地表能量平衡和辐射平衡是陆面过程和陆-气相互作用研究的主要内容，其描述了地表和大气与能量的交换过程及耦合过程，是联系陆地和大气的能量与物质纽带。从陆-气系统的观点，地表能量和辐射过程是整个系统最先运行的部分，在系统中充当扰(驱)动源(WMO，1987)。地表能量和辐射过程综合反映了地表的各种物理变量特征及其变化，通过作用于大气，对局地甚至更大尺度环流的形成和改变有深刻的意义。因而地表能量和辐射过程是理解气候变化和气候异常的重要方面。地表下垫面的水热特性通过影响微气候系统在一定三维空间范围内延续，影响和改变近地层大气的水汽含量、低层云量和地表温度等微气象变量，形成和维持局地气候；其影响范围的大小与下垫面的面积成正比。然而地表覆盖性质复杂，不同的下垫面水热性质各异，因此，陆-气能量物质交换特征各异，地表能量和辐射过程的扰动源效应也随下垫面不同而变化。

一般地，陆地表面分为植被和非植被下垫面两类。植被下垫面包括森林、草地、农田下垫面，非植被下垫面主要包括冰川和沙漠。在陆面模式中，由于不同种类植被在几何特性(如高度、粗糙度)、结构特性(如叶面积指数、冠层内叶片空间和朝向分布、根的分布)、光学特性(反照率、吸收率、透过率)、生理生化特性(光合作用与CO₂以及大气辐射、温湿等关系)和物理特性等方面的不同，植被下垫面细分为十几到二十多类；裸地土壤在质地、结构特性(如孔隙度、颗粒大小)、物理特性(如热力特性、水力特性)和光学特性(如反照率)等方面不同而也分为十几类；除了植被和土壤性质外，下垫面还涉及到地形和地貌特征，包括高程、坡度坡向以及流域分布等(孙菽芬，2005)。但相比之下，现有的陆面模式对植被下垫面的刻画更加细致，如BATS模式涉及的18类下垫面中13类是植被(Dickinson et al，1986，1993)，SiB(SSiB)模式的12类下垫面中包括11类植被(Sellers et al，1986；Xue et al，1991)，CLM模式涉及的24类下垫面中包括20类植被(刘少锋等，2005；Oleson et al，2010)，LSM模式包含的28类下垫面中有25类是植被下垫面(Bonan，1996)。正是由于不同下垫面在光学特性和水热等物理、化学和生理生化方面存在差异，其对太阳辐射强迫的响应也各不相同，陆面过程特征差异明显，这导致了陆面过程的各个分量在陆地表面的非均匀性。非均匀下垫面是陆面过程参数化、模拟以及遥感反演遇到的巨大挑战之一，也是陆面过程和陆-气耦合研究领域中尚未解决的难题(刘罡等，2005)。在现有的陆面模式中，对于同一网格内不同下垫面采用镶嵌式斑块模型的方法处理。该模型假定不同类型下垫面斑块上方大气的驱动条件相同，这些斑块在与大气相互作用时互不干扰，独立地变化发展；并规定描述每一不同斑块性质的参数，不同的斑块对应着唯一的描述参数组。对某一网格通量的计算是通过分别计算不同下垫面斑块的通量，然后经过加权平均求取网格上的平均通量(Bonan，1998；Zeng et al，2002；孙淑芬，2005)。这种处理方法实质上是对原有的适用于均匀下垫面的土壤植被大气传输(SVAT)模型的一个发展，但忽略了斑块间的非线性过程，只能解决部分的非均匀性问题。尽管如此，这种方法可行性高，可以对不同下垫面进行一对一的参数化。对于中国而言，镶嵌式斑块模型所需的下垫面斑块组的研究仍然存在不少的空白，不同陆面下垫面的参数化依然需要大量的研究和总结。

据胡隐樵等(2001)估计，中国干旱和半干旱地区面积占陆地面积的30%—40%；而这些区域主要分布于中国的北方。中国干旱和半干旱地区的下垫面类型丰富，包括自然植被(绿洲、农田、高寒草甸、荒漠草甸、大草原、森林等)、沙漠、戈壁以及荒漠裸地等，而部分下垫面的陆面过程特征及其参数化研究仍然空白或者缺乏总结比较。到目前为止，有不少陆面过程试验已经在这些地区开展，如黑河地区地气相互作用观测试验研究(HEIFE)(André et al，1986; Hu et al，1992; Wang et al，1992;胡隐樵等，1994；Zhang et al，1995)，内蒙古半干旱草原土壤-植被-大气相互作用(IMGRASS)(吕达仁等，2002a，2002b)，西北干旱区陆-气相互作用观测试验研究(NWC-ALIEX)(张强等，2005)，华北平原地表通量参数化与大气边界层过程的基础研究(胡非等，2005)。以上的试验以及正在开展的黄土高原陆面过程试验研究(LOPEX)(张强等，2007，2008，2009)建立了一定数量的观测站点，部分站点所获得的数据可用于进行不同下垫面陆面过程特征的研究。

本文利用中国干旱/半干旱区实验观测协同与集成研究的资料，以比较、应用和改善陆面模式为目的，比较分析夏季晴天不同下垫面(包括草地、荒漠裸地、农田和森林)的能量和辐射过程特征及其差异，为将来检验和应用陆面模式工作积累感性和理性认识，为中国北方干旱-半干旱区不同下垫面陆面过程的参数化工作的总结和深入提供必要的基础，对建立与中国北方相适应的下垫面参数库工作而言是十分有意义的。 2 观测试验和数据

“中国干旱/半干旱区实验观测协同与集成研究”(以下简称协同观测试验)是由中国科学院大气物理研究所东亚区域气候-环境重点实验室和季风亚洲全球变化区域集成研究计划(MAIRS)共同承办的数据分享平台。

目前该项目吸纳了多个研究机构建立的18个干旱-半干旱区的观测站，包括阿克苏、临泽、大野口、张掖、盈科、阿柔、榆中、兴隆山、定西、玛曲、长武、安塞、东苏、密云、奈曼、锦州和通榆等站点(表 1)，其中通榆有农田站和草地站2个站点。这些观测站主要分布在西北干旱区、黄土高原地区和东北冷区，下垫面类型包括裸土、戈壁、草地、湿地、农田以及绿洲，更加详细的信息，如站点的下垫面状况、观测技术规范以及资料等可以参阅文献(曾剑等，2011; Zhang et al，2012)或者项目主页(http://observation.tea.ac.cn)。

这些站点的气候背景存在一定的差异(曾剑等，2011)，其中临泽、大野口、张掖、盈科、阿柔、东苏等站点处于干旱区，而榆中、兴隆山、定西、玛曲、长武、安塞、密云、奈曼、锦州和通榆等站点则处于半干旱区。本文选取了9种下垫面，包括干旱区荒漠沙地(张掖站)、高寒森林(大野口站)、高寒草甸(阿柔站)、黄土高原自然植被(榆中站)、东北半干旱草甸(通榆草地站)、东北干旱草甸(东苏站)、绿洲农田(临泽站、盈科站)、黄土高原农田(定西站)以及东北农田(通榆站、锦州站、密云站)；表 1比较详细地描述了各下垫面所选取的站点以及站点信息。本文将这些下垫面类型和CoLM陆面模式的下垫面作了简单的对比和归纳。CoLM陆面模式中包含了17类下垫面： 水体(代号为0，下同)、常绿针叶林(1)、常绿阔叶林(2)、落叶针叶林(3)、落叶阔叶林(4)、混交林(5)、密灌木林(6)、稀疏灌木林(7)、有林草地森林(8)、稀树林地森林(9)、草地(10)、永久湿地(11)、农田(12)、城市与建筑用地(13)、农业与自然植被镶嵌体(14)、冰川(15)、裸地与稀疏植被(16)。 本文研究9种下垫面主要对应CoLM模式中的6类下垫面，即落叶阔叶林、混交林、稀疏灌木林、草地、农田以及裸地与稀疏植被(图 1和表 1)，可以发现站点的实际下垫面类型和模式中定义的类型存在一定的差异。本文只分析陆面辐射和能量过程，用于陆面过程研究的数据是2008年7—9月观测的，从中选取晴天条件下的数据进行整理分析，因而本文的结果是夏季晴天陆面过程的平均特征。晴天是指与降水天相隔2—3 d以上的晴空，这样在很大程度上避免不同天气间相互影响而使得代表性减弱。各个站点平均生态质量指数(EQI)空间分布显示东北地区植被覆盖最好，其次是黄土高原区，西北干旱区的植被覆盖最稀疏(曾剑等，2011；中国环境监测总站，2004)。另外，本文中考察的范围经度跨度大，为了便于比较，各区的时间已从北京时间转换为当地时间。

图 1 CoLM模式中研究站点的下垫面类型分布Fig. 1 L and cover types for the stations in the CoLM (0 Water bodies，1 Evergreen needleleaf forests，2 Evergreen broadleaf forests，3 Deciduous needleleaf forests，4 Deciduous broadleaf forests，5 Mixed forests，6 Closed shrubl and s，7 Open shrubl and s，8 Woody savannas，9 Savannas，10 Grassl and s，11 Permanent wetl and s，12 Cropl and s，13 Urban and built-up l and s，14 Cropl and / Natural vegetation mosaics，15 Snow and ice，16 Barren，17 Undefined)

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土壤温度和湿度是陆面过程研究中十分重要的变量，联系着地表辐射过程和能量过程，影响地表能量分配。陆面模式中，土壤内部水分和热量传输过程采用水、热运动耦合模型处理。土壤表层温度采用强迫-恢复方法计算，这种方法考虑植被覆盖下大气辐射的日变化和年变化对土壤温度的影响。在此，为简明地说明问题，只考虑土壤表层5 cm处和深层50 cm处的温度和湿度，其中，高寒草甸阿柔站缺乏5 cm处的土壤温度和湿度而用10 cm处的观测资料代替。图 2是浅层土壤温度和湿度的日变化，表 2给出了不同下垫面浅层和深层土壤的温度和湿度日平均值和日振幅。

图 2 不同下垫面浅层(5 cm)土壤湿度(a)和温度(b)Fig. 2 Soil moisture(a) and temperature(b)at the shallow layers under the different l and cover types

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在图 2a中，不同下垫面的浅层土壤湿度显示出不同的日变化。农田下垫面的浅层土壤湿度在早晨达到最小值，而在下午达到峰值；草地和森林下垫面浅层土壤湿度随着时间递减，但东北干旱草甸和干旱荒漠沙地的浅层土壤湿度跟农田下垫面的变化类似。这说明土壤深层的水向浅层输送，农田下垫面的输送量甚至比浅层蒸发量高，而草地和森林下垫面的输送量比蒸发量要小。相比之下，深层的土壤湿度日变化比浅层弱得多。但值得注意的是，东北半干旱草甸和东北农田深层的土壤湿度日振幅反而比浅层大，分析发现这主要是来自于通榆草地站和农田站的影响。由于通榆的草原站和农田站都出现了这种情况，因而可以排除灌溉的影响；很可能是受重新挖土埋仪器造成的影响，也可能跟这个地区的土壤属性(风沙土和淡黑钙土)或者是动物洞穴有关。从表 2可见高寒森林浅层土壤湿度日振幅约0.4%，荒漠沙地日振幅约0.5%，草地日振幅1.0%—1.5%，农田日振幅0.6%—2.2%。总体而言，荒漠区沙地湿度最低，农田下垫面的土壤湿度比草地高，高寒森林浅层土壤湿度比草地低，但高寒森林深层土壤湿度很高。在3种农田下垫面中，绿洲农田为灌溉农田，其浅层湿度与黄土高原农田接近而高于东北农田。在4种草地下垫面中，高寒草甸处于半干旱偏湿类气候，浅层湿度最高；黄土高原自然植被和东北半干旱草甸分别处于黄土高原和东北冷区的半干旱气候，后者比前者相对湿润；东北干旱草甸属于干旱气候类，土壤湿度最低。

土壤浅层温度变化如图 2b所示，不同下垫面几乎一致地在16时前后出现最高浅层土壤温度，夜间土壤温度随时间逐渐下降，在08时前后土温最低，这跟土壤的辐射冷却和蒸发冷却有关。由图 2b和表 2可以发现，荒漠区裸地浅层土壤温度最高，高寒森林下垫面最低，这跟下垫面的植被覆盖程度直接相关；而草地与农田下垫面的土壤温度的相对大小与下垫面的海拔高度、植被覆盖程度和辐射过程有关。黄土高原自然植被的浅层土壤温度比农田的高，东北半干旱草甸和干旱草甸温度却低于农田。在浅层土壤温度日振幅方面，草地和森林下垫面比农田下垫面日变化大，草地土壤温度日振幅可达12℃，而农田日振幅在6℃以内。土壤温度相对日振幅(日振幅/日平均温度)能够更好地描述这种关系：农田的相对日振幅在0.15—0.2，而草地和森林下垫面在0.2—0.7，这种关系可能是草地土壤湿度比农田的低导致的。各种下垫面的深层土壤温度日变化比浅层平缓，振幅在1℃以内。此外，农田下垫面土壤深层与浅层的温差较小，只有1—2℃，而草 地下垫面为4—5℃，说明农田由于土壤湿度较高而热量输送比较流畅，使得整层土壤温度比较均匀。 3.2 不同下垫面地表辐射过程特征差异

短波向下辐射也称为总辐射，它是陆-气系统的初始驱动能量。一般而言，在全球中高纬度地区太阳总辐射随着纬度的增大而递减，随着海拔的升高而增加；但具体到局部地区，下垫面的性质会影响到局部大气中的水汽、云量以及气溶胶等对总辐射的削弱效应。在中国北方干旱-半干旱区(图 3a)，晴天总辐射呈现典型的单峰对称日变化，总辐射在12—13时达到峰值。总体上总辐射随着纬度增加而减少，黄土高原地区由于纬度最低而总辐

射峰值最大，东北地区纬度最高而总辐射峰值最小。下垫面性质的影响也存在(表 3)，西北地区荒漠沙地和绿洲农田总辐射峰值相差

50 W/m²，黄土高原区草地下垫面总辐射峰值比农田大100 W/m²左右，但东北地区不同下垫面的总辐射峰值局地差异在10 W/m²以内。除下垫面性质的影响，这些差异可能还与地形平坦性和下垫面均匀性有关，但总体上由于同类下垫面的面积不够广阔且影响总辐射的局地因素较多，很难评估下垫面性质对总辐射的影响。

图 3 不同下垫面总辐射(a)和短波反射辐射(b)日变化Fig. 3 Diurnal variation of the total(a) and upward shortwave(b)radiation under the different l and cover types

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与总辐射不同，地表反射辐射除了受到纬度和天空状况的影响外还跟地表属性关联密切。图 3b显示了反射辐射典型的单峰对称日变化，峰值在12时前后出现，且由于不同下垫面的反射特性差异明显，其变化曲线比总辐射离散。表 3、表 4更清楚地给出了不同下垫面反射特

性的差异。高寒森林由于植被的叶面和冠层的吸收作用明显，反射辐射峰 值低(约61 W/m²)，反射辐射日积分值也只有2.1 MJ/(m²·d)。农田下垫面反射辐射峰值约为高寒森林的2倍，反射辐射日积分值约4 MJ/(m²·d)。绿洲农田和东北农田反射辐射的峰值分别为135、112 W/m²，跟以往的研究相似(刘远永等，2007；韦志刚等，2005；王凯等，2004)，但黄土高原农田的反射辐射峰值达181 W/m²，可能是观测站农作物的高度比绿洲农田和东北农田的低以及种植密度稀疏的缘故。草地下垫面反射辐射峰值在160 W/m²左右，反射辐射日积分值约5 MJ/(m²·d)，比农田下垫面高。东北半干旱草甸的反射辐射与农田下垫面的接近，高寒草甸和黄土高原自然植被投身辐射峰值分别为164、167 W/m²，东北干旱草地的反射辐射峰值为184 W/m²。荒漠区裸地反射辐射峰值约200 W/m²，反射辐射日积分值5.4 MJ/(m²·d)，这跟沙漠和戈壁的观测结果较一致(Zhang et al，2003；单机坤等，2008)。总而言之，高寒森林反射辐射最小，其次为农田、草地，沙漠、裸地、戈壁的反射辐射较高。

地表反照率的影响因子主要有：反射物的表面及其内部物质的成分，反射物表面的状况，入射辐射的性质，入射角及方位。不同下垫面的反射特性不一样，对不同光谱波段反照率也不同(主要分析可见光波段(0.4—0.70 μm)和近红外波段(0.70—3 μm)，见表 5)。陆面模式主要考虑植被冠层、冰川、湿地、湖泊和城市5种下垫面的反照率计算，其中，冠层的反照率计算最为复杂，其次是裸地和雪面，冰川反照率为常数(可见光波段α_vis=0.80，近红外波段α_nir=0.55)，冻结湖面和冻结湿地反照率也为常值(α_vis=0.60，α_nir=0.40)，未冻结的湖面和湿地反照率依赖于太阳天顶角(α_vis=α_nir=0.05/(μ+0.15)，μ为太阳天顶角的余弦)。植被下垫面冠层形成的阴影减少反射面积，而且，通过多次反射和吸收，降低反照率。裸地反照率因土壤的湿度和颜色不同而不同，湿土的反照率比干土小。

由于反照率的光谱数据缺乏，本文只讨论由短波反射辐射和总辐射的比值计算得到的反照率特征。表 5给出了不同下垫面的反照率实测值和CoLM的理论值。图 4a描述了不同下垫面反照率典型的“U”形日变化，除黄土高原农田的反照率随着时间逐渐升高外，其他下垫面反照率早晚高中午低。这与太阳光入射角的日变化和近红外光波段的反照率高于可见光有关(表 5)，在早晨和傍晚由于太阳高度角低，太阳光的路径长，高频波段被大气严重削减，只剩下较低频波段的太阳光达到地表，而这种低频波段的太阳光的反照率几乎是高频波段的2倍；此外也可能与傍晚和夜间的降露过程有关(Menenti et al，1989; Minnis et al，1997)。不同的下垫面中，荒漠沙地的反照率最高，日平均值约为0.22，低于表 5中的理论值，反照率日振幅为0.03。其次是草地下垫面，反照率日平均值约为0.17—0.23，也低于理论值，日振幅为0.04—0.08。东北干旱草甸由于退化较为严重(曾剑等，2011)，反照率日平均值达0.23。高寒草甸、黄土高原自然植被、东北半干旱草甸的日平均反照率分别为0.20、0.18、0.17。尽管黄土高原自然植被和东北半干旱草甸下垫面的浅层土壤湿度比高寒草甸低，但反照率仍低于高寒草甸，可能的原因是高寒草甸的海拔高度达3000 m，太阳光入射的角度降低，且黄土高原自然植被下垫面植被较高，东北半干旱草甸部分退化，反照率受到黑钙土的影响。农田下垫面反照率日平均值约为0.14—0.23，日振幅为0.08—0.12(图 4b)。其中，黄土高原农田的反照率为0.23，接近东北干旱草甸的反照率，如前所述这可能是观测站农作物相对绿洲农田和东北农田稀疏的缘故；绿洲农田下垫面的两个代表站的反照率都为0.17左右，东北农田下垫面的3个代表站(通榆站、锦州站及密云站)的反照率都为0.14左右。高寒森林反照率最低，日平均值不到0.1，低于表 5中的理论值，但日振幅很大，这跟海拔高度和植被高度有一定的关系。从以上的分析发现，日平均反照率跟浅层土壤湿度状况相关，也跟植被稀疏程度和植被高度有关；反照率日振幅受表层土壤湿度、植被高度和海拔高度影响，分析也表明反照率日振幅与海拔高度有明显的关系(图略)。另外，通过比较看到不同下垫面的模式反照率理论值高于实测值，说明了在应用CoLM模式进行模拟之前，进行一定改进是很有必要的。

图 4 不同下垫面反照率(a.日平均，b.日振幅)Fig. 4 Albedo under the different l and cover types(a. daily average，b. daily amplitude)

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向下长波辐射指大气向地面发射的能量，即大气逆辐射，其大小取决于底层1 km左右大气层的温度，而该层大气的温度跟水汽、云量和地面的温度有关。下垫面水热特性通过微气候系统而在一定三维空间范围内延伸，因而下垫面可以影响和改变近地层大气的水汽含量、低层云量和地表温度。而不同下垫面的水热性质各异，对大气的长波辐射影响也会不同。但和总辐射一样，同一地区的下垫面类型多样且下垫面没有直接影响大气逆辐射，所以要区分每一种下垫面对大气辐射的贡献比较困难。图 5a描述了晴天条件下不同下垫面大气逆辐射的日变化。从时间变化上看，大气辐射在早晨出现最低值，在12—15时达到峰值。早晨的最低值可能是受该时段的最低土壤温度影响的结果，而土壤温度和地表长波辐射存在耦合过程(Betts，2006; Dickinson et al，2006)。如表 3、表 4所示，不同类型植被下垫面的大气辐射的差异不明显，例如西北高寒草甸与西北绿洲农田的大气辐射接近，黄土高原自然植被与黄土高原农田的大气辐射以及东北半干旱草甸与东北农田的大气辐射量值差别不大。但同类下垫面差异较明显，这主要跟下垫面可利用水分和背景气候的干湿状况有关。例如西北高寒草甸的大气辐射值稍小于黄土高原自然植被的大气辐射，但这两种草地的大气辐射都明显小于东北半干旱草甸，而东北干旱草甸由于退化严重，且处于干旱气候，大气辐射较低。同样，东北农田的大气辐射量高于其他两个地区。

图 5 不同下垫面大气逆辐射(a)和地表长波辐射(b)日变化Fig. 5 Downward(a) and upward(b)long-wave radiations under the different l and cover types

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地表长波辐射也是温度的函数，其随着地表温度升高而增大；此外，地表长波辐射还与下垫面的颜色有关，颜色越深发射率越高。图 5b是地表长波辐射的平均日变化，不同下垫面的峰值出现在13—14时，稍微落后于总辐射，而且，除了高寒草甸外位相比较一致。这是因为地表辐射直接受到地表温度单一因子的控制，而地表温度对太阳总辐射有一定的响应时间。由于地表发射的长波辐射依赖于下垫面的温度，因而不同下垫面的长波辐射表现出类似于不同下垫面的温度分布特征。对于有植被覆盖的下垫面，长波辐射在不同程度上依赖于冠层温度和土壤温度，对于裸地下垫面则只取决于土壤温度，所以土壤温度和地表长波辐射不一定存在一一对应的关系。荒漠区裸地发射的长波辐射最高，高寒森林下垫面最低。草地包括的4种下垫面中，高寒草甸因为土壤温度明显低于其他3种下垫 面，其发射的长波辐射是最弱的；但其他3种草地发射的长波辐射峰值和日积分值的大小没有与浅层土壤温度高低完全对应，东北半干旱草甸与东北干旱草甸的土壤温度相当且低于黄土高原自然植被，但其发射的长波辐射的日积分值却是三者中最高的，这部分跟东北半干旱草甸的温度日振幅较低有关。3种农田下垫面中，东北农田浅层土壤温度最高，发射的辐射也最大；绿洲农田土壤温度明显低于黄土高原农田，但发射的辐射却更高，可能的原因是灌溉绿洲农田的灌溉降温作用，且农作物高且密而黄土高原农田农作物矮且疏，两者对土壤温度的降温效果差别较大。总而言之，荒漠沙地发射的长波辐射最大，峰值超过600 W/m²；其次为草地下垫面，峰值为500—600 W/m²，但高寒草地由于低温而下降100 W/m²左右；农田下垫面发射的长波辐射总体低于草地，峰值为400—500 W/m²；高寒森林发射的长波辐射最低。

有效辐射指地面向外的净长波辐射，其大小主要与空气的干湿程度和地面温度相关。一般而言，植被下垫面的有效辐射比裸土的少，一方面由于植被表面温度比裸土低，地表辐射的热量少，另一方面植被下垫面上空的空气湿度大、云量多，大气逆辐射强。不同类型的植被下垫面在结构特性、生理生化特性等方面不同，各自的水热特性和光学特性存在差异，有效辐射也不同。图 6a是各种下垫面晴天有效辐射的平均日变化，06时有效辐射最小，约在13时出现峰值，各下垫面的有效辐射曲线比较分散，相互区别度较高。如表 3和表 4所示，荒漠沙地、草地、农田、森林下垫面的有效辐射依次减少。其中干旱荒漠区沙地峰值约250 W/m²，日积分值12.2 MJ/(m²·d)；草地峰值120—240 W/m²，日积分值约7—11 MJ/(m²·d)；农田峰值约110 W/m²，日积分值约6 MJ/(m²·d)；高寒森林峰值只有21 W/m²，日积分值约1.2 MJ/(m²·d)。在草地下垫面中，高寒草甸由于高海拔以及因此而产生的低温条件，有效辐射最低，峰值为124 W/m²；黄土高原自然植被的有效辐射峰值为240 W/m²，高于东北半干旱草甸和干旱草甸，而东北干旱草甸的有效辐射高于半干旱草甸，其原因是黄土高原的气候比东北区的干燥，昼夜温差大，而且东北干旱草甸所处气候的湿度也比半干旱草甸的气候低。绿洲农田、黄土高原农田和东北农田的有效辐射峰值都约为110 W/m²，日积分值约为6 MJ/(m²·d)。可见，不同农田下垫面的有效辐射差异小，而不同草地差异较大，这可能跟下垫面的干湿程度相关，也与草地覆盖率有关。

图 6 不同下垫面有效辐射(a)和净辐射(b)日变化Fig. 6 Diurnal variations of the net long-wave radiation(a) and net radiation(b)under the different l and cover types

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地表净辐射是地面从辐射过程中吸收的能量，它涉及辐射的各个分支，比有效辐射过程复杂。下垫面水热和光学特性是其主要的影响因子之一，下垫面的反射特性直接决定了地表对太阳短波能量的收支，其水热特性与地表的长波辐射收支密切相联。从净辐射的日变化(图 6b)可以看到，净辐射在夜间为负值(约-100 W/m²)，在白天为正且于中午12时前后达到峰值，说明在夜间不同下垫面失去能量且失去的能量随时间变化不大，而在白天获得能量且获得能量随着时间表现出单峰式的变化。由表 3和4可以发现，净辐射在不同下垫面中的大小刚好与有效辐射的情况相反：荒漠沙地、草地、农田、森林下垫面的净辐射依次增大。干旱荒漠区沙地净辐射峰值约462 W/m²，日积分值6.8 MJ/(m²·d)。草地净辐射峰值500—600 W/m²，日积分值8.1—13.6 MJ/(m²·d)，其中高寒草甸由于有效辐射最低而净辐射最大，峰值为663 W/m²，黄土高原自然植被的净辐射峰值为567 W/m²，略低于东北半干旱草甸净辐射(峰值为569 W/m²)，而东北干旱草甸的净辐射最小，峰值为464 W/m²。农田净辐射峰值约为650 W/m²，日积分值约15 MJ/(m²·d)，其中绿洲农田、黄土高原农田和东北农田的净辐射依次降低，峰值分别为683、652和624 W/m²。高寒森林最大，净辐射峰值达800 W/m²，日积分值约23.5 MJ/(m²·d)。 3.3 不同下垫面地表热量过程特征差异

地表的热量过程主要考虑地表从辐射过程中获取的能量的分配过程。地表可利用能量以3种方式消耗释放：用于加热大气的感热、用于加热土壤的土壤热通量以及用于蒸发水分的潜热。下垫面水热性质决定地表能量的分配。一般而言，下垫面的可利用水分越高，越多的能量以潜热的方式消耗，空气的湿度高而温度低；相反，则能量主要消耗于加热大气，空气相对干燥而温度高。能量分配方式对局地甚至更大尺度的天气意义深刻，而分配方式的不同是气候的空间差异的根本原因。

理论上，由于水的热传导率比空气要高，所以湿润地表的土壤热流量高于同等温度梯度和土壤成分下的干地表。对于植被下垫面，由于植被的覆盖，相当大的一部分能量被拦截在冠层上分配，土壤直接获取的能量不多，但获取量会因不同的覆盖率和植被高度而不同。图 7a是不同下垫面土壤深度5 cm处观测到的热通量平均日变化。除了高寒草甸和高寒森林，其他下垫面在夜间都出现了负的土壤热通量，各个下垫面的负通量值差异明显但随时间变化较小，通量峰值出现在11—14时。高寒草甸和高寒森林的土壤热通量在夜间为正值，日变化幅度较低，且高寒草甸在06—09时出现突然低谷。不同下垫面的土壤热通量差异较大。高寒森林热通量最低，通量峰值15 W/m²，日积分值0.55 MJ/(m²·d)。这一方面与冠层对太阳光的拦截有关，另一方面也可能跟深层土壤冷水向上输送的过程有关，而深层土壤湿度是浅层3倍，且深层土壤温度比浅层低6℃。草地通量峰值20—88 W/m²，日积分值0.32—1.22 MJ/(m²·d)。荒漠沙地热通量峰值虽然较高(97 W/m²)，但由于夜间负热通量较大，日积分值较小，约0.09 MJ/(m²·d)。农田下垫面热通量最高，峰值约110 W/m²，日积分值约-0.47—1.19 MJ/(m²·d)。草地下垫面中，高寒草甸的热通量峰值虽然很低，但因为夜间热通量为正值，所以热通量日积分值很大；黄土高原自然植被的热通量几乎是东北半干旱草甸的2倍，然而日积分值只比东北半干旱草甸略大；东北干旱草甸的热通量峰值也比半干旱草甸的大，但其日积分值只有半干旱草甸的一半。农田下垫面的热通量峰值很接近，但绿洲农田的热通量由于日振幅较大而日积分值远小于其他两种农田下垫面。

图 7 不同下垫面地表通量日变化(a.地表热通量，b.感热，c.潜热)Fig. 7 Diurnal Variations of the surface flux under the different l and cover types(a. soil heat，b. sensible heat，c. latent heat)

图选项

在3个能量消耗体中，感热和潜热通量的关系更为密切，这归根于这两变量对下垫面可利用水分的敏感性。对于某一净辐射，随着土壤湿度增大，潜热通量上升，而感热通量相应下降。在图 7b和c中，感热和潜热通量呈现出对称日变化的特征。感热通量在夜间出现小的负值，说明夜间存在大气向地面传送能量现象；白天感热通量为正，能量由地面向大气传送，且在13时前后达到感热通量峰值。另外，绿洲农田在15时30分就出现了负感热通量，说明近地层出现了逆温，这与已有的研究结果(Wang et al，1992；王维真等，2009)一致。潜热通量峰值出现时间和感热通量相近，夜间凌晨以后出现负水汽输送的现象，但量值在-10 W/m²以内且持续的时间短，说明水汽主要从地表向大气输送，夏季夜间凌晨以后有少量露水出现。高寒森林的感热通量峰值达318 W/m²，比潜热通量高100 W/m²左右，在各种下垫面中最高，这说明森林冠层中获取的能量主要转化为感热通量，其次，消耗于叶面的蒸腾，且量值都比较大。荒漠沙地由于可利用水分少，约2/3的能量用于加热大气，感热通量峰值220 W/m²，日积分值5.36 MJ/(m²·d)，而潜热通量峰值48 W/m²，日积分值也只有1.7 MJ/(m²·d)。草地下垫面的感热通量高于农田，而草地的潜热通量却低于农田。农田下垫面的感热通量峰值在75—162 W/m²，日积分值在0.43—3.58 MJ/(m²·d)，草地下垫面的感热通量峰值在159—251 W/m²，日积分值在3.98—5.41 MJ/(m²·d)；农田下垫面的潜热通量峰值在200—378 W/m²，日积分值在5.23—10.39 MJ/(m²·d)，草地下垫面的潜热通量峰值在73—162 W/m²，日积分值在2.27—5.0 MJ/(m²·d)。但高寒草甸例外，其感热通量峰值约100 W/m²而潜热通量峰值达408 W/m²，高寒草甸的低温和相对湿润的土壤是这种现象的主要原因。其他的3种草地中，感热通量的峰值都高于潜热通量，感热通量日积分值小于潜热通量的只有东北半干旱草甸。农田下垫面的潜热通量都高于感热通量。黄土高原农田和东北农田同属于半干旱农田，但东北农田的潜热通量比黄土高原农田的高，感热通量比黄土高原农田的低，这主要跟气候干湿的区域差异有关。

鲍恩比定义为感热和潜热之比，用于衡量感热和潜热消耗的相对大小，表征下垫面以及局地陆-气系统的干湿特性，鲍恩比越大表明地表和大气越干。图 8a描述了鲍恩比的白天平均变化，鲍恩比从07时至10时逐渐上升，在10—15时处于平稳的变化状态，在15—18时又逐渐减小。说明从早晨感热通量的增长速度高于潜热通量，到中午时段两者按照相同的比率增长，也暗示这段时间土壤和植被可利用水分含量以及水分传输的稳定性，下午感热通量的减小速率高于潜热通量。但高寒草甸和绿洲农田的鲍恩比从早晨到下午一直减少，主要原因是这两个下垫面的含水量高，潜热通量大，蒸发不但消耗了大部分的能量而且还降低了下面的温度，抑制了感热通量的增加。另外，农田、高寒森林以及湿润的草地下垫面(高寒草甸和东北半干旱草甸)在18时都出现了负的鲍恩比，这主要是感热通量为负值，可能是下垫面的蒸发降温所致。在不同下垫面中，如图 8b，干旱荒漠沙地的鲍恩比最大，日平均值为2.7，其随时间波动较大。除高寒草甸的鲍恩比为0.2之外，草地下垫面鲍恩比都大于1，其中，黄土高原自然植被和东北干旱草甸的鲍恩比接近，都为2.1左右，是东北半干旱草甸的2倍。农田下垫面的鲍恩比明显低于草地下垫面，白天平均值在0.17—0.8，其中灌溉绿洲农田鲍恩比最小，仅0.17，而黄土高原区农田的鲍恩比约为0.8，几乎是东北农田的2倍。

图 8 不同下垫面的鲍恩比日变化(a)和白天平均值(b)Fig. 8 Bowen ratio(a) and its daytime average(b)under the different l and covers

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图 9描述的是各下垫面夏季晴天条件下感热、潜热和土壤热通量的日积分值占净辐射日辐射积分值的比例。各个下垫面用于加热土壤的能量都很少，而主要的能量通过感热或者潜热的方式消耗。荒漠区沙地土壤干燥，可利用能量大部分(约80%)用于加热大气，约20%消耗于蒸发和加热土壤。草地下垫面可利用能量中用于加热大气的能量为30%—50%，蒸发水分的消耗能量约占30%—40%。但高寒草甸用于加热大气的只有10%而用于蒸发的能量却占75%，黄土高原自然植被和东北干旱草甸的能量分配方式相近，用于加热大气的能量比用于蒸发的能量多20%，而东北半干旱草甸感热消耗比例略低于潜热。农田下垫面可利用能量的40%—70%消耗于蒸发，消耗在加热大气的能量不到20%。绿洲农田是灌溉农田，其能量几乎都用于潜热，黄土高原农田用于加热大气的能量约20%，稍微高于东北农田，用于蒸发的能量占40%左右，比东北农田的低。总而言之，感热所占比例最大的为荒漠沙地，其次为草地、农田，最小为高寒森林；潜热所占的比例大小在各下垫面中排列和感热相反；同类下垫面感热和潜热的相对比例随着可利用水分的不同而变化。地表能量闭合率荒漠沙地最高，可达90%；草地闭合率在80%—90%；农田闭合率为70%—80%，而高寒森林下垫面能量闭合率最低，闭合率仅60%。表明水含量越高，潜热通量越大，能量闭合率越低。这一方面跟仪器测量潜热通量所带来的误差有关，潜热通量的测量误差越大，可能造成的不平衡差额越大；另一方面跟下垫面的非均匀程度有关。西北地区和黄土高原地区下垫面相对均匀，各下垫面的通量受平流和局地环流的影响减弱而能量平衡度增强；而东北下垫面复杂，各下垫面的能量平衡度下降。另外，森林能量闭合率比草地以及其他下垫面都低，反映了森林辐射和能量过程的复杂性，除了潜热通量测量误差和下垫面的均匀程度的影响，还跟森林的结构特性异于其他下垫面有关。

图 9 不同下垫面可利用能量分配Fig. 9 Partitionings of the available energy under the different l and cover types

图选项

通过对中国北方干旱-半干旱区荒漠沙地、草地、农田和森林等下垫面的晴空陆面辐射过程和能量过程的特征分析发现：不同下垫面的辐射和能量过程差异明显，下垫面的光学和水热特性在陆面过程中扮演重要的角色。同类下垫面的陆面能量过程表现出较明显的区域特征。主要结论如下：

(1)不同下垫面在土壤湿度和温度的平均值、日变化、日振幅等方面不同。荒漠区裸地为沙土，土壤可以利用水分最低，导致土壤湿度日振幅小，土壤温度高且日振幅大。农田和草地下垫面都为植被覆盖，两种下垫面都包括了西北地区、黄土高原地区以及东北地区典型的农田和草地，因而同种下垫面的土壤水热属性表现出一定的区域性特征。农田下垫面的土壤湿度及其日振幅都高于草地，使得农田的土壤温度日振幅比草地小，且深浅层土壤温度差也比草地低。草地与农田下垫面的土壤温度的相对大小因不同地区而不同，这跟各地区的海拔高度、植被覆盖程度和气候背景相对应。高寒森林浅层土壤湿度跟草地接近但深浅层的湿度差很大，其土壤温度低且深层比浅层低6℃，这对土壤内的能量和水分传输有重要影响。在各种下垫面中，土壤深层的水向浅层输送，农田和干旱荒漠区下垫面的输送量甚至比浅层蒸发量高，而草地下垫面和森林下垫面的输送量比蒸发量要小。

(2)在局地尺度上，太阳总辐射和大气逆辐射直接受大气湿度和气溶胶影响，下垫面只能通过微气候系统影响大气湿度和气溶胶才能影响它们，且影响因子多，不同下垫面近地层的总辐射和大气逆辐射差异不太明显。地表长波辐射是下垫面温度的函数，因而不同下垫面的长波辐射表现出类似于不同下垫面的温度特征，但又在不同程度上受冠层的影响。

(3)地表短波反射辐射和地表反照率跟下垫面的光学和水热性质相关。高寒森林对太阳光的反射性最小，其次为农田、草地，荒漠裸地的反射性最高，且农田和草地下垫面的反射性质还受植被高度和密度影响。在量值上，高寒森林的反射属性主要由冠层决定，而由于冠层对太阳光的吸收明显，反射辐射峰值约61 W/m²，反照率不到0.1，且日振幅大；绿洲农田、黄土高原农田、东北农田的反射辐射峰值分别为135、181、112 W/m²，它们的对应反照率为0.17、0.23、0.14，黄土高原农田的强反射性跟农作物稀疏和高度较低有关；高寒草甸、黄土高原自然植被以及东北半干旱草甸的反射辐射峰值分别为164、167、115 W/m²，对应的反照率分别为0.20、0.18、0.15，而东北干旱草甸由于退化严重，草地冠层对太阳光吸收减弱且反射属性部分受到裸露浅色土壤的影响，因而反射性强。

(4)荒漠沙地、草地、农田、森林下垫面的净辐射依次增大。干旱荒漠区沙地净辐射峰值约462 W/m²，草地净辐射峰值500—600 W/m²，农田净辐射峰值约650 W/m²，高寒森林最大，净辐射峰值达800 W/m²。高寒草甸净辐射最大，黄土高原自然植被的净辐射略低于东北半干旱草甸，东北干旱草甸净辐射最低。绿洲农田、黄土高原农田和东北农田的净辐射依次降低。

(5)感热所占比例最大的为荒漠沙地，其次为草地、农田，最小为高寒森林；潜热所占的比例大小在各下垫面中排列和感热相反；同类下垫面的感热和潜热相对比例随着可利用水分的不同而变化，并且表现出区域气候特征。荒漠区沙地土壤干燥，可利用能量大部分(约80%)用于加热大气，约20%消耗于蒸发和加热土壤。草地下垫面可利用能量中用于加热大气的能量比蒸发水分消耗的能量高，但例外的是高寒草甸用于加热大气的只有10%而用于蒸发的能量却占75%。农田下垫面可利用能量的大部分消耗于蒸发，消耗在加热大气的能量不到20%。水含量越高，潜热通量越大，能量闭合率越低。

(6)地表能量闭合率荒漠沙地最高，可达90%；草地闭合率在80%—90%；农田闭合率为70%—80%，而高寒森林下垫面能量闭合率最低，闭合率仅60%。这跟仪器测量潜热通量的误差和下垫面的非均匀程度有关。西北地区和黄土高原地区下垫面相对均匀，各下垫面的通量受平流和局地环流的影响减弱而能量平衡度增强；而东北下垫面复杂，各下垫面的能量平衡度下降。

虽然本文分析了9种下垫面的陆面过程的主要特征，但协同资料覆盖的时段较短，站点有限且有些站点的区域气候代表性还不够，这在一定程度上会限制具有稳定性、规律性结论的获取，这些方面都需要在未来逐渐扩大协同观测站点数目和覆盖范围以及长期稳定的观测来实现。

致谢： 中国科学院大气物理研究所东亚区域气候-环境重点实验室和季风亚洲全球变化区域集成研究计划为本研究提供了资料，在此表示感谢。