青藏高原平均海拔在4 000 m以上，是世界上海拔最高的高原，素有世界屋脊之称。因受特殊地形的控制，青藏高原地表动力和热力作用十分显著，对我国乃至全球气候变化具有十分重要的影响^［1］。青藏高原广泛发育着多年冻土，是世界上高海拔多年冻土分布最广的地区^［2］。多年冻土作为地—气之间能量和物质交换的产物，具有特殊的物理特性。由于其含有冰，对环境变化的响应极其敏感，热稳定性差。因此充分认识青藏高原地区不同地表条件下的能量及冻土水热变化特征，对区域生态环境保护和相关工程建设及维护具有重要意义。多年冻土作为青藏高原生态系统的重要组成部分，其变化发展受诸多因素的影响。在全球尺度上，多年冻土受气候、海拔和纬度的控制^［2~5］，但在区域尺度上，地表条件如植被、积雪、岩性、坡度和坡向等对多年冻土的空间分布及水热状态有重要的调节作用^［3］。其中，坡向差异引起的不同坡面之间的辐射能量差异，对多年冻土的水热变化特征具有至关重要的影响作用^［6］，致使青藏高原地区多年冻土在空间分布上存在较大的差异。因此，近年来阴阳坡差异对青藏高原多年冻土的影响研究受到众多学者的广泛关注。如周幼吾等^［7］在天山的研究表明，阴坡和阳坡冻土下界相差400 m，年平均地温相差2 ℃以上，冻土厚度相差约80 m。王庆锋等^［8］对祁连山区黑河上游高山多年冻土活动层的季节冻融过程及其影响因素进行了研究，结果表明，同等海拔高度处位于黑河东支的峨博岭北坡地表温度年较差、活动层年平均地温、活动层底板温度和年变化深度处的年平均地温均明显低于黑河西支的冲积平原，且活动层含水量变化也存在较大的差异。Luo等^［9］在昆仑山的研究显示，2014—2016年昆仑山南北坡的年平均地表温度分别为-1.5和-2.8 ℃，活动层（0.5 m深度）年平均温度差约为0.9 ℃，多年冻土顶板年平均温度南坡约比北坡高出0.6 ℃。乔永平等^［10］在改则地区的研究表明，山地北坡活动层及多年冻土层的含水量高于南坡，多年冻土年平均地温低于南坡，温差约为0.8 ℃。

除自然地表外，阴阳坡差异引起的水热差异现象在工程建设中也十分显著。盛煜等^［11］基于青藏铁路北麓河试验场2002—2003年的监测资料分析了路基阴阳坡面热状况的差异，路基阳坡面年平均温度比阴坡面高出3 ℃。Wu等^［12］对比分析了青藏铁路12个断面的浅层土体温度，发现12个断面阴阳坡的冬季温差最大约为5.7 ℃，夏季最小温差也可达到2.6 ℃。胡达等^［13］对青藏公路K2986+200路段坡面进行了监测，发现坡面两侧年均温度差最大可达4.8 ℃。除了上述坡向差异对青藏高原多年冻土的水热影响研究以外，部分学者还发现坡向引起的辐射能量差异是影响青藏高原多年工程建设的主要因素。孙立平等^［14］对青藏线格—拉路段进行地温监测的同时，分析了青藏沿线太阳辐射变化的特点，研究指出强烈的太阳辐射、上边坡坡向以及太阳总辐射特殊的日变化规律是导致青藏线路基出现“阴阳坡”现象的主要原因。Chou等^［15］分析了青藏高原214国道K369+100断面的地温和变形监测数据，结果显示，该路段阴阳坡面在太阳辐射的作用下，地温差值达到了4.0 ℃，路基不对称畸变和不均匀沉降现象十分显著。不同坡向水、热、能差异的存在，对高海拔冻土工程的稳定性造成了巨大的破坏性影响，使得路基产生不均匀沉降现象，且沉降差异随运营时间的增加而增大^［16］。

阴阳坡效应虽然属于自然现象，但其差异引起的水、热、能量过程对高海拔多年冻土的空间分布产生了重要影响，进而对重大冻土工程稳定意义深远。近40年来虽然有大量学者已开展了阴阳坡效应引起的青藏高原多年冻土区水热差异的研究，包括自然坡向差异和线性工程坡向差异^［17~19］。但纵观以往的研究可以发现，受环境条件和技术手段的约束，大多数研究是基于短时间尺度的定性或相对简单的定量描述，缺少长时间序列的水、热、能动态变化监测及其相互之间作用耦合关系的系统性定量研究。同时，数据的获取也仅限于场地之间1~2个剖面的温湿度对比，缺乏场地内部变化趋势的比较，也无法准确评估数据代表单元条件的确切程度。因而，为深入探究青藏高原不同坡向的地表辐射和冻土水热变化特征，本研究通过多重监测的方法对青藏高原两个相反坡向的地表辐射、浅层地温和土壤含水量等进行了4年的连续监测，试图通过分析实测数据来填补这一空缺，以更好地定量揭示阴阳坡效应对青藏高原多年冻土水热和能量的影响程度。研究对复杂条件冻土模型模拟的上边界条件精细化取值和精准工程建设具有一定的参考价值，也为后续进一步的地—气能量平衡研究奠定基础。

研究选取青藏高原腹地的北麓河地区（图1）。北麓河盆地地貌单元丰富，具备良好的开展野外观测的自然条件。同时该区域建设有中国科学院青藏高原北麓河冻土工程与环境综合观测站（简称北麓河站），有利于开展持续野外观测。北麓河盆地属于典型的高温高含冰量多年冻土区，局地因素（如坡度坡向、植被盖度、地表覆盖和土质等）对多年冻土的影响十分敏感。北麓河盆地平均海拔高度在4 500 m以上，属于冲积和风积平原地貌，区域内冲沟发育，洼地和低丘相间分布，地表为第四系冲洪积细砂、粉土和粉质黏土所覆盖^［20］。植被稀疏，物种多样性差，草原区优势种群主要为紫花针茅，而草甸区优势种群主要为高山蒿草和藏蒿草等蒿草类植物^［21］。受海拔高度的影响，北麓河地区气候寒冷干燥，四季不分明，冷季（气温低于0 ℃）长达8个月（10月至次年5月）^［6，21］。北麓河气象站记录资料表明，2005—2014年年平均气温为 -4.2~ -2.8 ℃，平均值为-3.5 ℃；年均降水量为232~ 467 mm，降水主要集中在6~8月，占全年降水量的90%以上，而年平均蒸发量约为1 316.9 mm，年均风速约为4.1 m/s^{［21，22］}。北麓河盆地处于连续多年冻土带上，多年冻土以富冰和饱冰为主，年平均地温-1.8~-0.5 ℃，多年冻土厚度为20~90 m，上限深度为1.8~3.0 m^［20~23］。

监测场地阳坡（34.8367°N，92.9206°E）［图2（a）］，阴坡（34.8486°N，92.9268°E）［图2（b）］，海拔高度分别为4 634和4 638 m，坡度分别为7.5°和8.1°^［6］。阳坡属于典型的高寒草原区，地表植被覆盖相对均匀，盖度约为16%；阴坡属于草甸向草原过渡区，植被覆盖极不均匀，盖度为0~26%（9个取样点）。地表0~0.05 m深度阴阳坡的土壤有机质含量分别为21.1和10.4 g/kg。根据中国科学院西北生态环境资源研究院冻土工程国家重点实验室2016年在北麓河盆地冻土发育观测场的编录资料显示（图3），阳坡0~0.5 m深度为砾质土，0.5~1.3 m深度为含砾石砂质黏土，1.3~2.5 m深度为砂质黏土，直至2.5 m深度才出现含冰砂土层；而阴坡0~0.4 m深度主要为砂土，0.4~1.3 m为砂质黏土，1.5 m深度便出现了含冰黏土层，且厚度大于3 m。

数据获取包括地上和地下两部分，地下数据包括地温、土壤含水量和土壤热通量，地上数据包括气温、风速和辐射值。地温数据通过钻孔、安装土壤温度传感器（HOBO-TMC20-HD）和采集器（HOBO-UX120-006M）自动收集数据。安装深度为0.1和2.5 m，分别代表近地表温度（T_{0.1 m}）和多年冻土顶板温度（T_{2.5 m}）。传感器测量精度为±0.21 ℃，测量范围为-40~70 ℃，频率为1次/4 h。为提高地温监测数据的精确度，研究采用了重复测量的方式，在每个坡面10 m×10 m的正方形样地中各布设钻孔9个，钻孔间距3 m（图2）。即每个深度的温度同时有9个采集值，以更好地开展数据质量评估和场地内部的变化分析。气温和0.05 m深度地温（T_{0.05 m}）通过安装气温传感器（U23-004）和土壤温度传感器（HOBO-TMC20-HD）自动收集数据。气温传感器安装高度为1.8 m，测量精度为±0.21 ℃，测量范围为-40~100 ℃，频率为1次/30 min。0.05 m地温传感器测量精度为±0.21 ℃，测量范围为-40~70 ℃，频率为1次/30 min。土壤热通量通过安装1块荷兰Hukseflux公司生产的土壤通量传感器（HFP01SC）获得数据，安装深度0.1 m，该传感器具备自动校准功能，测量精度为±3%，测量范围为-30~70 ℃。传感器接入1台CR1000数采仪（Campbell）收集数据，每隔30 min记录1次。

土壤含水量通过开挖剖面、安装土壤湿度传感器（HOBO-S-SMD-M005）和采集器（HOBO-H21-002 Micro Station）自动收集数据，安装深度分别为0.25、0.50、1.0和1.5 m 4个深度。传感器测量精度为±0.031 m³/m³，工作环境温度0~50 ℃，每隔4个小时记录1次。本文土壤水分含量变化分析仅针对夏季融化阶段，秋季降温、冬季冻结和春季升温阶段的未冻水含量变化不做分析。

风速通过安装风速传感器（HOBO-S-WEST-B）自动收集数据，安装高度1.8 m。风速传感器的测量精度为±1.1 m/s，测量范围为0~76 m/s，风向的测量精度为±5°，范围0~355°，每隔30分钟记录1次。太阳辐射通过安装1台四分量传感器（Kipp&Zonen-CNR4）采集下行短波辐射（Downward Shortwave Radiation， DR）、上行短波辐射（Upward Shortwave Radiation， UR）、下行长波辐射（Downward Long-wave Radiation， DLR）、上行长波辐射（Upward Long-wave Radiation， ULR）和地表反照率，安装高度1.8 m。数据通过1台CR1000数采仪（Campbell）收集，每隔30 min记录1次。监测工作从2016年8月开始，本研究分析数据期限为2016年9月1日至2020年5月31日，共近4年。

为更好地分析北麓河两个场地冻土水热及地表能量的变化特征，本研究分别对阴阳坡的地温、土壤含水量、辐射、风速和土壤热通量等数据进行了相应的处理。对于测量时间间隔为4小时的地温（T_{0.1 m}和T_{2.5 m}）和土壤含水量数据，其日平均值均由每日6个测量时刻的数据进行平均得到。但地温数据由于采用重复测量的方式，各深度每日6个测量时刻的数据是根据9个钻孔的有效数据（去除空白数据）平均计算得到的。之后利用上述所得的日平均数据计算了阴阳坡各深度的年平均地温和暖季的平均含水量。其中，年平均地温由各年的有效日平均数据计算得到，而暖季的含水量数据是由各年6~9月的有效日平均含水量计算得到。此外，为定量化探究阴阳坡监测场地内的地温差异特征，对各监测点0.1和2.5 m深度的日均温数据进行了统计分析，计算了两个场地的标准误差值。对于测量频率为30 min的辐射、地表反照率、气温、风速、地温（T_{0.05 m}）和土壤热通量数据，其日平均值均由每日48次的测量数据平均计算得到。其中辐射及地表反照率的月平均数据是根据2016年9月至2020年5月各月的所有日平均数据进行平均计算获得，而多年平均数据是由2016年9月1日至2020年5月31日的有效日平均数据计算得到。

图4（a）是两个场地2016年9月至2018年8月的月平均气温变化曲线。其中，2016—2017年阴阳坡的月平均最高气温分别为7.8和7.7 ℃，最低气温分别为-13.2和-13.5 ℃，年平均气温分别为 -2.6和-2.9 ℃，差值不超过0.3 ℃；2017—2018年阴阳坡的月平均最高气温分别为7.6和7.5 ℃，最低气温分别为-12.4和-12.8 ℃，年平均气温分别为-2.6和-2.4 ℃，差值不超过0.4 ℃。由此可见，考虑到传感器的测量精度（±0.21 ℃），认为两个场地气温非常接近。场地内无降雨监测设施，两场地距离北麓河冻土站较近（<5 km），北麓河冻土站的降雨量基本能代表场地的降雨量。另外两个场地均为缓坡区，直线距离不足2 km，认为暖季的降水差别也很小。2017—2021年每年的1月份，通过不定期的几次积雪观测表明，两个场地冬季均未有积雪，这个从四分量监测到的地表反照率的变化也能证明。综上所述，两个场地具有基本相同的气温和降雨条件。图4（b）为两个场地2019年9月至2020年8月月平均风速变化曲线，阴坡和阳坡风速随时间变化呈现出相同的变化趋势，冷季（10月至次年5月）的风速明显大于暖季（6~9月）。其中，阳坡冷暖季的平均风速分别为4.4和2.5 m/s，阴坡冷暖季的平均风速分别为4.0和2.0 m/s。全年（除12月之外）阳坡的风速基本大于阴坡，年平均风速分别为3.8和3.3 m/s，差值约为0.5 m/s。

地表作为岩石圈与大气圈的交界面，其性质直接影响地—气之间的能量和水分交换过程。青藏高原多年冻土区在高海拔及强辐射的作用下，地表日冻融循环现象十分显著，对土壤结构与性质具有重要的影响。图5为阴阳坡0.05 m深度每日最高和最低地温，从图中可以看出，阳坡日温差明显大于阴坡，观测期内阴阳坡的平均日温差分别为5.1和12.1 ℃。当土壤日最高地温大于0 ℃而日最低地温小于0 ℃时，认为有日冻融循环（图5阴影部分）发生^［24］。结果显示0.05 m深度阳坡的日冻融循环次数明显高于阴坡。其中，2016—2017年阳坡日冻融循环次数达到了156次，而阴坡仅发生了34次；2017—2018年阳坡和阴坡日冻融循环次数分别为113和35次；2018—2019年分别为99和40次。造成阴阳坡日冻融循环差异的原因在于：阳坡相对于阴坡而言，土壤干燥，植被覆盖度低，对热量变化的响应速率快，所以地表日间增温和夜间降温迅速，日冻融循环作用显著高于阴坡。

图6显示了北麓河阴坡和阳坡2016年9月至2020年5月各深度地温的动态变化趋势。从图6可得，阴阳坡浅层地温随季节的变化波动幅度较大，最大振幅达到约17.4 ℃，随深度的增加地温波动幅度逐渐减小。在气温非常接近的条件下，各深度阳坡地温均大于阴坡，结果与Luo等^［9］在昆仑山的研究相似。其中，0.1 m深度由于距离地表最近，阴阳坡对地面热量变化的响应速率均较快，但受地表条件的影响，地温存在一定的差异，观测期内阴坡和阳坡的平均地温分别为-1.7和-0.3 ℃，差值达到了1.4 ℃。到多年冻土顶板深度（2.5 m），阳坡地温也显著高于阴坡，多年平均地温分别为0.1和-1.3 ℃，差值达到了1.4 ℃，且阳坡地温波动幅度大于阴坡。造成上述阴阳坡地温差异的原因主要在于：在坡向效应的作用下，阳坡光照时间相对较长，太阳辐射强度较大，地表所接收的热量高于阴坡，为阳坡土壤增温创造了有利条件。同时，在冻融循环作用的长期影响下，阴阳坡土壤性质和湿度逐渐差异化。其中，阳坡土质相对粗糙，不利于水分的保持，所以土壤含水量显著低于阴坡。而阴坡水分蒸发需消耗大量的热量，使得用于土体升温的热量减少，所以阳坡地温要高于阴坡^［25］。此外，水的比热容较大，不利于土壤的升降温，因而阴坡地温波动幅度小于阳坡。

根据上述分析，为更清晰地了解高海拔多年冻土区阴阳坡近地表的温度差异特征，本文对2016—2020年阴阳坡0.1和2.5 m深度的地温进行了进一步对比分析（表1）。以0 ℃作为冻融的临界点，以日平均地温开始持续小于0 ℃的时间作为初始冻结日期，日平均地温开始持续大于0 ℃的时间作为初始融化日期，则初始冻结日期至初始融化日期之间的时间间隔即为冻结期^［26~28］，分析结果如表1所示。根据表1可得，2016—2020年阳坡0.1 m深度地温于每年的10月中下旬开始冻结，于次年的4月中旬开始消融，而阴坡于每年的10月中上旬开始冻结，次年的4月下旬才开始融化，所以近地表阴坡土壤的持续冻结时间比阳坡多出11~21 d。2.5 m深度，阴坡地温全年低于0 ℃，阳坡于每年1月中下旬开始冻结，7月下旬至8月初开始融化，冻结持续时间为170~201 d。综上可得，2016—2020年阴坡土壤的冻结时间长于阳坡，缘于阴坡相比于阳坡太阳辐射的时长相对较短。此外，各年阴坡和阳坡0.1 m深度地温达到峰值的时间基本相同，最低温除了2018—2019年以外，其他年份出现的时间也都近乎相同。但2.5 m深度阴阳坡地温极值出现的时间却存在较大的差异。阳坡地温于3月中下旬降至最低，于9月中上旬达到峰值，而阴坡最低温出现在3月底至4月初，而后直至12月中下旬才达到峰值。说明随深度的增加阴坡对地表热量及温度变化的响应速率逐渐滞后于阳坡，且这一现象在融化阶段更为显著。因为阴坡的土壤含水量较高，土体升降温速率较慢，所以响应速率滞后于阳坡，融化阶段随水分的增加滞后现象更显著。通过对比分析各年阴阳坡2.5 m深度地温的最大值和最小值可得，阳坡T_max>0 ℃，T_min<0 ℃，且多年平均地温为0.1 ℃，而阴坡T_max和T_min均小于0 ℃，说明阳坡活动层厚度大于2.5 m，阴坡小于2.5 m。所以2.5 m深度处阳坡经历着夏季融化、冬季冻结的冻融循环过程，其温度不仅受冬季热传导过程的影响，也受到夏季渗流的作用，变化更为复杂。而阴坡由于完全处于冻土层内，全年仅受热传导过程的影响，因而温度变化相对单一。

由表1还可看出，0.1和2.5 m深度阳坡2016—2017年与2017—2018年的年平均地温差异不大，但2018—2019年阴阳坡的年平均地温均显著低于2016—2017年。其中0.1 m深度地温的降温幅度较大，温差超过了1.3 ℃，而2.5 m深度地温的降温幅度较小，温差小于0.4 ℃。阴阳坡地温的这一年际变化特征与气温变化密切相关。因为根据3.1节分析可得，阴阳坡2016—2017年与2017—2018年的年平均气温差异不大。但依据现有的数据计算得到2018—2019年阳坡的年平均气温仅为-4.0 ℃，显著低于前两年。由阴阳坡气温差异较小可得，2018—2019年阴坡的年平均气温也显著低于前两年。据此可得，观测期内阴阳坡地温年度间的变化与气温变化相关。但在坡向差异的控制下，阴坡与阳坡各年的年平均、最高和最低地温存在差异，均表现为阳坡高于阴坡。

图7为北麓河阴阳坡监测场地多年冻土活动层土壤水分变化曲线。从图7中可以看出阴阳坡土壤水分变化过程存在明显的差异，冻融过程中各个阶段土壤水热状态特征与赵林等^［29］在五道梁观测的非常相似。夏季融化阶段（从3月中下旬开始），随气温的回暖，阴阳坡浅层（0.25和0.5 m深度）土壤开始融化，未冻水含量缓慢增加，经过一个短期的小幅度增加后，土壤中未冻水含量迅速增大，但受增温速率的影响，阴坡水分增加速率小于阳坡，阳坡和阴坡浅层土壤分别于4月底至5月初和5月底至6月上旬完全融化。深层土壤（1.0和1.5 m深度）受地温增温滞后性的影响，融化相对较晚，阴阳坡未冻水含量于4月初开始增加，同样阴坡由于地温较低，升温较慢，融化初期水分增加速率十分缓慢，所以1.0和1.5 m深度的未冻水分别于6月中下旬和7月中下旬才开始迅速增加，至7月上旬和8月初才完全融化。而阳坡与此相反，融化相对较快，1.0和1.5 m深度土壤于5月底至6月初便完全融化。

阴阳坡各层土壤完全融化时，土壤水分维持在一个较高水平。但受夏季降水及强烈蒸发作用的影响，阴阳坡浅层土壤水分在不断的上下波动。深层土壤水分波动幅度较小，尤其是阴坡，由于土壤质地较细，水分垂向迁移较小，所以深层含水量维持在一个相对稳定的状态，但阳坡由于质地相对粗糙，水分垂向迁移相对较大，使得深层土壤总含水量在小幅度的波动。此时，阴阳坡各深度土壤含水量均达到了峰值。其中0.25 m深度阴阳坡的土壤水分峰值分别为0.42和0.29 m³/m³，0.5 m深度分别为0.4和0.27 m³/m³，1.0 m深度分别为0.41和0.29 m³/m³，1.5 m深度分别为0.42和0.32 m³/m³。由此可知，阴坡各深度的土壤水分峰值均高于阳坡。秋季冻结期（从10月开始）随着气温的降低，阴阳坡浅层土壤开始冻结，未冻水含量逐步降低。至11月初阴坡1.0 m深度的土壤含水量也开始下降，后随温度的进一步降低，阴坡1.5 m、阳坡1.0和1.5 m深度的土壤含水量也逐步开始下降。

为进一步了解阴阳坡多年冻土活动层含水量的差异情况，利用完整的2016年9月至2018年8月阴阳坡暖季的土壤含水量数据进行对比分析（图8）发现，这两年暖季阴坡各深度的土壤水分含量高于阳坡，且二者之间的差异较大。其中，0.25、0.50、1.0和1.5 m深度处，2016—2017年暖季阴坡含水量分别比阳坡高出0.12、0.13、0.10和0.12 m³/m³；2017—2018年阴坡分别比阳坡高出0.12、0.14、0.11和0.12 m³/m³。暖季阴阳坡土壤水分含量随深度的增加变化趋势基本相同，但阳坡的变化幅度相对较大，阴坡相对较缓。这主要是因为阴坡土壤含水量高于阳坡，升温需吸收大量热量，使得土壤温度梯度变小，而温度梯度又影响水分的运移^［30］，所以阴坡土壤水分随深度的变幅较小。

图9为北麓河阴阳坡2016—2020年辐射四分量的变化特征。从图9中可以看出，在太阳季节性活动的影响下，阴阳坡的下行短波辐射（Downward Shortwave Radiation，DR）、下行长波辐射（Downward Long-wave Radiation，DLR）以及上行长波辐射（Upward Long-wave Radiation，ULR）呈现出明显的季节变化规律。DR于6月前后达到辐射峰值，阴阳坡分别约为395.6和397.0 W/m²。ULR和DLR受地表和大气增温滞后性的影响，于7~8月达到峰值，阴坡和阳坡的ULR峰值分别约为394.9和406.3 W/m²，DLR峰值分别约为330.6和327.2 W/m²，三者均于1月降至最低。而上行短波辐射（Upward Shortwave Radiation， UR）在太阳辐射季相变化及下垫面条件的共同影响下，其变化规律未显示出明显的季节性变化。12月至次年2月，由于阴阳坡所接收的太阳辐射能较少，所以地表反射的短波辐射也较少。3月至5月中上旬随太阳的北移，两坡面的辐射能量逐渐增加，此时由于植被还未开始生长，地表未完全解冻，反照率较高，使得阴坡和阳坡的UR逐渐增加，达到全年最高值，分别约为237.4和252.8 W/m²。5月中下旬，随着植被的生长及雨季的到来，阴阳坡地表含水量和植被覆盖度明显上升，反照率下降^［31］，UR逐渐减少。至9月下旬随气温的降低，地表开始冻结，含水量下降，植被凋落，UR随地表反照率增强而有所增加。

在坡向影响下，阴阳坡辐射能量存在显著的差异。如表2所示，阳坡由于太阳高度角较大，各月所接收的DR均大于阴坡，多年平均下行短波辐射比阴坡高出4.1 W/m²。其中，5月阴坡和阳坡所接收的平均辐射最多，分别为289.3和289.7 W/m²。7月两坡面之间的辐射非常接近，差值不足1%。而1月随太阳高度角的减小，两坡面的辐射能降至最低，但此时的辐射差值却较大，仅次于10月，约为6.9 W/m²，其原因主要与太阳天顶角的季节性变化有关。暖季太阳天顶角较小，阴坡和阳坡都容易被阳光所照射，所以二者之间的太阳辐射差值较小，而冷季由于太阳天顶角较大，阴坡不易被阳光照射，因而其接收的辐射能明显小于阳坡^［32］。对于UR，由于阳坡的DR和地表反照率均大于阴坡，所以UR相对较高，阴阳坡多年平均值分别为52.6和63.9 W/m²，阳坡比阴坡高出11.3 W/m²。在地表温度的影响下，阳坡发射的长波辐射基本大于阴坡，阴坡和阳坡多年平均上行长波辐射分别为303.6和307.7 W/m²，阳坡比阴坡高约4.1 W/m²。而对于DLR，其主要受大气状况的控制。由于阴阳坡的大气条件差异较小，所以两坡面间的DLR差值也较小。阴坡和阳坡多年平均值分别为228.3和227.4 W/m²，阴坡比阳坡略微高出0.9 W/m²。综合上述分析可得，坡向差异引起的太阳高度、植被、土壤湿度及土质等差异对阴阳坡地表辐射过程具有重要的影响。

分析阴阳坡各年的地表辐射量（表3）可得，2016—2019年，阴坡2016—2017年与2017—2018年的年平均DR差异较小，但2018—2019年比前一年降低了2.2 W/m²；年平均UR呈逐年增长，而年平均DLR年度间的变化较小，不足1 W/m²；年平均ULR变化趋势与DR相似，2016—2017年与2017—2018年的差值较小，2018—2019年比前一年降低了约6.2 W/m²。就阳坡而言，2018—2019年与2016—2017年相比，年平均DR降低了3.9 W/m²，UR增加了3.8 W/m²，DLR和ULR分别降低了1.5和7.9 W/m²。阴阳坡年度间的辐射变化对近地表气温和地温具有重要的影响。

图10为阴阳坡场地内0.1和2.5 m深度9个监测点4年的日平均地温箱式分布图（图中上下限分别表示各年的最高和最低日平均地温）。从图10（a₁）~（d₂）可以看出，2016—2020年0.1 m深度处阳坡各监测点之间的地温差异相对较小，年平均标准误差值（Standard Error，SE）均小于阴坡。由于2016—2017年阴阳坡0.1 m深度各点的监测数据较为完整，结果更具代表性，所以对2016—2017年阴阳坡的日平均最高、最低和年平均地温进行对比分析［图10（a₁）和（a₂）］，发现阳坡各监测点的最高、最低日平均地温和年平均地温都十分接近，标准误差分别为0.11、0.14和0.04，而阴坡各监测点之间的最高、最低日平均地温和年平均地温的标准误差均大于阳坡，分别为0.21、0.25和0.06。2.5 m深度［图10（e₁）~（h₂）］阴阳坡场地内地温分布情况与此相反，阳坡各年的年平均标准误差值均大于阴坡。同样对数据较为完整的2016—2017年阴阳坡2.5 m深度的日平均最高、最低和年平均地温进行分析可得，虽然阴坡和阳坡各监测点之间的年平均地温标准误差均较小（SE_阳=SE_阴=0.02），但阳坡的日平均最高和最低地温标准误差均大于阴坡（尤其是日最高地温）。其中日平均最高地温的标准误差分别为0.09和0.02，最低地温的标准误差分别为0.07和0.06。综上可得，与阴坡相比，阳坡场地内浅层（0.1 m深度）地温的差异较小，而深层地温的差异较大。原因主要在于：阳坡虽然植被生长相对较差，但覆盖均匀，使得地表性质（湿度和粗糙度等）差异较小，所以浅层地温分布相对均匀。而阴坡各监测点之间的植被覆盖存在较大的差异（覆盖度在0~26%），影响了表层土壤性质和能量交换过程，所以阴坡场地内的地温差异较大。2.5 m深度，阳坡由于处于活动层内，活动层的冻融循环作用能够改变土壤结构、水分和容重等^［33］，易造成土层性质差异化，所以阳坡地温差异较大。而阴坡由于常年处于冻土层中，土层性质相对均匀，因而场地内地温差异较小。

局部地形是控制土壤形成的关键因素^［34］，对土壤结构和物理性质等具有重要的影响。其中，坡向作为地形因素中最重要的环境因子之一，主要通过控制水热的时空再分配来长期作用于地表，使得不同坡向土壤性质逐渐差异化。研究中阴坡和阳坡试验地由于同处一个区域且相距较近，所以地貌形成初期地层性质差异较小，而现今土壤性质却呈现出如此显著的差异，其原因与阴阳坡效应密不可分。一方面，坡向可通过控制降水及辐射能等的分布来直接影响地表温湿度，从而导致阴阳坡植被生长和地表冻融循环存在较大的差异。而低植被覆盖度及强冻融循环作用对土壤颗粒间的黏聚力具有很强的破坏性，使得土体结构变松散^［35］，增强了水蚀和风蚀作用^［33］，最终导致土质粗粒化。此外，每一次循环冻融过程都伴随着水分的迁移过程，而水分的迁移会带动细颗粒在竖直方向的重分布，冻融循环频率越大，这种重分布过程越剧烈，长此以往，也可能会造成颗粒大小的差别。另一方面，土壤质地的改变又反作用于土壤水热和植被的生长，增大了阴阳坡地表性质（土壤水分、温度及植被盖度等）的差异。而地表性质差异又进一步影响土质，长此以往的“正反馈”作用促使阴阳坡土壤性质差异逐步扩大。

坡向影响地表性质的同时也控制着地表能量的平衡过程，主要体现在以下几个方面：

首先，在地表能量平衡中，太阳辐射是最根本的驱动力，而坡向直接影响地表辐射的接收^［10］。虽然研究区为小角度缓坡场地，太阳高度角差别不是很大，但即便是微弱的差别也导致阳坡DR明显高于阴坡。地表在接收太阳辐射后逐步升温，同时也向外发射长波辐射。如图11所示，阴阳坡发射的长波辐射与地表温度之间存在显著的正相关关系（R²>0.90，P<0.001），说明地表温度越高所发射的长波辐射也越大，所以阳坡ULR大于阴坡。大气在吸收来自地面的长波辐射后又向下发射波长更长的辐射。大气长波辐射的变化特征与大气状况如云、水汽压等环境因子相关，其中水汽压是影响大气长波辐射的主要因子之一^［36~38］。阴坡地表含水量较高，地温较低，且风速较小，所以其水汽压相对较大，因而即使阴坡的ULR小于阳坡，但DLR却略大于阳坡。对于UR而言，地表反照率是影响其大小的重要环境因子。反照率主要与下垫面性质如土壤类型、颜色、积雪、地表粗糙度和干湿度等相关^{［38，39］}。阳坡地表相对粗糙，植被生长状况差，土壤含水量低，因而反照率较高^［39~41］，使得其反射太阳辐射的能力强于阴坡，所以UR阳坡大于阴坡。积雪作为冻土环境中重要的环境因子，对地表辐射、冻土水热及地气热量交换过程具有十分重要的影响。本研究虽未安装积雪观测设施，但根据研究期间多个冬季目视观测表明，阴阳坡研究场地由于冬季风速较大（1月份最大日平均风速高于8.0 m/s），降雪基本无法在地表形成堆积。

其次，坡向引起的下垫面性质差异对土壤热通量（0.1 m深度）具有重要的影响。如图12所示，冷季北麓河阴阳坡的土壤热通量均为负值，说明该时段土壤处于放热状态，但阳坡由于土壤较干燥，放出的热量高于阴坡。为进一步探究阴阳坡效应对地表热通量的影响情况，选取了2019年12月15日和2020年6月15日的热通量数据用于表征冷暖季阴坡和阳坡土壤热通量的日变化差异。如图13所示，无论是冷季还是暖季阳坡土壤热通量的日变化幅度均大于阴坡，说明昼夜阳坡地表的增温和降温幅度均较大。引起这一差异的原因主要在于：①水的相态稳定，而阳坡地表土壤含水量较低，且土质相对粗糙，所以热通量变化较大^［42］；②地表风速越大，地—气之间的湍流热交换作用越强，所以阳坡的土壤热通量变化幅度大于阴坡。

最后，地—气之间的感热和潜热交换过程受近地表风速、地气温差、空气相对湿度和植被类型等环境因子的控制^［43~45］。虽然两个场地的感热和潜热没有估算，但阴阳坡面之间地表温度、土壤含水量、风速风向和植被条件等的较大差异也必然引起感热和潜热的不同，所以不同坡面之间地—气热通量交换过程也可能存在一定差异。

阴坡所接收的净辐射能量略大于阳坡，但各深度的地温却明显低于阳坡，分析其原因可能与地表及土壤性质相关。首先，植被作为大气圈和岩石圈之间热量交换的重要媒介，对地表能量收支具有至关重要的影响^［3］。研究中所测得的辐射能为地表覆盖物之上的能量，阴坡植被生长状况相对较好，对太阳辐射具有一定的遮挡作用，削减了到达土壤表层的辐射能量^［3，46］，所以阴坡土壤表层实际所接收到的能量小于测量值。其次，研究中阳坡由于植被长势及覆盖度相对较差，浅层土壤（0~0.05 m深度）有机质含量明显小于阴坡，再加上风速较大，增强了地面的侵蚀和剥削过程，使得阳坡土壤粗颗粒含量相对较高，导热性较好^{［47，48］}，有利于地面的增温及热量的传递。最后，阴坡各深度土壤含水量明显高于阳坡，水的比热容大，对地层增温及热量传递具有重要的阻滞作用。综上可得，在地表各要素的耦合作用下，阴坡各深度地温小于阳坡，结果与乔永平等^［10］在改则地区的研究结果相似。

阴阳坡地温场差异进一步影响了多年冻土活动层的水分动态变化过程，致使阴坡土壤含水量开始增加的时间滞后于阳坡，下降时间早于阳坡。此外在土壤质地的叠加影响下，阴坡各层土壤水分的变化速率相对较慢，且含水量随深度的变幅明显小于阳坡。根据论文3.3部分的分析可知，暖季阳坡各深度的含水量均小于阴坡，因为阳坡地温较高，风速较大，地表植被相对稀疏，粗颗粒含量较多，使得阳坡地面蒸散发量高于阴坡。该结果与张寅生等^［17］在安多的研究相反，主要原因在于：安多南坡的植被覆盖度和有机质含量均高于北坡，土壤持水能力强，与本研究的两个坡向刚好相反，所以南坡面的土壤含水量相对较高。

利用北麓河阴阳坡2016年9月至2020年5月的辐射、地温和土壤含水量等野外观测数据，研究了阴阳坡效应对青藏高原多年冻土水热及地表辐射能量的动态变化特征，得到了以下主要结论：

（1）在坡向差异的长期影响下，阴阳坡地表辐射、温湿度、植被、冻融循环作用等存在较大的差异，对土壤结构和性质具有重要的影响，而土壤质地的变化又反作用于土壤水热和植被生长等，形成一个正反馈过程，最终使得阴阳坡土壤质地差异逐步增大。

（2）在太阳辐射及下垫面性质的共同影响下，0.05 m深度阳坡的日冻融循环次数明显高于阴坡，2016—2019年阳坡和阴坡的日冻融循环总次数分别达到了368和109次。阳坡各深度土壤温度均大于阴坡，0.1和2.5 m深度的多年平均温差均达到了1.4 ℃。阴阳坡浅层地温对地表热量变化的响应速率较快，但随深度的增加阴坡对地表温度的响应速率逐渐滞后于阳坡，这一现象在融化阶段更为显著。此外，暖季阳坡各层土体的初始融化时间早于阴坡，冷季初始冻结时间晚于阴坡，所以阳坡土壤的持续融化时间相对较长，且最大融化深度大于阴坡。

（3）阴阳坡温度场和下垫面性质差异对多年冻土活动层的水分动态变化过程造成了重要影响，致使阳坡水分变化速率较快，且随深度的变幅较大。阳坡由于地温较高，风速较大，地表相对粗糙，土壤水分蒸发量大，所以其暖季各层土壤水分含量均小于阴坡。其中，0.25、0.5、1.0和1.5 m深度处，2016—2017年暖季阴坡的含水量分别比阳坡高出约0.12、0.13、0.10和0.12 m³/m³；2017—2018年暖季阴坡分别比阳坡高出约0.12、0.14、0.11和0.12 m³/m³。

（4）不同坡面辐射差异影响冻土水热过程的同时，下垫面性质差异如：地表温度、反照率、土壤含水量和风速等也控制着地表能量的交换过程，致使阳坡DR、UR和ULR均大于阴坡，而DLR略小于阴坡，最终使得阳坡净辐射能较小。此外，阳坡土壤热通量的变化幅度也大于阴坡。

综上可得，阴阳坡效应是造成青藏高原多年冻土区近地表温度、水分和能量差异的重要环境因子之一，对该区域冻土及地下冰的空间分布和演化具有至关重要的作用，进而影响了冻土工程构筑物的稳定性和安全性，所以作者对青藏高原阴阳坡面近地表水热能动态变化差异进行了精细化的定量探究，目的是为相关冻土模型提供更精确的上边界条件，以提高模型模拟的精度。同时也为将来青藏高原冻土工程选线提供基础性参考依据，从源头上减少不均匀沉降等问题。但目前受环境条件等因素的约束，坡向对青藏高原近地表水热差异的精细化研究还未能扩展至更多坡面及更大的空间尺度上，同时坡向效应引起的青藏高原地—气能量平衡差异还有待于进一步的探究。因而，下一步我们将系统开展多坡向的定量研究及坡向差异影响下的地气能量平衡研究。