1 引言
青藏高原（下称高原）被称为“世界第三极”和“世界屋脊”， 也被誉为“亚洲水塔”（叶笃正和高由禧， 1979； 吴国雄等， 2003）。位于藏东南的雅鲁藏布大峡谷地区是高原上转运水汽的关键区域， 在高原水分循环过程中具有重要地位（徐祥德等， 2002）。
印度海洋的暖湿气流沿雅鲁藏布大峡谷北驱深入高原腹地， 构成了影响高原雨季起始与降水强度的“水汽输送通道”， 形成了横断山区特殊的气候带分布， 下垫面具有较强的非均匀性（高登义等， 1985； 戴加洗， 1990）。受雅鲁藏布江中下游“水汽输送通道”的影响， 局地大气层中云、 水汽和气溶胶等产生的辐射强迫对雅鲁藏布大峡谷地区地表温度和蒸散发过程有较大影响， 大峡谷地区地表通量存在明显日变化、 季节变化特征， 潜热、 感热与该地区水汽输送、 大气水汽总量之间关系密切， 但是潜热、 感热对上述两者响应并不同步， 潜热的变化有明显的滞后性（王灵芝等， 2022； 伏薇等， 2022）， 近地面辐射收支、 感热和潜热通量具有独特的“水热格局”（王少影等， 2012）。陆-气间水热交换对区域天气气候系统有着不容忽视的影响（吕达仁等， 1997）， 加强藏东南边界层物理过程的研究对大尺度天气过程的演变、 长期预报和气候理论等问题的研究具有重要的科学价值（叶笃正和高由禧， 1979）。
受高原大地形的影响， 西风带气流绕行或爬坡， 对区域乃至全球大气环流产生深远影响， 高原热岛效应造成高原主体与周围自由大气产生巨大的热力差异， 成就了高原季风（叶笃正和高由禧， 1979）。高原季风协调东亚季风和南亚季风， 携带海洋丰沛的水汽， 流经布拉马普特拉河-雅鲁藏布江而上， 形成高原雨季， 雅鲁藏布江下游峡谷地区被誉为“高原水汽和热量的烟囱”（赵阳， 2019）。水汽能强烈的吸收并放射长波辐射， 在水相变化过程中不断放出或吸收热量， 对发射传播路径上的降水、 地面和空气温度存在显著影响， 是影响局地天气过程和气候变化的重要原因（Monteith， 2010）。水汽输送是水分循环过程中的重要环节， 对于水分与热量平衡也极为关键（陈萍和李波， 2018）， 它的相态变化制约着云雾降水的水分集聚与大气垂直运动条件， 降水与地表蒸（散）发过程制约着地表水热属性， 进而决定了地表的能量分配。在湿润地区， 近地面净辐射大部分被潜热通量所消耗（李宏毅等， 2018）。
国内外学者已经开展了一系列陆面观测试验研究和计划， 如： “植被-大气-陆面相互作用欧洲国际计划”（ECHIVAL-EFEDA）（Bolle et al， 1993）和“全球能量和水分循环试验”（Global Energy & Water EXchange， GEWEX）（Koch et al， 1995）等， 1996年中日联合开展了“全球能量水循环之亚洲季风青藏高原试验”（GAME /Tibet， 1996 -2000 年）， 1998年我国开展第二次青藏高原大气科学试验和2019年开始的青藏高原科学考察等。从这些观测试验研究中可以看出， 大多数观测试验的地点均位于我国西部或高原中西部， 关于藏东南地区， 尤其是雅鲁藏布大峡谷地区， 缺乏针对性的试验和连续的观测（马耀明等， 2021）。雅鲁藏布大峡谷地区存在“水汽输送通道”， 暖湿气流由印度经大峡谷地区进入高原主体（高登义等， 1985）， 在此之后， 有学者进一步证实此结论（杨逸畴， 1999）。该地区水汽输送效应一直倍受国内外气象学者的广泛关注， 雅鲁藏布大峡谷的水汽输送效应是夏季长江流域梅雨带的水汽输送主体（徐祥德等， 2019； 曾钰婷等， 2020）， 也是中国大部分地区灾害性天气的水汽输送关键区和南亚气候系统与高原陆-气相互作用的核心区， 存在独特的水热格局， 以往对晴空条件下陆-气相互作用的研究相对比较充分， 取得了许多重要认识（刘辉志等， 2013）。然而天气状态的复杂性对陆-气相互作用自上至下也有重要影响， 会引起大气多尺度输送及陆面过程的联动响应， 表现在水汽和大气成分及风、 温、 湿属性分布不均匀和快速变化造成的复杂性（Wen et al， 2009）。因此， 开展雅鲁藏布大峡谷地区不同水汽条件下地表能量收支变化特征的研究是必不可少的。
基于以上论述， 本研究拟对藏东南雅鲁藏布大峡谷地区水汽输送类型进行分类， 分析在不同水汽条件下雅鲁藏布大峡谷近地面-大气间水热交换特征， 揭示雅鲁藏布大峡谷地区陆-气间水热交换过程与水汽输送的关联机制， 以期望增进对不同水汽输送条件下雅鲁藏布大峡谷地区陆面-大气间水热交换通量特征的认识。
2 研究区域和数据介绍
2.1 雅鲁藏布大峡谷地区概况
位于藏东南缘的雅鲁藏布大峡谷（简称大峡谷）， 围绕喜马拉雅山东端的南迦巴瓦峰形成“U”形大拐弯， 呈马蹄状， 是地球上最大、 最深的峡谷， 全长504.6 km， 最深处6009.0 m， 平均深度2268.0 m左右， 延伸至墨脱县境内的大峡谷地区地处北半球热带的最北端， 年平均气温高达18.0 ℃以上， 年平均空气相对湿度70%~80%， 被称为“热带绿山地”（高登义， 2008）。由于其优越的暖湿气候生态条件， 自然带分布、 垂直气候带分布多样化， 如半常绿阔叶林等大量热带生物繁衍于此（杨逸畴， 1999）（图1 ）［文中涉及的所有地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）2885 号的标准地图制作］。雅鲁藏布江流经该地区， 形成一个特殊的低凹地形， 为孟加拉湾向高原地区输送水汽的通道， 大峡谷地区独有的狭管通道地形地貌以及强烈的水汽输送效应造就了世界第二大降水带， 中心区域降水量可达4000.0 mm以上（戴加洗， 1990）。本文选取排龙站代表大峡谷地区的入口， 墨脱站代表末端， 两个站点基本信息如表1 所示。
图1 雅鲁藏布大峡谷地区地理位置及地形和本研究陆面观测站点分布Fig.1 Geographical location and topography of the Yarlung Zangbo Grand Canyon area and the distribution of land surface observation sites in this research |
表 1 本研究两个站点基本信息Table 1 Basic information of the two stations of this research |
| 站点 | 纬度 | 经度 | 海拔/m | 下垫面类型 |
|---|---|---|---|---|
| 墨脱站 | 29.31°N | 95.32°E | 1154.0 | 草地 |
| 排龙站 | 30.04°N | 95.61°E | 2058.0 | 砂石/草地 |
2.2 数据介绍
所选用排龙站和墨脱站涡动相关系统观测数据由中国科学院青藏高原研究所和中国科学院西北生态环境资源研究院科研团队提供， 数据起止时间为2019年1月1日00:00至12月31日00:00（文中出现的时间均为北京时间， 大峡谷地区时间较北京时间无时差）。主要包括辐射四分量（CNR-1型， 架设高度1.6 m高度）、 三维超声风速仪（CSAT3A型， 架设高度2.4 m高度）、 红外CO2/H2O气体分析仪（EC150型， 架设高度2.4 m高度）和Campbell CR6型数据采集器。所用原始湍流脉动观测数据采样频率均为10 Hz， 根据涡动相关计算方法（Eddy Covariance， EC）每30 min输出湍流通量。同时利用德国拜罗伊特大学（University of Bayreuth）开发的TK3数据处理软件包处理涡动相关仪观测数据， 计算得到感热通量和潜热通量（Mauder and Foken， 2015）。TK3数据处理软件包是利用涡动相关法（Eddy Covariance， EC）经计算获得每30 min的湍流通量数据， 将得到的潜热通量和感热通量进行质量评估和质量控制。根据TK3对数据的质量状况的划分（王介民， 2012）， 本文选用数据质量状况QA<4的感热、 潜热数据用于研究。
此外， 本研究利用欧洲中期天气预报中心（European Center for Medium Weather Forecasting， ECMWF）推出的第五代再分析数据产品（ECMWF Re-Analyse data， version 5， ERA5）2019年1月1日00:00至12月31日00:00， 空间分辨率为0.25°×0.25°的地面气压、 比湿和风速等再分析资料开展雅鲁藏布大峡谷地区水汽输送的研究。
关于ERA5数据在高原的适用性问题， Yan et al（2020）分别对比了ERA5、 ERA-Interim、 全球降水气候学项目（GPCP v.2.3， Adler et al， 2003）以及东安格利亚大学气候研究中心（CRU， ts v.4.03， Harris et al， 2020）的降水量数据与实际降水量的偏差， 研究表明ERA5降水数据集在高原上有较好的表现， 尤其是ERA5降水量月平均再分析资料， 与实际降水量最低偏差为-5.4 mm， 最高的相关系数为0.97。基于此， 本文采用ERA5逐时再分析数据， 对大峡谷地区水汽含量和输送级别分类， 分析不同水汽条件下大峡谷地区近地面-大气间水热交换通量的变化特征。
3 研究方法
3.1 雅鲁藏布大峡谷水汽总量和水汽通量计算方法
高原的平均海拔大于4 km， 地表气压在500~700 hPa， 水汽一般集中在对流层下层， 水汽总体处于500~300 hPa（Yan et al， 2020）， 大峡谷地区海拔相对高原主体较低， 因此本文采用近地面至300 hPa的比湿垂直积分来代表大峡谷地区的大气水汽总量， 见公式（1） 。
本文采用大峡谷地区从地表面垂直积分的水汽输送， 从地表面垂直积分的水汽输送， 综合体现深厚气层中的流场和湿度场， 既能有效地显示出大尺度的环流系统， 又能显示具有明显水汽输送特性的低空气流， 而且其辐合辐散能准确反映水汽源汇的地理分布（周军， 1998）。因此， 用整层水汽输送资料来研究大峡谷地区的水汽输送有一定的优势， 垂直积分的水汽通量矢量分为纬向和经向水汽输送通量， 见公式（2） （3）（4）。
式中： PWV为大气水汽总量（单位： mm）； 水汽输送通量Q分为纬向Q 纬向和经向Q 经向的水汽输送通量（单位： kg·m-1·s-1）； 为各层大气的风速矢量； u、 v为纬向风和经向风分量（单位： m·s-1）； q为各层大气的比湿（单位： g·g-1）； Pt、 Ps分别为上界气压（取300 hPa）和地面气压（单位： hPa）； g为重力加速度（单位： m·s-2）。
3.2 雅鲁藏布大峡谷水汽输送类型的划分方法
对藏东南大峡谷地区的气候研究离不开高原这一背景， 高原位于东亚和南亚季风区的边缘， 高原季风对南亚季风、 东亚季风的爆发和发展存在深远影响， 是决定藏东南地区上空水汽水平输送强度及水汽总量的关键因素（汤懋苍等， 1984）。季风指数是定量化季风强弱的标准， 也是探讨季风演变规律的基础， 周娟等（2017）选取齐冬梅等（2009）定义了新的高原季风指数（Zhou's Plateau Monsoon Index， ZPMI）， 根据高原季风起止时间来表征高原地区的季风特征， 当高原季风指数为正值时， 高原季风爆发（4月下旬爆发， 6月份季风指数达到峰值）， 反之， 高原季风结束（10月份左右）。本文通过ERA5逐时再分析数据经计算得到2019年1 -12月大峡谷地区水汽总量和水汽水平输送通量月变化（图2 ）。
高原季风环流是海洋暖湿气流输送至大峡谷地区的关键影响机制， 也是该地区大气水汽得到补充的重要成因， 高原季风的起止时间是划分水汽输送类型的先决条件。高原季风期， 受印度洋暖湿气流强烈影响， 水汽总量和水汽输送通量均达到全年最大值， 整层水汽水汽输送通量平均值达71.3 kg·m-1·s-1， 近地面至300 hPa 大气水汽总量平均值达25.4 mm， 分别是高原非季风期水汽输送通量平均值的（26.2 kg·m-1·s-1）167.2%， 大气水汽总量平均值的（9.5 mm）172.2%。由于高原季风期和高原非季风期水汽输送格局存在显著差异， 对地-气间水热交换过程的影响同样存在差异， 因此本文就高原季风期和非季风期分别进行水汽输送条件的划分。
大气水汽的补充主要源于水汽源地的水汽输送和地表的水分蒸发， 雅鲁藏布大峡谷地区作为高原水汽输送“转运站”， 地处印度洋暖湿气流的扩散区前锋带， 该地区降水充沛， 日照时间长， 温度高， 地表水分蒸发过程和水汽的平流输送对该地区大气水汽的补充均较重要。经计算， 该地区水汽输送通量与大气水汽含量存在显著的正相关关系， 相关系数达0.54， 远超过99%的信度检验。周天军等（2019）研究指出， 高原季风环流主导的水汽输送过程对藏东南地区大气水汽补充是决定性的， 基于此， 本文着重讨论“不同水汽输送过程”下大气水汽含量差异对该地区近地面-大气间水热交换过程的影响， 将高原季风期和高原非季风期大气水汽条件分为有代表性的两种类型分别进行讨论， 第一种为高大气水汽含量/强水汽输送条件， 第二种为低大气水汽含量/弱水汽输送条件， 水汽条件的判断方法见表2 。
表2 高原季风期/非季风期不同水汽条件分类方法Table 2 The Method for cataloging the water vapor conditions during the Plateau Monsoon/non-Monsoon period |
| 时期 | 水汽条件 | 判断方法 |
|---|---|---|
| 高原季风期 | 高大气总量条件 | 大于大峡谷地区高原季风期大气水汽总量的区域平均值25.4 mm |
| 高原季风期 | 低大气总量条件 | 小于大峡谷地区大气水汽总量的区域年平均值17.6 mm |
| 高原季风期 | 强水汽输送条件 | 大于大峡谷地区高原季风期水汽输送通量的区域平均值71.3 kg·m-1·s-1 |
| 高原季风期 | 弱水汽输送条件 | 小于大峡谷地区水汽输送通量的区域年平均值54.2 kg·m-1·s-1 |
| 高原非季风期 | 高大气总量条件 | 大于大峡谷地区大气水汽总量的区域年平均值17.6 mm |
| 高原非季风期 | 低大气总量条件 | 小于大峡谷地区高原非季风期大气水汽总量的区域平均值9.5 mm |
| 高原非季风期 | 强水汽输送条件 | 大于大峡谷地区水汽输送通量的区域年平均值54.2 kg·m-1·s-1 |
| 高原非季风期 | 弱水汽输送条件 | 小于大峡谷地区高原非季风期水汽输送通量的区域平均值26.2 kg·m-1·s-1 |
为充分体现大气水汽与地表水热通量的耦合关系， 本文分别对高原季风期和非季风期挑选满足上述水汽条件判据的典型晴天/阴天加以讨论， 本文以向下总辐射划分典型天气条件。一般来说， 典型晴天总辐射呈光滑对称的单峰型， 典型阴天总辐射日变化特征呈单峰和波峰型两种特征， 典型阴天的总辐射日最大值大致约为典型晴天下的一半， 并且典型晴天和典型阴天降水量均为0.0 mm等， 本文选取的日期见表3 所示。
表3 两个站点不同水汽条件下筛选的日期Table 3 Screened dates for different water vapor conditions at the two stations |
| 站点 | 水汽条件 | 筛选日期 |
|---|---|---|
| 墨脱站 | 高原季风期典型晴天高大气总量/强水汽输送条件 | 7月17日 |
| 墨脱站 | 高原季风期典型晴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 5月1日 |
| 墨脱站 | 高原非季风期典型晴天高大气总量/强水汽输送条件 | 11月10日 |
| 墨脱站 | 高原非季风期典型晴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 1月19日 |
| 墨脱站 | 高原季风期典型阴天高大气总量/强水汽输送条件 | 5月2日 |
| 墨脱站 | 高原季风期典型阴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 4月20日 |
| 墨脱站 | 高原非季风期典型阴天高大气总量/强水汽输送条件 | 2月8日 |
| 墨脱站 | 高原非季风期典型阴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 2月3日 |
| 排龙站 | 高原季风期典型晴天高大气总量/强水汽输送条件 | 7月20日 |
| 排龙站 | 高原季风期典型晴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 6月2日 |
| 排龙站 | 高原非季风期典型晴天高大气总量/强水汽输送条件 | 3月14日 |
| 排龙站 | 高原非季风期典型晴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 2月13日 |
| 排龙站 | 高原季风期典型阴天高大气总量/强水汽输送条件 | 6月15日 |
| 排龙站 | 高原季风期典型阴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 4月28日 |
| 排龙站 | 高原非季风期典型阴天高大气总量/强水汽输送条件 | 2月24日 |
| 排龙站 | 高原非季风期典型阴天低大气总量/弱水汽输送条件 | 1月9日 |
4 结果与分析
4.1 雅鲁藏布大峡谷地区水汽输送格局
本文利用2019年ERA5再分析资料经计算得到整层水汽输送通量和近地面至300 hPa大气水汽总量分布， 以期望得到雅鲁藏布大峡谷地区水汽输送格局， 验证本文就高原季风划分不同水汽输送类型的客观性。
2019年大峡谷地区高原季风期/非季风期整层的水汽输送通量分布（图3 ）清晰地显示出， 高原季风等大尺度的环流系统和具有明显水汽输送特性的低空气流， 藏东南大峡谷地区存在明显的水汽输送带， 受地形影响， 水汽输送较大值只能到达雅鲁藏布大峡谷地区30 °N附近。该地区地处高原季风区， 水汽输送存在明显的季风特征， 高原季风期是大峡谷地区水汽强输送期， 水汽主要来自高原南部海洋暖湿气流的偏南风输送， 上文3.2章节中指出， 高原季风期整层水汽水汽输送通量平均值达71.3 kg·m-1·s-1大于高原非季风期的平均值（26.2 kg·m-1·s-1）167.2%。高原非季风期存在两条水汽输送带， 一是由西风带受地形影响分流形成的南支偏西风水汽输送在孟加拉湾北部转为西南风水汽输送， 二是偏西风带水汽输送， 风力较高原季风期强， 但气流相对干燥， 水汽输送处于弱输送期。
图3 2019年青藏高原整层平均垂直积分的水汽输送通量分布（矢量， 单位： kg·m-1·s-1）红色*为雅鲁藏布大峡谷所在地区 Fig.3 Distribution of water vapor transport fluxes （vector， unit： kg·m-1·s-1） for the vertical integration of whole-layer mean over the Qinghai-Xizang Plateau （QXP） in 2019.Red * is the area where the Yarlung Zangbo Grand Canyon is located |
水汽输送过程是补充局地大气水汽的重要途经， 本文通过ERA5再分析数据得到（图4 ）2019年大峡谷地区高原季风期/非季风期近地面至300 hPa平均水汽总量分布， 大峡谷地区处于藏东南及附近地区上空湿舌的最北端， 是高原地区大气水汽总量的大值区。高原季风期大峡谷地区处于全年最湿期， 受到强烈的水汽输送影响， 上文3.2章节指出， 高原季风期近地面至300 hPa大气水汽总量平均值达25.4 mm大于高原非季风期的平均值（9.5 mm）172.2%； 高原非季风期风力虽强但气流干燥， 水汽输送较弱， 处于全年最干期。
综上所述， 高原季风期雅鲁藏布大峡谷地区水汽输送强度和大气水汽总量均强于高原非季风期， 高原季风作为大尺度环流系统改变了水汽输送格局， 水汽的环流输送对局地水汽的补充是决定性的， 而水汽对长波辐射的吸收系数与水汽浓度的对数成正比（Randall et al， 2007）， 地表水热性质对高原季风的起止较敏感。为体现该地区作为水汽输送通道的特殊性、 高原季风对水汽环流输送的强大影响， 本文在高原季风期/非季风期挑选泾渭分明的两种典型水汽类型即强水汽输送条件/高大气水汽总量类型（简称为强水汽条件）和弱水汽输送条件/低大气水汽总量类型（简称为弱水汽条件）， 以期望得到不同水汽条件下雅鲁藏布大峡谷地区-大气间水热交换特征。
4.2 不同水汽条件下雅鲁藏布大峡谷近地面感热通量日变化特征
从2019年雅鲁藏布大峡谷地区三个站点高原季风期/非季风期不同水汽条件下典型晴天近地面感热通量日变化变化过程（图5 ）中可以看出， 感热通量表现出明显的日变化特征， 午后高而夜间低， 夜间大气层结稳定， 湍流强度弱， 感热小， 大气向地表传输能量， 此时感热通量基本为负值。日出后， 地-气温差加大， 感热逐渐增大， 湍流加强， 感热通量日变化在12:00 -16:00范围内达到峰值。高原季风期典型晴天墨脱站、 排龙站在弱水汽条件下感热通量日均值分别为33.43 W∙m-2和32.71 W∙m-2是强水汽条件下的1.24倍和1.66倍； 两个站点在强水气条件下日峰值分别约为172.27 W∙m-2和128.82 W∙m-2， 分别约为弱水汽条件下的97.5%， 84.8%； 排龙站在弱水汽条件下的感热通量日较差（191.10 W∙m-2）约为强水汽条件下（151.50 W·m-2）的1.26倍， 墨脱站仅为1.09倍。对于同一地区的不同观测点， 太阳高度角等的差异可以忽略， 地表反照率主要取决于地表特性， 两个观测站点下垫面均以草地为主， 在典型晴天条件下， 忽略云对太阳辐射的削弱影响， 在强水汽条件下， 充沛的大气水汽吸收更多的地表反射的长波辐射， 吸收少量的太阳短波辐射， 大气增温的同时并向地表发射大量长波辐射使地表升温（Sodergren et al， 2018）， 克劳修斯-克拉佩龙（Clausius-Clapeyron）方程表示， 大气水汽含量随气温呈指数增加， 气温越高， 大气容纳水汽的能力越强， 作为温室气体的水汽， 更多的水汽将导致更大的升温， 形成正反馈过程。高原季风期（大峡谷地区雨季）， 土壤含水量高， 地表的水热性质决定能量分配， 能量以潜热释放为主， 大气水汽对太阳短波辐射基本透明， 却能强烈的吸收并放射长波辐射， 强水汽条件下地表接受到更多的长波辐射， 净辐射得到补充而增大， 更多的地表能量被潜热所消耗， 表现在地表水分蒸发和植被作物蒸腾作用的增强， 而近地面感热输送受到抑制， 尤其是海拔较高的排龙站。
高原非季风期典型晴天下， 排龙站在不同水汽条件下近地面感热通量日变化与高原季风期存在相反的日变化特征， 对比弱水汽条件下， 排龙站在强水汽条件下近地面的感热输送更强烈， 强水汽条件下［图5 （c）］近地面感热通量日均值（38.97 W·m-2）和日峰值（255.65 W·m-2）分别约为弱水气条件下的1.05倍和1.02倍； 而墨脱站近地面感热输送却受到明显抑制， 在弱水汽条件下［图5 （d）］近地面感热通量日均值（26.53 W·m-2）约为强水汽条件下的1.42倍， 感热通量日最大值差值达36.95 W·m-2。地处亚热带季风气候区的墨脱站受大气水汽的辐射强迫和对大气的保温作用， 在高原非季风期典型晴天强水汽条件下向下的长波辐射、 气温日均值达370.97 W·m-2和15.71 ℃分别是弱水汽条件下长波辐射日均值（296.44 W·m-2）的1.25倍、 气温日均值（9.63 ℃）的1.63倍， 即便在高原非季风期， 四季如春的墨脱站雨量仍充沛， 下垫面仍较湿润， 墨脱站在高原非季风期强/弱水汽条件下近地面水热交换特征与高原季风期一致， 感热释放受到抑制［图5 （c）、 （d）］。
云通过增强行星反照率从而冷却地表， 降低到达地表的太阳短波辐射， 但云也通过吸收和再辐射长波辐射来使地表升温。目前还不确定云对地球有净冷却效应还是净变暖效应 （Myhre et al， 2014）。对比发现， 典型晴天条件下的感热的日变化（图5 ）比典型阴天条件下（图6 ）变化的剧烈。
由2019年雅鲁藏布大峡谷地区墨脱站和排龙站高原季风期/非季风期不同水汽条件下典型阴天感热通量日变化（图6 ）可以看出， 感热通量表现出显著的日变化特征， 高原季风期典型阴天， 墨脱站和排龙站弱水气条件下近地面感热通量日均值分别为18.99 W·m-2和35.12 W·m-2分别是强水汽条件下的1.29倍和2.59倍， 排龙站在强/弱水汽条件下近地面感热通量日最大值差值可达86.25 W·m-2； 高原非季风期典型阴天， 墨脱站和排龙站弱水气条件下近地面感热通量日均值分别为15.58 W·m-2和14.32 W·m-2分别是强水汽条件下的1.15倍和1.27倍， 另外， 排龙站在弱水汽条件下的近地面感热通量日变幅（100.27 W·m-2）显著大于强水汽条件下（73.25 W·m-2）， 强/弱水汽条件下感热通量日峰值差值达36.4 W·m-2。虽然水汽和云覆盖对长波辐射强烈的吸收作用， 从大气发射到地表的长波辐射量将随之增加， 但尽管温室效应的增强， 地表增暖反应是弱的， 两个站点近地面感热输送均受到抑制， 这可能是由于地表吸收的短波辐射没有增加（同一时期下垫面反照率没有变化）， 以及由于云和水汽的存在向外反射了更多的太阳短波辐射。综上所述， 在典型阴天情况下， 云和水汽对太阳短波辐射的削弱作用大于其自身的辐射强迫和温室效应， 云和水汽的共同作用使近地面感热通量的释放受到抑制。
两个站点均地处大峡谷地区但海拔、 植被覆盖等存在差异， 为进一步说明高原季风的水汽环流输送对近地面-大气间水热交换过程影响的一般性， 本文根据两个站点涡动相关系统时间间隔为30 min的高频湍流通量数据得到两个站点近地面感热通量日变化的年分布（图中的色阶描述了感热通量的数值， 缺测值填充为白色）， 一般来说， 高原季风期对应雨季， 降水充沛， 相对湿度高， 气温高， 高原非季风期则相反。从图7 可以看出， 排龙站海拔较高， 地表水分对高原季风的水汽环流输送更为敏感， 在高原非季风期感热通量高值区（红色区域）分布较为密集， 而高原季风期感热通量高值区分布相对稀疏， 说明排龙站在高原非季风期近地面感热输送强于温暖潮湿的高原季风期。取排龙站日间地气湍流交换最为强烈的时段12:00 -16:00的近地面感热通量资料经计算可知， 排龙站在高原非季风期（1 -4月和11 -12月）的感热通量平均值比温暖湿润季节（5 -10月）高40.5%。
墨脱站1 -5月份感热输送逐渐增加， 6 -10月份呈波动状变化， 10 -12月份又逐渐减少， 感热输送日变化的年分布总体特征为“小-大-小”， 墨脱站近地面感热通量日变化随高原季风起止没有明显的高原非季风期强于高原季风期的特征， 通过对比墨脱站近地面潜热通量日变化的年分布［图10 （a）］可以看出， 墨脱站在高原季风期近地面潜热输送显著强于感热输送， 虽然高原季风期降水和大气水汽条件抑制感热的增加， 但感热却存在波动增加的趋势， 说明此时墨脱站的地气温差和风速对感热变化的影响占主导作用， 另外感热与太阳辐射或净辐射的日变化同样存在很好的一致性。总的来说， 虽然大气水汽的辐射强迫和保温作用对陆-气间水热交换过程存在一定影响， 但影响感热通量的气象因子和地表参数很多， 这与陆宣承等（2020）的结论一致。
图8 2019年雅鲁藏布大峡谷地区典型晴天潜热通量日变化Fig.8 Daily variation of latent heat flux on a typical sunny day in the Yarlung Zangbo Grand Canyon region in 2019 |
图9 2019年雅鲁藏布大峡谷地区典型阴天潜热通量日变化Fig.9 Daily variation of latent heat flux on typical overcast days in theYarlung Zangbo Grand Canyon region in 2019 |
4.3 不同水汽输送条件下雅鲁藏布大峡谷近地面潜热通量日变化特征
由2019年雅鲁藏布大峡谷地区三个站点高原季风期/非季风期不同水汽条件下典型晴天近地面潜热通量日变化（图8 ）可以看出， 潜热通量存在显著的日变化特征， 午后高而夜间低， 夜间大气层结稳定， 湍流强度弱， 此时潜热通量在图8 中维持较低值， 潜热通量日变化在12:00 -16:00范围内达到峰值。墨脱站和排龙站在高原季风期典型晴天强水汽条件下潜热通量日均值分别为84.05 W·m-2和80.72 W·m-2是弱水汽条件下的1.13倍和1.02倍， 日峰值分别为341.17 W·m-2和295.86 W·m-2， 两个站点在弱水汽条件下潜热通量日峰值分别约为强水汽条件下的90.81%， 85.76%。墨脱站和排龙站在高原非季风期典型晴天强水汽条件下潜热通量日均值分别约为40.65 W·m-2和27.52 W·m-2是弱水汽条件下的2.02倍和1.84倍， 日峰值分别为211.12 W·m-2和81.57 W·m-2， 两个站点在弱水汽条件下潜热通量日峰值分别约为强水汽条件下的57.13%和70.71%。
由此可见， 两个站点在高原季风期/非季风期典型晴天强水汽条件下的潜热通量日变化均强于弱水汽条件下， 墨脱站不同水汽条件下近地面潜热通量日变化差异最为显著， 高原非季风期典型晴天下， 墨脱站在强水汽条件下近地面潜热通量日较差（253.92 W·m-2）约为弱水汽条件下（134.24 W·m-2）的1.9倍， 强/弱水汽条件下感热通量日峰值差值可达90.6 W·m-2。本文在4.2章节中详细探讨了大气水汽辐射强迫和温室效应对地表水热交换过程的影响， 总的来说， 高原季风期大峡谷地区受印度洋暖湿气流强烈影响， 降水充沛， 典型晴天下受大气水汽的辐射强迫和温室效应的影响， 墨脱站和排龙站强水汽条件下向下的长波辐射（416.25 W·m-2和396.43 W·m-2）和气温（21.65 ℃和20.62 ℃）分别是弱水气条件下向下长波辐射的1.05倍和1.16倍、 气温的1.14倍和1.08倍， 大气水汽吸收并反射给地表的长波辐射增加了净辐射， 对于地表水分充盈的两个站点， 有更多的能量用于近地面潜热的释放， 主要表现在地表水分的蒸发、 植被作物的蒸腾作用等。高原非季风期， 大峡谷地区水汽输送减弱， 降水减少， 土壤含水量降低， 虽然近地面潜热通量日变化不如高原季风期间剧烈， 但通过对比［图8 （c）、 （d）］可知， 当满足一定大气水汽条件时， 两个站点近地面潜热通量日变化特征与高原季风期一致。
由2019年雅鲁藏布大峡谷地区两个站点高原季风期/非季风期不同水汽条件下典型阴天潜热热通量日变化（图9 ）可以看出， 潜热通量日变化与本文4.2章节中讨论的典型阴天强/弱水汽条件下感热通量日变化表现出相反的特征。高原季风期典型阴天， 墨脱站和排龙站在强水汽条件下的潜热通量日均值分别为50.47 W·m-2和40.82 W·m-2是弱水气条件下的1.62倍和1.24倍； 高原非季风期强水汽条件下的潜热通量日均值分别为22.16 W·m-2和24.36 W·m-2分别是弱水汽条件下的1.25倍和2.31倍， 两个站点在高原季风期/非季风期典型阴天强水汽条件下的潜热通量日变化较弱水气条件下更剧烈。另外， 高原季风期/非季风期典型阴天下， 墨脱站不同水汽条件下近地面潜热通量日变幅最显著（可达214.15 W·m-2）， 高原季风期/非季风期强\弱水汽条件下潜热通量日峰值差值可达75.0 W·m-2和37.1 W·m-2， 而排龙站日变幅差异较小（仅为142.73 W·m-2）， 虽然水汽和云的共同作用下， 两站点近地面潜热通量日变幅及峰值均有所增大， 但排龙站海拔高， 日间温度相对低， 向上长波辐射小， 大气水汽和云覆盖吸收并反射了更少的长波辐射， 因此排龙站在高原季风期/非季风期典型阴天不同水汽条件下潜热通量日变幅较小。
从雅鲁藏布大峡谷地区近地面潜热通量日变化的年分布（图10 ， 图中的色阶描述了潜热通量的数值）中可以看出， 排龙站在高原季风期（5 -10月）潜热通量红色区域分布较为密集， 而高原非季风期潜热通量红色区域分布相对稀疏， 说明近地面潜热通量在干冷的非季风期小于温暖潮湿的季风期； 墨脱地区每年11月至次年1月降水较少， 从图10 中可以看出， 除在上述月份内， 墨脱站潜热通量红色区域分布均较密集（尤其在高原季风盛行的5 -10月中旬）。取墨脱站和排龙站日间湍流交换最为强烈的时段12:00 -16:00的近地面潜热通量资料经计算可知， 墨脱站， 排龙站高原非季风期（1 -4月和11 -12月）的潜热通量平均值比温暖湿润季节（5 -10月）分别低87.3%， 72.4%。
特别指出， 由于排龙站（大峡谷入口处）与墨脱站（大峡谷末端）海拔、 植被覆盖、 局地气候特点等存在差异， 即便在高原非季风期， 伴随着高原南测海洋暖湿气流水平输送减弱， 大峡谷地区总体降水减少， 但对于墨脱地区降水量仍能达到520.80 mm（2019年）， 土壤仍保持一定含水量， 一般来说， 下垫面的水热属性决定地表的能量分配， 地表水分充盈时， 能量以潜热消耗为主， 高原非季风期墨脱站近地面潜热通量大值区分布仍较为密集［图10 （a）］。
5 结论
本文利用ERA5再分析资料和雅鲁藏布大峡谷地区排龙站（大峡谷入口处）、 墨脱站（大峡谷末端）的涡动相关系统观测资料对2019年雅鲁藏布大峡谷地区的典型晴天和典型阴天不同水汽条件下近地面-大气间的水热交换通量进行了分析， 取得了以下结论：
（1） 受高原地形影响， 水汽输送较大值只能到达雅鲁藏布大峡谷地区30°N附近， 大峡谷地区处于藏东南及附近地区上空湿舌的最北端。该地区水汽输送通量与大气水汽含量存在显著的正相关关系， 相关系数达0.54， 远超过99%的信度检验。高原季风期是大峡谷地区水汽输送强输送期和温湿期， 整层水汽水汽输送通量平均值达71.3 kg·m-1·s-1， 近地面至300 hPa大气水汽总量平均值25.4 mm， 分别大于高原非季风期的水汽输送通量平均值（26.2 kg·m-1·s-1）167.2%， 大气水汽总量平均值（9.5 mm）172.2%。高原非季风期风力强而干燥， 水汽输送处于弱输送期和干燥期。
（2） 高原季风期典型晴天下， 墨脱站和排龙站在弱水汽条件下的近地面感热通量日变化均强于强水汽条件下， 海拔较高的排龙站在弱水汽条件下感热通量日均值（32.71 W∙m-2）和日较差（191.10 W∙m-2）是强水汽条件下的1.66倍和1.26倍； 高原非季风期典型晴天下， 墨脱站在不同水汽条件下近地面感热通量日变化特征与高原季风期典型晴天下一致， 弱水汽条件下近地面感热通量日均值（26.53 W∙m-2）约为强水汽条件下的1.42倍， 强\弱水汽条件下感热通量日峰值差值达36.95 W∙m-2， 而排龙站则相反， 排龙站在强水汽条件下近地面感热通量日均值（38.97 W∙m-2）和日峰值（255.65 W∙m-2）分别约为弱水气条件下的1.05倍和1.02倍。云覆盖和水汽对太阳短波辐射的削弱作用大于其自身的温室效应， 墨脱站和排龙站在高原季风期/非季风期典型阴天弱水汽条件下近地面感热通量日变化均强于强水汽条件下， 排龙站在高原季风期和非季风期典型阴天弱水气条件下的近地面感热通量日均值为35.12 W∙m-2和14.32 W∙m-2分别是强水汽条件下的2.59倍和1.27倍。
（3） 高原季风期/非季风期典型晴天/阴天下， 两个站点近地面潜热通量对大气水汽较为敏感且相应一致， 在强水汽条件下的潜热通量日变化均强于弱水汽条件下。最为湿润的墨脱站在高原季风期典型晴天和阴天强水汽条件下潜热通量日均值为84.05 W∙m-2和40.65 W∙m-2分别是弱水汽条件下的1.13倍和2.02倍， 日峰值分别达341.17 W∙m-2和211.12 W∙m-2。两个站点在高原非季风期典型晴天弱水汽条件下潜热通量日峰值分别约为强水汽条件下的57.13%和70.71%。另外， 墨脱站在高原季风期/非季风期典型阴天下不同水汽条件下近地面潜热通量日变幅最显著（可达214.15 W∙m-2）， 而排龙站日变幅相对较小（可达142.73 W·m-2）。