青藏高原唐古拉多年凍土區(qū)凍融循環(huán)過程中的能量平衡特征

劉藝闐，姚濟敏，趙 林，肖 瑤，喬永平，史健宗

（1.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院冰凍圈科學(xué)國家重點實驗室/青藏高原冰凍圈觀測試驗研究站，甘肅蘭州730000；2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049）

0 引言

青藏高原是世界上最高的高原，其平均海拔超過4 000 m，被稱為世界“第三極”［1］，其上的能水循環(huán)過程影響著東亞季風(fēng)模態(tài)、亞洲季風(fēng)過程和北半球大氣環(huán)流過程［2-3］。高原上多年凍土覆蓋分布廣泛，研究顯示多年凍土面積約為1.06×106km2，占高原總面積的40%［4-5］，并且相對于低海拔地區(qū)，高原上的多年凍土對全球氣候變化的響應(yīng)更加敏感［6-7］。地表能量平衡過程是陸面過程中的核心問題［8］。多年凍土區(qū)活動層凍融循環(huán)過程不僅顯著地影響著地表的能量和水分平衡［9］，同時對地氣間水熱交換、土壤碳循環(huán)、生態(tài)系統(tǒng)、水文過程以及人類的農(nóng)業(yè)活動產(chǎn)生直接或間接的影響［10-16］。因而，加強高原多年凍土區(qū)地表能量平衡過程的監(jiān)測，深入活動層凍融循環(huán)對其影響的機理研究，對氣候變化引起的陸地冰凍圈環(huán)境問題的研究有重要參考價值。

自20世紀70年代以來，我國在青藏高原展開了一系列研究實驗，如第一次大氣科學(xué)實驗（QXPMEX）、GAME-Tibet實驗、第二次大氣科學(xué)實驗（TIPEX）、CAMP-Tibet實驗、第三次科學(xué)實驗以及TPCSIEA實驗等均將青藏高原地區(qū)地表能量收支、水分循環(huán)等過程作為重要研究內(nèi)容［17］，對青藏高原地區(qū)地氣相互作用中的地表能量通量、土壤溫濕度的變化和分布特征有了較為準(zhǔn)確的認識，研究表明：在全球變暖背景下，青藏高原呈現(xiàn)加速變暖趨勢［2，18-19］；多年凍土發(fā)生退化現(xiàn)象［20］，部分多年凍土退化為季節(jié)性凍土，活動層厚度顯著增加［21］；活動層土壤凍融循環(huán)受氣候變化影響，活動層開始融化時間提前且開始凍結(jié)時間推后［22］；地表能量的季節(jié)變化研究表明，感熱在冬春季節(jié)占主導(dǎo)，潛熱在夏秋季節(jié)占主導(dǎo)［23］；那曲站季節(jié)凍土和唐古拉站多年凍土的對比研究表明，活動層的凍融循環(huán)對多年凍土的影響大于對季節(jié)凍土的影響［10］，這些試驗研究使我們對青藏高原陸面過程有了更深入的了解。

然而，由于高原上高海拔站點稀缺，長時間尺度的野外觀測研究不足，而且野外觀測資料主要集中在加強觀測期的夏季，針對高海拔地區(qū)活動層凍融循環(huán)過程對地表能量、能量閉合的觀測研究還較少。本研究對2012—2014年唐古拉站點的能量通量進行觀測分析，并結(jié)合氣象站溫度資料，深入認識唐古拉多年凍土活動層凍融循環(huán)過程中的地表能量平衡特點、各能量通量的日變化和季節(jié)變化特征，該研究主要針對多年凍土活動層凍融循環(huán)過程對地表能量平衡過程的影響機制進行分析討論，以期對高原多年凍土區(qū)陸面過程研究有所貢獻。

1 觀測區(qū)概況

觀測場地選為唐古拉綜合觀測試驗觀測場（TGLMS，33°04′N，91°56′E），位于唐古拉埡口西南方向，設(shè)置在臨近青藏公路的一個平緩坡地上（圖1），其海拔高度為5 100 m。該區(qū)域?qū)儆诟咴降貧夂?，年平均地表溫度?2.2℃，年平均氣溫為-4.9℃，極端高溫為17.6℃，極端低溫為-29.6℃，年降水量約為436.7 mm［24］。其下墊面為連續(xù)多年凍土，四周平坦開闊，植被類型以高山草甸為主，高度低矮，一年中最高高度約為10 cm，植被最旺盛時期地表覆蓋率大約為20%～30%［25］。觀測場中的設(shè)備每兩個月進行一次維護，運行狀態(tài)良好。站點觀測項目主要包括輻射觀測、三層氣象梯度塔觀測和渦動相關(guān)通量觀測，另外有雪深、降水量、土壤溫濕度和土壤熱通量的測量。

圖1 青藏高原唐古拉綜合觀測場位置Fig.1 Location of Tanggula comprehensive observation site on Qinghai-Tibet Plateau

氣象梯度觀測塔主要設(shè)置三層高度（2 m、5 m、10 m），每30 min記錄一次數(shù)據(jù)，主要包括輻射、雪深、氣溫、風(fēng)速、風(fēng)向、降水量、土壤溫濕度（5 cm、10 cm、20 cm）、土壤熱通量（5 cm、10 cm、20 cm）等要素的測量，詳見表1。

表1 唐古拉觀測場氣象梯度塔儀器說明Table 1 Description of weather gradient tower instrument in Tanggula observation field

渦動相關(guān)系統(tǒng)是目前較好的測量地-氣交換的微氣象方法［26-27］。渦動系統(tǒng)的安置高度為3.0 m，頻率為10 Hz，主要包括三維風(fēng)速和超聲虛溫（CSAT3），CO2、H2O和大氣壓力（LI7500）的測量，此外還包括控制測量、運算以及數(shù)據(jù)存儲的數(shù)據(jù)采集器，詳見表2。

表2 唐古拉觀測場渦動相關(guān)系統(tǒng)儀器說明Table 2 Description of eddy correlation system instrument in Tanggula observation filed

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)選取

本研究采用數(shù)據(jù)為2012年1月1日—2014年12月31日唐古拉自動氣象站數(shù)據(jù)，研究時間均為北京時間。

2.2 數(shù)據(jù)處理

2.2.1 渦動相關(guān)系統(tǒng)

渦動相關(guān)系統(tǒng)是當(dāng)前地氣交換研究中最先進和首選的通量觀測方法，利用定義計算出感熱通量和潛熱通量，公式如下：

式中：H為感熱通量（W·m-2）；LE為潛熱通量（W·m-2）；ρ為空氣密度（kg·m-3）；Cp為干空氣定壓比熱（J·kg-1·K-1）；ω為垂直風(fēng)速（m·s-1）；T為氣溫（K）；Lv是 氣 化 潛 熱（J·kg-1）（Lv=2.5×106-2323t，t為 氣溫，℃）；qv為比濕。

數(shù)據(jù)處理流程主要包括野點值剔除、延遲時間校正、二次坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)訂正、超聲溫度的側(cè)向風(fēng)校正、頻率響應(yīng)校正、WPL校正等。數(shù)據(jù)的質(zhì)量控制分為兩部分：第一部分為剔除環(huán)境條件惡劣與設(shè)備故障時段的渦動相關(guān)數(shù)據(jù)；第二部分為對數(shù)據(jù)進行總體湍流特征檢驗與平穩(wěn)性檢測，從而完成數(shù)據(jù)總體質(zhì)量檢驗與分級。最后結(jié)合地表能量閉合率對數(shù)據(jù)進行篩選。

2.2.2 氣象梯度塔觀測系統(tǒng)

為保證數(shù)據(jù)的完整性和可用性，本文選取氣象梯度法彌補渦動相關(guān)系統(tǒng)結(jié)果中的空缺值以及數(shù)據(jù)質(zhì)量相對較差的值。氣象梯度法是利用氣溫、比濕、風(fēng)速等的梯度資料計算，根據(jù)莫寧-奧布霍夫相似性理論，通過風(fēng)速、位溫、比濕廓線公式計算感熱與潛熱通量［17，25］：

式中：u*為摩擦速度；θ*為位溫尺度；q*為空氣比濕尺度。

式中：k為卡曼常數(shù)；z是觀測高度（m）；d為零平面位移，由于研究區(qū)域的植被稀疏并且十分低矮，在此認為d近似為0；L是莫寧-奧布霍夫長度；φM、φH和φW是穩(wěn)定度z·L-1的通用普適函數(shù)，可利用經(jīng)驗公式得到，系數(shù)采用Dyer和H?gstr?m歸納的系數(shù)［28］。

本研究采用2 m和5 m的氣象梯度資料進行通量計算，這是由于在三組梯度資料（2～5 m；2～10 m；5～10 m）的所得結(jié)果中，2～5 m這組資料得到的各通量結(jié)果最為穩(wěn)定，Richardson數(shù)（Ri）最為合理，奇異點少，因此選取這組資料進行能量通量插補分析。

2.2.3 地表土壤熱通量計算

通過土壤一維熱傳導(dǎo)方程（Thermal Diffusion Equation，TDE），對土壤溫濕資料積分來估算地表土壤熱通量G0：

熱容量ρscs可由下式計算得到：

式中：θ為土壤含水量（m3·m-3）；?為土壤含冰量（m3·m-3）；θsat為土壤空隙率（m3·m-3）；ρdrycdry為干土壤的熱容量（J·kg-1·K-1）；ρwcw為液態(tài)水的熱容量（J·kg-1·K-1）。

通過土層內(nèi)日凍融期前后的穩(wěn)定未凍水差異，可近似獲得土壤含冰量［29］：

2.2.4 地表溫度

由于物質(zhì)溫度與其發(fā)射的長波輻射之間存在一定的定量關(guān)系，基于物質(zhì)的熱輻射原理，地面向上長波輻射由地表熱輻射和大氣長波輻射在地表的反射組成：

式中：Ru為地面向上長波輻射（W·m-2）；ε為表面輻射系數(shù)；σ為斯蒂芬-玻爾茲曼常數(shù)（σ=5.67×10-8W·m-2·K-4），Tg為實際地表溫度，Rd為大氣向下長波輻射。

由式（12）可得到實際地表溫度的計算式：

表面輻射系數(shù)ε的值在0～1之間，由物質(zhì)表面性質(zhì)決定。野外常見地表的輻射系數(shù)一般為0.92～0.98，為使計算簡便，本研究中輻射系數(shù)取其中間值，即ε=0.95［30］。

3 結(jié)果與討論

3.1 淺層土壤凍融狀態(tài)分析

活動層凍融循環(huán)顯著影響著多年凍土區(qū)地氣間水熱交換過程，根據(jù)土壤溫度（不考慮鹽分等對土壤凍結(jié)點的影響），活動層凍融循環(huán)可以分為完全凍結(jié)（土壤溫度日最大值小于0℃）、完全融化（土壤溫度日最小值大于0℃）、凍結(jié)過程（土壤溫度日最大值大于0℃且日最小值小于0℃）和融化過程（土壤溫度日最大值大于0℃且日最小值小于0℃）四個階段［6］。由于5 cm土壤溫度的變化迅速，短時間內(nèi)存在反復(fù)凍融現(xiàn)象，凍融循環(huán)過程各階段日期劃分不清晰，因此本文采用10 cm土壤溫度確定唐古拉地區(qū)多年凍土淺層土壤凍融循環(huán)的時間。

此前對于多年凍土活動層凍融循環(huán)的研究表明［31］，活動層融化過程是單向的，由表層土壤開始向下逐漸融化，自4月下旬開始融化，9月下旬融化達到最大深度。在活動層凍結(jié)過程中則會出現(xiàn)雙向凍結(jié)現(xiàn)象：活動層融化至最大深度后，由最大融化深度開始逐漸向上凍結(jié)；在10月中上旬，表層土壤向下迅速凍結(jié)，直至活動層土壤完全凍結(jié)。活動層凍融循環(huán)過程中凍結(jié)過程耗時要遠遠小于融化過程。

圖2 分別展示了2012—2014年的0～40 cm土壤溫度變化剖面圖，可以看出地表從4月底開始融化，直至5月中旬10 cm土壤完全融化，此階段淺層土壤存在日凍融循環(huán)過程（即土壤夜間凍結(jié)，白天消融）；5—10月中旬10 cm土壤層處于完全融化階段；在10月中旬地表開始凍結(jié)過程；11月—次年4月底10 cm土壤層均處于完全凍結(jié)階段。

圖2 2012—2014年0～40 cm土壤溫度變化剖面圖Fig.2 Profile of 0～40 cm soil temperature change from 2012 to 2014

表3 區(qū)分了2012—2014年凍融循環(huán)過程中的各個階段的時間范圍。在青藏高原變暖的背景下，研究時段內(nèi)顯示，10 cm土壤融化開始的時間持續(xù)提前，同時，10 cm土壤凍結(jié)過程開始的時間持續(xù)推后。融化過程需要5～17 d才能完成，凍結(jié)過程基本只需要1 d就能完成，10 cm土壤融化過程比凍結(jié)過程所需的時間長。與楊梅學(xué)等［32］利用1998年青藏高原各觀測站數(shù)據(jù)所得到的活動層凍融循環(huán)各階段發(fā)生的時間相比，2012—2014年間10 cm土壤融化過程起止時間相對一致，凍結(jié)過程起止時間顯著推遲，使得10 cm土壤完全融化持續(xù)的時間明顯增加。與此前在唐古拉的研究對比顯示［24］，2012—2014年10 cm土壤融化過程起止時間有所提前，而凍結(jié)過程起止時間相對推遲。

表3 10 cm土壤層凍融起止時間及持續(xù)時間Table 3 10 cm soil layer freeze-thaw time and duration

此外，10 cm土壤完全凍結(jié)的階段比完全融化的階段時間長，由于凍融循環(huán)過程的變化，10 cm土壤完全融化階段時間在增加的同時完全凍結(jié)階段時間在減少。研究數(shù)據(jù)表明2012—2014年10 cm土壤完全融化階段持續(xù)時間共增加了12 d，其中2013年比2012年增加2 d，而2014年較2013年迅速增加，增加了10 d。10 cm土壤完全凍結(jié)階段持續(xù)時間減少了20 d，與融化階段增加的趨勢不同，10 cm土壤凍結(jié)階段在2012—2013年減少15 d，而后延緩了減少的趨勢在2013—2014年只減少5 d。因此10 cm土壤完全融化階段持續(xù)時間逐漸接近完全凍結(jié)階段持續(xù)時間，并且其持續(xù)時間在將來幾年有可能出現(xiàn)持平的現(xiàn)象。

3.2 地表能量閉合率

地表能量閉合是將感熱通量與潛熱通量之和（H+LE）與可利用能量（Rn-G0）進行對比，能量閉合率是評估觀測數(shù)據(jù)準(zhǔn)確性和分析地表能量平衡的一個重要的評價指數(shù)［33］，但事實上能量不閉合幾乎是所有地表能量通量觀測中所面臨的問題，這可能是由以下幾個原因造成的［34-35］：（1）測量土壤熱通量時可能產(chǎn)生的測量誤差；（2）由于低通濾波（高頻損失）和高通濾波（低頻損失）造成的對湍流通量的低估；（3）對可利用能量測量的高估；（4）下墊面存在著異質(zhì)性（開闊冠層或多組分的冠層）。

現(xiàn)有的研究表明，能量閉合率白天好于夜晚，晴天好于陰天［36］。本文分別選取了連續(xù)10 d的10 cm土壤完全融化階段（5月）與完全凍結(jié)階段（2月）的晴天地表能量閉合率，其中融化階段選取了2012年第143～152天的數(shù)據(jù)，其能量閉合率為83.5%；凍結(jié)階段選取了2013年第34～43天的數(shù)據(jù)，其能量閉合率為75.6%（圖3）。與此前2010年在若爾蓋站的研究結(jié)果［37］以及2014年在北麓河站的研究結(jié)果［38］相比，都顯示出了淺層土壤凍結(jié)階段能量閉合率低、融化階段能量閉合率高的現(xiàn)象。

圖3 地表能量閉合率Fig.3 Surface energy closure［soil thaws（a），soil freezes（b）］

圖4 顯示了2014年各月的能量閉合率，可以看出每年內(nèi)凍結(jié)期與融化期的能量閉合率差值較大，能量閉合率從完全凍結(jié)階段開始增加，在完全融化階段達到最大值后逐月降低，整體的斜率在0.59～

圖4 2014年各月能量閉合率變化值Fig.4 Monthly change in energy closure rate in 2014

1.11之間變動。這可能是由于在完全凍結(jié)階段，潛熱和感熱較小，其余能量項的影響會變得相對明顯，在總能量傳輸中的比重增大，因此也呈現(xiàn)出凍結(jié)階段能量閉合率的值比融化階段能量閉合率值低的趨勢［36］。

此外，由于冬季地面大量積雪覆蓋，地表反照率明顯增大導(dǎo)致凈輻射值減少（圖5），因此12月的能量閉合率大于1，海北和禹城站點的研究結(jié)果也存在這種現(xiàn)象［38］。

圖5 唐古拉站2014年反照率及積雪深度變化值Fig.5 Changes in albedo and snow depth of Tanggula in 2014

統(tǒng)計得出，唐古拉站點2012—2014年的能量閉合率分別為70.5%、67.3%和70.4%，其平均值為69.4%。近地表能量不閉合仍是地氣相互作用實驗研究中的難點問題，王介民等［34］提出“面積平均”的必要性，認為也許通過提出新的實測數(shù)據(jù)的處理方法，得到通量的面積平均或更有空間代表性的結(jié)果，才是最終解決近地表能量閉合問題的根本途徑。

3.3 地表能量通量日變化

根據(jù)淺層土壤凍融狀態(tài)分析結(jié)果，選取相對晴天日，分別為10 cm土壤完全凍結(jié)階段的2012年1月24日、融化過程的2013年5月5日、完全融化階段 的2013年6月9日、凍 結(jié) 過 程 的2014年10月22日。

圖6 顯示了地表能量平衡各分量的日變化曲線，各能量通量均呈現(xiàn)單峰型的日變化。在10 cm土壤完全凍結(jié)階段與凍結(jié)過程中，凈輻射正值出現(xiàn)時間約從09：00—17：30（北京時間，下同），持續(xù)時間約為8 h左右，明顯小于完全融化階段和融化過程中凈輻射正值持續(xù)時間。凈輻射最大值出現(xiàn)時間差異不大，集中在北京時（下同）中午13：00—13：30，其中10 cm土壤完全融化階段有最大值（約800 W·m-2），融化過程與凍結(jié)過程次之（約550～800 W·m-2），完全凍結(jié)階段最?。s450 W·m-2）。受天氣變化影響，如云量，凈輻射日變化趨勢出現(xiàn)鋸齒狀波動。感熱通量與潛熱通量約在14：00—14：30達到最大值，隨后逐漸減小。在10 cm土壤凍結(jié)過程與完全凍結(jié)階段，凈輻射主要轉(zhuǎn)化為感熱，此時感熱通量大于潛熱通量，融化過程與完全融化階段則與此相反。地表土壤熱通量在感熱潛熱通量之前達到日最大值，且在10 cm土壤完全融化階段呈現(xiàn)最大值。

圖6 土壤不同狀態(tài)時地表土壤能量平衡分量日變化Fig.6 Diurnal variation of surface soil energy fluxes in different soil states

2013年5月5日 與2014年10月22日 的 地表 能量通量變化體現(xiàn)了10 cm土壤日凍融循環(huán)過程：隨著太陽輻射增加，凈輻射迅速增加此時地表開始融化，土壤含水量逐漸增加，潛熱通量隨之迅速增大，感熱通量與地表土壤熱通量隨著地表的加熱開始逐漸增大，在午間達到最大值后逐漸減??；到18：30后，凈輻射降為負值，感熱與地表熱通量也迅速降到負值，隨著淺層土壤開始凍結(jié)，土壤含水量減少，潛熱開始逐漸降低。

3.4 年內(nèi)季節(jié)性變化

圖7 顯示了2012—2014年地表各能量通量變化，其各年份各能量通量變化趨勢相似，本文以2013年為例進行分析。凈輻射受太陽高度角的季節(jié)變化的影響，其變化趨勢呈單峰型變化，10 cm土壤完全融化期的太陽高度角更大，因此凈輻射在此時也更大，約在6月19日達到全年最大值（日均值為142.5 W·m-2）；到11月末和12月即完全凍結(jié)階段，此時地面有積雪覆蓋，地表反照率增加，該階段凈輻射值迅速降低。

圖7 2012—2014年地表能量通量變化值Fig.7 Changes in surface energy fluxes from 2012 to 2014

一年內(nèi)，感熱通量與潛熱通量呈交替變化趨勢?，F(xiàn)有的研究表明［39］，在季風(fēng)開始前感熱大于潛熱，而在10 cm土壤完全融化階段的季風(fēng)強盛時期，潛熱超過感熱，可以達到感熱的兩倍。

感熱通量呈“雙峰型”變化，峰值分別出現(xiàn)在4月和11月，在11月14日有最大值，其日均值為95.3 W·m-2。在融化過程之前，感熱通量隨著凈輻射的增加，感熱通量到達首個峰值，此時感熱占主導(dǎo)地位；在完全融化階段，由于淺層土壤的融化過程消耗了大量能量，造成地表能量下降，感熱降低［40］；在凍結(jié)過程及完全凍結(jié)階段，感熱重新開始增加，此時感熱重新占據(jù)主導(dǎo)地位。

潛熱通量與地表土壤熱通量的季節(jié)變化與凈輻射變化趨勢相同，均為單峰形式。在融化過程中，隨著凈輻射增加，土壤溫度逐漸升高，積雪融化，土壤含水量逐漸增加，此時潛熱通量開始增大；在完全融化階段，受季風(fēng)影響，潛熱通量在6月7日有最大值（日均值為87.0 W·m-2），潛熱占主體地位；凍結(jié)過程開始，由于土壤含水量降低，地表蒸散發(fā)減弱，使得潛熱呈下降趨勢；至完全凍結(jié)階段，潛熱達到最小值。

地表土壤熱通量的值變化幅度相對較小，在完全融化階段高，完全凍結(jié)階段低。融化過程中，隨著積雪融化與凈輻射的增加，土壤開始迅速向下傳遞能量，此時地表土壤熱通量日總值為正；至完全融化階段有最大值（日均值為6.5 W·m-2），此時氣溫較高，地表從大氣吸收熱量；凍結(jié)過程開始，地表土壤熱通量日總量開始變?yōu)樨撝?；完全凍結(jié)階段地表土壤熱通量日總量始終為負值，即土壤損失能量，此時地表向大氣釋放熱量。從全年尺度看，雖然地表土壤熱通量在能量平衡中所占比例很小，但地表土壤熱通量具有白天吸收能量、夜晚釋放能量；完全融化階段儲存熱量、完全凍結(jié)階段釋放熱量的特點，而且地表土壤熱通量在全年的能量平衡收支中近似地起到了“緩存”作用，因而需要重視其在研究中的作用［41］。

2012—2014年，唐古拉地表各能量的年平均值如表4所示。凈輻射受太陽輻射影響，呈現(xiàn)出先增加后降低的變化。感熱通量總體呈現(xiàn)下降變化，與近年來的觀測研究結(jié)果一致［2］；潛熱通量表現(xiàn)出增加的變化，這與土壤濕度的持續(xù)增加有很大的關(guān)系。地表土壤熱通量年平均值均為正值，呈現(xiàn)出持續(xù)降低的變化趨勢。

表4 2012—2014年地表能量通量年平均值Table 4 Annual average surface energy fluxes from 2012 to 2014

4 結(jié)論

本文利用2012—2014年唐古拉站多年凍土觀測數(shù)據(jù)，研究了地表凍融循環(huán)過程中地表能量平衡特點、各能量通量的日變化和季節(jié)變化特征，以期對高原多年凍土區(qū)陸面過程研究有所貢獻。主要結(jié)論如下：

（1）研究時段內(nèi)，10 cm淺層土壤完全凍結(jié)階段持續(xù)時間長于完全融化階段，淺層土壤融化過程所需時間普遍長于凍結(jié)過程所需時間。融化過程起止時間提前，融化過程所需時間有所增加且凍結(jié)過程起止時間推后，使得完全融化階段天數(shù)持續(xù)增長且逐漸接近完全凍結(jié)階段天數(shù)。

（2）淺層土壤完全融化階段的能量閉合率普遍好于完全凍結(jié)階段的能量閉合率，此外在完全凍結(jié)階段，由于地表積雪覆蓋，地表反照率變大，凈輻射值減小，導(dǎo)致能量閉合率大于1。

（3）季節(jié)變化中，10 cm土壤融化過程與完全融化階段，土壤含水量增加，凈輻射與潛熱通量呈增加趨勢，感熱通量變化較小，地表土壤熱通量為正值，此時潛熱通量占主導(dǎo)地位；在凍結(jié)過程與完全凍結(jié)階段，土壤含水量減小，凈輻射與潛熱通量降低，感熱通量呈增加趨勢，地表土壤熱通量為負值，此時感熱通量占主導(dǎo)地位。地表能量各分量在日凍融循環(huán)過程中呈單峰型變化趨勢，地表熱通量先于感熱通量以及潛熱通量達到最大值。

由于資料限制，本文僅對唐古拉站2012—2014年的觀測數(shù)據(jù)進行了分析。在今后的研究中，將結(jié)合多年觀測資料，并與其他站點進行對比分析，進一步探究青藏高原多年凍土區(qū)陸面過程的年際變化。