1 引言

陆地表面是地球气候系统重要的组成部分, 它决定着陆气之间的物质和能量交换特征。陆面过程描述的是陆气之间热量、动量和水分交换的物理、生物和化学过程, 它将地球科学系统各个圈层之间有机地联系起来, 对区域甚至全球气候的形成、变化以及异常等都有着深刻的影响 (曾剑, 2011; 汪薇和张瑛, 2010; Xie and Arkin, 1996)。陆面过程模式是应用基于物理机制或参数化方案建立起来的模型对陆气相互作用进行研究分析的重要工具, 其在全球气候模式和数值天气预报模式中的重要作用已被广泛证实 (Dickinson et al, 1991; Steiner et al, 2005)。陆气相互作用过程中物质与能量的输送不仅对全球气候、大气环流贡献显著, 也是各类尺度数值模式物理框架中极其关键的环节 (岳平等, 2013)。

全球变化是当今各国政府和科学界关注的热点问题, 而青藏高原 (下称高原) 作为独特的自然地域单元, 其特殊的环境和气候条件, 使之成为研究全球气候、环境变化的关键和热点地区 (潘宝林, 2012)。青藏高原南邻副热带, 北至中纬度, 平均海拔在4000 m以上, 大量的研究表明 (Wu et al, 2012; Yanai et al, 1992), 高原地区独特的天气和局地大气环流过程引发的强烈的陆气相互作用对亚洲季风的形成与发展产生了重要的作用, 吴国雄和张永生 (1998, 1999) 研究了高原加热作用对周边大气环流的影响机制, 提出“感热气泵”概念, 并指出高原地表感热加热能引起高原周围地层大气向高原的辐合, 加强热带暖湿气流的北上。已有的研究也表明, 高原大范围复杂陆气相互作用不仅在整个高原能量与水分循环过程中扮演重要角色, 对我国、东亚甚至北半球的天气和气候也会产生重要影响 (季国良等, 2001; 刘新等, 2002; Wu et al, 2015)。

以观测分析为基础, 研究和改进模式对高原区域陆面过程的描述, 是改善数值模式适用性和气候预测效果的重要途径。然而, 高原下垫面的特殊性和野外观测资料的不足, 给该地区陆气相互作用过程的认识带来了一定的局限和困难。近些年来, 国内外在高原地区相继开展的“全球能量水循环之亚洲季风青藏高原试验研究”(GAME/Tibet) 和“全球协调加强观测计划亚澳季风之青藏高原试验研究”(CAMP-Tibet) 等陆面过程试验, 为高原陆气相互作用机理的探讨起到了巨大的推动作用, 同时也为发展和验证高原地区的陆面过程模式参数化方案提供了参考依据。基于高原宝贵的站点观测资料, 许多学者利用不同的陆面过程模式在高原开展了一系列的数值模拟研究工作, 罗斯琼等 (2008)利用公共陆面模式CoLM (Common Land Model) 在那曲地区的数值模拟结果表明, 该模式冬半年的能量分配存在较大偏差, 且模拟的土壤热通量偏小, 热传导率偏大, 陈海山和孙照渤 (2005)指出陆面模式CLSM (Comprehensive Land Surface Model) 对高原地气交换过程具有较强的模拟能力, 但模拟的感热通量与潜热通量较观测均有所偏大, 尤其是白天的偏差更为明显, Gao et al (2004)根据简单生物圈模式SiB2(The Simple Biosphere Model 2) 在高原的模拟结果指出, 该模式低估了高原净辐射的同时对感热通量、潜热通量以及土壤热通量有一定的高估, 同时模式在白天 (夜间) 存在暖偏差 (冷偏差), Yang et al (2009)结合SiB2、CoLM以及Noah三种陆面模式在高原的模拟结果指出, 这些模式对高原的地表蒸发模拟均表现较差, 且均显著的低估了地气温差, 对地表能量的分配也存在一定的问题, 综合以上的研究可以看出, 现有的陆面模式如CLSM、SiB2、CoLM以及Noah等在高原的模拟均存在一定的挑战。针对高原冻土冻融及积雪变化的影响, 胡和平等 (2006)建立了综合考虑土壤冻融、土壤水汽通量、植被覆盖和陆面-大气近地层水热交换的一维冻土-植被-大气连续体模型, 王愚等 (2013)通过优化土壤热传导率参数化方案, 改善了冻土模式FSM的模拟效果, 刘火霖等 (2015)根据热力学平衡下土壤水势与温度间的关系优化了CoLM的冻融参数化方案, 更真实地模拟了土壤冻融过程特征, 这些模型的发展研究大大深化了人们对高原陆气相互作用过程本质的认识。

陆面模式CLM (Community Land Model) 是目前国际上发展最为完善且得到广泛应用的陆面模式, 包含了较为详尽的水文过程、生物地球化学过程和动态植被过程, 很多学者对该模式在我国的适用性进行了一系列的数值模拟研究 (黄伟等, 2004; 赖欣等, 2014; 刘少锋和林朝晖, 2005), 模拟结果均表明模式在我国大部分区域具有良好的模拟能力, 但是由于青藏高原独特的地理位置、地形高度以及严寒的气候条件, 特别是复杂的下垫面特征以及雪盖、冰川和冻土的存在, 必然导致该地区陆气相互作用存在着一定的特殊性和复杂性, 从而对陆面过程模式提出了更高的要求。利用CLM模式在高原地区开展的模拟工作还相对较少, 罗立辉等 (2013)用WRF的模拟结果驱动CLM3.5对青藏高原陆面能量特征进行了模拟研究, 其结果表明了CLM在高原模拟结果的可靠性, 但也指出CLM模拟的地表温度、感热和潜热通量较观测还存在较大偏差, 陈渤黎等 (2014)对CLM3.0及CLM4.0在青藏高原东部的模拟性能进行了检验与对比, 验证了模式在高原季节性冻土区的适用性, 同时指出, CLM4.0较CLM3.0在模拟结果上有一定的提高, 但冻融过程的模拟仍需进一步改进, 熊建胜等 (2014)利用CLM4.0对玛曲高寒草原陆面过程进行了数值模拟, 发现CLM4.0能较好的模拟土壤温湿度、地表辐射和湍流通量的变化趋势, 但模拟的土壤温度偏低, 感热通量偏大。CLM4.5是NCAR于2013年6月发布的最新一代陆面过程模式, 该版本在原有模式的基础上对植被冠层辐射过程和光合作用过程、冻土的水力学特征以及网格雪覆盖面积参数化等做了较大改进, 宋耀明等 (2014)对CLM4.5在半干旱区退化草原的模拟性能进行了评估, 而CLM4.5对青藏高原的模拟能力还有待进一步检验。鉴于此, 本文试图利用青藏高原的站点实测资料对CLM4.5在青藏高原高原草甸下垫面地表能量交换的模拟性能进行评估分析, 以期为进一步改进和完善高原地区陆面过程模式的物理过程描述提供参考依据, 提高数值模式在该地区的模拟效果。

2 模式及资料介绍

CLM作为地球系统模式 (Community Earth System Model, CESM) 的陆面模块, 它借鉴和吸收了生物圈-大气圈传输方案陆面模式 (Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme, BATS)、中国科学院大气物理研究所陆面过程模式 (IAP94) 和NCAR陆面过程模式 (Land Surface Model, LSM) 等陆面模式的优点和相对完善的物理过程描述。CLM4.5主要包括生物物理过程、水文循环该过程、生物地球化学过程以及动态植被过程四个部分。与之前版本一致, 为了考虑网格尺度内地表特征的差异, CLM4.5将陆地单元划分为包括冰川、湖泊、湿地、城市以及植被在内的5种次网格结构, 同时将每个网格至多再细分为24种主要的植被功能型 (Plant Function Types, PFTs), 并且分别进行了详细的描述, 不同的植被类型具有不同的生理和形态特征, 主要表现在不同的反照率、传导及吸收短波辐射的光学特性、冠层高度、根分布状况、动量传输阻抗以及光合作用等参数上。

CLM模型中的地表能量分配主要包括植被冠层内的辐射传输过程、地面能量的吸收反射过程以及地气间能量的交换过程。植被冠层辐射传输过程通过采用简单的二流模型考虑植被对不同波段光能的截获、反射、透射和吸收, 植被冠层反照率则直接决定了可用于冠层吸收及到达地面的太阳辐射量。地面能量的吸收反射过程主要受地面反照率的影响, 在陆面过程模式中, 地面反照率是网格内裸地反照率和积雪反照率根据积雪覆盖率的加权, 如式 (1) 所示:

$ \left\{ \begin{gathered} \alpha _{g, \wedge }^u = \alpha _{{\text{soi, }} \wedge }^u\left({1 - {f_{{\text{sno}}}}} \right) + \alpha _{{\text{sno, }} \wedge }^u{f_{{\text{sno}}}} \hfill \\ {\alpha _{g, \wedge }} = {\alpha _{{\text{soi}}, \wedge }}\left({1 - {f_{{\text{sno}}}}} \right) + {\alpha _{{\text{sno}}, \wedge }}{f_{{\text{sno}}}} \hfill \\ \end{gathered} \right., $

(1)

式中: $ \alpha _{g, \wedge }^u$与α_{g, Λ}分别表示地面直射反照率和散射反照率, Λ用于区分可见光波段 ( < 0.7 μm) 和近红外波段 (≥0.7 μm), $ \alpha _{{\text{soi, }} \wedge }^u$与α_{soi, Λ}分别表示裸地直射反照率和散射反照率, f_sno为各陆地单元内的积雪覆盖率, $ \alpha _{{\text{sno, }} \wedge }^u$, Λ与α_{sno, Λ}分别为积雪的直射反照率和散射反照率。裸地反照率则因冰川、湖泊、湿地以及裸土而异, 其中裸土反照率是指定土壤颜色和土壤湿度的函数。模式中的积雪反照率主要取决于太阳天顶角大小、冰雪粒子大小和密度、积雪的深度等因子。积雪覆盖率分别考虑了降雪期和积雪消融期的不同, 当降雪发生后, 积雪覆盖率更新为:

$ f_{{\text{sno}}}^{n + 1} = f_{{\text{sno}}}^n + \left({1 - f_{{\text{sno}}}^n} \right)\tan h\left({0.1{q_{{\text{son}}}}\Delta t} \right), $

(2)

式中: q_snoΔt为时间步长Δt内到达地面的降雪量。积雪消融时的积雪覆盖率是当前积雪量W、最大的积雪量W_max以及N_melt的函数,

$ {f_{{\text{sno}}}} = 1 - {\left[ {\frac{1}{{\text{π}}}a\cos \left({2\frac{W}{{{W_{\max }}}} - 1} \right)} \right]^{{N_{{\text{melt}}}}}}, $

(3)

式中: N_melt=200/min (10, σ_topo), σ_topo为网格内高程的标准差。当下垫面有植被覆盖时, 地表反照率由冠层反照率决定, 而下垫面为裸地时, 地面反照率即为地表反照率。地气间能量的交换过程主要由模式中的湍流通量参数化方案决定, 以能量平衡为基础在地气交界面上进行能量分配。

CLM4.5在CLM4.0基础上的改进主要包括:通过改进冠层辐射过程、冠层尺度上的叶面过程及光合作用过程参数化提高了模式潜热通量的模拟能力 (Bonan et al, 2011); 通过修正永久冻土区土壤的干偏差、改进冻土的水力学特征参数化方案等改善了模式土壤湿度的模拟 (Swenson and Lawrence, 2012); 引入了新的湖泊模型 (Subin et al, 2012) 并且通过引进一个新的次网格积雪覆盖面积参数化方案提高了模式对季节性雪深-雪覆盖面积的模拟 (Swenson et al, 2012); 模式默认的大气强迫数据由1901-2010 CRUNCEP所替换; 同时, CLM4.5对生物化学模式、火模式以及城市冠层模式等均有较大的改进。

青藏高原那曲高寒气候环境观测研究站 (31.37°N、91.90°E, 海拔4509 m) 地处高原腹地的西藏自治区那曲县境内, 毗邻青藏铁路, 观测站四周地势平坦开阔, 土壤类型主要为沙粘土, 下垫面植被类型为高寒草甸, 站点位置及其环境地貌特征如图 1所示。那曲站 (下称BJ站) 连续宝贵的观测资料, 对陆面过程模式在高原模拟性能的检验, 高原陆气相互作用的准确描述以及不同物理过程参数化的改进均有十分重要的作用 (罗斯琼等, 2008; 杨耀先等, 2014; Gao et al, 2004)。

BJ站位于青藏高原季节性冻土区, 表层5 cm处土壤一般在11月初开始出现冻结现象, 次年3月份开始消融, 整个冻融过程持续到5月份。主要的观测项目包括近地层基本气象要素、土壤温湿度、辐射通量以及陆气间的动量、热量、水汽和CO₂通量。观测设备主要包括三维超声风温仪 (CAST3, Campbell Scientific Inc.)、CO₂/H₂O红外气体分析仪 (LI 7500) 以及自动气象观测系统等, 其中湍流通量观测仪器的探头高度为3.02 m, 采样频率为10 Hz, 原始资料经过后处理得到30 min平均的湍流通量。

湍流原始资料后处理采用LICOR公司开发的EddyPro软件, 具体处理步骤可参考杨耀先 (2014)和冯健武 (2012)等人的工作, 在此不再赘述。基于湍流资料处理流程, 可以得到3个质量等级的湍流通量资料 (0~2级), 其中, 0级为高质量数据, 可用于基础研究, 1级为中等质量数据, 可用于长期观测资料处理, 2级为低质量数据, 基本舍弃 (庄金鑫等, 2013)。本文将选用2013年9月1日至2014年8月31日0~1级的湍流通量资料, 结合同时段内自动气象站观测数据, 剔除有降水时次的数据, 数据的能量平衡分析结果显示 (表 1), 模拟期间内BJ站的观测数据质量总体较高, 在10-12月以及3-4月期间, 地表能量闭合率在0.55~0.77之间, 其他季节均在0.83以上, 8月份的能量闭合率达到0.98, 能够满足模式分析的要求。

3 数值试验设计

为了检验CLM4.5在青藏高原高寒草甸下垫面陆气间通量的模拟能力, 用BJ站连续完整的高时间分辨率的气象要素作为模式的大气强迫场, 驱动CLM4.5进行离线 (off-line) 的数值试验, 同时, 取离线模式前60年的模拟作为spin-up以消除模式不稳定给数值试验带来的误差。为了较好的减小初始场不确定性对模拟结果带来的影响, 模式每30 min输入一次大气强迫 (强迫要素包括气温、气压、风速、大气相对湿度、太阳短波辐射、地面长波辐射和降水), 其中气温、气压、风速和大气相对湿度的观测高度为3 m。积分时间为2013年9月1日至2014年8月31日, 积分时间步长为30 min, 模式的输出频率为30 min。土壤砂土/黏土比例及土壤颜色采用模式默认的国际地圈-生物圈计划 (International Geosphere-Biosphere Program, IGBP) 土壤数据集, 叶面积指数采用MODIS卫星反演的数据, 而植被冠层高度则因植被类型而异。

4 模拟结果 4.1 地表辐射平衡分量

陆地与大气间的辐射平衡包括向下短波辐射 (也称总辐射)、长波辐射 (大气逆辐射) 以及反射辐射和地面长波辐射, 其中向下短波辐射和长波辐射由大气强迫场给定, 反射辐射以及地面长波辐射则分别根据地表反照率以及地表温度计算。

图 2分别给出了CLM4.5模拟和观测的BJ站月平均净辐射、地面长波辐射和地面反射辐射的日变化特征曲线。由图 2a可以看出, 高原地面长波辐射表现出了较为明显的日变化, 这是由于受太阳辐射加热作用的影响, 白天地表温度显著增温。就季节而言, 冬季地面长波辐射的日变化变化幅度要高于其他季节, 大约为160 W·m^-2左右, 图 2a中地面长波辐射模拟与观测的差异表明, CLM4.5虽然能够较好的模拟高原地面长波辐射的日变化特征, 但是白天的模拟结果较观测值均有一定程度的低估, 特别是在冬季, 而随着土壤冻结程度的加深, 模式地面长波辐射的模拟效果逐渐变差, 均方根误差由开始出现冻结现象时 (11月) 的20.23 W·m^-2迅速增大到处于完全冻结结状态 (1月) 时的44.36W·m^-2, 相关系数也有一定的降低, 而随着季节性冻土的融化, 模拟效果有了一定的改善, 3月份的均方根误差降低到26.79 W·m^-2, 冬季地面长波辐射模拟结果较观测偏低可能是由于模拟的地表温度偏低造成的 (图 3)。

图 2b显示了地面反射辐射的日变化特征, 由于夜间没有太阳短波辐射, 地面反射的短波辐射为零, 而日出之后, 反射辐射开始慢慢增加。如图 2b及表 2显示, CLM4.5能够很好的再现一天中地面反射的太阳辐射的变化特征, 相关系数均高于0.99, 然而, 10月至3月的模拟存在较大的偏差, 尤其是冬季 (12、1、2月) 的模拟, 其均方根误差分别高达79.94 W·m^-2、165.16 W·m^-2和133.99 W·m^-2, 冬季积雪覆盖率模拟偏高导致的地表反照率的过高模拟势必会引起反射辐射的偏高, 造成地表吸收的净辐射偏少。

图 2c表明, 高原地表净辐射的日变化特征非常明显, 白天 (9:00-18:00, 北京时, 下同) 为正值, 清晨和夜间为负值, 其中5月至9月间的月平均净辐射峰值均在500 W·m^-2以上, 而冬季的净辐射较小, 一方面是由于高原冬季日照时间较短, 地表接收的太阳辐射较弱, 另一方面也跟高原植被稀疏, 受冰雪覆盖影响地表反照率较大有关。模拟结果显示, 除冬季外, CLM4.5的模拟结果与观测值有很好的一致性, 能较为准确的反映高原净辐射的日变化情况, 相关系数均在0.99以上, 冬季的模拟显示, CLM4.5明显低估了冬季白天的地表净辐射量。净辐射通量模拟值与观测值之间的差异是受地面反射的短波辐射通量和发射的长波辐射通量共同影响的结果。向下短波辐射和长波辐射均由大气强迫给定, 因此, 地面反射辐射和长波辐射的模拟结果决定着地表净辐射的模拟。以4月与10月的净辐射模拟为例, 虽然模式均高估了二者的净辐射通量, 但地面反射辐射和长波辐射的模拟却存在一定差异, 就模拟的地面反射辐射而言, 4月高估了20 W·m^-2左右, 10月份的模拟则有所低估, 而4月份模拟的地面长波辐射较观测偏低80 W·m^-2左右, 10月份的模拟也稍有低估, 尽管4月和10月地面反射辐射和地面长波辐射的模拟存在差异, 但受模拟的地面反射辐射和地面长波辐射的共同影响, 模拟的净辐射均偏高。

4.2 地表热量通量

CLM4.5模拟和观测的月平均感热通量、潜热通量和地表热通量的日变化序列 (图 4) 中可以看出, 高原冬季由于受土壤冻融过程的影响, 下垫面与大气之间水分交换活动微弱, 地表感热是这一时期低层大气的主要能量来源, 而随着高原降水的增加, 土壤含水量增加, 地表湿度增大, 陆气间水分交换活跃, 能量传输过程以潜热加热为主。从图 4a和表 3可以看出, CLM4.5地表感热通量的模拟效果表现出了一定的季节差异, 除冻融期间模式低估了白天地表感热通量外, 其他月份感热通量的模拟较观测均偏高。模式对冻融过程中不同冻融阶段的模拟也存在一定的差异, 冻结初期 (11月) 和消融阶段 (3月) 的模拟效果较好, 相关系数分别为0.975和0.974, 均方根误差为16.6 W·m^-2和33.58 W·m^-2, 而完全冻结阶段 (12月至次年2月) 的模拟结果则不能够正确反映感热通量的日变化特征。完全冻结阶段模拟的感热通量显著偏低可能与该时期内地表反照率过高引起的净辐射偏低有关, 较低的净辐射决定了地表用于增温的能量来源有限, 进而导致模拟的地表温度显著偏低, 地气温差为负。

感热通量的计算公式为

$ H = \frac{{\rho {C_p}\left({{T_s} - {T_a}} \right)}}{{{r_{ah}}}}, $

(4)

式中: T_s和T_a分别为地表温度和空气温度, C_p为空气定压比热, ρ为空气密度, r_ah是大气对热量输送的阻抗, 与近地层湍流状况有关, 用于表征大气对感热的输送能力。

由公式 (4) 可知, 陆气间感热通量的传输方向由地气温差来决定, 因此负的地气温差造成了土壤完全冻结期间感热通量由大气向地表的传输。冻结初期和消融阶段感热通量的低估也与模式中地表温度的模拟偏低有关, 但不同于完全冻结期的是, 这两个时期内白天正向的地气温差决定了感热通量由地表向大气的正向传输, 但由于模拟的地气温差较观测仍偏低, 使得模式低估了地表的感热通量。4月份的模拟效果较好, 相关系数和均方根误差分别为0.995 W·m^-2和11.68 W·m^-2, 而其他月份的模拟结果均高估了地表的感热通量, 结合地表温度的模拟可以看出, 虽然这些月份模拟的地表温度同样较观测偏低, 但感热通量的模拟表现却与冻融期间截然相反, 空气动力学粗糙度的模拟与站点湍流观测结果显示 (图 5), 模式全年高估了站点的空气动力学粗糙度, 且在1月异常增大, 虽然2月的粗糙度长度有一定的下降, 但是1月和2月的模拟结果较湍流观测值显著偏大 (图中灰色部分), 较高的地表粗糙度能够促进湍流通量的交换, 进而使得模拟的感热通量偏高 (Betts et al, 2007; Gao et al, 2008; Kleidon et al, 2000)。

CLM 4.5潜热通量的模拟效果总体较好, 但冻融期间的模拟值较观测有所偏高, 非冻融期间的模拟结果偏小。冬季潜热通量的模拟同样存在较大的偏差, 均方根误差分别为43.33、18.81和57.19 W·m^-2, 这主要与模式冬季土壤表层液态含水量的高估有关, 表层土壤含水量偏高, 可用于蒸发的水量偏大, 造成潜热通量的高估; 其次模拟的冬季土壤温度偏低及积雪也对冬季通量的模拟影响较大, 雪的热传导率远小于土壤热传导率, 因此, 对积雪处理不当也会造成对土壤热通量的模拟偏低, 而潜热通量模拟偏高 (熊建胜等, 2014)。

从土壤热通量模拟值与观测值的对比 (图 4c) 中可看出, 模拟结果基本上能够反映观测的土壤热通量夜间及清晨为负, 白天为正的特征, 但是不同季节的模拟差异较为明显。6-9月期间的模拟与观测较为吻合, 均方根误差较小, 而模式冻融期间感热通量的模拟效果较差, 其中冻结初期和融化阶段白天的地表热通量存在明显的高估, 而完全冻结阶段则有一定的低估。

5 讨论

辐射通量作为地表水热活动的能量来源, 其模拟性能直接决定了模式能量平衡各分量的模拟优劣。地面反射辐射的模拟主要受地表反照率的影响, 模式中冬季的反照率则主要由地表的积雪覆盖状况及积雪反照率共同控制。地表温度在地表能量平衡中扮演着十分重要的角色, 直接或者间接地制约了向上的地面长波辐射、净辐射以及土壤与大气的感热通量等交换。因此, 地表反照率和地表温度在高原陆气相互作用过程中起着关键的作用, 模式中如何更为真实的描述地表反照率在高原地区的季节变化特征 (特别是冬季受地表积雪覆盖状况影响下的地表反照率特征) 以及如何提高地表温度的模拟将直接影响着陆面模式在高原地区辐射收支、水热交换乃至整个陆气相互作用过程的模拟。

为了进一步说明地表反照率及地表温度对冬季地表能量交换过程模拟的影响, 通过新增一组截断降水敏感性试验 (CLM_STV), 将冬季强迫数据中的降水设置为零, 重新对高原冬季的地表能量交换过程进行模拟, 并与之前的模拟结果 (下称控制试验CLM_CTL) 进行对比分析, 结果如图 6、7所示。由于敏感性试验中降水资料的特殊处理, 两组试验冠层反照率、地面反照率、积雪反照率以及地表反照率均表现出很大差异 (图 6a、b、d、e), 敏感性试验中白天地表温度的模拟也更为接近观测 (图 6f), 而这主要源于其地表反照率的显著降低, 更多的能量得以被冠层及地面吸收。冬季的降水形式一般为降雪, 因其对土壤湿度的变化影响较小, 加之陆面过程模式中, 裸土反照率是指定土壤颜色和土壤湿度的函数, 因而, 控制试验与敏感性试验中有无降雪对裸土反照率并无影响, 地面反照率的差异主要由积雪反照率及积雪覆盖率的差异造成, 同时, 控制试验中由于冠层叶片部分受积雪覆盖的影响, 冠层反照率较敏感性试验显著增大, 对比图 6a与图 6e可以看出, 地表反照率主要由冠层反照率决定, 而控制试验冬季地表反照率的高估主要受冠层部分积雪覆盖导致的冠层反照率偏大的影响。图 7显示, 由于冬季地表反照率模拟效果的提升, 敏感性试验中地面长波辐射、地表反射辐射、净辐射以及感热通量的模拟较控制试验均有显著的增强, 其中, 地表反射辐射及净辐射模拟结果的显著提高主要源于地表反照率模拟的改善, 地面长波辐射及感热通量模拟效果的改善则是由于白天地表温度的模拟有了较大提高。潜热通量及土壤热通量模拟效果较差则是因为模式中缺少水分来源, 热量在土壤与大气间的交换变得更为直接高效。

陆面过程是一个综合的、相互影响与制约的过程, 鉴于CLM4.5在高原模拟中存在的不足, 修改高原地区地表反照率参数化方案, 特别是冬季的地表反照率参数化方案, 改善模式地表能量的分配能力, 是提高CLM4.5在青藏高原地区模拟需要解决的问题。高原积雪是影响模拟效果的关键因素, 从模式发展的角度, 考虑网格内不同下垫面积雪分布的非均一性, 完善模式对积雪过程的描述, 进一步改进积雪覆盖率的参数化方案, 对正确模拟高原地气间物质和能量的交换过程是很关键的。

6 结论

利用青藏高原BJ站2013-2014年的气象数据和湍流通量数据, 对陆面过程模式CLM4.5在青藏高原高寒草甸下垫面的地表能量分配能力进行了检验, 对比站点观测资料和模拟结果表明:

(1) CLM4.5能够较好的模拟高原除冬季外其他季节地表能量交换的季节变化及日循环特征, 辐射通量的模拟要好于水热通量的模拟。

(2) CLM4.5对高原冬季辐射平衡分量和地表能量平衡分量的模拟表现较差, 特别是冬季地面反射辐射和感热通量的模拟与观测存在严重的偏差, 甚至反相。

(3) 白天地表温度偏低导致地面长波辐射被普遍低估。与此同时, 感热的高估则势必源自地表空气动力学粗糙度的高估。冻结期间反射辐射的高估则主要源于该时期内模式地表反照率的明显偏高。

致谢 感谢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对本课题数值计算的支持。