青藏高原东南缘不同类型生态系统碳、水交换特征

刘辉志 杜群 许鲁君 刘阳 蒙小妮 邵雅梅 郑颖祺 3

1 中国科学院大气物理研究所大气边界层物理和大气化学国家重点实验室, 北京 100029

2 云南大学, 昆明 650500

3 中国科学院大学, 北京 100049

4 南宁师范大学北部湾环境演变与资源利用教育部重点实验室, 南宁 530001

5 生态环境部南京环境科学研究所, 南京 210042

1 引言

青藏高原东南缘位于横断山脉地区，该区域地形起伏、海拔高差大、地形地貌复杂多样。由于其所处地理位置的特殊性和地形地貌的复杂性，使得该地区既是东亚季风和南亚季风的交汇区，也是大气变化的热源区和敏感区（叶笃正和高由禧,1979）。青藏高原东南侧有来自相邻的印度洋、南海地区的异常显著的暖湿气流及水汽输送，并在高原东南侧构成异常水汽辐合区；该区域是引起我国乃至日本等地区天气气候异常的水汽输送关键区以及东亚陆—气相互作用最敏感区域之一（徐祥德等, 2014）。青藏高原东南地区的陆面、大气的基本状况对邻近区域及东亚地区天气气候有着重要影响（苏锦兰等, 2015; Dong et al., 2019）。

全球陆地约一半的面积位于非平坦、非均匀的复杂地形下，地气间的热力驱动流对大气边界层和复杂地形下局地天气气候的发展演化都起着非常重要的作用（Rotach et al., 2017）。地表—大气交换过程对气候系统的水分、能量和生物地球化学循环亦有重要影响（Kirshbaum et al., 2018）。青藏高原东南缘区域复杂地形的动力和热力作用是通过下垫面与大气间的动量交换、水文循环和物质交换等过程实现的，进而影响局地天气和气候（Henne et al., 2004; 徐祥德等, 2014）。青藏高原东南缘地区降水和温度的空间分布极不均匀，天气多变，区域气候差异特征显著。准确的估算非均匀地表的能量和水汽交换仍然面临很大挑战（Ma et al., 2023）。由于地形地貌复杂，自然环境恶劣，青藏高原东南横断山区各类观测资料极为缺乏，高质量的观测资料更少，限制了人们对该区域大气及陆面基本状况及其变化规律的认识。

山区复杂地形在不同时空尺度影响地气相互作用以及地气间物质、能量和热量通量的输送和混合过程等（Chow et al., 2013）。复杂山地的局地环流对地（湖）—气之间水热过程的影响过程，到目前仍是大气边界层研究的热点和难点（Mengelkamp et al., 2006）。Wagner et al.（2014）指出，山谷逆温层和垂直环流的发展与下垫面强迫和背景稳定度密切相关；其中山谷的复杂地形尤其是山谷深度对区域及更大尺度上（包括山地和沿海地区）的热力分层及环流结构影响巨大。因此，开展复杂山地的地气相互作用特征的观测及数值模拟研究，改进数值模式中复杂地形的大气边界层的描述，对模拟复杂地形下的大气边界层中的垂直交换过程及自由大气中的环流发展是至关重要的。由于青藏高原东南地区缺乏地气相互作用高质量的观测资料，显著影响数值模式在该区域的准确性，该区域成为全球范围内数值预报准确率不确定性最高的区域之一。现有的数值预报模式对高原东部及下游地区模拟降水出现了显著的偏差（Yu et al., 2000）。研究青藏高原多尺度陆—气相互作用特征及其数值模拟，提高该区域数值模拟的准确性，不仅对局地气象预报和灾害预警至关重要，同时也与下游地区天气、气候预报的质量密切相关（Xu et al., 2002; 吴绍洪等,2012）。

2 青藏高原东南缘高山草甸地气交换特征

丽江位于青藏高原东南部横断山脉地区，位于青藏高原向东亚地区水汽输送通道上，对丽江水汽交换过程的理解将有助于更好的理解东亚水汽循环（Xu et al., 2002）。与青藏高原大部分地区不同（Gu et al., 2008），丽江位于亚热带，有更高的气温、更多的降水量。受全球变暖影响，丽江玉龙冰川区雪山明显减少，雪线已经上升（何元庆和章典, 2004）。中国科学院大气物理研究所自2012 年在丽江牦牛坪建立了高山草甸通量观测站，观测站运行至今已积累多年连续观测资料（图1；Wang et al., 2016, 2017）。丽江站裸土的反照率低于草地，这是由于丽江站的土壤颜色较深造成，而这种现象与半干旱地区的草地观测结果相反（Wang et al.,2018）。丽江站的有效能量主要分配为潜热通量（表1），在湿季，潜热通量占净辐射的60%，而且这个比例在整个湿季保持稳定，这与其他草地生态系统不同，海北站潜热占净辐射的比例随着植被生长而增加（Gu et al., 2005）。

表1 丽江站湿季、干季和整个生长季（2011 年6 月到2013 年12 月）太阳辐射（Sm，单位：MJ m-2d-1）、净辐射（Rn，单位：MJ m-2d-1）、感热通量占净辐射的比例（H/Rn）、潜热通量占净辐射的比例（LE/Rn），海北站整个生长季节是指2002 年DOY15 到2023 年DOY14 (Gu et al., 2005)。引自Wang et al.(2016)。Table 1 The solar radiation (Sm, units: MJ m-2d-1), net radiation (Rn, units: MJ m-2d-1), H/Rn (the ratio of sensible heat to net radiation) and LE/Rn (the ratio of latent heat to net radiation) at Lijiang site for the wet seasons, the dry seasons and the whole years from June 2011 to December 2013 and at the Haibei alpine meadow for the growth period and the whole yar from DOY 15, 2002 to DOY 14, 2003 (Gu et al., 2005).From Wang et al.(2016).

丽江站的净碳吸收出现了正午受到抑制的现象，在晴朗天气下，高辐射和较高的气温是高山草甸生态系统净碳吸收在正午下降的原因，这种现象在半干旱区和地中海草原也都观测到（Fu et al., 2006;Aires et al., 2008）。云量的增加显著增强了丽江的净碳吸收，可能是由于光合有效辐射的散射辐射增加了，这在黑河流域的草原上也观察到了类似现象（Bai et al., 2012）。气温是影响高山草甸净碳吸收的 主 要 控 制 因 子（Saito et al., 2009; Wang et al.,2016）。气温升高导致青藏高原地区的高山草甸净碳吸收显著增加（Wang et al., 2023）。丽江高山草甸净碳交换各组分的年际变异主要由于气象因子（气温和降水等）的季节变化引起（Wang et al.,2017），这与欧洲和北美地区草甸的研究结果一致（Teklemariam et al., 2010; Jensen et al., 2017）。Shao et al.（2014）认为气象因子的年际变化导致的植被功能改变是净碳交换各组分年际变异的主要原因。

全球变暖引起降水变率增加，在极端干旱和湿润之间变动（Zhang et al., 2021）。丽江站的净碳吸收过程受干旱和降水分布影响而发生改变（Wang et al., 2016; Zheng et al., 2022）。2012 年的春季干旱导致丽江高山草甸生长季缩短进而引起净碳吸收下降，这在其他生态系统也观测到类似现象（Kwon et al., 2008）。丽江高山草甸在2015 年6 月表现为微弱的碳源，这是由于上一年度的干旱导致，上一季度的土壤水分亏缺会抑制高山草甸的净碳吸收作用（Li et al., 2016a）。降水分布会改变土壤水分状况，进而影响草原生态系统的碳收支（Sloat et al., 2015）。由于丽江站2014 和2015 年的降水更多分布在生长季，在2014 和2015 年生长季前的干季，只观测到两次土壤含水量的脉冲，而2016 年的降水分布更为均匀，导致2016 年净碳吸收更高（图2；Zheng et al., 2022）。生长季早期的降水事件能促进草原生态系统的土壤呼吸（Post and Knapp, 2020）。旱季降水量减少会抑制生态系统呼吸和光合作用，导致净CO2吸收量总体下降，因为光合作用对土壤水分的敏感性高于生态系统呼吸（Wu et al., 2011; Zheng et al., 2022）。

图2 2014～2016 年丽江高山草甸通量观测站（a）累积降水量、（b）5 cm 深度土壤水含量（SWC）和（c）累积净碳交换通量（NEE）随时间的变化。阴影部分代表湿季。引自Zheng et al.（2022）。Fig.2 Variations of (a) cumulative precipitation, (b) SWC (Soil Water Content) at the depth of 5 cm, and (c) cumulative NEE (Net Ecosystem Exchange) for the year 2014, 2015, and 2016 in Lijiang alpine meadow flux site.The shaded area denotes wet season.From Zheng et al.(2022).

3 青藏高原东南缘湖气相互作用特征

湖泊是全球变化的重要指示器（Adrian et al.,2009），通过复杂的生物物理和生物地球化学进程，对局地和区域尺度上的天气和气候产生重要影响（Shao et al., 2015）。我国是一个多湖的家，超过一半的湖泊分布于高原地区（Ma et al., 2012）。中国科学院大气物理研究所基于中日合作JICA 项目建立的固定于洱海湖面上的观测平台，从2012 年起在大理洱海开展了湖面—大气间相互作用的连续观测实验（图1）（Liu et al., 2015）。洱海的反照率在0.06 到0.13 之间，并且干季大于湿季，可能是由于太阳高度角的变化（Liu et al., 2015; Du et al., 2018a）。洱海的反照率高于青藏高原腹地的鄂陵湖（Li et al., 2015），与鄱阳湖较为接近（Zhao and Liu, 2017）。洱海在夜间观测到正的潜热通量，表明洱海在夜间持续蒸发，在芬兰南部地区的湖泊也观测到相似现象（Nordbo et al., 2011）。夜间蒸发是湖泊水汽蒸发的主要贡献者（Liu et al., 2012）。洱海的潜热通量和感热通量存在相反的季节变化，潜热通量在雨季更高，而感热通量相反，并且潜热通量远大于感热通量（Du et al., 2018a）。洱海在1～6 月份热量储存为负，湖泊在持续的释放热量，与我国亚热带地区的太湖相似（Wang et al., 2014）。洱海的年蒸发量在1120.8～1228.5 mm 之间（Du et al., 2018b），高于青藏高原的纳木错湖（1025 mm）和青海湖（830 mm）的年蒸发量（Wang et al.,2020）。湖泊的蒸发量受纬度、海拔和湖泊面积影响，海拔越高、面积越小并且纬度越高的湖泊蒸发越小（Wang et al., 2020）。洱海的年蒸发量始终高于降水量，这与青藏高原的纳木错湖和青海湖相似，甚至后两者蒸发量和降水量的差距更大（Haginoya et al., 2009; Li et al., 2016b）。

湖泊在全球碳循环的重要性也不可忽视（Huotari et al., 2011）。洱海在年际尺度表现为碳源，并且其净CO2排放高于美国五大湖之一的伊利湖（Shao et al., 2015）。风速是影响洱海CO2通量的主要影响因子，当风速较大时，通过湍流引起的涡动和涡流影响气体交换速率，当风速较低时，通过对流调节气体交换速率（Eugster et al., 2003）。降水也被发现是影响洱海CO2通量季节尺度的控制因子，这在美国五大湖之一的伊利湖也发现相似现象（Shao et al., 2015），可能是由于降水改变了湖泊营养物质的变化（Yu et al., 2014）。另一方面，降水也可能会促进CO2排放，降水会加快碳从陆地向湖泊输送，从而增加有机碳的浓度并提高二氧化碳分压（Pumpanen et al., 2014）。湖面大气特征的变化会引起湖—气交换过程大气驱动因素的变化，进而影响湖—气交换过程（Huotari et al., 2011; Li et al., 2015）。在季风期，当带有暖湿气团的东南风经过青海湖，会导致湖气温差减少并转变为负值（Li et al., 2016b）。而洱海在季风期开始前，湖气温差为负值，而在季风期湖气温差转变为正值（Du et al., 2018b）。洱海的潜热通量在季风期较高，而感热通量在季风后期较高，并且洱海在季风前期释放热量，季风后期储存热量（图3；Du et al., 2018b）。与洱海不同，位于青藏高原的纳木错湖的感热和潜热通量在季风前期和季风中期较小，在季风后期较高，季风后期湖泊向大气中释放大量的热量（Haginoya et al., 2009）。

图3 2012～2015 年洱海能量通量各组分在季风前期、季风期和季风后期的月均值（△Q 储存热量，Rn 净辐射，LE 潜热通量，H感热通量）。引自Du et al.(2018a)。Fig.3 The monthly average energy fluxes (△Q , the storage heat flux in the lake; Rn , the net radiation flux; LE , the latent heat flux; and Hs,the sensible heat flux) during pre-monsoon, monsoon and post-monsoon periods from 2012 to 2015.From Du et al.(2018a).

与陆地下垫面不同，湖气间的潜热通量和感热通量的峰值出现在弱不稳定至近中性层结（Li et al., 2015; Yusup and Liu, 2016）。洱海在1～6 月期间保持在弱稳定至稳定层结，之后转变为弱不稳定到不稳定层结（Meng et al., 2020）。与其他地区的湖泊（Li et al., 2015; Yusup and Liu, 2016）相比，洱海湖面近地层大气稳定度变化范围较小，强不稳定和强稳定出现的概率几乎为零，而在热带的大型湖泊（Verburg and Antenucci, 2010）和位于青藏高原的鄂陵湖（Li et al., 2015），观测期间湖面近地层均持续处于不稳定状态。洱海在稳定条件下的潜热通量高于不稳定条件下，这是由于稳定层结下，较高的风速和水汽压差引起较大的蒸发（Meng et al., 2020），在瑞典北部的小型湖泊也观测到类似的结果。

4 青藏高原东南缘“浮毯型”湿地地气交换特征

湿地是气候变化研究的“热点”区域，对气候变化响应敏感（Alekseychik et al., 2017）。腾冲北海湿地是我国西南高原唯一的“浮毯型”高原浅水湖泊湿地，其水面常年覆盖有“浮毯”状苔草草排，该湿地类型十分罕见。中国科学院大气物理研究所自2015 年6 月在腾冲湿地开展碳、水通量观测（图1；Du et al., 2021）。蒸散是湿地水循环的重要组成部分之一，但由于湿地类型存在差异，湿地的水文过程仍存在很大的不确定性（Tonti et al.,2018）。腾冲湿地的能量分配存在显著的季节变化，在湿季有效能量主要分配为潜热通量。在干季，潜热通量占净辐射的比例和感热通量占净辐射的比例差异较小（图4；Shao et al., 2022）。位于中纬度和高纬度地区的具有季风气候的湿地，随着湿季的开始，能量分配中的主导能量通常会从感热通量转变为潜热通量。在青藏高原的高山草原和牧场，潜热通量在夏季的能量分配中占主导，而感热通量在其他季节的能量分配中起主导作用（Ma et al.,2012; Zhang et al., 2021）。腾冲湿地的植被和水体比例的变化对水汽和净碳交换过程均有显著影响，植被占下垫面的比例与净碳吸收和蒸发成正比（Du et al., 2021）。其他研究也发现植被对湿地净碳收支的影响，青海湖湿地的叶面积指数决定了净碳交换85%的变异（Cao et al., 2017）。植被通过改变陆表特征包括粗糙度、反照率等进而影响湿地的 能 量 分 配 和 水 分 平 衡（Forzieri et al., 2020）。Zhao and Liu（2018）也指出水体比例对于鄱阳湖的能量收支和分配有显著影响。

5 青藏高原东南缘复杂地形局地环流对湖气碳、水通量的影响

山地附近湖区周边地形复杂多样，湖泊和陆地之间的热力和动力差异导致湖陆风环流的形成，产生复杂和独特的局地环流（Bartůňková et al., 2014;Curry et al., 2015）。山地湖区周边地形复杂多样，形成的局地环流具有复杂性和独特性。目前，对山地湖区局地环流的研究多为个例分析，基于长时间序列观测资料进行的分析很少，山地湖区不同时间尺度的局地环流特征有待进一步揭示（Gerken et al., 2014）。Xu et al.（2021）基 于Arrillaga et al.（2016）和Román-Cascón et al.（2019）的方法，对大理洱海盆地2015 年白天和夜间的山谷风和湖陆风环流进行统计，根据风向和持续时间对湖陆风和山谷风环流进行筛选。发现该地区白天为湖风（风向范围：0°～170°）。夜间，大理盆地的局地环流主要受苍山山风和洱海陆风的共同影响。夜间局地环流表现为两种环流形势（图5）。当苍山山风强盛于洱海陆风时，观测点附近主要受西南风影响，表现为N1 型局地环流（图5a）。反之，当苍山山风较弱时，洱海南部气旋式环流北支到达湖泊中部西岸，观测点附近主要受东南风影响，表现为N2 型局地环流（图5b）。N1 型山风主导局地环流和N2 型陆风主导局地环流的风向分别定义为180°～350°和90°～170°。洱海使局地风速增加，与Curry et al.（2015）在北美南部湖泊的发现一致。洱海观测站处的湖风主要在日出后1 小时形成，日落前消失，与意大利阿尔卑斯山的加尔达湖风较为相似（Giovannini et al., 2015）。

复杂地形局地环流对湖泊物质和能量通量有不同的影响。Xu et al.（2021）研究发现除N2 型环流外，N1 型山风环流和白天湖风都减弱感热通量，且N1 型山风环流的减弱效果更明显（图6）。夜间山谷降温比山坡慢，使得山谷湍流混合作用减弱，大气边界层更趋于稳定（Fernando et al., 2015）。白天湖风和夜间N2 型环流都促进潜热交换，N2型环流的增强作用约为白天湖风环流的两倍，而N1 型环流则减少潜热通量（Xu et al., 2021）。局地环流对潜热通量的交换主要是由于湖风引起了局地比湿和水汽压变化导致（Naor et al., 2017）。湖泊在复杂地形湖区的二氧化碳输送中也起着关键作用（Lin et al., 2018; Davis et al., 2020）。在夜间，山区植被通过呼吸作用排放CO2，山坡处的CO2浓度高于洱海湖面，苍山的山风将山坡处的CO2输送到洱海湖面，从而增加CO2通量。在白天，湖风增加了局地风速，进而对CO2交换过程产生影响（Xu et al., 2021）。

随着数值天气、气候模式分辨率的提高，湖泊的作用变得不可忽视（Zia et al., 2016）。湖—气耦合模式的发展成为数值天气的前沿问题之一（Subin et al., 2012）。Xu et al.（2017）基于洱海通量观测资料，评估了湖气耦合模式WRF3.7.1 在洱海的适用性，结果表明WRF 模式高估了风速和地表的湍流混合作用。通过采用地形订正因子（Jiménez and Dudhia, 2012），引入次网格地形参数化对模型进行优化，提高了风速和地表通量模拟的准确性，表明在复杂地形上进行地形校正的必要性。

6 结论

青藏高原东南缘位于青藏高原关键的水汽输送通道上，地形地貌复杂，是数值模拟的难点区域。气候变暖背景下，不同类型生态系统对气候变化响应的程度和方式也有所不同。长期的通量观测资料将有助于提高对复杂地形区地气相互作用特征及其影响机制的认识。中国科学院大气物理研究所自2012 年开始，利用涡动相关法在青藏高原东南缘不同生态系统（湿地、湖泊和草甸）开展了长期、连续和高质量的观测，获取了长时间序列的地表通量数据集。基于以上观测，已初步明确和揭示青藏高原东南缘横断山脉不同类型下垫面的地气交换特征及其影响因素。青藏高原东南缘高山草甸的碳、水交换过程受降水分布影响显著，“浮毯型”湿地的碳、水交换除了受气象因素影响外，也受到下垫面植被和水体比例变化的影响。不同类型生态系统的碳、水交换过程在不同时间尺度的影响因子存在差别。风速始终是湖泊潜热和CO2交换的关键影响因子，而降水在较长时间尺度对湖泊CO2通量也有显著影响。此外，青藏高原东南缘的复杂地形对于生态系统的碳、水交换过程也有显著影响。复杂地形产生的不同类型的局地环流对于生态系统的碳、水交换过程有不同的影响。通过对复杂地形区不同生态系统地交换过程及其影响机制的研究，将有助于改进青藏高原东南缘地区的地表参数化方案，提高该地区数值预报的准确性。