高原气象

高原气象 >

2022 , Vol. 41 >Issue 1: 177 - 189

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00107

论文

藏东南峡谷地区不同下垫面地表通量变化特征及其与降水的关系

  • 王灵芝 ,
  • 李茂善 ,
  • 吕钊 ,
  • 伏薇 ,
  • 舒磊 ,
  • 阴蜀城
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  • 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/气候环境变化联合实验室，四川 成都 610225

王灵芝（1995 -）， 女， 四川广元人， 硕士研究生， 主要从事地气相互作用研究. E-mail：

收稿日期: 2020-07-30

  修回日期: 2020-12-12

  网络出版日期: 2022-03-17

基金资助

第二次青藏高原综合科学考察研究项目(2019QZKK0103); 国家重点研发计划项目(2018YFC1505702); 国家自然科学基金项目(41675106); 成都信息工程大学科研基金项目(KYTZ201721)

收起

Variation Characteristics of Surface Fluxes on Different Underlying Surfaces and Their Relationship with Precipitation in the Canyon Area of Southeast Tibet

  • Lingzhi WANG ,
  • Maoshan LI ,
  • Zhao Lü ,
  • Wei FU ,
  • Lei SHU ,
  • Shucheng YIN
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  • School of Atmospheric Sciences/Plateau Atmosphere and Environment Key Laboratory of Sichuan Province /Joint Laboratory of climate and Environmental Change，Chengdu University of Information Technology，Chengdu 610225，Sichuan，China

Received date: 2020-07-30

  Revised date: 2020-12-12

  Online published: 2022-03-17

Fold

摘要

利用藏东南峡谷地区排龙站、 丹卡站、 卡布站、 墨脱站四个站点2018年11月至2019年10月的涡动协方差仪观测资料， 分析藏东南峡谷地区不同位置入口、 中段和末端地表通量变化的特征及其与局地降水的关系。研究表明： 地表通量月平均日变化特征为夜间潜热通量大于感热通量， 日间呈单峰变化特征。排龙站和丹卡站感热11月至次年4月较强， 5月至次年10月较弱， 卡布站感热月平均日变化呈波动状， 墨脱站感热与潜热月变化特征相同， 各站潜热呈先增加后减小趋势。土壤热通量季节变化特征明显， 春夏季土壤热通量为正， 秋冬季为负， 且排龙站土壤热通量季节日变化变化最强， 卡布站变化最弱。净辐射季节日变化强度夏季>春季>秋季>冬季， 向下和向上长波辐射卡布站最大， 丹卡站最小， 向下和向上长波辐射夏季最大， 长波辐射日峰值出现时间较短波辐射晚。丹卡站， 排龙站， 墨脱站， 卡布站各站的能量闭合率分别为 70.86%， 68.91%， 69.29%， 67.23%， 且夏季闭合程度高， 冬季闭合程度低。各站降水增多时， 潜热和土壤热通量增大， 感热减小。感热和土壤热通量变化对降水变化的响应较同步， 潜热变化对降水的变化有明显的滞后性。

关键词： 藏东南峡谷地区; 热通量; 土壤热通量; 能量闭合率; 降水

本文引用格式

王灵芝 , 李茂善 , 吕钊 , 伏薇 , 舒磊 , 阴蜀城 . 藏东南峡谷地区不同下垫面地表通量变化特征及其与降水的关系[J]. 高原气象, 2022 , 41(1) : 177 -189 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2020.00107

Abstract

In this study， variation characteristics of surface fluxes were analyzed by using the eddy covariance observations from four stations of Pailong， Danka， Kabu， and Motuo in the southeastern gorge area of Tibet from November 2018 to October 2019.Pailong Station is located at the entrance of the Canyon in Southeast Tibet， Danka Station is in the middle section， and Kabu Station and Metuo Station are located at the end of the Canyon in Southeast Tibet.Results show that monthly averaged daily latent heat flux is greater than sensible heat flux at night， and it has a single peak during the day.The sensible heat fluxes at Pailong and Danka stations are stronger from November to April and become weaker from May to October.The changing trend of monthly averaged daily sensible heat flux at Kabu station is fluctuating.Sensible heat flux and latent heat flux at Motuo station have the same variation characteristics， with a characteristic of a single peak change.Latent heat fluxes increase first and then decrease at all four stations.Seasonal variations of soil heat flux are obvious， characterizing positive values in spring and summer and negative values in autumn and winter.And the diurnal variation of soil heat flux in Pailong station was the strongest among all stations， and that of Kabu station was the weakest.The diurnal variation intensity of net radiation flux is summer>spring>autumn>winter.The downward and upward longwave radiation fluxes are the largest at Kabu Station and the smallest at Danka Station at the same time they are the largest in summer.The peak of diurnal longwave radiation flux appears later than the shortwave radiation flux.Energy closure rates of Danka， Pailong， Motuo， and Kabu stations are 70.86%， 68.91%， 69.29%， and 67.23%， respectively.In addition， in these four sites the degree of summer closure is high， while the degree of winter closure is low.Latent heat fluxes and soil heat fluxes increase， and sensible heat fluxes decrease as increasing precipitation at the four stations.The sensible heat flux and soil heat flux respond synchronously to precipitation changes， and the changes in latent heat have a significant lag in response to precipitation changes.

Key words： Canyon area in southeast Tibet; turbulent heat fluxes; soil heat flux; energy closure rate; precipitation

1 引言

青藏高原（下称高原）是世界上海拔最高的高原， 地处我国西南地区， 被誉为“世界第三极”（Jane， 2008）。高原显著的动力和热力作用不仅影响到高原地区气候和大气环流， 同时也会对北半球甚至全球的气候产生深远的影响（叶笃正和高由禧， 1979； 周秀骥等， 2009）。高原的高大地形作用和复杂的下垫面特征， 对高原及周围地区的季风， 大气环流及水汽循环都有极大的影响（张超等， 2018； 解晋等， 2018； 祁艳等， 2019； 樊威伟等， 2018）。高原对大气的各种热力和动力作用通过边界层影响自由大气， 因此对高原边界层内尤其近地层的微气象研究非常重要（马耀明等， 2006a； 王兰宁等， 2003； 李家伦等， 2000）。张强等（2017）对复杂条件陆气相互作用研究领域有关科学进行了探讨， 指出影响陆气相互作用复杂条件机制的关键是从复杂下垫面陆面过程和非均匀大气边界层来分析。1978年5 -8月， 中国第一次开展了青藏高原大气科学实验， 揭示了夏季高原是一个热源， 该热源在东亚季候形成中具有重要作用（叶笃正和高由禧， 1979）。1998年5 -8月开展了第二次青藏高原大气科学实验， 该实验以地气交换为主要研究内容之一， 了解高原地区湍流输送特征， 辐射平衡过程和边界层物理过程， 使得对高原地区的地气交换过程有了深入的理解， 尤其是在高原中西部和北部地区。我国也和其他国际组织开展了青藏高原地区地气交换试验， 如中日合作开展了“全球能量水循环之亚洲季风青藏高原试验（GAME /Tibet， 1996 -2000年）”（王介民和邱华盛， 2000）及“全球协调加强观测计划（ CEOP） 亚澳季风之青藏高原试验研究（CAMP /Tibet， 2001 -2005年）”（马耀明等， 2006b）。
高原的下垫面类型复杂多变， 虽然已经开展了很多高原大气科学实验， 但对于高原陆面程的认识并不充分， 还不能满足数值模式改进的需求。研究表明， 高原山地与高原平坦地区的地气交换过程有很大的区别（Zou et al， 2008； Hindman and Upadhyay， 2002）。如李茂善等（2019）对近10年青藏高原及周边湍流通量进行数值模拟得出， 高原中部和东南部感热呈增加趋势， 而其他区域不明显， 不同下垫面类型增长趋势不同。对此， 在公益性行业（气象）科研专项的支持下， 中国科学院大气物理研究所和中国气象局成都高原气象研究所于2013年5 -7月赴林芝的雅鲁藏布江河谷地区进行了为期近两个月的野外观测试验， 以春夏交替南亚季风爆发前后之际， 观测了不同下垫面的地气交换特征， 为数值模式在高原峡谷地区复杂下垫面的地气交换参数化方案的改进提供参考（王顺久等， 2018）。李宏毅等（2018a， 2018b）等利用该资料对草地下垫面（林芝站）分析了其典型晴天和阴天条件下湍流通量和辐射通量变化特征， 并评估了中尺度模式WRF对藏东南草地下垫面在南亚季风爆发前后感热、 潜热、 土壤热通量和辐射通量日变化的模拟能力， 评估结果较好。Zhou et al（2015）利用此次野外观测数据分析了南亚季风与藏东南局地地区湍流交换的影响。王鸽等（2014）和李娟等（2016）也利用该次野外观测数据分析了不同下垫面的能量收支特征。从上述试验可以看到， 由于条件的限制， 大多数试验观测站点都是位于高原中西部和北部， 对于下垫面类型复杂的藏东南峡谷地区（包括森林、 草甸、 河滩和冰雪等）， 没有针对性的观测站点及较长时间的连续观测资料。对此， 本文将利用藏东南峡谷地区排龙站、 丹卡站、 卡布站和墨脱四个站点架设的涡动协方差仪观测的地表通量资料分析藏东南峡谷地区不同下垫面地表通量的日变化、月变化和季节变化特征， 并分析其与降水的关系， 揭示藏东南峡谷地区地气间能量交换的基本特征， 加深对高原山地地区不同下垫面陆气相互作用的理解。

2 资料选取和方法介绍

2.1　资料选取

本文选取排龙站和丹卡站分别代表藏东南峡谷地区的入口和中段， 卡布站和墨脱站代表末端， 四个站点基本信息如表1所示， 文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为［GS（2016）2885号］的标准地图制作， 底图无修改。排龙站位于林芝县东部与波密县交界的地方； 丹卡站位于西藏自治区林芝市波密县的西北方向， 在帕隆藏布河谷南岸； 墨脱站位于西藏自治区林芝市墨脱县， 地处雅鲁藏布江下游； 卡布站位于西藏自治区昌都市芒康县东南部。四个站点均建有一套涡动协方差系统， 包括CSAT3A三维超声风速仪， EC150红外CO2/H2O气体分析仪， 辐射四分量CNR-1， 数据采集器为Campbell CR6Series， 采集频率为10HZ。观测时间为2018年11月至2019年10月（墨脱站9月1 -26日数据缺测， 卡布站降水数据缺测）。资料主要包括向下（上）短波辐射， 向下（上）长波辐射， 土壤温度， 土壤湿度， 感热和潜热等， 土壤热通量板深度为 -5 cm， 土壤温度和湿度观测的深度为-5， -10， -20和-40 cm。
表1 4个站点基本信息

Table 1 Basic information of the four stations

站点 纬度 经度 海拔 下垫面类型
丹卡站 29.89°N 95.68°E 2701 m 草地
排龙站 30.04°N 95.61°E 2058 m 砂石和草地
墨脱站 29.31°N 95.32°E 1154 m 草地
卡布站 29.47°N 95.45°E 1439 m 草地
图1 观测区域地形与观测站点位置分布

Fig.1 The topography of the observation area and the location of observation sites

2.2　研究方法

2.2.1　涡动协方差仪观测数据处理

本文选用德国Bayreuth大学开发的TK3数据处理软件包处理涡动协方差仪观测数据计算得到感热通量和潜热通量（Mauder and Foken， 2012）。TK3数据处理软件包是利用涡动相关法（EC）计算得到时间分辨率为30 min的湍流通量资料， 并对计算出来的潜热通量和感热通量进行质量评估和质量控制。根据TK3对湍流通量的质量状况的划分（Foken and Wichura， 1996； 王介民， 2012； Li et al， 2016）， 本文选用数据质量状况QA<4的感热、 潜热数据用于研究。涡动相关法计算感热、 潜热的公式如下：
H = ρ C P θ ' w ' ¯
L E = ρ λ q ' w ' ¯
式中： ρ为密度（单位： kg·m-3）； θ′、 w′、 q′分别为温度（单位： K）； 风速（单位： m·s-1）和湿度（单位： kg·kg-1）的脉动值； Cp为空气定压比热［单位： J·（kg·kg-1）］； λ为水的汽化潜热（单位： J·kg-1）。

2.2.2　由TDEC法计算土壤热通量

本文利用阳坤和王介民（2008）设计的TDEC（Thermal Diffusion Equation + Correction）法， 根据土壤热通量板观测的不同土壤层的温湿度进行积分计算得到各层的土壤热通量， 其计算公式为：
G = G ( Z r e f ) + 1 Δ t ∑ Z r e f Z [ ρ s c s ( z i , t + Δ t ) T ( z i , t + Δ t ) - ρ s c s ( z i , t ) T ( z i , t ) ] Δ z.
式中： t代表时间（单位： s）； z代表土壤深度（单位： m）； ρsCs 是土壤热容（单位： J·kg-1·K-1）； T（zi）为温度廓线； Z ref为某一个参考位置（单位： m）； G（Z ref ）为某一参考位置Z ref的热通量（单位： W·m-2）。若参考位置足够深， 则G（Z ref）相对于表层土壤热通量可以忽略不计。

2.2.3　净辐射计算方法

地表净辐射［Rn（单位： W·m-2）］由观测的向下短波辐射［SW_IN（单位： W·m-2）］、 向上短波辐射［SW_OUT（单位： W·m-2）］、 向下长波辐射［LW_IN（单位： W·m-2）］、 向上长波辐射［LW_OUT（单位： W·m-2）］计算得到， 公式如下：
R n = ( S W _ I N - S W _ O U T ) + ( L W _ I N - L W _ O U T )

3 结论和讨论

3.1　地表通量变化特征

3.1.1　热通量各月平均日变化特征

图2给出了2018年11月至2019年10月各站热通量各月平均日变化特征， 均呈单峰变化， 夜间大气层结稳定， 湍流强度弱， 感热潜热小， 大气向地表传输能量。日出后， 地面开始增温， 潜热感热逐渐增大， 湍流加强。排龙站和丹卡站各月平均日变化特征感热和潜热变化趋势相同， 两站潜热日峰值均在气温最低， 降水最小的1月达到最小值， 8月降水丰沛， 相对湿度高， 气温高， 潜热达到月平均日变化峰值的最大值。两站感热日变化强度均表现为2018年11月至2019年4月强， 2019年5 -10月弱， 即旱季时感热较强， 雨季较弱。虽然两站潜热与感热变化趋势相同， 但变化强度却相差很多， 丹卡站海拔高， 冬春季降水少， 日间地气温差大， 近地层风速大， 感热强于潜热， 最大差值达 148.54 W·m-2， 夏季南来水汽充足， 潜热迅速增加， 强度超过感热。12月至次年1月排龙站感热强于潜热， 最大差值为74.29 W·m-2。丹卡站夏季潜热日变化强度明显大于排龙站， 二者最大潜热日峰值分别为280.6 W·m-2和193.35 W·m-2。
图 2 2018年11月至2019年10月各站点地表热通量各月平均日变化

Fig.2 Monthly mean diurnal variations of surface heat flux at each station from November 2018 to October 2019

卡布站与墨脱站感热和潜热月平均日变化趋势相同， 与排龙站和丹卡站整体月平均日变化特征有所不同。其感热日变化随月份变化没有明显的上半年强于下半年的特征， 卡布站2018年11月至2019年3月及10月感热月均日变化强于潜热， 最大差值137.17 W·m-2， 4 -9月潜热强于感热， 夏季降水增多， 潜热达到最强， 7月日变化强度有所减弱。墨脱站12月至次年1月感热强于潜热日变化值， 感热日变化峰值在4个站点中最小， 随月份呈波动状变化。墨脱站海拔低， 较湿润， 夏季潜热月平均日变化的强度在四站中最强， 日变化峰值最强于6月达到331.17 W·m-2， 而排龙站、 丹卡站和卡布站3个站潜热日变化均于8月份达最大值。

3.1.2　热通量月变化和季节变化特征

从图3为各站点的感热和潜热通量的月变化特征。12月至次年4月排龙站与丹卡站感热通量月变化值均大于5 -10月， 丹卡站海拔高于排龙， 冬季近地面风速大， 地气温差大于排龙站， 其月均感热强度大。3月丹卡站感热月平均值最大86.56 W·m-2， 排龙站4月份感热月平均值最大， 为46.63 W·m-2。卡布站感热月均值全年呈波动状变化， 而墨脱站感热月均变化呈先增加后减小的趋势， 6月达到最大值47.6 W·m-2。感热与局地的近地面风速和地气温差息息相关， 墨脱站夏季降水抑制感热增加， 但感热却呈增加趋势， 说明此时墨脱站的地气温差和风速对感热变化的影响是超过降水的。观测期间， 4个站点潜热月均值变化均呈先减小后增加趋势， 丹卡站和排龙站7月份略有减小。5月以后， 各站点潜热月均值增加幅度增大， 南亚季风开始爆发， 高原开始进入雨季， 带来孟湾的丰沛水汽， 边界层内大气相对湿度增加， 水汽相变增加， 潜热增加。墨脱站、 丹卡站、 排龙站8月水汽充足， 潜热月均值均达到最大值， 分别为153.98 W·m-2， 128.78 W·m-2， 78.94 W·m-2， 6月卡布潜热月均值达最大值， 81.41 W·m-2。从表2可知， 四站感热、 潜热季节变化特征明显， 各站均表现为夏季潜热最大， 秋季， 春季次之， 冬季最小。墨脱站夏季潜热强度最大， 丹卡站、 卡布站次之， 排龙站最小。感热季节变化特征与潜热不同， 丹卡站和排龙站春季感热最大， 冬季最小， 丹卡站秋季感热强于夏季， 排龙站夏季略大于秋季。而墨脱站和卡布站夏季感热最大， 墨脱站冬季感热最小， 卡布站秋季感热最小。
图 3 2018年11月至2019年10月各站点地表热通量月变化

Fig.3 Monthly variations of surface heat flux at each station from November 2018 to October 2019

表2 各站点热通量季节变化

Table 2 Seasonal variation of heat flux at each station

季节 排龙站 丹卡站 卡布站 墨脱站
潜热/（W·m-2） 感热/（W·m-2） 潜热/（W·m-2） 感热/（W·m-2） 潜热/（W·m-2） 感热/（W·m-2） 潜热/（W·m-2） 感热/（W·m-2）
春季 51.95 34.55 64.19 68.21 51.12 29.61 68.76 31.37
夏季 74.03 23.63 114.83 28.68 80.64 31.61 120.69 40.48
秋季 50.48 23.23 56.06 40.84 44.37 25.30 48.71 19.28
冬季 22.77 31.08 21.31 47.92 17.59 27.89 24.06 16.53

3.1.3　热通量日变化特征

本文分析的日变化特征时间是从2018年11月至2019年10月一年的日变化。从丹卡站、 排龙站、 墨脱站、 卡布站的日变化特征（图4）可以看出， 冬季和春季， 位于中段处的丹卡站日感热通量强度强于其他站点， 日潜热通量强度较小。丹卡站， 排龙站， 卡布站在5月之前日感热通量大于日潜热通量， 墨脱站感热潜热强度相当。5月之后， 日潜热增大， 日感热减少， 日潜热通量占主导。丹卡站、 排龙站、 墨脱站和卡布站的潜热通量日均值分别为64.97， 46.68， 65.62和49.91 W·m-2， 其感热通量日均值分别为45.88， 28.83， 33.14和28.72 W·m-2。入口处的排龙站潜热和感热日均值最小， 位于中段丹卡站日感热通量最大， 末端墨脱站潜热最大。
图 4 2018年11月至2019年10月各站点热通量日平均变化

Fig.4 The daily variations of heat flux at each stations from November 2018 to October 2019

3.2　辐射通量和土壤热通量变化特征

3.2.1　辐射通量变化特征

辐射通量是指单位时间内通过某一截面的辐射能， 是各辐射分量在同一截面上共同作用的结果。地表辐射主要是以向下短波辐射和向上长波辐射为主， 各辐射分量也具有十分明显的日变化和季节变化特征。图5为丹卡站、 排龙站、 卡布站、 墨脱站4个站点各辐射分量的季节变化特征。向下短波辐射又称太阳总辐射， 受地形、 云量和太阳高度角的影响。夜间太阳高度角为0， 向下短波辐射为0［图5（a）］。各站点均位于藏东南峡谷中， 地形对向下短波辐射有一定影响， 日间太阳高度角高， 向下短波辐射也大。向上短波辐射又称地表反射辐射， 是地表对向下短波辐射的反射量， 与太阳总辐射同步变化， 秋冬季各站点下垫面植被枯萎， 春季地表植被开始生长， 但还未达到很茂盛， 地表性质相对稳定， 其日变化强度变化差别不大［图5（c）］。夏季， 藏东南地区雨水充沛， 地表植物生长茂盛， 下垫面性质变化， 地表反照率改变， 向上短波辐射增大。春季和冬季向下短波辐射日峰值约出现在14:00（北京时， 下同）， 夏季排龙站最大值约出现在13:30， 其余3个站约出现在14:30， 秋季， 丹卡站和排龙站向下短波辐射日峰值约出现在13:30， 墨脱站约出现在14:00， 卡布站约出现在14:30。向上短波辐射各站各季节日峰值出现时间基本同步。
图 5 2018年11月至2019年10月各辐射分量和净辐射季节日变化

Fig.5 The seasonal and daily variations of radiation components and net radiation from November 2018 to October 2019

已有研究表明（左大康等， 1991； 季国良等， 1987； 季国良和江灏， 1995）， 向下长波辐射的变化主要受气温、 天空云、 大气中的水汽、 气溶胶含量和海拔等的影响。海拔高， 气压低， 大气中水汽含量和气溶胶少， 向下长波波辐射小， 其中丹卡站海拔最高， 向下长波辐射最小， 其次排龙站， 墨脱站和卡布站海拔低， 向下长波辐射大。卡布站虽海拔较墨脱高， 由于受气温和云量及气溶胶等影响， 向下长波辐射日峰值大于墨脱站。各站季节日变化特征均呈单峰变化， 强度在夏季最大， 春秋季日变化强度相当， 冬季最小。向上长波辐射是地表辐射平衡中的重要分量， 又称为地表辐射， 与地表温度的四次方成正比。由此可以看出， 夜间丹卡站地表温度最低， 排龙站次之， 春夏季节， 夜间卡布站地表温度低于墨脱站， 向上长波辐射卡布站小于墨脱站， 到了秋冬季节， 墨脱站夜间地表温度高于卡布站。日间， 丹卡站海拔高， 温度低， 向上长波辐射小， 其余3个站向上长波辐射强度差别不大。各站长波辐射日峰值出现时间在14:00 -16:00， 较短波辐射而言， 有明显的滞后性。
净辐射是各辐射分量共同作用的结果（忽略植被冠层的热储存）， 它反映了进入地气系统中的可利用能量。夏季夜间净辐射大， 冬季小。日间， 夏季墨脱站净辐射最大， 冬季最小， 春季排龙站净辐射最大， 各站净辐射强度均为夏季>春季>秋季>冬季。

3.2.2　土壤热通量变化特征

土壤热通量是土壤表层与深层之间热交换状况的反映， 是地表能量平衡中的重要组成部分。土壤热通量与净辐射变化密切相关， 丹卡站， 排龙站， 卡布站， 墨脱站与净辐射相关系数分别达到了0.89， 0.94， 0.842和0.752， 均在0.01的水平上显著相关。夜间， 土壤热通量为负值， 从土壤向大气输送热量， 日间土壤热通量为正值， 土壤从大气中吸收热量。春夏季热通量日变化值较秋冬大， 土壤热通量季节日变化强度排龙站>墨脱站>丹卡站>卡布站， 排龙站下垫面为砂石和草地， 吸收能量更多， 土壤热通量较其他站点大， 而卡布站植被较茂盛， 植被阻挡了部分能量进入土壤， 土壤热通量最小。其排龙站、 墨脱站、 丹卡站和卡布站夏季最大日峰值分别为118.64， 95.87， 79.90和41.72 W·m-2。排龙站各季节日峰值出现时间在13:00 -14:00， 卡布站在13:30 -16:00， 丹卡站在13:30 -15:00， 墨脱站在14:30 -15:00。2018年11月至2019年2月， 及2019年9月， 2019年10月土壤热通量均为为负值， 秋季和冬季土壤释放热量， 春季和秋季吸收热量［图6（b）］， 土壤热通量强度夏季>春季>秋季>冬季， 这与杨成等（2020）得出的结果一致。夏季净辐射增加， 可利用能量增加， 进入土壤中的能量增加， 传输的能量也增大。且除墨脱站在8月土壤热通量最大外， 其余各站均在6月达到最大， 与净辐射变化基本一致。丹卡站年土壤热通量最大， 为1.7707 W·m-2， 其次为排龙站（0.6314 W·m-2）， 墨脱站和卡布站年土壤热通量较小， 分别为0.1995 W·m-2和-0.1432 W·m-2（表3）， 土壤热通量随海拔降低而减小。
图 6 2018年11月至2019年10月土壤热通量变化

Fig.6 Variations of soil heat flux from November 2018 to October 2019

表 3 各站点土壤热通量季节变化

Table 3 Seasonal variation of soil heat flux at each site

季节 土壤热通量/（W·m-2）
卡布站 丹卡站 墨脱站 排龙站
春季 3.3432 4.2073 3.9797 5.7136
夏季 3.5228 8.2467 7.2336 7.0094
秋季 -3.0792 -2.2174 -5.6157 -4.7350
冬季 -4.3594 -3.1537 -4.7898 -5.4569
全年 -0.1432 1.7707 0.1995 0.6314

3.3　地表能量闭合率

近地层能量闭合（感热和潜热通量之和一般总是小于净辐射与土壤热通量之差）问题是多年来困扰陆气相互作用过程研究的难点之一。王介民等（2009）指出应用EC方法观测到的热通量之和往往比可利用能量小10%~30%， 武建军等（2014）以EBR频数异常分布情况来分析近地层能量不闭合的原因， 结果表明近地层能量不闭合情况主要出现在夜间及日出日落时， 夜晚没有太阳短波辐射， 湍流活动弱， 大气处于稳定层结， 能量平衡各分量数值都较小， 利用EBR 频数分析能量闭合情况时很容易出现异常情况。本文采用最小二乘法（OLS）来分析各个站点的能量闭合率， 其回归方程的斜率代表能量闭合的程度。丹卡站能量闭合率为70.86%， 决定系数R 2为0.9160， 排龙站能量闭合率为68.91%， 决定系数R 2为0.9377， 卡布站能量闭合率为69.29%， R 2为0.9348， 墨脱站能量闭合率为67.23%， R 2为0.8068（图7）。表4展示了能量闭合度的季节变化特征， 各站在能量闭合率夏季>秋季>春季>冬季， 夏季处于植被生长期， 能量闭合率相对较高， 冬季处于非生长期， 闭合率低（岳平等， 2011）。其中夏季丹卡站能量闭合率最大， 为76.64%。从表4中可以看出， 各站均存在不同程度能量不闭合现象， 从许多学者已得出的不同站点能量闭合率研究， 如吕钊等（2020）得出， 冬季峨眉山日间闭合率为67.22%， 胡媛媛等（2018）计算得出那曲站的地表能量闭合率为66.4%， 珠峰站地表能量闭合率为40%， 纳木错站地表能量闭合率为64.9%； 岳平等（2010， 2011）得出锡林郭勒草原生长期的能量闭合率是83.5%， 黄土高原半干旱草地生长期地表能量闭合率为86.8%， 非生长期地表能量闭合率为76.5%， 李泉等（2008）得出当雄草原站的能量闭合率为53%。不同类型下垫面的能量闭合率相差较大， 草地下垫面闭合率高， 河滩砂石下垫面闭合率最低， 生长期高， 非生长期低。造成原因跟EC方法实际观测的潜热通量值偏小（Twine et al， 2000； Wilson et al， 2002； Xin et al， 2017； 胡媛媛等， 2018）， 土壤热通量观测和计算过程中所带来的误差， 其他能量项的忽略， 所使用计算方法误差， 下垫面的类型和观测下垫面的尺度以及对地表通量不准确计算都有关。
图 7 2018年11月至2019年10月各站点地表能量闭合率

Fig.7 Surface energy closure rate at each station from November 2018 to October 2019

表 4 各站点能量闭合率季节变化及其决定系数（ R 2）

Table 4 Seasonal variation of energy closure rate at each site and R 2

季节 丹卡站 排龙站 卡布站 墨脱站
能量闭合率 R 2 能量闭合率 R 2 能量闭合率 R2 能量闭合率 R 2
春季 70.08% 0.94 69.53% 0.90 65.36% 0.89 62.08% 0.83
夏季 76.64% 0.94 73.58% 0.87 72.69% 0.90 70.91% 0.80
秋季 74.08% 0.91 70.42% 0.86 70.53% 0.87 70.33% 0.80
冬季 64.69% 0.87 57.23% 0.91 56.23% 0.81 55.83% 0.73

3.4　地表通量和降水之间的关系

本文利用观测期间丹卡站、 排龙站、 墨脱站3个站探讨地表通量与降水关系（卡布站降水数据缺测）， 四个站点均位于雅鲁藏布江流域附近， 水汽非常充足， 丹卡站总计172天出现降水， 共计降水630.2 mm， 降水多为夜雨。排龙站总计215天出现降水， 共计降水1125.7 mm， 降水集中在5 -9月份， 墨脱站总计210天出现降水， 总计降水751.2 mm， 降水主要集中于6月和7月。
月平均地表通量变化与降水之间的关系（图8）表现为， 各站12月和1月降水量很小， 潜热同时也达到最小， 随降水逐渐增多， 大气中水汽含量增加， 水汽相变增多， 潜热相应增加。在旱季排龙站和丹卡站感热强度很强， 进入雨季以后， 感热强度减弱。墨脱站月感热通量变化特征表明， 夏季降水量并不能完全影响感热变化， 墨脱站海拔低， 气温高， 对感热影响程度超过降雨。土壤热通量在全年呈一个单峰变化趋势， 夏季降水多， 土壤湿度高， 土壤热通量大， 冬季降水少， 土壤湿度低， 土壤热通量小。降水通过改变土壤的温度和湿度来间接影响土壤层中热量的输送。
图 8 2018年11月至2019年10月平均地表通量与降水量月变化

Fig.8 Monthly mean surface flux and variation of precipitation from November 2018 to October 2019

图9为对各地表热通量分量进行九点平滑后的结果。从图9中可以看出， 藏东南地区进入雨季后， 日潜热通量大幅增加， 日感热通量减小。但各站点在日降雨增加或减少时， 热通量并没有立刻增加或减少， 而是在一定时间后， 才开始逐渐变化。对各站进行降水和热通量的相关性分析可得， 检验均通过95%的信度检验， 排龙站、 丹卡站和墨脱站日降水和日潜热的正相关系数分别达到0.349， 0.3146， 0.4427， 在有降水时期， 潜热偏高， 无降水时期潜热偏低。排龙站， 丹卡站， 墨脱站日降水与土壤热通量相关系数为0.297， 0.325， 0.378， 排龙站和丹卡站日降水与感热相关系数分别为-0.583， -0.308， 而墨脱站感热与降水有很弱的正相关性， 这是因为墨脱站温度高于其他站点， 其夏季平均温度高于其他站点约4 ℃， 温度对感热的影响超过了降水的影响。为进一步说明降水与各通量的关系， 选取降水较多的夏季进行分析（图10）， 夏季各站感热与降水具有明显的反向变化关系， 变化同步性较好， 排龙站和墨脱站， 土壤热通量与降水变化较为一致， 降水通过改变土壤湿度， 土壤湿度影响土壤热通量变化， 且丹卡站土壤热通量变化有弱的滞后性。潜热通量变化与降水存在明显的滞后性， 降水增多时， 一定时间后， 潜热增加， 降水减少， 潜热减小。所以对于降水较少的冬季来说， 近地层风速增大， 处于旱季， 有利于感热的增长， 水汽相变减少， 潜热减弱， 冬季气温低， 进入土壤的能量减少， 土壤热通量变为负值。而春季和秋季相对冬季和夏是个热通量变化的过渡阶段。
图 9 2018年11月至2019年10月九点平滑后的日平均地表通量变化与降水变化

Fig.9 Daily mean surface flux changes and precipitation changes after nine-point smoothing from November 2018 to October 2019

图10 2019年6 -8月九点平滑后的夏季降水日变化和夏季地表通量日变化

Fig.10 The daily change of summer precipitation and the daily change of surface oddity after the smoothing of nine-point from June to August 2019

4 结论与讨论

通过以上对藏东南峡谷地区入口、 中段和末端各地区地表通量变化特征的分析， 得出藏东南地区地表通量的一些变化特征， 得出如下主要结论：
（1） 夜间各站点潜热均大于感热， 各月平均日变化呈单峰变化特征。日间， 排龙站和丹卡站感热2018年11月至2019年4月较强， 2019年5 -10月较弱， 潜热反之。卡布站感热月平均日变化呈波动状， 潜热呈单峰变化， 墨脱站感热与潜热月变化特征相同， 均表现为先增加后减小。墨脱站潜热各月平均日变化峰值于6月达到最大， 排龙站、 丹卡站和墨脱站潜热于8月达到最大值。
（2） 各站点土壤热通量季节变化特征明显， 各站春夏季土壤热通量为正值， 秋冬季为负值。各站土壤热通量全年3 -8月为正， 土壤吸收热量， 2018年9月至2019年2月为负， 即春夏为正值， 吸收热量， 秋冬为负值， 释放热量。丹卡站年均土壤热通量最大， 排龙站次之， 墨脱站和卡布站土壤热通量较小。
（3） 各站地表辐射各分量季节日变化特征显著。各站点向下短波辐射季节日变化春季和夏季强于秋季和冬季， 各站点各季节日变化强度相当； 向上短波辐射明显的表现为夏季大， 且各站夏季日峰值表现为卡布站>排龙站>丹卡站>墨脱站； 向上长波辐射和向下长波辐射季节日变化强度较短波辐射大， 丹卡站向下长波辐射和向上长波辐射在各季节均最小， 卡布站向下长波辐射各季节均最大。净辐射是各辐射分量共同作用的结果， 季节日变化强度表现为夏季>春季>秋季>冬季。从各辐射分量季节日变化峰值出现看， 长波辐射日峰值出现时间较短波辐射晚。
（4） 丹卡站、 排龙站、 墨脱站和卡布站各站的能量闭合率分别为70.86%， 68.91%， 69.29%和67.23%。各站季节性能量闭合率均呈夏季>秋季>春季>冬季的变化特征。
（5） 潜热、 感热和土壤热通量与降水之间关系密切， 当降水增多时， 地表附近水汽相变增加， 潜热增加， 土壤热通量增加， 感热减小， 即降水抑制感热增加， 促进潜热增加； 当降水减少时， 地表附近水汽相变减少， 潜热减小， 土壤热通量减小， 感热增加。但是， 潜热、 感热和土壤热通量对降水变化的响应并不同步， 潜热对降水的变化有明显的滞后性。
以上是各站点地表通量的一些基本变化特征， 也代表了藏东南峡谷地区不同下垫面地表通量的变化特征， 通过上述研究可以进一步了解藏东南峡谷地区近地层地表通量的变化， 加深对高原山地地区陆面相互作用过程中近地层能量交换的认识。当然， 本文现在所做的研究还存在一定的局限性， 如选取时间范围较短， 选取站点不够多， 这些问题也将会在接下来的工作中进行改进， 以期达到更好的效果。

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