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青藏高原上最大的高海拔盐湖---青海湖的蒸发和表面能量收支：青海湖的水热通量

Xiao-Yan Li1,2, Yu-Jun Ma1,2, Yong-Mei Huang1,2, Xia Hu3, Xiu-Chen Wu1,2, Pei Wang1,2,

Guang-Yong Li2, Si-Yi Zhang2, Hua-Wu Wu2, Zhi-Yun Jiang2, Bu-Li Cui2,4, and Lei Liu2

国家地表过程与资源生态重点实验室。北京师范大学自然科学与技术学院。

北京师范大学减灾和急救管理学院，中国烟台鲁东大学资源与环境工程专业。

摘要：由于高海拔地区湖泊特殊的地理位置，测量相关数据存在一定难度，所以我们对高海拔地区湖泊与大气相互作用的知识了解不多，青藏高原（QTP）尤其如此。 在中国，大约50%湖泊坐落在此地。连续直接测量进行了在中国海拔最高的盐湖，青海湖位于青藏高原的东北部，是中国海拔最高的盐湖。从2013年3月11号到2015年5月10号，我们采用涡度协方差法测量了青海湖的水热通量和地表能量收支。结果表明，2013 - 2014年度青海湖蒸发量为832.5 mm，2014 -2015年度为823.6 mm。表面能量收支和蒸发表现出强烈的季节性模式，感热、潜热通量在秋季和初冬时期达到峰值。最大净辐射和最大潜热和感热通量之间相差2-3个月的时间。随着季节交替，潜热和感热通量受不同气团的强烈影响。大量干燥的西伯利亚冷风加剧蒸发作用，而东南潮湿的暖风减缓了蒸发作用，这表明湖泊就像位于青藏高原的空调一样，调节气候和水热通量。

关键词：涡度协方差法；青海湖；水热通量；地表能量收支

1. 引言

湖泊覆盖了约4%的地球陆地面积，占中国的领土面积0.9% [Downinq et al, 2006; Lee et al., 2014; Yanq and Lu, 2014]。在中国约50%的湖泊位于青藏高原（QTP），青藏高原占地总面积42423平方公里，其中约75%的地区是湖泊 [Yanq and Lu, 2014]。青藏高原，是中国第一大高原，世界上海拔最高的高原，平均海拔超过4000米以上（ASL），被誉为 “世界屋脊”和“地球的第三极”。青藏高原对亚洲季风环流形成中起着关键作用 [An, 2000;An et al., 2012]。青藏高原拥有大大小小的共计 32843个湖泊，这些湖泊不仅对青藏高原的热水环流有影响，而且还对亚洲季风区的水资源起到一定作用[Haqinoya etal., 2009]。近几十年来，青藏高原的湖泊也受到了气候变化的影响 [Chen et al., 2013; Wanq et al., 2013; G. Zhanq et al., 2014。据粗略统计，青藏高原80%的湖泊在20世纪70年代到2010期间规模增加了10% - 50%，相比之下，50%湖泊占地面积了减少1.5% - 10% [G. Zhanq et al., 2014]。虽然蒸发作用已被认为是影响湖泊面积变化的重要因素，但是热水通量对其的影响也是不容忽视的[Haqinoya et al., 2009]。湖泊是气候系统的重要组成部分，湖泊对地球表面和大气层之间的热辐射交换、能量交换、水蒸气和微量气体的交换产生与其它地形不同的影响 [Lee et al, 2014]。因此，湖泊对当地乃至全球气候有独特的作用 [Bates et a., 1993,1995; Liu et al., 2009,2012]。然而，我们对气候变化如何影响湖泊蒸发和地表能量收支状况仍所知甚少 [Liu et al., 2012]。 早期对湖泊水热通量的研究主要基于经验模型，用浮标在水季测量，或采用更复杂的动力学模型，结合遥感动态数据测量[Banken et al., 2011]。直到现在，只有少量人采用湍流直接测量，他们利用涡度相关（EC）方法对淡水湖泊热量交换与平衡进行了测量，包括对加拿大大奴湖[e.g., Banken et al., 2000; Rouse et al.,2003]; Great Bear Lake, Canada [Rouse et al., 2008]; Lake Valkea-Kotinen, Finland [e.g., Nordbo et al., 2011;vesaia.al，2006 ]；和美国的苏必利尔湖的测量也不例外[ bianken.al，2011；Spence et al，2011 ]。相反，直接测量青藏高原湖泊的湍流通量几乎是不可能完成的任务，因为夏季的大风和浪花和冬季的浮冰导致测量平台无法安装[Biermann et al., 2014]。最近的两项研究采用了EC法对青藏高原湖滨线[Biermann et ai., 2014]或在湖泊水季（冰河时期） [Li et ai., 2015]进行了测量。由于缺乏长期的、连续的观察，天气变化和气候变化对湖泊和大气水分交换的影响仍有待考证[Li et al., 2015]。因此，本文基于连续两年的直接电子测量数据，旨在量化青海湖的空气热水通量，青海湖是中国最大的盐湖，位于青藏高原的东北部。本研究拟在解决两个问题：（1）气象变量是如何影响地表能量收支和蒸发的日，季节和年际变化的？（2）西伯利亚冷干气团和东南湿润气团对湖泊蒸发有不同的影响吗？据我们所知，这是第一次采用EC测量法对青藏高原青海湖以及其它任何高海拔湖泊的水通量和地表能量收支进行长期持续的研究。研究结果填补了先前的空白，在我国复杂的地形中，湖泊与大气相互作用或者更确切的说是高空盐湖，对青藏高原的水热循环产生至关重要的影响。

2.材料和方法

2.1.测量平台描述和仪表

青海湖（36°32 - 37°15，N，99°36 - 100°47，E，3194m ASL）是独特的湖水涡动通量研究测试点在中国乃至全世界。它是在中国最大的内陆盐湖，位于青藏高原东北部[ G. Zhang et al.，2014 ]（图1）。它位于亚洲季风之间的敏感地带，即处于半干旱区控制（湿）和亚洲西风带的影响（干旱）领域[An et al., 2012]。青海湖占地面积为4432.32平方公里（2015），而且是29661平方公里水域的分水岭。湖水的最大深度达26米。青海湖有连续的沉积序列，至少可追溯到300万年前的上新世时期，它是观测环境变化和气候变化的“活化石”，特别是气候变化、植被演替、构造活动、冰川作用，及其与全球变化 [Dong et al., 2006]。在过去的50年中，青海湖湖水位严重下降（平均7.1cm/年), 附近流域遭受了了一系列的环境问题（草原退化、湿地萎缩、生物多样性减少，沙漠化扩大，湖泊水质恶化）[Hao, 2008; Li et al., 2007]。然而，湖泊水位在过去的10年中有所上涨 [Cui and Li, 2015]。湖泊水位的变化主要原因是气候因素，其中蒸发在水汽平衡的作用不容小觑 [Li et al., 2007,2009]。最近的在稳定同位素的研究表明，青海湖的蒸发作用贡献了约23.42%的流域降水量 [Cui and Li, 2015]。早期研究蒸发皿蒸发量乘以经验系数[Li et al., 2007] 和热力学模型[Qin and Huang, 1998]测量了青海湖蒸发量，而在空气湖界面，通过地表能量平衡改变湖泊表面气候条件的数据不能直接测量。我们对地表辐射和能量交换过程对青海湖蒸发和水汽循环过程的影响所知甚少。更重要的是，考虑到青海湖是盐湖，盐也可能是湖泊蒸发的一个重要的考虑因素，因为它改变了湖水热物理性质，减少了饱和蒸汽压力[Oroud, 2001]。

图一. 青海湖（底部图）和 中国青海湖鱼雷试验基地位置图（顶部图）。顶部图中的插图（左侧）所示为四路辐射仪和红外测温仪，（中部）插图为气象变量测量仪， 和（右侧）涡度相关传感器。

青海湖是一个封闭的汇水湖泊，没有地表水流出（图1）。湖周环绕着几座大山：大同市山、日月山、及青海南部山区。每年有超过40条河流流入青海湖，但大部分是间歇性的。其中最长最大的河是布哈河，排放量达7.85*10⁸ m³ yr^-1，相当于青海湖近一半的总径流；第二河沙柳河排放量2.46*10⁸ m³ yr^-1，占青海湖总径流量的14.5%。青海湖平均盐含量14.13g L^-1，密度为1011 kg m^-3，pH值的范围从9.15到9.30，和湖泊水体的化学类型为Na-SO₄-CL [中国科学院兰州分院(LZBCAS), 1994]。青海湖主要受七月到八月的东南亚季风和九月到次年五月的西风环流影响（图一）[Cui and Li, 2015]。年平均气温为-0.7 ℃，年平均降雨量为357 mm[Shen et al., 2015; Li et al., 2017]。根据E601蒸发器（直径61.8 cm）测量，平均蒸发量为1001.2 mm[Hu et al., 2016]。青海湖通常在十二月份或一月份结冰，次年四月初解冻。青海湖年平均水温为5.4 ℃，一年中水温最高的月份为17.2 ℃（八月），最低温度为-2.0 ℃（一月）。

在青海湖中部深水处安装设备进行整年水面温度测量是极其困难的。我们在青海湖鱼雷试验基地（36°35′27.65Prime;N， 100°30′06Prime;E， 3198m asl）进行了研究。青海湖鱼雷试验基地位于青海湖东南部，距离青海湖海岸最近距离为737 m，为气象和EC设备安装测量提供了全年稳定的台地（图一）。该台地下水深15 m。鱼雷试验塔，距水面10 m，自1965年以来一直用于鱼类试验，是一座历史性的建筑，如今用作为展览中心。EC系统安装在鱼类试验塔顶部西北侧，距水面17.3 m。通过声波风速计（CSAT3，美国犹他州洛根Campbell Scientific Inc.）可以直接测量水平方向和垂直方向上的风速分量（u，v和w）和虚温。通过一个开放式红外气体分析仪（EC150，Campbell Scientific Inc.）测量水蒸气和二氧化碳浓度的波动。我们对感热通量（H）和潜热通量（lambda;E）每隔30分钟从10 Hz时序进行计算，通过数据记录器进行记录（CR300,Campbell Scientific Inc.）。观测装置使用太阳能进行充电。

全套辅助气象变量也每30分钟测量按秒进行测量，这些位于鱼类试验塔顶部东侧，距离EC设备3m远。通过一个距离湖面10 m高（图一）的净辐射计（CNR4， 荷兰代尔夫特Kipp amp; Zonen B.V.）对入射短波辐射、反射短波辐射、入射和出射长波辐射进行测量。通过温度/湿度探测仪（HMP155款型，芬兰赫尔辛基Vaisala Inc.）对气温和相关湿度在距离湖面12.5m高的地方进行测量。通过风力哨兵机组（05103款型，美国密歇根州特拉弗斯城RM Young Inc.）对风速和风向进行测量。水面温度通过距离水面10m高的红外测温仪（SI-111，Campbell Scientific Inc.）进行测量。水温通过温度探测仪（109L,Campbell Scientific Inc.）分别在水中0.2, 0.5, 1.0, 2.0和3.0 m的深度进行测量。降水量通过一个自动的倾斗式雨量计（TE525,Campbell Scientific Inc.）和一个雨量计（T-200B,Campbell Scientific Inc.）进行测量。

2.2 数据处理

本文我们研究了2013年5月111日到2015年5月10的测量数据。本文收集的10Hz原始时间序列通过使用数据交换数据处理软件EdiRe，包括水到垂直风分量相关的二氧化碳、声波虚温修正、平面拟合坐标旋转、密度效应修正（WPL修正）、频响修正等的Spike剔除和滞后相关[Liu, et al. 2013]。除了这些处理步骤，每半小时记录的通量数据处理经过了四个步骤：1）传感器故障期间的数据不予采用（如：诊断信号出现错误时），2）降水前后一个小时内的数据不予采用，3）当半小时内遗失数据占半小时原始记录数据超过30%时，不完整的半小时数据不予采用以及4)夜间摩擦速度低于0.1 m s^-1时[Blanken, et al., 1998]，数据不予采用。查表法（LUT）采用的空缺填补法和平均昼夜变化（MDV）[Falge, et al., 2001]用于填补通量测量数据缺口。当气象观测数据同步具备时，使用查表法，另外，也使用平均昼夜变化法。数据缺口填补法仅用于分析季节性和年际间蒸发量的变化[Liu, et al., 2013。测量出的蓄热（S, W m^-2）的变化作为能量平衡的剩余。

S=R_n-lambda;E-H

其中R_n为净辐射（W m^-2），H表示感热通量（W m^-2），lambda;E表示潜热通量（W m^-2）。

图2.（左图）2013年5月11日到2014年5月10日（第一年）和（右图）2014年5月11日到2015年5月10日（次年）测量期间台地覆盖区。图中所示为半小时数据量（灰点）和平均数据量（黑色实线）。圆圈周边的标记（0-360，间隔30）为风向，圆圈径长表示90%的涡流通量轨迹。平均数据量（黑色实线）以数据位为单位则为15°角。

2.3 轨迹分析

轨迹的定义为表层资源/沉积相对测定垂直通量或浓度的每个元素所占的相关比例[Leclerc an

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