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(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心/應(yīng)用氣象學(xué)院，南京 210044；2.中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所大氣邊界層物理和大氣化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029；3.天津師范大學(xué)地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，天津 300387；4.卡爾斯魯厄理工大學(xué)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(guó)；5.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)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(guò)程（如能量平衡、地表蒸散）的機(jī)理機(jī)制研究及其與大氣過(guò)程的耦合模擬研究，對(duì)于東亞和全球氣候變化研究具有重要意義[1-3]。準(zhǔn)確可靠的地表過(guò)程觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)，尤其水熱變化特征的長(zhǎng)期觀(guān)測(cè)資料，是開(kāi)展上述研究工作的基礎(chǔ)。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(guò)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(lái)，一些學(xué)者在青藏高原陸續(xù)開(kāi)展了高寒草甸能量交換和蒸散的觀(guān)測(cè)研究，這些研究的觀(guān)測(cè)站點(diǎn)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(rùn)或濕潤(rùn)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(guò)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(duì)環(huán)境因子的響應(yīng)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(chǎng)和生態(tài)屏障。近40a 來(lái)，若爾蓋高原氣候呈現(xiàn)明顯的暖干化趨勢(shì)，加之人為活動(dòng)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(lái)高原氣候研究的熱點(diǎn)[30-31]。因此，有必要通過(guò)觀(guān)測(cè)研究深入認(rèn)識(shí)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(guò)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(guān)測(cè)資料非常缺乏，僅有一個(gè)站點(diǎn)的周年觀(guān)測(cè)報(bào)道[22-23]。地面原位觀(guān)測(cè)通量數(shù)據(jù)的缺乏，會(huì)限制陸面模式中上述相關(guān)過(guò)程參數(shù)化方案的發(fā)展，影響模式對(duì)高原地表能量和水循環(huán)過(guò)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(qiáng)烈對(duì)流產(chǎn)生的云層的嚴(yán)重影響[32]，需要可靠的地面觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)其可靠性進(jìn)行驗(yàn)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(duì)象，采用渦動(dòng)相關(guān)法開(kāi)展地表能量交換通量和蒸散的周年觀(guān)測(cè)，旨在揭示該類(lèi)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(duì)這些過(guò)程的影響機(jī)制，為準(zhǔn)確理解若爾蓋高原草甸生態(tài)系統(tǒng)地氣間水熱交換過(guò)程提供更充分的觀(guān)測(cè)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(yàn)證提供可靠的地面觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究站點(diǎn)概況

研究站點(diǎn)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(rùn)氣候區(qū)。位于研究站點(diǎn)南部約 80km 的若爾蓋縣氣象站1980-2012年的氣象觀(guān)測(cè)資料顯示，該地區(qū)年平均氣溫為1.6±0.7℃（平均值±1 倍標(biāo)準(zhǔn)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(zhǎng)季。長(zhǎng)期（2000-2013年）物候觀(guān)測(cè)表明，該地區(qū)生長(zhǎng)季通常開(kāi)始于4月中上旬，結(jié)束于10月中下旬[33]。生長(zhǎng)季的劃分依據(jù)為，平均氣溫連續(xù)5d 大于0℃視為生長(zhǎng)季的起始日期，平均氣溫連續(xù)5d 小于0℃則為生長(zhǎng)季的結(jié)束日期。研究樣地土壤類(lèi)型為亞高寒草甸粉沙壤土，主要優(yōu)勢(shì)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(chǎng)，10月中旬-12月下旬則為冬季牧場(chǎng)，其余時(shí)間不放牧，放牧家畜主要為高原牦牛和藏系綿羊，放牧強(qiáng)度約為3.3 羊單位·hm-2·a-1。觀(guān)測(cè)期內(nèi)數(shù)據(jù)顯示，該草甸樣地在生長(zhǎng)盛期植被蓋度約為93%，地上凈初級(jí)生產(chǎn)力為354.9g·m-2，土壤（0-10cm）有機(jī)碳含量為70.4g·kg-1[34]。綜合上述指標(biāo)，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(guān)測(cè)方法

觀(guān)測(cè)時(shí)間為2013年11月1日-2014年10月31日。渦動(dòng)相關(guān)通量觀(guān)測(cè)系統(tǒng)由一臺(tái)三維超聲風(fēng)溫儀（CAST3，Campbell Scientific Inc.，USA）、一個(gè)紅外開(kāi)路CO2/H2O 分析儀（LI-7500，LI-COR，USA）和一個(gè)數(shù)據(jù)采集器（CR5000，Campbell Scientific Inc.，USA）組成，系統(tǒng)供電由太陽(yáng)能板和蓄電池提供，傳感器安裝高度為2m，觀(guān)測(cè)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(shí)測(cè)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(yàn)安排和設(shè)備限制，在試驗(yàn)樣地西南方向3km 處的一塊濕地樣地上，設(shè)有一套微型自動(dòng)氣象站，為本研究提供氣溫（超聲風(fēng)溫儀無(wú)有效數(shù)據(jù)期間）和降雨量數(shù)據(jù)。降雪量的觀(guān)測(cè)點(diǎn)位于樣地西北方10km 處的郎木寺鎮(zhèn)，由實(shí)驗(yàn)人員手動(dòng)采集獲取?；谟^(guān)測(cè)得到的10Hz 渦動(dòng)數(shù)據(jù)，根據(jù)式（1）、式（2）[38]計(jì)算半小時(shí)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(jì)算的步驟包括：原始渦動(dòng)數(shù)據(jù)去野點(diǎn)[39]；坐標(biāo)軸二次旋轉(zhuǎn)[40]；最大協(xié)方差法矯正風(fēng)速和密度數(shù)據(jù)間的時(shí)間差；平均去趨勢(shì)法計(jì)算脈動(dòng)；利用式（1）和式（2）計(jì)算半小時(shí)平均通量；通量的高頻和低頻衰減矯正[41]；水熱密度效應(yīng)矯正[42]。上述計(jì)算步驟由EddyPro 軟件（6.2.0 版本，LI-COR Biosciences，美國(guó)）完成。

通量數(shù)據(jù)的質(zhì)量控制步驟包括：剔除儀器維護(hù)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(yàn)和湍流發(fā)展?fàn)顩r檢驗(yàn)[43]綜合等級(jí)為2，以及夜間摩擦風(fēng)速小于0.1m·s-1的半小時(shí)通量；刪除小于-20W·m-2的潛熱通量；以一天為時(shí)間窗口，刪除偏離平均通量大于3 倍標(biāo)準(zhǔn)差的半小時(shí)通量。

（2）數(shù)據(jù)插補(bǔ)

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

（3）蒸散量計(jì)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(jì)算得到植被的實(shí)際蒸散量（ET）。為評(píng)價(jià)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(méi)有水分限制及沒(méi)有水平和垂直對(duì)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(xiàn)的斜率（kPa·K-1）。

（4）能量閉合率（EBR）和波文比（β）計(jì)算

（5）地表參數(shù)計(jì)算

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

避免異常值干擾，在計(jì)算地表導(dǎo)度（gc）、空氣動(dòng)力學(xué)導(dǎo)度（ga）和地表-大氣解耦系數(shù)（Ω）的日平均值時(shí)只選取10：00-14：00 時(shí)段且無(wú)降水的半小時(shí)數(shù)值。

地表導(dǎo)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(jìn)入大氣的能力的最常用參數(shù)[45]，可以利用實(shí)際觀(guān)測(cè)的 ET 和對(duì)Penman-Monteith 公式[46]進(jìn)行變換來(lái)計(jì)算gc，即

式中，ga為空氣動(dòng)力學(xué)導(dǎo)度（m·s-1）。

空氣動(dòng)力學(xué)導(dǎo)度（ga，m·s-1）的大小取決于下墊面的空氣動(dòng)力學(xué)特性和大氣湍流強(qiáng)度，計(jì)算方法為[46]

式中，U 和u*分別為水平風(fēng)速和摩擦風(fēng)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(dāng)兩者完全不耦合時(shí)（Ω = 1，ga＜＜ gc），ET 只受有效能量（太陽(yáng)輻射）控制。當(dāng)兩者完全耦合時(shí)（Ω = 0，ga＞＞ gc），ET 只受gc等土壤表面導(dǎo)度因子和VPD 控制，而不受輻射控制。Ω 的表達(dá)式為

2 結(jié)果與分析

2.1 觀(guān)測(cè)期環(huán)境因子變化

由圖2a 可見(jiàn)，觀(guān)測(cè)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(zhǎng)季，其余時(shí)間段為非生長(zhǎng)季。生長(zhǎng)季和非生長(zhǎng)季的平均氣溫分別為9.7℃和-3.7℃。表層（5cm）土壤溫度（Ts）的動(dòng)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(guān)測(cè)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(zhǎng)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(dòng)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(kāi)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(kāi)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(duì)土壤水的補(bǔ)充不足，20cm 以上VWC 呈現(xiàn)持續(xù)下降趨勢(shì)，而40cm 的VWC 未有顯著變化。8-9月降水事件頻發(fā)，VWC 開(kāi)始緩慢增加，9月中上旬開(kāi)始，20cm 和40cm 土壤VWC 迅速增加，并超過(guò)5cm 和10cm 的VWC，且持續(xù)到觀(guān)測(cè)期結(jié)束。由圖2d 可見(jiàn)，總輻射（Rs）呈現(xiàn)春夏高、秋冬低的季節(jié)變化趨勢(shì)，生長(zhǎng)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(guān)測(cè)期地表參數(shù)變化

由圖3 可見(jiàn)，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(wú)積雪時(shí)段，反照率平均值約為0.20。隨著春季植被萌發(fā)生長(zhǎng)，覆蓋度增加，反照率逐漸下降，夏季達(dá)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(guān)測(cè)結(jié)果相近[22,48]。

地表導(dǎo)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(zhǎng)季變化幅度較小，平均為3.16mm·s-1。進(jìn)入生長(zhǎng)季后gc顯著增加，但在5月中旬達(dá)到第一個(gè)高峰后持續(xù)下降趨勢(shì)，于7月下旬達(dá)到最低點(diǎn)；隨后gc迅速增加，于8月上旬達(dá)到全年第二個(gè)峰值，進(jìn)入秋季后，又呈下降趨勢(shì)，生長(zhǎng)季平均值為11.67mm·s-1。相比gc，空氣動(dòng)力學(xué)導(dǎo)度（ga）則無(wú)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(shì)（圖3c），全年平均為0.43。非生長(zhǎng)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(zhǎng)季平均為0.57，有兩個(gè)峰值，分別出現(xiàn)在5月和8月。

2.3 觀(guān)測(cè)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(guò)插補(bǔ)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(dòng)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(chǔ)故障導(dǎo)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(chǔ)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(dòng)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(jí)最小，年平均值為1.2W·m-2，季節(jié)變化趨勢(shì)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(kāi)始由負(fù)轉(zhuǎn)正，大氣開(kāi)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?fù)值，即土壤向大氣傳輸熱量。

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(gè)別時(shí)段為負(fù)值，其它時(shí)間均為正值（圖4b）。非生長(zhǎng)季，H 和潛熱通量（LE）都處于全年最低水平，且兩者量級(jí)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(gè)高峰。隨后，由于植被迅速生長(zhǎng)，土壤的熱源效應(yīng)減弱，H的強(qiáng)度逐步下降。7月下旬，H 迎來(lái)全年第二個(gè)高峰，這一時(shí)期H 升高主要有兩個(gè)原因。首先，6-7月降水偏少，輻射很強(qiáng)，土壤含水量和熱容量有所下降，地表的熱源效應(yīng)得以加強(qiáng)，這與一些學(xué)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(guān)測(cè)結(jié)果類(lèi)似；其次，6月中旬-7月中旬，樣地被用作為夏季牧場(chǎng)，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(jìn)入8月后，遲來(lái)的降水改變了地表能量分配狀況，H 迅速減小，至觀(guān)測(cè)結(jié)束，H 變化幅度較小。

表1 各觀(guān)測(cè)時(shí)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(zhǎng)季LE 顯著高于非生長(zhǎng)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(kāi)始逐漸增加，并超過(guò)H，于6月2日達(dá)到全年的峰值，表明LE 開(kāi)始主導(dǎo)向大氣的能量傳輸。兩個(gè)方面影響了這個(gè)時(shí)期LE 和H 的相對(duì)變化：其一，草甸植被開(kāi)始萌發(fā)新芽，大氣短波輻射對(duì)地表的加熱效應(yīng)被逐漸削弱，土壤的熱源效應(yīng)相應(yīng)減弱；其二，葉面積指數(shù)增加，蒸騰作用逐漸增強(qiáng)，同時(shí)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(fēng)影響，6-8月是若爾蓋高原地區(qū)降水最多的月份，本應(yīng)是一年中潛熱通量（蒸散）最強(qiáng)的季節(jié)，但在6月初之后，LE 并未繼續(xù)增加，其強(qiáng)度一直維持在5月的水平（圖4b），這是由于6-7月的降水量?jī)H為多年（1980-2012年）平均水平的52%，降水虧缺導(dǎo)致這兩個(gè)月的LE 強(qiáng)度受到抑制。8月后，LE稍有增加，但變化趨勢(shì)平穩(wěn)。9月之后，隨著氣溫繼續(xù)下降，植被逐漸停止生長(zhǎng)，LE 和蒸散強(qiáng)度隨之減弱。至10月末，LE 和H 的量級(jí)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(zhǎng)季和非生長(zhǎng)季均表現(xiàn)出“單峰型”的日變化趨勢(shì)。生長(zhǎng)季和非生長(zhǎng)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(dá)到日最大值的規(guī)律，但出現(xiàn)時(shí)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(duì)滯后，在16：00 后才出現(xiàn)極大值。隨后各項(xiàng)指標(biāo)逐漸降低到日出前的水平，但出現(xiàn)的時(shí)間也不同。在生長(zhǎng)季，H 全天都低于LE，在非生長(zhǎng)季，H 只在白天時(shí)段略高于LE，其它時(shí)段則相反。

2.3.3 能量通量與環(huán)境因子的關(guān)系

對(duì)H 和LE 與環(huán)境因子分別進(jìn)行線(xiàn)性回歸分析，結(jié)果見(jiàn)表2。由表可見(jiàn)，不管哪個(gè)時(shí)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(zhǎng)季與H 存在顯著相關(guān)關(guān)系。對(duì)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(fēng)速大小顯著影響LE 的強(qiáng)度，與本研究結(jié)果不一致，這是因?yàn)楸狙芯坑糜诨貧w分析的是日平均風(fēng)速，它在季節(jié)尺度上無(wú)顯著的變化趨勢(shì)。VWC 只在生長(zhǎng)季對(duì)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(duì)非生長(zhǎng)季數(shù)據(jù)進(jìn)行分析。

表2 感熱通量和潛熱通量與環(huán)境因子的線(xiàn)性相關(guān)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(zhǎng)季能量通量的主要控制因子，為研究不同干旱級(jí)別下它對(duì)能量通量的影響，將VPD 劃分為不同等級(jí)，將每一等級(jí)的H 和LE 與Rn進(jìn)行線(xiàn)性相關(guān)分析。如表3 所示，在濕潤(rùn)環(huán)境下Rn對(duì)H 的影響最大，相關(guān)系數(shù)最高，隨著VPD 增加，兩者的相關(guān)性逐漸變小，當(dāng)VPD＞0.8kPa 時(shí)，兩者無(wú)顯著相關(guān)關(guān)系。LE 對(duì)Rn的響應(yīng)不受VPD 變化而變化，當(dāng)VPD為0～0.8kPa 時(shí)，兩者始終顯著相關(guān)，只有在極干旱情況下（VPD＞0.8kPa）才表現(xiàn)為不相關(guān)，但這一結(jié)果可能受樣本量較小的影響。

表3 生長(zhǎng)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(xiàn)性相關(guān)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(gè)時(shí)期能量通量的大小、能量分配狀況和波文比的平均值。各項(xiàng)能量通量在生長(zhǎng)季都顯著高于非生長(zhǎng)季。凈輻射作為所有能量通量的來(lái)源，全年分配給感熱通量的比例（H/Rn）為23%，非生長(zhǎng)季的H/Rn大于生長(zhǎng)季。相反，分配給潛熱通量的比例（LE/Rn）則是生長(zhǎng)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(zhǎng)季平均值（0.33）顯著低于非生長(zhǎng)季（1.18）。

由圖6 可見(jiàn)，逐月能量通量平均值也表現(xiàn)出與表1 類(lèi)似的趨勢(shì)（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(zhǎng)季，H 的能量分配比例略大，但總體與LE 相當(dāng)，從4月開(kāi)始，LE/Rn開(kāi)始大于H/Rn，并持續(xù)到10月，表明LE 在這一時(shí)期占絕對(duì)主導(dǎo)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(shí)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(yuǎn)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(guān)性表明，土壤溫度是β的首要調(diào)控因子，尤其在生長(zhǎng)季，兩者相關(guān)系數(shù)達(dá)0.65（P ＜ 0.01）。

根據(jù)式（6）得到全年、生長(zhǎng)季和非生長(zhǎng)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(diǎn)報(bào)道的能量閉合率的平均值（0.79）較為接近[55]。

2.4 觀(guān)測(cè)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(zhǎng)季 ET 顯著高于非生長(zhǎng)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(dòng)平均線(xiàn)更直觀(guān)呈現(xiàn)了蒸散的季節(jié)變化趨勢(shì)，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(jìn)入生長(zhǎng)季后，ET 迅速增加，4月和5月的平均值分別達(dá)到1.81 和2.87mm·d-1；進(jìn)入生長(zhǎng)旺季（6-8月），ET 保持較大的速率，平均值為3.40mm·d-1；進(jìn)入秋季后ET 呈逐步下降趨勢(shì)，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(dòng)力過(guò)程和生物過(guò)程的共同作用[56]，這些過(guò)程的相互關(guān)系可用導(dǎo)度參數(shù)ga和gc以及解耦系數(shù)Ω 來(lái)解釋。在非生長(zhǎng)季，蒸散過(guò)程由地表蒸發(fā)主導(dǎo)，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(dǎo)度因子的控制，有效能（太陽(yáng)輻射）對(duì)ET 的影響很小。進(jìn)入生長(zhǎng)季后，Ω 顯著增加，多數(shù)時(shí)間都大于0.5，表明輻射主導(dǎo)了蒸散過(guò)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(zhǎng)季顯著高于非生長(zhǎng)季（圖7）。αPT的值越接近1，代表實(shí)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(lái)臨，αPT迅速增加，在生長(zhǎng)季旺盛期，其數(shù)值在1上下波動(dòng)，盡管6-7月由于降水偏少出現(xiàn)下降趨勢(shì)，總體而言，這個(gè)時(shí)期草甸生態(tài)系統(tǒng)的水分供應(yīng)相對(duì)充足，這有賴(lài)于前期較大的土壤儲(chǔ)水量，也說(shuō)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(shí)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(guān)測(cè)期水分收支分析

高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)水的循環(huán)過(guò)程主要包括降水、蒸散、徑流、土壤儲(chǔ)水、地下水補(bǔ)充等，各項(xiàng)分量動(dòng)態(tài)變化并達(dá)到水分收支的平衡。本研究通量觀(guān)測(cè)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(xiàng)和輸出項(xiàng)。

圖8 給出了蒸散量和降水量的累積變化，觀(guān)測(cè)期的絕大部分時(shí)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?xún)?nèi)，這個(gè)時(shí)期降水少、氣溫低，加之大部分時(shí)間表層土壤處于凍結(jié)狀態(tài)，可用于蒸散的水分主要來(lái)自降雪和少量的土壤水。6-7月，蒸散的增長(zhǎng)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(gè)月的降水量遠(yuǎn)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(guò)消耗表層土壤中儲(chǔ)存的水分來(lái)維持較大的蒸散量；這一時(shí)期，各層土壤含水量都呈下降趨勢(shì)，表層土壤的降幅超過(guò)深層土壤（圖2c），表明隨著時(shí)間推移，蒸散過(guò)程對(duì)土壤水的獲取逐漸往深層發(fā)展。8-9月，降水頻率和強(qiáng)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(guān)測(cè)結(jié)束時(shí)，兩者分別達(dá)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(bǔ)充，呈上升趨勢(shì)，至周年觀(guān)測(cè)結(jié)束時(shí)，0-50cm 土壤儲(chǔ)水量較觀(guān)測(cè)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(guān)測(cè)樣地的地下水埋藏很深，這部分盈余水量可能來(lái)自更深層（50cm以下）土壤在缺水期（6-7月）對(duì)表層土壤的補(bǔ)給。此外，還發(fā)現(xiàn)生長(zhǎng)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(fù)相關(guān)關(guān)系（P＜ 0.01），再次表明在干旱季節(jié)，土壤儲(chǔ)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(guān)測(cè)到類(lèi)似的結(jié)果。

3 結(jié)論與討論

3.1 討論

通過(guò)搜集青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)開(kāi)展的已有觀(guān)測(cè)研究，發(fā)現(xiàn)共有10 個(gè)不同下墊面站點(diǎn)、24 個(gè)周年的觀(guān)測(cè)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(shì)，生長(zhǎng)季潛熱占主導(dǎo)，非生長(zhǎng)季感熱稍占優(yōu)勢(shì)，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(guān)測(cè)研究的年蒸散量為470.6±60.8mm（平均值±標(biāo)準(zhǔn)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(guān)測(cè)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(diǎn)平均值高41.5%和34.7%，同時(shí)，這兩個(gè)數(shù)值也是所有高原站點(diǎn)周年觀(guān)測(cè)中最大值。盡管如此，與其它站點(diǎn)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(guò)程在年尺度上受水分限制，降水基本都通過(guò)蒸散形式返回大氣。本研究站點(diǎn)觀(guān)測(cè)周年的平均氣溫為3.0℃，高于上述多站點(diǎn)平均值（-1.0 ± 1.8℃），平均氣溫更高，意味著生長(zhǎng)季更長(zhǎng)，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(guān)測(cè)研究所報(bào)道的數(shù)值[5,8,11,16,23]。生長(zhǎng)季大的蒸散速率導(dǎo)致這一時(shí)期波文比僅為0.33，潛熱占絕對(duì)主導(dǎo)地位。非生長(zhǎng)季H 和LE 強(qiáng)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(zhǎng)季H和LE 量級(jí)也很小，但H 的數(shù)值經(jīng)常幾倍于LE，導(dǎo)致很大的波文比。其原因可歸于本研究站點(diǎn)較高的土壤含水量和較低的地表反照率，尤其在生長(zhǎng)季，反照率顯著低于其它健康或退化高寒草甸的觀(guān)測(cè)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(guān)測(cè)數(shù)據(jù)無(wú)法描述其響應(yīng)規(guī)律，今后有條件可以開(kāi)展多年連續(xù)通量觀(guān)測(cè)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(duì)不同氣候和水分條件的響應(yīng)，這些資料將為模式參數(shù)化方案提供可靠的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

放牧對(duì)草甸生態(tài)系統(tǒng)的能量交換和蒸散也會(huì)產(chǎn)生一定影響，放牧?xí)淖兺寥廊葜睾偷厣仙锪浚瑥亩淖兺寥罍貪穸?、地表粗糙度、地表?dǎo)度、空氣動(dòng)力學(xué)導(dǎo)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(chǎng)，牲畜踩踏會(huì)減小土壤孔隙度，減小地表導(dǎo)度，不利于土壤水分蒸發(fā)。同時(shí)，由于草場(chǎng)載畜量較合理，放牧?xí)r間不長(zhǎng)，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(chǔ)存。本研究還強(qiáng)調(diào)了土壤儲(chǔ)存水對(duì)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(shí)，必須充分考慮土壤水分遷移等過(guò)程。此外，本研究觀(guān)測(cè)期間沒(méi)有葉面積指數(shù)和生物量的動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)，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(jìn)一步研究地表植被狀況與能量分配、蒸散等過(guò)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?dú)庀笥绊懸蜃?，潛熱通量則受溫度、輻射和飽和水汽壓差共同影響。非生長(zhǎng)季的蒸散過(guò)程主要受土壤表面導(dǎo)度因子控制，生長(zhǎng)季則由輻射主導(dǎo)，土壤和植被表面導(dǎo)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(zhǎng)季降水匱乏會(huì)抑制蒸散，此時(shí)土壤儲(chǔ)水成為蒸散的主要水源，對(duì)草甸生態(tài)系統(tǒng)水分收支起到調(diào)節(jié)作用。從全年來(lái)看，降水基本都以蒸散的方式返回大氣。與青藏高原上同類(lèi)觀(guān)測(cè)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(shì)，但觀(guān)測(cè)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(yàn)證提供了可靠的地面觀(guān)測(cè)數(shù)據(jù)，下一步工作要關(guān)注地表通量的長(zhǎng)期觀(guān)測(cè)研究，并結(jié)合衛(wèi)星遙感等其它觀(guān)測(cè)方法，揭示高寒草甸能量交換和蒸散過(guò)程的年際變化特征及它們對(duì)不同氣候和水分條件的響應(yīng)。

致謝：衷心感謝中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所的王曉龍及實(shí)驗(yàn)站其久甲先生和阿當(dāng)先生在野外觀(guān)測(cè)中所提供的幫助。