1 引言

陆面过程是气候系统各子系统相互作用的纽带，通过这个纽带，实现着各子系统间物质和能量交换。这种物质和能量交换是相伴发生的。地表的能量交换过程表现为地表辐射收支与热量收支，地表能量交换主要是通过近地层大气湍流活动实现地气间动量和热量交换（胡隐樵等，1990；马耀明等, 1997, 2000）。它在全球气候变化及大气环流调整中起着重要的作用（Dickinson，1995）。

青藏高原地形复杂多样，面积达250×10⁴ km²，平均海拔在3500 m以上，有地球“第三极”之称。青藏高原强大的动力、热力过程对我国和亚洲乃至全球的大气环流及天气气候有非常重要的影响（刘辉志和洪忠祥，2000；卞林根等，2001）。而这种影响是通过青藏高原近地层大气与下垫面相互作用，进而影响上层大气来实现的。因此研究青藏高原近地层能量平衡与输送特征，对揭示青藏高原地气相互作用过程和机理，深入理解高原及其周边气候环境变化有重要意义。国内外气象工作者已在这方面开展了大量的观测研究（Ma et al., 2002；Tanaka et al., 2003；Choi et al., 2004；Gao et al., 2007；Yue et al., 2014），最近几十年，在高原上进行了一系列气象观测试验，如1979年“第一次青藏高原气象试验”（QXPMEX）、“第二次青藏高原大气科学试验”（TIPEX Ⅱ）、“全球能量水循环亚洲季风青藏高原试验研究”（GAME/Tibet）、“全球协调加强观测计划之亚澳季风青藏高原试验”（CAMP/Tibet）、“第三次青藏高原大气科学试验”（TIPEX Ⅲ）等，在高原的动力和热力作用方面取得了许多新的认识（汤懋苍等，1998；Bian et al., 2003；李跃清等，2004；Ma et al., 2006；常祎和郭学良，2016）。但由于青藏高原下垫面复杂，已有的观测站点较少且观测时间较短，对高原上不同地区不同下垫面近地层能量平衡与能量输送特征认识不足，为了更加全面的认识高原夏季地气相互作用的规律，对青藏高原不同地区不同性质下垫面的能量平衡与输送特征进行观测分析非常重要。

那曲地区位于青藏高原腹地，地形分布复杂，植被类型丰富多样。那曲地区总面积达40×10⁴ km²，地形西高东低，平均海拔4500 m以上，年平均气温由东南向西北急速递减，降水分布由东向西、由南向北递减，植被分布由东南到西北大体为山地森林—亚高山、高山灌木—高山草甸—高山草原—高寒半荒漠—高寒荒漠。聂荣位于那曲地区东北部，境内山峦起伏，沟垒纵横，低山丘陵与谷地错落相间，地表具有显著不均匀性，对气候变化响应敏感。

本文利用2014年7~8月在西藏那曲地区聂荣县半干旱草地下垫面获取的近地层梯度观测数据以及湍流观测数据，分析讨论了该地区夏季基本气象要素特征、能量平衡特征以及能量输送特征，并与高原其他站点的研究结果进行对比分析，以期为深入认识青藏高原中部地—气相互作用物理过程及改进高原陆面过程参数和参数化方案提供依据。

2 研究区域、观测仪器和资料处理 2.1 观测场概况

本次观测试验在西藏那曲地区聂荣县城东侧平坦开阔草地上建有观测系统（下称聂荣站）。聂荣县地处西藏北部、唐古拉山南麓，面积14540 km²，与青海省交界。地势西北高东南低，境内山峦起伏，沟垒纵横，平均海拔在4700 m左右。属高原亚寒带半干旱季风气候区，没有绝对无霜期。全年雨雪日100 d左右，年均气温－10 ℃，年均降水量为400 mm左右（毛飞等，2007）。聂荣站地处（32°07.332′N，92°18.273′E）（图 1），海拔4607 m，观测点周围地形开阔，地势较为平坦，下垫面生长有高寒针状草（7~8月草高约3 cm），能够代表聂荣地区的典型环境。

聂荣站观测场内安装了涡动、辐射、梯度观测以及土壤温湿度观测系统，其中涡动观测系由超声风速仪测定三维风速和超声虚温、红外气体分析仪测定CO₂/H₂O浓度，由数据采集器（传感器型号：CR1000；厂家：Campbell，USA）记录储存，采样频率10 Hz。微气象观测包括3层风向风速、3层空气温度和湿度、辐射四分量、5层土壤温度、5层土壤湿度、2层土壤热通量和降水量。对应的观测仪器以及观测高度见表 1。

本研究选取2014年7月18日至8月31日期间的观测资料，此时段为青藏高原夏季风最强盛的时期（汤懋苍等，1998）。对能量平衡特征的分析选取了观测期间的5个典型晴天，其他资料分析均为7月18日至8月31日期间的观测数据。在数据处理过程中，平均场观测数据采用30 min平均数据，观测资料订正：参考聂荣基本气象站的气候极值、观测仪器测量范围、系统故障记录等因素剔除不合理数据。湍流资料的每个样本采用30 min平均湍流通量，观测数据进行野点剔除、坐标旋转、频率修正和空气密度效应修正（即WPL修正）等订正。数据质量控制包括：湍流定常性检验和湍流发展充分性检验。数据时间均为北京时间。

2.2 资料处理 2.2.1 能量平衡及修正计算

在水平、均匀下垫面和大气定常条件下，地表能量平衡方程通常表示为

$ {R_{{\rm{n}}0}} = {H_0} + {\lambda _{\rm{E}}}_{\rm{0}} + {G_0}, $

(1)

其中，${R_{{\rm{n}}0}}$为地表净辐射，可由（2）式计算得到，H₀为地表感热通量，${\lambda _{\rm{E}}}$为地表潜热通量，G₀为地表热通量。它们一般能够用近地层感热（H_s）、潜热通量（L_E）和浅层土壤热通量（G_5cm）来代替。${R_{{\rm{n}}0}}$可由下式计算得到：

$ {R_{{\rm{n0}}}} = ({R_{{\rm{sd}}}} - {R_{{\rm{su}}}}) + ({R_{{\rm{ld}}}} - {R_{{\rm{lu}}}}), $

(2)

其中，${R_{{\rm{sd}}}}$为地表向下短波辐射，${R_{{\rm{su}}}}$为地表向上短波辐射，R_1d为地表向下长波辐射，R_1u为地表向上长波辐射。

在实际情况中，目前还无法实现对地表土壤热通量的直接观测，本文利用5 cm处土壤热通量板的观测值G，补充0~5 cm的土壤热存储，那么（1）式可改写为

$ {R_{{\rm{n0}}}} = {H_0} + {\lambda _{{\rm{E0}}}} + G + S, $

(3)

其中，S即为0~5 cm的土壤热存储项。由下式计算（胡隐樵等，1990）：

$ S = {\rho _{\rm{s}}}{c_{\rm{s}}}\int\limits_{z = 5}^{z = 0} {\frac{{\partial T}}{{\partial t}}} \delta z, $

(4)

其中，${\rho _{\rm{s}}}{c_{\rm{s}}}$为土壤体积热容，取为$1.18 \times {10^6}\; J{\rm{ }}{({{\mathop{\rm m}\nolimits} ^3}{\rm{K}})^{ -1}}$（马伟强等，2005）；T为近地层大气温度。（4）式经差分近似和离散处理后可写为

$ S = \frac{{{\rho _{\rm{s}}}{c_{\rm{s}}}}}{{\Delta t}}\sum\limits_{z = 5}^{z = 0} {\left[ {T({z_i},t + \Delta t) - T({z_i},t)} \right]} \Delta z, $

(5)

其中，${T({z_i}, t)}$为z层z取0、5 cm。一般，大气接近静力平衡，可以不考虑垂直运动的作用，但在复杂地形或非均匀下垫面下，热力或地形强迫往往会引起局地环流或中小尺度运动，产生量级较小但又十分关键的垂直运动。而在高原上近地层的温度梯度一般比较大，垂直运动会输送一定热量，形成垂直感热平流热通量（张强等，2012）。因而考虑到近地层垂直感热平流输送后（3）式可改写为

$ {R_{{\rm{n}}0}} = {H_0} + {\lambda _{\rm{E}}}_{\rm{0}} + {H_{{\rm{vad}}}} + G + S, $

(6)

其中，${H_{{\rm{vad}}}}$为近地层垂直感热平流通量，可由下式（张强和李宏宇，2010）计算得到：

$ {H_{{\mathop{\rm vad}\nolimits} }} = \rho {c_p}\int\limits_0^{{z_{\rm{r}}}} {w\frac{{\partial T}}{{\partial z}}} {\mathop{\rm d}\nolimits} z $

(7)

其中，${H_{{\rm{vad}}}}$为空气密度，取为${H_{{\rm{vad}}}}$；${c_{\rm{p}}}$为空气定压比热；${z_{\rm{r}}}$为超声风速仪探头垂直高度，在本文中${z_{\rm{r}}}$取3 m；w为近地层垂直速度。

在现实中，地表能量总是存在一定程度的不平衡，主要是由于下垫面和大气条件往往比较复杂所致。Moore(1986)（Liebethal et al., 2005；王介民等，2009）曾用地表能量闭合度来表示地表能量平衡的程度：

$ {E_{\rm{C}}} = \left( {{H_0} + {\lambda _{\rm{E}}}_{\rm{0}} + {H_{{\rm{vad}}}}} \right)/\left( {{R_{{\rm{n}}0}} - {G_{5{\rm{cm}}}} - S} \right), $

(8)

其中，${E_{\rm{C}}}$表示地表能量平衡闭合度，$0 < {E_C} \le 1$，${E_{\rm{C}}}$等于1时表示地表能量平衡闭合，${E_{\rm{C}}}$偏离1越大表示闭合度越低。

2.2.2 近地层总体输送系数的计算

地面向上的长波辐射计算（左洪超和胡隐樵，1992）公式：

$ {R_{{\rm{lu}}}} = {{\rm{\varepsilon }}_{\rm{g}}}\sigma T_{\rm{g}}^{\rm{4}} + ({\rm{1}} - {{\rm{\varepsilon }}_{\rm{g}}}){R_{{\rm{ld}}}}, $

(9)

其中，R_1u表示向上长波辐射；R_1d表示大气逆辐射；$\sigma $表示Stefan-Boltzmann常数，$\sigma $=5.67×10⁻⁸W m⁻² K⁻⁴；T_g为地表温度；${\varepsilon _g}$为地面的比辐射率，${\varepsilon _g}$=0.96。利用公式（9）即可求出地表温度。

在近地面层，通量整体输送系数的计算公式（左洪超和胡隐樵，1992；刘辉志和洪钟祥，2000）如下：

$ {C_D} = \frac{{U_*^2}}{{{U^2}}}, $

(10)

$ {C_H} = \frac{{\overline {w'T'} }}{{U({T_0} - T)}}, $

(11)

其中，C_D、C_H分别为动量总体输送系数和感热总体输送系数；U、T、U_*分别为参考高度处的水平风速（单位：m s⁻¹）、温度（单位：℃）和摩擦速度（单位：m s⁻¹）。本文参考高度为2 m。

3 结果分析 3.1 基本气象要素特征

图 2给出了2014年夏季聂荣草地基本气象要素变化曲线。由图 2a可知，7~8月的日最高气温的平均值为13.3 ℃，变幅为7.6~16.6 ℃；日最低气温的平均值为3.4 ℃，变幅为−0.9~6.6 ℃。7~8月的日平均气温为7.7 ℃，变幅为3.7~9.9 ℃，与青藏高原其他地区相比较低（林芝夏季日平均气温16.0 ℃、理塘13.9 ℃、海北13.7 ℃）（赵兴炳等，2011），主要是由于聂荣地区海拔较高，日较差较大所致。图 2b为0、5、10、20、50、100 cm深度土壤温度平均日变化特征，其中5~100 cm为观测数据，0 cm地表温度为推算数据。受太阳辐射、大气运动及下垫面类型等因素影响，越靠近地表，温度变幅越大，50 cm以下深度受这些因素影响较小。0、5、10、20 cm浅层土壤温度平均日较差分别为14.8、9.1、4.5、2.4 ℃。图 2c为5、10、20、50、100 cm深度土壤含水量平均日变化特征，各层土壤含水量日平均值分别为0.29、0.33、0.10、0.05、0.12 m³ m⁻³。图 2d为7~8月的日累计降水量，由图可知，总的45 d累计降水量为177.7 mm，最大日降水量为20 mm，平均降水量为4.0 mm。

3.2 辐射收支特征

图 3给出了2014年7~8月聂荣草地下垫面辐射通量及反照率的平均日变化曲线。由图 3a可知，地表辐射通量与其他地区有着相似的日变化特征，呈早晚小，中午大。短波辐射与净辐射日最大值均出现在14:00（北京时间，下同），向下短波辐射日最大值为671.5 W m⁻²，向上短波辐射为121.5 W m⁻²，净辐射为460.3 W m⁻²，短波辐射与净辐射的日最大值较林芝、玛曲及理塘地区较小，与麻多地区较为接近（赵兴炳等，2011）。向下长波辐射日变化幅度非常小，这是因为大气的有效温度较为稳定的原因，日最大值出现在14:30，为323.9 W m⁻²。向上长波辐射有较小幅度的日变化，向上长波辐射与地表温度和地表比辐射率的变化相一致，地表比辐射率是相对稳定的量，因此向上长波辐射与地表温度变化相一致，地表温度随着太阳总辐射的逐渐加热而升高，因此向上长波辐射与太阳总辐射的变化趋势一致（岳平等，2012），只是日振度相对较小，相位滞后，日最大值出现在14:30，为412.3 W m⁻²。

地表反照率反映了地面对太阳辐射的反射能力。影响地表反照率的因素主要有下垫面状况（颜色、湿度、粗糙度、植被覆盖等）、太阳高度角和天气状况等（岳平等，2012）。因地表覆盖类型的多样性和多变性，使得能量分布在区域上重新分配，导致投射到地面的太阳能的变化较为复杂。图 3b可知，反照率呈“U”型分布，早晚大，中午小。太阳高度角较低时，地表反照率变化较大，随着太阳高度角的增大地表反照率减小并趋于稳定，经计算，09:00至19:00地表平均反照率为0.20，大于安多地区（夏季反照率为0.17）、理塘（0.17）、当雄（0.15）、昌都（0.16），与林芝地区（0.20）（赵兴炳等，2011）相同。

3.3 能量平衡特征分析

为了保证计算结果的可靠性，剔除了降水及多云条件下的数据，选取了5个典型晴天条件下的数据，能够代表聂荣地区典型夏季晴天的特征。感热交换是指因温度变化而引起的大气与下垫面之间发生的湍流形式的热量交换；潜热交换是温度不变条件下单位面积的热量交换，主要形式为大气中水发生相变时引起的热量交换；土壤热通量是单位时间、单位面积上的土壤热交换量；垂直热平流输送是指垂直运动对热量的垂直输送（张强等，2012）。

图 4给出了聂荣地区晴天条件下地表通量的日变化。图 4a为5 cm土壤热通量的观测值与5 cm土壤热通量加上0~5 cm土壤层热存储量得到的地表土壤热通量的平均日变化图，由图可知，白天土壤热通量为正值，表明热量从地表向深层土壤输送，土壤温度升高；而夜间土壤热通量为负值，热量由深层向地表输送，导致夜间地温降低。5 cm土壤热通量日最高值出现在16:00，为92.5 W m⁻²，地表土壤热通量日最高值出现在14:00，为142.7 W m⁻²。与地表热通量相比，5 cm土壤热通量振幅较小且相位滞后，峰值相差50 W m⁻²左右。与以往的研究成果一致（王介民等，2009；左金清等，2010；郭阳等，2015），土壤热通量板到地表之间的热存储对能量闭合具有显著影响。因此在能量平衡分析中使用地表土壤热通量是十分必要的。图 4b为估算的近地层垂直感热平流平均日变化，由图可知，其最高值可达35.7 W m⁻²，几乎达到了其他热通量同样的量级，与张强等(2012)的研究结论一致，因此考虑近地层垂直感热平流项也是十分必要的。图 4c为能量平衡各分量的平均日变化图，给出了下垫面收支情况。由图可知，在夏季白天，聂荣地区的净辐射大部分以潜热的形式加热大气，主要由于7~8月处于雨季，较多的降水使得地表湿润，水分蒸发释放热能较强。感热通量的作用与土壤热通量相当，相比之下垂直感热平流输送所占比例较小。在夜间，净辐射、感热、土壤热通量以及垂直感热平流输送均为负值，表明大气和深层土壤对地表开始加热。夏季聂荣地区潜热通量日均值为96.6 W m⁻²，小于理塘地区（106.7 W m⁻²），大于林芝（69.3 W m⁻²）、海北（66.4 W m⁻²）、拉萨地区（73.7 W m⁻²）。夏季聂荣地区感热通量日均值为34.6 W m⁻²，大于理塘（18.2 W m⁻²）、林芝（19.7W m⁻²）、海北（9.8 W m⁻²）、拉萨（30.2 W m⁻²）（赵兴炳等，2011）。夏季聂荣地区地表土壤热通量日均值为11.3 W m⁻²，垂直感热平流输送日均值为8.7 W m^-2。

近地层能量闭合问题已经展开了大量的研究工作，普遍认为导致不闭合的原因有：（1）仪器的观测精度；（2）土壤浅层热储存的计算；（3）没有考虑垂直运动引起的平流输送；（4）高频损失和低频损失会造成涡动相关技术（EC）对湍流通量的低估；（5）地形复杂地区，容易形成局地环流或夜间泄流（王介民等，2009）。图 5a给出了夏季聂荣地区观测数据（未改进前）近地层地表可利用能量（${R_{\rm{n}}} -{G_{{\rm{5cm}}}}$）与有效能量（${H_{\rm{s}}} + {L_E}$）的线性回归（OLR）结果，地表能量闭合度为0.65，闭合率较低，低于国际上大多数观测地表能量不闭合度10%~30%。图 5b给出了引入土壤热存储项后地表可利用能量（${R_{\rm{n}}} -{G_{0{\rm{cm}}}}$）与有效能量（${H_{\rm{s}}} + {L_E}$）的线性回归结果，闭合度提高到0.74。图 5c给出了同时引入土壤热存储项和垂直感热平流项后地表可利用能量（${R_{\rm{n}}} -{G_{0{\rm{cm}}}}$）与有效能量（${H_{\rm{s}}} + {L_E} + {H_{{\rm{vad}}}}$）的线性回归结果，闭合度提高到0.80，能量闭合度有较大的提高。

考虑了土壤浅层热储存和垂直运动引起的平流输送后，闭合率由0.65提高到0.80，闭合率有显著的提高，但仍存在20%的不闭合，可能的原因一方面是近地层空气热储存、光合作用以及土壤水分的垂直运动，另一方面EC对湍流通量的低估。

3.4 近地层总体输送系数

陆面过程的核心问题是下垫面与大气之间的能量平衡以及物质的输送和交换（左洪超和胡隐樵，1992）。通常利用总体输送系数的参数化公式确定陆气之间能量和物质的交换。动量和热量总体输送系数分别表征了湍流动力作用和湍流热力作用，是衡量湍流强弱程度的物理量（周明煜等，2000）。同时，在模式中由于总体输送系数随着研究时段和研究地区有着明显的差异，造成模拟误差较大。因此，准确计算聂荣地区的总体输送系数，对于加深了解陆气相互作用过程以及大气模式参数化方案的设计都有十分重要的意义。

图 6给出了夏季聂荣草地不同稳定层结下摩擦速度平方$U_*^2$与水平风速平方U²的关系，其斜率代表了不同稳定度条件下的动量总体输送系数${C_D}$的平均值。由图可知，在不稳定层结下，${C_D}$平均值为4.7×10⁻³；在稳定层结下为3.4×10⁻³。马耀明等(2000)计算的藏北那曲站夏季不稳定条件${C_D}$的平均值为2.72×10⁻³，稳定条件下的平均值为2.44×10⁻³；以及安多站夏季不稳定条件的平均值为3.29×10⁻³，稳定条件下的平均值为2.89×10⁻³。可知，在不稳定和稳定层结下，夏季聂荣地区${C_D}$值均大于那曲站和安多站。图 7给出了夏季聂荣草地不同稳定层结下$\overline {w'T'} $与$U({T_0} -T)$的关系，其斜率代表了不同稳定度条件下的热量总体输送系数C_H平均值，由图可知，在不稳定层结下，C_H平均值为3.5×10⁻³，在稳定层结下为1.8×10⁻³。马耀明等(2000)计算的藏北那曲站夏季不稳定条件的C_H平均值为3.83×10⁻³，稳定条件下的平均值为1.02×10⁻³；以及安多站夏季不稳定情况的平均值为4.0×10⁻³，稳定情况下的平均值为1.48×10⁻³。可知，在不稳定层结下，聂荣地区C_H值均小于那曲站和安多站，在稳定层结下，聂荣地区C_H值均大于那曲站和安多站。

表 2给出了不同地区不同下垫面类型近中性层结的总体输送系数。由表可知，总体输送系数与研究时段以及下垫面类型有着很大关系，与所用计算方法也有一定关系。经计算，聂荣7~8月${C_\rm{D}}$和${C_\rm{H}}$在近中性层结下（−0.05＜−z/L＜0.05）数值分别为4.30×10⁻³、2.39×10⁻³。同接近同时段的动量总体输送系数来比较，聂荣草地与黄土高原SACOL站荒漠草地以及昌都稀疏杂草较为接近，大于北麓河稀疏短草、陇中黄土高原裸地。同接近同时段的热量总体输送系数来比较，聂荣草地大于改则稀疏植被荒漠、北麓河稀疏短草、陇中黄土高原裸地和黑河戈壁，小于黄土高原SACOL站荒漠草地。

4 结论

本文利用青藏高原中部聂荣地区草地下垫面2014年7~8月获取的近地层梯度观测数据以及湍流观测数据，分析讨论了该地区的基本气象要素特征、能量平衡特征以及能量输送特征，得到如下主要结论：

（1）向下短波、向上短波辐射与净辐射日变化规律一致，日最大值均出现在14:00，分别为671.5、121.5和460.3 W m⁻²。向下长波辐射日变化幅度非常小，日最大值出现在14:30，为323.9 W m⁻²，向上长波辐射有较小幅度日变化，日最大值出现在14:30，为412.3 W m⁻²。反照率呈“U”型分布，早晚大，中午小，聂荣地表平均反照率为0.20。

（2）潜热通量日均值为96.6 W m⁻²，感热通量日均值为34.6 W m⁻²，地表土壤热通量日均值为11.3 W m⁻²，垂直感热平流输送日均值为8.7 W m⁻²。在夏季白天，聂荣草地净辐射大部分以潜热的形式加热大气。在夜间，净辐射、感热、土壤热通量以及垂直感热平流输送均转为负值。考虑了土壤浅层热储存和垂直运动引起的平流输送后，闭合率由0.65提高到0.80，闭合率有显著的提高。

（3）在不稳定层结下，动量总体输送系数C_D平均值为4.7×10⁻³和热量总体输送系数C_H平均值为3.5×10⁻³；在稳定层结下，C_D平均值为3.4×10⁻³，C_H平均值为1.8×10⁻³；C_D和C_H在近中性层结下的平均值分别为4.30×10⁻³、2.39×10⁻³。

致谢: 感谢聂荣观测站各位工作人员在观测数据获取中付出的辛苦劳动，同时本课题得到中国科学院寒区旱区环境与工程研究所中国科学院超级计算兰州分中心的支持，特此感谢。