1 引言

陆地作为地球大气的下边界, 与其在不同的时空尺度上相互影响、相互作用(鲍婧, 2012)。研究陆-气相互作用, 对更合理地解释陆-气间的各种物质、能量交换过程, 更深入地认识地球大气, 更全面地把握其运动规律, 进而更好地进行天气预报, 更准确地分析全球气候的变化趋势具有重要意义(Yang et al, 2012; Zuo et al, 2016)。为充分认识全球陆-气相互作用过程, 研究不同区域内陆-气相互作用是非常必要的。干旱半干旱区面积广大, 约占全球陆地总面积的41%(李宏宇等, 2015), 且该区域下垫面的不均一性和特殊的水热交换特征(Wang and Huang, 2010), 使其对气候变化的响应较为敏感, 从而成为全球气候变化研究中的关键地区(陈继伟, 2013; Narisma et al, 2007), 该区域的陆-气相互作用过程在全球陆地能量、水汽循环和气候变化中具有举足轻重的作用。陆地与大气之间通过边界层所进行的物质、能量交换与输送作为陆-气相互作用过程中非常重要的一环, 已受到广泛关注(Jiang et al, 2013), 在各种尺度的数值模拟研究中, 湍流通量的模拟也是数值模式物理框架中极为关键的组成部分(Garratt, 1993)。通过分析大气湍流通量可以加深对不同类型下垫面与大气间相互作用的定量理解, 进一步改进模式中的参数化方案, 完善陆面模式、发展气候模式, 提高天气预报和气候变化预测的准确率。因此, 研究分析大气湍流通量具有重要的理论意义和应用价值。

早在20世纪80年代中后期, 国际地圈-生物圈计划(International Geosphere-Biosphere Programme, IGBP)和世界气候研究计划(World Climate Research Programme, WCRP)等组织已在全球范围内开始进行陆面过程的研究, 目前相关实验已超过50项(王介民, 1999)。最近几十年, 我国也相继开展了大量陆-气相互作用的观测试验, 如“黑河地区地气相互作用野外观测试验研究”(HEIFE)(胡隐樵等, 1994; 张强和胡隐樵, 1995; Wang and Mitsuta, 1991, 1992)、“亚洲季风试验-青藏高原试验”(GAME-Tibet)(刘辉志和洪钟祥, 2000; 张强等, 2009)、“淮河流域水分和能量循环实验”(HUBEX)(徐敏等, 2002)、“内蒙古半干旱草原土壤-植被-大气相互作用”(IMGRASS)(吕达仁等, 2002)以及“中国西北干旱区陆-气相互作用”(NWC-ALIEX)(鲍艳和吕世华, 2006; Zhang et al, 2005)等。这一系列的实验获得了相当有价值的数据资料和研究成果, 为我国陆面过程的研究打下了坚实的理论和实践基础。王介民等(1990)和胡隐樵等(1990)发现干旱区戈壁或沙漠下垫面能量输送主要以感热为主, 潜热可忽略不计; 牛国跃和王介民(1992)在SiB框架的基础上, 改进系统主要过程的参数化, 模拟了黑河实验区各种能量交换过程; 黄荣辉等(2013)总结了NWC-ALIEX经过连续12年的观测和多次加强观测所取得的干旱区陆面过程参数、边界层和地-气相互作用特征等方面的研究, 并对干旱区陆面过程参数化方案的发展、陆面过程模式的改进、中国西北干旱区感热输送特征以及西北干旱区地-气相互作用对中国东部气候的影响及其机理进行了总结, 并揭示了中国西北干旱区春、夏季具有高感热输送特征及此高感热对中国东部夏季气候变异的重要影响。

目前, 对于半干旱区陆-气相互作用的认识仍有不足, 现有的陆面过程模式和各参数化方案在半干旱地区的模拟效果误差较大。且已开展的多项陆面过程的观测试验, 多集中于湿润、半湿润、干旱区和青藏高原地区, 半干旱区的观测站很少, 能提供连续观测的站点更少。兰州大学半干旱气候与环境观测站(Semi-Arid Climate and Environment Observatory of Lanzhou University, SACOL)和中科院吉林通榆观测站是位于我国半干旱区的两个重要测站(涂钢, 2007), 为揭示半干旱区陆-气交换特征、改进陆面过程参数化方案等方面研究提供了珍贵的观测资料。刘辉志等(2006)和Jiang et al(2007)利用通榆站资料, 研究了退化草地和农田上的地-气相互作用, 发现在非生长季两种不同下垫面上的有效能量分配均以感热通量为主, 在生长季潜热通量与感热通量相当。鲍婧(2012)使用SACOL的湍流数据, 分析了黄土高原上近地层的陆-气相互作用, 发现动量通量和感热通量均有明显的日变化, 且动量通量始终由上向下输送, 感热通量在白天是由下向上输送, 到了夜间则由上向下输送。张强和赵鸣(1998)对西北干旱区非均匀下垫面的陆-气相互作用做了大量研究; 左金清等(2010)、Zuo et al(2009)、梁捷宁等(2013a, 2013b, 2014)和Liang et al(2014)深入研究了黄土高原复杂地形上大气边界层的湍流特征, 分析了低空急流对湍流活动的作用, 并从能量不闭合角度讨论了其对CO₂通量的影响。

然而, 已有的工作主要对半干旱区各测站进行单站资料分析, 缺乏对不同类型下垫面间地-气作用特征的比较及其物理机制的解析, 而这种比较分析是深入认识半干旱区陆-气相互作用所必须的。本文利用2007年1月至2008年12月SACOL、通榆草原站和农田站的湍流资料, 研究半干旱区不同下垫面上动量通量与热通量(感热、潜热)的日变化与季节变化, 深入分析不同下垫面上大气湍流对物质、能量输送的物理机制, 讨论不同植被类型对地面湍流通量交换的影响, 进一步深入研究我国半干旱区的陆-气相互作用, 为改进模式中的参数化方案, 完善陆面模式提供参考。

2 观测站与仪器 2.1 SACOL

SACOL始建于2005年, 设在兰州大学榆中校区萃英山顶(35.946°N, 104.137°E), 海拔1965.8 m。地处中国黄土高原半干旱区, 属温带大陆性气候, 年平均气温6.7 ℃, 年平均降雨量381.8 mm, 相对湿度为63%, 全年盛行西北风和东南风, 平均风速1.6 m·s^-1, 全年日照时数2607.2 h。下垫面为典型的黄土高原残塬地貌, 沟壑纵横, 土壤为第四纪黄土风蚀形成的灰钙土。植被基本为原生类, 以长芒草、冷蒿和赖草等短小植被为主, 冬季地表植被高约0.1 m, 夏、秋季覆盖率在80%左右。SACOL拥有国际先进的观测仪器, 是由我国自主建设的半干旱区长期观测站, 已被批准加入CEOP, 并作为此计划的全球协同加强观测站之一(Huang et al, 2008)。SACOL地面通量相关的观测项目主要有近地层气象要素、地面辐射通量、地面湍流通量以及土壤热通量等。本文所用资料主要是涡动相关通量。

2.2 吉林通榆观测站

中科院吉林通榆观测站建于2002年10月, 位于吉林省白城市通榆县新华乡境内(44°34′N, 122°53′E), 平均海拔184 m, 地处冲积平原, 地形平坦, 下垫面主要为草原植被, 现已基本被开垦、沙化, 土地退化和盐碱化严重。土壤主要有风沙土、淡黑钙土、盐碱土和草甸土, 土壤质地较粗, 有机质含量低, 风蚀严重。该地属温带大陆性季风气候, 年平均气温为5.2 ℃, 年平均降水量为404.3 mm, 相对湿度为57%, 全年主导西南风, 平均风速4.2 m·s^-1(刘辉志等, 2000, 2006; 涂刚, 2007)。

观测站由分别在农田和草原的两个观测点组成(下称农田站、草原站), 相距约5 km。农田站下垫面在非生长季为裸土, 生长季主要作物为玉米, 作物最高达1.8 m。草原站下垫面为退化草地, 夏季草最高不超过0.1 m, 覆盖率约60%;冬季草高约0.5 m, 覆盖率约40%。与SACOL相同, 通榆观测站的湍流观测系统由超声风速温度仪(CSAT3)、湿度和CO₂脉动仪(LI-COR7500) 组成, 可测动量、热量、水汽及CO₂通量, 样本的取样时间均为10 Hz, 且所有仪器均采用128 W太阳能电池供电。不同的是仪器的架设高度, SACOL上仪器架设高度为2.88 m, 农田站为2 m, 草原站为2.5 m(刘辉志等, 2000, 2006; 涂刚, 2007)。

3 数据分析方法 3.1 涡动相关法

涡动相关法(Eddy Covariance Technique, EC), 由澳大利亚科学家Swinbank(1951)于1951提出, 通过直接测量大气各种属性的湍流脉动值(如脉动风速、脉动温度等)来计算湍流通量。该法建立在其所依据的物理原理上, 而不是建立在经验之上, 或通过其它物理量间接推论而来。

根据涡动相关法, 某一物理变量S的垂直通量F可以用下式来表述:

$ F = \frac{1}{T}\int_0^T {ws{\rm{d}}t}, $

(1)

式中: w为垂直风速; s为物理量S在平均时间T内的脉动。采用Reynolds分解, 将$w = \bar w + w', s = \bar s + s'$, 其中$\bar w$、$\bar s$分别表示垂直风速和物理量S的平均态, w′、s′分别表示垂直风速和物理量S的瞬时扰动值。则:

$ F = \overline {ws} + \overline {w's'}, $

(2)

假设下垫面均匀平坦, 则$\bar w$, 垂直平流项$\overline {ws} = 0$, 湍流通量简化为:

$ F = \overline {w's'}, $

(3)

根据上式, 感热通量Hs、潜热通量L_vE和动量通量τ可表示为:

$ Hs = \rho {c_p}\overline {w'{{T'}_s}}, $

(4)

$ {L_v}E = {L_v}\overline {w'{{\rho '}_v}}, $

(5)

$ \tau = \rho u_ * ^2, $

(6)

式中: ${u_ * } = {\left({{{\overline {u'w'} }^2} + {{\overline {v'w'} }^2}} \right)^{\frac{1}{4}}}$为摩擦速度; ρ为空气密度(单位: kg·m^-3); ρ_v为水汽浓度(单位: kg·m^-3); u′、v′、w′为三维脉动风速; T_s^′(K)为实际空气的脉动超声虚温; c_p=1004.64×(1+0.84·q)为湿空气的定压比热容(单位: J·kg^-1·K^-1); L_v=(2.5008-0.0023668T)·10⁶为凝结潜热系数(单位: J·kg^-1)。

3.2 数据处理方法

尽管涡动相关通量观测仪器(特别是传感器结构)及其野外应用已有了较大的进步, 通量的计算仍需进行一些修正。

3.2.1 对原始记录进行预处理

将u′, v′, w′, T_s^′, q′等10~20 Hz的原始观测数据分别记为x, 以5 min为移动窗口, 计算逐一窗口的平均值x及标准偏差SD_x。如果某时刻x满足$\left| {x - \bar x} \right| \ge 3.25 \cdot S{D_x}$, 且连续满足此条件点的个数小于4, 则将其视为“野点”, 并剔除, 再用其相邻两侧的测量值做线性内插进行插补(Vickers and Mahrt, 1997)。

3.2.2 超声虚温修正

超声风速温度仪测得的温度为超声虚温T_s, 受湿度影响, 计算温度和感热通量时应考虑湿度订正。Schotanus et al(1983)提出超声虚温的修正方法, Foken(2011)对其进行了简化, 结果如下:

$ {T_s} = T \cdot \left({1 + 0.51q} \right), $

(7)

$ \overline {w'T'} = \overline {w'{{T'}_s}} - 0.51 \cdot \bar T \cdot \overline {w'q'} . $

(8)

3.2.3 坐标旋转

三维超声风速温度仪观测的坐标系为超声坐标系(Sonic coordinates), 当下垫面为倾斜地形或者仪器安装发生倾斜时, 水平风速或者平行于倾斜地面的风速便会在垂直方向上产生分量, 严重影响垂直风速的观测(王国印, 2013)。为了消除这种影响, 需要将超声坐标系转换为平均流线型坐标系(Tilt correction)(Finnigan, 1983; Kaimal and Finnigan, 1994; Tanner and Thurtell, 1969; Wilczak, 2001), 即坐标旋转修正。方法主要有二次坐标旋转(Double Roation, DR)、三次坐标旋转(Triple Roation, TR)和平面拟合(Planner Fit, PF)。Kainmal and Finnigan(1994)指出TR在计算应力时误差较大, 故不推荐使用。王国印(2013)利用SACOL涡动相关通量观测数据, 发现平面拟合坐标旋转对感热通量和潜热通量的影响较小, 故本文使用的是平面拟合法。

4 结果分析 4.1 热通量

在SACOL、草原站和农田站所处的三种不同类型下垫面(黄土高原、退化草地和农田)上, 热通量的日变化受太阳辐射影响, 一年四季均表现为单峰型, 且感热通量Hs和潜热通量L_vE呈同位相变化(图 1~5)。日出后(06:00-08:00, 地方时, 下同), 太阳辐射增强, 近地层产生较大的垂直温度梯度, 促进湍流发展, 热通量不断加强, 至午时达到最大。SACOL、草原站和农田站上Hs的年平均日峰值可分别达到140.3, 157.3和144.8 W·m^-2, 为L_vE的1~2.5倍, 与李宏宇等(2010)利用2008年7月SACOL的观测资料发现“从感热和潜热积分值之比得到的波恩比平均是1.95”的结论相近, 说明白天能量分配以Hs为主。之后, 由于太阳辐射的减少以及湍流运动产生的热量扩散交换, 垂直温度梯度减小, 热量传递效率降低。16:00-18:00, 温度随高度的递增抑制湍流活动, 通量不断减小。夜间, Hs和L_vE均稳定在零值附近。从季节上看, 热通量的日变化幅度和日峰值随季节变化明显, SACOL和农田站上Hs的日变化幅度表现为春季>夏季>秋季>冬季(图 2), 此种季节变化差异与总辐射日变化和净辐射日变化随季节的变化情况一致(图 5)。相较于2007年, 2008年春季SACOL上净辐射的增加和相对湿度减少, 导致近地层垂直温度梯度增大, 使得Hs的日峰值有明显增加; 而2008年夏季和秋季通榆草原站和农田站Hs日峰值的减少, 则是由净辐射的减少和相对湿度的增加引起的, 说明太阳辐射和相对湿度对Hs的影响密切。由于L_vE受降水影响显著, 因此在多雨的夏季, SACOL、草原站和农田站上L_vE的日变化幅度最大(图 3, 图 6), 与涂钢(2007)对通榆地区研究所得出“潜热通量日变化夏季最强”的结论一致, SACOL。草原站和农田站上夏季L_vE的日峰值分别可达195.4, 211.4和167.5 W·m^-2。通榆草原站和农田站的降水主要集中于68月, 而SACOL主要集中于810月(图 6), 因此SACOL秋季多雨的特征导致该季节SACOL上的L_vE日峰值远大于后两者(图 3, 图 6)。与2007年同期相比, 2008年春季SACOL上冻土消融、积雪融化导致L_vE出现显著增加; 而2008年夏季SACOL上净辐射的减少导致水分的蒸发量减少、植被的蒸腾作用减弱, 从而使得L_vE比2007年夏季有所减少。2008年夏、秋季, 草原和农田上的降水量均大于2007年同期, 但受下垫面影响, 农田上茂盛的农作物能增加土壤含水量, 因而导致2008年夏、秋季农田上的L_vE出现显著增加, 而退化草地上有所减少。

从SACOL、草原站和农田站日间热通量的季均值上看, 降水分布的季节性差异导致L_vE受季节变化影响比Hs更显著(图 6, 图 7)。在多雨的夏季, 降水时释放的凝结潜热使各测站上的L_vE均出现明显增加。相较于2007年, 2008年SACOL上降水的季节分布更为均匀, 因此L_vE的季节变化也更平缓。而SACOL所在的榆中地区秋季多雨, 且通榆地区全年降雨的89%集中在69月(图 6), 导致SACOL上秋季L_vE平均值约为通榆地区的2倍(图 3, 图 7)。此外, 草原站和农田站地表植被的分布影响局地的降水分布, 通榆地区的降雨具有很强的局地性(刘辉志等, 2006), 导致两测站的L_vE在夏、秋季出现较大差异(图 7)。

夜间, 大气层结稳定, 湍流活动不明显, 热通量主要集中于-22.6~24.2 W·m^-2(图 1, 图 8)。其中, Hs在各季均表现为负值(图 8), 说明夜间贴地层逆温普遍存在, 热量始终由大气向地表传输, 且地球大气对陆面的保温作用在退化草地上更明显, 并在秋季达到最强。这是因为在无植被覆盖的裸土地上, 夜间地表温度下降得更快, 从而在近地面形成更大的垂直温度梯度, 导致热量更多地由高空向下传递。而L_vE很大程度上受制于地表水分条件(李宏宇等, 2010), 由于生长季雨水丰富, 植物生长旺盛, 且茂密的植被增强了下垫面的储水能力, 夜间水分通过植物蒸腾和表层土壤水分蒸发以水汽的形态由地表向上输送, 导致夜间L_vE在生长季均为正值且数值较大。而在非生长季, 降水减少, 植物蒸腾作用减弱甚至消失, 夜间蒸散作用减弱, 夜间L_vE数值有所减少(图 8)。冬、春季夜间通榆地区L_vE出现负值, 可能与地面的霜冻现象有关(涂刚, 2007)。

4.2 动量通量

与SACOL相比, 草原站和农田站上动量通量τ的日变化更明显, 其日峰值和日较差远大于SACOL(图 9, 图 10)。观测期内, 通榆地区τ的年平均日峰值可达0.25 kg·m^-1·s^-2, 而SACOL仅有0.08 kg·m^-1·s^-2; τ的年平均日较差在通榆达0.17 kg·m^-1·s^-2, SACOL为0.05 kg·m^-1·s^-2。从前述热通量的结果看, 两地的Hs相近, 说明在湍流发展过程中热力作用相近, 动力作用是造成两地τ差异的主要原因。而在与涂钢(2007)对通榆地区风速的研究结果对比中发现, 通榆地区τ与风速具有同位相的日变化与季变化, 说明近地面风速对τ有显著影响。通过对2007-2008年SACOL、通榆草原站和农田站各季平均风向风速的比较分析发现, 三个测站的年平均风速多集中在2~4 m·s^-1, 但草原站和农田站上大于4 m·s^-1的风速分别占37.90%和33.88%, 而SACOL上4 m·s^-1以上风速仅占21.17%; 6 m·s^-1以上风速在草原站和农田站分别占16.45%和12.60%, 在SACOL仅为6.15%(图 11)。可见, 通榆地区的大风频率远高于SACOL。另一方面, 虽然通榆地区的主导风向为西南风, 但西北风、西风、南风、东南风和东风的出现频率较为接近, 风速风向的改变有利于湍流的形成及湍流通量的输送; 而SACOL以西北风为主, 其他方向风较少, 这种情形下更有利于物质和能量的平流输送(图 11)。因此, 风向风速上的巨大差异是导致两地τ产生如此大差异的主要原因之一。此外, 下垫面类型、植被类型和空气动力学粗糙度亦是影响τ的重要因素, 其对τ的具体影响程度需要做进一步分析。通榆地区τ的日变化季节性差异也更显著, 春、秋、冬季多变的风向导致这三个季节里τ的日变化幅度远大于夏季; 且其日峰值在秋季最大, 高达0.31 kg·m^-1·s^-2(图 10)。

夜间, 各测站上的τ均下降至日间的40%~50%, 但仍表现为退化草地>农田>SACOL, 且草原站和农田站上τ在夜间保持平稳, 而在SACOL上则不断减小(图 9, 图 10, 图 12)。由于白天, τ主要受热力因子控制, 夜间则受动力因子影响, 说明排除热力因子作用, 黄土高原下垫面对湍流活动的削弱作用较强, 在该种类型下垫面上近地层大气更容易也更快趋于稳定。τ在SACOL、草原站和农田站上具有显著的季节变化, 由于秋、冬季SACOL地面风速较小, τ在SACOL上表现为春季>夏季>秋季>冬季; 而秋、冬季通榆地区地面风速较大、风向变化剧烈, 草原站和农田站上τ较夏季出现大幅增加(图 11, 图 12)。因此, SACOL与通榆站上的τ在秋、冬季差别最大。而退化草地上的τ高于农田, 则是因为农田区周围零星的防护林导致退化草原和农田下垫面近地面层的风特性不同, 年平均风速可差2 m·s^-1以上(刘辉志等, 2006)。但受风速限制, SACOL上τ的季节变化远小于通榆(图 10, 图 12)。

5 结论

利用2007年1月至2008年12月SACOL和吉林通榆草地站、农田站的湍流资料, 并结合常规气象观测资料, 比较分析了半干旱区不同下垫面上感热通量Hs、潜热通量L_vE和动量通量τ的日变化及季节变化特征。得到以下主要结论:

(1) SACOL、草原站和农田站上Hs和L_vE的日变化在一年四季中均表现为典型的单峰结构。其中, Hs日峰值可分别达到140.3, 157.3和144.8 W·m^-2; L_vE的日峰值为Hs的40%~75%。夜间, 热通量较日间均大幅减少, 并平稳地维持在-22.6~24.2 W·m^-2, 且Hs为负值, L_vE为正值。

(2) 降水分布的季节性差异导致L_vE受季节变化影响比Hs更显著。夏季, 随着降水的增加, 各测站上L_vE也明显增加。而榆中地区秋季多雨, 导致了SACOL上秋季L_vE平均值约为通榆地区的2倍。

(3) 受地面风向和风速的影响, 三种下垫面上τ的日变化幅度表现为退化草地>农田>SACOL, 通榆地区τ的日峰值可达0.25 kg·m^-1·s^-2。而SACOL以西北风为主, 年平均风速小、且年变化幅度不大, 一年四季τ均保持在0.03~0.06 kg·m^-1·s^-2间。通榆τ的日变化季节性差异更大, 春、秋季的日较差远大于其他季节。且相较于通榆站夜间τ的平稳变化, SACOL上τ的不断减小说明黄土高原下垫面对近地层大气的湍流运动的削弱作用更明显。

致谢 衷心感谢兰州大学半干旱气候与环境观测站(SACOL)与吉林通榆“干旱化和有序人类活动”长期观测野外试验站提供的宝贵数据资料, 以及各位审稿专家提出的宝贵意见和建议, 特此也对各位编辑的认真校对表示感谢。