1 引言
陆地占据地球表面约三分之一的面积。作为地球系统中的重要成员， 陆地通过动量、 热量和质量的交换密切影响着大气环流和区域气候变化（Yang et al， 2003）。地表在反射太阳辐射和大气逆辐射的同时， 也将一部分辐射能量吸收或转化为感热通量、 潜热通量和土壤热流。由于能量守恒， 地表吸收的辐射能（即净辐射）数值上等于这三个热通量之和， 即地表能量收支平衡。但在陆面过程的实际研究中， 近地面能量不闭合问题一直以来都是一个科学难题（张强等， 2012）。许多学者在过去的半个世纪开展了大量陆面过程观测试验（Oncley et al， 2007； 胡隐樵等， 1994； Irmak et al， 2014； 李宏宇等， 2012b）， 发现近地面湍流通量（感热通量和潜热通量之和）与有效能量（净辐射与热储存之差）间通常存在10%~30%的能量不闭合（周彦昭等， 2018）， 且这种能量不闭合在非均匀下垫面下尤为突出。为了深入分析这个问题， 2000年在美国开展了专门的能量平衡试验（Energy Balance Experiment in 2000， EBEX-2000）。该试验在下垫面均匀的灌溉农田上进行， 发现该地能量不闭合比例占有效能量的10%， 但对不闭合的成因尚无定论。有学者推测这是由下垫面异质性引起的能量水平平流造成， 但由于实验结果不理想未能被充分肯定。（Oncley et al， 2007）。
目前人们对能量不闭合问题的认识已有许多积累， 通常认为引起地表能量不闭合的原因可以分为以下三类： 资料误差（王介民等， 2009）、 热储存（Stull et al， 1988）以及非理想状况的影响（Baldocchi et al， 2008； Anthoni et al， 2000）。其中， 资料误差是指涡动相关技术会导致系统误差， 从而低估湍流通量（李宏宇等， 2010）。热储存是指实际观测中， 土壤热通量板通常埋设在地表以下20 cm左右的位置， 而涡动相关仪的探头通常位于地表以上2 m左右的位置， 仪器之间的介质（空气、 土壤、 植被或水体）吸收或释放的热量会影响地表能量收支的观测结果。因此需要加入热储存项对观测结果进行订正（Stull et al， 1988）。理想状况是指： 涡动相关系统的运行满足以下三个条件（Finnigan et al， 2003）： （1）时间平稳， 即观测时段内地表到观测高度的存储项可忽略； （2）空间水平均匀， 即无水平平流通量和湍流通量； （3）垂直平均速度为0.0（无水平辐合和辐散）， 即无垂直平流（李宏宇等， 2012a）。而在实际观测中， 大多数下垫面并不能完全满足空间水平均匀的假设， 因此， 平流引起的能量输送在实际观测中不容忽视（Leuning et al， 2012）。Guo et al（1994）建立了一种平流模型， 估计了北方湿地内不同属性的斑块间水平热平流可能给波文比的数值模拟带来的误差。张强等（1995）在研究绿洲非均匀下垫面的通量-廓线关系时提出水平热量平流概念， 并对Businger-Dyer创立的经典通量-廓线关系作了非线性作用修正。Kochendorfer et al（2011）发现下垫面异质性能引起玉米田边缘出现显著的感热和潜热平流， 在地表可利用能量中的比例可达20%。Harder（2017）在此模型基础上研究了斑块状积雪边缘的感热平流和潜热平流， 发现在受到湿空气平流的影响时， 感热平流和潜热平流可分别占净融雪能量的31%和33%。以上实验充分肯定了能量平流在地气能量交换中地位， 但由于全球陆地生态系统通量观测站点主要集中在森林、 草地、 农田和荒漠等生态系统（宋春林等， 2015； 曹生奎等， 2016）， 直接观测陆地与水面间能量输送的研究较少。因此本文将研究区域选在介于湖面和草原之间的若尔盖湿地。若尔盖湿地观测场有草甸草原和水体下垫面， 两种下垫面比热容、 反照率、 植被和水分等差异显著。这种显著的异质性会造成可观的能量平流。
基于以上论述， 本研究以下垫面非均质的湖陆过渡带为研究对象， 综合地面温度场和风场的观测数据， 计算了陆地与湖面间近地层水平输送的能量， 并将水平热平流项引入地表能量平衡方程中， 量化了由下垫面异质性引起的水平能量输送对能量闭合度的影响， 以期望增进对若尔盖高寒湿地能量平衡机制的认识。
2 研究区域与观测数据
2.1 站点介绍
中国科学院若尔盖高原湿地生态系统研究站花湖湿地观测场（下称花湖观测场， FLOF）位于若尔盖高寒湿地的北部边界（33.9°N， 102.8°E）， 海拔3432.0 m， 南北温差最高可达16.0 ℃·km-1。观测场以北8.0 km以外为山区， 平原与山区海拔相差1000.0 m左右； 观测场东南8.0 km的范围为湿地或湖面， 水体常于12月前后进入冻结期， 次年4月前后解冻。若尔盖花湖湿地地处青藏高原东部， 平均海拔约3500.0 m， 属于高原寒带湿润季风气候， 2018年平均气温为2.3 ℃， 年降水量570.9 mm。花湖观测场下垫面为湿地浅水水体与高寒草甸混合地表， 草场种群主要以高原早熟禾、 沙草科苔草、 杂类草为主， 土壤以沼泽土和亚高山草甸土为主（郭斌等， 2018）。
图1 研究区域地形（a， 陆宣承等， 2020）、 地貌（b， 由Landsat/TM 第B1、 第B2和第B3通道合成）和观测仪器设备（c）Fig.1 Topography （a， from Lu et al， 2020）， geomorphology （b， synthesized by Landsat/TM channels B1， B2 and B3） and observation instruments and equipment （c） of the study area |
2.2 数据来源和仪器介绍
所用数据来源于花湖观测场2017年6月1日至8月31日的观测资料。资料可分为三个部分： 涡动相关数据、 辐射观测数据以及土壤水热观测数据。涡动相关数据包括30 min间隔的潜热通量、 感热通量、 水平风速和空气温度。观测设备为三维超声风速仪CSAT3（美国Campbell Scientific， Inc.）、 开路式水汽二氧化碳分析仪LI-7500RS（美国LI-COR Biosciences）以及CR3000数据采集器。辐射观测数据为30 min间隔的净辐射资料， 由CNR4四分量净辐射传感器（荷兰 Kipp & Zonen B.V.）观测得到。土壤水热观测数据包括土壤热通量、 土壤温度、 土壤湿度和水体温度。使用的观测设备为HFP01SC-10自标定型土壤热通量板、 CS616土壤水分传感器（美国 Campbell Scientific， Inc.）和109温度传感器（美国 Campbell Scientific， Inc.）。三维超声风速仪观测高度为2.4 m； 辐射计高度为1.6 m； 土壤热通量板观测深度为10.0 cm。
为保证资料的可靠性， 对资料进行WPL修正（空气密度脉动修正）， 并剔除存在降水、 大风和阴天条件下的观测资料， 同时剔除偏差大于5倍标准差的坏点数据。由于湍流混合较弱时， 观测数据易发生异常扰动， 因此对摩擦风速小于0.1 m·s-1的观测资料进行了剔除。经过质量控制后， 资料实际使用长度为70天。需要注意的是， 文中出现的时间均为北京时， 而若尔盖湿地当地时间较北京时间晚1 h左右。
3 近地面水平热平流
3.1 计算方法介绍
涡动相关系统建立的核心， 是湍流的平均运动方程， 即雷诺平均方程（Paw et al， 2000），
式中： 代表标量的净收支； 代表标量的半小时平均密度； t表示时间； u表示水平风速； w表示垂直风速； u´表示水平风速的脉动； w´表示垂直风速的脉动； 第一项 为存储项， 第二项 为平均水平平流项， 第三项 为平均垂直对流项， 第四项 为水平湍流通量， 第五项 为垂直湍流通量； 该方程说明观测空间与外界的物质或能量的交换， 可以通过水平或垂直方向的平流和湍流进行。
上式第二项和第四项体现了非均质下垫面存在热量水平交换的机制（Stannard et al， 1994）。这种水平热量交换可以通过平流（第二项）和湍流（第四项）两种方式进行。但实际计算中由于湍流在水平方向的分量很小， 本文忽略该项的影响， 并认为非均质下垫面下的水平能量交换主要以平流的方式进行。
由式（1） 可以进一步推导雷诺平均方程的通量形式（Finnigan et al， 2003； Kochendorfera et al， 2011）， 该方程表明观测点的净辐射能量主要通过水平平流、 垂直平流以及垂直湍流的方式输入大气。由此， 观测点的水平热平流可以表示为（Harder et al， 2017； Kochendorfera et al， 2011）：
式中： 为空气密度（单位： kg·m-3）； 为空气的定压热容［单位： J·（kg·℃）-1］； 为半小时平均的温度（单位： ℃）； 为观测高度（单位： m）； u为径向风速（单位： m·s-1）； v为切向风速（单位： m·s-1）。该项表明： 温度水平不均匀的空气在风场的作用下发生水平平流， 会引起近地面热量的水平输送， 从而导致单位气块内的热量收支发生变化。正值表示气块热量净收入， 负值表示气块热量净支出。假设水平输入的热量不使近地面空气升温， 则热平流可以独立成地表可利用能量的一个收支项， 负值表示来自净辐射的能量由于水平热量输送效应而被耗散的大小。为了方便理解， 令 ， 其中HA代表在能量平衡方程中的水平热平流项， 正值表示水平热平流造成观测区域能量净支出， 负值表示水平热平流造成观测区域能量净收入。在实际计算中， 由三维超声风速仪测量得到。温度梯度 由中心差分 的方式近似求得。其中T 1和T 2分别为（x方向上）距离观测场1 km处的两点的温度， 。
植物光合作用热储存（Sv）是指植物通过光合作用吸收并储存的来自太阳辐射的热量（单位： W·m-2）（陆宣承等， 2020； Meyers et al， 2004）。其计算方式如下：
式中： （单位： W·m-2）为单位面积和时间内植物每消耗1 mg二氧化碳所对应热通量密度。NEE（单位： mg·m-2·s-1）是指二氧化碳净通量（Net Ecosystem Exchange， NEE）。文中假设二氧化碳净通量全部由植被光合作用决定， 且不考虑空气辐合辐散的影响。系数 （单位： J·mg-1）为二氧化碳净通量向热通量转换的系数。在Meyers et al（2004）的研究中， 单位面积单位时间， 植被消耗2.5 mg CO2， 所消耗的热通量密度为28 W·m-2。因此文中的转换系数定为11.2 J·mg-1， 即 J·mg-1。
空气热储存（ ）是指观测高度至地表的空气在太阳辐射的加热下所储存的热量（单位： W·m-2）。计算公式如下（Wang et al， 2012）：
式中： 为空气密度（单位： kg·m-3）， 为空气的定压热容［单位： J·（kg·℃）-1］， 为观测高度（单位： m）； 为气温（单位： ℃）。在实际计算中， 可通过差分近似为： （ 为本次时刻的气温， 为距离本次时刻30 min前的气温）。
最小二乘法线性回归（Ordinary Least Squares， OLS）是利用湍流通量与可利用能量之间的线性相关关系， 通过计算拟合直线的斜率， 评估研究期间的能量闭合度。（李宏宇等， 2012a）但由于其对瞬时能量平衡状况比较敏感， 其结果通常小于EBR。
能量平衡比率（Energy Balance Ratio， EBR）是指累计湍流通量（即感热通量和潜热通量之和）与累计地表可利用能量的比值， 反映了能量净收支的平衡程度。
考虑水平热平流和热储存的能量不平衡差额可以表示为：
式中： Res为能量不平衡差额（单位： W·m-2）； 为净辐射（单位： W·m-2）； 表示位于地下10 cm处的土壤通量板测得的土壤热流（单位： W·m-2）； 为地表至地表以下10 cm间的土壤热储存； 为植物光合作用引起的热储存（单位： W·m-2）， 为观测高度至地表的空气热储存（单位： W·m-2）； H为感热通量（单位： W·m-2）； 为潜热通量（单位： W·m-2）； 需要注意的是， 上式只有在忽略观测误差或各单侧要素的代表性差异等因素引起的能量不平衡时才可成立。
3.2 水平热平流的形成机理
地表与大气间能量交换的物理机制， 可从近地层单位气团的能量传输过程进行分析。白天， 除地面辐射以外， 干燥条件下地表通过热传导的方式将净辐射能量输送给贴地层的单位气团。这些气团又会通过热对流、 热辐射和热传导的方式将热量进行进一步传输。其中， 近地层单位气团的脉动加剧了空气垂直方向的热传导， 形成了湍流热通量。而单位气团的层流引发了垂直或水平方向的热对流， 成为了平流热通量， 即热量平流。以单位体积的地面空间为地表能量收支的分析对象， 地面温度分布不均匀时， 热量平流会引起空间内能量辐合或辐散， 影响地-气间湍流交换的通量-廓线关系（张强等， 1995）， 从而影响地表能量平衡。但由于花湖观测场地理特征和观测条件限制， 本文只分析此处热量平流的水平分量， 即水平热平流。同时， 区别于将其当作湍流热通量的能量分支来订正湍流通量， 本文将其理解为一种独立于地表能量收支中各物理量之外的一个新物理量进行讨论。
结合式（2） 容易看出， 水平热平流受地面风和水平温度梯度支配， 通常只有在非均质下垫面的近地层才会产生。图2 是花湖观测场的地面风频率图， 其背景叠加了观测场正午的温度场。温度场的范围是以观测场为圆心， 1 km为半径的圆形区域， 其分辨率为30.0 m。其中北侧的暖区为陆地， 南侧冷区为湖面。可以发现花湖观测场南北两侧下垫面的热力性质差异明显， 湖陆间温度梯度最高可达16 ℃·km-1。这种显著的下垫面异质性可能会引发周期变化的局地环流， 即白天湖面存在下沉气流， 由于气压梯度力的作用， 会产生由湖面吹向陆地的湖-陆风， 而夜晚则与白天相反， 产生陆-湖风。但由于背景风场以及观测场东侧山地的山谷风影响， 这种理想的局地湖陆风环流并不典型。根据实际观测， 在温度梯度方向上， 花湖观测场的风场主要受到湖风（南风）的控制， 呈现出白天受冷平流影响而夜晚受暖平流影响的日变化特征。图3 是水平风速在温度梯度方向上分量的平均日变化， 即风场在控制水平热平流中有效的部分（有效风速=水平风速×cosθ， 为水平风向与温度梯度的夹角）。其中正值表示风从湖面吹向陆地， 负值表示风从陆地吹向湖面。可以发现观测场的有效风速日变化呈双峰型， 正午和夜间均出现明显的由湖面吹向陆地的风， 可见湿地局地环流形式不是单一的湖陆热力环流。但至少说明， 影响观测场的水平热流主要受湖面的热力性质控制。
图2 2017年夏季花湖观测场地面风频率与地面温度场Fig.2 Surface wind frequency chart and surface temperature of FLOF in the summer of 2017 |
3.3 水平热平流的日变化特征
基于水平热流对非均匀下垫面能量输送的机理， 结合湿地下垫面的热力特征和地面风数据， 计算了花湖观测场近地面的水平热平流。图4 是水平热平流的平均日变化图。由图4 中可以看出， 夏季湿地水平热平流与感热通量的日变化趋势相似， 为单锋型， 早晨热量平流随温度梯度和风速的增大而变强， 在11:30达到峰值， 平均日变化的峰值可达58.7 W·m-2， 约为感热通量当日最大值的90.0%。在强风天气， 水平热流最高可达352.8 W·m-2。11:30后， 随着净辐射的不断减弱、 观测区域的温度梯度不断减小， 水平热平流也开始减弱。傍晚由于温度梯度较小， 且风场较弱， 所以此时水平热平流量级很小。白天（08:00 -20:00）水平热平流的均值为27.9 W·m-2， 约为感热通量日均值的70.0%。
夜间， 湿地水平热平流通常呈负值， 即湖面向观测场输入热量。由于湖面和陆地比热容的差异， 湖陆间温度梯度的日变化呈昼夜相反的特征。夜间呈现出湖面暖， 陆地冷的热力分布。当湖面暖空气受地面风的影响而向观测场输送时， 外界热量不断输入观测区域， 表现出与白天相反的能量收支特征。夜间平均水平热流的最低值出现在22:00， 为 -43.3 W·m-2， 此时也是夜间风场极大值出现的时刻。之后由于温度梯度减小及风场减弱， 水平热平流的绝对值不断趋向于0.0 W·m-2， 夜间的平均值为-22.9 W·m-2。水平热流全天的日变化幅度为97.3 W·m-2， 略高于感热通量的日变化， 但全天的平均值量级很小， 为0.07 W·m-2， 可见水平热平流昼夜的能量收支大小相当但方向相反， 全天的能量净收支几乎为零。因此水平热平流主要影响短期或具体时刻的能量平衡， 在以天为单位的长期统计能量平衡中不明显。
综上所述， 水平热平流的产生机制与近地面温度平流十分相似， 几乎相伴而生。冷平流时， 观测区域的热量被消耗， 此时水平热平流成为净辐射能量的支出项。当暖平流时， 外界的热量输入观测区域， 此时水平热平流成为地表可利用能量的输入项。但需要指出的是， 虽然水平热平流与近地面温度平流产生的条件几乎一致， 但两者却是完全不同的两个物理量。可以说， 水平热平流是成因， 而观测区域的温度变化只是产生的一种结果， 即一部分热量进入了空气热储存。
为了直观体现热储存与热量平流在量级上的差异， 图5 给出了水平热平流与观测区域空气热储存项的日变化对比。同时图5 中也给出了土壤热储存和植物光合作用热储存的平均日变化特征， 以体现水平热平流在地表能量平衡中的地位。从图5 中可以看出， 影响湿地地表能量平衡的主要因素是热通量板上方的土壤热储存。土壤热储存平均日变化最大值可达178.4 W·m-2， 而水平热平流的日变化最大值约为58.7 W·m-2， 约为土壤热储存的三分之一。两者日均值分别为1.5 W·m-2和0.07 W·m-2， 远小于相应的日变化幅度。土壤热储存和水平热流日变化特征相似， 都为单锋型。由于水平热平流是由近地面温度梯度驱动， 其相位会略微落后于土壤热储存。两者在07:30前后快速上升， 12:00左右达到日变化峰值。随着地表温度降低不断下降， 夜间出现绝对值与白天量级相当的负值， 输入的能量几乎抵消了白天对净辐射能量的吸收或消耗。湿地空气热储存和植被光合作用引起的热储存的影响远小于土壤热储存和水平热平流。白天， 湿地植物光合作用所吸收的热量的最大值约为5.0 W·m-2， 而空气热储存平均日变化最大值只有约1.0 W·m-2， 两者在湿地的地表能量平衡中的影响几乎可以忽略。
3.3 水平热平流对闭合度的影响
为了量化水平热平流对近地面能量平衡的影响， 使用草地与湿地气温观测数据与地面温度的遥感数据， 拟合了湿地边界的温度梯度的日变化， 并结合2 m风场的观测数据计算了2017年夏季（2017年6月1日至8月31日）的水平热平流， 将其作为净辐射能量输出项引入地表能量平衡中。由于土壤热通量板埋在10 cm深的地下， 本文通过计算0~10 cm的土壤热储存， 将土壤热流订正到地表（Liebethal et al， 2005）。考虑到湿地植被和空气的影响， 本文也计算了植物光合作用引起的热储存以及近地面空气热储存。未考虑任何修正量之前， 若尔盖湿地的能量平衡比率（EBR）为70.4%， 而线性回归斜率（OLS）为41.8%。
由于逐小时平均的闭合度无法合理表现夜间水平热流对能量平衡的贡献， 图8 给出了考虑水平热流前后， 地表能量不闭合差额（可利用能量-有效能量）的日变化。其中， 绿色柱状图表示考虑水平热流后， 不闭合差额绝对值的变化。正值表示差额的绝对值减小， 即趋近能量平衡， 负值表示差额的绝对值增加， 即趋向能量不平衡。从图8 中可以看出， 在考虑水平热平流以前， 观测区域白天表现为可利用能量超额， 夜间可利用能量亏缺， 且19:00 -24:00的能量亏缺大于00:00 -06:00的能量亏缺。在考虑水平热流以后， 观测区域几乎全天都表现为可利用能量超额， 但超额幅度有不同程度的减小。从绿色柱状图可以看出， 水平热平流对地表能量平衡的影响白天为正贡献， 夜间会出现负贡献。
白天， 水平热平流对能量平衡产生稳定的正贡献。与上文对水平热平流日变化的分析一致， 日出后局地环流叠加背景风场， 产生较强的南风。地表受太阳辐射的加热呈现出南冷北暖的温度分布。湖面近地面的冷空气在风场的作用下对观测区域产生冷平流， 导致观测区域水平热量净通量小于零， 造成地表可利用能量被消耗。因此白天在南北温度梯度大， 或南风强的条件下， 水平热平流对能量平衡的贡献更加明显。白天热量平流的平均贡献为22.9 W·m-2， 峰值可达58.6 W·m-2。
夜晚的能量平衡与白天略有不同， 因为夜晚地表可利用能量表现为亏缺状态， 只有当平流向观测区域输入能量时， 地表能量收支才会趋于平衡。但过大的能量输入依然会导致能量不闭合的加剧， 不同情况下， 相同量级的水平热流会对能量平衡产生完全相反的影响。00:00 -08:00水平热平流对能量平衡的影响呈现出正负贡献交替的不稳定特征， 震荡幅度约为20.0 W·m-2。此时水平热流对能量平衡产生负贡献。这是由于过强的水平热量输入导致地表可利用能量从亏缺变为超额状态， 且超额的幅度大于亏缺的幅度。18:00至次日00:00由于此时可利用能量的亏缺较大， 较强的水平热流近似弥补了该时间段的能量亏缺， 因此水平热流整体对能量平衡产生正贡献， 此时贡献最大值可达31.9 W·m-2。整个夜间水平热平流的平均贡献为3.2 W·m-2， 远小于其白天对能量平衡的贡献。
4 结论与讨论
在考虑土壤热储存、 植被热储存和空气热储存的基础上， 将水平热平流引入近地面能量平衡方程中， 量化了热量的水平输送对湿地能量闭合的影响， 得到以下主要结论：
（1） 在考虑近地面水平热平流和热储存的贡献后， 若尔盖高寒湿地夏季近地面能量闭合度由41.8%提升至67.9%。其中水平热平流的贡献为5.8%， 平均各时刻闭合度的改善幅度在0.0%~9.6%。土壤热储存的贡献为20.1%， 空气与植被热储存的贡献为1.0%。
（2） 水平热平流日变化趋势与感热通量相似， 量级相当。平均日变化为单峰型， 峰值出现在11:30左右， 为58.7 W·m-2。在强风天气， 水平热流最高可达349.9 W·m-2。其日变化昼夜相反， 日平均值为0.07 W·m-2。
（3） 白天， 水平热平流对能量平衡表现为稳定的正贡献， 夜晚会出现负贡献。
由于湿地非均质的下垫面特征， 研究区域近地面的部分热量以空气为介质在风场作用下发生水平输送， 通过引起观测区域能量辐合或辐散， 影响地表能量平衡。这种水平输送能量的大小与感热通量相当， 且日变化趋势相似。对闭合度的贡献约为土壤热储存的三分之一， 在近地面能量闭合中扮演着重要角色。
将以上结果与黄土高原垂直平流的特征（张强等， 2012）进行比较可以发现： 湿地的水平热平流对能量闭合的贡献， 与黄土高原垂直平流的贡献相当， 分别为5.8%和7.0%。但从全天的净通量来看， 黄土高原的垂直平流作用引起地表能量向外净支出， 而湿地水平平流作用引起的能量收支近乎可以相互抵消。垂直平流对长期统计的能量平衡的影响可能比水平平流更明显一些。
需要指出的是， 本研究在分析水平热平流向湍流通量的转化关系时， 假设两者等价。即假设水平热平流引起的热量净支出全部来自于本该通过湍流通量输出的能量， 或相反的， 水平热平流引起的热量净收入全部通过湍流通量输出。因此可能会高估水平热平流对地表能量平衡的影响。同时， 湿地由于其复杂的下垫面物理属性， 在考虑水平热平流、 土壤热储存、 空气热储存和植物光合作用引起的热储存后， 仍然存在明显的能量不平衡。这可能是由于湿地下垫面存在缓慢流动的水体， 水体上游和下游的温度差意味着湿地表面存在水体的水平热量平流。相似的， 观测场近地面水汽的水平分布不均匀， 水汽平流也会引起潜热通量的低估。而由于湖陆热力环流的影响， 湿地上空存在着复杂的垂直流场， 因此垂直热平流以及存在的大涡输送效应（李雪洮等， 2020）也是造成不闭合的原因。