1 引言

青藏高原(简称高原)平均海拔4000 m以上, 是世界上海拔最高的高原, 面积约为290×10⁴ km², 其热力和动力作用直接作用于对流层中层, 对东亚乃至全球的气候有重要影响。早在20世纪中期叶笃正等(1957)就已经指出夏季高原上空为北半球最大热源。随着高原野外观测试验的不断开展[如: 1979年“第一次青藏高原气象科学实验(QXPMEX)”、1982—1983年“青藏高原冬季地面热源补充观测”、1998年“第二次青藏高原大气科学实验(TIPEX)”、“亚洲季风能量水分循环青藏高原试验(GAME-Tibet)”、“亚澳季风能量水分循环青藏高原试验(CEOP/CAMP-Tibet)”等], 观测资料的不断完善, 对高原热力作用及其对气候变化的响应研究也不断深入。Yanai et al(1992)强调了近地层地气能量输送过程中地表感热、潜热通量的重要性。感热通量与近地层风速、地气温差密切相关, 最大值出现在春季, 最小值在夏季; 而潜热通量主要与降水、土壤湿度相关, 最大值出现在夏季, 最小值出现在冬季。同时高原的热力作用影响我国不同地区的降水异常。高原的感热加热异常通过影响高原周边垂直环流场, 影响西北降水异常, 导致我国西北干旱(徐国昌等, 1994; 张雪梅等, 2010; 周俊前等, 2016); 通过影响南亚高压强度和位置, 影响川渝地区夏季降水(朱乾根等, 1997; 梁玲等, 2013); 通过影响东亚季风爆发的时间、地点和强度, 进而影响我国东部降水(刘新等, 2002; 吴国雄等, 2004; 顾思南等, 2015)。可见, 高原的热力状况对大气环流以及中国区域降水具有重要影响。

鉴于高原地表热通量在陆-气能量交换中的重要作用, 许多学者研究了高原地表热通量的时、空分布特征。由于高原下垫面的复杂性, 因此在不同季节不同下垫面地-气能量交换的主要形式不同。高原西部地区地-气能量交换以感热通量为主(李国平等, 2003); 高原东部地区夏季地-气能量交换以潜热通量为主(李英等, 2009)。从空间上看, 高原感热通量呈西大东小, 而潜热通量为东大西小, 主要和高原气候背景和植被的空间分布有关。孟加拉湾水汽受喜马拉雅山的影响不能进入高原西部, 而能到达高原的东南部, 造成高原东部为湿润区, 植被丰富, 西部为干旱区, 地表主要为裸土。高原不同下垫面不仅地-气能量交换的主要形式不同, 而且地表热通量的年际变化趋势也不一致。李栋梁等(2003)指出地表感热通量较大的地区年际变率较大, 且夏季高原东部地区感热有减弱趋势, 而高原西部地区则相反。张杰等(2009)通过对高原东部潜热通量的分析发现, 潜热通量分布不均匀, 高原北坡受西风带影响, 潜热通量的年际变化与高原主体变化趋势并不一致。基于气象业务站观测资料和再分析资料发现, 高原整体地表感热通量在1980 —2006年呈减小的趋势(Yang et al, 2011; Duan et al, 2008)。竺夏英等(2012)对5套再分析资料比较发现, 5套再分析资料的感热通量在1980—2006年均呈减弱趋势, 但不同的再分析资料得到的感热通量大小差异明显, 最大差异值可达20 W·m^-2以上。再分析资料能否真实的反映高原地表热通量的大小有待进一步证实。此外, 在全球变暖的背景下, 高原积雪厚度逐渐减小(Si et al, 2013), 高原的地表热通量近十几年的变化趋势值得讨论。

作为高原主体和核心的藏北高原地区地域辽阔, 平均海拔4500 m以上, 是高原的主影响区。选用藏北中国科学院那曲高寒气候环境观测研究站2002—2015年站自动气象塔站(AWS_Tower)和2011—2014年涡动相关系统(EC)的观测资料, 利用地表能量平衡组合法和涡动相关法计算高寒草地下垫面湍流通量, 率定两种方法计算的湍流通量得到一个长时间连续的地表热通量序列, 深入分析那曲高寒草地下垫面地面热源长时间变化规律及其与气候影响因子的关系, 以期对高原陆面过程的研究有所贡献。

2 资料选取和方法介绍 2.1 资料选取

那曲站BJ观测点(下称那曲站)是藏北高原大气边界层观测网络那曲站的主观测点, 位于西藏自治区那曲县城西南19 km处罗玛镇娘曲村附近(31.37°N, 91.90°E)。那曲站附近四面开阔, 植被主要为高寒草甸或草原, 植被高度为10~20 cm。那曲站所在的那曲地区位于藏北冈底斯山脉、念青唐古拉山脉和唐古拉山脉之间, 海拔在4500 m以上, 属于高原亚寒带季风半湿润气候区, 气候寒冷且相对干燥, 多年平均温度为-0.5 ℃, 平均年降水量为455.1 mm。选用的观测资料、观测仪器和架设高度(埋深)见表 1。时间步长统一调整为30 min。

2.2 地面热源强度计算公式

地面热源强度S及其组分配置可以表述为:

$ S = H + LE, $

(1)

式中: H和LE为组分配置, 分别为地面感热通量和潜热通量, 由涡动相关法和地表能量平衡组合法(简称组合法, Combination Method, CM)计算获得。严晓强等(2018)研究表明, 涡动相关法是目前认为最接近湍流实际情况的计算方法, 但高原投入使用时间较短; 基于能量平衡的地表能量平衡组合法计算的湍流通量始终满足能量闭合。

2.2.1 组合法

组合法的计算公式如下:

$ H = - \rho {c_p}{k^2}{z^2}\frac{{\partial u}}{{\partial z}}\frac{{\partial \theta }}{{\partial z}}F, $

(2)

$ LE = - \rho \lambda {k^2}{z^2}\frac{{\partial u}}{{\partial z}}\frac{{\partial q}}{{\partial z}}F, $

(3)

$ H + LE = {R_n} - {G_0}, $

(4)

$ F = \frac{{{R_n} - {G_0}}}{{{H_0} + \lambda L{E_0}}}, $

(5)

式中: u为风速(单位: m·s^-1); θ为位温(单位: K); q为比湿(单位: kg·kg^-1); k=0.4为Karman常数; ρ为空气密度(单位: kg·m^-3); c_p为空气定压比热[单位: J·(K·kg)^-1]; λ为水的汽化潜热(单位: J·kg^-1); z为观测仪器架设高度(单位: m); R_n为净辐射通量(单位: W·m^-2); G₀代表地表土壤热通量(单位: W·m^-2)。

2.2.2 涡动相关法(Eddy Covariance, EC)

涡动相关法计算公式如下:

$ H = \rho {c_p}\overline {\theta 'w'} , $

(6)

$ LE = \rho \lambda \overline {q'w'} , $

(7)

其中: θ′, w′, q′分别为温度、风速、湿度的脉动值。

2.3 地表净辐射和地表土壤热通量计算公式:

地表净辐射R_n由计算公式:

$ {R_{\rm{n}}} = \left( {{R_s} \downarrow - {R_s} \uparrow } \right) + \left( {{R_l} \downarrow - {R_l} \uparrow } \right), $

(8)

其中: R_s↓和R_s↑分别为太阳总辐射(单位: W·m^-2)和反射辐射(单位: W·m^-2), R_l↓和R_l↑分别为天空长波辐射(单位: W·m^-2)和地面长波辐射(单位: W·m^-2)。

地表土壤热流量G₀计算公式(Gentine et al, 2012):

$ {G_0}\left( t \right) = {G_z}\left( t \right) + {c_v}\frac{{\partial {T_s}}}{{\partial t}}\Delta z, $

(9)

其中: G_z(t)为t时刻10 cm深度土壤热通量(单位: W·m^-2); T_s为土壤深度4 cm处的土壤温度(单位: K); Δz为热通量板到地表的深度; c_v为土壤热容量(单位: J·m^-3·k^-1)。藏北高原土壤的体积热容c_v=1.18×10⁶ J·m^-3·k^-1(Tanaka et al, 2001)。

3 数据处理

不同方法计算的感热通量、潜热通量存在一定的差异(刘树华等, 2009; 刘鹏飞等, 2010), 组合法较涡动相关法计算的2011—2014年感热通量绝对误差平均值为19.43 W·m^-2; 潜热通量的绝对误差平均值为-17.58 W·m^-2。组合法和涡动相关法计算的感热通量和潜热通量的皮尔逊相关系数较高, 分别为0.87和0.79。因为两种通量计算方法计算的通量相关系数较高, 所以采用线性公式校正, 校正公式形式如下:

$ y = ax + b, $

(10)

感热通量、潜热通量具有明显的季节变化特征, 故分别对两种方法计算的感热通量、潜热通量做季节性相关分析, 得到线性回归方程均通过0.05的显著性F检验。表 2为不同季节校正公式的拟合系数。

图 1为2011—2014年校正前后组合法和涡动相关法感热、潜热通量变化特征。从图 1中可以看出, 校正前组合法和涡动相关法计算的感热通量和潜热通量变化趋势基本一致, 但两种方法计算的数值存在较大差异, 未通过95%的显著性T检验。通过回归方程校正后, 组合法和涡动相关法计算的感热通量和潜热通量变化趋势不仅基本一致, 而且两种方法得到的数值基本重合。相关系数得到明显的提高, 感热通量相关系数为0.92, 潜热通量为0.82。将组合法校正后的感热通量、潜热通量与涡动相关法计算的感热通量、潜热通量分别进行T检验, 得到感热通量检验值P=0.35, 潜热通量检验值P=0.73, 均大于0.05, 通过95%的显著性T检验。所以两种方法计算的感热、潜热通量数据在月尺度上无显著性差异, 校正公式有意义。将校正公式推广到2002—2015年组合法计算的感热、潜热通量结果中, 得到感热、潜热通量的长时间变化序列。

4 结果分析 4.1 能量闭合度

能量闭合度是衡量通量数据质量的标准之一(Li et al, 2005)。许多研究表明能量不闭合现象普遍, Wilson et al(2002)利用全球50个通量观测站观测数据得出不同观测站的能量不闭合率为10% ~30%; ARTEX-90通量试验在裸地下垫面的能量闭合率为0.67(Foken, 1993); LINEX-97/1通量试验在短草下垫面的能量闭合率为0.68(Foken, 1998); LIT-FASS-98通量试验在裸地下垫面的能量闭合率为0.63(Beyrich et al, 2002)。

能量闭合度CR定义为:

$ CR = \frac{{H + LE}}{{{R_n} - {G_0}}}, $

(11)

CR越接近1, 表示能量闭合程度越高。从那曲站多年年平均和季节能量平衡闭合状况表(表 3)可以看出, 那曲高寒草地下垫面感热通量的年平均值为467.42 W·m^-2, 潜热通量为539.23 W·m^-2, 地表土壤热通量为-1.58 W·m^-2, 净辐射通量为983.56 W·m^-2, 能量闭合率CR接近1, 为1.02。与以往关于藏北高原能量闭合率研究不同的是, 基于月尺度通量数据计算的能量闭合率明显提高。Gu et al(2015)利用唐古拉山站和那曲站的通量资料指出能量闭合率与通量数据的时间尺度相关, 日平均能量闭合率较30 min能量闭合率明显提高。葛骏等(2016)利用高原北部北麓河站的通量观测资料得出相同的结论, 30 min能量闭合率为0.65, 日平均能量闭合率为0.89。同时基于能量平衡的组合法计算的湍流通量也是能量闭合较好的一个重要原因。那曲站在不同季节的能量闭合率不同, 春、夏以及秋季地表能量闭合率CR接近1, 分别为0.98、1.00和0.97。冬季能量闭合度正偏差较大, CR值为1.34。那曲站冬季地表净辐射通量明显偏低, 造成冬季能量闭合率CR值偏高。冬季野外台站由于无人值守, 净辐射通量观测值偏小主要是由于积雪覆盖导致地表反照率高, 同时辐射罩覆盖降雪或结冰影响太阳短波辐射观测值大小。其次积雪融化和升华导致潜热通量偏大。因此能量闭合率在冬季正偏差较大。

4.2 湍流通量的年际变化

图 2为2002—2015年那曲站感热、潜热、地表热通量以及净辐射通量年际变化。由图 2可知, 感热通量最小值出现在2008年, 为33.58 W·m^-2; 最大值出现在2015年, 为49.02 W·m^-2, 2002—2015年感热通量整体呈显著的上升趋势, 这与解晋等(2018)利用气象业务台站观测资料的研究结果一致。而大部分研究结果显示近30年高原地表感热通量呈显著减弱趋势(阳坤等, 2010; 竺夏英等, 2012; Duan et al, 2013)。首先观测资料的选取不同, 本文利用野外台站资料, 而以往研究主要基于气象业务台站和再分析资料, 野外台站资料选取的时间尺度相对较短, 为近14年的观测资料。空间尺度上, 以往研究通过气象业务台站和再分析资料分析整个高原的感热通量变化, 本文采用那曲站观测资料仅代表藏北高寒草地下垫面的能量变化特征。同时高原区域广袤, 气象业务台站和再分析资料在高原不同区域的变化趋势也不尽相同。李栋梁等(1997)利用高原气象业务台站的观测资料发现, 高原感热通量存在明显的南北异常和东西异常, 且不同季节的年际变化趋势不一致。柏晶瑜等(2003)基于统计分析和数值模拟实验证实了高原感热通量南北非均匀分布。张浩鑫等(2017)根据经验正交函数将高原分成不同区域并分析不同区域地表热通量的年际变化特征指出, 高原东部与西地表感热通量年际变化特征与高原主体变化趋势不尽相同, 且呈相反的趋势, 存在年代际转折。高原东部地表感热通量在2003年前为正异常, 2003年后为负异常。在年代际转折前后感热通量的变化趋势也不同。本文感热通量数据主要集中在年代际转折2003年之后, 与高原地表近30年感热通量变化趋势相反。也有研究表明感热通量的年际变化与高原季风强弱周期转换有关(齐冬梅等, 2007)。1984年后高原季风转换为季风强年, 平均持续周期为17年。2001年后高原季风减弱, 转变为季风弱年, 降雨量减少, 感热通量呈增长趋势。

潜热通量与降雨量密切相关, 齐冬梅等(2007)指出由于高原季风强弱转换, 2001年后为高原季风弱年, 降雨量减少。同时降雨量受到地理因子影响明显, 张杰等(2009)利用降雨量和经纬度、海拔、坡度、坡向等地理因子间的关系模型, 估算高原46年的凝结潜热, 采用主成分分析将高原东部分成5个区域, 发现高原北部的两个区域与东部主要区域的凝结潜热年际变化差异较大。主要因为降雨受西风带控制, 高原北部两个区域受腾格里沙漠和塔克拉玛干沙漠包围, 降雨量较少。潜热通量最小值出现在2013年, 为36.97 W·m^-2; 最大值出现在2008年, 为53.09 W·m^-2。2008年地表潜热通量异常增大, 可能与当年的ENSO事件有关(Sun et al, 2014; Zheng et al, 2015), 降雨量异常增大, 超过600 mm(降水数据来自中国气象局数据中心)。2002—2015年潜热通量整体呈显著的减弱趋势, 与部分研究结果相同。张浩鑫等(2017)采用ERA-interim再分析资料分析发现高原东、西部潜热通量与高原主体潜热通量的变化趋势一致均有减弱趋势。地表土壤热通量的年际变化可以看出, 地表土壤热通量呈一定上升趋势, 2008年地表土壤热通量为波谷值。而净辐射通量在近十几年的年际变化稳定, 无明显变化趋势, 在2008年净辐射通量也为波谷值。

4.3 湍流通量年平均季节变化

图 3为那曲站2002—2015年月平均热通量、风速、温度和土壤含水量的季节变化。从图 3中可以看出, 那曲站感热、潜热通量的季节变化趋势相反。春季那曲站地表感热通量迅速增大。从冬季到春季高原积雪融化地表反照率减小, 地表风速较大使高空云量相应较少, 到达地表太阳辐射不断增强, 地气温差增大, 最大值出现在4月; 而潜热通量在3、4月较小, 在春末5月开始增大, 接近感热通量值, 主要与春季土壤融化有关, 5月土壤完全融化, 土壤含水量迅速增大。到了夏季, 高原迎来雨季, 且地表风速达到最小值, 高空云量明显增多, 地气温差减小, 地表感热通量达到全年最小值; 同时降水量增多, 土壤湿度增大, 潜热通量达到全年最大值。秋、冬季, 随着高原季风消退, 太阳辐射减弱, 风速增大, 感热通量虽有所增大, 但是增大幅度较小。同时秋季土壤开始冻结, 冬季达到完全冻结后, 土壤湿度迅速减小, 且土壤湿度维持在一个较小的值, 潜热通量在秋季逐渐减小, 冬季达到全年最小值。从气候平均来看, 那曲站全年潜热通量占总的地表热通量54.09%, 最大值出现在7月, 最小值出现在1月; 全年感热通量占总的地表热通量为45.91%, 最大值出现在4月, 最小值出现在7月。

4.4 地面热源与气候因子的关系

由上可知, 地表感热、潜热通量与气象要素(风速、地温、土壤含水量)之间存在一定的相关关系。从季节变化来看, 感热通量与风速、地气温差的变化规律相似。在春、夏季表现为“偏高-偏低”特征。潜热通量与地表温度、气温和土壤含水量的变化规律相似。在夏、冬季表现为“偏高-偏低”特征。说明地表热通量对这些气象要素存在一定的响应。表 2为地面热源与风速、地温、土壤湿度以及净辐射通量之间的相关系数。从表 2可以看出, 气象要素在不同季节对地面热源的影响程度不同。春季那曲站对地面热源响应最大的气象要素是地表温度, 其次是风速, 最后是土壤湿度。夏、秋季地面热源与风速的相关系数未通过0.05的显著性检验。夏季地面热源与地表温度未通过相关性检验。冬季地面热源与土壤含水量未通过相关性检验。净辐射通量与地面热源的相关系数, 仅在夏季较低为0.46。从整体来看, 净辐射与地面热源的相关性四季均显著, 而地表温度在春、秋以及冬季对地面热源影响显著, 土壤湿度在春、夏以及秋季对地面热源影响显著, 风速的影响主要集中在春季。图 4为地面热源与净辐射、地表温度、土壤含水量以及风速的响应散点分布, 黑色直线为拟合回归直线, R为相关系数, R²为决定系数, N为样本数量, S为地面热源, R_n为净辐射通量, T_S为地表温度, sw为土壤含水量, ws为风速。从图 4中可以看出, 2002—2014年那曲站净辐射通量和地面热源的相关系数R为0.95, 决定系数R²为0.91, F检验的P值(P=3.29×10^-89)小于0.05, 线形关系显著。那曲站地表温度和地面热源在春、秋以及冬季的相关系数R为0.86, 决定系数R²为0.78, F检验的P值(P=7.02×10^-43)小于0.05, 线形关系显著。土壤湿度在春、夏以及秋季与地面热源散点分布可知, 相关系数R和决定系数R²偏低分别为0.59和0.34, 但F检验的P值(P=5.71×10^-11)依然小于0.05, 线形关系在春、秋以及冬季显著。地面热源与风速在春季显著, 地面热源与风速的散点分布可以看出, F检验的P值(P=7.71×10^-5)小于0.05, 地面热源与风速在春季线性关系显著。

图 5为2002—2014年那曲站地面热源、气候因子地表温度、风速以及土壤湿度(降雨量)的年际变化。从图 5可以看出, 地表温度、风速、土壤湿度(降雨量)与地面热源相互作用对气候变化做出了响应。2002—2014年地面热源总体呈减弱趋势。地表温度是表征地面热源的一个指标(张艳等, 2002), 与地面热源的相关性较大为0.91。近14年地面地表温度的年际变化趋势不明显, 但在2008年地表温度为最小值-2.2 ℃, 与2008年降雨量陡增超过600 mm相关。2008年阴雨天数增多, 降雨量偏高, 导致地气温差小, 地面温度值较小。同时夏季地表温度和地面热源的相关系数为-0.28, 未通过显著性检验。夏季受高原季风影响, 降雨量充沛, 近地层地气能量交换以潜热通量为主, 地面热源值较大, 同时地表温度值受降雨影响较小。冬季地表受积雪覆盖影响, 地表温度与地面热源的相关系数较低为0.52。从风速的年际变化可以看出, 14年地表风速略有上升的趋势, 与解晋等(2018)利用气象业务站的风速资料, 分析变化一致。而风速与地面热源全年呈负相关, 相关系数为-0.37。全年地面热源中潜热通量占主导地位, 且风速为地面热源中感热通量的影响因子之一, 故而相关系数较低。冬季风速较大, 近地层地气能量交换以感热通量为主, 风速和地面热源正相关明显; 春季土壤融化, 土壤湿度增大, 潜热通量增大, 感热通量减小, 风速和地面热源负相关显著。土壤湿度在2002—2006年数据缺失严重, 故利用那曲气象局降水数据对比。那曲地区降水量13年中呈减小的趋势, 2008年为13年降水量最大值。受降雨量影响, 土壤湿度从2007—2008年土壤湿度明显增大, 并维持在12%以上。2009年降水量最小, 土壤含水量依然较高。一是因为2008年反照率较高[图 6(d)], 冬季积雪明显, 来年雪水融化补充大量土壤水分; 其次受土壤冻融影响, 2008年大量土壤水分以固体水得到保存延续到2009年。

从2002—2014年那曲站地面热源与辐射因子的年际变化(图 6)可以看出, 可利用能量(净辐射通量与地表土壤热通量之差)呈一定的减弱趋势, 2008年为13年最小值。地面有效辐射呈较弱的上升趋势, 在2008年为14年最小值, 较2007和2009年年均值明显偏低10 W·m^-2左右。地表反照率在2008年为最大值0.3, 2009—2014年较2001—2007年的反照率偏小。

5 结论

通过分析了藏北高原那曲高寒草地下垫面地面热源长时间变化规律及其气候因子特征, 主要得出以下结论:

(1) 那曲高寒草地下垫面年平均以及春、夏、秋季的地表能量闭合率接近1, 分别为1.02、0.98、1.00和0.97。冬季由于净辐射通量偏小导致地表能量闭合度正偏差较大, 为1.34。

(2) 在年际时间尺度上, 那曲高寒草地下垫面感热通量呈显著上升趋势。潜热通量呈显著下降趋势。地表土壤热通量呈上升趋势。净辐射通量近14年的年际变化稳定, 趋势不明显。

(3) 在年内季节变化上, 感热通量在4月达到全年最大值, 在7月为最小值。感热通量占总的地表热通量为45.91%, 10月至次年5月占34.41%;潜热通量在7月为全年最大值, 在1月为最小值。潜热通量占总的地表热通量54.09%, 5—9月占43.60%。

(4) 那曲高寒草地下垫面地面热源在近十几年中呈减弱趋势。通过分析地面热源与风速、地表温度、土壤含水量以及净辐射通量之间的关系, 发现地面热源与净辐射通量的相关系数最高, 其次为地表温度和土壤湿度, 最后为风速, 且为负相关。

(5) 分别利用地面热源与风速、地表温度、土壤含水量以及净辐射通量资料分析, 地面热源与风速、地表温度、土壤含水量以及净辐射通量在不同的季节关系显著, 其中对净辐射通量全年显著, 对地表温度在春、秋以及冬季响应显著, 对土壤湿度在春、夏以及秋季响应明显, 对风速仅在春季响应特征较为突出。