Plateau Meteorology

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2020 , Vol. 39 >Issue 4: 719 - 728

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00073

Analysis of the Turbulent Fluxes of Water & Heat Exchange between the Zoige Alpine Wetland and Atmosphere

  • Xuancheng LU , 1 ,
  • Jun WEN , 1 ,
  • Hui TIAN 2 ,
  • Yue YANG 1 ,
  • Aoli YANG 1
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  • 1. College of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology/ Sichuan Key Laboratory of Plateau Atmosphere and Environment, 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, Lanzhou 730000, Gansu, China

Received date: 2019-04-09

  Revised date: 2019-08-22

  Online published: 2020-08-28

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Highlights

The water & heat exchange fluxes between wetland and atmosphere have significant impact on the land surface process and even the weather and climate change.It is of great significance to accurately quantify the water & heat exchange fluxes between the wetland and the atmosphere.By using the observation data of the eddy-covariance system in the Zoige alpine wetland Land Surface Process and Climate Change Observatory (hereinafter referred to as “Flower Lake Observatory”) of the Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, Chinese Academy of Sciences, from March 2017 to March 2018.The diurnal cycle characteristics of the sensible heat flux and latent heat flux in the Zoige wetland were analyzed by selecting three fully cloud-free days each season, and inter-compared to the observed values of Ngoring lake and Maqu grassland.The energy closure ratio over the Zoige alpine wetland was calculated.The results show that there are evident diurnal cycles in the water & heat exchange fluxes between the Zoige alpine wetland and the atmosphere.The diurnal variation cycle of sensible heat flux and latent heat flux are unimodal, reaching a maximum at 14:00 to 15:00 (Beijing time).The daily average of sensible heat flux in the cold and dry season is 18.0% larger than that in the warm and humid season; While the daily average of latent heat flux in the warm and humid season is 68.7% higher than that in the cold and dry season.The observed sensible heat flux and latent heat flux are also compared to the ones of the Maqu grassland and the Ngoring lake surface.It is found that the sensible heat and latent heat transported to the atmosphere from the surface of Zoige wetland is similar to that from the surface of Ngoring lake in summer.The diurnal cycle of the wetlands is much larger than that of the lake surface, which is around 4 to 7 times that of the lake surface.The diurnal cycle of sensible heat flux in the Maqu grassland is about 1.5 times of that in the Zoige wetland, while the total latent heat flux of the wetland in summer is about 1.2 times that of the grassland.Among the energy transported upwards from the surface, the proportion of energy imbalance is 27.7% in spring, 22.7% in summer, 15.7% in autumn, and 19.4% in winter.The wetland mainly transfers energy to the atmosphere in the form of latent heat throughout the whole year.The proportion of latent heat flux to the effective energy reaches 58.0% in summer.

Cite this article

Xuancheng LU , Jun WEN , Hui TIAN , Yue YANG , Aoli YANG . Analysis of the Turbulent Fluxes of Water & Heat Exchange between the Zoige Alpine Wetland and Atmosphere[J]. Plateau Meteorology, 2020 , 39(4) : 719 -728 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00073

1 引言

全球气候变化对生态环境和水资源的影响以及它们对全球气候的响应通过陆面过程来实现（张强等, 2005）。而陆面过程的能量交换, 主要以辐射收支和陆-气间的感热和潜热交换的方式进行（陈金雷等, 2017）, 陆-气间水热交换对于陆面过程乃至天气气候系统有着不容忽视的影响（吕达仁等, 1997; 张永民等, 2007; 罗琪等, 2017）。准确地定量了解各种空间、 时间尺度的感热通量和潜热通量, 同时进一步分析陆-气间水热交换特征, 对天气气候、 农业、 水文和水资源管理等意义重大（徐安伦等, 2017）。
近年来, 随着涡动相关技术的快速发展, 涡动相关方法（Eddy Covariance technique, EC）已经成为国际公认的可直接测量陆地-大气间感热和潜热通量最为可靠的方法。国内学者也利用此方法对不同下垫面的水热交换情况进行了大量的研究: 吴家兵等（2005）采用涡动相关法与波文比-能量平衡法测算了长白山阔叶红松林的森林蒸散量, 发现两者日蒸散量的相关性较高（0.78）。表明涡动相关法（EC）与波文比-能量平衡法（Bowen Ratio-Energy Balance, BREB）在森林蒸散研究中有很好的一致性; 刘渡等（2012）利用涡动相关法观测了农田的蒸散情况, 发现涡动相关法测定的平均蒸散量明显低于蒸渗仪法观测值, 但两者显著相关（P<0.01）并且有相似的季节变化; Tonti et al（2018）研究了南美洲东南部盐沼的能量和质量交换特征, 发现潜热通量占比超过可利用能量的55%, 在大洪水事件后达到85%。但在多数研究中, 以高寒湿地为对象的工作开展较少。
湿地被称为“地球之肾”（李玉等, 2014）, 其在水源涵养、 降解污染、 维持生物多样性、 调节气候等方面有着不可替代的作用。若尔盖湿地地处青藏高原与中国季风区交接的区域, 是全球气候变化的敏感区（李建军等, 2016）, 研究若尔盖湿地近地面与大气间的水热交换特征具有重要意义。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）, 国内学者对高寒湿地生态系统的观测研究亟待丰富。基于此, 本文使用若尔盖湿地花湖观测场2017年3月至2018年3月的热通量观测数据, 分析若尔盖湿地近地面水热交换通量在各季节内的日变化特征, 计算了湿地下垫面的能量通量闭合率, 以期望增进对若尔盖湿地-大气间水热交换通量特征的认识。

2 基本观测信息介绍

2.1　观测站点介绍

若尔盖高寒湿地地处青藏高原东缘, 平均海拔约3500 m, 属于高原亚寒带半湿润大陆性季风气候, 位于东亚季风边缘区[图1, 该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)1593的中国地图制作, 底图无修改]。湿地2017年平均气温2.3 ℃, 降雨多集中于5 -10月, 2017年总降水量570.9 mm。若尔盖高寒湿地地处青藏高原与中国季风区交接的区域, 是全球气候变化的敏感区, 对气候变化具有指示意义（李建军等, 2016）。本文所使用的资料来源于若尔盖湿地花湖观测场（下称花湖观测场）。观测站点位于四川省阿坝藏族自治州境内的若尔盖高寒湿地的北部边界（33.9°N, 102.8°E）。观测场的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。水体常于12月前后进入冻结期, 次年4月前后解冻（郭斌等, 2018）。
图1 若尔盖高寒湿地的地理位置及地形

Fig.1 Location and topography of the Zoige alpine wetland

2.2　观测资料介绍

观测场内的主要观测系统包括涡动相关系统、 辐射观测系统以及土壤水热观测系统。涡动相关观测系统包括三维超声风速仪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。辐射观测系统为CNR4四分量净辐射传感器（荷兰 Kipp & Zonen B.V.）。土壤水热观测系统包括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.）、 109温度传感器（美国 Campbell Scientific, Inc.）。涡动相关系统观测高度2.4 m。辐射计高度1.6 m, 土壤热通量板观测深度10.0 cm。
本文所用通量资料来源于花湖观测场2017年3月至2018年3月的10 Hz观测资料。使用EddyPor（美国LI-Cor）软件, 对10 Hz资料以30 min为时间步长进行的分段, 通过计算每个分段与垂直风速脉动的协方差的方式得出通量数据。
在计算的同时, 观测数据也被进行了WPL修正(空气密度脉动修正), 并对偏差（与平均值之差的绝对值）大于5倍标准差的数据进行剔除。由于天气异常期间, 降水、 大风以及其他天气现象会造成观测仪器失灵或引起数据异常, 因此从所使用的资料中剔除了降水时次及其前后1 h的数据。其次, 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<0.1 m·s-1的数据进行平滑或剔除。针对以上因剔除而缺失的数据, 本文使用平均昼夜变化法(Mean Diurnal Variation, MDV)进行插补（徐自为等, 2009）。
文中使用的数据包括: 感热通量、 潜热通量、 净辐射通量、 土壤热通量、 5.0 cm和10.0 cm深度的土壤温度数据以及水平风速。本文以净辐射的正负为昼夜划分标准, 净辐射 R n 0 > 0则为白天, R n 0 < 0则为黑夜。需要注意的是, 文中出现的时间均为北京时间, 而若尔盖湿地的当地时间较北京时间晚1 h左右。
为充分体现季节特征, 在分析感热通量和潜热通量的季节变化时, 本文在每个季节中选取3个典型晴天进行平均, 以代表整个季节平均的变化特征。各季节选取的日期依次为: 春季2017年4月5日、 4月17日、 5月1日; 夏季2017年7月23日、 8月3日、 8月16日; 秋季2017年10月7日、 10月27日、 11月26日; 冬季2017年12月20日、 2018年1月31日、 2018年2月2日。

2.3　研究方法

涡动相关法（Eddy Covariance technique, EC）是一种直接测定物质垂直湍流通量的方法。和其他的处理方法相比, 涡动相关法所得的湍流通量数据均基于实际测量值, 不包含任何经验关系或假设, 即通过高频测量风速脉动、 温度、 水汽浓度, 从而计算某一时间段内（通常为30 min）平均垂直感热通量和潜热通量的值。目前, 涡动相关法是国内外公认的测量热通量较为可靠的方法（陈晗等, 2016）。
地表能量闭合是指: 地表的感热通量、 潜热通量、 土壤热流之和与净辐射达到平衡。（Sen et al, 2018）其公式如下:
R n 0 = H 0 + λ E 0 + G
式中: Rn 0为近地面的净辐射通量（单位: W·m-2）; H 0为近地面的感热通量（单位: W·m-2）; λE 0为近地面的潜热通量（单位: W·m-2）; G为土壤热通量（单位: W·m-2）。
但大量研究表明, 各观测站通常有10%~30%的能量不闭合(田志伟等, 2016; 杨启东等, 2012)。本文使用能量平衡比率（Energy Balance Ratio, EBR）来评价能量不闭合程度。能量平衡比率（EBR）是指长期湍流能量之和与可利用能量之和的比值, 可评价长期能量闭合状况（李宏宇等, 2012）。
E B R = ∑ ( H 0 + L E 0 ) / Σ ( R n 0 - G )  
在实际观测中, 需要考虑植物光合作用、 土壤热储存、 水平感热平流的影响, 因此将能量闭合方程改写为:
R n 0 = H 0 + λ E 0 + ( G + S + P + F )
式中: P为植物光合作用热储存（单位: W·m-2）; S为热通量板以上的土壤热储存（单位: W·m-2）; F为水平感热平流引起的能量净通量（单位: W·m-2）。
土壤热储存（S）在本文指土壤热通量板与地表之间存在的热储存。由于热通量板易受风蚀或降水的影响, 只能安置在地表以下5~20 cm处, 受热通量板上方土壤热储存的影响, 热通量板实测数据的振幅小于地表, 相位也会落后于地表。湿地下垫面为潜水和土壤的混合地表, 表层土壤的热容量较大, 故土壤热储存不可忽略, 所以需要将热通量板的数据进行订正。土壤热通量（G0）的计算公式为（Liebethal et al, 2005）:
G 0 = G 10 + ∫ 0 0.1 ∂ ρ s c s T z ∂ t d z
式中: G 0为订正后的地表热通量（单位: W·m-2）; G 10为地表以下10 cm的土壤热通量（单位: W·m-2）, 可通过土壤热通量板观测得到; 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）。
植物光合作用热储存（P, 单位: W·m-2）是指白天植物通过光合作用吸收光能的能量通量密度。光合作用的方程式为:
6 H 2 O + 6 C O 2 → 光 合 作 用 6 O 2 + C 6 H 12 O 6
假设二氧化碳通量的变化全由植物光合作用引起, 可通过二氧化碳净通量（Net Ecosystem Exchange, NEE）计算光合作用所消耗的光能。在Meyers et al（2004）的研究中, 每平方米土地一秒内同化2.5 mg CO2, 所消耗的热通量密度为28 W·m-2。
水平感热平流（F）指在不均匀下垫面上, 由空气水平方向有组织的运动所引起的感热净通量。花湖观测场位于湿地与陆地的交界处, 观测区域具有不均匀下垫面的特征, 因此由空气水平流动引起的感热平流不可忽视。其计算公式为:
F = - ρ a C p u ∂ T ∂ x + v ∂ T ∂ y
式中: ρ a为空气密度（单位: kg·m-3）; C p为空气定压热容（单位: J·kg-1·K-1）; u、 v为水平风速（单位: m·s-1）; T为温度（单位: K）。

3 结果与分析

3.1　湿地近地面感热通量晴天的日变化特征

从2017年若尔盖湿地近地面典型晴天条件下感热通量平均日变化（图2）可以看出, 各季节感热通量的日变化都为单峰型, 午后高而夜间低, 日变化范围约为150 W·m-2, 且季节间的差异不是很明显。00:00（北京时, 下同） -07:00, 由于没有太阳辐射的加热,
图2 2017年若尔盖湿地近地面典型晴天条件下感热通量平均日变化

Fig.2 Diurnal cycle of sensible heat flux under the typical sunny conditions of the Zoige wetland near the ground in 2017

感热通量维持较低值。太阳升起后, 地-气温差变大, 感热通量开始增加。感热通量日变化在14:00左右到达峰值, 最大值出现在冬季, 为101.7 W·m-2。随后, 由于太阳高度角的减小, 太阳对观测场地表的加热效应减弱, 感热通量的强度也持续降低。18:00 -24:00太阳落山地表温度迅速下降, 但由于近地面大气温度的递减率小于地表, 故出现近地面大气温度高于地表的情况, 产生了由大气向下至地表的感热输送, 此时感热通量在图2中为负值。各季节的日变化过程相当, 冬季白天感热通量峰值最高（101.7 W·m-2）, 比春夏秋季节内的最大值（93.0 W·m-2）高9.3%。感热通量的日变化与太阳辐射或净辐射的日变化有很好的相关性, 但影响感热通量的气象因子和地表参数很多, 这与解晋等(2018）的结论一致。
从若尔盖湿地近地面感热通量日变化的年分布（图3, 图中的色阶描述了感热通量的数值）中可以看出, 冬季和春季午后感热通量红色区域分布较为密集, 而夏季和秋季感热通量红色区域分布较为稀疏。说明寒冷干燥季节的感热通量强于温暖潮湿的季节的通量。经计算可知, 寒冷干燥季节（3 -5月和12月至次年2月）的感热通量日平均值比温暖湿润季节（6 -11月）大18.0%。这可以解释为冬季若尔盖湿地结冰而较为干燥, 潜热通量大幅减小, 在温暖潮湿情况下通过潜热通量向大气输送的能量转而以感热通量的形式向大气传输, 造成寒冷干燥季节的感热通量大于温暖潮湿季节。
图3 2017年3月至2018年3月若尔盖湿地近地面感热通量年变化

Fig.3 Annual cycle of sensible heat flux near the ground in the Zoige wetland from March 2017 to March 2018

3.2　湿地近地面潜热通量晴天的日变化特征

由2017年若尔盖湿地近地面典型晴天潜热通量平均日变化（图4）可以看出, 各季节潜热通量的日变化过程均为单峰型, 午后高而夜间低, 季节差异明显。08:00 -15:00, 随着太阳辐射的增强地表温度逐渐上升, 促进了潜热通量的输送。15:00左右达到最大值, 最大值出现在夏季, 为412.6 W·m-2。随后, 由于太阳辐射减小, 潜热通量也持续降低, 通常在次日凌晨达到最低值。这与谢琰等(2018)的结论一致, 太阳辐射是影响潜热通量相对大气因素控制的主要因子。次日00:00 -08:00, 由于湿地没有太阳辐射且地表温度较低, 水汽蒸发量较小, 潜热通量为低值且变化较小, 但此时潜热通量相较18:00 -24:00的值低一些。通常在03:00 -06:00会出现由大气向地表的潜热通量。可能由于此时地表温度较低, 有水汽凝结在地表。虽然各季节潜热通量日变化趋势大体相同, 但日变化幅度及峰值却有明显差异。夏季湿地近地面向大气的潜热通量的输送较强, 日变幅达417.8 W·m-2, 这主要归因于夏季较强的太阳辐射对地表的加热效应以及湿地地表充足的水分支持。春季潜热通量日变化的变化幅度（284.4 W·m-2）约为秋季（139.0 W·m-2）的2倍, 季节间差异明显。冬季由于是湿地的冻结期, 地表蒸发量很小, 日变化范围为55.3 W·m-2, 只有夏季的十分之一。总体而言, 湿地潜热通量日变化与太阳辐射或净辐射的日变化有很好的一致性, 且凌晨会出现大气向地表的潜热通量。
图4 2017年若尔盖湿地近地面典型晴天潜热通量平均日变化

Fig.4 Diurnal cycle of latent heat flux on a typical sunny day near the ground in the Zoige wetland in 2017

从若尔盖湿地近地面潜热通量日变化的年分布（图5）可以发现, 图中红色高值区集中在夏季午后, 春季和秋季多为绿色区域, 而冬季几乎全为蓝色低值区。湿地潜热通量的输送强度随季节变化明显, 潮湿温暖季节（6 -11月）的潜热通量远大于寒冷干燥季节（3 -5月及12月至次年2月）。经计算, 温暖潮湿季节潜热通量日平均值比寒冷干燥季节高68.7%。
图5 2017年3月至2018年3月若尔盖湿地近地面潜热通量年变化

Fig.5 Annual cycle of latent heat flux near the ground in the Zoige wetland from March 2017 to March 2018

3.3　湿地近地面与湖面的水热交换通量的比较分析

为分析比较湿地与湖面水热交换特征的差异, 本节选取鄂陵湖观测站2012年夏季（7月1日至9月30日）与若尔盖湿地2017年夏季（7月1日至9月30日）的近地面感热通量和潜热通量数据进行比较。对所选范围内每日相同时刻的数据进行平均（图6, 图7）, 以比较两地夏季的感通量日变化特征。
图6 夏季若尔盖湿地与鄂陵湖湖面感热通量季节平均日变化

Fig.6 Seasonal average daily cycle of sensible heat flux in the Zoige wetland and Ngoring Lake in summer

图7 夏季若尔盖湿地与鄂陵湖湖面潜热通量季节平均日变化

Fig.7 Seasonal average daily cycle of latent heat flux in the Zoige wetland and Ngoring Lake

由两地夏季平均的感热通量日变化图（图6）可以看出, 湿地近地面的感热通量日变化过程为单峰型, 白天高而夜间低, 其变化趋势与净辐射变化趋势几乎一致。而鄂陵湖湖面的感热通量却是早晨高, 傍晚低。当净辐射为正值时（08:00 -18:00）感热通量的数值持续下降, 而当净辐射小于零时（18:00至次日08:00）感热通量持续上升。这主要是空气与水体的比热容差异造成的。水体由于巨大的比热容以及内部热交换, 受净辐射加热（冷却）时温度升高（减小）不明显, 而空气比热容相对较小, 故存在明显的温度变化。凌晨空气温度远低于水体, 感热通量向上且数值较大。日出后湿地上的空气受更大尺度（超过湖泊尺度）陆气相互作用的影响, 其温度与水体的差异逐渐缩小, 感热通量的大小也不断下降, 在傍晚时到达最低值。
湿地数据最大值出现在14:30为56.6 W·m-2, 湖面数据最大值为08:00的28.6 W·m-2。湿地最大值约为湖面的2倍。湿地数据最小值出现在20:00为-2.2 W·m-2, 湖面数据最小值为18:00的13.4 W·m-2。可以看出湿地夜间会出现由大气向下的感热通量, 而湖面则稳定维持向上的感热通量, 且昼夜变化较小。湿地近地面的感热通量日较差为58.8 W·m-2, 鄂陵湖湖面为 15.2 W·m-2, 湿地感热通量日较差约为湖面的4倍。整体而言, 湿地感热通量的变化过程存在明显昼夜变化, 而湖面感热通量日变化不明显。湿地感热通量日变幅约为湖面的4倍, 而最大值约为湖面的2倍。对两地夏季数据求平均得到季节平均的感热通量值, 湿地为19.4 W·m-2, 湖面为21.6 W·m-2, 可见整个夏季中湿地与湖面对大气输送的感热总量相当。
从夏季若尔盖湿地与鄂陵湖湖面潜热通量季节平均日变化（图7）可以看出, 两地潜热通量的日变化过程都为单峰型, 白天高而夜间低。湿地潜热通量在00:00 -07:00保持低值, 日出后迅速升高, 在14:30左右到达峰值, 峰值为215.1 W·m-2。14:30以后持续降低, 全天最低值为5.2 W·m-2。而鄂陵湖湖面潜热通量的夏季平均日变化的变化趋势与湿地相似, 但变化幅度远小于湿地。00:00 -05:00, 潜热通量持续降低, 在05:00达到最低值, 最低值为61.9 W·m-2。日出后潜热通量开始持续增高, 最大值出现在16:00, 为89.8 W·m-2。随着净辐射的减小, 潜热通量持续降低, 通常在次日凌晨到达最小值。对比两地潜热通量日变化图可以发现, 湖面潜热通量日变幅远小于湿地, 湖面日变幅为27.9 W·m-2, 湿地为209.9 W·m-2。湿地潜热通量日变幅约为湖面的7倍, 说明湿地近地面潜热通量的昼夜变化较明显, 而湖面潜热的输送较为稳定。湖面全天潜热通量的数值都维持在60 W·m-2以上, 对夏季所有数据求平均得到的平均潜热通量为78.2 J·m-2, 而湿地平均潜热通量为74.6 J·m-2, 可见两地夏季向大气输送的潜热总量相当。

3.4　湿地与草地的近地面水热通量比较

为分析比较湿地与草地近地面的水热交换特征, 本节选取甘肃省甘南自治州玛曲草原观测站2017年7月1日至9月30日感热通量和潜热通量数据与若尔盖湿地近地面相同时间的数据与进行比较。对所选范围内每日相同时刻的数据进行平均（图8, 图9）, 以分析比较湿地与草原近地面水热通量的夏季平均日变化的差异。
图8 2017年夏季若尔盖湿地与玛曲草原感热通量季节平均日变化

Fig.8 Seasonal average daily cycle of sensible heat flux in the Zoige wetland and Maqu Grassland in the summer of 2017

图9 2017年夏季若尔盖湿地与玛曲草原潜热通量季节平均日变化

Fig.9 Seasonal average daily cycle of latent heat flux in the Zoige wetland and Maqu grassland in the summer of 2017

从湿地与草原的夏季平均日变化图中可以看出（图8）, 两地感热通量季节平均的日变化过程几乎一致, 都为单峰型, 但变化幅度差异明显。湿地近地面夏季的季节平均日变化最大值为56.6 W·m-2, 而草地近地面的最大值为79.4 W·m-2, 约为湿地近地面的1.5倍。湿地近地面的季节平均日变化的日较差为58.8 W·m-2, 草地近地面为89.5 W·m-2, 约为湿地的1.5倍。湿地近地面感热通量的日均值为19.3 W·m-2, 草地近地面为20.7 W·m-2, 湿地和草原感热输送的总量相当。可见, 若尔盖湿地近地面的感热通量日变化特征和玛曲草原的变化特征相似, 湿地感热通量日变幅小于草原, 全天感热输送的总量略小于草原。
从2017年夏季若尔盖湿地与玛曲草原潜热通量季节平均日变化（图9）中可以看出, 两地潜热通量的季节平均日变化趋势几乎一致, 都为单峰型。但湿地近地面潜热通量的季节平均日变化的最大值和变化幅度均大于草原近地面。湿地近地面的最大值为215.1 W·m-2, 而草地近地面为195.7 W·m-2, 湿地近地面最大值约为草地的1.1倍。湿地近地面年平均日变化的日较差为209.8 W·m-2, 草地近地面为196.7 W·m-2。湿地近地面日较差约为草地近地面的1.1倍。在潜热通量总平均值上, 湿地近地面为78.2 W·m-2, 草地近地面为64.9 W·m-2, 湿地近地面约为草地近地面的1.2倍, 可见湿地向大气输送潜热的总量大于草原向大气输送的潜热总量。

3.5　若尔盖湿地地表能量平衡分析

为定量描述不同季节湿地地表能量收支情况以及能量闭合度, 本节使用2017年3月至2018年3月晴天条件下的热通量数据, 计算了不同季节各热通量和的比例。在计算过程中, 考虑了土壤热储存对土壤热流数据的影响, 并进行了订正。引入了空气热储存项、 光合作用项等。
图10为2017年若尔盖湿地近地面各季节热通量比例图, 每栏左扇形图表示地表支出能量的组分, 右扇形图表示地表收入能量的组分。根据能量平衡原则, 左右两个扇形图所示物理量的能量之和数值上相等。为补充能量闭合度的描述, 本文也通过式（2）计算了若尔盖湿地能量平衡比率（EBR）春季为0.68, 夏季为0.75, 秋季为0.84, 冬季为0.80。
图10 2017年若尔盖湿地近地面各季节热通量比例

Fig.10 Proportion of heat flux in the seasons of the Zoige wetland near the ground in 2017

在地表向上输送的能量中, 能量不平衡所占的比例分别为春季27.7%, 夏季22.7%, 秋季15.7%, 冬季19.4%。秋季能量不平衡比例相对较低, 春季能量不平衡比例较高。这也许与湿地冻融过程中的能量转移有关: 春季湿地水体由冻结状态向液态转变, 一部分能量以相变潜热的形式被储存在湿地水体中。同时冻融过程中湿地地表反照率的变化, 也影响着湿地地表能量收支（Kim et al, 2018）。
春、 夏两季节地表收入能量全为净辐射提供, 而秋季和冬季地表收入的能量中分别有4.9%和36.4%的能量来自为土壤热流, 说明该季节地表对大气有加热作用。
春季、 夏季和秋季潜热通量所占比例最高, 在这三个季节中, 湿地近地面潜热通量对净辐射贡献最大。冬季由于湿地水体结冰, 潜热通量的比例降低, 但仍和感热通量相当。可见湿地全年主要以潜热的形式向大气输送能量。
夏季感热通量占能量支出比例最低, 为18.8%; 冬季最高, 为地表支出能量的42.5%,; 夏季潜热通量的比例最大, 为58.0%; 冬季最小, 为38.0%, 温暖潮湿季节地表能量主要以潜热的形式向大气输送, 而寒冷干燥季节感热输送和潜热输送比例相当; 结合湿地水体面积的季节性变化, 可以发现湿地下垫面水体覆盖率与其地表能量收支模态的变化存在一定联系（Zhao et al, 2017）。湿地存在较为明显的湖陆风, 可能会与北侧山坡的山谷风相互作用, 导致局地环流加强（张茜等, 2018）。
植物光合作用和空气热储存对湿地净辐射贡献较小, 通常只有地表支出能量的0.1%~1.6%, 夏季植物光合作用相对明显, 占比1.6%。因此光合作用引起的能量储存可以忽略。

4 结论

本文对2017年若尔盖湿地近地面的水热交换过程进行了分析, 取得了以下结论:
（1） 若尔盖湿地近地面感热通量和潜热通量存在明显的日变化特征。典型晴天下日变化过程为单峰型, 与太阳辐射的日变化有很好的相关性。寒冷干燥季节的感热通量大于温暖潮湿季节（18.0%）, 温暖潮湿季节的潜热通量大于寒冷干燥季节（68.7%）。
（2） 若尔盖湿地近地面与鄂陵湖湖面夏季向大气输送的潜热通量总量相当, 湖面潜热通量平均值略大于湿地（4.8%）, 但湿地日变化幅度远大于湖面, 约为湖面的7倍。湖面感热通量平均日变幅小于湿地, 但其总量超过湿地（10%）。若尔盖湿地近地面白天潜热通量强于玛曲草原（20%）, 日变化幅度两地相当。白天草地感热通量略强于湿地（5.0%）, 但草原感热通量日变化幅度为湿地的1.5倍。
（3） 通过计算若尔盖湿地各季节的能量平衡比率（EBR）可知, 春季闭合度为0.68, 夏季为0.75, 秋季为0.84, 冬季为0.80。湿地全年主要以潜热的形式向大气输送能量。秋冬季节地表对大气有加热作用。空气热储存与植物光合作用对净辐射的贡献较小, 可以忽略。

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