陆地表层是一个复杂的生态环境系统, 占有全球表面30%的面积。在太阳辐射的驱动下, 陆地与大气间进行着水热和CO₂交换, 从而对区域天气及气候产生重大影响。因此, 地-气间水热及能量交换是陆面过程研究的核心问题, 陆-气间物质与能量交换对区域气候变化有着深远的影响(吕达仁等, 1999; 张永民和赵士洞, 2007)。陆-气间潜热通量与感热通量作为近地面热量平衡中的重要分量, 已经成为气象学、大气边界层气象学和大气物理学研究的热点(王介民等, 2007; 马耀明等, 2008; 李茂善等, 2008)。感热通量和潜热通量代表了近地面和大气间的水热交换程度, 并通过非绝热加热局地大气层, 对局地大气环流和气候有重要的影响(雷慧闽等, 2007; Krakauer et al, 2013; 吴国雄等, 2016)。

湿地是地球上一类重要的生态系统, 是陆地和水体的混合下垫面。湿地在水源涵养、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, 被称为“地球之肾”(李玉等, 2014)。青藏高原地形高大, 其动力和热力作用不仅在很大程度上控制着青藏高原及邻近地区的天气气候变化, 对全球气候异常与东亚大气环流及我国灾害性天气的发生和发展均有重大影响(马耀明等, 2014)。

我国高寒湿地主要分布在青藏高原东部地区, 位于青藏高原主要生态屏障的关键区域, 而黄河源高寒湿地位于我国青藏高原东北部, 是我国黄河上游最为重要的水源涵养区, 对黄河源区水资源的形成和供给有重要的贡献(刘昌明和郑红星, 2003; 张雯等, 2015)。在过去几十年里, 我国学者对青藏高原不同下垫面水热交换进行了大量的研究(刘辉志等, 2002; Gu et al, 2015), 但对黄河源区高寒湿地下垫面的水热交换过程还缺乏深入认识。基于以上论述, 本研究将以黄河源高寒湿地陆-气相互作用作为研究对象, 结合已有黄河源陆面过程观测试验, 利用2013年7-10月陆面过程晴天观测数据, 主要是因为晴天时近地面热通量的变化相对较为稳定, 且晴天条件下的数据较为可靠。由于水热和碳交换夏季特征明显, 故而分析7-10月的特征。晴天条件是根据向下太阳辐射观测数据每月选取3~4天无云天气, 有较好的代表性。本文将分析研究黄河源区高寒湿地下垫面感热、潜热通量和CO₂交换通量日变化特征, 以期增进对黄河源区湿地-大气间水热交换过程的认识。

研究区域位于青海省境内玉树州北部曲麻莱县麻多乡(图 1)的高寒湿地, 地处青藏高原黄河源头, 属于典型的高原高寒气候带, 主要气候特征是高寒、日照时间长、太阳紫外线辐射强烈(张海宏等, 2013a)。该区域气候上分为冷暖两季, 冷季长达7~8个月, 暖季只有4~5个月。研究区内平均海拨4500 m以上, 年均气温-3.3 ℃, 年均降水量380~470 mm(罗栋梁和金会军, 2014)。本文陆面过程观测试验区域麻多乡位于青海省曲麻莱县境东北部, 地理位置为92°56′E-97°35′E, 33°36′N-35°40′N, 距县府驻地约220 km, 麻多试验站位于麻多乡西南, 下垫面以高寒草甸和湿地下垫面为主, 地势平坦开阔, 雨季期间地面有积水, 形成湿地下垫面, 具有重要的水源涵养功能, 对区域气候变化有重要影响(韩有香和李国山, 2011)。

图 1(Figure 1)

图 1 黄河源区地表覆盖类型和中科院西北研究院麻多黄河源气候与环境变化观测站地理位置 (a)地表覆盖类型, (b)黄河源区位置, (c)涡动相关观测系统, (d)边界层气象观测塔 Figure 1 Land cover of the Yellow River source region and the geographic location of the Maduo climatological and environmental observation station of Northwest Institute of Eco-Environment and Resources, Chinese Academy of Sciences. (a) land cover map of the Yellow River source region, (b) the geographic location of the Yellow River source region, (c) Eddy Covariance System, (d) the boundary-layer meteorology tower

所用陆面过程观测试验设备主要包括一套涡动相关通量观测系统和一套常规气象要素测量系统。涡动相关系统包括一个开路远红外CO₂/H₂O气体分析仪(LI7500A, LI-COR Inc, USA), 一个三维超声风速仪(CSAT3, Campbell Scientific Inc, USA)和数据采集器(Model CR5000, Campbell, Utah, USA)。涡动相关系统主要测量离地面4.5 m处的空气相对湿度和风速脉动, 四分量净辐射传感器(Four-Component Net Radiation Sensor, CNR01型)安装在离地面1.5 m测量高度, 土壤温度传感器(Temprature Probe, 109型)和土壤水分传感器(Water Content Reflectometer, CS616型)分别测量5 cm、10 cm、20 cm、40 cm、80 cm和160 cm深土壤温湿度, 土壤热流板埋设在5 cm和20 cm深度。仪器采样频率为10 Hz。为了减少观测引起的不确定性, 对数据进行了质量控制和处理。在数据分析前, 利用涡动相关数据处理软件(Edire软件)对数据进行坐标轴旋转和WPL修正(空气密度脉动修正)了由于空气水热传输引起的CO₂和水汽密度波动造成的通量计算误差。由于降雨、标定和仪器故障(如系统维护、电压不稳、断电等)等原因必然会造成数据缺失和一些异常点的出现。本研究选取了质量控制后30 min的观测数据, 剔除一些异常或偏离较大的观测数据(去除野点)。根据观测数据中向下太阳辐射日变化特征, 每月选取3~4天晴天条件下的观测数据, 分析近地面水热交换通量各分量的日变化特征。

涡动相关法是目前国内外研究陆-气间物质和能量交换的一种最为可靠的微气象学方法, 可直接测量局地空气温度、空气水分和风速湍流脉动变化值, 进而计算出湍流通量, 目前已经广泛应用在生态系统中陆-气间水热和CO₂交换通量观测中。本文系统分析了高寒湿地下垫面晴天条件下水热交换各参量的日变化过程。本文统一采用北京时间, 但需要指出的是, 研究区域地方时比北京时约晚1 h。

波文比-能量平衡法(Bowen Ratio-Energy Balance Method, EREB)是Bowen于1926年提出的(强小嫚等, 2009; 向胶等, 2016), 用于估算潜热能量与感热能量, 是基于地表能量平衡原理计算蒸散发的方法。根据能量守恒定律, 植被冠层接收的能量等于支出的能量, 能量平衡方程为:

式中: R_n为太阳净辐射(单位: W·m^-2); G为土壤热通量(单位: W·m^-2); H和LE分别为感热通量和潜热通量(单位: W·m^-2)(E是垂直方向上的水汽通量(单位: kg·m^-2·s^-1), L为水汽化潜热系数(单位: J·kg^-1)。其中, R_n、G可以实测得到, 潜热通量和感热通量可以通过湍流脉动量计算得出。

波文比(Bowen Ratio)是感热通量和潜热通量之比, 是反映生态系统能量状况的重要参量, 可综合反映地表水热特征。在稳定的天气下, 白天波文比变化相对稳定。(刘树华和刘和平, 1996; 宋从和等, 1996; Savage et al, 2009)。

能量平衡闭合是指近地面湍流通量与有效能量之间的平衡。在运用涡旋相关技术测定物质和能量通量系统中, 能量平衡表示如下:

式中: LE为近地面潜热通量(单位: W·m^-2), H为近地面感热通量(单位: W·m^-2), R_n为近地面的净辐射通量(单位: W·m^-2), G为地表土壤热通量(单位: W·m^-2), 即下垫面土壤内部的热交换。ΔS指近地层植被冠层或表层土壤储存的热通量(单位: W·m^-2)。由于ΔS值很小, 通常在分析能量闭合时忽略不计。当湍流能量与有效能量相等时, 可以认为是能量平衡闭合, 反之为近地面能量平衡不闭合(闭建荣, 2008; 甄晓杰等, 2009)。

为了揭示晴天条件下黄河源高寒湿地-大气间水热和CO₂交换通量的日变化特征, 本研究分别选取麻多陆面过程观测试验期间2013年7月20-22日, 8月7日, 12-14日, 9月12-13日, 27日及10月8-11日的晴天条件的湍流通量数据, 求取其平均值(图 2), 从图 2中可以看出, 7-10月, 晴天条件下感热通量的日变化过程总体上呈单峰型。白天由于太阳辐射较强, 导致黄河源高寒湿地表面温度高于近地面空气温度, 感热通量向上传输, 在12:00-14:00期间数值较大, 最高值出现在9月15:00, 达到了150.0 W·m^-2。在夜间, 高寒湿地表面温度低于大气温度, 感热通量向下传输, 特别是在9月; 10月夜间感热通量的绝对值大于9月其值, 可见10月夜晚感热通量向下输送较强。在几个日变化过程中, 9月感热通量日变幅最大, 10月次之, 8月最小。7月和8月高寒湿地感热通量日变化的变幅相当, 说明潮湿季节(7-8月)的感热通量最大值要比寒冷季节(9-10月)的低一点。但7月感热通量日变化的波动较大, 说明7月该地区大气状况更加不稳定。这一结果与黄土高原半干旱区的感热通量变化趋势类似(李宏宇, 2010), 夜间感热通量较小, 日出后感热通量迅速增大, 在午后达到最大值, 感热通量的最大值达到了225.6 W·m^-2。本文研究结果与马耀明等在青藏高原中部草原下垫面的结果也类似(马耀明等, 2002)。主要的原因是湿地下垫面的反照率在不同时期的差异, 导致对近地层大气的加热效应也不同。

图 2(Figure 2)

图 2 2013年7-10月麻多湿地-大气间晴天条件下感热通量的日变化 Figure 2 Diurnal variation of sensible heat flux on cloud-free days at Maduo wetland from July to October 2013

通过2013年植被生长季节几个晴天条件下黄河源高寒湿地-大气间潜热通量的平均日变化过程(图 3)中可见, 潜热通量日平均变化总体上呈单峰型, 潜热通量的日变化特征表现为:夜间较低且变化较小, 日出后逐渐增高, 一般在15:30-16:00期间达到最大值, 最高值出现在2013年7月16:00, 达到了300.0 W·m^-2, 期间会出现波动, 日落后趋于稳定, 夜间变化幅度很小。总体而言, 夏季(7月和8月)的潜热通量峰值明显大于秋季(9月和10月)。青藏高原东部玛多草甸下垫面潜热通量不同月份的日变化与该地区相近, 在7-10月期间8月最大, 10月最小(张海宏等, 2013b)。对锡林浩特草原下垫面, 感热和潜热日变化最大值出现在12:00左右(岳平等, 2010), 而草地生态系统正午前后会出现持续数小时的潜热通量平稳或下降趋势, 土壤湿度和植被的差异对此有比较大的影响。

图 3(Figure 3)

图 3 2013年7-10月麻多湿地-大气间晴天条件下潜热通量的日变化 Figure 3 Diurnal variation of latent heat flux on typical cloud-free days at Maduo wetland from July to October 2013

从黄河源区高寒湿地下垫面不同月份感热通量和潜热通量占净辐射的比例(图 4)可以看出, 在2013年7月和8月, 特别是白天, 二者之比数值比较稳定, 感热通量占净辐射的比例日变幅不大, 而9月和10月感热通量在白天下午时, 二者之比数值显著增加。潜热通量占净辐射比例白天为正, 夜间为负值, 说明在高寒湿地下垫面, 夜间的负潜热输送不可忽略。二者之比数值白天数值较大, 不同月份数值相差较大, 日出或日落前后变化过程呈现不连续。

图 4(Figure 4)

图 4 2013年7-10月麻多湿地-大气间晴天条件条件下感热通量(a)和潜热通量占净辐射比例(b)的日变化 Figure 4 Diurnal variation of sensible heat flux to net radiation ration (a) and latent heat flux to net radiation ration (b) at Maduo wetland from July to October 2013

如果将潜热通量与净辐射和感热通量之比作为波文比, 即︱Hs/LE︱, 则波文比反映了观测下垫面实际蒸散发的大小。从2013年7-10月黄河源麻多高寒湿地-大气间晴天条件下波文比日变化过程(图 5)可以看出:在整个植被生长季节, 黄河源高寒湿地下垫面白天波文比维持正值, 上午数值较小, 下午数值较大。这主要是在下午, 随着下垫面吸收的太阳辐射能增加, 下垫面被加热, 用于蒸散发消耗的热量增加, 而且7月和8月数值明显大于9月和10月。所以黄河源高寒湿地湍流通量中潜热通量占主导地位, 生态系统的能量消耗以潜热为主, 白天波文比为正值, 相对稳定。而夜间由于感热和潜热通量观测相对误差较大, 波动也较大, 净辐射通量较小, 因此, 在实际分析日变化过程时忽略夜间的波文比(宋从和, 1993)。

图 5(Figure 5)

图 5 2013年7-10月麻多湿地晴天条件下波文比日变化 Figure 5 Diurnal variation of Bowen Ratio at Maduo wetland from July to October 2013

近地面能量平衡闭合程度是检验湍流通量涡动相关观测值质量最为直观的指标。近地面能量闭合的理想状况是有效能量(R_n-G-ΔS)和湍流通量(LE+H)线性回归的斜率为1.0, 截距为0。但由于下垫面不均匀性, 对能量储存项考虑也不同, 再加上没有考虑水平平流项对能量平衡的贡献。在实际情况下, 能量各分量很难闭合。利用2013年7月16日至10月19日的(LE+H)与(R_n-G)进行闭合度分析(图 6)。由图 6可知, 2013年7-10月闭合度达到48.8%, 总体上闭合度较差。这可能是没有考虑湿地下垫面的土壤热储存项以及平流项等, 需要进一步的探讨。

图 6(Figure 6)

图 6 2013年7-10月麻多高寒湿地-大气间能量平衡闭合度 Figure 6 Energy closure between wetland and atmosphere at Maduo wetland from July to October 2013

由于植被冠层的光合作用, 陆地表层与大气间有CO₂的交换, 由涡动相关法的到生态系统的CO₂交换量, 正值代表系统净排放CO₂交换通量, 负值代表系统净吸收CO₂, 整体来说麻多高寒湿地的NEE日动态为“U”型曲线。白天为碳吸收(CO₂交换通量为负值), 夜晚为碳排放(CO₂交换通量为正值)(宋长春, 2003; 何文等, 2010)。

光合有效辐射是控制光合作用的主要因素之一, 所以它的大小也对CO₂交换通量的大小有着强烈的影响(吴志翔等, 2014)。在整个观测试验期。06:00-07:00日出后生态系统开始吸收CO₂, 随着光合有效辐射的增加, 光合作用逐渐增强, 湿地的NEE值由净排放转为净吸收, 大约在12:00-13:00左右达到吸收峰值。由于太阳辐射和气象条件的变化, CO₂交换通量在这期间也会有波动。在19:00左右生态系统开始释放CO₂。10月由于太阳辐射较弱和植被减少的原因, NEE值偏低, 7月最高。CO₂吸收的日最大值为0.55 mg·m^-2·s^-1, 出现在7月21日12:30, CO₂排放的日最大值为0.20 mg·m^-2·s^-1, 出现在7月21日02:30。

图 7(Figure 7)

图 7 2013年7-10月麻多湿地-大气间晴天条件下CO2交换通量的日变化 Figure 7 Diurnal variation of CO2 exchange flux on typical cloud-free days at Maduo wetland from July to October 2013

本研究通过对黄河源麻多地区高寒湿地下垫面2013年7-10月期间陆面过程观测试验数据分析, 得到以下主要结果:

(1) 黄河源区高寒湿地下垫面潜热通量和感热通量有日变化过程, 日出后感热通量逐渐增高, 峰值出现在12:00-16:00。感热通量的最高值出现在2013年9月15:30, 达到了150.0 W·m^-2。潜热通量的最高值出现在2013年7月21日16:00, 达到了300.0 W·m^-2, 之后逐渐降低, 日落后趋于稳定。潜热通量始终为正值, 表现出了湿地较强的水源供给功能, 以供陆-气界面间水分蒸散发, 感热潜热的日变化受到温度和降水的综合影响。

(2) 由近地面波文比变化分析结果得到:黄河源区高寒湿地生态系统的能量消耗主要以潜热为主, 且能量的闭合度较差, 只达到了48.8%。

(3) 黄河源高寒湿地净生态系统的CO₂交换(NEE)变化特征呈“U”型曲线, 随着光合有效辐射的改变有明显的变化, 日出后系统CO₂交换通量, 在中午达到峰值, 之后慢慢降低, 夜间系统释放CO₂, 7月CO₂交换通量值最高, 10月偏低, CO₂交换通量的日最小值为-0.55 mg·m^-2·s^-1, 出现在7月12:30, 表现出了温度对于湿地系统CO₂显著的影响, 尤其在高海拔高寒地区, 昼夜温差变化很大, 因此也成为控制CO₂交换通量的重要环境变量。