鄂陵湖周边草地生长期地表能量平衡观测分析

马千惠，齐木荣，杨清华，等，2020.鄂陵湖周边草地生长期地表能量平衡观测分析[J ].高原气象，39(6): 1207-1218. M A
Q ianhui, QI M u rong , YANG Q in g h u a ,e t al, 2020. O bservational A nalysis on the Surface E nergy B alance Status over a G rassland around the Lake N goring in G row ing Season [j ]. Plateau M eteorology, 39(6) ： 1207-1218. DOI ： 10. 7522/j . issn. 1000-
0534. 2019. 00132.
第39卷第6期 高廣气泰 Voi . 39 No . 62020 年 12 月
PLATEAU METEOROLOGY
December , 2020
鄂陵湖周边草地生长期地表能量平衡观测分析
马千惠、齐木荣、杨清华u ，吴仁豪h 2,吕世华3,4，
孟宪红3,李照国3,奥银焕3,韩博
h 2
(1.中山大学大气科学学院，广东省气候变化与自然灾害研究重点实验室，广东珠海519082;
2.南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），广东珠海519082;
3.中国科学院西北生态环境资源研究院，寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室，甘肃兰州730000;
4.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)
摘要：利用2011—2013年鄂陵湖畔高寒草地点的观测数据，分析了生长期高寒草甸地表能量通量平衡特 征，并对可能影响地表能量平衡的关键物理过程进行了讨论。

研究发现，当使用5 cm 处土壤热通量代 表地表热通量时，观测通量之间存在很大的不闭合性不闭合能量的平均日变化峰值出现在正午前后， 平均约为180
利用计算土壤热储计算得到的地表热通量，可以使最大日平均不闭合能量从
182. 76 W .m -2减少到98. 68 W .m _2,能量闭合度从0.61提升至0.69。

进一步分析发现，5 cm 土壤含水 量存在显著的日变化，其中在08:00_12:00(北京时）土壤存在显著的增湿与增温过程。

通过分析指出， 这个时段的土壤水分变化应该是由草地浅层土壤的凝露过程引起。

计算发现，凝露过程产生的热储约 占5 cm 之上土壤热储的34%:晴天与阴天条件下，凝露过程也存在差异。

凝露过程除了加热地表外， 还返还了部分由于蒸散作用而消耗的土壤水分，对于当地生态维持有促进作用。

关键词：鄂陵湖；观测分析；涡动系统；地表能量平衡；凝露过程 文章编号：1000-0534(2020)06-1207-12
中图分类号：P 401
文献标识码：A
D O I : 10. 7522/j . issn . 1000-0534. 2019. 00132
1
引言
青藏高原是亚洲季风系统的核心，其独特的中
低纬度和高海拔影响了亚洲乃至全球气候格局。

青藏高原同时也是长江、黄河、澜沧江等的重要发 源地（张明礼等，2016)。

青藏高原辐射强烈，空气 稀薄，具有复杂多样的地形地貌和下垫面类型，由 此产生了特有的地气相互作用，并在多个时空尺度 影响着北半球的气候和生态环境（周亚等，2017; 严晓强等，2019)。

自20世纪70年代以来，在青藏高原开展了一
系列大气观测实验。

其中包括1979年进行的第一 次青藏高原试验，1998年的第二次青藏高原大气科 学实验，亚洲季风能量水分循环青藏高原试验 0八1^£/1加1(1996_2000年），亚澳季风能量水分 循环青藏高原试验CAMP /Tibet ( 2001 _2005年）等。

这些实验的目的之一就是深人理解青藏高原不同 下垫面的地气交换特征，改进陆面模型参数化方 案，进而了解当前的气候变化的特征及规律(冯超 等，2010;王少影等，2012;周亚等，2017)。

这些 观测研究发现，青藏高原东部较为湿润，地气交换
东部以潜热通量为主（李英等，2009);西部较干
收稿日期：20.19-10-29,;定稿日期：2020-04-01
资助项目：国家重点研发计划项目（2016YFA0602100, 2019YFA0607004);中国科学院寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室开放基金
项目（LPCC2018001，LPCC2018005);国家自然科学基金顼目（41675015)
作者简介：马千惠（1999—)，女，辽宁沈阳人，本科生，主要从事陆气作用与大气边界层物理研究.E-m ail: **************** 通信作者：韩博（1982_)，男，陕西宝鸡人，副教授，主要从事复杂下垫面陆气相互作用、大气边界层发展及气候变化研究
E-mail ： ****************
1208高 原气象39卷
旱，西部以感热通量为主(李国平等，2003)。

地气 作用也存在对气候变化的响应，如研究发现在2002—2015年期间，青藏高原感热通量呈现上升趋 势，潜热通量呈现减少趋势(严晓强，2019)。

在以往进行的观测研究中，地表能量平衡分析 始终是地气作用研究的基础环节。

尽管地表能量 平衡在理论上没有太多争议，但实际观测的地表能 通量间通常是不闭合的。

一般基于涡动系统观测 的地表能量闭合系数仅在60%〜90%之间（Oncley etal, 2007;马伟强等，2004, 2005;狄晓英，2009; 钱泽雨等，2003)。

导致能量不闭合的可能原因有 很多种，主要包括观测仪器的误差，存在未被观测 到的物理过程等（Ondey eta l, 2007;胡媛媛等，2018)。

通过分析这些能量不闭合产生的原因，可 以更加深人的了解土壤、植被、大气之间关键的相 互作用过程。

土壤-植物-大气中水分的转移变化是水循环 的重要组成部分（谢忠奎等，2000)。

在季节尺度 上，土壤含水量的变化主要由降水和蒸发控制。

在 对青藏高原安多站的分析中发现，6月份土壤含水 量最低，之后随着降水增加而增加（狄晓英，2009; 高峰等，2004)。

但在更短的日尺度上，浅层土壤 和植被发生的凝结过程可能十分重要。

不少研究 指出，土壤表层附近发生的凝露过程可能是干旱、半干旱地区一种非常有效的补充土壤水分的方式 (Ao etal，2016;韩博等，2011)。

虽然已有研究指 出了地表凝露产生的条件及一般规律（G arratt et al,1988; Jacobs et al,1994; Luo et al,2000;赵 军，2006)，但由于凝露过程相对难以精确观测，对 于复杂下垫面上开展的观测研究还不多，例如在青 藏高原。

鉴于此，本研究利用观测实验数据来回答 两个问题：①鄂陵湖草甸区域是否存在凝露过程；
②该凝露过程对于地表能量平衡起到了什么作用。

通过对这两个问题的回答，期望能够加深对青藏高 原湖泊附近区域地气作用的认识。

2数据来源与方法介绍
2.1实验简介
黄河源区位于青藏高原的东北部，被称作“黄 河水塔”，是我国重要的水源涵养区。

气候严寒，大部分地区年平均气温低于0 °C(谢昌卫等，2006)。

源区内分布有高山、草原、沙地、湖泊以及 冻土等地形地貌，自然环境严酷，生态环境十分脆 弱和敏感（朱文会等，2019)，对全球的生态环境有 着重大影响(翁笃鸣，1991)。

黄河源区年平均相对 湿度超过60%,夏季相对湿度较高，6—9月是相对 湿度最大的时期，月相对湿度在65%以上，冬季相 对湿度较低，最低值出现在2月份(胡良温，2006)。

鄂陵湖是黄河源区内最大的淡水湖泊，海拔约 4200 m,是理想的湖泊-草甸复杂下垫面的研究区 域（李照国等，2012;唐恬等，2013)。

该区域的地 表能量传输过程与湿润、干旱地区存在一定的区别 (奥银焕等，2008)。

所用资料来自于鄂陵湖的草地观测站（图1)。

研究站位于鄂陵湖西北的高寒草甸(97°39. 082'E，35°01. 920’N)，据鄂陵湖岸约有1km D该观测场周 围地形开阔、平坦，植被覆盖较好，夏季草高约为 15 cm，冬季约为5 cm。

当地属高寒草原气候，四季不分明，冬季漫长而严寒，干燥多大风，夏季短 暂而温凉，降水集中在6—9月（唐恬等，2013)。

当地年平均气温为-3. 3 °C，夏季平均气温在6.9 °C 以上，月平均气温7月最高达7.9 °C，1月最低q年 降水量为332. 5 mm,且降水主要集中在夏半年，占年降水量的70%以上（Wang et al, 2019;屈长良，2019)。

M M
图1观测点位置(a，红星）及概况(b)
Fig. 1Location (a, red star) and general situation (b) o f the observation site
'飞千惠等:鄂陵湖岗边草地生长期地表能量平衡观测分析1209 6朗
观测站使用一套开路涡动相关系统观测，包括
一套超声风速仪（CSAT3, Campbell,距地面3 m)和开路气体分析仪（Li7500, LiCor,距地面3 m)。

涡动数据采集频率为10 HZ，所有数据进行了系统 的质量控制，包括去野点，WPL,坐标旋转等。

利用经过质量控制的原始数据每30 min计算平均值 及扰动值，进而利用协方差法获得对应的通量数 据：本研究主要关注感热与潜热通量。

与此同时，观 测内容还包括福射四分M(CNR4,Kipp&Zonen,距地面 1.5 m高度）、四层（-5, -10, -20, -40 cm)土壤温度（109, Campbell)和体积含水量（CS616, Campbell)、5 cm处土壤热通量（HFP01SC,Hukse-flux)和降水量（RG3, HOBO,距地面1m)。

由于 降水对开路涡动观测有较大影响，因此降水期的通 量观测数据未在本研究中使用，
2.2地表能量平衡的观测分析
地表能量平衡方程[式（I)]是地球系统最重要 的平衡关系之一。

表示在光线不可穿透的地表上，地表吸收的净辐射（/?,,)一般会以表层土壤热传导 (G。

，向下为正），湍流传输引起的感热(//s)和潜热 (L£)交换来完成，
R…-G0=H s+L E(1)考虑到表层土壤热通量难以直接观测，实际测 得的热通量Gr c f通常是某层深度的土壤热通量。

在 土壤热力传输满足一维热传导方程的前提下，表层 土壤热通量可以通过能M守恒方程计算：
G… = Gr e f + 5s o i l(2)式中：乂。

,,为土壤热储项t本研究使用地表温度和 5 cm土壤温度仪器计算0〜5 cm土壤热储。

其中表 层土壤温度r。

由向上长波辐射/?/u p计算：
R K P=(3)式中：<5= 5.67 x 10—x为stephen-boltzmann 常数；e为地表长波发射率，对草地本研究取0.95
用表层土壤温度与5 cm土壤温度r5的平均值近似
(T+T)
代替5 cm到地表的土壤平均温度7；、.=1°。

土壤热储5^可以表示为:
^P,c J(z,t)
St
dz(4)式中：ps cs为土壤体积热容量，
p sc s =P d^cd t y-(l - 0)+p,c：9(5)式中：pd r y cd t y = 2.1 x丨〇<•J.m '.K-1为干土壤单位体 积热容；rc, = 4.2 x l(f J'm+IC1为水的单位体积 热容；0=0.4为土壤孔隙度；0为土壤体积含水 M。

因此可知土壤热储的计算公式为：
~J d t At
•[p sc s(/ +At)-Tm{t +At)-pscs(t)-T,,(t)]-Az
(6)将式(6)代入式(2),可得:
G〇(t) =G s U)+
r d p sCsT(：,t)
» G5(〇 + -^-[psc s(/ + A t)-r a,(t + A t)
At
-p sc s(t)-T^(t)]-A z
(7)式中：仏为5 cm处测得的土壤热通量；psc s为土壤 体积热容量；7；、.为平均温度；4z = 0.05m为地表到 5 cm处深度；也=30min = 1800 s为米样间隔(Yang et al，2008)。

2.3研究时段的选择
观测数据从2011年8月开始到2013年11月结 束，2012年8—9月由于数据缺失以及降水天数较多 没有考虑。

将连续日平均5 cm土壤温度大于等于 〇°C,连续日平均波文比小于等于1定义为生长期 (王少影等，2012)。

因为降水期间获得的湍流通量 数据质量较差，具有很大的不确定性，在本文分析 中，未加特殊说明的所有数据均对应无降水时段。

为了考虑不同辐射状况下的差异，进一步将研 究时段分为晴天和阴天。

晴天的选择是向下短波 福射最大值大于等于1000 W_r r T2,同时向下短波辐 射连续两小时大于等于其平均值700 W th 2。

对应 的，将向下短波辐射峰值小于700 W m t T2,向下长 波辐射最大值大于等于300 W_rrf2，同时向下长波 辐射连续两小时大于等于250 W*nT2定义为阴天。

在2011 —2013年三年生长季有效观测期为（简称观 测期）202天，其中典型晴天（简称晴天）107天，典 型阴天（简称阴天）69天
3结果
3.1地表能通量变化特征
图2给出了生长期地表能量平衡的平均日变化 特征。

从图2中可以看出，无论阴天和晴天，&均在13:00(北京时，下同）左右达到峰值，在整体、晴 天和阴天对应的平均日变化的峰值分别为558. 56, 656. 06 和 433. 8 W.m-2,平均值分别为 131.76, 159. 7和103. 52 W_m-2。

在夜间，凡一般维持为稳 定的负值，此时长波辐射使得地表降温迅速，土壤 温度成上冷下暖的分布，土壤热通量（负值表示向 上）补充了部分净辐射的损失。

G5日变化峰值在观测期间、晴天、
阴天对应的
1210
高 原气象
00:00 04:00 08:00 12:00
北京时
16:00 20:00 24:00 00:00 04:00 08:00 12:00
16:00 20:00 24:00
北京时
(c )典型阴天
LE
-200 ' I
I
I
I
I
00:00
04:00
08:00
12:00
16:00
20:00
24:00
北京时
图2
2011 —2013年观测期地表能量通量日变化
Fig. 2
D iurnal variation o f surface energy flux during the observation period from 2011 to 2013
平均日变化的峰值分别为68. 38, 85. 79和52. 31 W -irf 2、位相比凡滞后约1. 5 h , G 5均值为3. 8
W -rrf 2，晴天土壤热通量的均值7. 2 W *rrf 2大于阴 天均值1. 17 W ‘nT 2。

土壤热储心^在11:00左右提 前达到最大，日变化峰值为182. 76 W ‘m _2。

各个通 量在阴天的标准差大于晴天，这可能因为降雨过程 对土壤水热结构整体改变较为剧烈，而降雨前后时 段一般属于阴天^
观测发现，生长期潜热通量始终大于感热，坎 更多通过蒸散过程消耗掉。

潜热日变化对应的峰 值为 195. 96 W .nT 2、感热峰值为 148. 26 W .nT 2。

. 夜间感热、潜热都较小，数值在零附近。

潜热在观 测期间、晴天、阴夫的平均值分别为62. 11, 78. 53 和44. 24 感热对应的平均值分别为38. 16,46. 34和27. 39 W *m _:。

晴天的感热、潜热数值大 于阴天的。

晴天潜热感热与净辐射同时达到峰值， 阴天延后至15:00左右达到峰值:3.2地表能量平衡分析
本研究测量的土壤热通量在地下5 cm 处，记 作05，进一步定义不闭合能量通量：
R 5 = R … ~ G
5 ~ H s — L E
(8)
从不闭合能量日变化（图3)可以看到，观测的 &仅在08:00和18:00附近为零，说明此时G j G 。

可 能数值接近，表明此时&
接近为0W tti -:。

晴天
08:00-12:00/?5平均可达 135. 75 W .m —2[图 3(b )],
一般高于对应时刻阴天的数值（100. 51 W ‘m _2)[图 3(c )]，但是晴天&平均值为27. 64 W ‘m _:低于阴 天的数值（30. 84 W .m —2),而在 08:00—18:00 为 正，峰值大约为180 W • m _2。

利用一定深度（如5 cm )土壤热通量计算表层 土壤热通量的研究已有很多。

如利用土壤热通量 与其他大气能量的经验关系式来计算表层土壤热
通量的经验法；计算土壤热储来得到土壤热通量的 热储法；通过土壤热扩散方程重新构造土壤温度廓 线，进而计算任意深度的土壤热通量的TDEC 法
(Yang etal , 2008);以及利用土壤温度变化的波动
近似的谐波法等（陈星等，2014)。

这些方法对于土 壤水分变化的考虑都比较简单，也即土壤温度变化 主要受分子热传导控制。

而对于湿润土壤，有研究 指出需要考虑土壤中水分垂直运动产生的热通量， 即考虑水分通量的贡献，其结果是在一维热传导方 程中增加了液态水通量以及气态水通量的贡献（陈 星等，2014;范新岗，1994)。

考虑到本观测实验的 设置，本文采用热储法。

考虑土壤热储乂。

…后，定义新的不闭合能通量 /?。

，在土壤只存在热传导过程时，存在如下关系：= R n ~ G 0 - H s - L E = R … - G , - H s - L E - 5s o i l
(9)
由图3可见，尺。

仅有&的一半左右，峰值为 102. 12
凡在阴晴天相差不大，甚至阴天略
39卷
(a )观测期
（b )典型晴天
o o o o o o o o o
o o o o o o o o 876
54321(r -E M )/_«!_ 靼蝌
茕
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爱
马千惠等:鄂陵湖周边草地生长期地表能量平衡观测分析
1211
6期
300 -(a )观测期
300 -
(b )典型晴天
00:00 04:00 08:00 12:00
16:00 20:00 24:00北京时
00:00 04:00 08:00 12:00
16:00 20:00 24:00
北京时
(c )典型阴天
图3 2011 —2013年观测期不闭合能量U 5、/〇日变化
图例括号内为08:00—12:00的均值
Fig. 3 D iurnal variation o f unbalanced energy (/?5, /?0) during the observation period from 2011 to 2013. The value in brackets o f legend is the average o f 08:00—12:00
大于晴天。

进一步分析观测的能通量整体闭合度（图4)可 以发现，当不考虑浅层土壤热储时地表能量闭合度 为0.61,考虑后能量闭合度增加到0.69。

对于晴 天，考虑土壤热储可以将闭合度从0.65提高到 0. 73;对阴天从0. 56提高到0. 65。

需要注意的是，即使加入土壤热储后，地表能 量仍然没有闭合。

一个可能的关键因素是观测站 点附近从更大尺度上看是一个典型的非均匀下垫 面，湖泊和草地之间无论在白天还是夜间都有很强 的热力对比，观测区域可能存在着次级环流以及由 此引发的低频扰动，30 min 平均的时域选择可能会 忽略掉这部分扰动，造成感热与潜热通量的低估 (Oncleyetal , 2007)。

同时，低层植被的热储实际 上没有被考虑。

本研究关注的并不是提高观测通 量的闭合度，而是基于地表能量平衡反推一些可能 被观测忽视的物理过程。

3.3 土壤含水量的日变化
尽管地表能量闭合方程可以看作是地气作用 的普适方程，但它对物理过程的描述过于简单，且 仅局限于地表附近。

一些近地表区域的能量垂直 传输过程可能非常重要，但对地表能量闭合度却没 有影响例如，在A oetal (2016)的研究中指出，绿
洲浅层土壤内可能存在着非常显著的蒸凝过程，这
个过程使得公式（7)不再成立，并使得忽略土壤热 储反而会获得更高的地表能量闭合率。

类似的，考 虑到鄂陵湖附近空气相对湿润，土壤以及植被中如 果存在类似的蒸凝过程，那么对当地的地表能量平 衡的考虑可能就需要更加谨慎。

图5为2011—2013 年生长期降雨和土壤含水M 的逐日变化关系。

从 图5中可以看出在日降雨量较大值时期，5 cm 土壤 含水量稳定维持在0. 20以上，强度较大的持续性 降水一般会造成土壤湿度的迅速增高，如2013年 5—6月间。

从2011 —2013年非降水期土壤含水量的平均 日变化(图6)可以看到，6月和8月较热月份非降水 期土壤含水量较低，5月、10月较冷月份土壤含水 量较高；7月土壤含水量最高，可达0.24,这可能 与当地降水多集中在7月有关。

注意到7月份土壤 含水量在17:00左右达到最小值后，在17:00—20:00 间再次增加，这可能由于7月份降水集中且多为傍 晚降水导致。

进一步从图6中可以看出，土壤含水量在非降 水期有规律日变化，总体趋势为08:00—12:00含水 量迅速增加，意味着土壤中存在快速增湿的过程; 午后土壤含水量下降，直至次日08:00整个观测
o o o
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1212
高 原气象
400-
200-
0--200-
(山典型晴天
-200-
(c )典型晴天£
400200-0--200
.产0.651+25.55
/?—0.894
400-
200-0-800-
(e )典型阴天
(f )典型阴天
600-600-
-
200--200 0 200
400 600 800 1000
W (W nv2)
-200
200 400 600
800
1000
/?n -G 〇/(W m -)
图4 2011 —2013年观测期间地表能a 闭合度状况
Fig. 4
Status o f surface energy closure observed during observation period from 2011 to 2013
-200-期间土壤体积含水量的日变化幅度超过0.02 (2%),远超仪器测量精度0.001(0. 1%),因此是真 实的土壤湿度变化，而非观测误差。

10 cm 较深层 土壤比5 cm 浅层土壤增加延后，可能是由于浅层 凝结水分下渗造成的。

阴天5 cm 、10 cm 土壤含水 量均值高于晴天，晴天土壤含水量平均日较差更 大：阴天土壤含水量较晚出现峰值，晴天峰值在 13:00左右，阴天则在丨6:00前才达到峰值：浅层土壤出现显著的湿度日变化，在之前绿洲 的研究中也有发现(韩博等，2010; A oetal , 2016)。

与之前研究类似的，考虑内部蒸发诱导的水汽通量 £,以及浅层土壤内部发生凝结的作用C ,，当内部蒸
发和凝结同时发生时，浅层土壤热储从能童平衡方 程可以得到：
S =
J f ，/—= G 0 - Gr e f - L E , + L C , (10)
如果假定浅层土壤湿度变化很大一部分是由 于地表之下土壤孔隙中的水气发生凝结而产生的, 那么
J ^L - = p d z = /;(d
) (11)
1 1 d /
假设G 与Gr e f 相差不大，将式（11)带人式（10),此
时对应的能量变化率为：
S 丨,
=
L p 、、p
6
,Az (12)
()00-600 -
600-600-
800-
(a )观测期
800
(b )观测期
39
W
(：-E
M V .V 7+S
(：E K V +v y
(：.£M )/;-7
-t -7/- -
-
o o
o o o 4 2
r -r .
s
马千惠等:鄂陵湖周边草地生长期地表能量平衡观测分析
1213
_ 0.0215-
0.0210-
"p 0.0205
0.0200
图5 2011—2013年生长期降雨及土壤含水量的逐日变化
Fig . 5 Daily changes of rainfall and soil water content during
the growing period from 2011 to 2013
式中：4z = 0.05 m , /_ = 2.6 x l 〇6 J .kg -1 为常温下的凝结潜热系数；A = 1 x l 〇3 kg-m 3为水的密度；p 为转化系数U 为单位时间土壤含水量变化0, =#
At (A o e t a l ，2016)。

图7(a )给出了土壤热储与
的线性拟合系数，二者的回归系数为
0. 34,表示有34%的浅层土壤温度变化可能是由于 土壤水气凝结造成的。

土壤热储与土壤湿度变化 的能量储存之间的相关系数约为〇. 5 [图7( a )]。

这 里必须指出的是，由于浅层土壤热储主要还是受地 表净辐射控制，因此0. 5左右的相关系数说明土壤 热储与土壤湿度变化之间存在一致性。

另一方面, 比较土壤凝结对应的能通量和观测的不闭合能通 量(&)，二者的线性回归系数达到了 0.47,相关系 数接近0.7,这也从另一个方面说明了浅层土壤的 凝结过程可能是造成观测的地表能量通量不闭合 的重要原因之一。

为了解释土壤内部水分相态变化对地表能量闭 合的影响，给出裸土情况下和加入植被和凝露过程 后的地表能量分配情况（图8)示意图，将植被对环 境的潜热输送分为两个方向，向
上
，向下i ^d _。

其中向上的潜热进人空气，向下的潜热抵达土壤， 通过凝露作用补偿土壤水分。

在式(2)中，G ,,=
G 5 +成立的条件是土壤热通量的计算满足一维
热传导方程。

若土壤内部存在的凝露过程，则土壤 热量平衡方程应为：
斗
斗
5
(13)
dt dz \ dz I dz
其中：& = Lp 、v /?(9,^z 。

若土壤热通量随深度变化很 小，则式（13)右边第一项可以忽略，垂直积分后会
6期y/---------------------- 3〇一一 5 c m 土壤含水量
_
降水量
0.0225-
0.0220-有此时土壤的温度变化与湿度变化均为 凝露过程产生。

图9给出了 &与总n 的平均日变化^ 从图9中可以看到，二者存在很好的一致性，尤其
在08:00—丨2:00时段基本相当，表明此时凝露过程 可能尤其重要。

但在14:00—20:00间，二者的差异 明显。

此时乂。

《呈现显著的减少表明浅层土壤温度 降低，但此时土壤湿度却没有显著变化，说明这个 时段土壤温度的降低并不直接由浅层土壤蒸发造 成。

浅层土壤凝结与蒸发两种相反的过程在时间 和深度上的差异，从地表能量平衡分析中可以很好 的反映。

这也说明在类似鄂陵湖畔的区域考虑土 壤水热变化时，从次日时间尺度上才能较清楚的看 出浅层土壤凝结过程。

大气湿度也支持上午时段有利于浅层土壤发 生凝结的假定。

观测期间大气湿度在整体、晴天和 阴天的平均值依次为41.45%、38. 92%和45. 51%。

其中，大气相对湿度(/?//)在00:00-07:00间持续增 加（图9)，在07:00达到一天中的最大值，平均可达 50. 36%,晴天达50. 67%，阴天为51. 08%。

之后逐 渐下降，在16:00达到最低值，而后回升Q
&、5；。

,，在阴天与晴天的变化也存在差异。

二者 晴天上午增速较大，尤其在08:00左右增加迅速， 10:00增长速率达到一个峰值，11:30达到最高点后 迅速下降，高值持续时间短。

与之相比，阴天&、 5U ,增加较为缓慢，丨0:00达到极值，13:00达到最大 值后下降，高值持续时间长。

但是对比晴阴天在 08:00_12:00内&的均值发现二者差别不大，说明 凝结过程对于日平均地表能量闭合状况影响是相 似的，差别在于晴天的凝结过程可能较为剧烈但短 促，阴天则平缓但持久。

注意到阴天的大气相对湿 度要高于晴天，但蒸散强度晴天大于阴天，二者共 同作用造成了阴天与晴天的5；日变化存在差异。

对比5^可以发现，晴天一般大于阴天。

这说明较 强的短波辐射还是会造成浅层土壤较大的温度梯 度，进而产生较大的土壤热通量和显热存储。

这部 分热量与凝结过程产生的热量相加，就造成晴天白 天5^还是局于阴天的最终结果 3.4凝露的作用
图10进一步给出了&与的比值，5«/尺…的平 均日变化3.由于夜间圪基本为负，重点关注〇8:〇〇— 16:00间的变化。

从日平均来看，
呈现先增加
再减小的趋势，约在10:00前后提前于5■达到峰值: 08:00-10:00间57尺迅速增加，相比之下其减小的 速率较为缓慢=对于日平均，晴天与阴天，在〇8:〇〇— 16:00期间V 凡的峰值分别为25%、21%和35%，
5
2
11
m
i -目^
■2S S 3 年4
<s -z ,S I 0f s -9s o -n o 3
-620-3103
J l o -v -)o -(N l o f N
-9S 0'103
-622103
■
I -
i
1214
高
原气象
n m
-0.01 -
-0.01 -
-0.02--0.02-00:00 04:00 08:00 12:00 16:00 20:00 24:00
北京时
00:00 04:00 08:00 12:00 16:00 20:00 24:00
北京时
[冬I 6 2011—2013年观测期土壤含水量距平平均日变化分布
图例括号内为各个时期的土壤含水量均值
Fig. 6
A verage daily variation o f soil w ater content anom aly value during the grow ing period from 2011 to 2013. The value in brackets o f legend is the m ean soil w ater content
0.02-
0.02-
(e)6 月
(f)7 月
0.02-
-
0.01 - -
0.02 -
(c )典型阴天-0.01 -
-
0.02-
(d)5 月
(a) 201丨一 2013年平均
0.02-
(b )典型晴天
0.02-
■"5(0.1612) •<?,〇(0.1203)
• ",(0.1923)
一•麵"丨〇(0.丨285)
39挖
班+]
舡
ir
班
芩舡终+1
月8
(«)02
-0.费
-H
友冬舡*4H
o
一芩釦
*
-H
6期马千惠等:鄂陵湖周边草地生长期地表能量平衡观测分析1215
400
300 -⑷
霉
100 200 300
土壤内部水分变化储存能量/(W m ，
400100 200 300
土壤内部水分变化储存能量
/(W w 2)
400
图7 土壤热储(a )和不闭合能量(b )与土壤内部水分变化储存能量的关系
Fig. 7
R elationship betw een soil heat storage (a ) or unbalanced energy (b ) and the energy stored by soil m oisture changes
图8
裸土情况下(a )和加入植被和凝露过程后(b )的地表能量分配情况
Fig. 8
Surface energy transm ission under bare soil (a ) and adding vegetation and condensation (b )
平均值分别为 6. 6%、0. 9% 和 15. 5%，08:00-12:00 时段的均值为17%、13%和21%。

由此可见，阴天 5；占据圪的比例更大，而上午时段浅层土壤凝结作 用更加重要。

与裸土中潜热直接释放到空气中不同，在鄂陵 湖畔草地，植物根系从土壤中吸收水分，再通过植 被蒸腾与土壤蒸发过程转变为水蒸气。

而其中，向 上的潜热直接进入空气，而向下的水汽通量则重新 凝结转变为液态水，补充了土壤由于蒸散而失去的 水分。

在高寒草甸区域，这种凝露过程使得植被在 高原较强太阳辐射的强迫下，土壤水分不易枯竭。

植被在凝露过程中可能起到了关键作用，由于植被 的遮挡，可以在上午蒸腾作用已经较明显时，地表 温度维持相对较低，有利于水气达到饱和。

当高原 地区植被覆盖被破环后，这种凝露过程对土壤水分 的补充作用可能就会极大削弱甚至中断，这可能是
当地生态系统脆弱的原因之一。

4
结论与讨论
本研究通过分析2011 —2013年鄂陵湖草地的
观测数据，针对生长季地表能量平衡特征进行了分 析，得到了如下结论：
(1)
鄂陵湖周边草地在生长期观测的地表能
通量之间并不闭合，不闭合能量峰值平均约为183
W -nT 2。

土壤热储是不闭合能通量产生的重要原因 之一，考虑土壤热储可以让观测的地表能通量闭合 度提高约8%。

(2)
生长期土壤含水量存在显著的日变化，尤
其在上午出现显著的浅层土壤含水量增加，分析指 出这可能对应土壤的凝露过程。

凝露过程会贡献 约34%的土壤热储，且在晴阴天存在差异。

(3) 凝露过程可能是地表蒸散的水气向下传
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