青藏高原多年凍土區(qū)地表能量收支過(guò)程及其對(duì)活動(dòng)層影響的初步分析

劉金科，姚濟(jì)敏，谷良雷，李 韌，吳曉東，吳通華，謝昌衛(wèi)，鄒德富，喬永平，胡國(guó)杰，肖 瑤，史健宗

（1.中國(guó)科學(xué)院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 冰凍圈科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 藏北高原冰凍圈特殊環(huán)境與災(zāi)害國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站，甘肅 蘭州 730000；2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049；3.中國(guó)科學(xué)院 西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 寒旱區(qū)陸面過(guò)程與氣候變化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅 蘭州 730000）

0 引言

青藏高原（以下亦稱(chēng)高原）平均海拔高度超過(guò)4 000 m，是亞洲眾多河流的發(fā)源地，被稱(chēng)為“第三極”、“亞洲水塔”［1-2］。該地區(qū)的能量和水分循環(huán)是全球能量和水分循環(huán)的重要組成部分，對(duì)我國(guó)、周邊國(guó)家乃至世界的氣候環(huán)境均有著深遠(yuǎn)影響［3-7］。高原上多年凍土廣泛發(fā)育，面積約為1.06×106km2［8］，在全球變暖的背景下，其對(duì)氣候變化十分敏感［9］?；顒?dòng)層作為多年凍土與大氣間水熱交換的過(guò)渡層，其變化與地表能水交換過(guò)程存在復(fù)雜的相互作用關(guān)系［10］。地表能量收支直接影響活動(dòng)層水熱狀況，而活動(dòng)層凍融過(guò)程會(huì)引起土壤內(nèi)部水分的頻繁相變，從而改變土壤的水熱狀況［10-11］、地表蒸散發(fā)［12］，反過(guò)來(lái)又影響地表能水交換過(guò)程［13］、水文過(guò)程［14-15］、土壤碳循環(huán)［16］等。因此，研究多年凍土區(qū)地表能量通量變化及其對(duì)活動(dòng)層的影響，對(duì)深刻認(rèn)識(shí)多年凍土與氣候系統(tǒng)圈層間的相互作用具有重要意義。

高原地表能量收支研究已經(jīng)取得了一系列的研究成果。第一次大氣科學(xué)實(shí)驗(yàn)（QXP-MEX）、GAME-Tibet 實(shí)驗(yàn)、第二次大氣科學(xué)實(shí)驗(yàn)（TIPEX）、CAMP-Tibet 實(shí)驗(yàn)、第三次大氣科學(xué)實(shí)驗(yàn)以及TPCSIEA 實(shí)驗(yàn)均把高原地表能水過(guò)程作為關(guān)注的焦點(diǎn)問(wèn)題，并獲取了大量分析數(shù)據(jù)［17-18］，這為深入理解高原能量水分循環(huán)過(guò)程提供了寶貴的資料和參考依據(jù)。已有研究表明，地表輻射熱量交換與多年凍土和季節(jié)凍土的形成密切相關(guān)［19］，其變化對(duì)凍土的形成和發(fā)育具有決定作用［20］；而土壤凍融過(guò)程和季風(fēng)又顯著影響地表能量收支過(guò)程，使其呈現(xiàn)冬春季節(jié)湍流通量以感熱為主，夏秋季節(jié)以潛熱為主的季節(jié)特征［17，21-23］，其中北麓河［12，24］、唐古拉［21，25］及西大灘［21］等典型多年凍土區(qū)土壤的凍融過(guò)程對(duì)地表能量收支過(guò)程有顯著影響，而藏北高原地區(qū)［3］季節(jié)凍土凍融過(guò)程對(duì)地表能量收支的影響則相對(duì)較弱。

近幾十年來(lái)，青藏高原增溫迅速［26-29］，升溫率超過(guò)全球平均的2 倍［16］，高原多年凍土呈現(xiàn)不同程度的退化趨勢(shì)［30］，表現(xiàn)為活動(dòng)層增厚、多年凍土溫度升高、多年凍土下界上移等，這些變化與地表能水交換過(guò)程聯(lián)系密切。因此，有必要分析地表能量收支過(guò)程對(duì)活動(dòng)層變化的影響?；诖耍疚睦锰乒爬臀鞔鬄┱军c(diǎn)的氣象、渦動(dòng)及活動(dòng)層資料，結(jié)合SHAW（Simultaneous Heat and Water）模型，研究高原多年凍土區(qū)長(zhǎng)時(shí)間序列地表能量收支變化及其影響因素，初步探討地表能量收支過(guò)程對(duì)活動(dòng)層變化的影響，為增強(qiáng)全球變暖背景下高原多年凍土區(qū)地-氣相互作用的認(rèn)識(shí)提供科學(xué)參考。

1 資料來(lái)源與研究方法

1.1 觀測(cè)站點(diǎn)概況

本文選取唐古拉（TGLMS，91°56′ E，33°04′ N，海拔5 100 m）和西大灘綜合觀測(cè)場(chǎng)（XDTMS，94°08′ E，35°43′ N，海拔4 538 m）作為研究站點(diǎn)，地理位置如圖1所示。其中唐古拉綜合試驗(yàn)觀測(cè)場(chǎng)位于高原腹地連續(xù)多年凍土區(qū)，該區(qū)域地勢(shì)平坦開(kāi)闊，被高寒草甸覆蓋，植被稀疏低矮。2005—2015年平均氣溫為-4.7 ℃，年降水量約363.1 mm。從地表到地下10 cm 深度砂粒含量為80%，黏粒含量為8%，粉粒含量為12%［31］。西大灘綜合試驗(yàn)觀測(cè)場(chǎng)位于高原多年凍土區(qū)北界附近，下墊面類(lèi)型為不連續(xù)多年凍土［32］。該站點(diǎn)周?chē)鷧^(qū)域開(kāi)闊平坦，植被類(lèi)型以高寒草甸為主。2008—2016 年平均氣溫為 -3.7 ℃，年降水量約392.9 mm。從地表到地下10 cm 深度砂粒含量為72%，黏粒含量為11%，粉粒含量為17%［31］。

圖1 研究站點(diǎn)分布［8］Fig.1 The location of observation sites［8］

1.2 數(shù)據(jù)與儀器信息

研究選取2005—2015 年唐古拉和2008—2016年西大灘綜合觀測(cè)場(chǎng)氣象、渦動(dòng)通量以及活動(dòng)層等觀測(cè)資料。綜合觀測(cè)場(chǎng)的氣象資料由三層氣象梯度塔觀測(cè)得到，主要包括3 層風(fēng)溫濕壓（2 m、5 m、10 m）、降水量、雪深、輻射、土壤熱通量（5 cm、10 cm、20 cm）等要素的測(cè)量；渦動(dòng)通量數(shù)據(jù)由渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)儀器觀測(cè)獲得；活動(dòng)層水熱數(shù)據(jù)由接入CR3000 型數(shù)采儀的監(jiān)測(cè)儀器觀測(cè)獲得，其中活動(dòng)層厚度根據(jù)一年之中0 ℃等溫線最大穿透深度確定。各儀器信息具體見(jiàn)表1。

表1 唐古拉和西大灘綜合觀測(cè)場(chǎng)儀器說(shuō)明Table 1 Descriptions of instruments at Tanggula and Xidatan observation sites

1.3 數(shù)據(jù)處理方法

1.3.1 湍流通量

本文采用渦動(dòng)相關(guān)法、氣象梯度法和SHAW 模型相結(jié)合進(jìn)行感熱和潛熱的計(jì)算。以渦動(dòng)相關(guān)系統(tǒng)觀測(cè)結(jié)果為基礎(chǔ)，利用氣象梯度法和SHAW 模型對(duì)缺失或質(zhì)量相對(duì)較差的結(jié)果進(jìn)行插補(bǔ)以獲取長(zhǎng)時(shí)間序列較為完整的湍流通量數(shù)據(jù)。

渦動(dòng)相關(guān)法是目前計(jì)算地氣間湍流通量最先進(jìn)和常見(jiàn)的方法，主要利用三維超聲風(fēng)速儀和開(kāi)路紅外氣體分析儀觀測(cè)得到風(fēng)速、溫度、CO2、H2O 等數(shù)據(jù)，通過(guò)EddyPro 軟件對(duì)觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行野點(diǎn)值去除、二次坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)傾斜校正、頻率響應(yīng)校正、超聲虛溫的側(cè)向風(fēng)校正、WPL 修正、質(zhì)量控制等得出感熱和潛熱［18，25，33］。

氣象梯度法是根據(jù)莫寧-奧布霍夫相似性理論，通過(guò)風(fēng)速、位溫、空氣比濕廓線公式計(jì)算感熱與潛熱［18，34］，由于2 m 和5 m 的氣象數(shù)據(jù)計(jì)算的結(jié)果質(zhì)量較好，故本次研究中使用2 m 和5 m 的氣象梯度數(shù)據(jù)。

SHAW 模型由Flerchinger 等［35］（1989 年）開(kāi)發(fā)，被廣泛用于模擬土壤凍融過(guò)程中系統(tǒng)各層的水熱特征和能量變化。它不僅考慮植被冠層、積雪覆蓋、土壤層，還考慮了殘留物層對(duì)土壤凍融的影響，因此不同于其他的陸面過(guò)程模型。總體上SHAW模型模擬的通量變化趨勢(shì)與渦動(dòng)觀測(cè)值相一致，能較好地反映出唐古拉、西大灘地區(qū)湍流通量的變化（表2）。

表2 SHAW模型湍流通量模擬效率參數(shù)Table 2 Turbulent flux simulation performance statistics of SHAW model

1.3.2 凈輻射和地表土壤熱通量

凈輻射由氣象塔觀測(cè)的輻射四分量計(jì)算獲得，即：凈輻射=短波向下輻射-短波向上輻射+長(zhǎng)波向下輻射-長(zhǎng)波向上輻射；地表土壤熱通量是通過(guò)5 cm 土壤熱通量和一維熱傳導(dǎo)方程線性插值獲得［21，31］。

1.3.3 地表凍融指數(shù)

根據(jù)Frauenfeld 等［36］和Wu 等［37］的相關(guān)約束條件，將每年7 月1 日至次年6 月30 日作為地表凍結(jié)指數(shù)計(jì)算周期，每年1 月1 日至12 月31 日作為地表融化指數(shù)計(jì)算周期，以確保整個(gè)凍結(jié)期和融化期的負(fù)溫和正溫均得到計(jì)算。由于觀測(cè)場(chǎng)地植被稀疏低矮，地面溫度由陸面溫度近似獲得，其中陸面溫度是基于Stefan-Boltzmann 定律利用向上和向下的長(zhǎng)波輻射數(shù)據(jù)估算得出［34］。

2 結(jié)果與討論

2.1 氣象要素變化特征

圖2顯示唐古拉和西大灘氣溫、地氣溫差、降水量、土壤含水量以及風(fēng)速的年際變化及趨勢(shì)，可以看出：唐古拉和西大灘兩個(gè)站點(diǎn)的年平均氣溫分別以0.03 ℃·a-1和0.11 ℃·a-1的速率呈波動(dòng)上升趨勢(shì)。兩站點(diǎn)的地氣溫差亦呈波動(dòng)上升趨勢(shì)且變化速率基本一致，升溫率分別為0.11 ℃·a-1和0.10 ℃·a-1。唐古拉和西大灘年降水量均呈減小趨勢(shì)，變化速率分別為-2.6 mm·a-1和-14.0 mm·a-1，唐古拉年降水量在2012年前變化較緩，隨后變化劇烈，并在2015年出現(xiàn)最小值（226.9 mm）；而西大灘年降水量在2012年前變化幅度較大，2012年后則趨于平緩。10 cm土壤含水量均有微弱減小，這與降水量變化密切相關(guān)。兩站年均風(fēng)速均呈下降趨勢(shì)且變化速率相當(dāng)，分別為-0.016 m·s-1·a-1和-0.017 m·s-1·a-1?？傮w上，唐古拉和西大灘站各氣象要素呈現(xiàn)氣溫、地氣溫差在增加，降水量、10 cm 土壤含水量和風(fēng)速在減少的趨勢(shì)。這與先前在唐古拉和西大灘的研究結(jié)果基本一致［32］，但不同于高原整體降水量增加［38-39］的已有研究結(jié)果，這與研究時(shí)段和區(qū)域范圍的不同有關(guān)。

圖2 2005—2016年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）各氣象要素變化特征Fig.2 The variation characteristics of meteorological elements in Tanggula and Xidatan during 2005—2016

2.2 地表能量通量年際變化

圖3為青藏高原多年凍土區(qū)唐古拉和西大灘凈輻射、感熱、潛熱以及地表土壤熱通量的年平均值變化特征。由圖可知，2005 年以來(lái)兩站凈輻射均呈波動(dòng)上升趨勢(shì)，其中唐古拉上升趨勢(shì)尤為明顯，大約每年增加2.1 W·m-2，西大灘凈輻射平均每年增加1.1 W·m-2。唐古拉和西大灘感熱隨凈輻射增加亦呈緩慢增加趨勢(shì)。唐古拉感熱2008 年前緩慢升高，受2008年凈輻射、地氣溫差低值的影響，感熱在2008 年迅速下降至26.6 W·m-2，隨后又緩慢增加，其變化速率為0.7 W·m-2·a-1；西大灘感熱變化較平穩(wěn)，以0.3 W·m-2·a-1的速率緩慢增加。兩站潛熱則呈下降趨勢(shì)，唐古拉下降趨勢(shì)最明顯，平均每年可減少1.6 W·m-2，并在2015 年降至最低值，這與2015 年降水量顯著減少有關(guān)；西大灘潛熱下降趨勢(shì)較緩，平均每年僅減少0.4 W·m-2；地表土壤熱通量的變化幅度較小，唐古拉地表土壤熱通量平均每年減小0.04 W·m-2，雖呈微弱的減小趨勢(shì)，但其年均值均為正值，表明能量由地表向下輸送，下層土壤吸熱；西大灘地表土壤熱通量亦為正值且呈增加趨勢(shì)，平均每年增加0.1 W·m-2?？傮w上，兩站2005年以來(lái)凈輻射、感熱呈增大，潛熱呈減小，地表土壤熱通量呈不明顯變化趨勢(shì)。已有研究表明，高原自1980年以來(lái)，感熱呈現(xiàn)減弱趨勢(shì)［7，40］，而在2000年后逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樵黾于厔?shì)，潛熱逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)闇p小趨勢(shì)［33，39，41-44］，這與本文研究結(jié)果一致。

圖3 2005—2016年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）年平均地表能量通量變化特征（Rn為凈輻射，H為感熱，LE為潛熱，G為地表土壤熱通量，下同）Fig.3 The interannual variations of surface energy fluxes at TGL and XDT sites from 2005 to 2016（Rn is net radiation， H is sensible heat flux，LE is latent heat flux，and G is ground soil heat flux，similarly below）

兩站地表能量通量與氣象要素之間的相關(guān)關(guān)系基本一致（表3）。凈輻射與氣溫、地氣溫差均呈正相關(guān)，其中與地氣溫差的相關(guān)性更好；感熱與凈輻射相似，與氣溫呈正相關(guān)，但與地氣溫差的相關(guān)性更顯著（P＜0.01），相關(guān)系數(shù)分別為0.883 和0.768，而潛熱與降水量、10 cm 土壤含水量亦呈正相關(guān)關(guān)系，與降水量的相關(guān)系數(shù)分別為0.618 和0.490，與10 cm 土壤含水量的相關(guān)系數(shù)為0.736（P＜0.05）和0.435，其中唐古拉潛熱與降水量、10 cm 土壤含水量的相關(guān)性更顯著。地表土壤熱通量與氣溫的相關(guān)性較好，相關(guān)系數(shù)分別為0.500 和0.753（P＜0.05）。積雪的高反照率和低導(dǎo)熱率亦是影響地表能量通量的關(guān)鍵因素［31］，研究表明，高原積雪與感熱呈顯著負(fù)相關(guān)［45］，且高原自1990s 末積雪呈減少趨勢(shì)［46-47］。高原積雪的減少使得地表反照率減小，短波輻射、地氣溫差增強(qiáng)，可能進(jìn)一步改變了由地氣溫差貢獻(xiàn)的感熱的變化［45，48］?？梢钥闯?，氣候環(huán)境變化對(duì)地表能量通量有重要作用，這是導(dǎo)致感熱和潛熱變化的原因之一。

表3 地表能量通量與氣象要素的相關(guān)系數(shù)Table 3 The correlation coefficients between surface energy fluxes and meteorological elements

2.3 地表能量通量季節(jié)變化

圖4 為2011 年唐古拉、西大灘日平均地表能量通量的變化狀況，由圖4 可看出兩站地表能量通量的年內(nèi)變化趨勢(shì)基本一致。冬季凈輻射較小，土壤含水量較小，此時(shí)凈輻射主要轉(zhuǎn)化為感熱，潛熱相對(duì)較??；春季凈輻射增大，土壤開(kāi)始融化，植被有所生長(zhǎng)，但土壤含水量還較低，使得感熱迅速增大并在4 月達(dá)到最大值，兩站感熱最大日均值分別為102.9 W·m-2和74.8 W·m-2，此時(shí)潛熱較小。夏秋季唐古拉、西大灘凈輻射日均值達(dá)到最大值，分別為216.1 W·m-2和231.4 W·m-2，隨著季風(fēng)爆發(fā)，降水量明顯增多，兩站5—10 月份降水量占全年的92%以上，土壤含水量迅速增加，植被生長(zhǎng)旺盛，地表蒸發(fā)強(qiáng)烈，潛熱迅速增大，并在7 月份達(dá)到最大值，而感熱則有所減小。地表土壤熱通量與凈輻射變化相似，但其變化幅度較小。

圖4 2011年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）地表能量通量日平均變化Fig.4 The diurnal average variations of surface energy fluxes at TGL and XDT in 2011

對(duì)比兩站結(jié)果可知（表4）：2011 年唐古拉凈輻射、感熱和潛熱年均值均高于西大灘，而地表土壤熱通量年均值低于西大灘。唐古拉和西大灘凈輻射年均值分別為84.4 W·m-2和82.1 W·m-2，前者略高于后者，原因在于唐古拉海拔高于西大灘，而緯度低于西大灘，其全年接收到的太陽(yáng)輻射較西大灘多；此外，2011 年夏秋季西大灘積雪日較多，占全年積雪日的50%，導(dǎo)致西大灘凈輻射波動(dòng)劇烈；而唐古拉積雪日相對(duì)較少，波動(dòng)較小，因而唐古拉凈輻射年均值較大。唐古拉和西大灘感熱年均值分別為36.9 W·m-2和27.3 W·m-2。感熱主要受地氣溫差影響，地氣溫差越大，感熱越大。唐古拉地氣溫差年均值為2.1 ℃，西大灘為1.5 ℃，唐古拉地氣溫差高于西大灘，從而導(dǎo)致唐古拉感熱相對(duì)較大。兩站潛熱年均值分別為44.5 W·m-2和35.7 W·m-2，唐古拉潛熱年均值高于西大灘。分析發(fā)現(xiàn)潛熱與降水量密切相關(guān)，降水量越多，地表蒸發(fā)作用越強(qiáng)，潛熱越大。唐古拉2011 年降水量為377.9 mm，西大灘2011 年降水量為341.1 mm，唐古拉年降水量更多，地表蒸發(fā)作用更強(qiáng)，因而潛熱相對(duì)更大。唐古拉地表土壤熱通量年均值較低于西大灘，兩站年均值分別為1.7 W·m-2和1.9 W·m-2。這是由于兩站土壤導(dǎo)熱率相差不大，而西大灘土壤溫度梯度大于唐古拉，2～10 cm 年平均溫度梯度絕對(duì)值分別為6.1 ℃·m-1和1.6 ℃·m-1，因此西大灘地表土壤熱通量大于唐古拉。以上分析表明：唐古拉和西大灘地表能量通量年內(nèi)變化趨勢(shì)基本一致，湍流通量冬春季節(jié)主要以感熱為主，夏秋季節(jié)主要以潛熱為主。海拔、緯度、坡向、土壤凍融過(guò)程、積雪、降水、植被等因素對(duì)多年凍土區(qū)地表能量分配有重要影響。

表4 2011年唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）地表能量通量季節(jié)特征Table 4 The seasonal characteristics of surface energy fluxes at TGL and XDT

2.4 地表能量收支與活動(dòng)層變化

2.4.1 土壤熱通量對(duì)地表凍融指數(shù)的影響

地表土壤熱通量是影響下伏土壤水熱變化最重要的能量，直接作用于活動(dòng)層，影響凍融過(guò)程，最直觀的反映就是土壤溫度的變化［49］。唐古拉地表溫度由2005 年的-2.9 ℃升高到2015 年的-1.3 ℃，升高了1.6 ℃；西大灘地表溫度由2008 年的 -4.0 ℃升高到2016 年的-1.2 ℃，升高了2.8 ℃，兩站地表溫度均有明顯升高。通過(guò)計(jì)算唐古拉、西大灘地表凍融指數(shù)可知（圖5）：2005—2016 年兩站凍結(jié)指數(shù)均呈顯著下降趨勢(shì)，變化速率分別為 -41.7 ℃·d·a-1和-36.1 ℃·d·a-1。兩站融化指數(shù)均呈緩慢上升趨勢(shì)，增長(zhǎng)速率分別為12.2 ℃·d·a-1和25.1 ℃·d·a-1。

圖5 唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）地表凍融指數(shù)變化Fig.5 The variations of surface freezing-thawing indices in TGL and XDT

圖6為兩站地表凍融指數(shù)與地表土壤熱通量的相關(guān)性，可看出兩站地表凍結(jié)指數(shù)均隨地表土壤熱通量的增加而減少，融化指數(shù)均隨地表土壤熱通量的增加而增加。地表土壤熱通量越大，土壤吸收的能量越多，土壤溫度逐漸升高，負(fù)值逐日溫度絕對(duì)值減小，正值逐日溫度絕對(duì)值增大，從而導(dǎo)致凍結(jié)指數(shù)下降，融化指數(shù)上升。相比較而言，西大灘地表融化指數(shù)與地表土壤熱通量的相關(guān)性更好，這與土壤溫度梯度密切相關(guān)。土壤熱通量與溫度梯度成正比，溫度梯度越大，土壤熱通量越大。西大灘土壤溫度梯度較唐古拉大，地表土壤熱通量較高，與融化指數(shù)關(guān)系更好。

圖6 唐古拉和西大灘地表凍融指數(shù)與地表土壤熱通量的相關(guān)Fig.6 Correlations between surface freezing-thawing indices and surface soil heat flux at the Tanggula and Xidatan sites

2.4.2 土壤熱通量對(duì)活動(dòng)層的影響

圖7為唐古拉和西大灘活動(dòng)層厚度變化以及活動(dòng)層厚度與地表土壤熱通量的相關(guān)性，可以看出兩站活動(dòng)層厚度均呈增加趨勢(shì)，且隨著地表土壤熱通量的增大而增厚。2006—2015年唐古拉活動(dòng)層厚度顯著增加，由328 cm 增加到404 cm，平均每年增加8.9 cm。而西大灘活動(dòng)層厚度增加速率較緩，由121.2 cm增加到133.1 cm，平均每年僅增加1.6 cm。這是由于西大灘站位于高原多年凍土區(qū)北部邊界，多年凍土溫度較高，土壤內(nèi)部水熱交換較強(qiáng)，較多的能量消耗在土壤水分相變熱過(guò)程中，從而導(dǎo)致其厚度增加緩慢［32］，與現(xiàn)有研究得出低溫多年凍土區(qū)較高溫多年凍土區(qū)活動(dòng)層厚度變化明顯的結(jié)論相一致［16］。唐古拉和西大灘的活動(dòng)層厚度均隨著地表土壤熱通量的增大而增厚，這表明土壤熱通量與活動(dòng)層厚度之間關(guān)系密切。Li等［50］的研究也表明土壤熱通量與活動(dòng)層厚度之間呈正相關(guān)，并統(tǒng)計(jì)得出青藏公路兩側(cè)土壤熱通量增加1 W·m-2，活動(dòng)層厚度增加24 cm。

圖7 唐古拉（TGL）和西大灘（XDT）活動(dòng)層厚度變化以及活動(dòng)層厚度與土壤熱通量的相關(guān)性Fig.7 The variations of the active layer thickness and correlations between the active layer thickness and soil heat flux at the TGL and XDT sites

圖8 為融化期間地表土壤熱通量積累量與活動(dòng)層融化深度的變化，可以看出活動(dòng)層融化深度隨著地表土壤熱通量積累量的增大而加深，土壤熱通量積累量越大，活動(dòng)層融化深度越深，兩者之間存在顯著的線性關(guān)系。對(duì)比兩站結(jié)果可知，西大灘土壤水熱交換較強(qiáng)，使得土壤熱通量積累量與融化深度之間的斜率較小。以往的研究也表明不同下墊面活動(dòng)層融化深度隨地表能量的積累而增大，也可用乘冪關(guān)系來(lái)表示兩者之間的關(guān)系［10，49］。

圖8 地表土壤熱通量積累量對(duì)活動(dòng)層融化深度的影響（融化期間）Fig.8 The impact of surface soil heat flux on the active layer thawing depth

總之，地表能量收支過(guò)程與多年凍土活動(dòng)層水熱過(guò)程相互作用，互為影響。一方面，地表土壤熱通量是影響活動(dòng)層水熱變化的重要能量項(xiàng)，地表土壤熱通量的增加，會(huì)使得地表融化指數(shù)增大，凍結(jié)指數(shù)減小，與此同時(shí)活動(dòng)層厚度加深，活動(dòng)層融化深度與土壤熱通量積累量呈線性變化趨勢(shì)。另一方面，多年凍土活動(dòng)層的季節(jié)凍結(jié)和融化過(guò)程會(huì)改變土壤的水熱傳導(dǎo)性質(zhì)。當(dāng)土壤凍結(jié)時(shí)，水力傳導(dǎo)系數(shù)急劇下降，由于冰的熱傳導(dǎo)率大約是水的4倍，土壤的熱特性也隨之改變?；顒?dòng)層凍融循環(huán)過(guò)程中，秋冬季水分凍結(jié)放熱而春夏季冰融化吸熱減小地表土壤溫度的年變幅，同時(shí)影響地表雨水和雪融水的入滲［51］。其相變導(dǎo)致液態(tài)水分的變化進(jìn)而影響到土壤蒸發(fā)和植被蒸騰，乃至生態(tài)環(huán)境。而地表參數(shù)，例如，植被、積雪等［48，52］的改變又會(huì)作用于地表能量收支過(guò)程。隨著氣候變暖，地表土壤熱通量增大，活動(dòng)層厚度加深，每年會(huì)有越來(lái)越多的水熱相變參與到活動(dòng)層凍融循環(huán)中，多年凍土在氣候系統(tǒng)中的調(diào)節(jié)作用也會(huì)越來(lái)越強(qiáng)。

3 結(jié)論

通過(guò)分析高原多年凍土區(qū)地表能量通量長(zhǎng)時(shí)間變化規(guī)律及其對(duì)活動(dòng)層的影響，初步得到以下主要結(jié)論：

（1）唐古拉和西大灘氣溫、地氣溫差在2005—2016 年呈升高趨勢(shì)，而降水量、10 cm 土壤含水量、風(fēng)速呈減少趨勢(shì)。

（2）年際尺度上，唐古拉和西大灘氣溫和地氣溫差的增加對(duì)凈輻射與感熱的增強(qiáng)有所貢獻(xiàn)，而降水量的減少導(dǎo)致潛熱減弱。季節(jié)上，唐古拉和西大灘冬春季節(jié)主要以感熱為主，夏秋季節(jié)主要以潛熱為主，其變化主要受到海拔、緯度、坡向、土壤凍融過(guò)程、降水、植被以及積雪等因素的影響。

（3）能量收支過(guò)程是活動(dòng)層厚度變化的重要影響因子。隨著地表土壤熱通量增大，地表土壤熱通量積累量增多，土壤溫度升高，地表融化指數(shù)增大，凍結(jié)指數(shù)減小，活動(dòng)層厚度加深，融化期間地表土壤熱通量積累量與活動(dòng)層融化深度呈線性變化。