全 文 ：文章编号: 1007-0435( 2003) 04-0289-07
海北高寒草甸地区能量平衡特征
李英年1, 赵 亮1, 古 松2, 杜明远3, 于贵瑞4,
唐艳鸿2, 加藤知道5, 王勤学2, 赵新全1
( 1.中国科学院西北高原生物研究所, 青海 西宁 810001; 2.日本国立环境研究所 , 日本 筑波 3050053;
3. 日本农业环境技术研究所; 4. 中国科学院地理科学与资源研究所, 北京 100101; 5. 日本筑波大学, 日本 筑波 3050053)
摘要: 以微气候观测为基础,研究晴天状况下海北高寒草甸地区净辐射通量、土壤热通量、感热通量和潜热通量变
化等特征。结果表明: ( 1) 该地区总辐射的水平较高, 2000 年 4~ 10 月达 4227. 049 W#m- 2, 地表反射率在 4~ 10
月平均为 0. 23,在植物生长盛期的 5~ 9 月为 0. 22。( 2)正向净辐射约占天空总辐射的 56%左右;一日间土壤热通
量、感热通量和潜热通量所占净辐射通量的比例在不同季节变化差异较大, 在所选择的 6 月到 9 月的 4 个晴天个
例状况平均分别所占的比例为 28. 6%、68. 0%和 3. 4% ,表现出潜热通量在净辐射能量的分配中所占比例较大, 感
热通量次之,土壤热通量则很小。( 3) 各通量所通过零点的时间基本一致, 一般在日出后的 7B00 和日落前的
19B00。
关键词: 草原学; 高寒草甸; 微气候特征; 能量平衡
中图分类号: S161. 1 文献标识码: A
Energy-Balance Features of the Alpine Meadows on the Haibei
Area( Northern Shores of the Qinghai Lake)
LI Ying-nian1, ZHAO Liang1, GU Song2, DU M ing-yuan3, YU Gu-i rui4,
TANG Yan-hong2, WANG Qin-xue2, Tomomichi Kato5, ZHAO Xin-quan1
( 1. Inst itute of Biology of the Northw est Plateau, Chinese Academy of S ciences,Xining, Qinghai Province 810001, China;
2. Nat ional institute for Environmental Studies, Tsukuba, 3050053, Japan; 3. Nat ional Inst itute of Agro-environmental sciences,
Tsukuba, 3050053, Japan; 4. Insitute of Geographic Sciences andNatural Resources Research, Chinese Academy of Sciences,
Beijing 100101, China; 5. Doctoral Program in Biological Scien ces, U niversity of Tsukuba, 3058577, Japan)
Abstract: Based on a microclimate observation, a study, on f ine days, of the net radiation flux , soil heat flux , sen-
sible heat f lux, and latent heat flux on the alpine meadow s of Haibei Area w as conducted. T he result shows: 1.
Being an area of high sunradiat ion, Haibei boasted a radiat ion level of 4227. 049 W. M - 2 from April unt il October
2000, an average monthly rate of surface ref lect ion of 0. 23, and a rate of surface ref lect ion of 0. 22 during the
plant f lourishing M ay to September. 2. The net direct solar radiat ion of the alpine meadow area accounted for
56% of the total radiat ion. The dailty ratio of soil heat f lux, sensible heat f lux, and latent heat flux changed rad-i
cally w ith the alternat ion of seasons. In the four sunny days chosen from June through September 2000, the ratio
of the above-ment ioned averaged 3. 4% , 28. 6%, and 68. 0% respect ively in one day. The latent heat f lux occu-
pied a bigger proport ion of the net radiation flux , followed by sensible heat f lux, and then the soil heat flux . 3.
T he various fluxes dropped to zero at approx imately the same t ime, generally at 7B00 after sunrise and 19B00 be-
fore sunset .
Key words: Grassland science; Alpine meadow ; M icroclimate character; Energy balance
收稿日期: 2002-12-24;修回日期: 2003- 05-22
基金项目:中科院知识创新工程项目( KZCX1- SW-01-01A) ;中国生态系统网络监测研究,中国科学院海北高寒草甸生态系统定位站基金
项目;日本/ 温带高山草原生态系统碳素动态和温暖化影响的研究0课题资助
作者简介:李英年( 1962- ) ,男,青海乐都人,高级工程师,主要从事生物气象研究。E-mail: ynli@ mail. nw ipb. ac. cn
第 11 卷 第 4 期
Vol. 11 No. 4
草 地 学 报
ACTA AGRESTIA SIN ICA
2003 年 12 月
Dec. 2003
号称地球第三极的青藏高原是亚洲季风气候形
成的主要强迫源,它的存在对亚洲乃至全球的气候
变化有着极为明显的作用。加之该地区生物多样,
植物区系分异明显, 生态系统脆弱,一直引起不同学
科研究者的重视。矮嵩草( Kobresia t ibetica)草甸是
青藏高原寒冷高湿环境下形成的特殊植被类型, 约
占青藏高原总面积的 40%, 草质优良,牲畜喜食, 支
撑着青藏高原地区的畜牧业发展, 多分布于黄河、长
江发源地, 在北部祁连山地亦有分布。合理利用和
保护该类草地, 将起到涵养水源, 有效控制水土流
失,防止土地荒漠化,为我国工农业可持续发展提供
保证。而研究该类区域的能量交换过程, 不仅为研
究青藏高原热力状况提供资料, 而且为了解高寒矮
嵩草草甸生命与非生命系统间的关系, 揭示系统间
能量流动及其物质循环规律, 解释嵩草草甸植被类
型区气候及水分循环等奠定基础。
近地层辐射平衡表征了大气和土壤间湍流交换
的强弱,在土壤 ) 植被 ) 大气连续体的能量转换过
程中有着重要的作用, 是决定小气候形成的最基本
的因素。只有清楚认识其能量流动的分配过程, 找
出局地小气候形成的机制及其分布规律, 发挥其交
叉学科的研究功能,才能更好地深入研究生态系统
中物质流动和能量循环过程。因此不同学科的研究
者,在这方面作了大量的研究工作[ 1~ 6]。但条件限
制,较少涉及矮嵩草草甸地区。本文根据定位观测
资料,利用波文比 ) 能量平衡法计算分析了矮嵩草
草甸地区能量平衡的分布特征。以期揭示高寒草甸
生态系统中下垫面热量平衡各项分配的差异, 了解
系统中小气候的作用, 为深入研究高寒草甸生态系
统物质流动和能量循环提供依据。
1 材料和方法
1. 1 自然概况
本研究在中国科学院海北高寒草甸生态系统定
位站(海北站)进行, 海北站地处青藏高原东北隅, 祁
连山北支冷龙岭东段南麓的大通河河谷地区, 地理
位置为 37b37cN、101b19cE,海拔 3200 m。区域年平
均气温为- 1. 7 e ,最暖月( 7月)平均气温 9. 8 e , 最
冷月( 1月)平均气温- 14. 8 e ; 年降水量约为 580
mm 左右, 降水主要分布于暖季的 5~ 9月, 占年降
水量的 80%。
1. 2 观测内容及仪器
于 2000年植物生长期进行。测定内容为距植
物活动面高度 0. 5、1. 0、2. 0和 4. 0 m 的气温、空气
湿度;距地面 1. 5 m 高度处的辐射量; 地表 0. 01 m
深处的土壤热通量。所用仪器均由长春气象仪器研
究所提供,前一年末由大气物理所统一进行标定,观
测系自动采集数据, 每 1h 输出正点前后 10 min平
均值及小时累积值。
1. 3 观测时间
观测采用北京时间,日界以国家气象站为标准。
选择植物主要生长物候期内的少云天为代表日, 分
别为 4月 21日(返青初期) , 5月 19日(生长初期) ,
6月 19日(生长盛期) , 7 月 14日(开花盛期) , 8月
22日(种子成熟初期) , 9月 15日(枯黄初期) , 10月
17日(枯黄期)。以上 7个物候日期部分时间在中
午 12B00开始, 西及西北方有少量高云分布。日平
均云量分别为 1. 3、2. 7、1. 0、0. 3、3. 0、1. 7 和 4. 0
成。
1. 4 计算
除部分要素可直接测定外, 感热和潜热通量由
所测温湿度的垂直梯度, 采用波文比 ) 能量平衡法
方案计算[ 11~ 13] :
下垫面能量平衡方程、感热和潜热通量的垂直
输送方程:
R n= H + LE + G ( 1)
H = QCpK H5T / 5z ( 2)
LE = QKE/ PK w5e/ 5z ( 3)
式中: R n、G、H 和 LE 分别为净辐射通量、土壤热
通量、感热通量和潜热通量( W#m- 2, 其中 E 为蒸
发量) ; Q为大气密度( kg#m- 3) ; C p 为空气定压比
热( 1004 J#( kg#K) - 1) ; L 为水的汽化潜热( 2. 5 @
106J#kg- 1) ; E为水汽分子与干空气分子的重量比
( M w / M a= 0. 622) ; P 为大气压力( hPa) ; K H 和K w
分别为热量和水汽垂直输送交换系数( m2#s- 1) ;
5T / 5z 和5e/ 5z 分别为空气温度和水汽压的梯度。
波文比为感热通量与潜热通量的比值[ 11]。可
有:
B= H / L E= C p#P / EK#5T / 5e ( 4)
观测地点地势平坦,地形开阔,具有一定尺度的
/风浪区0。假设 KH = K w。由( 1) ~ ( 4)式得:
H = ( R n- G ) #B/ ( 1+ B) ( 5)
290 草 地 学 报 第 11卷
L E = ( Rn - G ) / ( 1+ B) ( 6)
式中, Rn、G 是实测值; B可由空气温度及湿度的梯
度来计算。因而依( 5)和( 6)式便可计算出相应的感
热通量( H )与潜热通量( LE )值。
2 结果与分析
2. 1 2000年暖季 4~ 10月气候及植被背景特征
对 2000年 4~ 10月有关气象要素观测表明(表
1) , 2000年 4~ 10月平均气温 5. 5 e ,比多年平均偏
高0. 5 e , 气温在 4、8、10月偏低, 5、6、7月偏高明
显,特别是 7月最为明显,在 7月中下旬连续出现了
该地区少有的高温天气。以致于使 7月降水量较多
年平均偏少 39% , 日照时间则偏高近 60h。气候的
这种分布,使该地 2000年的地表能量分配与多年平
均略有差异。
由于 2000年度对植被的有关生物量、叶面积指
数等没进行季节动态变化的测定,仅做了植被生物
量达最高时的生产量测定, 为了说明海北高寒草甸
植被的生长发育过程, 在这引用 2001年观测值作参
考解释。观测证实, 其干物质积累在植物生长期内
表现出缓慢积累 ) 快速增加 ) 相对稳定 ) 折损减少
等 4个不同阶段, 当 4月下旬初日均气温\0 e 开始
植物萌动发芽, 此时植物生长微弱, 地表看不见绿
色, 4月 20日左右叶面积指数为 0. 0; 5月中旬日均
气温\3 e 牧草返青,地表有生物量积累, 5月 20日
左右叶面积指数 0. 4; 6月下旬到 8 月中旬,日均气
温\5 e , 太阳辐射强烈, 气温高,降水丰富, 植物蒸
腾蒸散明显加剧, 有利的水热条件,促使植物进入强
度生长期, 生物量积累最迅速, 6月 10 日、7 月 10
日、8月 10日、8月 20 日左右叶面积指数分别约为
0. 8、2. 8、3. 0、3. 2。8月底到 9 月初植物成熟,生物
量达年内最高, 并保持相对平稳, 9 月 15日左右叶
面积指数 3. 3; 9月中旬以后,天气开始转冷,降水减
少,生物量不再积累,叶面积指数逐渐减小,并受外
界恶劣环境因素的影响,生物量逐渐降低,至翌年 4
月受冬春牧事活动及其它环境因素的干扰,叶面积
指数达最低。
表 1 海北站 2000 年有关气象观测值与多年平均值
Table 1 Meteorological monitoring values of 2000 and previous years mean in Haibei alpine meadow area
4月
Apr.
5月
May
6月
Jun.
7月
Jul.
8月
Aug.
9月
Sep.
10月
Oct.
平均或合计
Mean or sum
平均气温( e ) 2000年 2000 year - 1. 0 5. 1 8. 3 12. 2 8. 2 5. 0 0. 8 5. 5
Average temperature 多年平均 Previous years mean - 0. 3 4. 3 7. 8 10. 1 9. 0 5. 0 - 0. 9 5. 0
降水量( mm) 2000年 2000 year 19. 6 44. 7 125. 8 66. 8 101. 1 116. 1 16. 1 490. 2
Precipitat ion 多年平均 Previous years mean 35. 0 59. 4 93. 7 109. 0 110. 2 71. 3 28. 4 507. 0
日照时间( h) 2000年 2000 year 209. 9 245. 4 198. 5 268. 5 250. 6 169. 0 199. 4 1541. 3
S unshine durat ion 多年平均 Previous years mean 210. 7 217. 6 196. 7 210. 6 215. 4 182. 8 203. 0 1436. 8
2. 2 植物生长期太阳总辐射( Eg)、地表反射辐射
( Er)情况
对海北站 Eg、E r 的观测表明,由于海北矮嵩草
草甸地区海拔高,大气中的水汽、气溶胶等含量明显
较少,空气清洁, 大气透明系数大,太阳总辐射较低
海拔平原地区强而丰富, 瞬时最大仅比太阳常数
( 1360 W#m- 2)小 136 W#m- 2左右, 出现时间一般
在午后的 13B00 ~ 14B00, 6 月 22 日瞬时最大有
1233 W#m- 2。较大值常出现在天空有一定中高云
存在,且未遮蔽太阳的天气状况下,致使辐射仪不仅
接受太阳的直接照射, 而且也易接受云较大的散射
辐射作用。日间呈现单峰式的曲线变化过程[ 14] ,上
午日出后随太阳照射的时间推移急剧升高,下午依
太阳高度角降低急剧下降。但在植物生长期内的不
同时期,所表现的日变化略有不同。
就植物生长期及前后的 4月到 10月实际(包括
云雨天)观测情况来看, 海北矮嵩草草甸地区,太阳
总辐射随季节时间进程表现出为一单峰式的变化过
程, 2000年由于 7月较为干旱, 最高则出现在 7月,
达 747. 783 W#m- 2 (表 2) , 期间总的辐射量为
4227. 049 W#m- 2,占该期间理想总辐射的 56%。
291第 4期 李英年等:海北高寒草甸地区能量平衡特征
表 2 太阳总辐射( E g)、反射辐射( Er)、地表反射率( A)及净辐射( R n)的月变化
Table 2 The monthly variation of global radiation( E g) , reflect radiation( E r) , reflect rate of soil surface( A )
and net radiation( R n )
4月 Apr. 5月 May 6月 Jun. 7月 Jul. 8月 Aug. 9月 Sep. 10月 Oct . 合计 sum.
E g 598. 343 708. 725 613. 246 747. 783 654. 527 456. 934 449. 791 4227. 049
E r 179. 374 174. 051 128. 293 157. 927 142. 433 95. 324 96. 154 973. 556
A 0. 30 0. 25 0. 21 0. 21 0. 22 0. 21 0. 21 0. 23
R n
+ 268. 251 364. 000 355. 346 463. 691 405. 809 282. 851 234. 297 2374. 245
R n
- 58. 405 53. 799 37. 836 45. 872 37. 368 28. 034 58. 7513 20. 065
由于矮嵩草草甸分布区, 植被分布较为均匀, 植
被盖度大, 地区多属湿润或半湿润环境, 其地表 E r
比荒漠半荒漠地区低,日瞬时最大可达 200 W#m- 2
左右,主要发生在牧草返青前期,该期植被受冬季牧
事活动及劲风作用, 地表近似裸露, 气候亦较干燥,
如4月21日13B00瞬时最大达238 W#m- 2, 5月 19
日瞬时最大达 232 W#m- 2。而在植物生长良好, 植
被盖度较大,气候湿润的 6~ 10月间, E r 较低。其
日变化与 E g日变化趋势一致。E r 不仅有明显的日
变化, 其季节性变化也甚为明显, 随季节时间进程,
表现与 E g有相同的变化规律。统计实际天气状况
下的反射辐射,自 4月到 10月, 2000 年 E r 总量为
973. 556 W#m- 2。
研究时段内反射辐射在一日间所占太阳总辐射
的比例(地表反射率 A ) ,表现早晚高,中午前后低,
如 6月 22日,早晚为 0. 35, 而中午为 0. 19。季节变
化的 4月到 10月,反射率在 0. 21~ 0. 30之间变化,
平均约为 0. 23;在降水相对丰富, 太阳高度角高, 土
壤湿度大, 草甸植被旺盛生长且盖度大的 5~ 9月,
平均为 0. 22,它可基本表征了海北矮嵩草草甸植被
在植物生长期内的平均反射率。海北站地区的反射
率比五道梁地区低[ 15] ,比黑河地区的绿洲高而比沙
漠地区低[ 16]。
2. 3 植物生长期间土壤 ) 植被 ) 大气有关能量平
衡的日变化
2. 3. 1 净辐射日变化 图 1 列出了植物生长期内
矮嵩草草甸净辐射通量( R n )、感热通量( H )、潜热
通量( LE )和土壤热通量( G )的季节日变化情况。
可以看到 R n 作为土壤 ) 植被 ) 大气系统的外部驱
动能量,主要以感热通量( H )、潜热通量( L E )的形
式加热大气边界层底部, 也以部分能量以土壤热通
量( G )的形式进入土壤, 以作为土壤增温的强迫能
量。同时植被层部分能量的储存也来自 R n 能量,
但这部分能量极小(一般小于占 Rn 的 5%)而常被
忽略。从而可构成下垫面热量平衡方程有:
R n- H - LE - G = 0 ( 7)
在矮嵩草草甸植物生长期内, 观测到的 Rn 通
量有较高的水平, 日变化也明显, 白天为正值,瞬时
最高可达 775 W#m- 2( 6月 19日 12B00) ,表现出在
植物生长期内,白天下垫面达到的净辐射能量较高。
夜间为负值,属净损失能量, 且变化平稳, 负值最大
可为 74 W#m- 2, 但出现时间极不一致, 如 4月 21
日出现于 21B00, 6月 19日最低出现于 03B00等。
植物生长期内的代表日, Rn 日总量也较大(图
1) , 如 7 月 14 日正向( R n+ )为 19. 884 W#m- 2, 反
向( Rn - )为 2. 806 W#m - 2。R n 在一日中两次通过
零点的时间分别在早晨日出后的半小时左右和傍晚
日落前的半小时左右。植物生长期内来看(表 1) ,
R n 在 7 月高, 其它时间低。4 月~ 10月总 R n+ 为
2374. 245 W#m - 2, 总 R n- 为 320. 065 W#m- 2, 期间
总 Rn + 明显大于总 R n- 。4~ 10 月 Rn 占期间 E g
的56%。
2. 3. 2 感热通量日变化 依 2000年观测资料(图
1)发现(其中 4、5、10月由于有结冰现象, 无法计算
有关参数而未列出其有关湍流交换量) ,矮嵩草草甸
植被区的 H , 其变化与常见情况一样, 在上午逐渐
增大, 中午 13B00左右达到最大, 如 9 月 15 日达
323 W#m- 2, 午后随 E g 的减弱逐渐减小,到晚上 H
向下,转为负值。表现出白天地表向大气输送热量,
夜间转变为由大气向地表输送热量, 日间 H 变化基
本在- 28 W#m- 2~ 320 W#m- 2之间波动。
就 6、7、8、9月的 4个代表日的平均情况来看, 8
B00~ 18B00向上的 H 较高, 并表现出早晨所占 Rn
的比例高于下午, 如 4天平均在 8B00H 所占 R n 的
比例约为 35%左右,傍晚 18B00为 20%左右,而在
中午的 12B00是 25%左右。4个代表日的全天平均
来看,一日间 H 占Rn 的比例约为 28. 6%左右。
292 草 地 学 报 第 11卷
图1 生长期间矮嵩草草甸净辐射通量 ( R n)、感热通量
( H)、潜热通量( LE )和土壤热通量( G)的季节日变化
F ig. 1 The seasonal daily v ar iations of net radiation flux ( W#
m- 2) , sensible heat flux ( W# m- 2 ) , latent heat flux ( W#
m- 2 ) and soil heat flux( W#m- 2 ) of K obr esia humilis meadow
dur ing plant g rowing per iod
2. 3. 3 潜热通量日变化 L E 主要是由地面蒸发
和大气凝结潜热所致, 它表征了地表植被水分蒸散
量的多少, 其能量交换与水的相变相联系。LE 的
大小主要依赖于植被表面所接受E n 的强弱,在较湿
润地区, E n 的较大部分能量应用于 KE 的消耗, 空
气愈湿润, L E 愈大。从图 1 可见, 矮嵩草草甸近地
面层 L E 在白天大部分时间为正值,与 H 一样, 一
般在7B00左右通过零点, 从凝结潜热转变为蒸发潜
热。从 8B00开始逐步加大, 中午 14B00达最大, 如
6月 19日到 12B00瞬时为 579 W#m- 2。14B00以
后, LE 又逐渐下降, 到傍晚 19B00 左右通过零点,
成为负值。同时还表现出, 随太阳高度角加大, 天空
总辐射达最大时的中午 L E 最大。在夜间变化则较
为平稳, 量值最大也仅是 32 W#m- 2 ( 9 月 15 日
20B00)以内,夜间多数时间处于凝结过程。白天与
夜间 L E 的不同分布,表示了海北矮嵩草草甸地区
日间 8B00~ 19B00 左右, 植被表层水分低层向空气
散失,而在夜间的 20B00~ 次日 7B00左右, 土壤 )
植被表层蒸散发生微弱, 存在有自空气向地表层植
被凝结水分的现象。就 6、7、8、9月的 4个代表日的
293第 4期 李英年等:海北高寒草甸地区能量平衡特征
平均情况来看, 一日间 LE 占 R n 的比例约为 68.
0%左右。所产生的潜热通量较感热通量对净辐射
通量的比例高出 39个百分点左右。
L E 在夜间趋势平稳,日间变化较大,这可能与
白天风速切变大,土壤表面直接受太阳辐射强烈, 温
度高, 致使植被冠层及土壤表层更容易产生蒸腾蒸
发现象有关。在夜间, L E 接近于零, 这是由于高海
拔地区的海北高寒矮嵩草草甸地区,夜间温度低, 湍
流微弱,在傍晚的 20B00 到次日 11B00左右还出现
一定的逆温现象[ 17] , 大气层结趋于稳定。同时, 夜
间植物叶面气孔近乎处在关闭状态,造成土壤和植
被的蒸发和蒸腾减小,使 L E 在夜间出现负值,即有
向下的潜热输送,易造成地表及植物活动面出现结
露、霜冻等现象。同时也表明在一定的高程范围内
出现逆湿现象, 而逆湿现象有待进一步观测证实。
海北矮嵩草草甸地区 L E 的日变化也较干旱地
区明显[ 11] , 数值也较大。这是因为,青藏高原高寒
矮嵩草草甸分布区, 降水较为丰富,年降水量一般在
450~ 700 mm, 地区处在湿润半湿润地带, 空气湿度
较高寒荒漠、高寒草原等均要高,同时空气湿度的日
变化也较上述地区变化相对平稳。虽然植被分布均
匀,外貌整齐,地表粗糙度相对较小,一定植被盖度
的影响,土壤比较湿润,发达的植物根系具有较强的
持水能力, 但该类地区土层浅薄, 一般为 60 cm, 土
壤内部水分迁移迅速,水汽运动变化较为急剧,致使
L E 的日变化强烈。
2. 3. 4 土壤热通量日变化 在海北矮嵩草草甸地
区,受高原气候的影响,白天土壤地表接受太阳照射
强烈, 温度升高很快, 夜间长波辐射冷却也极为剧
烈,土壤导热率低, 温度变化主要发生于地表, 同时
由于嵩草植物的根系活根死根扭结在一起, 在土壤
中形成厚达 0~ 20 cm 的根系,坚实而具有弹性, 有
着良好的隔热作用, 减缓热量传递。因而所表现的
土壤热通量变化也较小。
G 在白天变化较夜间幅度较大,日间的 8B00~
18B00,变化幅度较大, 如 5 月 19日达 172 W#m- 2
(最低为- 46 W#m- 2,出现在 22B00; 最高为 90 W#
m- 2,出现在 12B00)。一般 G 变化与地表温度的变
化有关,在上午 8B00 开始为正值,热量由地表向土
壤深层输送,到 14B00达最大,至下午 19B00左右变
为负值,由地下向地表释放热量,日间变化与 Rn 一
致(图 1)。夜间虽然为负值,但变化平稳,量值也较
低。表明土壤深层吸收的热量并不高。就 6、7、8、9
月的 4 个代表日日间 G 所占 E n 的比例平均为
3. 4%左右。
2. 3. 5 植物生长期内感热通量 ( H )、潜热通量
( L E)和土壤热通量( G )占净辐射通量( Rn )百分比
的季节变化 由于在土壤至植被层的一定范围内,
温度变化急剧,白天地表受热迅速,温度很快得以提
高,大气层结极不稳定, 温度垂直递减率大,对流天
气易发展,近地层水汽也易扩散。夜间地表长波辐
射冷却强烈,形成一定的大气逆温层结,水汽在地面
(包括植被层)易保持, 从而在白天水热的传输最为
活跃,不论是 H 和L E, 还是 G , 其日变化均呈现有
剧烈的变化。同时在植物生长期内, 随季节变化及
天气变化也有明显的不同(图 2)。
图 2 矮嵩草草甸生长期间感热通量( H )、潜热通量( LE)和
土壤热通量( G)占净辐射通量( Rn)百分比的季节变化
Fig. 2 The seasonal var iations of the percentage of sensible
heat flux ( H ) , latent heat flux ( L E) and
soil heat flux ( G ) to net radiation flux ( R n) , of K obres ia hu-
milis meadow during plant grow ing period
可以看到,在 6月由于土壤下层冻结仍然维持,
自然降水丰富, 湿度较高, LE 所占 Rn 的比例明显
较高, H 较小; 但在植物生长中后期, 降水相对减
少,加之 7月在该地区出现少有的降水偏少情景,土
壤极其干燥,虽然后期降水有所增加,但远远弥补不
了由于干旱所造成的影响, 加之高寒草甸土层浅薄,
一般为 60 cm 厚,底层又多为砾石结构,土壤水下渗
明显,致使土壤显得较前期干燥,导致 H 占R n 的比
例增大。
土壤热通量( G )所占 Rn 的比例随不同月份变
化也较为明显, 植物生长的中前期高, 后期低, 在 9
月和 10月出现负值,表明在植物生长初期开始, 受
太阳辐射影响,地表温度升高, 土壤出现加热现象;
在植物生长后期, 太阳辐射虽仍然较强,但植被开始
枯黄,生产量在年内达最高, 植被层厚, 将阻隔太阳
294 草 地 学 报 第 11卷
辐射直接到达地表, 温度开始下降,土壤自上而下散
失热量, 到 10 月 17 日, 土壤热通量为 - 117 W#
m- 2,占 Rn 的 12. 6%。
3 结语
通过 2000年植物生长期内小气候观测计算表
明,海北高寒草甸地区的净辐射通量、土壤热通量、
感热通量和潜热通量有以下几点特征:
3. 1 海北高寒草甸地区总辐射有较高的水平, 4~
10月达 4227. 049 W#m- 2, 地表反射率在 4~ 10 月
平均为 0. 23, 植物生长旺盛且植被盖度大的 5~ 9
月为 0. 22。
3. 2 晴天状况下海北高寒草甸地区 R n、G、H 和
LE 均存在有一高一低的日变化规律,白天正向通量
变化幅度较大, 以 14B00左右为最高,而在夜间其反
向通量变化较为平稳,最低出现时间也不一致。
3. 3 比较发现,正向 E n约占 E g的 56%左右;日间
G、H 和L E 所占E n 的比例分别为 3. 4%、28. 6%和
68. 0%。表明潜热通量在净辐射能量的分配中占有
较大的比例,感热通量次之,土壤热通量所占比例则
显得很小。
3. 4 E n、G、H 和L E 通过零点的时间基本一致,一
般在日出后的 7B00左右和日落前的 19B00~ 20B00
之间。表明在 7B00~ 20B00左右之间, 热量由地表
向土壤深层输送,植被表面热量湍流输送明显,随太
阳高度角加大, 天空总辐射达最大时, LE 也最大,
表示了海北高寒草甸地区日间 8B00~ 19B00 左右,
植被表层以蒸散为主; 而在夜间的 20B00~ 次日 7B
00左右,则产生由土壤深层向地表输送热量, 空气
湍流现象微弱, 土壤 ) 植被表层发生水分凝结现象。
3. 5 由于在土壤至植被层的一定范围内,温度变化
急剧,白天地表受热快, 温度升高迅速, 大气层结极
不稳定,温度垂直递减率大,对流天气易发展, 近地
层水汽也易扩散,夜间地表长波辐射冷却强烈,形成
一定的大气逆温层结, 水汽在地面(包括植被层)易
保持, 从而在白天水热的传输最为活跃, H、LE 和
G 日变化剧烈。
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295第 4期 李英年等:海北高寒草甸地区能量平衡特征