高原气象

高原气象 >

2022 , Vol. 41 >Issue 1: 132 - 142

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00014

论文

黄河源高寒草原下垫面土壤冻融过程中陆‐气间的水热交换特征分析

  • 武月月 ,
  • 文军 ,
  • 王作亮 ,
  • 贾东于 ,
  • 刘闻慧 ,
  • 蒋雨芹 ,
  • 陆宣承
展开
  • 1. 成都信息工程大学大气科学学院，高原大气与环境四川省重点实验室，四川 成都 610225
    2. 中国科学院西北生态环境资源研究所，中国科学院寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室，甘肃 兰州 730000
    3. 兰州城市学院地理与环境工程学院，甘肃 兰州 730070

武月月（1997 -）， 女， 重庆人， 硕士研究生， 从事陆面过程与气候变化研究. E-mail：

收稿日期: 2020-10-26

  修回日期: 2021-03-01

  网络出版日期: 2022-03-17

基金资助

国家自然科学基金项目(41530529); 第二次青藏高原综合科学考察研究项目(2019QZKK0105); 成都信息工程大学科研项目(KYTZ201821)

收起

The Characteristics of Land‐Atmospheric Water and Heat Exchange during Soil Freezing‐Thawing Process over the Underlying Surface of the Alpine Grassland in the Source Region of the Yellow River

  • Yueyue WU ,
  • Jun WEN ,
  • Zuoliang WANG ,
  • Dongyu JIA ,
  • Wenhui LIU ,
  • Yuqin JIANG ,
  • Xuancheng LU
Expand
  • 1. Key Laboratory of Plateau Atmosphere and Environment，Sichuan Province，College of Atmospheric Sciences，Chengdu University of Information Technology，Chengdu 610225，Sichuan，China
    2. Northwest Institute of Ecological Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Key Laboratory of Land Surface Process and Climate Change in the Cold and Arid Region of the Chinese Academy of Sciences Room，Lanzhou 730000，Gansu，China
    3. College of Geography and Environmental Engineering，Lanzhou City University，Lanzhou 730070，Gansu，China

Received date: 2020-10-26

  Revised date: 2021-03-01

  Online published: 2022-03-17

Fold

摘要

高寒草原水热交换的季节性特征显著， 土壤冻融过程对地‐气水热交换有着重要的影响。本文利用黄河源区汤岔玛小流域2014年5月至2015年5月陆面过程观测数据， 将土壤冻融过程划分为完全融化（TT）和完全冻结（FF）两种状态与融冻（T‐F）和冻融（F‐T）两个过程， 并分析了期间高寒草原下垫面净辐射、 感热通量、 潜热通量和地表热通量不同状态和过程中的变化， 以此探究土壤冻融过程中地气间的水热交换特征。研究表明： （1）净辐射通量在完全融化阶段的平均值要普遍大于其他三个阶段， 最大值达到了203.7 W·m-2， 冻融阶段冻土融化， 土壤含水量逐渐增加， 净辐射比完全冻结阶段明显增大， 完全融化阶段净辐射日变化值最大， 达到了717.6 W·m-2， 完全冻结阶段最小， 冻融阶段次之。（2）感热通量与潜热通量在完全融化和完全冻结阶段的配置不同。完全融化时， 由于降水和土壤含水量等原因， 净辐射主要转换为潜热通量， 潜热通量日变化最大值为193.7 W·m-2， 而感热通量只有80.0 W·m-2左右。融冻阶段、 冻融阶段与完全冻结时感热与潜热的日平均相差不大， 潜热在三个阶段平均值为21.9 W·m-2， 感热为20.3 W·m-2； 而感热日变化在三个阶段均大于潜热， 土壤发生冻融循环， 地气温差较小， 含水量产生变化， 净辐射在这期间主要转换为感热。（3）土壤热通量在完全融化（冻结）状态下为正（负）， 表明地表从大气吸收（释放）热量， 其日变化幅度大（小）。以上结果说明， 土壤冻融状态与过程对近地面陆‐气间水热交换过程表现出不同的特征。

关键词： 高寒草原; 冻融过程; 水热交换; 能量通量

本文引用格式

武月月 , 文军 , 王作亮 , 贾东于 , 刘闻慧 , 蒋雨芹 , 陆宣承 . 黄河源高寒草原下垫面土壤冻融过程中陆‐气间的水热交换特征分析[J]. 高原气象, 2022 , 41(1) : 132 -142 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2021.00014

Abstract

The seasonal characteristics of water and heat exchange in the alpine grasslands are significant， and the freezing‐thawing process has an important impact on the land‐atmospheric water and heat exchange.Based on the observation data of the land surface process in the Tangchama small watershed in the source area of the Yellow River from May 2014 to May 2015， this research divides the soil freezing‐thawing process into thawed stage （TT）， frozen stage （FF）， thawing to freezing （T-F） and freezing to thawing （F-T）， and the changes in the different states and period of the net radiation， sensible heat flux， latent heat flux and surface heat flux of the underlying surface of the alpine grassland are analyzed to explore the characteristics of water and heat exchange between the land‐atmosphere in the soil freezing‐thawing process.The results are as follows： （1） The average value of the net radiation flux in the thawed stage is generally greater than that of the other three stages， and the maximum value reaches 203.7 W·m-2.The frozen soil melts in the freezing‐thawing stage， and the soil moisture content gradually increases.The radiation ratio increased significantly during the frozen stage， the net radiation diurnal variation was the largest in the thawed stage， reaching 717.6 W·m-2， and the frozen stage was the smallest， followed by the freezing‐thawing stage.（2） The proportion of sensible heat flux and latent heat flux is different in the thawed and frozen stages.When completely thawed， due to precipitation and soil moisture content， the net radiation is mainly converted into latent heat flux.The maximum diurnal variation of latent heat flux is 193.7 W·m-2， while the sensible heat flux is only about 80.0 W·m-2.The diurnal average of sensible heat and latent heat in the thawing‐freezing phase， the freezing‐thawing period and the frozen period is not much different.The mean latent heat in the three period is 21.9 W·m-2， and the sensible heat is 20.3 W·m-2； The diurnal variation is greater than the latent heat in the three period， the soil suffers a freezing‐thawing cycle， the soil temperature difference is small， and the water content changes， and the net radiation is mainly converted into sensible heat during this period； the diurnal variation of sensible heat was greater than that of latent heat in the three stages.The freezing-thawing cycle occurred in the soil， the difference between ground and air temperature was small， and the moisture content changed.During this period， the net radiation was mainly converted to sensible heat.（3） The soil heat flux is positive （negative） in thawed （frozen） state， indicating that the surface soil absorbs （releases） heat from the atmosphere， and its daily variation range is large （small）.The above results show that the state and process of soil freezing and thawing have different characteristics for the water and heat exchange process between the land and atmosphere.

Key words： The alpine grassland; freezing‐thawing; water and heat exchange; energy flux

1 引言

黄河源区位于青藏高原东北部， 通常是指黄河源头至唐乃亥水文站之间的区域， 属大陆性（半）干旱气候区， 季风气候影响显著。区域内分布有高山、 沙地、 草原和众多湖泊、 冰川及分布广泛的冻土等地貌， 是黄河上游重要的水源涵养区（唐恬等， 2013）。黄河源区内高寒植被广布， 以高寒草原、 高寒灌丛和高寒草甸为主， 高寒草原和高寒草甸植被覆盖约占总面积的70.0%以上（吴喜芳等， 2015）， 生态系统十分脆弱， 由于季节性冻土广泛分布， 对气候变化敏感且响应迅速（陈琼等， 2010）。黄河源区属于大片连续多年冻土向季节冻土过渡的江河源多年冻土带， 多年冻土、 融区和季节冻土犬牙交错， 也是我国现代多年冻土赋存和分布最为复杂的地区。其中， 源区海拔4400.0 m下盆地内潮湿地段主要发育多年冻土， 相对干燥地段则发育季节冻土， 河湖区至周围的高山区， 多年冻土逐渐由融区过渡为岛状分布， 至海拔4400.0 m以上则主要呈连续状分布（洪涛等， 2013）。冻融过程是冻土环境的主要组成成分， 土壤的冻融循环在很大程度上会影响着土壤和大气之间能量和水分的交换（王学佳等， 2012）。
近年来， 对地表土壤冻融过程研究取得了很大进展。王澄海等（2003）发现冻融对东亚大气环流有显著影响。尚伦宇等（2011）分析了高原冻融过程对地表辐射的影响， 得出土壤冻结增大了地表反照率等结果。同时， 冻土冻融过程的水热特征研究也有颇多成果， Guo et al（2011a）表明土壤的冻结和融化过程对地表‐大气相互作用有重要影响。陈渤黎（2014）对青藏高原东部若尔盖站观测数据进行了分析， 发现近地面能量平衡过程中， 各地表能量通量日变化和年变化均较显著， 其中净辐射、 潜热通量呈单峰型年变化； 感热通量呈双峰型年变化。葛骏等（2016）将冻土冻融过程分为四个阶段并分析了各阶段通量变化， 得出各通量的季节变化受土壤冻融阶段转变的影响显著。因此， 无论在多年冻土还是季节性冻土区， 其冻融过程中水热交换都有显著的季节变化特征。
高寒草原对气候变化和水分循环过程较为敏感， 而且高寒草原水热交换的季节变化特征显著， 是局地水分循环的主要环节。冻融过程中水与冰的相变过程导致地表能量和水分的变化， 影响了地表与大气之间的物质和能量的交换（葛骏等， 2016； 李文静等， 2021）。近地表层土壤的季节冻融循环显著地影响着地表的能量和水分平衡， 进而冻融过程可以反映高原地面和大气的水热交换的变化（杨梅学等， 2006）。因此， 高寒草原下垫面的水热交换与土壤的冻融过程高度相关。
然而， 由于黄河源区地形复杂， 冻土所占面积较大， 不同冻土分布疏散， 下垫面土壤冻融过程中能量与水分交换特征等还需进一步研究（齐木荣等， 2020； 罗栋梁等， 2014）。基于此， 本研究的创新之处在于利用野外观测试验数据， 分析高寒草原下垫面冻融过程水热交换特征， 解析土壤冻融过程中水热过程演变的原因。而基于以上论述， 本文利用黄河源汤岔玛小流域2014年5月26日至2015年5月22日陆面过程的观测资料， 首先确定这一完全冻融循环过程的冻融状态与过程， 并统计出土壤冻融过程中各阶段通量数值， 比较分析不同阶段陆-气间水热交换通量的变化特征， 探究土壤冻融与地表通量的相互关联， 解决本研究区域高寒草原下垫面土壤冻融过程中水热交换通量的变化规律这一科学问题。

2 研究区域与数据

黄河源区位于青藏高原多年冻土区边缘， 季风气候影响显著； 该区主要下垫面有多年冻土和季节性冻土区， 高寒沼泽， 高寒草甸草地和湖泊湿地等（文军等， 2011）。黄河源区冻土的基本特征为厚度薄、 地温高、 热稳定性差。汤岔玛小流域地处于黄河源头地区的扎陵湖和鄂陵湖附近的汤岔玛盆地边缘（图1）， 其植被覆盖度达到90%以上， 汤岔玛盆地位于黄河源区中央， 是一个面积约400.0 km2， 厚度约60.0 m， 透水性好的沙砾洪积扇。研究站点海拔约为4300.0 m， 下垫面为高寒草甸， 地形开阔平缓， 盆地内不连续和岛状多年冻土交错分布， 该地区多年平均降水320.7 mm， 多年平均气温-3.7 ℃（唐恬等， 2013； 李照国等， 2012）。
图1 研究区域位置和地貌特征

Fig.1 Location and geomorphic features of study area

选取的数据为黄河源头地区扎陵湖和鄂陵湖汤岔玛小流域2014 -2015年气象关键要素和开路涡动相关系统的观测数据。观测数据选取时间为2014年5月26日至2015年5月22日， 气象观测要素主要包括土壤各深层温度、 辐射通量、 土壤含水量以及土壤热通量等， 数据每30 min记录一次； 涡动相关系统主要由三维超声风速仪， CO2/H2O气体分析仪和数据采集器组成， 数据采集频率为10 Hz。通过处理涡动相关系统脉动量观测数据， 可以获取感热通量（H）和潜热通量（LE）， 通量输出时间间隔为30 min。进行数据质量控制， 将其中明显不合理的数据进行剔除， 并对缺失的数据采用内插法进行插补。

3 研究方法

3.1　数据处理方法

地表能量平衡问题已成为众多学者关注的重点， 土壤热通量是地表能量中重要的组成部分， 因此需要正确估算地表热通量（徐自为等， 2013； 吕钊等， 2020； 杨成等， 2020）。本研究测量土壤热通量的热流板埋在一定深度的土壤中， 其测量值不能表示为地表土壤热通量。因此， 利用5.0 cm的热通量来计算地表的热通量。在分析过程中， 地表温度 T s f c由地表长波辐射计算得到：
T s f c = R L W ↑ - ( 1 - ε g ) R L W ↓ ε g σ 1 / 4
其中： R L W ↑和 R L W ↓分别为向上和向下的地表长波辐射； ε g为地表比辐射率， 取经验值0.96； σ为Stefan-Boltzmann常数， 取5.67×10-8 W⋅m-2⋅K-4。
土壤的一维热传导方程为：
∂ G ∂ z = - ∂ ρ S C s T ∂ t
式中： G为土壤热通量（单位： W·m-2）； z为土壤深度（单位： m）； ρ S为土壤密度（单位： kg·m-3）； C s为土壤比热容（单位： J·kg-1·K-1）； T为土壤温度（单位： K）。在冻融过程中， 水分相变过程产生的热量不可忽视， 假设土壤液态水含水量变化均由水的相变产生， 则可以用含水量的变化代替含冰量的变化。因此地表热通量可以由下式求得：
G 0 = G ( Z r e f ) + ∫ 0 Z r e f ∂ ρ s C s T ( z ) ∂ t d z + ∫ 0 Z r e f ρ w L f ∂ θ w ∂ t d z
式中： G ( Z r e f )为参考深度的土壤热通量； ρ w = 1 × 10 3 k g ⋅ m - 3为液态水密度； L f=3.337×105 J⋅kg-1为水的冻结‐融化潜热常数； θ w为体积含水量。利用5.0 cm土壤热通量计算 G 0， 并将式（3）积分可得：
G 0 = G 5 c m + ρ s C s × 0.05 × T a v ( t + Δ t ) - T a v ( t ) Δ t + ρ w L f × 0.05 × θ w ( t + Δ t ) - θ w ( t ) Δ t
式中： T a v为地表温度与5.0 cm土壤温度的平均。在土壤发生冻融循环时， 由于水与冰的热容量相差较大， 因此对不同冻融阶段进行不同的计算（Yao et al， 2011）。
当土壤处于完全融化阶段时， 体积热容量为：
ρ s C s = ρ d r y C d r y + ρ w C w θ w 5 c m
式中： ρ d r y C d r y=0.9×106 J⋅kg-1⋅K-1（Tanaka et al， 2003）， 为干土壤的体积热容量； ρ w C w=4.2×106 J⋅kg-1⋅K-1， 为液态水的体积热容量； θ w 5 c m是5.0 cm土壤含水量（单位： m3·m-3）。
当土壤处于融冻阶段与冻融阶段时， 体积热容量为：
ρ s C s = ρ d r y C d r y + ρ w C w θ 5 c m + ρ i C i θ i 5 c m
式中： ρ i C i=1.94×106 J⋅kg-1⋅K-1， 为冰的体积热容量； θ i 5 c m是5.0 cm土壤含冰量。在冻融阶段与融冻阶段， 土壤的含冰量由于土壤冻融循环而发生变化， 5.0 cm的含冰量可由相对应深度土壤的相邻时刻的未冻水含量求取（Osterkamp， 1987）， 计算公式如下：
∂ ρ i θ i 5 c m ∂ t = - ∂ ρ w θ 5 c m ∂ t
当土壤处于完全冻结阶段时， 土壤中主要水分转化为冰， 但仍有部分液态含水量， 土壤中液态含水量仍会发生变化， 但变化很小， 可以将土壤含冰量和土壤含水量视为常数（李光伟等， 2019）。土壤含冰量可由冻结开始前和结束后的含冰量的差值求得， 完全冻结阶段的体积热容量仍用式（6）计算。通过以上公式， 就可以根据土壤温度、 5.0 cm土壤含水量、 5.0 cm土壤热通量计算出地表土壤热通量。
实际情况下， 地表能量平衡需要考虑能量储存项的影响， 比如光合作用热储存项 S p（单位： W·m-2）， 空气热储存项 S a（单位： W·m-2）等。 S p指植物进行光合作用时所消耗的光能， 可利用二氧化碳净通量（Net Ecosystem Exchange）计算所吸收光能的能量通量。已有试验表明， 同化1 mg CO2 m-2·s-1所吸收的能量通量为11.2 W·m-2（Meyers and Hollinger， 2004）。 S a主要是由气温变化和湿度变化引起的， 计算公式如下：
S a = C a ∫ 0 h ∂ T a ∂ t d z
式中： T a为气温（单位： K）； C a为湿空气的体积热容量； h为涡动相关系统安装高度。

3.2　土壤冻融状态与过程阶段的划分

根据土壤温度与含水量变化将冻融过程划分为四个阶段： 完全融化、 完全冻结、 融冻阶段和冻融阶段。基于Guo et al（2011b）的方法（用日最高温和日最低温来划分土壤冻融的四个阶段）， 并将土壤含水量也作为冻融过程的判据之一： （1）当日最低温度大于0.0 ℃时， 为完全融化； （2）当日最高温度低于0.0 ℃时， 为完全冻结； （3）当日最高温度大于0.0 ℃， 日最低温度小于0.0 ℃， 且土壤含水量发生急剧变化时（图2）为冻融交替过程， 完全融化后为融冻阶段， 完全冻结后为冻融阶段。并且， 由于相邻两个阶段时间内由温度确定所属的阶段有不确定性， Guo et al（2011b）将连续三天满足下一阶段的温度条件时， 将第一天视为下一阶段的起始日期。
图2 汤岔玛小流域2014 -2015年5.0 cm土壤温度和土壤含水量的日均年变化

Fig.2 The daily average annual changes of soil temperature and soil water content at 5.0 cm in Tangchama small watershed from 2014 to 2015

表1 土壤冻融状态与过程阶段划分判据

Table 1 Soil freezing and thawing state and process stage division criterion

阶段 划分判据
完全融化 日最低温度>0.0 ℃
融冻阶段 日最高温度>0.0 ℃， 日最低温度<0.0 ℃且含水量剧烈变化
完全冻结 日最高温度<0.0 ℃
冻融阶段 日最高温度>0.0 ℃， 日最低温度<0.0 ℃且含水量剧烈变化
本文选取2014 -2015年黄河源汤岔玛小流域5.0 cm的土壤温度与含水量来确定冻融阶段。从表2可以看出， 汤岔玛小流域土壤完全融化阶段在一年中所占时间较多， 约占全年的1/3， 主要在6 -9月这3个月里， 经历了较短的冻结后， 进入完全冻结阶段。小流域的冻融期都是比较短暂的， 融冻阶段有41天， 冻融阶段占了40天， 说明土壤在较快时间内发生冻结和融化， 而且两个过程持续时间相差不大， 相比于不同下垫面， 如典型湿地若尔盖， 汤岔玛小流域的冻融过程所持续时间要少40天左右（陈渤黎， 2014）。2014 -2015年， 汤岔玛小流域完全冻结的时间达到了156天， 该地区在11月初就开始冻结， 一直到第二年的4月中旬结束， 土壤冻结开始得早， 结束晚， 整个跨度长， 都说明了小流域气温较低， 土壤冻结时间较长， 与葛骏等（2016）研究的多年冻土北麓河站完全冻结时间相差不大， 其持续时间高达155天。
表2 黄河源汤岔玛小流域站2014年5月26日至2015年5月22日各冻融阶段的划分

Table 2 The division of the freezing and thawing stages at the Tangchama Small Basin Station of the Yellow River Source from May 26， 2014 to May 22， 2015

时间 天数/d 阶段
2014年5月26日至9月27日 125 完全融化
2014年9月28日至11月7日 41 融冻阶段
2014年11月8日至2015年4月12日 156 完全冻结
2015年4月13日至5月22日 40 冻融阶段

4 结果分析

4.1　近地面陆‐气间水热交换通量的年变化

冻融过程对地气系统能量的影响， 主要是由土壤内的水分相变引起的， 冻融过程会使其热交换强度增强（李述训等， 2002）。为了探究高寒草原土壤冻融过程中水热交换的年变化特征， 将能量通量进行日平均， 并求出其滑动平均加以分析。
净辐射为地表吸收辐射与地表有效辐射之差， 主要受太阳高度角、 天空云量、 地表状况、 地表反照率等影响（Ma et al， 2005）。由于高寒草原特殊的海拔条件， 使得到达地面的总辐射要比同纬度地区大得多， 总辐射随太阳高度角的变化有明显波动， 这是净辐射产生季节变化的主要原因； 其次， 下垫面状况在很大程度上也影响辐射收支。从图3中可以看出， 净辐射在观测期间呈两峰一谷的形式， 受太阳高度角的季节变化影响， 净辐射最大值出现在2014年7月26日， 为203.7 W·m-2， 最小值在11月25日， 仅为19.0 W·m-2， 净辐射具有明显的年变化特征。在土壤完全融化阶段（2014年5月26日至9月27日）的初期， 净辐射的值较大， 9月过后， 净辐射有所减小， 不过减小的速度慢。在这个过程中， 净辐射值大于100.0 W·m-2的天数占了总天数的94%， 这一阶段太阳高度角更大， 因此净辐射值也相对于更大， 其最大值为整个观测时间段的最大值。融冻阶段（2014年9月28日至11月7日）的净辐射相对于完全融化后期有小幅度的降低， 此时土壤含水量开始减少， 地表反照率呈现增大的趋势， 在这41天内， 最大值为121.3 W·m-2， 有3/4以上的时间里净辐射的值都小于100.0 W·m-2。相反净辐射在冻融阶段（2015年4月13日至5月22日）中有一定的增长， 最大值增加到了166.7 W·m-2。从融冻阶段开始， 净辐射就逐渐降低， 完全冻结阶段（2014年11月8日至2015年4月13日）净辐射仍在减小， 一直减小到12月下旬， 降低到最小值， 然后开始慢慢增加。在这一过程中， 由于土壤处于完全冻结状态， 土壤含水量最低， 以及积雪等原因， 地表反照率增加， 净辐射值明显的比其他三个阶段的值小， 其中约55%天数的净辐射都低于50.0 W·m-2。
图3 汤岔玛小流域2014 -2015年能量通量的日均年变化

Fig.3 Daily average annual change of energy flux in Tangchama small watershed from 2014 to 2015

潜热通量的年变化趋势和净辐射一致， 为两峰一谷的形式， 滑动平均的最大值达到了82.7 W·m-2， 低值主要在完全冻结阶段， 日平均的最小值为6.1 W·m-2。而且可以明显看出， 在2014年6 -10月， 潜热通量的值大于感热通量， 以潜热通量为主。2014年10月至2015年6月这段时间里， 感热通量与潜热通量的值相差不大。潜热通量与土壤含水量密切相关， 受冻融循环过程的影响比较大， 在土壤完全融化阶段， 由于高寒草原受季风影响， 从而进入雨季， 黄河源头小流域降水增多， 草原植被的蒸腾的地表蒸发作用加强， 导致潜热通量增大， 其中79天潜热通量值超过了50.0 W·m-2。降水的产生也使得浅层土壤含水量突然增加， 5.0 cm土壤含水量在这一阶段明显增多（图2）， 而且变化幅度明显， 下垫面水汽充足， 潜热通量占主导地位。在融冻阶段里， 土壤温度开始降低， 土壤开始冻结， 出现冻融循环的现象， 虽然这一阶段只有40天左右， 但土壤含水量降低， 地表的蒸发作用减弱， 潜热通量明显有所下降， 最大值仅为47.3 W·m-2， 值都低于50.0 W·m-2。随后， 土壤呈现完全冻结， 冻土的含冰量增多且变化较小， 含水量相比于完全融化阶段明显减小， 而且含水量值比较稳定， 没有太大的变化， 地表蒸发减弱使得潜热通量继续减少， 在这156天里， 潜热通量的值均小于30.0 W·m-2。但是在整个完全冻结阶段里， 潜热与感热通量相差不大， 与许多站点在春秋季以潜热为主不同（葛骏等， 2016； 董希成等， 2013， 马伟强等， 2005）， 这可能与湖泊有关， 陆‐气之间水相变引起的热量交换在冬季也占很大份额。在漫长的完全冻结阶段后， 气温开始回升， 土壤温度随之增大， 冻土开始融化， 含水量也开始增加。虽然冻融阶段也只有40天， 但潜热通量的值有显著增加， 这期间， 最大潜热通量达到了59.7 W·m-2。在融冻阶段、 冻融阶段以及完全融化阶段里， 潜热通量与感热通量的变化较为相近， 潜热通量在三个阶段的平均值为21.9 W·m-2， 感热为20.3 W·m-2。
感热通量是由于湍流运动而在地气间传输的能量通量。在观测时间里， 感热通量的变化较潜热通量而言， 比较稳定， 波动幅度没有潜热大。与潜热通量变化的时间相似， 感热通量在2014年6 -10月变化较为稳定， 没有太大的浮动， 而且值比潜热通量小。在完全融化阶段， 表层土壤含水量较高， 加上在植被生长季节， 净辐射主要用于近地面水分蒸散发， 相对而言， 潜热通量大于感热通量（Tanaka et al， 2001； 王少影等， 2012）， 感热通量的值普遍比潜热通量小， 在这段时间里潜热通量起主要作用。感热通量的变化平缓， 最大值为34.1 W·m-2， 出现在2014年6月7日， 与同一阶段最大潜热通量相比， 少了48.6 W·m-2， 其中感热通量值小于20.0 W·m-2之间的天数就有73天， 约占完全融化阶段总天数的60%。随后土壤开始冻结， 感热通量增大， 最大值达到了36.3 W·m-2， 感热通量与潜热通量的差值减小。与融冻阶段相比， 冻融阶段中感热通量的变化明显， 其值波动较大， 此时土壤开始融化， 净辐射显著增大， 土壤含水量开始增加但是不高， 净辐射转换为感热通量的份额比完全融化阶段多。感热通量在完全冻结阶段大体呈对称状， 感热通量先减小后增大， 与潜热通量相同， 在12月底左右存在谷值， 这段时间内的感热通量值与潜热通量相当， 两者相差不大。在完全冻结前期， 土壤处于冻结状态， 地气之间的温差很小， 同时这一阶段净辐射较小， 感热通量值不大； 完全冻结后期， 虽然土壤仍冻结， 但是此时净辐射开始增大， 地表温度上升， 使得感热通量有小幅度增加。
地表热通量是影响能量平衡方程的重要因子。整体而言， 地表热通量在观测时间范围内一直比较稳定， 全年的月变化不大， 大部分值在0.0 W·m-2附近浮动。白天大气向土壤传输能量， 热通量为正， 夜间土壤向大气传输能量， 热通量为负。地表热通量主要受到地气间温差的影响， 下垫面状况也起到重要作用。完全融化阶段的地表热通量整体会比其他三个阶段大一些， 大部分值为正， 地表从大气吸收热量， 变化比完全冻结阶段大， 最大值出现在2014年6月26日， 为13.9 W·m-2， 其中热通量值小于10.0 W·m-2的天数约占这一阶段总天数的4/5。在融冻阶段和冻融阶段， 热通量的变化不明显， 均有较小范围的减小和增大。与完全融化阶段相比， 完全冻结阶段的热通量有一定减小， 大部分值为负， 土壤为完全冻结， 土壤温度很小， 地表向大气释放热量， 但其值在这段时间里的变化仍比较稳定， 热通量最大值仅为9.6 W·m-2。

4.2　近地面陆‐气间水热交换通量的日变化

首先， 本文对数据质量进行了评估， 能量闭合率是检验通量数据质量的主要方法之一， 在理想下垫面中， 地表能量平衡方程可以表示为：
R - G = H + L E
地表能量由植被、 下垫面和气候等因素相互影响（任雪塬等， 2021）， 且对能量平衡闭合的研究表明， 无论观测站点地表多平坦， 各站点通常有10%~30%的能量不闭合现象（Stannard et al， 1994； 田志伟等， 2016； 陆宣承等， 2020）。基于此， 本文利用以下公式计算能量平衡：
R - G = H + L E + S p + S a   
根据在各冻融阶段所选取的典型晴天日， 对这几日的地表能量闭合度进行了研究分析， 图4为两个冻融状态下地表能量闭合状况， 完全融化和完全冻结阶段的闭合度分为为56%和57%， 完全冻结的闭合度略高于完全融化阶段； 图6为两个过程时地表能量闭合状况， 冻融阶段的闭合率与融冻阶段相同， 均为52%。
图4 汤岔玛小流域2014 -2015年冻融状态下典型晴天地表能量闭合状况

Fig.4 Surface energy closure of typical sunny days in Tangchama small watershed during 2014 -2015 freezon‐thawed conditions

图5 汤岔玛小流域2014 -2015年典型晴天地表能量在冻融状态的平均日变化

Fig.5 Average daily variation of surface energy during frozen and thawed of typical sunny days in Tangchama small watershed from 2014 to 2015

图6 汤岔玛小流域2014 -2015年冻融过程典型晴天地表能量闭合状况

Fig.6 Surface energy closure on typical sunny days during freezing and thawing in Tangchama small watershed from 2014 to 2015

为了探究高寒草原土壤冻融过程中水热交换的日变化特征， 选取每个阶段典型晴天能量进行分析。图5为完全冻结和完全融化阶段相对晴天日日平均地表能量的变化图， 分别选取完全融化阶段中2014年7月24日、 26日、 8月1日、 14日和27日， 完全冻结阶段中2014年12月4 -5日， 7 -9日。图7为融冻阶段和冻融阶段相对晴天日能量通量的变化， 分别为融冻阶段的2014年10月4日、 15日及11月3日， 冻融阶段的2015年4月14日、 5月11 -12日。
图7 汤岔玛小流域2014 -2015年典型晴天地表能量在冻融过程的平均日变化

Fig.7 Average daily variation of surface energy during freezing and thawing of typical sunny days in Tangchama small watershed from 2014 to 2015

典型晴天地表能量的日变化均呈倒“U”形， 白天随着太阳辐射的增大， 净辐射先增强在中午达到最大后缓慢减小， 在不同阶段， 净辐射最大值有明显差别。夜间， 潜热通量值在0.0 W·m-2附近波动， 波动幅度很小， 白天潜热通量先增大然后逐渐减小， 不过各阶段的值有较大的区别。感热通量在夜间均为负值， 有一定波动， 白天随着地表的加热， 感热通量开始增加， 在正午达到最大后缓慢减小。地表热通量在四个阶段中的日变化明显， 波动较大， 在白天， 地表热通量为正， 夜间地表热通量为负。
完全融化阶段， 净辐射从08:00（北京时， 下同） -19:30存在正值， 而完全冻结阶段的净辐射正值在09:30 -17:30， 持续时间约为8 h， 其持续时间明显要比完全融化阶段少。两阶段净辐射均在13:00左右达到最大， 完全融化阶段的最大值达到了717.6 W·m-2， 比完全冻结时的最大值大了340.0 W·m-2。净辐射在完全融化阶段主要转化为了潜热通量， 潜热与感热的变化趋势相同， 均在13:00达到最大值， 分别为193.7 W·m-2和82.5 W·m-2， 最大差值约为100.0 W·m-2， 这与李照国等（2012）研究鄂陵湖湖滨地区夏季潜热、 感热所占比例相似， 潜热通量大于感热， 汤岔玛小流域与湖滨地区地理位置相距不远。但在完全冻结阶段， 从10:00 -16:30， 感热通量大于潜热通量， 此时土壤含水量少， 潜热通量变化平缓， 感热通量的波动幅度很大， 感热占主导地位。因为感热通量变化剧烈， 而潜热通量变化曲线平稳， 使得两者的差值要大的多， 净辐射转化为感热的值也多得多， 这与完全融化阶段两变量的变化不同。地表热通量在这两个阶段的变化比冻融和融冻阶段幅度大， 根据热通量计算公式可以看出， 热通量变化与5.0 cm含水量变化有关， 完全融化时热通量最大， 融冻阶段热通量最小且日变化也最小， 这与前面热通量的日均分析大体一致。
两个过程和两个状态中净辐射正值的持续时间各不相同， 冻融阶段和完全融化中净辐射为正的时间大于融冻阶段和完全冻结。不过两个冻融过程的净辐射最大值差值要比两个冻融状态的差值小， 约为130.0 W·m-2， 完全融化时净辐射最大， 完全冻结时最小。融冻阶段， 从10:30 -17:30， 感热比潜热大， 不同于年变化分析， 在融冻阶段， 感热的日平均要略小于潜热， 高原上气象要素的日变化要比其他地区明显， 土壤含水量开始减少， 地表温度降低， 在日变化中感热要大于潜热， 但从日平均来看， 净辐射仍是主要转为潜热。正午阶段， 潜热和感热通量值均在100.0 W·m-2左右浮动， 这一过程土壤含水量变小， 使得潜热通量减小， 同时感热通量开始增大。不过相比于完全冻结阶段， 两通量相差不大， 且变化较为一致。冻融阶段的感热和潜热通量与融冻阶段略有不同， 感热和潜热的变化幅度大， 两者同一时刻差值变化不稳定， 白天感热大于潜热， 感热通量最大值为213.3 W·m-2， 潜热通量最大值为139.4 W·m-2。冻融阶段感热通量的变化与完全冻结阶段都比较剧烈， 土壤开始融化， 含水量开始增多， 潜热通量相较于前一阶段就不再平稳变化。感热在完全融化阶段日变化不明显， 而潜热在完全冻结阶段的变化不大， 其余阶段， 两水热交换通量的变化都十分显著。

5 结论与讨论

本文统计分析了黄河源头地区汤岔玛小流域2014 -2015年的陆面过程观测数据， 探究了高寒草原下垫面土壤冻融过程中的水热交换特征， 得到了以下结论：
（1） 在完全融化阶段， 土壤含水量达到最大值， 地表反照率因此增大， 净辐射平均值大于其他三个阶段， 最大值达到了203.7 W·m-2。完全冻结时期， 净辐射值较低且变化幅度不大。净辐射晴天日变化均在13:30达到最大值， 其中， 完全融化阶段最大， 达到了717.6 W·m-2， 完全冻结阶段最小， 为378.0 W·m-2， 融冻阶段和冻融阶段次之。
（2） 在完全融化阶段， 土壤含水量增多， 潜热通量是净辐射的主要支出量， 潜热占主导地位， 有79天潜热通量日平均值超过了50.0 W·m-2。完全冻结阶段， 土壤含水量很小且几乎不变， 潜热日变化最小， 在能量通量中所占份额也比感热少。除完全融化阶段， 感热与潜热在其他三个阶段的日平均值相差不大， 潜热均值为21.9 W·m-2， 感热为20.3 W·m-2。
（3） 在冻融（融冻）阶段中， 地表温度增大（减小）， 冻土开始发生融化（冻结）， 土壤含水量发生变化， 感热开始缓慢增加或减少， 日变化幅度达到最大， 明显高于同时刻的潜热。完全融化阶段感热通量减小， 变化幅度平缓， 其中感热通量值小于20.0 W·m-2的天数就有73天， 约占这一阶段总天数的60%。在冻融（融冻）阶段及完全冻结阶段， 感热通量日变化均大于潜热。
（4） 在完全融化（冻结）阶段， 地表土壤热通量在完全（冻结）阶段为正（负）， 地表从大气吸收（释放）热量。与完全融化阶段相比， 完全冻结阶段的热通量有一定减小， 土壤为完全冻结， 土壤温度很小， 地表向大气释放热量， 热通量最大值仅为9.6 W·m-2。
本文分析了黄河源高寒草原土壤冻融过程的净辐射和湍流通量等， 了解了冻融过程的水热交换特征， 但仍有不足之处： （1）高寒草原范围广阔， 地形， 海拔等各不相同， 本文所选取的研究站点只是单个测点， 不能全方面的说明高寒草原的水热交换情况； （2）本文根据观测数据进行了分析， 希望后期能利用模式来揭示陆‐气间水热交换的物理机理研究。

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