藏北高原地表熱通量的求解與特征分析

強久卓瑪 羅桑曲珍 格桑次旺

（1.西藏自治區(qū)阿里地區(qū)氣象局，西藏 阿里 859000；2.西藏自治區(qū)日喀則市定日縣氣象局，西藏 日喀則 858200）

青藏高原東西跨度較大，海拔大約在4000m 以上，這一高大地形的阻擋，對我國的高原地區(qū)形成了較為獨立的天氣氣候單元，青藏高原的熱力作用和動力作用會對東亞甚至對全球的大氣環(huán)流和氣候產(chǎn)生了重大的影響[1-5]，通過近地面和大氣間的相互作用來實現(xiàn)它對大氣的熱力及動力效應，通過湍流交換的形勢來實現(xiàn)物質與能量的交換，這點在研究青藏高原的陸面過程和對完善區(qū)域的天氣和氣候模式、全球氣候模式的參數(shù)化方案有很大的幫助，也會對高原陸面過程是改善全球環(huán)流模式（GCM）對亞洲季風甚至對全球天氣和氣候預報效果的關鍵[6]有著更進一步的理解。高原大氣的各種熱力和動力效應都是通過其下墊面和邊界層影響其自由大氣的[4-13]，所以對高原大氣邊界層的研究，尤其是影響對高原邊界層的生成和發(fā)展的地表熱通量的觀測分析就顯得特別的重要，在夏季由于高原受到季風的影響，其地表的熱通量較為活躍，所以對高原地表熱通量的研究更具有現(xiàn)實意義，也有學者研究了藏北高原的熱通量的分布及變化特征，李國平等[14]初步的建立利用常規(guī)氣象站的地面觀測資料來計算高原總體輸送系數(shù)的擬合公式，陽坤等[15]通過針對高原的感熱加熱來提出了新計算方案，而且高原具有較高的地理位置和較為獨特地形，因此其地表能量通量特征也存在一定的特殊性，例如他的獨特性可以體現(xiàn)在在夏季由于高原是一個強大的熱源，在其他季節(jié)也太陽輻射加熱明顯比其它地區(qū)強[7]，白天為強熱源而夜晚為弱冷源，但是在日平均上任然是強熱源[7]。

1 研究內容

本文利用“全球能量與水循環(huán)亞洲季風之青藏高原試驗”（GAME/Tibet）加強觀測試驗期（IOP），1998年的季風前5 月28 日和季風中7 月12 日、季風后9 月5日，藏北高原安多觀測站的資料，進一步研究青藏高原的地表熱通量對周邊、東亞甚至對全球氣候的影響，這也對全球的氣候模式以及改善全球的區(qū)域天氣、氣候模式的參數(shù)化方案有改善作用，為藏北高原的能量和水份循環(huán)以及陸面過程的研究提供了參考依據(jù)，還會對藏北高原的地氣相互作用的研究以及其區(qū)域與環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展研究貢獻很大。本文主要用波文比能量平衡法，波文比能量平衡法在國內的研究主要開始于20 世紀80 年代的后期，目前許多學者在很多領域利用這一方法進行了多方面的研究，波文比方法應用較廣泛。

（1）本文主要利用了波文比能量平衡法和近地面能量平衡方程，綜合分析和求解藏北高原那曲地區(qū)安多觀測站為代表的地表熱通量的值及其特征，即為凈輻射通量RN土壤熱通量G0感熱通量H、潛熱通量λE。

（2）利用1998年季風前5月28 日和季風中7月12日的、季風后9月5日的觀測資料，來分析不同時間近地面的能量收支情況，輻射四分量的日變化以及季節(jié)變化的值及其特征，即分析向下的短波輻射SD（SWD）、地面向上短波輻射SU（SWU）、大氣向下長波輻射LD（LWD）、地面向上長波輻射LU（LWU）的變化。

（3）利用1998年5月28日的季風前和7月12日的季風中、9 月5 日的季風后，藏北高原那曲地區(qū)安多觀測站的計算后的熱通量資料，研究該試驗區(qū)的土壤熱通量G0 及感熱通量H 和潛熱通量λE 的日變化和季節(jié)變化及其特征。

2 試驗場地概況與研究方法

2.1 試驗場地概況

1998 年青藏高原中部的季風在6 月中旬開始，9月中旬結束［6］。安多站位于藏北地區(qū)，因此那曲地區(qū)安多觀測站的季風，開始時間較晚，而結束時間較早，因此本文1998 年5 月28 日記為季風前、1998 年7 月12日記為季風中、1998年9月5記為的季風后，本文利用“全球能量與水循環(huán)亞洲季風之青藏高原試驗”（GAM E/Tibet）加強觀測試驗期（IOP）的資料，這一次加強期試驗于1998 年5 月下旬到9 月初在我國西藏自治區(qū)的那曲地區(qū)進行，包括了1998年的安多站的季風前、中、后。試驗區(qū)約為100×150（km），其位于30°5′～33°N 和91°～93°5′E，資料選自安多觀測站，安多站主要位于31°14′N 和91°37′E，平均海拔高度4750 m，安多站四周比較開闊，地面覆蓋著大約為5cm高的高原草甸，東、西、北約1000m 處、南邊約40000m處分布著約為100～500 m的山丘，安多站的地形和下墊面條件基本上代表了藏北高原大面積特征。安多站主要觀測的長波輻射表為EPPL EY PIR 型（大氣向下長波輻射LD（LWD）、地面向上長波輻射LU（LWU）），短波輻射為EKO MS-801 型（向下的短波輻射SD（SWD）和地面向上短波輻射SU（SWU）），為了保證各試驗站數(shù)據(jù)結果的可比性，試驗前對各儀器已進行了校準。

表1 觀測項目

2.2 研究方法

2.2.1 數(shù)據(jù)處理。對于試驗區(qū)所選用的原始數(shù)據(jù)會出現(xiàn)數(shù)據(jù)鏈連續(xù)性出現(xiàn)故障問題或者傳感器問題，這就需要對數(shù)據(jù)進行處理。首先，個別缺測時次和明顯異常的值，即所謂的“野值”，根據(jù)西藏那曲地區(qū)的氣候極值記錄加以判別并剔除；其次，對于不超過兩小時的缺失的數(shù)據(jù)，利用前后數(shù)據(jù)進行補插，并且數(shù)據(jù)的完整性不低于70%，對于缺值是超過30%的數(shù)據(jù)就選用其他數(shù)據(jù)。

2.2.2 方法。當前對于地表熱通量的計算方法有渦動相關法和空氣動力學法、波文比能量平衡法等，渦動相關法是直接測量方法，但其主要的缺點就是其觀測儀器比較的昂貴，要想普及和推廣引用這種方法是很困難的；當風速較小時，在有限時間內的取樣不足以埔捉低頻渦的貢獻，會造成其統(tǒng)計量的異常偏低，導致其地表能量通量不能閉合[20]?？諝鈩恿W法和波文比能量平衡法，這兩種方法是傳統(tǒng)計算地表通量的方法，其中空氣動力學法穩(wěn)定性較好，但缺點也較為明顯，空氣動力學與莫寧—奧霍夫（Mourning-Ohoff）半經(jīng)驗相似性函數(shù)有關，所求得的熱通量一般情況下不能滿足能量平衡條件，且具有較大的誤差。波文比β（bowen-ratio）是1926 年英國物理學家Bowen IS 提出的一項關于自由地表水能量平衡的研究，認為水分子的蒸發(fā)擴散過程和同一水面向空氣中輸送熱量過程是相似的。因此Bowen IS 提出了波文比β（bowen-ratio）的定義，也就是波文比β 是水面與空氣間的湍流交換熱量與自由水面向空氣中蒸發(fā)水汽的耗熱之比，它定義為某一界面上感熱通量H 與潛熱通量λE 的比值。在很多領域使用了邊界層觀測資料和近地面能量平衡方程信息結合波文比能量平衡來綜合分析，并且這個方法應用較為廣泛，該方法也能夠滿足能量平衡條件。

在藏北高原那曲地區(qū)安多站開展的能量通量的測定是基于地表能量守恒定理來的，即地表可以利用凈輻射（即進入地表及地表釋放的短波以及長波輻射值和）被平均的感熱通量和潛熱通量、土壤熱通量G0消耗，即能量收支平衡可以簡單的表示為：

式中RN 為地表凈輻射，H 為感熱通量，λET 為潛熱通量（其中λ 為水的汽化潛熱系數(shù)，E 為蒸散量），G0為土壤熱通量，ρ為空氣密度，Cp為空氣定壓比熱，KH和KW分別為熱量湍流交換系數(shù)和水汽湍流交換系數(shù)，P為試驗地氣壓，ε為水汽分子與干空氣分子的比重。其中Cp=1.0061×103J/K·kg，ε=0.622，λ=2.5MJ/kg。

藏北高原那曲地區(qū)安多站的地表凈輻射RN可以通過安多站的輻射計觀測的四個分量按如下式子計算：

式子中SD 表示為向下的短波輻射，SU 表示為地面向上短波輻射，LD表示為大氣向下長波輻射，LU表示為地面向上長波輻射。

藏北高原那曲地區(qū)安多觀測站土壤通量G0的測定可以采用兩層的熱通量板來求出來。表2是不同深度的土壤熱通量G0在不同季風時期的瞬時值，由表2 可以看出，土壤通量隨土壤深度變化，在2cm 深度的以上的淺層中可以近似的認為是線性的，通過簡單的數(shù)學原理來計算得到土壤通量的的線性公式[21]：

表2 不同深度的土壤熱通量G0在不同季風時刻的瞬時值（W·m-2）

式中G0和G1、G2分別是Z0和Z1、Z2處的土壤熱通量。Z0=0cm、Z1=0.1cm、Z2=0.2cm。則式4 可以寫成如下：

引入波文比β（bowen-ratio），即感熱通量和潛熱通量之比：

由相似性原理，假定KH熱量湍流交換系數(shù)和KW水汽湍流交換系數(shù)相等的情況下，即KH=KW，把式2和式3 代入式7 中，就可以得到波文比β 的值，它可以轉為垂直方向上的溫度梯度和濕度梯度的函數(shù)，即用公式表示為[22]：

把式1式7式代入式2和式3中，可得：

上述式中△t、△e、△q、△z 分別表示為兩個高度上的溫度差、水汽壓差、比濕差和高度差，γ 表示為干濕表常數(shù)。

由以上幾個公式可知，通過溫度和濕度在不同高度差值的觀測值來可以計算出來波文比的值，然后通過地面的能量平衡方程和波文比的綜合作用可以計算地表的感熱通量H和潛熱通量λE,對于地表土壤通量G0可以通過不同高度的土壤通量的線性公式計算。

3 藏北高原那曲地區(qū)安多站的地面輻射收支及其特征分析

如前所述地表凈輻射RN 是由四個輻射分量計算得到的，所以要想求出地表凈輻射RN 先要求出四個輻射分量。圖1表示由安多站輻射計直接測量得到的輻射四分量即短波向下輻射SD（SWD）和地面向上短波輻射SU（SWU）、大氣向下長波輻射LD（LWD）、地面向上長波輻射LU（LWU）和地表凈輻射RN 在典型的晴天條件下的日變化和季節(jié)變化的曲線。

圖1 試驗區(qū)在不同季風時期的凈輻射及其四個輻射分量的日變化

3.1 試驗區(qū)的太陽向下短波輻射

3.1.1 太陽向下短波輻射SD（SWD）的日變化及其特征。太陽向下短波輻射，也稱太陽短波總輻射SD（SWD），它主要是直接太陽輻射和天空的散射輻射到達地面的輻射總和。它是地球大氣中發(fā)生各種現(xiàn)象和物理過程的基本動力，也是藏北高原地表熱狀況的重要組成部分。由圖1可看出，太陽向下短波輻射SD（SWD）具有非常明顯的日變化規(guī)律（圖1 的非平滑曲線表明該時刻有云出現(xiàn)了，當云過后會立即返回到原來的輻射狀態(tài)，這基本上不會影響太陽向下短波輻射的特征）。即在晴天的條件下，太陽向下短波輻射SD（SWD）的值從太陽升起開始逐漸增加，到了14 點左右達到峰值（季風前1116.9W·m-2、季風中1129.8W·m-2、季風后1042.7W·m-2），然后又開始逐漸減小，直到日落達最小值，并且其值在晚上日落后等于零（因為在晚上沒有太陽，太陽向下短波輻射SD（SWD）自然為零，圖中出現(xiàn)了SD＜0 的異常情況是由儀器導致的），這一點在季風前5 月28 日和季風中7 月12 日、季風后9月5日表現(xiàn)的都很清楚，其范圍約為0～1130W·m-2，并且它的趨勢也趨于一致，主要原因是太陽向下短波輻射SD（SWD）的大小主要是由太陽的高度角和大氣透明系數(shù)聯(lián)合作用決定的，其中大氣透明系數(shù)是由大氣中的水汽和云量來決定，而試驗區(qū)的大氣透明度較高，并且受到大氣透明度的影響比較小[17]，所以在試驗區(qū)太陽向下短波輻射SD（SWD）的大小主要由太陽高度角的變化情況起主導作用，因此在中午由于太陽高度角大，所以太陽向下短波輻射SD（SWD）也大，并且最大值會出現(xiàn)在中午前后，而早晚太陽高度角小，所以太陽向下短波輻射SD（SWD）也小。

3.1.2 太陽向下短波輻射SD（SWD）的季節(jié)變化及其特征。圖1 表示了太陽向下短波輻射SD（SWD）在季風的前、中、后的變化趨勢，由圖1 可以看出太陽向下短波輻射SD（SWD）在季風的前后的變化趨勢較為一致，其原因是現(xiàn)有研究表明，太陽向下短波輻射SD（SWD）平均最大值并不在季風中，而在季風前或者季風后，主要是因為它與大氣的透明度有關[18,23]，大氣的透明度越高，即大氣中的水汽和云量的含量越少，則太陽輻射透過大氣進入到地面的就越多，反之太陽輻射透過大氣進入少了，季風中以云雨天氣為主，所以太陽向下短波輻射SD（SWD）平均最大值并不在季風中，而在季風前或者季風后，但在試驗區(qū)太陽向下短波輻射SD（SWD）平均最大值出現(xiàn)在季風中（1129.8W·m-2），主要是選的個例以晴天條件下為主，大氣透明度比較好的原因，而且試驗區(qū)受到大氣透明度的影響比較小[17]，試驗區(qū)的太陽向下短波輻射SD（SWD）主要受太陽高度角影響，所以太陽向下短波輻射SD（SWD）平均最大值出現(xiàn)在季風中，并且在季風前、后變化趨勢較為一致。

3.2 大氣向下長波輻射

大氣向下長波輻射LD（LWD）也稱為大氣逆輻射，大氣向下發(fā)射的長波輻射，由圖1可以清楚地看出，大氣向下長波輻射LD（LWD）的日變化小，其值變化較為平滑，它在季風的不同時期5月28日、7月12日、9月5日幾乎沒有什么極大值的出現(xiàn)，其范圍在194～320W·m-2之間。現(xiàn)有研究也表明，藏北高原大氣向下長波輻射LD（LWD）的季節(jié)變化比較明顯，大氣向下長波輻射LD（LWD）的最大值出現(xiàn)在季風中，而12 月出現(xiàn)最小值，冬、夏季大氣向下長波輻射LD（LWD）相對穩(wěn)定，而春、秋季節(jié)的大氣環(huán)流形勢也處于轉換階段，因此，大氣向下長波輻射LD（LWD）也是多變的［18］，在試驗區(qū)季風前的平均最大值為308.3W·m-2，季風中的平均最大值為320.3W·m-2，季風后的平均最大值為248.1W·m-2，因此在試驗區(qū)大氣向下長波輻射LD（LWD）的最大值也出現(xiàn)在季風中（320.3W·m-2），這主要是因為大氣對太陽輻射的選擇性吸收，即大氣中的水汽和云、二氧化碳、氣溶膠等能吸收地球表面上75%～ 95%的長波向上輻射[24]，但它們對太陽短波輻射的直接吸收很少，所以當大氣中的水汽和云量、氣溶膠等較多時候大氣吸收較多的地表長波向上輻射，而當大氣中的水汽和云量、氣溶膠等較少時大氣吸收地表向上的長波輻射較少。

3.3 地面向上長波輻射

3.3.1 地面向上長波輻射LU（LWU）的日變化變化及其特征。地面向上長波輻射LU（LWU）可以表示為：

式中ε 為地表比輻射率，δ 為斯蒂芬-玻爾茲曼（Stefan-Boltzmann）常數(shù)，T0為地表溫度［23］。由式11可以看出，地面向上長波輻射LU（LWU）與地表溫度T0相一致，在下墊面狀況相似的情況下，地面向上長波輻射LU（LWU）與地表溫度T0成正比，即地表溫度T0越高地面向上長波輻射值就越大，而地表溫度T0越小地面向上長波輻射值就越小，因此對于該試驗區(qū)的地面向上長波輻射LU（LWU）的強弱主要是由地表溫度T0來決定。由圖1可以看出，地面向上長波輻射LU（LWU）的日變化較明顯，隨著太陽的升起，地面向上長波輻射LU（LWU）的值有稍有增大趨勢，大概到15時其達到了較大的值，但變化幅度不是很大，然后又開始減小，其大致范圍為299～592W·mˉ2，太陽升起以后其值慢慢升高這一點剛好與地表溫度出現(xiàn)最高和最低時刻相一致。

3.3.2 地面向上長波輻射LU（LWU）的季節(jié)變化及其特征。現(xiàn)有研究表明高原地區(qū)地面向上長波輻射LU（LWU）在冬、夏季差異較大，季風中地面向上長波輻射LU（LWU）的值較大[25]。由圖1 可以看出，在試驗區(qū)，季風前5 月28 日，地面向上長波輻射LU（LWU）的大致范圍為301～562 W·mˉ2；季風中7 月12 日，地面向上長波輻LU（LWU）大致范圍為301～536 W·mˉ2；季風后9 月5 日，地面向上長波輻射LU（LWU）大致范圍為299～427W·mˉ2。結合以上數(shù)據(jù)和季風不同時期的日平均值（季風前的日平均值為369.19W·mˉ2、季風中為385.52W·mˉ2、季風后為347.35W·mˉ2）的數(shù)據(jù)可以看出，地面向上長波輻射LU（LWU）具有較為明顯季節(jié)變化，地面向上長波輻射LU（LWU）的最大值出現(xiàn)在季風中，其主要原因為，由式11可知，在下墊面狀況相似的情況下，地面向上長波輻射LU（LWU）與地表溫度T0成正比，試驗區(qū)的地面向上長波輻射LU（LWU）的強弱主要是由地表溫度T0來決定，即地表溫度T0越高地面向上長波輻射值就越大，而地表溫度T0越小地面向上長波輻射值就越小，又因為季風中的地表溫度相對其他月份是最高的，因此其值在季風中出現(xiàn)最大值。

3.4 地面向上短波輻射

地面向上短波輻射SU（SWU）表示為對太陽短波輻射的反射，把地面類似于“鏡面”對向下短波輻射的反射。由于晚上沒有太陽光照射，地面向上短波輻射SU（SWU）自然為零，圖中SU＜0的異常情況是由儀器造成的）。因此，地面向上短波輻射SU（SWU）有明顯的日變化趨勢。由圖1 可以看出，地面向上短波輻射SU（SWU）有明顯的日變化，隨著太陽的逐漸升起，地面向上短波輻射SU（SWU）的值逐漸上升，到15 時左右達到峰值，隨后又開始逐漸減小，直至日落達到最小值。試驗區(qū)地面向上短波輻射SU（SWU）值大致范圍在0～224W·m-2之間。在晴天的條件下，輻射四分量中地面向上短波輻射SU（SWU）值最小。由圖1 可以看出，地面向上短波輻射SU（SWU）在不同季節(jié)都會呈現(xiàn)正態(tài)分布，而且地面向上短波輻射SU（SWU）在季風前的平均最大值（222.7W·m-2）明顯大于季風中（188.1W·m-2）和季風后（174.6W·m-2）的平均最大值，這主要是因為與季風前的太陽高度角和土壤濕度有關，在季風前地表比較干燥，地表對太陽輻射的反射率很大，所以季風前的地面向上短波輻射SU（SWU）的值明顯比季風中和季風后的大。

3.5 地表凈輻射

地表凈輻射RN 由四個輻射分量聯(lián)合作用產(chǎn)生的，它代表了地氣系統(tǒng)中輻射熱交換的結果，反映了地球表面凈的輻射能量收支。地表凈輻射RN就是地面收入輻射能和支出輻射能的差值，當收入大于輻射能時，地表凈輻射RN 為正值，當收入小于輻射能時，地表凈輻射RN為負值。在沒有其它方式的熱交換條件下，凈輻射RN 的值對地表的加熱和冷卻決定性作用，當輻射處于平衡狀況時地表凈輻射RN為零，地面溫度的值不變。地表通過對太陽總輻射及大氣向下的長波輻射的吸收作用使地面加熱；通過對向外發(fā)射長波輻射和短波輻射反射作用使地面冷卻。根據(jù)試驗區(qū)的四個輻射分量的觀測數(shù)據(jù)，即凈輻射 RN=SD-SU+LD-LU，可求解地表凈輻射的值，因此，影響輻射收支的所有構成因素都會對影響地表凈輻射RN的值，即地表凈輻射RN的影響因子有太陽高度角、大氣透明度、天氣條件、下墊面狀況等。由圖1 中可以看出，地表凈輻射RN具有明顯的日變化，其變化大致呈現(xiàn)正態(tài)分布，白天其值為正，即白天地表為凈的得到能量，而晚上為負，即晚上是凈的損失能量，并且一天中兩次通過零點，地表凈輻射RN 的變化范圍大致為-117～689W·m-2之間，引起日變化的主要原因是地表凈輻射RN受到是太陽高度角、大氣透明度、天氣條件、下墊面條件等的影響［24，26，27］，所以地表凈輻射RN 的日變化明顯。地表凈輻射RN 的季節(jié)變化是輻射四分量季節(jié)變化的綜合結果。但是對于該地區(qū)，地表凈輻射RN的季節(jié)變化主要是受太陽向下短波輻射SD（SWD）的季節(jié)變化的影響[23]。

4 藏北高原那曲地區(qū)安多站的土壤熱通量G0的變化特征和土壤通量與地表凈輻射的關系

4.1 土壤通量的日變化和季節(jié)變化特征

圖2 中的細線代表深度為0.2m 的土壤熱通量，粗線代表為深度為0.1m 的土壤熱通量，從圖可以看出，不同深度的土壤熱通量具有較為明顯的日變化，它們都是隨之太陽高度角的變化而發(fā)生相應的變化，土壤熱通量隨著土壤深度的不斷加深，其變化幅度都明顯減小，并且它的變化趨勢都大致呈現(xiàn)倒“U”型，這一點說明了大氣和土壤的熱量交換主要集中在土壤的表層。表層土壤熱通量G0 的日變化主要是受到土壤溫度的影響，當土壤溫度大于大氣的溫度時，土壤就會把儲存在土壤中的能量向大氣中釋放，而當大氣溫度大于土壤溫度時，土壤就會吸收大氣的能量儲存在土壤之中。圖3可以清楚地看出，土壤熱通量G0具有明顯的日變化趨勢，土壤熱通量G0 隨時間大致呈現(xiàn)倒“U”型，其值在早晚比較的低，隨著太陽的升起，地表土壤熱通量G0 由負值轉變?yōu)檎?，在中午時刻達到峰值，土壤熱通量G0在一天之中處于正負盈虧的狀態(tài)。

圖2 不同深度土壤熱通量的日平均變化

圖3 土壤熱通量G0在不同季風時間的日平均變化

由圖2 和3 可以看出，5 月28 日季風前，0.2m 處的土壤熱通量在18:30 出現(xiàn)最大值（9.8W·m-2），在9:00處出現(xiàn)最小值（-3.7W·m-2）；0.1m處的土壤熱通量在14:30出現(xiàn)最大值（31.3W·m-2），在8:00 處出現(xiàn)最小值（-8.7W·m-2）；地表的土壤熱通量G0在14:30出現(xiàn)最大值（54.1W·m-2），在5:00處出現(xiàn)最小值（-16.1W·m-2）。

在7 月12 日季風中，0.2m 處的土壤熱通量G0 在18:00 出現(xiàn)最大值（19.5W·m-2），在9:00 處出現(xiàn)最小值（-7.0W·m-2）；0.1m處的土壤熱通量G0在16:00出現(xiàn)最大值（49.1W·m-2），在02:30處出現(xiàn)最小值（-13.6W·m-2）；地表的土壤熱通量G0 在15:30 出現(xiàn)最大值（80.6W·m-2），在02:00處出現(xiàn)最小值（-24.7W·m-2）。

在9 月5 日季風后，0.2m 處的土壤熱通量G0 在18:00 出現(xiàn)最大值（12.4W·m-2），在9:00 處出現(xiàn)最小值（-7.7W·m-2）；在0.1m處的土壤熱通量G0在15:00出現(xiàn)最大值（31.5W·m-2），01:00處出現(xiàn)最小值（-15.2W·m-2）；地表的土壤熱通量G0 在14:30 出現(xiàn)最大值（57.6W·m-2），在00:00處出現(xiàn)最小值（-27.1W·m-2）。以上數(shù)據(jù)說明了土壤熱通量的值隨著土壤深度的加深而其值具有時間的落后性，此外5 月28 日季風前和7 月12日季風中、9 月5 日季風后的日平均地表土壤熱通量G0 的平均值都為正值，分別為5.9W·m-2和14.1W·m-2、1.3W·m-2，這表明在試驗區(qū)在不同季風期里面土壤總體來說都是一個熱源，能量大體上由大氣向土壤傳遞的。

4.2 地表土壤熱通量G0與地表凈輻射的關系

從圖4a 可以清楚地看出，日平均土壤熱通量G0與日平均凈輻射具有很顯著的相關性水平，并且相關性系數(shù)R2=0.821，圖4b 和圖4c 分別是0:00 到11:30和12:00 到23:30 的日平均土壤熱通量G0 與日平均凈輻射的相關分析，可以看出0:00 到11:30 和12:00 到23:30 的日平均土壤通量與日平均凈輻射之間都呈現(xiàn)出很顯著的相關性水平，相關系數(shù)分別為R2=0.887、R2=0.873，地表土壤熱通量G0隨著凈輻射的增大而增大，這說明了凈輻射RN 對地表土壤熱通量G0 具有很大的影響作用，地表土壤熱通量G0 的是以地表凈輻射RN為基礎。

圖4 日平均土壤熱通量G0和日平均凈輻射RN的相關性

5 藏北高原那曲地區(qū)安多站的波文比及其變化特征

波文比是感熱通量H 和潛熱通量λE 之比，它表示了地表湍流交換熱量在總體的能量輸送中所占大小，若波文比β＞1 說明太陽輻射主要轉換位感熱通量H，即以湍流交換為主，若波文比β＜1 則說明太陽輻射主要轉換為潛熱通量λE，即以蒸發(fā)潛熱或凝結潛熱為主。波文比可以用來衡量某一地區(qū)的干燥程度，即當波文比β＞1 表示這一地區(qū)相對比較干燥，而當波文比β＜1 表示該地區(qū)太陽輻射主要轉換為潛熱通量λE，該地區(qū)相對比較濕潤。圖5 可以清楚地看出，波文比在不同季風時刻，都有個共同的特點就是，（9:00～19:00）其值均小于0，說明他們在白天能量分配均以潛熱為主，因為白天太陽高度角大，太陽輻射加熱作用強，導致地表的水分很容易被蒸發(fā)，引起蒸發(fā)潛熱，太陽輻射主要轉換為潛熱通量λE。季風前5 月28 日和季風中7 月12 日、季風后9 月5 日的日平均波文比，分別為0.18W·m-2和0.06W·m-2、-0.06W·m-2，季風前5 月28 日的日平均波文比大于季風中7 月12 日和季風后9 月5 日的日平均波文比，說明在季風前5 月28日地表相對季風中7 月12 日和季風后9 月5 日干燥，是因為在季風前5 月28 日，土壤處于融化的開始階段，土壤的含水量不是很高，但是在季風中7 月12 日和季風后9 月5 日由于土壤的融化導致土壤含水量增加，地表相對濕潤，尤其在季風中，一方面是由于降水增大的原因導致地表濕潤，蒸發(fā)加大；另一方面土壤快速融化而導致地表吸收大量的熱量，并且融水蒸發(fā)也要吸收大量的熱量，導致地面降溫，太陽輻射主要轉變?yōu)闈摕嵬喀薊，即在季風中波文比很小，也就是在季風中太陽輻射主要以潛熱通量為主。在季風后是因為地表還殘留有季風中的較多水份，地表也相對季風前的濕潤的原因，導致在季風后波文比較小。

圖5 不同季風時期波文比的日變化

6 藏北高原那曲地區(qū)安多站的感熱通量H 和潛熱通量λE及其變化特征

6.1 感熱通量H和潛熱通量λE的日變化及其特征

6.1.1 感熱通量H 的日變化及其特征。感熱通量H也叫做顯熱通量，它是指在物體加熱或冷卻過程中，溫度升高或降低而不改變其原有形態(tài)所需吸收或放出的熱量通量，即由于溫度變化而引起大氣與下墊面之間發(fā)生的湍流形式的熱量交換，是由于湍流運動從地面向大氣傳輸?shù)臒崃客?。圖6b 可以看出，1998年7 月12 日上午，感熱通量H 基本上隨時間逐漸增大，到了中午前后達到最大值，然后又開始逐漸減小。白天感熱通量H 為正值，感熱通量H 的最大值出現(xiàn)在12:00（101.03W·m-2），其大致范圍為-19～102W·m-2，而夜間感熱通量H 為負值，最小值為-18.95W·m-2，由圖6 可以清楚地看出，感熱通量H 具有較明顯的日變化，在不同時刻感熱通量H 都有共同的特點，就是無論是季風的前、中、后白天感熱通量H 都為正值，說明感熱通量H 在一天之中隨之太陽高度角的增大，白天地表接收到太陽輻射的加熱作用也隨之增大，感熱通量H 的峰值出現(xiàn)在13：00 左右，地表的溫度高于大氣的溫度，感熱通量H 向上傳輸送，而到了夜間其值剛好與白天相反，夜間，由于地面溫度低于大氣的溫度，地表輻射冷卻，形成了近地面層的逆溫，因而導致感熱通量H 向下輸送的現(xiàn)象，熱量由土壤向地表輸送，所以夜間感熱通量H 大部分為小于零，即湍流交換在白天效率較高，而夜間其效率較低，所以在白天感熱通量H 從地表傳入大氣的大于夜間從大氣傳入地表的感熱通量H。

6.1.2 潛熱通量λE 的日變化及其特征。潛熱通量λE 是物質發(fā)生了相變（物態(tài)的變化）并且溫度不發(fā)生變化時所吸收或放出的熱量通量。在高原，土壤的日凍融循環(huán)時間比較的長，大約為6 個月左右［28］，土壤平凡發(fā)生凍融循環(huán)，導致土壤表層發(fā)生水份相變，水份相變又會引起潛熱通量λE 的吸收與釋放，因此在太陽輻射一定的情況下，它自然會影響到感熱通量H的變化，所以在能量處于平衡中的高原，潛熱通量λE也是重要的通量之一。由圖7 清楚地看出，潛熱通量有較明顯的日變化，并且潛熱通量的日變化較感熱通量的日變化更為明顯，潛熱通量λE 在一天中會隨著太陽高度角的增大而其值也隨之增大，中午達到最大值，隨后逐漸減小。由圖7b 可以看出，從日出開始以后，潛熱通量λE 由負值轉為正值，并逐漸增大至14:00 達到最大值588.61W·m-2，之后又開始逐漸降低至日落轉為負值，說明在日落以后蒸發(fā)潛熱轉為凝結潛熱。由圖7可以看出潛熱通量在試驗區(qū)的不同季風時期都有共同的特性，就是白天潛熱通量λE 的值均為正值，而到了夜間其值與白天剛好相反，在該試驗區(qū)不同季風時期的潛熱通量λE 的日平均值均為正值，分別為潛熱通量在季風前5 月28 日的日平均值14.31W·m-2，季風中7月12日的日平均值為129.62W·m-2，季風后9 月5 日的日平均值125.26W·m-2，這是因為白天地表接收到的太陽輻射的加熱作用較大，導致地表溫度高于大氣的溫度，從而地表的蒸發(fā)強烈，潛熱通量λE從地表向大氣傳入，在正午14：00前后出現(xiàn)最大值，而夜間由于地表輻射的冷卻，地面溫度低于大氣的溫度，在近地面層常形成逆溫現(xiàn)象[29]，熱量從土壤向地表傳輸，所以在夜間潛熱通量λE都小于零。

6.2 感熱通量H和潛熱通量λE的季節(jié)變化及其特征

6.2.1 感熱通量H的季節(jié)變化及其特征。由圖6可以看出，試驗區(qū)的感熱通量H 有較明顯的季節(jié)變化，由圖可以看出，潛熱通量在季風前5 月28 日和季風中7月12 日、季風后9 月5 日的平均最大值分別為166.38W·m-2和101.03W·m-2、45.05W·m-2，感熱通量H峰值在季風前5 月28 日達到最大值（166.38W·m-2），其有以下方面的原因：一是在季風前，由于土壤融化處于初始階段，土壤的含水量較少，所以感熱通量H峰值相對季風中7 月12 日和季風后9 月5 日的感熱通量H 的峰值大；二是因為在季風前后太陽的輻射增加，地表溫度升高，凍土融化、積雪、地表反射率下降，導致了地表與大氣之間的熱量交換增加，地面與大氣間湍流增加；三是因為在季風前由于高原盛行西風，地面的風速比較大，太陽輻射較強，空氣相對比較干燥，所以季風前有利于地-氣間的感熱通量H 的輸送。而在季風中7 月12 日和季風后9 月5 日的感熱通量H峰值較季風前的感熱通量H 峰值有所下降，其峰值值分別為101.03W·m-2和45.05W·m-2，這可能是因為，一方面季風中，由于降水增大的原因導致地表比較濕潤，蒸發(fā)量增加；另一方面土壤融化的快速增加而導致吸收大量的熱量也迅速增加，導致地面的降溫，因此太陽輻射主要以潛熱通量λE 為主；再一方面是由于在季風前在高原盛行西風而隨著季節(jié)的推進，高原地面氣旋在高原中東部開始建立，到了季風中高原的地面西風被氣旋所代替，地表的西風被減弱，風度減小，該地區(qū)降水增多可使蒸發(fā)的水汽增多，地面的潛熱通量λE 增大，風速的減小會使季風中的感熱通量H 減小，所以在季風中太陽輻射主要轉換為潛熱通量λE，地表主要以潛熱通量λE的形式向大氣傳輸熱量。季風后，由于太陽輻射減少，地表的溫度降低，導致感熱通量H 減少；另一方面是因為在季風后地表還殘留之季風中的較多的水份，地表相對季風前的濕潤，所以導致季風后的感熱通量H較小。

圖6 感熱通量H的日變化曲線圖

6.2.2 潛熱通量的季節(jié)變化及其特征。由圖7 可以看出，試驗區(qū)的潛熱通量有較明顯的季節(jié)變化，而且試驗區(qū)的潛熱通量變化較感熱通量的季節(jié)變化更為明顯，由圖可以看出，潛熱通量在季風前和季風中、季風后的日平均值分別為37.89W·m-2和129.62W·m-2、125.26W·m-2，可以明顯看出在季風中7 月12 日的潛熱通量λE 是最大的，然后再是季風后9 月12 日的潛熱通量，這主要是因為對于試驗區(qū)潛熱通量λE 的大小與該試驗區(qū)的降水量及土壤表層的含水量有著緊密的關系，降水增多可以使蒸發(fā)的水汽增多，地面的潛熱通量λE 增大，而地表的含水量增加會使地表的蒸發(fā)量增加，導致地面的潛熱通量λE 增大，反之則潛熱通量λE 的值就越小，在季風中7 月12 日，一方面試驗區(qū)由于降水增大的原因導致地表的含水量增加，地表的蒸發(fā)量增加；另一方面土壤融化的快速增加而導致吸收大量的熱量也迅速增加，再者融水蒸發(fā)要吸收大量的熱量，導致地面的降溫，因此太陽輻射主要以潛熱通量λE 為主；再一方面由于季風前在高原盛行西風而隨著季節(jié)的推進，高原的地面氣旋在高原中東部開始建立，到了季風中高原的地面西風被氣旋所代替，地表的西風被減弱，風度減小，風速的減小會使季風中的感熱通量H 減小，該地區(qū)降水也增強，降水增多可以使蒸發(fā)的水汽增多，地面的潛熱通量λE 增大，所以在季風中太陽輻射主要轉換為潛熱通量λE，地表主要以潛熱通量λE 的形式向大氣傳輸熱量；而季風后9 月5 日是因為地表還殘留之季風中的較多的水份，地表相對季風前的濕潤，土壤的含水量較大所以在季風后潛熱通量λE 較大；一方面季風前，由于土壤融化處于初始階段，土壤的含水量較少；另一方面是因為在季風前由于高原盛行西風，地面的風速比較大，并且在季風前太陽輻射較強，空氣相對比較干燥，因此在季風前感熱通量較大而潛熱通量λE的增加較小。

圖7 潛熱通量在不同季風時刻的日變化曲線圖

6.3 試驗區(qū)的能量平衡分量占總體的比值

表3 是試驗區(qū)的不同季風時期的能量平衡分量（感熱通量H、潛熱通量λE、地表熱通量G0）占總體的比值情況。由表3可以清楚地看出：（1）無論在季風的前、中、后試驗區(qū)的潛熱通量λE 占地表凈輻射的比值都是能量平衡分量中最大的，都大于50%，季風前、中、后的潛熱通量λE 占地表凈輻射RN 的比值分別為53.26%、91.47%、94.16%，感熱通量H 和土壤熱通量G0 的所占比值較小，這地點說明了地表凈輻射RN 的輻射能主要轉換為潛熱通量，它用來湍流交換熱量和通過土壤交換熱量的比值很小，并且潛熱通量λE 占地表凈輻射的比值在季風的中后出現(xiàn)大值，在季風前潛熱通量λE 所占比出現(xiàn)最小值，主要是在季風前地表相對季風中后干燥，潛熱通量λE 較小的原因。（2）季風前、中、后的感熱通量H 占地表凈輻射RN 的比值分別為12.80%、0.73%、-6.76%，感熱通量H 的所占比例最大值出現(xiàn)在季風前，季風中和季風后感熱通量H的所占比例很小，在試驗區(qū)尤其是在季風后比值出現(xiàn)最小，這主要是因為在季風前，地表相對比較干燥，而在季風中和季風后由于降水等原因，地表相對很濕潤，太陽的輻射能主要以潛熱通量的形式轉換，在季風后出現(xiàn)較大的比值，一方面是由于季風后太陽輻射減少，地表的溫度降低；另一方面是因為在季風后地表還殘留之季風中的較多的水份，地表相對季風前的濕潤，導致感熱通量占地表凈輻射的比值很小。（3）季風前、中、后的感熱通量H 占地表凈輻射RN 的比值分別為21.68%、10.73%、12.75%，土壤通量G0 占地表凈輻射的比值在季風前達到最大值，在季風中和季風后比值相近，這主要是因為在季風中和季風后地表有較為茂盛的草甸覆蓋，到達地表的很大部分能量用于植被蒸騰，導致土壤接收到地表凈輻射能較少。

表3 不同季風時期的能量平衡分量占總體的比值

7 結論與討論

本文主要利用藏北高原那曲地區(qū)安多觀測站的觀測資料，來求解藏北高原的地表熱通量及其特征分析，得到以下結論：

（1）在試驗區(qū)的地表凈輻射RN 和地表凈輻射的四個輻射分量（即短波向下輻射SD（SWD），地面向上短波輻射SU（SWU），大氣向下長波輻射LD（LWD），地面向上長波輻射LU（LWU））中，除大氣向下長波輻射LD（LWD）外他們都有較明顯的日變化規(guī)律，并且其變化曲線大致呈現(xiàn)正態(tài)分布。大氣向下長波輻射LD（LWD）的日變化很小，而且他們的季節(jié)變化也很明顯；地表凈輻射RN的影響因子有太陽高度角、大氣透明度、天氣條件、下墊面狀況，地表凈輻射RN 的變化范圍大致為-117～689W·m-2；對于安多觀測站地表凈輻射RN 的季節(jié)變化主要是受太陽向下短波輻射SD（SWD）的季節(jié)變化的影響。

（2）地表土壤熱通量G0 和不同深度的土壤熱通量在不同季風時期都具有明顯的日變化，變化大致呈現(xiàn)倒“U”型；在不同季風時期其日平均地表土壤熱通量G0 的值都為正值，分別為5.9W·m-2和14.1W·m-2、1.3W·m-2，在不同季風時期土壤熱通量隨著土壤深度的不斷加深變化幅度都明顯減小，即試驗區(qū)在不同季風時期土壤大體來說都是一個熱源，并且大氣和土壤間的熱量交換主要集中在土壤的表層；土壤熱通量的值隨著土壤深度的加深而其值具有時間的落后性；地表土壤熱通量G0 的是以地表凈輻射RN 為基礎，兩者有顯著的相關性水平。

（3）波文比在不同季風時期，在（9:00～19:00）能量分配均以潛熱為主（β＜0），季風的前、中、后日平均波文比分別為0.18W·m-2和0.06W·m-2、-0.06W·m-2，季風前的日平均波文比最大。感熱通量H 和潛熱通量λE 都具有較明顯的日變化和季節(jié)變化，并且潛熱通量λE 的變化更為明顯，白天兩者均為正，說明白天地表太陽輻射加熱，地表溫度高于大氣，感熱通量H 向上傳播，同時地表蒸發(fā)強烈，潛熱通量λE 也從地表向上傳輸，峰值出現(xiàn)在正午前后，而夜間剛好相反，夜間地表輻射冷卻近地面形成逆溫層，熱量由土壤向地表輸送，因此通量都小于零；感熱通量H 的平均最大值在季風前達到最大值（166.38W·m-2），潛熱通量λE 的日平均值在季風中出現(xiàn)最大值（129.62W·m-2），并且在季風的不同時期潛熱通量λE 占地表凈輻射的比值都是能量平衡分量中最大的，都大于50%，它的比值在季風前最?。?3.26%），感熱通量的比值在季風前達到最大值（12.80%）。