的相位關(guān)系，與上述研究中指出的出現(xiàn)的降水發(fā)生后凈輻射通量增加的結(jié)論不同，可能是由于在暖季到來之后高寒沼澤草甸土壤處于飽和狀態(tài)，降水對土壤表層含水量等因素影響較小。

圖6 2 m處日均凈輻射通量大?。╝），2 m處日均輻射通量大?。╞），不同顏色及形狀用來區(qū)分輻射通量Fig. 6 Variations in daily average net radiation flux （Rn） at 2 m （a）， variations in daily average radiation flux at 2 m （b），different colors and mark were used to distinguish the radiation flux

圖7 日降水量與日均凈輻射通量之間的小波相干圖，左側(cè)坐標(biāo)代表日降水量與日均凈輻射通量的相位周期（D），橫軸為時(shí)間序列，不同顏色深淺代表相干系數(shù)大?。≧），黑色細(xì)實(shí)線代表邊際效應(yīng)，曲線內(nèi)部為有效數(shù)據(jù)，黑色粗實(shí)線代表相干系數(shù)通過了95%的顯著性水平檢驗(yàn)。箭頭方向代表相干關(guān)系，向右箭頭代表正相關(guān)，向左代表負(fù)相關(guān)，向上代表降水領(lǐng)先凈輻射通量變化D/4周期，向下代表降水落后凈輻射通量變化D/4周期Fig.7 The left axis represents the phase period （D） of daily precipitation and daily average net radiation flux； the horizontal axis represents the research period； different color represents the coherence coefficient （R）； the thin solid black line represents the marginal effect； the inside of the curve is valid data. The thick solid black line indicates that the coherence coefficient has passed the significance level test of 95%. The arrow direction represents the coherence， the arrow to the right represents the positive correlation， and the arrow to the left represents the negative correlation. The upward represents that the precipitation is D/4 days ahead of the change in net radiation， and the downward represents that the precipitation is D/4 days behind the change in net radiation

2.2.3 湍流通量季節(jié)變化特征及其影響因素

圖4（a）中潛熱及感熱通量呈現(xiàn)明顯的季節(jié)變化規(guī)律，潛熱通量變化幅度高于感熱通量。研究時(shí)段內(nèi)年均潛熱通量為45.63W·m-2，夏秋季潛熱通量達(dá)全年潛熱通量的73%，年均感熱通量為38.47W·m-2，冬春季感熱通量達(dá)全年感熱通量的56.4%。

感熱通量表現(xiàn)出的冬春季占比較大，夏秋季占比有所下降這一現(xiàn)象，一方面是由于冬春季節(jié)的地氣溫差較夏秋季大增強(qiáng)了感熱交換，另一方面則是由于冬春季節(jié)降水量少且土壤含水量極低使得凈輻射較少的被潛熱所消耗（圖8）。春季結(jié)束后，地氣溫差減小，同時(shí)土壤含水量增多，大量凈輻射被潛熱通量所消耗，感熱通量因此在春季結(jié)束后開始下降。潛熱通量在夏秋季占比較大，很大原因在于5 月初土壤表層溫度開始高于0 ℃，地表開始融化，地氣溫差較小，感熱交換減少的同時(shí)凈輻射通量逐漸提高，土壤表層含水量與溫度較高，為潛熱提供了充足的能量、水分等條件。

圖8 土壤溫度與土壤體積含水率變化剖面圖，左側(cè)坐標(biāo)軸代表觀測深度，橫軸代表觀測時(shí)間，不同顏色代表土壤的體積含水量，黑色實(shí)線線代表土壤溫度等值線Fig. 8 The left axis represents the observation depth， the horizontal axis represents the observation time， different colors represent the volumetric soil water content， and the solid black line represents the contour line of soil temperature

與唐古拉高寒草甸［15，48］、北麓河稀疏草原［14］、馬銜山沼澤草甸［43］、西大灘高寒草原［13］、五道梁荒漠草原［44］等地區(qū)的變化特征相比，高寒沼澤草甸相比其他高寒植被類型年總潛熱通量占比更大且更加集中在夏秋季，沼澤草甸年總潛熱通量占比可達(dá)有效輻射的55%，稀疏草原、荒漠草原、高寒草原僅有20%～27%。高寒草甸雖年總潛熱通量與感熱通量占比與高寒沼澤草甸相當(dāng)，但高寒草甸潛熱通量在夏秋季僅占有效能量的41%，高寒沼澤草甸則可達(dá)73%。研究表明植被生長也對潛熱通量有所影響［46］，考慮高寒沼澤草甸獨(dú)特的潛熱特征是在環(huán)境要素和植被的共同作用下形成的，因此利用通徑分析考慮冠層導(dǎo)度及環(huán)境要素，分析高寒沼澤草甸生長過程對潛熱通量的影響。圖9為考慮高寒沼澤草甸冠層導(dǎo)度與環(huán)境要素對潛熱通量影響的通徑分析結(jié)果，表明在生長季潛熱通量主要受到凈輻射通量和飽和水汽壓差的影響，同時(shí)冠層導(dǎo)度與潛熱（LE）及飽和水汽壓差（VPD）之間的負(fù)通徑系數(shù)表明高寒沼澤草甸植被在生長過程中提高了飽和水汽壓差對潛熱過程帶來的影響（路徑：VPD-gs-LE），減弱了凈輻射通量帶來的影響（路徑：Rn-gs-LE）。

圖9 考慮植被冠層導(dǎo)度的環(huán)境要素與潛熱通量之間的關(guān)系。箭頭代表變量對潛熱通量帶來的影響，綠色連線代表變量間存在正向關(guān)系，橙色連線代表變量間存在負(fù)向關(guān)系。er代表通徑分析模型的誤差大小，er=（1-R2）1/2，上標(biāo)星號(hào)代表該數(shù)據(jù)通過了95%置信水平下的顯著性檢驗(yàn)Fig. 9 The structure of influencing factors and latent heat flux given by path analysis considering gs during growing season；One-way influence was shown with arrows， interplay of environmental element was shown with line without arrows. And green color means positive relationship， orange color means negative relationship between latent heat （LE） and environmental element. er means residual error was calculated by er=（1-R2）1/2. Superscript asterisk means the value passed the 95% significance t-test

2.2.4 土壤熱通量季節(jié)變化特征及其影響因素

圖4（a）為日均土壤熱通量變化情況，研究時(shí)段內(nèi)日均土壤熱通量1.34 W·m-2，夏秋季土壤熱通量為128.99 MJ·m-2，冬春季土壤熱通量為-87.42 MJ·m-2，研究區(qū)土壤熱通量變化幅度較小，總的土壤熱通量傳導(dǎo)方向向下。土壤熱通量除受凈輻射通量控制外并與地表狀況有關(guān)［51-52］，表現(xiàn)在冬春季地表存在積雪覆蓋時(shí)地表反照率較高導(dǎo)致凈輻射通量較低，同時(shí)積雪的升華過程消耗了一定的凈輻射，使得該時(shí)期土壤熱通量較低。夏秋季，尤其是進(jìn)入植被生長期后，土壤熱通量基本為正值，波動(dòng)相對較大，而且在生長季的不同時(shí)期土壤熱通量均值也有所不同，表現(xiàn)為：植被生長前期（6 月11 日—7 月12 日）＞植被生長中期（7 月13 日—8 月15 日）＞植被生長后期（8月16日—9月21日）。研究表明高寒沼澤草甸植被通過調(diào)節(jié)土壤熱通量而對多年凍土存在一定的保護(hù)作用［37］，因此利用通徑分析考慮冠層導(dǎo)度及凈輻射通量，分析高寒沼澤草甸對土壤熱通量的影響。圖10 為植被生長季土壤熱通量與環(huán)境要素及冠層導(dǎo)度的通徑分析結(jié)果，表明在植被生長季土壤熱通量受控于凈輻射通量，但高寒沼澤草甸的存在削弱了凈輻射帶來的土壤熱通量增量（路徑：Rn-gs-G）。

圖10 考慮植被冠層導(dǎo)度的環(huán)境要素與土壤熱通量之間的關(guān)系。箭頭代表變量對土壤熱通量帶來的影響，綠色連線代表變量間存在正向關(guān)系，橙色連線代表變量間存在負(fù)向關(guān)系。er代表通徑分析模型的誤差大小，er=（1-R2）1/2，上標(biāo)星號(hào)代表該數(shù)據(jù)通過了95%置信水平下的顯著性檢驗(yàn)Fig.10 The structure of influencing factors and soil heat flux given by path analysis considering gs during growing season；One-way influence was shown with arrows， interplay of environmental element was shown with line without arrows. And green color means positive relationship， orange color means negative relationship between soil heat flux （G） and environmental element. er means residual error was calculated by er=（1-R2）1/2. Superscript asterisk means the value passed the 95% significance t-test

2.3 不同凍融時(shí)期的地表能量平衡特征及其影響因素

研究表明，土壤凍融過程改變了地-氣之間的能量交換特點(diǎn)［6］，根據(jù)研究區(qū)氣候條件及相關(guān)研究［52］，以觀測到0～110 cm 活動(dòng)層的土壤溫度濕度剖面作為劃分依據(jù)：當(dāng)凍土活動(dòng)層完全低于0 ℃且土壤體積含水量穩(wěn)定時(shí)為完全凍結(jié)期，活動(dòng)層溫度完全高于0 ℃且土壤含水量飽和時(shí)為完全消融期，活動(dòng)層內(nèi)土壤含水量增加時(shí)為消融期，活動(dòng)層內(nèi)土壤含水量減少時(shí)期為消融期。研究區(qū)內(nèi)完全凍結(jié)期為1 月1 日—5 月14 日、消融期為5 月15 日—9 月1日，完全消融期為9 月2 日—11 月1 日，逐漸凍結(jié)期為11月2日—12月31日。

表2 為研究區(qū)凍融過程中地表能量平衡特征：在土壤完全凍結(jié)期以及逐漸凍結(jié)過程中能量主要被感熱所消耗；消融過程中隨著土壤含水量不斷增大以及植被生長，潛熱占比增大；在凍結(jié)和消融過程中土壤熱通量占比較大。為探究不同凍融時(shí)期能量平衡特征的主要成因，本文選取了對應(yīng)時(shí)段的環(huán)境要素與潛熱及感熱通量間進(jìn)行逐步回歸分析。

表2 研究區(qū)各凍融時(shí)期地表能量平衡特征Table 2 Characteristics of surface energy budget during freezing and thawing periods，brackets represent the proportion of the flux to the net radiation

表3為凍融過程中湍流通量與主要環(huán)境要素的關(guān)系，結(jié)果表明通量特征均受到凈輻射通量的控制。各回歸方程中均涉及土壤表層溫度或土壤表層濕度，表明土壤凍融過程對能量平衡特征有重要影響。感熱通量除完全凍結(jié)時(shí)期外均受到氣溫及土壤表層溫度的影響，地表反照率這一因素在完全凍結(jié)時(shí)期及逐漸消融期對感熱通量也產(chǎn)生了一定的影響，主要原因在于積雪不能在短時(shí)間內(nèi)消融并使得反照率升高導(dǎo)致凈輻射通量的下降，感熱通量因此受到影響。在消融或凍結(jié)過程中，飽和水汽壓差對感熱通量產(chǎn)生了一定的影響，這是由于該時(shí)期土壤含水量變化較快，是潛熱/感熱占比發(fā)生變化最大的時(shí)期，飽和水汽壓差對感熱通量的影響可以理解為潛熱增大過程對感熱帶來的影響。潛熱通量除完全消融時(shí)期外均受到飽和水汽壓差及土壤表層濕度的影響，在完全凍結(jié)期與完全消融期受到降水的負(fù)向影響，在完全凍結(jié)期積雪雖然會(huì)產(chǎn)生一定的升華貢獻(xiàn)潛熱通量，但其較高的反照率也使得潛熱的來源凈輻射通量被大幅削弱了，完全消融時(shí)期土壤表層含水量飽和，降水不僅難以增加土壤含水量還會(huì)使得潛熱交換的能量來源凈輻射減少，因此在上述兩個(gè)時(shí)期降水往往帶來負(fù)向影響。

表3 凍融過程中湍流通量與主要環(huán)境要素之間的關(guān)系Table 3 The relationship between turbulent flux and environmental elements in freezing-thawing process

3 結(jié)論

本文利用2020 年布曲冬克瑪?shù)缀恿饔騼?nèi)的中國科學(xué)院唐古拉山冰凍圈水文與生態(tài)野外科學(xué)實(shí)驗(yàn)站高寒沼澤草甸綜合試驗(yàn)場野外觀測數(shù)據(jù)，通過定量統(tǒng)計(jì)、小波相干、通徑分析、回歸分析等研究方法，探討了該區(qū)域能量平衡特征及影響因子，其主要結(jié)論如下：

（1）首先分析了冬克瑪?shù)琢饔虻臍庀笠丶跋聣|面特征，該地區(qū)氣溫、風(fēng)速及飽和水汽壓差均有明顯的季節(jié)變化，夏秋季降水達(dá)到了全年的80%，呈現(xiàn)夏秋季溫潤、冬春季冷干的氣候特征。土壤溫度及體積含水率有明顯的季節(jié)變化，夏秋季下墊面存在長時(shí)間的飽和狀態(tài)以及明顯的凍融循環(huán)過程。

（2）輻射平衡分量和凈輻射具有明顯的季節(jié)變化特征，凈輻射主要受向下短波輻射和反射短波輻射的季節(jié)變化影響，呈現(xiàn)單峰型變化且存在許多谷值。凈輻射主要被感熱和潛熱所消耗，分別達(dá)到全年的46.1%和55.6%，僅有1.7%轉(zhuǎn)化為土壤熱通量。

（3）獨(dú)特的氣候及下墊面條件使高寒沼澤草甸具有不同于其他高寒植被類型的湍流交換特征，表現(xiàn)在凈輻射夏秋季主要轉(zhuǎn)化為潛熱，冬春季主要轉(zhuǎn)化為感熱，潛熱通量相較于其他高寒草甸類型占比更大且更集中在夏秋季，沼澤草甸年總潛熱占比達(dá)有效輻射的55%，夏秋季潛熱通量可達(dá)有效輻射的73%。在植被生長季，高寒沼澤草甸提高了飽和水汽壓差對潛熱通量帶來的影響，削弱了凈輻射帶來的影響。

（4）高寒沼澤草甸地區(qū)的存在的土壤凍融過程也改變了地表能量平衡特征，主要表現(xiàn)在湍流通量除受凈輻射控制外，隨土壤溫度及體積含水率的變化出現(xiàn)了消融時(shí)期以潛熱通量為主、凍結(jié)時(shí)期以感熱通量為主的變化特征。對于凍融過程中能量平衡特征的成因僅利用逐步回歸進(jìn)行了簡單的分析，高寒沼澤草甸地區(qū)土壤凍融過程對于能量平衡過程的影響仍值得深入探討。