東北半干旱地區(qū)夏季能量水分傳輸過(guò)程分析

任兆鵬 ，盧宇坤 ，謝 豐

（1.青島市氣象局，山東 青島266003；2.青島市氣象災(zāi)害防御工程技術(shù)研究中心，山東 青島266003；3.成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川 成都610225）

自然因素和人類活動(dòng)是影響全球氣候變化的主要因素，特別是人類活動(dòng)的影響尤為突出。雖然陸地面積僅占全球表面積的1/3，但是人類活動(dòng)主要集中在陸地表面，同時(shí)由于陸地表面復(fù)雜的地形、植被等狀況，因此陸—?dú)庀嗷プ饔脤?duì)于全球氣候變化有著重大影響，研究陸—?dú)庀嗷プ饔脤?duì)于研究全球氣候變化異常有著重要意義[1-4]。陸地面積中有30%為半干旱區(qū)，半干旱區(qū)作為濕潤(rùn)區(qū)和干旱區(qū)的過(guò)渡帶，水資源缺乏，植被覆蓋率較低[5]，生態(tài)系統(tǒng)十分脆弱，容易形成水土流失、沙塵暴等自然災(zāi)害[6]。因此對(duì)于半干旱區(qū)的陸—?dú)庀嗷プ饔玫难芯烤哂胸S富的科學(xué)價(jià)值[7-8]。

近年來(lái)我國(guó)對(duì)于半干旱地區(qū)的氣象研究已逐漸增多，在半干旱區(qū)開(kāi)展了許多陸面過(guò)程觀測(cè)試驗(yàn)，對(duì)半干旱地區(qū)的能量水分變化、能量平衡認(rèn)識(shí)逐步加深[9-11]。研究表明半干旱地區(qū)能量不閉合現(xiàn)象普遍存在。土壤濕度是半干旱區(qū)中能量、水分循環(huán)和物質(zhì)交換中最主要且最為敏感的因子[12]。當(dāng)充分考慮了土壤熱存儲(chǔ)后，地表能量閉合率可有效提高[13]。沙漠地區(qū)分析能量閉合時(shí)必須考慮土壤熱儲(chǔ)的作用，并與綠洲地區(qū)存在顯著差異[14]。對(duì)于半干旱地區(qū)能量水分傳輸?shù)臋C(jī)制研究，目前多集中在我國(guó)西北地區(qū)[15-16]，東北半干旱區(qū)的研究相對(duì)較少。謝安等[17]研究了東北地區(qū)50 a 的干旱趨勢(shì)，涂剛[18]研究指出不同土地利用對(duì)陸氣間能量和物質(zhì)交換過(guò)程的不同影響。文小航等[19-20]利用WRF 模式模擬了東北半干旱區(qū)夏季地表輻射與能量分量的區(qū)域分布特征。

2015 年夏季錦州地區(qū)降水異常偏少且時(shí)空分布極為不均，平均降水量為1951 年有氣象記錄以來(lái)同期降水第四少年[21]。此次干旱過(guò)程致錦州市近一半的農(nóng)田受到不同程度的影響，使該地區(qū)大部分玉米不能結(jié)穗、開(kāi)花、授粉，灌漿嚴(yán)重受阻，坡地玉米基本絕收，屬于水資源極度匱乏的夏季?；诖?，本文選擇錦州通量觀測(cè)站作為代表站，通過(guò)分析2015 年8 月錦州通量觀測(cè)站的實(shí)測(cè)資料，以期從觀測(cè)角度出發(fā)提高對(duì)于東北半干旱區(qū)夏季能量水分傳輸過(guò)程的認(rèn)識(shí)，為半干旱區(qū)的農(nóng)業(yè)生態(tài)系統(tǒng)的維持和發(fā)展提供支持。

1 研究區(qū)域及數(shù)據(jù)資料概況

1.1 研究區(qū)域概況

錦州市位于遼寧省的西南部、“遼西走廊”東部，是連接華北和東北兩大區(qū)域的交通樞紐。錦州市地處歐亞大陸東部，屬暖溫帶半濕潤(rùn)氣候，春季溫和多風(fēng)，夏季高溫多雨，秋季溫涼晴朗，冬季寒冷干燥，降水集中，風(fēng)力較大[22]。錦州觀測(cè)站位于121.20°E，41.14°N，海拔 22 m，面積 0.5 km2，觀測(cè)高度 3.3 m，觀測(cè)站周圍為農(nóng)田，下墊面植被茂密，主要種植玉米等作物。

2015 年夏季錦州地區(qū)總體的氣候特點(diǎn)為：（1）季平均氣溫偏高，日最高氣溫超過(guò)30 ℃日數(shù)為有氣象記錄以來(lái)第五多。降水異常偏少且時(shí)空分布極為不均，僅出現(xiàn)一次局地暴雨天氣。2015 年夏季該地區(qū)平均降水量為190.3 mm，比歷年同期偏少5 成，為1951 年有氣象記錄以來(lái)同期降水第四少年份，并且降水時(shí)空分布極為不均；（2）夏季全區(qū)平均日照時(shí)數(shù)為727 h，比歷年同期偏多47 h。（3）夏季遭遇1951 年有氣象記錄以來(lái)同期最為嚴(yán)重的干旱。6 月21 日—7 月28 日近40 d 錦州、凌海累積降水量?jī)H為5 mm 左右，為1951 年有氣象記錄以來(lái)同期降水量最少的年份，造成大部分農(nóng)田出現(xiàn)中到重度甚至特旱的局面，干旱程度及干旱面積為歷史所罕見(jiàn)。

1.2 資料概況

本文所使用的數(shù)據(jù)來(lái)自2015 年錦州通量觀測(cè)站的實(shí)測(cè)資料和中國(guó)地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集。

錦州通量觀測(cè)站使用的儀器型號(hào)有空氣溫濕度計(jì) （HMP45C）、水汽和 CO2分析儀 （Li-Cor，Li-7500）、輻射計(jì)（Kipp&Zonen，CNR-1 或者 Eppley、PSP 和 PIR）、土壤濕度計(jì)（Campbell，CS616）、土壤熱通量板（REBS，HFT-3，HFP01 probe）等。這些觀測(cè)儀器性能先進(jìn)，精度較高，且都經(jīng)過(guò)統(tǒng)一標(biāo)定和維護(hù)。觀測(cè)數(shù)據(jù)經(jīng)過(guò)統(tǒng)一的質(zhì)量控制：在采集過(guò)程中通過(guò)遠(yuǎn)程監(jiān)控及定期實(shí)地檢查兩種方式對(duì)數(shù)據(jù)的質(zhì)量進(jìn)行控制，后期處理中對(duì)渦動(dòng)相關(guān)通量數(shù)據(jù)采用英國(guó)愛(ài)丁堡大學(xué)發(fā)展的EdiRe 軟件進(jìn)行野點(diǎn)去除、坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)、湍流平穩(wěn)性計(jì)算以及H2O 和CO2滯后修正等處理程序，然后做進(jìn)一步的質(zhì)量控制，輸出較為真實(shí)的數(shù)據(jù)[20]。本文使用了通量觀測(cè)站實(shí)測(cè)資料中的凈輻射RN、向下短波輻射DSR、向上短波輻射USR、向下長(zhǎng)波輻射DLR、向上長(zhǎng)波輻射ULR、感熱通量H、潛熱通量LE、5 cm 土壤溫度、10 cm 土壤溫度、濕度、含水量、熱通量；CO2通量和密度的每半小時(shí)數(shù)據(jù)。

中國(guó)地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集包含了1951 年1 月1 日以來(lái)中國(guó)824 個(gè)基準(zhǔn)、基本氣象站的站氣壓、氣溫、降水量、蒸發(fā)量、相對(duì)濕度、風(fēng)向風(fēng)速、日照時(shí)數(shù)和0 cm 地溫要素的日值數(shù)據(jù)。數(shù)據(jù)處理方法為日平均值統(tǒng)計(jì)方法，即利用地面氣象月報(bào)數(shù)據(jù)文件或?qū)崟r(shí)庫(kù)中提取得到的各要素逐日4 次定時(shí)（02時(shí)、08 時(shí)、14 時(shí)、20 時(shí)）觀測(cè)數(shù)據(jù)，統(tǒng)計(jì)其各要素的日平均值。本文使用了數(shù)據(jù)集中2015 年錦州站的氣溫、降水量、蒸發(fā)量、相對(duì)濕度的日值數(shù)據(jù)。

1.3 研究方法

本文主要分析錦州站夏季8 月凈輻射、向下短波輻射、向上短波輻射、向下長(zhǎng)波輻射、向上長(zhǎng)波輻射的年、月、日平均值。由于感熱通量、潛熱通量、CO2通量和密度的數(shù)據(jù)缺失較多，故選取2015 年8月3—22 日有完整連續(xù)數(shù)據(jù)的20 個(gè)觀測(cè)日，分析近地層的各種氣象要素、淺層土壤溫濕度、各種輻射通量、地表能量通量和CO2通量和密度等的晝夜變化特征，用線性擬合方法對(duì)20 個(gè)觀測(cè)日的能量平衡進(jìn)行估計(jì)分析。因?yàn)橥坑^測(cè)站的渦度相關(guān)儀在降水時(shí)觀測(cè)誤差較大，所以在線性擬合時(shí)剔除了有降水過(guò)程發(fā)生時(shí)的數(shù)據(jù)。

本文根據(jù)向下短波輻射的正負(fù)值變換的時(shí)刻作為劃分白天和夜間的分界時(shí)刻，即07—18 時(shí)為白天，19 時(shí)—次日06 時(shí)為夜間。

由于地表熱通量G 難以直接測(cè)量，本文采取以下方程得到[23-24]：

式中：G 為地表熱通量；G0.05為 5 cm 土壤熱通量，單位為J/s；Cs為土壤體積熱容量，單位為J/cm3·℃；T為0~5 cm 土壤層的平均溫度；z 為5 cm。

式中：（1-ηsat）ρdCd為干土壤體積熱容量，錦州站土壤質(zhì)地為黏壤土，對(duì)應(yīng)值為1.23 MJ/（m3·K），ηw為5 cm 土壤體積含水量；ρw為液態(tài)水密度（1.00×103kg/m3）；CW為液態(tài)水的比熱容（4.18×103J/（kg·℃））。

地表能量平衡公式為[25]：

其中，Rn為凈輻射，H 為感熱通量，LE 為潛熱通量，G 為地表熱通量，S 為植物冠層的熱儲(chǔ)量（如光合作用），由于觀測(cè)站植被高度較低，S 忽略不計(jì)，Q 為其他形式的熱儲(chǔ)量，一般Q 值較小忽略不計(jì)。因此，能量閉合率可表示為

2 觀測(cè)分析

2.1 地表氣象要素與土壤溫濕度觀測(cè)分析

2015 年8 月份的觀測(cè)數(shù)據(jù)中，降水量分別為8月 8 日為 34.2 mm、9 日 6 mm、19 日 20.7 mm、20 日21.5 mm、22 日4.7 mm，其他時(shí)間均無(wú)明顯降水。由圖1 可以看出，在7 日和8 日有降水發(fā)生時(shí)，日最低氣溫Tmin和日平均氣溫Tmean略有下降，但日最高氣溫Tmax無(wú)下降，反而在后續(xù)幾天內(nèi)上升（圖1a）。這是由于前期已經(jīng)持續(xù)高溫干旱，一次降水過(guò)程并不能造成氣溫迅速下降。土壤溫度在8 日降水發(fā)生后有下降趨勢(shì)，并且在后續(xù)幾天內(nèi)逐漸升高。土壤濕度在8 日降水后，快速增大至25%，隨后土壤濕度下降，干旱繼續(xù)持續(xù)。蒸發(fā)量也在降水后快速增加，并達(dá)到峰值（圖1f）。土壤表層水分主要由于蒸發(fā)損失和下層土壤水分向上補(bǔ)充兩個(gè)過(guò)程來(lái)平衡。一般在日出后2 h 蒸發(fā)大于下層土壤水分的補(bǔ)充，表層土壤含水量達(dá)到峰值，在日落前約2 h 蒸發(fā)開(kāi)始小于下層土壤補(bǔ)充，表層土壤含水量達(dá)到谷值。土壤每日損失的水分主要是補(bǔ)充給表層土壤以供蒸發(fā)，然而每日下層給表層的補(bǔ)充量遠(yuǎn)小于表層土壤本身的蒸散損失，所以造成土壤濕度的持續(xù)下降（圖1d）。

19 日和20 日受降水過(guò)程影響均有明顯降溫過(guò)程。這也是和8 日降水過(guò)程最主要的區(qū)別。平均氣溫Tmean由27 ℃降至21 ℃左右，最低氣溫Tmin由24 ℃降至18 ℃以下，降幅達(dá)6 ℃。20 d 內(nèi)平均比濕為14.75 g/kg，比濕的變化范圍為11.5~17.7 g/kg，其中17 日比濕到達(dá)極大值17.7 g/kg，表明當(dāng)時(shí)局地水汽條件充沛，為之后的降水過(guò)程提供了水汽條件，在19 日、20 日的降水過(guò)程之后，比濕明顯下降（圖1b）。比濕也由降水發(fā)生前的峰值18 g/kg 降至12 g/kg 以下，說(shuō)明空氣中的大部分水汽已轉(zhuǎn)化為降水。土壤溫度更是由30 ℃降至25 ℃左右，土壤的熱量被水分吸收。土壤濕度也突增至40%，并且此時(shí)蒸發(fā)量也降至最小，甚至為0。此次降水過(guò)程和8 日的降水過(guò)程最大的區(qū)別在于連續(xù)兩天降水，大氣中的大部分熱量被水汽帶走，所以造成大幅度降溫。

圖1 2015 年8 月3—22 日錦州站近地面氣象要素和土壤溫濕度變化

比濕與下墊面的蒸發(fā)量有相互聯(lián)系的關(guān)系。對(duì)比圖1b 和圖1f 可以看出，一般情況下，比濕較大時(shí)，空氣中水汽較為充沛，因而地表的蒸發(fā)量相對(duì)應(yīng)較?。欢葷褫^小時(shí)，空氣中水汽條件較差，因而地表的蒸發(fā)量較大[26]。

土壤濕度是半干旱區(qū)陸氣相互作用的的重要因子，降水對(duì)土壤濕度、蒸發(fā)、能量分配和植被物候會(huì)產(chǎn)生顯著影響[27]。受降水過(guò)程影響，8 日和19 日的5 cm、10 cm 土壤濕度均有明顯升高，伴隨降水過(guò)程的持續(xù)，20—22 日的土壤濕度也比其他時(shí)間的土壤濕度高。5 cm、10 cm 的平均土壤濕度分別為17.58%、18.09%。因?yàn)檩^深層土壤受到地表因素和太陽(yáng)輻射的影響較弱，所以10 cm 土壤濕度與5 cm 土壤濕度相比，10 cm 土壤濕度的日變化幅度較小，而且在降水過(guò)程之后10 cm 的土壤濕度的減小速率也更?。▓D 1d）。

土壤溫度主要受太陽(yáng)輻射影響。白天地表吸收太陽(yáng)輻射，積蓄能量，土壤溫度持續(xù)升高，淺層土壤獲得能量向深層傳遞；夜間無(wú)太陽(yáng)輻射，深層土壤儲(chǔ)存的能量向地表傳遞，同時(shí)地表持續(xù)向外發(fā)射長(zhǎng)波輻射，向大氣傳輸熱量，淺層土壤溫度持續(xù)下降。5 cm、10 cm 平均土壤溫度分別26.50 ℃、26.58 ℃。5 cm土壤溫度在14—15 時(shí)達(dá)到峰值，由于溫度向深層傳遞作用，10 cm 土壤溫度在18—19 時(shí)達(dá)到峰值，滯后約4 h。同時(shí)土壤溫度還會(huì)受到降水等因素的影響，例如19 日的降水過(guò)程之后，5 cm、10 cm 土壤溫度均有明顯降低。

2.2 近地面CO2 通量和密度觀測(cè)分析

白天由于光合作用占主導(dǎo)地位，生態(tài)系統(tǒng)總體作用表現(xiàn)為碳匯，夜間光合作用減弱，呼吸作用、化石燃料燃燒等其他釋放碳化物的活動(dòng)占主導(dǎo)地位，生態(tài)系統(tǒng)總體作用表現(xiàn)為碳源[28]。研究表明從全年的平均觀測(cè)來(lái)看，遼寧中部、西部及北部地區(qū)則出現(xiàn)明顯的碳排放[29]。從8 月錦州站近地面CO2觀測(cè)分析可以看出（圖2），白天CO2通量為負(fù)值，夜晚CO2通量為正值。CO2通量在6—7 時(shí)由正值轉(zhuǎn)為負(fù)值，在18—19 時(shí)由負(fù)值轉(zhuǎn)為正值，其中碳吸收峰值在11 時(shí)左右。觀測(cè)站的碳排放的平均值為0.27 mg/（m2·s），碳吸收的平均值為-0.61 mg/（m2·s）。20 d 內(nèi)總體CO2通量的平均值為-0.17 mg/（m2·s），表明夏季錦州地區(qū)表現(xiàn)為一個(gè)較弱的碳匯。影響CO2密度的因素與影響CO2通量的因素基本相同，所以CO2密度的日變化曲線與CO2通量日變化曲線趨勢(shì)基本一致。白天地表的生態(tài)系統(tǒng)表現(xiàn)為碳吸收，CO2密度持續(xù)減小，在15—16 時(shí)降低至最小值；夜晚地表的生態(tài)系統(tǒng)表現(xiàn)為碳排放，CO2密度持續(xù)增加。20 d 內(nèi)CO2密度的平均值為419.37 mg/m3。兩次降水過(guò)程發(fā)生時(shí)，CO2通量和CO2密度均發(fā)生較大波動(dòng)。CO2通量在降水發(fā)生時(shí)可達(dá)-2 mg/（m2·s），說(shuō)明此時(shí)有強(qiáng)烈的碳匯過(guò)程。CO2密度在降水期間異常增加，可達(dá)550 mg/m3，在無(wú)降水期間CO2密度維持在較低的水平。這可能是由于降水發(fā)生時(shí)，氣流從其他地方帶來(lái)CO2的增加導(dǎo)致。若無(wú)降水發(fā)生時(shí)，大氣層結(jié)較為穩(wěn)定，農(nóng)作物持續(xù)吸收CO2，保持一個(gè)較弱的碳匯和較低的CO2密度。

3 地表輻射傳輸與能量平衡

3.1 輻射通量變化觀測(cè)分析

圖2 錦州站2015 年8 月3—22 日近地面CO2通量和密度變化

通過(guò)分析輻射觀測(cè)資料看出，向下短波輻射的日變化曲線為明顯的單峰型（圖3）。向下短波輻射主要受太陽(yáng)高度角影響，晴朗天氣條件下，日出后隨著太陽(yáng)高度角不斷增大，向下短波輻射也隨之增大。一般在11—12 時(shí)達(dá)到峰值，之后隨太陽(yáng)高度角減小而減小。觀測(cè)期內(nèi)向下短波輻射最大峰值為988.5 W/m2，峰值的平均值為835.1 W/m2。同時(shí)向下短波輻射也受云量、天氣過(guò)程等影響，向下短波輻射的峰值也存在一些較小值。例如19 日天氣條件為陣雨，向下短波輻射峰值僅為528.9 W/m2。向上短波輻射日變化曲線也為單峰型，與向下短波輻射變化趨勢(shì)基本一致，向上短波輻射峰值變化范圍為81.7~132.3 W/m2。

地表反照率表示地表對(duì)太陽(yáng)輻射的反射能力，是一個(gè)廣泛應(yīng)用于地表能量平衡、全球氣候變化研究的重要參數(shù)。地表反照率主要受土壤濕度、土壤顏色等因素影響[30]。圖3b 中，地表反照率的日變化趨勢(shì)大致為“U”型，最小值出現(xiàn)在13—14 時(shí)。因?yàn)橐归g無(wú)向下短波輻射，所以夜間無(wú)地表反照率。通過(guò)研究發(fā)現(xiàn)在陰雨天氣條件下，地表反照率較大，觀測(cè)期內(nèi)的平均地表反照率為0.18。

圖3 錦州站2015 年8 月3—22 日向下短波輻射、向上短波輻射、向上長(zhǎng)波輻射、向下長(zhǎng)波輻射和地表反照率的20 d 連續(xù)變化

向上長(zhǎng)波輻射的變化范圍為390.9~550.1 W/m2，向下長(zhǎng)波輻射變化范圍為332.6~461.7 W/m2。向上長(zhǎng)波輻射主要受地表溫度影響，白天隨著地表持續(xù)吸收太陽(yáng)直接輻射，地表溫度持續(xù)上升，向上長(zhǎng)波輻射逐漸增加。在晴朗天氣條件下，向上長(zhǎng)波輻射在每日15 時(shí)左右達(dá)到峰值，在陰雨天氣條件下，由于降水過(guò)程對(duì)地表溫度的影響，向上長(zhǎng)波輻射達(dá)到峰值的時(shí)刻會(huì)受到影響。例如，8 月19 日的向上長(zhǎng)波輻射在11 時(shí)達(dá)到峰值，為494.9 W/m2。在晴朗的天氣條件下，向上長(zhǎng)波輻射的日變化曲線也有一個(gè)明顯的單峰，但是由于向下長(zhǎng)波輻射受云量、大氣層溫度、大氣層濕度等多種因素影響，向下長(zhǎng)波輻射的日變化并沒(méi)有一個(gè)較好趨勢(shì)。

3.2 地表能量通量變化觀測(cè)分析

通過(guò)分析地表能量通量觀測(cè)發(fā)現(xiàn)，各種地表能量通量均有明顯的日變化規(guī)律（圖4）。感熱通量的日變化幅度小于潛熱通量的日變化幅度。觀測(cè)期內(nèi)感熱通量的平均值為29.7 W/m2，潛熱通量的平均值為71.9 W/m2，潛熱通量明顯大于感熱通量，表明夏季降水充足的情況下，錦州地區(qū)陸—?dú)庵g的能量交換主要依賴于水汽相變的潛熱輸送為主。地表熱通量變化范圍為-98.9 ~ 42.8 W/m2，平均值為4.9 W/m2。夜間各種輻射通量都存在負(fù)值，其中凈輻射的平均值為-47.5 W/m2，感熱通量的平均值為-14.0 W/m2，潛熱通量的平均值為-16.3 W/m2，地表熱通量的平均值為-7.7 W/m2。凈輻射、地表熱通量的負(fù)值代表地面向大氣傳輸能量，感熱通量、潛熱通量的負(fù)值表示大氣向地表傳輸能量。

圖4 錦州站2015 年8 月3—22 日凈輻射、感熱通量、潛熱通量、地表熱通量

3.3 能量閉合率

由于通量觀測(cè)站的渦度相關(guān)儀在降水時(shí)觀測(cè)誤差較大，所以在線性擬合時(shí)剔除了有降水過(guò)程發(fā)生時(shí)的數(shù)據(jù)。通過(guò)線性擬合法對(duì)能量閉合率進(jìn)行分析。由圖5 看出，過(guò)原點(diǎn)（y=kx）的線性擬合方法比帶截距（y=kx+b）的線性擬合方法得到的能量閉合率高5%，并且復(fù)相關(guān)系數(shù)（R2）也高0.02，表明過(guò)原點(diǎn)（y=kx）的線性擬合方法的擬合程度更高，所以在之后的分析中都采用過(guò)原點(diǎn)（y=kx）的線性擬合方法。同時(shí)，無(wú)論哪種擬合方法，能量閉合率都＜1，表明能量不閉合是個(gè)普遍存在的現(xiàn)象。

當(dāng)考慮土壤熱儲(chǔ)量的影響時(shí)，運(yùn)用觀測(cè)到的5 cm土壤熱通量數(shù)據(jù)G0.05來(lái)計(jì)算地表熱通量G，以Rn-G作為有效能量進(jìn)行線性擬合；不考慮土壤熱儲(chǔ)量則是直接用觀測(cè)到的5 cm 土壤熱通量數(shù)據(jù)G0.05，來(lái)計(jì)算Rn-G0.05以作為有效能量進(jìn)行線性擬合?？梢园l(fā)現(xiàn)，無(wú)論是在白天、夜間還是全天數(shù)據(jù)的情況下，考慮土壤熱儲(chǔ)量所得到能量閉合率比不考慮土壤熱儲(chǔ)量得到的能量閉合率高2%~3%（圖6）。表明一般情況下，地表的熱通量＞5 cm 土壤熱通量，即能量在土壤中傳輸時(shí)會(huì)損失一部分能量，所以在考慮能量平衡時(shí)，不能忽略土壤熱儲(chǔ)量。

只考慮白天數(shù)據(jù)所得到的能量閉合率與考慮全天數(shù)據(jù)所得到的能量閉合率基本相同。因?yàn)橐归g沒(méi)有接受太陽(yáng)輻射能量，夜間凈輻射、潛熱通量和感熱通量＜0 且數(shù)值較小，所以在考慮能量平衡時(shí)可以忽略夜間數(shù)據(jù)。

為了研究云量對(duì)能量閉合率的影響，選取2015年 8 月觀測(cè)期內(nèi)，多云條件下 14 日、17 日、18 日和晴天條件下10 日、11 日、12 日的數(shù)據(jù)為代表進(jìn)行對(duì)比分析（表 1，表 2）。

圖5 2015 年8 月3—22 日錦州站的能量平衡狀況

圖6 錦州站2015 年8 月3—22 日能量平衡狀況

對(duì)比不同天氣條件下的線性擬合結(jié)果，晴朗天氣條件下的能量閉合率都更接近不區(qū)分天氣條件下的能量閉合率，而多云條件下的能量閉合率比晴天時(shí)的能量閉合率低1%~2%，說(shuō)明云量的增加可能會(huì)降低能量閉合程度，但影響不大。在相同的天氣條件下，只考慮白天數(shù)據(jù)得到的能量閉合率與考慮全天數(shù)據(jù)得到的能量閉合率相差不大?？紤]土壤熱儲(chǔ)量所計(jì)算得到能量閉合率比不考慮土壤熱儲(chǔ)量得到的能量閉合率高，符合之前結(jié)論。

表1 2015 年8 月3—22 日錦州站考慮土壤熱儲(chǔ)量情況下不同天氣條件對(duì)能量平衡的影響

表2 2015 年8 月3—22 日錦州站不考慮土壤熱儲(chǔ)量情況下不同天氣條件下對(duì)能量平衡的影響

4 結(jié)論

錦州地區(qū)8 月兩次降水過(guò)程對(duì)近地面氣象要素造成的差異較為明顯。由于前期已經(jīng)持續(xù)高溫干旱，8 月8 日降水發(fā)生后并不能造成氣溫迅速下降。土壤溫度也維持在較高水平，土壤濕度在降水后增至25%，但持續(xù)快速下降，對(duì)干旱的緩解作用較?。?月19—20 日發(fā)生連續(xù)兩天降水后，氣溫快速下降，降溫幅度達(dá)6 ℃，土壤溫度也迅速降低至25 ℃，土壤濕度增至40%左右，比濕降至12 g/kg 以下，有利于緩解2015 年夏季連續(xù)高溫干旱的過(guò)程。

錦州站2 m 氣溫和比濕都具有明顯的日變化特征，平均值分別為26.2 ℃和14.8 g/kg。土壤溫度的日變化趨勢(shì)與正弦函數(shù)的變化趨勢(shì)較為接近。深層土壤升溫與淺層土壤升溫相比存在滯后效應(yīng)。深層土壤濕度的日變化幅度較小，在降水過(guò)程之后深層的土壤濕度的減小速率較小。地表反照率的趨勢(shì)大致為“U”型。

錦州站CO2通量在06—07 時(shí)由正值轉(zhuǎn)為負(fù)值，在18—19 時(shí)由負(fù)值轉(zhuǎn)為正值，其中碳吸收峰值在11 時(shí)左右。碳排放的平均值為0.27 mg/（m2·s），碳吸收的平均值為-0.61 mg/（m2·s）。夏季觀測(cè)期內(nèi)錦州站的CO2通量平均值為-0.17 mg/（m2·s），表現(xiàn)為“碳匯”。降水發(fā)生時(shí)，CO2通量可達(dá)-2 mg/（m2·s），說(shuō)明此時(shí)有強(qiáng)烈的碳匯過(guò)程。CO2密度在降水期間異常增加，可達(dá)550 mg/m3，在無(wú)降水期間CO2密度維持在較低的水平。

錦州站向下短波輻射峰值可達(dá)988.5 W/m2左右。向上長(zhǎng)波輻射變化范圍為390.9~550.1 W/m2，向下長(zhǎng)波輻射變化范圍為332.6~461.7 W/m2。平均地表反照率為 0.18。凈輻射峰值可達(dá)746.3 W/m2左右。夜間感熱通量和潛熱通量均有負(fù)值出現(xiàn)，表示大氣向地表傳輸能量。潛熱通量和感熱通量平均值分別為 71.9 W/m2和 29.7 W/m2。強(qiáng)烈的向下短波輻射給地表帶來(lái)大量熱量，加劇了2015 年夏季的干旱過(guò)程。

能量不平衡是一個(gè)普遍存在的現(xiàn)象?？紤]土壤熱儲(chǔ)量情況下的能量閉合率比不考慮時(shí)高2% ~3%，表明地表的熱通量＞5 cm 土壤熱通量，即能量在土壤中傳輸時(shí)會(huì)損失一部分能量，所以在考慮能量平衡時(shí)，不能忽略土壤熱儲(chǔ)量，但可以忽略夜間時(shí)次的數(shù)據(jù)。云量的增加會(huì)降低能量閉合程度，但影響較小。

2015 年錦州地區(qū)夏季遭遇1951 年有氣象記錄以來(lái)同期最為嚴(yán)重的干旱，本文僅僅針對(duì)8 月兩次局地降水過(guò)程影響的氣象要素和輻射能量要素做了初步分析，對(duì)影響農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)的原因做了初步探討，增強(qiáng)了對(duì)東北半干旱地區(qū)夏季能量水分傳輸過(guò)程機(jī)制的了解，后續(xù)的工作將針對(duì)該地區(qū)不同季節(jié)和不同月份的地標(biāo)能量水分循環(huán)特征進(jìn)行長(zhǎng)時(shí)間序列的分析探討。