青藏高原多年凍土區地表能量收支過程及其對活動層影響的初步分析

劉金科，姚濟敏，谷良雷，李 韌，吳曉東，吳通華，謝昌衛，鄒德富，喬永平，胡國杰，肖 瑤，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 藏北高原冰凍圈特殊環境與災害國家野外科學觀測研究站，甘肅 蘭州 730000；2.中國科學院大學，北京 100049；3.中國科學院 西北生態環境資源研究院 寒旱區陸面過程與氣候變化重點實驗室，甘肅 蘭州 730000）

0 引言

青藏高原（以下亦稱高原）平均海拔高度超過4 000 m，是亞洲眾多河流的發源地，被稱為“第三極”、“亞洲水塔”［1-2］。該地區的能量和水分循環是全球能量和水分循環的重要組成部分，對我國、周邊國家乃至世界的氣候環境均有著深遠影響［3-7］。高原上多年凍土廣泛發育，面積約為1.06×106km2［8］，在全球變暖的背景下，其對氣候變化十分敏感［9］?；顒訉幼鳛槎嗄陜鐾僚c大氣間水熱交換的過渡層，其變化與地表能水交換過程存在復雜的相互作用關系［10］。地表能量收支直接影響活動層水熱狀況，而活動層凍融過程會引起土壤內部水分的頻繁相變，從而改變土壤的水熱狀況［10-11］、地表蒸散發［12］，反過來又影響地表能水交換過程［13］、水文過程［14-15］、土壤碳循環［16］等。因此，研究多年凍土區地表能量通量變化及其對活動層的影響，對深刻認識多年凍土與氣候系統圈層間的相互作用具有重要意義。

高原地表能量收支研究已經取得了一系列的研究成果。第一次大氣科學實驗（QXP-MEX）、GAME-Tibet 實驗、第二次大氣科學實驗（TIPEX）、CAMP-Tibet 實驗、第三次大氣科學實驗以及TPCSIEA 實驗均把高原地表能水過程作為關注的焦點問題，并獲取了大量分析數據［17-18］，這為深入理解高原能量水分循環過程提供了寶貴的資料和參考依據。已有研究表明，地表輻射熱量交換與多年凍土和季節凍土的形成密切相關［19］，其變化對凍土的形成和發育具有決定作用［20］；而土壤凍融過程和季風又顯著影響地表能量收支過程，使其呈現冬春季節湍流通量以感熱為主，夏秋季節以潛熱為主的季節特征［17，21-23］，其中北麓河［12，24］、唐古拉［21，25］及西大灘［21］等典型多年凍土區土壤的凍融過程對地表能量收支過程有顯著影響，而藏北高原地區［3］季節凍土凍融過程對地表能量收支的影響則相對較弱。

近幾十年來，青藏高原增溫迅速［26-29］，升溫率超過全球平均的2 倍［16］，高原多年凍土呈現不同程度的退化趨勢［30］，表現為活動層增厚、多年凍土溫度升高、多年凍土下界上移等，這些變化與地表能水交換過程聯系密切。因此，有必要分析地表能量收支過程對活動層變化的影響?；诖?，本文利用唐古拉和西大灘站點的氣象、渦動及活動層資料，結合SHAW（Simultaneous Heat and Water）模型，研究高原多年凍土區長時間序列地表能量收支變化及其影響因素，初步探討地表能量收支過程對活動層變化的影響，為增強全球變暖背景下高原多年凍土區地-氣相互作用的認識提供科學參考。

1 資料來源與研究方法

1.1 觀測站點概況

本文選取唐古拉（TGLMS，91°56′ E，33°04′ N，海拔5 100 m）和西大灘綜合觀測場（XDTMS，94°08′ E，35°43′ N，海拔4 538 m）作為研究站點，地理位置如圖1所示。其中唐古拉綜合試驗觀測場位于高原腹地連續多年凍土區，該區域地勢平坦開闊，被高寒草甸覆蓋，植被稀疏低矮。2005—2015年平均氣溫為-4.7 ℃，年降水量約363.1 mm。從地表到地下10 cm 深度砂粒含量為80%，黏粒含量為8%，粉粒含量為12%［31］。西大灘綜合試驗觀測場位于高原多年凍土區北界附近，下墊面類型為不連續多年凍土［32］。該站點周圍區域開闊平坦，植被類型以高寒草甸為主。2008—2016 年平均氣溫為 -3.7 ℃，年降水量約392.9 mm。從地表到地下10 cm 深度砂粒含量為72%，黏粒含量為11%，粉粒含量為17%［31］。

圖1 研究站點分布［8］Fig.1 The location of observation sites［8］

1.2 數據與儀器信息

研究選取2005—2015 年唐古拉和2008—2016年西大灘綜合觀測場氣象、渦動通量以及活動層等觀測資料。綜合觀測場的氣象資料由三層氣象梯度塔觀測得到，主要包括3 層風溫濕壓（2 m、5 m、10 m）、降水量、雪深、輻射、土壤熱通量（5 cm、10 cm、20 cm）等要素的測量；渦動通量數據由渦動相關系統儀器觀測獲得；活動層水熱數據由接入CR3000 型數采儀的監測儀器觀測獲得，其中活動層厚度根據一年之中0 ℃等溫線最大穿透深度確定。各儀器信息具體見表1。

表1 唐古拉和西大灘綜合觀測場儀器說明Table 1 Descriptions of instruments at Tanggula and Xidatan observation sites

1.3 數據處理方法

1.3.1 湍流通量

本文采用渦動相關法、氣象梯度法和SHAW 模型相結合進行感熱和潛熱的計算。以渦動相關系統觀測結果為基礎，利用氣象梯度法和SHAW 模型對缺失或質量相對較差的結果進行插補以獲取長時間序列較為完整的湍流通量數據。

渦動相關法是目前計算地氣間湍流通量最先進和常見的方法，主要利用三維超聲風速儀和開路紅外氣體分析儀觀測得到風速、溫度、CO2、H2O 等數據，通過EddyPro 軟件對觀測數據進行野點值去除、二次坐標旋轉傾斜校正、頻率響應校正、超聲虛溫的側向風校正、WPL 修正、質量控制等得出感熱和潛熱［18，25，33］。

氣象梯度法是根據莫寧-奧布霍夫相似性理論，通過風速、位溫、空氣比濕廓線公式計算感熱與潛熱［18，34］，由于2 m 和5 m 的氣象數據計算的結果質量較好，故本次研究中使用2 m 和5 m 的氣象梯度數據。

SHAW 模型由Flerchinger 等［35］（1989 年）開發，被廣泛用于模擬土壤凍融過程中系統各層的水熱特征和能量變化。它不僅考慮植被冠層、積雪覆蓋、土壤層，還考慮了殘留物層對土壤凍融的影響，因此不同于其他的陸面過程模型?？傮w上SHAW模型模擬的通量變化趨勢與渦動觀測值相一致，能較好地反映出唐古拉、西大灘地區湍流通量的變化（表2）。

表2 SHAW模型湍流通量模擬效率參數Table 2 Turbulent flux simulation performance statistics of SHAW model

1.3.2 凈輻射和地表土壤熱通量

凈輻射由氣象塔觀測的輻射四分量計算獲得，即：凈輻射=短波向下輻射-短波向上輻射+長波向下輻射-長波向上輻射；地表土壤熱通量是通過5 cm 土壤熱通量和一維熱傳導方程線性插值獲得［21，31］。

1.3.3 地表凍融指數

根據Frauenfeld 等［36］和Wu 等［37］的相關約束條件，將每年7 月1 日至次年6 月30 日作為地表凍結指數計算周期，每年1 月1 日至12 月31 日作為地表融化指數計算周期，以確保整個凍結期和融化期的負溫和正溫均得到計算。由于觀測場地植被稀疏低矮，地面溫度由陸面溫度近似獲得，其中陸面溫度是基于Stefan-Boltzmann 定律利用向上和向下的長波輻射數據估算得出［34］。

2 結果與討論

2.1 氣象要素變化特征

圖2顯示唐古拉和西大灘氣溫、地氣溫差、降水量、土壤含水量以及風速的年際變化及趨勢，可以看出：唐古拉和西大灘兩個站點的年平均氣溫分別以0.03 ℃·a-1和0.11 ℃·a-1的速率呈波動上升趨勢。兩站點的地氣溫差亦呈波動上升趨勢且變化速率基本一致，升溫率分別為0.11 ℃·a-1和0.10 ℃·a-1。唐古拉和西大灘年降水量均呈減小趨勢，變化速率分別為-2.6 mm·a-1和-14.0 mm·a-1，唐古拉年降水量在2012年前變化較緩，隨后變化劇烈，并在2015年出現最小值（226.9 mm）；而西大灘年降水量在2012年前變化幅度較大，2012年后則趨于平緩。10 cm土壤含水量均有微弱減小，這與降水量變化密切相關。兩站年均風速均呈下降趨勢且變化速率相當，分別為-0.016 m·s-1·a-1和-0.017 m·s-1·a-1?？傮w上，唐古拉和西大灘站各氣象要素呈現氣溫、地氣溫差在增加，降水量、10 cm 土壤含水量和風速在減少的趨勢。這與先前在唐古拉和西大灘的研究結果基本一致［32］，但不同于高原整體降水量增加［38-39］的已有研究結果，這與研究時段和區域范圍的不同有關。

圖2 2005—2016年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）各氣象要素變化特征Fig.2 The variation characteristics of meteorological elements in Tanggula and Xidatan during 2005—2016

2.2 地表能量通量年際變化

圖3為青藏高原多年凍土區唐古拉和西大灘凈輻射、感熱、潛熱以及地表土壤熱通量的年平均值變化特征。由圖可知，2005 年以來兩站凈輻射均呈波動上升趨勢，其中唐古拉上升趨勢尤為明顯，大約每年增加2.1 W·m-2，西大灘凈輻射平均每年增加1.1 W·m-2。唐古拉和西大灘感熱隨凈輻射增加亦呈緩慢增加趨勢。唐古拉感熱2008 年前緩慢升高，受2008年凈輻射、地氣溫差低值的影響，感熱在2008 年迅速下降至26.6 W·m-2，隨后又緩慢增加，其變化速率為0.7 W·m-2·a-1；西大灘感熱變化較平穩，以0.3 W·m-2·a-1的速率緩慢增加。兩站潛熱則呈下降趨勢，唐古拉下降趨勢最明顯，平均每年可減少1.6 W·m-2，并在2015 年降至最低值，這與2015 年降水量顯著減少有關；西大灘潛熱下降趨勢較緩，平均每年僅減少0.4 W·m-2；地表土壤熱通量的變化幅度較小，唐古拉地表土壤熱通量平均每年減小0.04 W·m-2，雖呈微弱的減小趨勢，但其年均值均為正值，表明能量由地表向下輸送，下層土壤吸熱；西大灘地表土壤熱通量亦為正值且呈增加趨勢，平均每年增加0.1 W·m-2?？傮w上，兩站2005年以來凈輻射、感熱呈增大，潛熱呈減小，地表土壤熱通量呈不明顯變化趨勢。已有研究表明，高原自1980年以來，感熱呈現減弱趨勢［7，40］，而在2000年后逐漸轉變為增加趨勢，潛熱逐漸轉變為減小趨勢［33，39，41-44］，這與本文研究結果一致。

圖3 2005—2016年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）年平均地表能量通量變化特征（Rn為凈輻射，H為感熱，LE為潛熱，G為地表土壤熱通量，下同）Fig.3 The interannual variations of surface energy fluxes at TGL and XDT sites from 2005 to 2016（Rn is net radiation， H is sensible heat flux，LE is latent heat flux，and G is ground soil heat flux，similarly below）

兩站地表能量通量與氣象要素之間的相關關系基本一致（表3）。凈輻射與氣溫、地氣溫差均呈正相關，其中與地氣溫差的相關性更好；感熱與凈輻射相似，與氣溫呈正相關，但與地氣溫差的相關性更顯著（P＜0.01），相關系數分別為0.883 和0.768，而潛熱與降水量、10 cm 土壤含水量亦呈正相關關系，與降水量的相關系數分別為0.618 和0.490，與10 cm 土壤含水量的相關系數為0.736（P＜0.05）和0.435，其中唐古拉潛熱與降水量、10 cm 土壤含水量的相關性更顯著。地表土壤熱通量與氣溫的相關性較好，相關系數分別為0.500 和0.753（P＜0.05）。積雪的高反照率和低導熱率亦是影響地表能量通量的關鍵因素［31］，研究表明，高原積雪與感熱呈顯著負相關［45］，且高原自1990s 末積雪呈減少趨勢［46-47］。高原積雪的減少使得地表反照率減小，短波輻射、地氣溫差增強，可能進一步改變了由地氣溫差貢獻的感熱的變化［45，48］?？梢钥闯?，氣候環境變化對地表能量通量有重要作用，這是導致感熱和潛熱變化的原因之一。

表3 地表能量通量與氣象要素的相關系數Table 3 The correlation coefficients between surface energy fluxes and meteorological elements

2.3 地表能量通量季節變化

圖4 為2011 年唐古拉、西大灘日平均地表能量通量的變化狀況，由圖4 可看出兩站地表能量通量的年內變化趨勢基本一致。冬季凈輻射較小，土壤含水量較小，此時凈輻射主要轉化為感熱，潛熱相對較??；春季凈輻射增大，土壤開始融化，植被有所生長，但土壤含水量還較低，使得感熱迅速增大并在4 月達到最大值，兩站感熱最大日均值分別為102.9 W·m-2和74.8 W·m-2，此時潛熱較小。夏秋季唐古拉、西大灘凈輻射日均值達到最大值，分別為216.1 W·m-2和231.4 W·m-2，隨著季風爆發，降水量明顯增多，兩站5—10 月份降水量占全年的92%以上，土壤含水量迅速增加，植被生長旺盛，地表蒸發強烈，潛熱迅速增大，并在7 月份達到最大值，而感熱則有所減小。地表土壤熱通量與凈輻射變化相似，但其變化幅度較小。

圖4 2011年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）地表能量通量日平均變化Fig.4 The diurnal average variations of surface energy fluxes at TGL and XDT in 2011

對比兩站結果可知（表4）：2011 年唐古拉凈輻射、感熱和潛熱年均值均高于西大灘，而地表土壤熱通量年均值低于西大灘。唐古拉和西大灘凈輻射年均值分別為84.4 W·m-2和82.1 W·m-2，前者略高于后者，原因在于唐古拉海拔高于西大灘，而緯度低于西大灘，其全年接收到的太陽輻射較西大灘多；此外，2011 年夏秋季西大灘積雪日較多，占全年積雪日的50%，導致西大灘凈輻射波動劇烈；而唐古拉積雪日相對較少，波動較小，因而唐古拉凈輻射年均值較大。唐古拉和西大灘感熱年均值分別為36.9 W·m-2和27.3 W·m-2。感熱主要受地氣溫差影響，地氣溫差越大，感熱越大。唐古拉地氣溫差年均值為2.1 ℃，西大灘為1.5 ℃，唐古拉地氣溫差高于西大灘，從而導致唐古拉感熱相對較大。兩站潛熱年均值分別為44.5 W·m-2和35.7 W·m-2，唐古拉潛熱年均值高于西大灘。分析發現潛熱與降水量密切相關，降水量越多，地表蒸發作用越強，潛熱越大。唐古拉2011 年降水量為377.9 mm，西大灘2011 年降水量為341.1 mm，唐古拉年降水量更多，地表蒸發作用更強，因而潛熱相對更大。唐古拉地表土壤熱通量年均值較低于西大灘，兩站年均值分別為1.7 W·m-2和1.9 W·m-2。這是由于兩站土壤導熱率相差不大，而西大灘土壤溫度梯度大于唐古拉，2～10 cm 年平均溫度梯度絕對值分別為6.1 ℃·m-1和1.6 ℃·m-1，因此西大灘地表土壤熱通量大于唐古拉。以上分析表明：唐古拉和西大灘地表能量通量年內變化趨勢基本一致，湍流通量冬春季節主要以感熱為主，夏秋季節主要以潛熱為主。海拔、緯度、坡向、土壤凍融過程、積雪、降水、植被等因素對多年凍土區地表能量分配有重要影響。

表4 2011年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）地表能量通量季節特征Table 4 The seasonal characteristics of surface energy fluxes at TGL and XDT

2.4 地表能量收支與活動層變化

2.4.1 土壤熱通量對地表凍融指數的影響

地表土壤熱通量是影響下伏土壤水熱變化最重要的能量，直接作用于活動層，影響凍融過程，最直觀的反映就是土壤溫度的變化［49］。唐古拉地表溫度由2005 年的-2.9 ℃升高到2015 年的-1.3 ℃，升高了1.6 ℃；西大灘地表溫度由2008 年的 -4.0 ℃升高到2016 年的-1.2 ℃，升高了2.8 ℃，兩站地表溫度均有明顯升高。通過計算唐古拉、西大灘地表凍融指數可知（圖5）：2005—2016 年兩站凍結指數均呈顯著下降趨勢，變化速率分別為 -41.7 ℃·d·a-1和-36.1 ℃·d·a-1。兩站融化指數均呈緩慢上升趨勢，增長速率分別為12.2 ℃·d·a-1和25.1 ℃·d·a-1。

圖5 唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）地表凍融指數變化Fig.5 The variations of surface freezing-thawing indices in TGL and XDT

圖6為兩站地表凍融指數與地表土壤熱通量的相關性，可看出兩站地表凍結指數均隨地表土壤熱通量的增加而減少，融化指數均隨地表土壤熱通量的增加而增加。地表土壤熱通量越大，土壤吸收的能量越多，土壤溫度逐漸升高，負值逐日溫度絕對值減小，正值逐日溫度絕對值增大，從而導致凍結指數下降，融化指數上升。相比較而言，西大灘地表融化指數與地表土壤熱通量的相關性更好，這與土壤溫度梯度密切相關。土壤熱通量與溫度梯度成正比，溫度梯度越大，土壤熱通量越大。西大灘土壤溫度梯度較唐古拉大，地表土壤熱通量較高，與融化指數關系更好。

圖6 唐古拉和西大灘地表凍融指數與地表土壤熱通量的相關Fig.6 Correlations between surface freezing-thawing indices and surface soil heat flux at the Tanggula and Xidatan sites

2.4.2 土壤熱通量對活動層的影響

圖7為唐古拉和西大灘活動層厚度變化以及活動層厚度與地表土壤熱通量的相關性，可以看出兩站活動層厚度均呈增加趨勢，且隨著地表土壤熱通量的增大而增厚。2006—2015年唐古拉活動層厚度顯著增加，由328 cm 增加到404 cm，平均每年增加8.9 cm。而西大灘活動層厚度增加速率較緩，由121.2 cm增加到133.1 cm，平均每年僅增加1.6 cm。這是由于西大灘站位于高原多年凍土區北部邊界，多年凍土溫度較高，土壤內部水熱交換較強，較多的能量消耗在土壤水分相變熱過程中，從而導致其厚度增加緩慢［32］，與現有研究得出低溫多年凍土區較高溫多年凍土區活動層厚度變化明顯的結論相一致［16］。唐古拉和西大灘的活動層厚度均隨著地表土壤熱通量的增大而增厚，這表明土壤熱通量與活動層厚度之間關系密切。Li等［50］的研究也表明土壤熱通量與活動層厚度之間呈正相關，并統計得出青藏公路兩側土壤熱通量增加1 W·m-2，活動層厚度增加24 cm。

圖7 唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）活動層厚度變化以及活動層厚度與土壤熱通量的相關性Fig.7 The variations of the active layer thickness and correlations between the active layer thickness and soil heat flux at the TGL and XDT sites

圖8 為融化期間地表土壤熱通量積累量與活動層融化深度的變化，可以看出活動層融化深度隨著地表土壤熱通量積累量的增大而加深，土壤熱通量積累量越大，活動層融化深度越深，兩者之間存在顯著的線性關系。對比兩站結果可知，西大灘土壤水熱交換較強，使得土壤熱通量積累量與融化深度之間的斜率較小。以往的研究也表明不同下墊面活動層融化深度隨地表能量的積累而增大，也可用乘冪關系來表示兩者之間的關系［10，49］。

圖8 地表土壤熱通量積累量對活動層融化深度的影響（融化期間）Fig.8 The impact of surface soil heat flux on the active layer thawing depth

總之，地表能量收支過程與多年凍土活動層水熱過程相互作用，互為影響。一方面，地表土壤熱通量是影響活動層水熱變化的重要能量項，地表土壤熱通量的增加，會使得地表融化指數增大，凍結指數減小，與此同時活動層厚度加深，活動層融化深度與土壤熱通量積累量呈線性變化趨勢。另一方面，多年凍土活動層的季節凍結和融化過程會改變土壤的水熱傳導性質。當土壤凍結時，水力傳導系數急劇下降，由于冰的熱傳導率大約是水的4倍，土壤的熱特性也隨之改變?；顒訉觾鋈谘h過程中，秋冬季水分凍結放熱而春夏季冰融化吸熱減小地表土壤溫度的年變幅，同時影響地表雨水和雪融水的入滲［51］。其相變導致液態水分的變化進而影響到土壤蒸發和植被蒸騰，乃至生態環境。而地表參數，例如，植被、積雪等［48，52］的改變又會作用于地表能量收支過程。隨著氣候變暖，地表土壤熱通量增大，活動層厚度加深，每年會有越來越多的水熱相變參與到活動層凍融循環中，多年凍土在氣候系統中的調節作用也會越來越強。

3 結論

通過分析高原多年凍土區地表能量通量長時間變化規律及其對活動層的影響，初步得到以下主要結論：

（1）唐古拉和西大灘氣溫、地氣溫差在2005—2016 年呈升高趨勢，而降水量、10 cm 土壤含水量、風速呈減少趨勢。

（2）年際尺度上，唐古拉和西大灘氣溫和地氣溫差的增加對凈輻射與感熱的增強有所貢獻，而降水量的減少導致潛熱減弱。季節上，唐古拉和西大灘冬春季節主要以感熱為主，夏秋季節主要以潛熱為主，其變化主要受到海拔、緯度、坡向、土壤凍融過程、降水、植被以及積雪等因素的影響。

（3）能量收支過程是活動層厚度變化的重要影響因子。隨著地表土壤熱通量增大，地表土壤熱通量積累量增多，土壤溫度升高，地表融化指數增大，凍結指數減小，活動層厚度加深，融化期間地表土壤熱通量積累量與活動層融化深度呈線性變化。