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干旱区研究 >

2025 , Vol. 42 >Issue 12: 2195 - 2206

DOI: https://doi.org/10.13866/j.azr.2025.12.04

水土资源

青藏高原高寒草甸草原土壤冻融过程中地-气水热交换特征

  • 曹晓云 , 1, 2 ,
  • 周秉荣 , 1, 2 ,
  • 颜玉倩 1, 2 ,
  • 权晨 1, 2 ,
  • 赵全宁 1, 2 ,
  • 李全平 2, 3 ,
  • 王秀英 1, 2 ,
  • 李甫 1, 2
展开
  • 1 青海省气象科学研究所， 青海 西宁 810001
  • 2 青海省防灾减灾重点实验室， 青海 西宁 810001
  • 3 海北牧业气象试验站， 青海 海晏 812200
周秉荣. E-mail:

曹晓云（1993-），女，硕士，工程师，主要从事青藏高原气候与环境研究. E-mail:

收稿日期: 2025-04-19

  修回日期: 2025-07-24

  网络出版日期: 2026-03-12

基金资助

国家自然科学基金项目(U21A2021)

国家重点研发计划项目(2022YFF1302601)

收起

Characteristics of land-atmospheric water and heat exchange during soil freezing-thawing process of alpine grassland soils on the Qinghai-Xizang Plateau

  • CAO Xiaoyun , 1, 2 ,
  • ZHOU Bingrong , 1, 2 ,
  • YAN Yuqian 1, 2 ,
  • QUAN Chen 1, 2 ,
  • ZHAO Quanning 1, 2 ,
  • LI Quanping 2, 3 ,
  • WANG Xiuying 1, 2 ,
  • LI Fu 1, 2
Expand
  • 1 Institute of Qinghai Meteorological Science Research, Xining 810001, Qinghai, China
  • 2 Key Laboratory of Disaster Prevention and Mitigation of Qinghai Province, Xining 810001, Qinghai, China
  • 3 Haibei Animal Husbandry Meteorological Test Station, Haiyan 812200, Qinghai, China

Received date: 2025-04-19

  Revised date: 2025-07-24

  Online published: 2026-03-12

Fold

摘要

利用中国气象局海北牧业试验站（以下简称海北站）的土壤温湿度、涡动观测资料，分析了青藏高原典型高寒草甸草原土壤冻融过程中地-气水热交换特征。结果表明：（1） 土壤冻融过程显著影响浅层土壤温湿度。稳定冻结期土壤温度最低（-13.8 ℃），完全融化期土壤温度最高（23.3 ℃），土壤湿度在稳定冻结期降至5.7%，完全融化期增至24.7%。（2） 土壤冻融过程显著改变地表能量分配，尤其在冻融转换期。净辐射在完全融化期最高（107.1 W·m-2），稳定冻结期最低（8.9 W·m-2），主要被感热和潜热所消耗，分别占全年的45.1%和49.7%；完全融化（稳定冻结）期，以潜热（感热）通量为主，而在融化（冻结）期，均以感热通量为主。（3） 浅层土壤温湿度、能量通量日变化均呈单峰型。晴天完全融化期土壤温度日变幅最大（10.9 ℃），冻结期最小（1.8 ℃）；土壤湿度日变幅较小，融化期最大为1.5%。完全融化期净辐射日变幅最大（635.7 W·m-2），潜热通量日变幅最高（197.5 W·m-2），感热通量在融化期日变幅最高（315.1 W·m-2），地表热通量在稳定冻结期日变幅最大（180.0 W·m-2）。天气类型与冻融阶段共同调控土壤温湿度变化，并通过调控辐射输入与土壤相变影响能量分配。

关键词： 青藏高原; 土壤冻融; 水热交换; 能量通量

本文引用格式

曹晓云 , 周秉荣 , 颜玉倩 , 权晨 , 赵全宁 , 李全平 , 王秀英 , 李甫 . 青藏高原高寒草甸草原土壤冻融过程中地-气水热交换特征[J]. 干旱区研究, 2025 , 42(12) : 2195 -2206 . DOI: 10.13866/j.azr.2025.12.04

Abstract

Using soil temperature, humidity and eddy observation data from the Haibei Pastoral Experiment Station of the China Meteorological Administration (hereinafter referred to as Haibei station), we analysed the characteristics of land-atmospheric water and heat exchange during soil freezing-thawing process of typical alpine meadowed grassland soils on the Qinghai-Xizang Plateau. The results showed that: (1) the soil freezing and thawing process significantly affected the shallow soil temperature and humidity. The soil temperature was the lowest during the stable freezing period (-13.8 ℃) and the highest during the complete thawing period (23.3 ℃), while soil humidity decreased to 5.7% during the stable freezing period and increased to 24.7% during the complete thawing period. (2) Soil freezing and thawing processes significantly changed the surface energy distribution, especially during the freeze-thaw transition season. Net radiation was highest during the complete thaw period (107.1 W·m-2) and lowest during the stable freeze period (8.9 W·m-2), and was mainly consumed by sensible and latent heat, accounting for 45.1% and 49.7% of the year, respectively. During the complete thaw (stable freeze) period, latent heat (sensible) fluxes predominated, whereas during the thaw (freeze) period, both were dominated by sensible heat fluxes. During the complete melting (stable freezing) period, the latent heat (sensible heat) flux was dominant, while during the ablation (freezing) period, the sensible heat flux was dominant. (3) The daily changes of temperature, humidity and energy fluxes in the shallow soil showed a single-peak pattern. The daily variation of soil temperature was the largest (10.9 ℃) during the complete melting period on sunny day and the smallest (1.8 ℃) during the freezing period, the daily variation of soil humidity was small, with a maximum of 1.5% during the melting period. The daily variation of net radiation was the largest (635.7 W·m-2) during the complete melting period, and the variation of latent heat fluxes was the largest (197.5 W·m-2), the variation of sensible heat flux reached its maximum during the melting period (315.1 W·m-2), while the variation of surface heat flux peaked during the stable freeze period (180.0 W·m-2). The weather type and the freeze-thaw phase jointly regulate the soil temperature and humidity changes, and influence the energy distribution by regulating the radiation input and the soil phase change.

Key words： Qinghai-Xizang Plateau; soil freezing and thawing; water-heat exchange; energy fluxes

青藏高原是全球面积最大、海拔最高的独立地貌单元，地形复杂多样，广泛分布着冰川、积雪和冻土，独特的地理环境使其热力作用对区域环境乃至全球气候变化产生了显著影响[1]，因此，被视为“全球气候变化的驱动机与放大器”[2]。其中，冻土总面积约130×104 km2，占高原总面积的52%[3]，是反映气候变化的敏感指标[4]，土壤冻融循环很大程度上通过土壤水分相变和地气温差影响地-气能量和水分交换[5-6]。研究青藏高原土壤冻融过程中地-气水热传输规律，对于理解区域气候变化、生态环境演变以及防灾减灾具有重要意义。
青藏高原土壤冻融过程中，地-气相互作用一直是学者们研究的热点。20世纪60年代以来，开展了一系列大气科学试验和研究项目，通过观测、遥感和数值模拟等方法进行了定量评价。例如，Ma等[7]利用唐古拉地区的观测资料研究发现地表能量通量与冻融过程密切相关，具有明显的季节变化特征，暖季表层土壤热通量为正，冷季为负，冷季地表能量收支主要由感热通量构成，暖季主要由潜热通量构成。赵林等[8]根据五道梁附近的观测资料发现，在融化和冻结过程中，活动层中水热耦合特征较为复杂，水分的迁移量极大，而在稳定冻结和完全融化期活动层中的水分迁移量较小，热量主要以传导方式传输。在不同冻融阶段，活动层中的水热耦合过程伴随着水分输运的不同而发生变化。武月月等[9]通过黄河源区高寒草原多年冻土的观测资料发现，净辐射转化为感热通量与潜热通量的配置在完全融化期和稳定冻结期明显不同，近地面地-气水热交换过程在不同土壤冻融阶段呈现出不同特征。张戈等[10]通过黄河源区玛曲高寒草甸季节性冻土的观测资料以及陆面模式CLM 5.0模拟发现，在不同土壤冻融过程中土壤温/湿度、净辐射和能量通量均存在明显的日变化，表层土壤水分在冻融作用下发生变化，这种变化会直接作用于地表辐射能量的收支与分配过程。
土壤冻融过程会显著影响近地面地-气水热交换，然而，由于青藏高原下垫面复杂多样、自然环境条件极端恶劣，高原土壤冻融过程中地-气水热交换的时空变化规律存在诸多不确定性[11-12]。局地气候、下垫面类型、土壤质地、土壤含水量等地表参数均会使得高原不同区域地表热力特征存在显著差异[7,11-12]，海北地处青藏高原东北部，是低空偏西风（西风）和偏南风（季风）的交汇处[13]，也是大气变化敏感区和生态系统脆弱区[14]，分布着典型的高寒草甸草原，地表、植被和气象特征与高原其他区域明显不同，因此，这一区域地-气水热交换特征也必然不同。然而，目前诸多研究集中在多年冻土区和青藏高原腹地，下垫面也主要聚焦于高寒草甸和高寒草原，青藏高原东北部典型高寒草甸草原土壤冻融过程中地-气水热交换的研究成果仍然十分匮乏。
为探究青藏高原东北部典型高寒草甸草原土壤冻融过程中地-气能量与水热交换规律，本文选取海北站的观测资料，将土壤冻融过程按冻结、稳定冻结、融化、完全融化4个阶段划分，分析土壤温湿度、地表能量通量的季节变化和日变化特征，以期深入理解青藏高原东北部高寒草甸草原土壤冻融过程中的地-气水热交换特征，为该区域地气能量交换、水热循环研究提供科学依据和数据基础。

1 研究区及观测数据

1.1 研究区概况

海北站位于青藏高原东北部，平均海拔3010 m，下垫面为高寒草甸草原，地形开阔平缓，为季节性冻土区（图1）。属于高原亚干旱气候，2022—2023年平均气温1.5 ℃，年降水量408 mm。土壤质地为砂壤土，以30 cm为界，上层土壤主要是粉壤土，下层是黏壤土[15]。观测场内植物主要包括禾本科的西北针茅、溚草、冷地早熟禾、莎草科的矮嵩草和杂类草猪毛蒿、斜茎黄芪等。
图1 研究区示意图

注：底图采用国家地理信息公共服务平台标准地图制作，审图号为GS(2024)0650号，对底图边界无修改。

Fig. 1 Schematic diagram of the research area

1.2 观测数据

海北站的涡度相关系统始建于2015年，通量塔高度为35 m，涡度相关系统由三维风速风向仪及水汽分析仪组成。微气象观测系统和土壤温湿系统包括空气温湿度、风速、风向和雨量计。其中，土壤温度主要采用热电偶温度传感器进行测定；土壤湿度通过时域反射计测量；土壤热通量利用土壤热通量板测定；降水量利用雨量传感器测定；空气温湿度通过安装在防辐射罩内的空气温湿度传感器测定。值得注意的是，土壤湿度仪器测得的体积含水量数据，实际代表土壤中未冻结水分的含量。具体的观测仪器和架设高度（埋深）见表1。
表1 海北站观测仪器说明

Tab. 1 Description of observation instruments at Haibei station

观测项目 观测仪器 架设高度（埋深）/m 观测频率/min
三维超声风速 IRGASON 4 30
水汽/CO2通量 IRGASON
辐射分量 NR01 1.5
空气温度 HMP45C 2
降水量 SL3-1 0.75
土壤温度 109 0.05、0.1、0.2、0.3、0.4
土壤湿度 CS616
土壤热通量 HFP01 0.05

1.3 数据处理及分析方法

1.3.1 涡动数据处理

选取2022年7月—2023年6月的通量数据，观测数据由开路涡度相关系统采集获取，采用Li-Cor公司研发的EddyPro v6.0软件，对通量数据实施系列预处理操作，包括坐标旋转、异常值与野值剔除、超声虚温修正、倾斜校正、光谱校正、WPL校正、时间滞后补偿及质量控制等，最终生成采样周期为30 min的通量数据产品[15]。之后，为构建连续且完整的通量时间序列，对观测数据开展了系统性的剔除与插补工作。

1.3.2 土壤冻融阶段划分

参考Guo等[16-17]对土壤冻融阶段的划分方法，将土壤冻融过程划分为冻结、稳定冻结、融化、完全融化4个阶段，划分依据见表2。
表2 土壤冻融阶段划分判据

Tab. 2 Soil freezing and thawing stage classification criteria

阶段 划分判据
冻结 ${T}_{日最高温度}0 ℃$， ${T}_{日最低温度}0 ℃，$含水量剧烈变化，温度条件连续3 d达标，出现在完全融化后
稳定冻结 ${T}_{日最高温度}0 ℃$
融化 ${T}_{日最高温度}0 ℃$， ${T}_{日最低温度}0 ℃，$含水量剧烈变化，温度条件连续3 d达标，出现在稳定冻结后
完全融化 ${T}_{日最低温度}0 ℃$
选取5 cm土壤温度来确定浅层土壤的不同冻融阶段，从表3可知，海北站浅层土壤从11月开始冻结，直至3月上旬开始融化，4月上旬开始进入完全融化期。土壤完全融化期约占全年的2/3，主要在4—10月，土壤稳定冻结期有109 d，不到全年的1/3，而土壤冻结和融化期分别只有12 d和26 d。为了探究土壤冻融过程中水热交换的日变化特征，选取每个阶段典型晴天和典型云天进行分析。定义09:00—18:00时段平均向下短波辐射通量不大于400 W·m-2，且向上长波辐射通量大于200 W·m-2的为云天，其余则为晴天[18-19]。根据此条件，表3给出了不同土壤冻融阶段的典型晴天和典型云天。
表3 海北站2022年7月—2023年6月浅层土壤冻融阶段信息

Tab. 3 Information on the freeze-thaw stages of shallow soil at Haibei station from July 2022 to June 2023

土壤状态 开始时间
/年-月-日		 结束日期
/年-月-日		 日数/d 典型晴天
/年-月-日		 典型云天
/年-月-日
冻结 2022-11-05 2022-11-16 12 2022-11-05 2022-11-11，2022-11-13
稳定冻结 2022-11-17 2023-03-06 109 2023-02-19，2023-02-25，2023-03-03，2023-03-04 2022-11-21，2022-12-11，2023-01-16，2023-02-17，2023-03-02
融化 2023-03-07 2023-04-02 26 2023-03-10，2023-03-13，2023-03-27 2023-03-15，2023-03-22
完全融化 2022-07-01，
2023-04-03		 2022-11-04，
2023-06-30		 219 2022-07-11，2022-08-01，2022-09-06，2022-10-16，2023-04-28，2023-05-13，2023-06-18 2022-07-15，2022-08-22，2022-09-18，2022-10-05，2023-04-13，2023-05-27，2023-06-17

1.3.3 地表热通量计算

地表热通量按照葛骏等[20]的方法进行计算。由埋设在土层中的土壤热通量板测得所在深度的土壤热通量，再按土壤一维热传导方程计算得到：
$\frac{\partial G}{\partial Z}=-\frac{\partial {\rho }_{s}{C}_{s}T}{\partial t}$
式中：G为土壤热通量（W $\bullet {m}^{-2}$）；Z为土壤深度（m）；ρs为土壤密度 （kg$\bullet {m}^{2}$）；Cs为土壤比热容 （J$\bullet k{g}^{-1}\bullet {K}^{-1}$）；T为土壤温度（K）；t为时间。引入冻结-潜热项[21]，由式（1）积分得到：
$G\left(Z\right)=G\left({Z}_{ref}\right)+{\int }_{{z}_{ref}}^{z}\frac{\partial {\rho }_{s}{C}_{s}T\left(Z\right)}{\partial t}dz-{\int }_{{z}_{ref}}^{z}\frac{\partial {\rho }_{i}{L}_{f}{\theta }_{i}}{\partial t}dz$
式中：G(Zref)为参考深度的土壤热通量；最后一项为冻结-潜热项，冻结-潜热常数Lf为3.3×105 J$\bullet k{g}^{-1}$；ρi为冰的质量密度 （kg$\bullet {m}^{-3}$）；θi为土壤含冰量 （${m}^{3}\bullet {m}^{-3}$）。在土壤冻融过程中，水分相变释放或吸收的热量在能量平衡中占关键地位，故需针对不同冻融阶段采用差异化的计算方法[22]：
（1） 完全融化期时的土壤体积热容量为：
${\rho }_{s}{C}_{s}={\rho }_{dry}{C}_{dry}+{\rho }_{w}{C}_{w}{\theta }_{5 cm}$
式中：ρdry和ρw分别为干土、液态水的质量密度 （kg$\bullet {m}^{-3}$）；Cdry、Cw分别为干土、液态水的比热容 （J$\bullet k{g}^{-1}\bullet {K}^{-1}$）；θ5 cm为5 cm土壤含水量 （${m}^{3}\bullet {m}^{-3}$）。其中，干土热容量 ${\rho }_{dry}{C}_{dry}=0.9\times {10}^{6  }J\bullet k{g}^{-1}\bullet {K}^{-1}$；液态水热容量 ${\rho }_{w}{C}_{w}=4.2\times {10}^{6 } J\bullet k{g}^{-1}\bullet {K}^{-1}$。
（2） 在冻结期与融化期时，体积热容量为：
${\rho }_{s}{C}_{s}={\rho }_{dry}{C}_{dry}+{\rho }_{w}{C}_{w}{\theta }_{5 cm}+{\rho }_{i}{C}_{i}{\theta }_{i5 cm}$
式中：ρi为冰的质量密度（ kg$\bullet {m}^{-3}$）；Ci为冰的比热容（ J$\bullet k{g}^{-1}\bullet {K}^{-1}$）；冰热容量 ${\rho }_{i}{C}_{i}=1.9\times {10}^{6 } J\bullet k{g}^{-1}\bullet {K}^{-1}$；θi5 cm为5 cm土壤含冰量（ ${m}^{3}\bullet {m}^{-3}$），其公式为：
$\frac{\partial {\rho }_{i}{\theta }_{i5 cm}}{\partial t}=-\frac{\partial {\rho }_{w}{\theta }_{5 cm}}{\partial t}$
将式（5）差分得到：
${\theta }_{i5 cm}\left(t\right)={\theta }_{i5 cm}\left(t-1\right)+\frac{{\rho }_{w}\left({\theta }_{i5 cm}\left(t-1\right)-{\theta }_{i5 cm}\left(t\right)\right)}{{\rho }_{i}}$
式中： ${\rho }_{w}=1.0\times {10}^{3 }kg\bullet {m}^{-3}$为水的质量密度； ${\rho }_{i}=0.9\times {10}^{3 }kg\bullet {m}^{-3}$为冰的质量密度。
（3） 在稳定冻结期，体积热容量仍依据（3）式进行计算。此时，土壤中的水分大多已凝固为冰，不过仍存在少量液态水。尽管液态水含量会发生细微变动，但幅度极小，故可将土壤含冰量与含水量近似为常数[23]，土壤含冰量可由冻结开始前和结束后的含冰量差值求得。
基于上述公式，结合地表温度、5 cm深度土壤温度、含水量及土壤热通量等参数，即可得到地表热通量。其中，地表温度（T0）由地表长波辐射求得：
${T}_{0}={\left[\frac{{R}_{UL}-\left(1-{\epsilon }_{g}\right){R}_{DL}}{{\epsilon }_{g}\sigma }\right]}^{\frac{1}{4}}$
式中：RUL为向上长波辐射；RDL为向下长波辐射；εg为地表比辐射率，取0.9；σ为斯蒂芬玻尔兹曼常数，取 $5.7\times {10}^{-8} W\bullet {m}^{-3}\bullet {K}^{-4}$。

1.3.4 能量闭合率

能量闭合率是检验通量数据质量的主要方法之一[24]，在理想的下垫面中，能量闭合率定义为：
$CR=\frac{H+LE}{{R}_{n}-{G}_{0}}$
式中：CR为能量闭合率；H为感热通量；LE为潜热通量；Rn为净辐射；G0为地表热通量；当CR值越趋近于1，意味着能量闭合状况越佳。

1.3.5 波文比

波文比定义为感热通量与潜热通量之比[20]，反映生态系统中能量的分配与转换机制，计算公式为：
$\gamma =\frac{H}{LE}$
式中：γ为波文比；H为感热通量；LE为潜热通量。

2 结果与分析

2.1 近地面地-气水热交换季节变化

2.1.1 土壤温湿度季节变化

从海北站平均气温和5~40 cm土壤温度季节变化可知，土壤温度随冻融过程周期性波动，具有显著的差异性。土壤温度随大气温度降低（升高）而降低（升高），年变化幅度可达37.1 ℃，5~20 cm土层温度季节变化幅度大，20 cm以下土层温度变化平缓。在完全融化后期至稳定冻结期，土壤温度逐渐降低至-13.8 ℃，相比于浅层土壤，深层土壤的温度更高，热量由下向上传递，而在土壤融化至完全融化后期，土壤温度逐渐升高至23.3 ℃，浅层土壤温度高于深层土壤，热量由上往下传递。5~40 cm的土壤融化过程快于冻结过程，深层土壤的融化和浅层土壤几乎是同步的，土壤融化时间在不同深度并无太大差别（图2）。
图2 海北站2022年7月—2023年6月平均气温和5~40 cm土壤温度季节变化

Fig. 2 Seasonal changes in day-to-day air temperature and 5-40 cm soil temperature from July 2022 to June 2023 at Haibei station

由图3可知，土壤湿度随冻融过程周期性波动，具有显著的差异性。冻结期，各层土壤湿度值较低，10 cm平均土壤湿度相对较高，为13.3%；进入稳定冻结期，各层土壤湿度逐渐减少并于1月底达到最低值5.7%，之后略有回升，但深层土壤湿度高于浅层；融化期，随着温度升高、降水出现，各层土壤湿度快速增加，浅层土壤湿度相对较高，达14.9%；进入完全融化期，浅层土壤对降水的响应更明显，5~20 cm 处出现一个高值区，土壤湿度达24.7%，而深层土壤对降水的响应较弱，土壤湿度最大值为18.0%。与浅层土壤相比，深层土壤湿度增加（减少）的时间存在明显的滞后。
图3 海北站2022年7月—2023年6月降水量和5~40 cm土壤湿度季节变化

Fig. 3 Seasonal changes in precipitation and 5-40 cm soil moisture from July 2022 to June 2023 at Haibei station

2.1.2 地表能量通量季节变化

土壤中水分相变会影响近地面的能量分配，日冻融循环通过影响水分相变影响热量交换强度。从海北站能量通量的季节变化可知，净辐射受太阳辐射影响较大，在完全融化期平均值为107.1 W·m-2，在稳定冻结期仅为8.9 W·m-2。净辐射主要被感热和潜热消耗，分别占全年的45.1%和49.7%，仅有2.7%转化为地表热通量。冻融过程对潜热通量的变化影响显著，在完全融化期，潜热通量占净辐射的51.2%，最大值可达135.0 W·m-2。此阶段土壤湿度受降水影响较大，下垫面植被丰茂，地表通过蒸散发将大量水汽输送至大气的同时也带走了热量。而在稳定冻结期，潜热通量较小，平均值为6.0 W·m-2，最小值为1.2 W·m-2，此阶段土壤含冰量最大，抑制了水分相变，蒸散发减弱。同样，感热通量也受土壤冻融过程的影响较大，在完全融化中期，感热通量一直维持在1~50 W·m-2，此阶段地气温差较低，土壤含水量较高，地表能量分配以潜热通量为主，而除完全融化中期外，地表能量分配以感热通量为主，尤其在稳定冻结后期至完全融化前期，感热通量随净辐射的增大而增大，最大值达100.1 W·m-2，而随着进入完全融化中期，浅层土壤含水量不断增大，感热通量停止增长随后开始减小，并在1~50 W·m-2之间波动，此时，地表能量分配以潜热为主。相比于感/潜热通量，地表热通量的值较小且季节变化幅度最小，在完全融化后期至稳定冻结期，土壤热通量小于0 W·m-2，地表释放热量，尤其在稳定冻结期土壤热通量出现谷值（-25.9 W·m-2），地表对大气的加热作用最强。而在融化至完全融化中期，土壤热通量大于0 W·m-2，地表吸收热量，尤其在完全融化期土壤热通量达到峰值（26.5 W·m-2），地表对大气的冷却作用最强。感热和潜热通量的季节变化是导致波文比变化的主要原因，融化、稳定冻结和冻结期波文比平均值分别为4.1、3.7和2.6，而在完全融化期仅为0.7，较大的波文比意味着大气中水汽含量较少，区域降水概率小，也造成了海北冬半年干燥的气候（图4，表4）。
图4 海北站2022年7月—2023年6月平均能量通量的季节变化

Fig. 4 Seasonal variation of daily mean energy fluxes from July 2022 to June 2023 at Haibei station

表4 研究区各冻融期平均地表能量参数

Tab. 4 Surface energy parameters for each freeze-thaw period in the study area

时期 净辐射
/(W·m-2)		 潜热通量
/(W·m-2)		 感热通量
/(W·m-2)		 地表热通量
/(W·m-2)		 波文比
全年 71.4 35.5 32.2 -1.6 0.9
完全融化 107.1 54.8 35.6 1.4 0.7
融化 63.9 12.5 50.7 5.9 4.1
冻结 20.0 9.0 23.4 -7.9 2.6
稳定冻结 8.9 6.0 22.0 -8.7 3.7

注：表中加粗数字代表该能量分支在对应时期占比较大。

2.1.3 能量闭合状况

从海北站各冻融期平均1 h地表能量闭合状况可知，融化、完全融化、冻结、稳定冻结期的平均1 h地表能量闭合率分别为0.86、0.78、0.64和0.86，融化期和稳定冻结期能量闭合度较高，而冻结期能量闭合度相对较低（图5）。说明海北站稳定冻结期、融化期和完全融化期能量转化关系更规律，稳定冻结后土壤热状态趋稳，能量分配关系相对稳定，能量传输受相变影响减弱，而冻结期因相变使能量分配复杂、闭合度低。已有研究指出，地表积雪对能量闭合状态具有显著的调节作用，其中，积雪消融、升华过程中的能量交换，以及雪层内的能量储存，均会显著改变能量闭合的整体状况[20]。而海北站在2022年冬季因降水匮乏，地表积雪覆盖时间较短，因此，融化和稳定冻结期能量闭合状况较好。
图5 海北站2022年7月—2023年6月各冻融阶段平均1 h地表能量闭合状况

Fig. 5 Mean 1 h surface energy closure conditions for each freeze-thaw stage from July 2022 to June 2023 at Haibei station

2.2 近地面地-气水热交换日变化

2.2.1 土壤温湿度日变化

从各冻融阶段海北站典型晴天和典型云天的浅层土壤温度和湿度日变化可知，土壤温度日变化总体呈单峰型，土壤温度日变幅大，但湿度日变幅相对较小。典型晴天完全融化期土壤温度整体较高，峰值出现在16:00，达18.7 ℃，谷值出现在7:00，为7.8 ℃，平均日变幅可达10.9 ℃；融化期土壤温度稍低，但有明显的日冻融循环，说明晴天热量输入输出快，加速冻融转换；其次是冻结期、稳定冻结期，但冻结期波动小，维持在0 ℃左右，平均日变幅仅为1.8 ℃（图6a）。典型云天完全融化期温度日变幅小于晴天；融化期温度变化相对平缓；冻结、稳定冻结期温度与晴天差异小（图6b）。各冻融阶段浅层土壤湿度日变化幅度相对较小，典型晴天完全融化期土壤湿度高且平稳，可达13%左右，水分状态稳定；稳定冻结期土壤湿度最低，低至7.0%左右；融化、冻结期湿度相近，但融化期日变幅相对较高，为1.5%，存在明显的日冻融循环；冻结期波动小，维持在11.0%左右，日变幅为0.7%（图6c）。典型云天完全融化期湿度低且平稳，维持在12.0%左右；融化期湿度变化也小，冻结、稳定冻结期湿度与晴天无明显差异（图6d）。说明天气类型（晴、云）和冻融阶段共同影响浅层土壤温湿度。晴天太阳辐射强，增强温湿度日变幅；云天削弱辐射，使其变化平缓。不同冻融阶段中，完全融化期受天气影响最显著，冻结期相对稳定。
图6 各冻融阶段海北站典型晴天和典型云天的浅层土壤温湿度日变化

Fig. 6 Daily variation of shallow soil temperature and humidity on typical sunny and typical cloudy days at Haibei station during each freeze-thaw stage

2.2.2 地表能量通量日变化

由图7可知，地表能量的日变化总体呈单峰型，12:00—15:00达峰值。晴天各冻融期地表热通量均有较大日变幅，其中，稳定冻结期平均日变幅可达180.0 W·m-2，冻结期日变幅不足150.0 W·m-2（图7a）；云天各冻融期地表热通量整体波动小，差异不显著，可能是由于云遮挡导致辐射输入弱，土壤热交换受限制，能量传输缓慢且平稳（图7b）。晴天各冻融期净辐射均有明显日变幅，白天净辐射大于0 W·m-2，高至541.1 W·m-2，获得热量，夜间小于0 W·m-2，低至－76.8 W·m-2，释放热量，受太阳辐射影响，净辐射在完全融化期最大且平均日变幅最高（635.7 W·m-2），在冻结期最小且平均日变幅最低（415.2 W·m-2）（图7c）；云天各冻融期净辐射峰值显著降低，日变幅缩小，平均日变幅不足320.0 W·m-2，各冻融期差异不显著（图7d）。晴天各冻融期感热通量均随净辐射增加而升高，融化期因土壤逐步解冻，感热交换较活跃，平均日变幅可达315.1 W·m-2，冻结期相对较低，平均日变幅不足262.4 W·m-2（图7e）；云天各冻融期感热通量日变幅缩小，辐射不足限制了能量转化，各冻融期差异减小（图7f）。晴天完全融化期潜热通量峰值显著，可达198.0 W·m-2，日变幅明显，平均日变幅可达197.5 W·m-2，而稳定冻结期由于水分冻结阻碍相变，潜热通量受抑制，日最大值不足50.0 W·m-2，平均日变幅仅为31.2 W·m-2（图7g）；云天各冻融期潜热通量近乎平直，弱辐射限制了水分活动，潜热交换极缓，除完全融化期外，其余各阶段几乎无变化（图7h）。说明天气类型通过辐射调控能量输入，各冻融期通过土壤冻结/融化状态改变能量分配。晴天强化能量通量日变幅，云天则削弱；除完全融化期外，其余冻融阶段因水分相变、热传导受阻，抑制潜热、影响感热和地表热通量日波动。
图7 各冻融阶段海北站典型晴天和典型云天的能量通量日变化

Fig. 7 Daily variation of energy fluxes on typical clear and typical cloudy days at the Haibei station for each freeze-thaw stage

3 讨 论

土壤冻融循环很大程度上通过土壤水分相变和地气温差影响地-气水热交换[5-6]。本研究发现，海北站季节冻土在较快时间内发生冻结和融化，这与戴黎聪等[25]、马晶晶等[26]在青海湖流域高寒草甸季节冻土区的观测结果一致，而不同于青藏高原中部季节冻土区，如湿地隆宝，海北站土壤完全融化时间要短60 d，稳定冻结时间要长30 d，土壤冻结和融化要长10~20 d左右[27]。不同于高原中部玛曲站，土壤湿度常年较高，日土壤湿度随温度变化剧烈[10]，海北站晴天土壤温度在完全融化期日变幅最大，可达10.9 ℃，冻结期最小，平均日变幅为1.8 ℃；土壤湿度日变幅相对较小，在融化期日变幅最大，但也仅为1.5%，冻结期最小，仅为0.7%，反映了该区域地-气水热交换过程中土壤温差大、水分调控作用有限的独特特征。
土壤冻融过程中地-气水热交换特征比较复杂，受局地气象条件、下垫面类型、土壤质地、土壤含水量等因素的共同影响[6,28]。本研究发现，不同于高原中部玛曲高寒草甸在冻结和融化期，土壤湿度随土壤温度变化存在明显的日冻融循环[10]，也不同于那曲高寒草原融化期浅层土壤湿度的日变化明显小于冻结期[22]，海北高寒草甸草原在融化期有明显的日冻融循环，而冻结期温度维持在0 ℃左右，日变化平缓。这可能与海北干旱半干旱的气候条件、砂质土壤、高寒草甸草原植被类型有关。
海北站能量分配模式与青藏高原西部、中部的能量通量分配方式相似[7,9-10,29-31]，稳定冻结期以感热通量为主，完全融化期以潜热通量为主。但海北站在融化期，感热通量占主导地位，土壤融化期的平均感热通量和潜热通量分别为50.7 W·m-2和12.5 W·m-2，占净辐射的79.3%和19.6%，而高原中西部长江源区布曲冬克玛底河流域典型高寒沼泽草甸土壤融化期的平均感热、潜热通量分别为26.5 W·m-2和82.4 W·m-2，占净辐射的19.7%和61.2%。表明在冻融转换阶段高原东北部和中西部的能量分配模式存在显著的区域差异，造成这一差异的原因可能是由于土壤冻融过程通过影响表层土壤水分影响地表辐射收支和能量分配[6,8,32]，在土壤融化期，长江源区的土壤湿度较高，且下垫面多为沼泽草甸，导致更多的能量用于蒸散，因此，能量通量以潜热为主；而海北站的土壤较为干燥，下垫面为高寒草甸草原，能量更多以感热形式释放。再者，不同于高原中部高寒草甸[20]，除完全融化期外，海北站地表热通量的日变化幅度大于潜热通量，这可能是由于海北高寒草甸草原属于半干旱-半湿润过渡区，年降水量较少且集中在夏季，大部分时段土壤湿度较低，尤其在非生长季，水分限制削弱了潜热通量的波动，而土壤热容量、冻融循环及高海拔强辐射共同放大了地表热通量的日变化。
本文揭示了青藏高原典型高寒草甸草原土壤冻融过程中地-气水热交换特征，但是本研究仅依托海北站单个站点为期1 a的观测数据，相关结论仅为对该区域季节冻土冻融过程中地-气水热传输规律的初步探索，后期需拓展研究时间跨度，同时增加观测站点以获取更丰富的数据支撑。另外，本研究仅对冻融过程中能量平衡特征的形成原因进行了初步分析，而高寒草甸草原土壤冻融过程究竟如何影响能量平衡，这一科学问题仍有待深入研究。

4 结 论

选取海北站的涡动观测资料，将土壤冻融过程划分为冻结、稳定冻结、融化、完全融化4个阶段，分析了土壤温湿度、地表能量通量的季节变化和日变化特征。得出如下主要结论：
（1） 土壤冻融过程显著影响浅层土壤温湿度分布与运移。稳定冻结期浅层土壤温度最低达-13.8 ℃，土壤湿度降至5.7%；完全融化期浅层土壤出现高温（23.3 ℃）高湿区（24.7%）。
（2） 浅层土壤温湿度日变化呈单峰型，冻融阶段与天气类型共同影响。完全融化期土壤温度日变幅最大（10.9 ℃），冻结期最小（1.8 ℃）；土壤湿度日变幅在融化期最大（1.5%），冻结期最小（0.7%）。晴天辐射增强日变幅，云天使其变化趋缓，完全融化期对天气响应最为敏感。
（3） 土壤冻融过程显著调控地表辐射与能量分配，尤其在季节转换期。净辐射平均值在完全融化期为107.1 W·m-2，稳定冻结期仅为8.9 W·m-2，地-气能量交换在完全融化期潜热占优，稳定冻结期感热主导，而融化与冻结期均以感热通量为主。
（4） 不同冻融期能量通量日变化均呈单峰型，净辐射日变幅在完全融化期最大（635.7 W·m-2）；地表热通量在稳定冻结期日变幅最大（180.0 W·m-2）；感热通量在融化期变幅最高（315.1 W·m-2）；潜热通量在完全融化期变幅最大（197.5 W·m-2）。天气类型通过太阳辐射调控能量输入，各冻融阶段则通过土壤冻结/融化状态改变能量分配，晴天加剧日变幅，云天则使其趋缓。

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