青藏高原有“世界屋脊”和“地球第三极”之称, 约占中国陆地面积的四分之一, 平均海拔4 500 m, 作为世界上海拔最高、地形最复杂的高原, 其热力、动力作用及地气间相互作用过程对中国、东亚地区乃至全球气候和灾害性天气的形成均有重要影响(叶笃正等, 1974, 1979; Kuo et al, 1981; 章基嘉等, 1988; 钱永甫, 1993; 季国良等, 2001, 2002; 王澄海等, 2003; 吴国雄等, 2003)。青藏高原因其高地形、大面积以及复杂的下垫面并通过地气相互作用交换水分与能量从而对气候系统产生重要影响。

藏东南地区是青藏高原与周边地区大气水热交换的关键区域, 在青藏高原水热平衡中占有重要地位。青藏高原对大气环流的爬升与绕流作用所引起的水汽汇合就首先发生于该区域, 藏东南地区也是东亚地区重要的水汽通道, 由此造就了该地区复杂的天气气候(徐祥德等, 2002)。研究表明影响我国的主要天气系统多发源于藏东南区域、或经藏东南地区移出、或在藏东南地区得到发展和加强, 因此加强对藏东南边界层物理过程的研究非常有意义(叶笃正等, 1979)。该地区地形复杂, 包括高山(海拔7 000 m以上)、深壑(海拔3 000 m以下), 地表状态多样, 包括河滩、草甸、森林、冰雪等。该地区非均匀下垫面上的地气交换过程极为复杂, 这一复杂地气交换区域给正确认识青藏高原大气过程、准确预报预测天气过程带来极大的困难。

1978年5—8月, 我国开展的第一次青藏高原大气科学实验, 对青藏高原地气交换过程进行研究, 指出青藏高原夏季是一个强大的热源, 该热源在东亚天气气候的形成中起重要作用(叶笃正等, 1979)。1998年5—8月第二次青藏高原大气科学试验以地气交换为主要研究内容, 对青藏高原北部和西部地区的夏季近地层能量收支状况及其大气湍流结构的基本特征, 边界层物理过程及水热平衡等方面进行了研究, 使对青藏高原地气交换过程有了更深入的了解(李国平等, 2000)。第二次试验研究结果指出青藏高原地气热量交换在干季以感热为主, 在湿季以潜热交换为主(陶诗言等, 1999)。许多学者利用第二次青藏高原试验的资料已经对高原腹地做了比较细致的研究, 徐祥德等(2001)和周明煜等(2000)综合分析了青藏高原地-气物理过程及其动力学模型, 揭示了高原边界层动力学特征和高原湍流运动规律。刘辉志等(2000)和卞林根等(2001)分别分析了青藏高原改则和昌都地区湍流通量特征以及动量输送系数C_d和热量输送系数C_h在该地区随稳定度的变化规律。彭艳等(2005)分析了青藏高原西部、中部和东部地区近地层风速、温度和湿度的日变化特征和湍流通量特征。喜马拉雅山中部地区开展的地气交换观测研究表明青藏高原大型山地中的局地环流在地气交换过程中起重要作用(Zou et al, 2008, 2009)。喜马拉雅山东部地区观测试验指出该地区的地气交换过程明显区别于青藏高原其他地区(Zou et al, 2012)。近年来在高原东缘的边界层观测站的数据, 使对高原东缘的近地层通量时空分布有了更深层次的认识。李英等(2008)和杨智等(2010)分别分析了青藏高原东坡理塘和大理地区近地层湍流特征。WMO和其他国际组织也在青藏高原地区进行过大量有关地气交换的科学实验, 例如GAME-Tibet(王介民等, 2000)和CAMP-Tibet(马耀明等, 2006)等。但是由于各方面的条件限制, 边界层站点主要设置在高原腹地(昌都、改则、当雄), 并且资料的时间较短。为了弥补边界层观测样本的不足, 2005—2009年中日科学家合作执行了JICA(Japan International Cooperation Agency)项目, 在青藏高原东缘大理、林芝、理塘建立了能够进行长期连续观测的边界层站点, 使可以分析高原东缘特定地区边界层湍流通量的季节变化特征, 提高了青藏高原及其东部周边地区大气边界层的观测资料的数量和质量(张人禾等, 2012)。

上述大气科学试验给出了高原不同地区地气交换过程的初步认识, 但试验多集中在青藏高原中部、北部和西部, 而对于地形复杂的藏东南地区则涉及较少。在公益性行业(气象)科研专项的支持下, 中国科学院大气物理研究所和中国气象局成都高原气象研究所于2013年5—7月赴林芝的雅鲁藏布江河谷地区进行了为期近2个月的野外观测试验, 取得了不同下垫面较完整的湍流观测数据和地表辐射数据, 该项目研究的重点是藏东南地区不同下垫面的地气交换特征, 旨在为数值模式中复杂下垫面的地气交换参数化方案的改进提供参考。Zhou et al(2015)利用此次野外观测数据分析了南亚季风对藏东南地区局地大气环流和近地层湍流交换的影响。王鸽等(2014)利用此次野外观测数据分析了藏东南地区复杂下垫面能量收支的特征。李娟等(2016)也利用该套资料分析了近地层地气能量交换的特征。李斐等(2017)采用WRF模式对藏东南复杂下垫面的边界层高度和边界层垂直廓线进行了模拟, 并与此次观测数据进行了对比分析。李宏毅等(2018)利用此次观测资料, 评估了中尺度WRF模式对藏东南草地下垫面的湍流通量和地表辐射收支的模拟能力。但是对于此次观测数据, 湍流通量、地表辐射平衡分量、基本气象要素与晴、雨天转化之间的关系如何？这些变量之间的相互关系和影响如何？它们在不同天气条件下的特征如何？对此却缺少深入的研究。由于观测时间正好是春夏之交的南亚夏季风爆发前后, 可以较好地分析试验观测资料在晴雨转换时期的变化特征, 验证该资料不同要素的协同关系和可靠性。因此, 在上述工作的基础上, 利用2013年5月20日至7月9日藏东南林芝地区草地下垫面的边界层观测数据, 研究了在晴、雨转化过程中, 藏东南林芝地区草地下垫面的感热、潜热、土壤热通量、地表辐射平衡分量以及近地层气象要素的变化特征及其相互关系, 并分析了它们在不同天气条件下的特征。

藏东南雅鲁藏布江河谷地区复杂下垫面地气交换观测试验由中国科学院大气物理研究所和中国气象局成都高原气象研究所实施。本次试验时间选为南亚夏季风爆发前后, 具体有效观测时间为2013年5月20日至7月9日, 共计51天。在林芝的雅鲁藏布江河谷地区, 下垫面类型丰富, 因此试验设立了阳坡森林下垫面、阴坡森林下垫面、草地下垫面、农田下垫面、河滩下垫面以及林芝机场(草地下垫面)6个观测点, 同步观测不同下垫面的地气交换。

由于草地观测站(非机场站)的观测数据基本无缺测, 数据连续性好, 在林芝综合观测场中草地下垫面分布也较多, 因此选择草地下垫面作为研究对象。草地下垫面(非机场站): 94.69°E, 29.45°N, 海拔2 973 m, 下垫面为草地, 附近有稀疏灌丛, 草高度约0.1 m, 灌丛高度约0.9 m, 实际观测场地见图 1。主要观测仪器有自动气象站、大气涡度相关观测设备和大气辐射观测设备, 主要观测数据有常规气象要素, 近地面的大气水热和二氧化碳通量交换数据, 近地面大气辐射、地表至50 cm深度内6层的土壤温湿度和2层的热通量。自动站观测资料和辐射观测资料的时间分辨率为10 min, 湍流观测数据采样频率为10 Hz。湍流通量分析时取30 min间隔计算出来的统计量, 辐射通量处理为30 min平均值。

图 1(Figure 1)

图 1 藏东南地区实际观测中的草地下垫面 Figure 1 The grassland underlying surface in observation field in the Southeast Tibet

涡度相关系统EC由三维超声风速温度仪(GILL WINDMASTER PRO)和水汽二氧化碳分析仪(LI-COR LI-7500A)组成, 测量三维的脉动风速、超声虚温、水汽和二氧化碳的浓度, 采用CAMPBELL CR3000数据采集器进行采样。

自动气象站VAISALA MAWS201观测的要素主要为气温、气压、相对湿度、水平风向风速、太阳总辐射、地表土壤温度和雨量。

两层常规气象要素观测, 在EC系统上下高度内分别对常规气象要素进行了观测, 第一层距地面1.5 m, 第二层距地面4 m。观测要素为气温、气压、相对湿度RH、水平风向风速。

辐射平衡观测设备为HUKSEFLUX NR01四分量净辐射传感器。土壤通量观测系统设备土壤温度传感器为CAMPBELL 109L, 土壤含水量传感器为CAMPBELL CS616-L, 土壤热通量传感器为HUKSEFLUX HFP01。土壤温湿度观测为6层, 分别为地面以下2, 5, 10, 20, 30和50 cm。土壤热通量观测为2层, 分别为地面以下2 cm和5 cm。

使用Li-COR公司开发的Eddypro软件对涡动相关系统观测数据进行了质量控制, 主要包括以下几个部分: (1)通量时间平均间隔设置为30 min, 每30 min之内缺测次数超过11%时, 则视为该时刻缺测。(2)超声风速仪的倾斜订正, 采用二次坐标旋转的方法(Tanner et al, 1969)。(3)采用WPL密度订正方法考虑通量测量中密度的影响。(4)剔除野点数据, 剔除降水时段内计算的通量数据。(5)对通量数据进行插补。最后形成完整的数据序列。

由2013年5月20日至7月9日林芝综合观测区逐日累积降水量的变化特征(图 2)可知, 林芝综合观测区在试验期间共51天的日降水量的平均值为2.1 mm, 林芝站有3次明显的集中降水期:第一个集中降水期出现在5月22—24日, 5月23日的降水量为7.7 mm; 第二个集中降水期出现在5月29日到6月8日, 持续11天, 中间有1天无降水, 其中6月1日降水量为6.1 mm, 6月2日为11.8 mm; 第三个集中降水期为6月24日到7月6日, 持续时间高达13天, 其中2天无降水, 6月25—27日的降雨量分别为15.8, 19.6和12.2 mm。林芝综合观测区在5月25—28日为晴天时期, 在6月9—23日无明显降水过程, 天气以晴好为主。林芝综合观测区在观测期间的降雨日数达到30天, 占总天数的一半以上, 可知林芝已经进入了雨季, 降水比较频繁。

图 2(Figure 2)

图 2 2013年5月20日至7月9日林芝观测区逐日累积降水量的变化 Figure 2 Daily cumulated precipitation over observational area in Nyingchi from 20 May to 9 July 2013

由2013年5月20日至7月9日林芝观测区草地观测站在试验期间气温的逐日变化[图 3(a)]可见, 气温在观测期间的平均值为16.1 ℃, 从9天滑动平均可以看出气温的变化趋势是上升的, 可见从5月20日到7月9日, 随着夏季的到来, 气温是逐渐变暖的。与集中降水期相对应, 气温有3次明显的低温期:第1次在5月23—25日, 第2次在5月30日到6月6日, 第3次出现在6月24—29日。与无降水过程对应, 气温相应的偏高, 在5月26—28日以及6月9—20日温度是偏高的。总的来说, 气温与降水有着显著的负相关关系, 相关系数为-0.326, 超过了95%的信度检验。

图 3(Figure 3)

图 3 2013年5月20日至7月9日草地观测站基本气象要素的逐日变化特征 Figure 3 Daily variations of the basic meteorological elements over the grassland from 20 May to 9 July 2013

所使用的地面温度是采用观测的向上和向下长波辐射数据, 利用史蒂芬-玻尔兹曼(Stefan-Boltzmann)公式计算的, 这样可以避免地温观测过程中, 由于探头露出地表而受到太阳辐射的作用, 产生较大的观测误差。草地站的地面温度在观测期间的平均值为19.9 ℃[图 3(b)], 比平均气温高出3.8 ℃。地温与气温的变化趋势基本一致, 在降水时期, 地温偏低, 无降水时期, 地温偏高, 地温与降水的负相关系数为-0.315, 超过了95%的信度检验。

从1.5 m相对湿度的逐日变化[图 3(c)]可以看出, 在降雨时期, 湿度偏大, 在无降雨时期, 湿度偏小, 湿度与降水量有着显著的正相关关系, 相关系数达到0.46, 远超过99%的信度检验。相对湿度在观测期间51天的平均值为65.7%, 说明观测期间平均湿度较大。

从试验期间4 m风速的逐日变化[图 3(d)]可以看出, 在林芝观测区降雨时期, 风速偏小, 在无降水时期, 风速偏大。平均风速与降水量的逐日变化趋势恰好相反, 表现出“低-高-低”的变化特征。观测期间4 m高度上的风速平均值为1.9 m·s^-1。

从草地站的感热通量的逐日变化[图 4(a)]中可以看出, 感热通量在观测期间共51天的平均值为36.6 W·m^-2, 呈现出“高-低-高-低”的变化趋势, 感热通量在降水时期, 数值相对偏低, 在无降雨时期, 数值相对偏高。感热通量的逐日变化与近地面层基本气象要素的变化有着非常密切的关系, 感热与气温、地温、风速的变化趋势基本一致, 尤其与地温的变化趋势极为吻合。感热与降雨量、相对湿度的变化趋势基本相反。感热与上述因子的相关系数均很高, 其中感热与地温的正相关系数为0.76, 与风速的正相关系数高达0.794, 均通过99%的信度检验, 与降水的负相关系数达到-0.302, 通过了95%的信度检验。

图 4(Figure 4)

图 4 2013年5月20日至7月9日草地观测站湍流通量的逐日变化特征 Figure 4 Daily variations of the turbulent flux over the grassland from 20 May to 9 July 2013

草地下垫面的潜热通量在观测期间的平均值为60.7 W·m^-2, 高于感热通量的平均值, 说明观测期间潜热输送大于感热输送。潜热与感热有着相反的变化关系, 在降水时期, 潜热偏高, 在无降水时期, 潜热偏低。潜热与降雨量变化基本保持一致, 可能由于在降水时期地表的水汽含量较高造成。潜热与相对湿度也保持着相同的变化趋势。潜热的变化略微滞后于感热和降雨量的变化[图 4(b)]。

一般来说, 下垫面的水热性质决定地表的能量分配, 当下垫面水分充盈时, 能量以潜热消耗为主, 空气的湿度高而温度低; 相反, 当下垫面水分匮乏时, 能量以感热消耗为主, 空气干燥而温度高。藏东南草地下垫面在近地层地气热量交换中, 潜热输送的作用大于感热输送, 这表明了在春末和夏季, 藏东南雅鲁藏布江区域降水丰富, 地表湿润, 因此潜热交换比感热交换强度大。这与青藏高原东坡理塘站的观测结果一致, 在夏季高原东坡草甸下垫面的感热输送作用小, 潜热输送占主要地位(李跃清等, 2009)。涂钢等(2009)研究结果也表明, 在夏季, 半干旱区退化草地和农田下垫面潜热通量所占净辐射的比例超过感热通量。同时很多学者研究结果表明, 在干旱条件下, 则是感热通量占主导地位(Bagayoko et al, 2007; 张强等, 2003; 岳平等, 2011; 周德刚等, 2012)。

观测期间向下短波辐射DR的逐日变化, 平均值约为221.5 W·m^-2。向下短波辐射与感热通量有着非常一致的变化趋势, 在降雨时期, 数值偏低, 在无降雨时期, 数值偏高。向下短波辐射与感热通量的正相关系数达到了0.869, 与降水量的负相关系数为-0.33[图 5(a)]。

图 5(Figure 5)

图 5 2013年5月20日至7月9日草地观测站地表辐射平衡各分量的逐日变化特征 Figure 5 Daily variations of the components of surface radiation balance over the grassland from 20 May to 9 July 2013

向上短波辐射UR的平均值约为39.3 W·m^-2。向上短波辐射与向下短波辐射的逐日变化非常一致, 相关系数高达0.998, 原因在于反射辐射只与太阳总辐射和地表反照率的变化有关, 因此向上短波辐射与太阳总辐射能够保持一致性[图 5(b)]。

向下长波辐射DLR与向下短波辐射和向上短波辐射的变化趋势正好相反, 在降雨时期, 大气向下长波辐射偏高, 无降雨时期, 大气向下长波辐射偏低[图 5(c)]。向下长波辐射是大气向地面发射的能量, 与距地面1 km左右底层大气温度密切相关, 而该层大气的温度取决于云量和水汽等。因此, 由图分析得出大气向下长波辐射与相对湿度[见图 3(c)]有着显著的正相关关系, 相关系数高达0.748, 远超过99%的信度检验。向下长波辐射的平均值约为349.4 W·m^-2。

向上长波辐射ULR的逐日变化趋势与向下短波辐射和向上短波辐射具有非常好的一致性[图 5(d)], 其中向上长波辐射与向下短波辐射的相关系数达到0.552。地面向上长波辐射跟地面温度有着直接的关系, 地面温度越高, 向上长波辐射越大, 反之则相反, 因此向上长波辐射与地面温度[图 3(b)]保持了同步的逐日变化趋势, 两者的正相关系数高达0.999。向上长波辐射的平均值为417.3 W·m^-2。

所有辐射分量平衡的结果即为净辐射Rn, 它用于衡量地表面最终通过辐射获得能量的大小。净辐射与向下短波辐射和向上短波辐射均保持了非常一致的变化趋势[图 5(e)], 表明向下短波辐射是净辐射变化的主导因素, 净辐射与向下短波辐射的正相关系数高达0.936。净辐射的平均值为114.4 W·m^-2, 最高值为189.4 W·m^-2, 最低值61.0 W·m^-2。

地表反照率是指地表对入射的太阳辐射的反射通量UR与入射的太阳辐射通量DR的比值, 决定了多少辐射能被下垫面所吸收, 反映了地表对太阳辐射的反射能力, 是地面本身的特性, 其变化与下垫面特征, 如植被覆盖、粗糙度、土壤湿度(颜色)和太阳高度角以及天气状况等有一定的关系, 它决定了地表和大气间的辐射能量分配, 因而是地表能量平衡研究中的一个重要参数。从图 5(f)可以看出, 地表反照率与向下短波辐射和向上短波辐射具有一致的变化趋势, 与降水有着相反的变化趋势。分析可得, 在降水时期, 地表反照率偏低, 在无降水时期, 地表反照率较高, 这反映了天气因素和土壤湿度对地表反照率的影响, 降水通过增加土壤湿度, 加深了土壤颜色, 从而降低了地表反照率, 这证明了降水对反照率是有很大影响的。

地表反照率在观测期间的平均值为0.18, 最高值为0.204, 最低值为0.157。该草地下垫面的地表反照率大于理塘地区夏季草地的地表反照率0.164(李跃清等, 2009), 与CAMP/Tibet试验、TIPEX试验中6月份的观测结果相比较(李英等, 2006), 草地站地表反照率大于拉萨(0.17)、当雄(0.17), 那曲(0.169)和昌都(0.16), 小于改则地区(0.31)和五道梁地区(0.20)。

草地站2 cm深的土壤热通量平均值为9.6 W·m^-2[图 6(a)], 5 cm深的平均值为6.8 W·m^-2[图 6(b)], 两层的土壤热通量有着极为一致的变化。土壤热通量与感热的逐日变化趋势一致, 都是在降水时期, 数值偏低, 在无降雨时期, 数值偏高。土壤热通量与向下短波辐射有着密切的关系, 无降雨时期, 太阳总辐射偏大, 导致地面吸收的辐射增多, 地面温度升高, 能量向下传导加强, 因此导致土壤热通量偏大。因此, 分析可以得到土壤热通量与太阳总辐射[见图 5(a)]有着显著的正相关关系, 5 cm深的土壤热通量与太阳总辐射的相关系数为0.848, 远超过99%的信度检验。

图 6(Figure 6)

图 6 2013年5月20日至7月9日草地观测站土壤热通量的逐日变化特征 Figure 6 Daily variations of the soil heat flux over the grassland from 20 May to 9 July 2013

选取2013年6月10日为典型晴天个例, 当天无降水, 平均相对湿度为41.4%。选取6月4日为典型阴天, 当天的降水量为0.4 mm, 平均相对湿度为78.2%。由图 7中可以看出, 在典型晴天和阴天天气下, 感热通量和潜热通量均表现出显著的日变化特征, 晴天条件下的感热和潜热的日变化均比阴天条件下的变化剧烈, 在白天[07:00(北京时, 下同)—19:00], 感热和潜热在晴天天气下均大于阴天天气下。晴天天气下, 感热和潜热的日峰值为171.1 W·m^-2和357.6 W·m^-2, 阴天天气下, 感热和潜热的日峰值为64.2 W·m^-2和155.6 W·m^-2, 分别占晴空天气下日峰值的37.5%和43.5%。

图 7(Figure 7)

图 7 典型晴天和阴天天气条件下草地观测站湍流通量的日变化特征 Figure 7 Diurnal variations of the turbulent flux over the grassland under typical sunny day and cloudy day

通过典型晴天和阴天条件下的地表辐射平衡各分量的日变化特征(图 8)可以看出, 除了向下长波辐射, 地表辐射平衡的其他分量均表现出显著的日变化特征, 并且晴天天气下的日变化振幅远大于阴天天气下的日变化。在白天, 除了向下长波辐射, 辐射平衡的其他分量在晴天条件下的数值远大于阴天条件下的数值; 在夜间, 向上长波辐射、净辐射和5 cm深土壤热通量则在阴天天气下的数值大于晴天天气下的数值。向下长波辐射则在阴天全天的数值大于晴天的数值, 这是因为向下长波辐射与云量覆盖和水汽有着正相关关系, 阴天云量和水汽多, 则向下长波辐射强。太阳总辐射、向上短波辐射、向上长波辐射、净辐射和5 cm深土壤热通量在晴天条件下的日峰值分别为1 114.0, 196.3, 520.3, 684.2和86.2 W·m^-2, 在阴天条件下的日峰值分别为453.5, 76.1, 436.4, 320.4和29.6 W·m^-2, 仅占晴天条件下的日峰值的40.7%, 38.8%, 83.9%, 46.8%和34.3%。

图 8(Figure 8)

图 8 典型晴天和阴天天气条件下草地观测站地表辐射平衡各分量的日变化特征 Figure 8 Diurnal variations of the components of surface radiation balance over the grassland under typical sunny day and cloudy day

利用草地站的自动气象站的观测数据, 分析得出草地下垫面的基本气象要素在典型晴天和阴天均表现出显著的日变化特征。气温[图 9(a)]和地面温度[图 9(b)]具有一致的日变化趋势, 均表现为早晚低, 中午高的特点, 气温和地温的最低值均出现在早晨, 最高值出现午后。地温高于气温, 气温的日最高值在晴天为25.0 ℃, 在阴天为18.1 ℃, 而地温的日最高值在晴天可达38.2 ℃, 在阴天为23.7 ℃。在白天时, 气温和地面温度在晴天大于阴天的; 在早晚, 则是晴天的小于阴天。相对湿度表现出与气温和地面温度相反的日变化趋势, 最大值出现在早晨, 最低值出现在午后[图 9(c)]。在白天, 气温和地温偏高时, 相对湿度则偏低; 在夜间, 气温和地温偏低时, 相对湿度反而偏高。相对湿度在晴天的值小于阴天, 相对湿度在晴天的日平均值为41.4%, 最大值为87.4%, 最小值为7.1%;在阴天的日平均值为78.2%, 最大值为95.2%, 最小值为51.8%。风速的日变化表现为最小值出现在早晨, 最大值出现在中午。风速在大部分时间都是晴天大于阴天, 4 m风速在晴天的日平均值为2.7 m·s^-1, 最大值为5.5 m·s^-1, 在阴天的日平均值为1.8 m·s^-1, 最大值为5.1 m·s^-1[图 9(d)]。

图 9(Figure 9)

图 9 典型晴天和阴天天气条件下草地观测站基本气象要素的日变化特征 Figure 9 Diurnal variations of the basic meteorological elements over the grassland under typical sunny day and cloudy day

利用藏东南林芝地区草地下垫面2013年5月20日至7月9日的野外观测数据, 研究了草地下垫面的近地层基本气象要素、湍流通量和地表辐射收支平衡各分量的变化特征及其相互关系, 并对比分析了它们在典型晴天和阴天条件下日变化的异同。总的来说, 藏东南林芝地区草地下垫面的湍流通量、辐射分量及基本气象要素的变化可以较好地描述该地区晴、雨期的转化过程。同时, 这些变量之间有着非常密切的协同变化关系, 相关系数高, 吻合度好, 表明该边界层观测数据具有可靠性, 可为数值模式在藏东南地区地气交换过程的模拟提供重要的数据基础。得到以下主要结论:

(1) 在观测期间, 林芝观测区有3次集中降雨期, 草地站的气温、地面温度、风速在集中降雨期均偏低, 而相对湿度则在降雨期偏高。观测期间林芝观测区的降雨日数达到30天, 占总天数的一半以上。在观测期间, 草地下垫面的平均气温为16.1 ℃, 平均地温为19.9 ℃, 平均相对湿度为65.7%, 平均4 m风速为1.9 m·s^-1。

(2) 感热与降水量的变化相反, 有降水时, 感热偏低; 无降水时, 感热偏高。土壤热通量与感热的逐日变化保持一致, 潜热的变化则与感热相反。在观测期间, 感热平均值为36.6 W·m^-2, 潜热平均值为60.7 W·m^-2, 说明该地区雨季开始后潜热输送占主导地位。

(3) 感热、降水量与向下短波辐射的变化, 以及向上短波辐射、向下长波辐射、向上长波辐射、净辐射、地表反照率和土壤热通量与向下短波辐射均具有较好的相关关系。降水对地表反照率有较大的影响并呈相反的变化特征, 降水通过增加土壤湿度, 加深了土壤颜色, 从而降低了地表反照率。地表反照率在观测期间的平均值为0.18, 大于理塘地区夏季草地的地表反照率, 也大于夏季拉萨、当雄、那曲和昌都, 小于改则地区和五道梁地区。

(4) 晴天条件下感热和潜热的日变化均比阴天条件下的变化剧烈, 白天感热和潜热在晴天天气下的值均大于阴天的值。除了向下长波辐射, 其他地表辐射平衡分量在晴天天气下的数值和日变化振幅远大于阴天; 在夜间, 向上长波辐射、净辐射和土壤热通量则在阴天天气下的数值大于晴天。

(5) 地温的日峰值大于气温的日峰值, 相对湿度最大值出现在早晨, 最低值出现在午后, 而风速的最小值出现在早晨, 最大值出现在中午。

本次观测试验开展的时间较短, 数据长度仅为51天, 因此相关结论存在一定的局限性, 今后需用更长时间的资料进行验证。数据时间太短, 因此也无法分析藏东南地区地气能量交换的季节变化和年际变化特征, 这些都是今后有待研究的问题。藏东南地区地形复杂, 地表状况多样, 不同类型下垫面的地气能量交换特征有着很大的差异, 而本文仅仅是对下垫面分布比较广泛的草地下垫面的地气能量交换过程进行了分析, 而不同下垫面如农田下垫面、森林下垫面、河滩下垫面等的地气能量交换特征及其变量之间的相互关系如何, 则是需要进一步研究的。未来研究中, 还需要对高原地区不同的试验区及其影响进行比较分析。