關于中國西北干旱區陸—氣相互作用及其對氣候影響研究的最近進展

黃榮輝 周德剛 陳文 周連童 韋志剛 張強 高曉清衛國安 候旭宏

1中國科學院大氣物理研究所季風系統研究中心，北京100190

2中國科學院寒區旱區環境與工程研究所，蘭州730000

3中國氣象局蘭州干旱氣象研究所，蘭州730020

1 引言

從20世紀70年代中期開始，大氣科學家對氣候的認識有一個飛躍，認識到氣候不僅僅是大氣中動力、熱力過程所形成，而且是地球系統中大氣圈、水圈、冰雪圈、巖石圈和生物圈相互作用的結果，甚至與人類活動也有一定關系。而能量與水分循環是聯系這個氣候系統中各圈層的兩個重要過程，它與地球氣候系統各成員的變化緊密關聯在一起的。

由于水分和能量循環對于氣候變化與異常起著十分重要作用，因此，在世界氣候研究計劃（WCRP）之下特別制定了全球能量和水分循環試驗計劃（Global Energy and Water Cycle Experiment,簡稱GEWEX）。GEWEX計劃是全球最大的氣候和環境科學試驗，它在全球有代表性的下墊面開展了陸—氣相互作用以及能量和水分循環觀測試驗（世界氣象組織，2006）。

從20世紀80年代中期起，在國際上進行了許多大型陸—氣相互作用觀測試驗，如：（1）濕潤區水分收支和蒸發通量的水文—大氣試驗 (Hydrologic Atmospheric Experiment for the Study of Water Budget and Evaporation Flux at the Climatic Scale, 簡稱為HAPEX/MOBILMY)，它主要研究濕潤地區陸面過程的特征，在大、中、小三種尺度方面，關于濕潤區的水汽和蒸發通量與氣候變異之間的關系的研究取得進展（André et al., 1986）；（2）在20世紀90年代初，在歐洲進行了歐洲干旱化區域野外觀測試驗（European Field Experiment in a Desertificationthreatened Area，簡稱EFEDA），此計劃的完成不僅對歐洲半干旱地區陸面特征有了新的認識，而且在干旱化過程及機理方面取得進展（Bolle et al., 1993）；（3）在90年代，在加拿大進行了為期4年的北半球生態系統—大氣研究計劃（The Boreal Ecosystem-Atmosphere Study, 簡稱BOREAS），此計劃對加拿大北部森林與大氣之間的相互影響及其對氣候變化的影響進行了深入研究（Sellers et al., 1995,1997）。通過這些大型的野外觀測試驗獲取了大量有關不同下墊面陸—氣相互作用的觀測資料，同時也發展了一系列陸—氣相互作用模式，如Biosphere–Atmosphere Transfer Scheme （ 簡 稱BATS）和Simple Biosphere Model（簡稱SiB）等著名的陸面過程模式。

鑒于我國西北干旱區陸—氣相互作用對東亞季風系統有嚴重影響（Huang et al., 2002），并且目前干旱區陸面過程有關參數還遠遠滿足不了此區域能量和水分循環特征分析和氣候數值模式的需要，為此，在“國家重大基礎研究發展規劃”首批啟動項目“我國重大氣候災害的形成機理與預測理論研究”的資助下，繼西北干旱區黑河地區地—氣相互作用試驗（胡隱樵，1994）之后，我們在我國西北干旱區進行陸—氣相互作用的野外觀測試驗，并開展了有關分析研究。在此項目的資助下，在敦煌的雙敦子戈壁下墊面、臨澤的巴丹吉林沙漠下墊面，以及在五道梁的高寒地區分別建立了干旱區陸—氣相互作用觀測試驗站（圖1），并于2000～2003年在這三個觀測試驗站同時進行了“中國西北干旱區陸—氣相互作用觀測試驗”(The Field Experiment on Air–land Interaction in the Arid Area of Northwest China, 簡稱為NWC-ALIEX)（黃榮輝，2006）。近幾年來，在國家自然科學基金委員會重點基金項目 “我國西北干旱區陸—氣相互作用特征及其對氣候影響機理研究”、中國科學院知識創新工程項目 “干旱/半干旱地帶陸—氣相互作用及模型設計機理和數值模擬”、國家重大基礎研究發展規劃另一項目“全球變暖背景下東亞能量和水分循環變異及其對我國極端氣候的影響”等的資助下，以及中國科學院資源與環境科學技術局“野外觀測試驗站運轉費”的支持下，于 2004～2012年相繼在敦煌戈壁下墊面又進行了較長期的干旱區陸—氣相互作用觀測試驗，把NWC-ALIEX計劃延續至今。

圖1 中國西北干旱區陸—氣相互作用試驗觀測站分布圖Fig.1 Distribution of observational stations of the Field Experiment on Air-Land Interaction in the Arid Area of Northwest China (NWC-ALIEX)

通過此觀測試驗 10多年的連續觀測，積累了大量有關西北干旱區陸—氣相互作用和陸面過程參數的原始觀測資料，經過多年的分析研究，得到了許多有關干旱區陸面過程參數、陸—氣相互作用特征及其對氣候影響方面很有意義的科學成果。由于有關此試驗早期一些觀測成果，張強等（2005）已作了全面總結，并且有關此試驗的科學意義、試驗方案和數據整編以及早期的觀測、分析和數值模擬的科學成果已有著作進行了系統總結（黃榮輝等，2011），因而，此文重點是綜述近幾年來利用此試驗 10多年來的連續觀測和近幾年的加強期觀測資料所得的部分科學成果，其中部分結果是至今還沒有公開發表過的研究成果。

2 敦煌干旱區的陸面過程參數及陸—氣相互作用特征

由于西北干旱區人煙稀少，缺乏飲用水，不利于野外觀測，因此在廣闊的沙漠和戈壁上缺乏氣象參數。這不僅給分析中國西北氣候特征帶來困難，而且也造成干旱區氣候數值模式中陸面過程參數的不確定性。為此，最近王超等（2010a）以及Zhou and Huang (2011) 對NWC-ALIEX連續12年的觀測試驗資料以及對加強期觀測試驗資料的質量問題進行了詳細分析。分析結果表明：此觀測試驗的資料質量是比較好的，正常數據占總數據的91.2%。非正常數據只占總數據的8.8%（王超等，2010a）。因此，可利用此野外觀測試驗所取得資料來分析敦煌典型干旱區一些重要的陸面過程參數并揭示西北干旱區一些重要陸面過程特征。

2.1 敦煌干旱區地表附近動量總體輸送系數和熱力總體交換系數

Huang et al.（2005）和張強等（2005）利用NWCALIEX早期1年的觀測數據，提出敦煌干旱地表動量粗糙度長度為1.9±0.7 mm，而感熱粗糙度長度為0.43±0.32 mm，地表附近總體動量和熱量輸送系數分別為（1.63±1.68）×10?3和 （1.49±1.08）×10?3（組合法）。最近，周德剛等（2012）利用 NWCALIEX的多年觀測試驗資料，剔除人工物對觀測的干擾后確定了敦煌干旱區動量粗糙度 z0m大約為0.61±0.02 mm，而熱力粗糙度z0h在白天平均約在0.05 mm左右。因此，用多年觀測試驗資料所確定的敦煌干旱地表動量粗糙度要比用1年的觀測資料計算值要小一些，但它們量級都是一致的，也比黑河試驗觀測所得結果（1.7～4.5 mm）也要小一些（左洪超和胡隱樵，1992）；而熱量粗糙度用多年觀測試驗資料所確定的值要比用1年的觀測資料所計算的值（0.43±0.32 mm）也要小一個量級。并且，從超聲探測儀觀測的感熱等資料和地—氣溫差資料計算的敦煌干旱區熱力總體交換系數 Ch大約為(2.3±0.2)×10?3；而動量總體輸送系數 CD大約為(3.0±0.2)×10?3。由于受超聲儀器的更換、資料處理方法的差異以及觀測本身誤差的影響，用后期多年觀測試驗資料所計算的動量輸送系數要比應用 1年的觀測資料所計算的值要小一些，而熱量輸送要大一些，但兩者量級相當，并與黑河觀測試驗所得結果也較接近。

這些參數對于優化陸面過程模式中有關參數化方案起到重要作用，從而對有關陸面過程的改進起到重要作用。

2.2 敦煌干旱區到達地表總輻射、凈輻射和地表反照率的變化特征

為了說明NWC-ALIEX所測得的輻射具有代表性，首先把此觀測試驗在敦煌干旱區所得的 12年輻射各分量與西北干旱區及北半球各地的輻射各分量求相關，結果表明：敦煌干旱區輻射各分量與北半球同緯度地區（特別是西北干旱區）的輻射各分量有很好的正相關，這說明敦煌測得的輻射各分量對于西北干旱區有較好的代表性。

（1）不同地表狀況輻射各分量的日積分值

Huang et al.（2005）和張強等（2005）利用NWC-ALIEX在敦煌干旱區2002年5～6月加強期觀測試驗資料研究了敦煌戈壁和綠洲地表的熱量和輻射平衡特征，不僅指出了敦煌戈壁區 5～6月份在晴天時有很大的總輻射，最大可達 1000 W m?2，這是其它區域較少觀測到的，而且指出了敦煌戈壁地表和綠洲農田輻射平衡中各輻射分量的日積分值有很大不同。最近，王超等（2012）又利用NWC-ALIEX在敦煌稀疏植被2009年7～9月加強期觀測資料分析了敦煌稀疏植被地表輻射平衡中各輻射分量的日積分值。表1比較了在敦煌不同地表輻射平衡中各輻射分量的日積分值。從表1可以看到：敦煌戈壁地表的總輻射、大氣長波輻射和地表向上長波輻射的日積分值大于綠洲農田地表的總輻射、大氣長波輻射和地表向上長波輻射，而戈壁地表的反輻射和凈輻射日積分值要小于綠洲農田的地表反輻射和凈輻射；并且從表1所列的敦煌稀疏植被輻射各分量的日積分值也可以看到，敦煌在7～9月總輻射和凈輻射日積分值比5～6月份的總輻射和凈輻射值小，這可能是由于夏至之后，日照時間變短，但稀疏下墊面大氣的長波輻射、地表向上的長波輻射的日積分值比戈壁下墊面的大氣長波輻射和地表向上長波輻射的日積分值小，但比綠洲下墊面的相應輻射分量的日積分值大。因此，上述結果不僅表明了西北干旱區輻射平衡中各分量因地表植被狀況不同而有很大不同，而且也表明了植被是有利于地表溫度的保持，地表植被愈少，地表向上的長波輻射愈大。

（2）戈壁區總輻射通量和凈輻射通量的季節變化

從敦煌戈壁區2001～2007年的7年輻射各分量觀測資料的分析結果表明：敦煌干旱區各年總輻射通量在夏季最大，約760 W m?2，春季略小于夏季，秋季次之，冬季最小（圖 2a）；并且，凈輻射也是在夏季最大，約370 W m?2，春季略小于夏季，秋季次之，冬季最小（圖2b）。

把敦煌干旱區所觀測的太陽總輻射和反射輻射與NCEP/NCAR再分析的敦煌附近地表總輻射和反射輻射通量資料（Kalnay et al., 1996）相比較，如圖3a和圖3b所示，NCEP/NCAR再分析的總輻射和反射輻射通量要比敦煌干旱區觀測試驗實際測得的總輻射和反射輻射通量偏大，而實際觀測到的總輻射和反射輻射通量的波動要比NCEP/NCAR再分析總輻射和反射輻射通量的波動大。

（3）戈壁區地表反照率及其日變化和季節變化特征

Huang et al.（2005）和張強（2005）利用 NWCALIEX觀測試驗早期1年的觀測資料，提出敦煌戈壁地表反照率大約為 0.255±0.021。最近，從NWC-ALIEX的多年輻射資料的分析結果提出敦煌戈壁區地表反照率在夏季的白天大約為 0.255±0.002，這與應用1年的觀測試驗資料所得的結果很一致，但比黑河試驗在戈壁地表測得的地表反照率（0.228）（鄒基玲等，1992）要大一些。并且，利用NWC-ALIEX的多年輻射資料所得的敦煌干旱區地表反照率的日變化呈“U”字型。如圖4所示，它一般在當地時間11時到13時最小，而在上午11時之前及下午 13時之后呈現增大趨勢；此外，分析還表明，它有一定的季節變化，一般在冬季最大（由于有雪的緣故），而夏季最小，春、秋比夏季稍大一些。

表1 夏季敦煌三種地表的輻射各分量的日積分值Table 1 Diurnal integrated value of various components of summertime radiation at three kinds of Dunhuang’s surface

圖2 敦煌戈壁地表總輻射通量 (a) 和凈輻射通量 (b) 在四季的平均日變化.單位：W m?2Fig.2 Average diurnal variations of four-seasonal (a) total radiation fluxes and (b) net radiation fluxes at the surface of Dunhuang Gobi area.Units: W m?2

圖3 敦煌戈壁觀測站測得的戈壁區地表總輻射通量 (a) 和反射輻射通量 (b) 與NCEP/NCAR再分析的總輻射和反射輻射通量比較Fig.3 Comparisons between (a) total radiation flux and (b) reflected radiation flux at the surface of Gobi area observed from Dunhuang Gobi observation station and those from NCEP/NCAR reanalysis (e.g., Kalnay, et al., 1996).Units: W m?2

最近，王超等（2012）利用NWC-ALIEX 2009年夏季加強期觀測資料分析了敦煌稀疏植被下墊面的反照率，提出了敦煌稀疏植被下墊面的反照率為0.24，比戈壁下墊面的反照率小，這個結果是合理的。

2.3 敦煌戈壁區的邊界層特征及邊界層結構

敦煌干旱區由于水汽含量很低，水汽凝結高度高，因此，一般對流邊界層都比較高，NWC-ALIEX的觀測結果充分證明了這點。

圖4 敦煌戈壁觀測站觀測的2002～2010年夏季典型晴天下戈壁地表反照率的日變化。圖中時間是敦煌當地時間Fig.4 Diurnal variation of albedo at the surface of Gobi area in typical clear summer day observed from Dunhuang Gobi station during the period 2002–2010.The time in Fig.4 is the local time of Dunhuang station

（1）對流邊界層特征

張強等（2004）以及張強和王勝（2009）利用NWC-ALIEX早期觀測資料，指出敦煌戈壁區具有高邊界層特征。最近，韋志剛等（2010）和惠小英等（2011）從 NWC-ALIEX 2008年加強期觀測所測得資料的分析結果，也揭示了敦煌戈壁區邊界層具有高對流邊界層及明顯的日變化特征。如圖 5a所示，在北京時10時（地方時約08時）敦煌戈壁區對流邊界層已有所發展，對流邊界層從北京時12時到 14時發展很快，新發展的對流與殘留層的對流相混合，使對流邊界層迅速增厚，在北京時 16時到23時（地方時14時～21時），對流邊界層高度可達最高高度，它可達距地 4200 m高度。這表明了在敦煌戈壁區邊界層具有高對流邊界層特征；并且，從圖 5a還可看到，敦煌戈壁區穩定邊界層從北京時19時（地方時約17時）左右開始發展，高度可達距地面1300 m高度，穩定邊界層一般在北京時12時到14時消退。這些表明利用最近敦煌戈壁區邊界層觀測資料的分析結果與以前利用敦煌氣象站加強探空資料分析的結果（張強等，2004）較為一致。

最近，Wei et al.（2009）還利用平涼黃土塬半干旱區陸—氣相互作用的觀測試驗資料分析了西北半干旱區的對流邊界層厚度，結果表明：黃土塬的對流邊界層厚度可達1000 m高度，而穩定邊界層厚度達650 m高度。這說明黃土高原的對流邊界層厚度比敦煌戈壁區和青藏高原對流邊界層高度（可達2700 m）都低。

上述結果表明了夏季敦煌戈壁區的對流邊界層厚度確實較厚，它比青藏高原和黃土高原的邊界層的高度都高，具有高對流邊界層特征。這可能是由于敦煌戈壁區十分干旱，年降水量不足50 mm，而年蒸發能力達3400 mm，地表感熱輸送很強，而水汽含量很低，水汽不易在較低高度凝結所致。

（2）邊界層結構

韋志剛等（2010）從NWC-ALIEX的2008年8月加強期觀測資料的分析結果揭示了敦煌戈壁區對流邊界層結構。如圖 5b所示，敦煌戈壁區也具有五層結構，即近地層、混合層、逆溫層、中性層、次逆溫層。

2.4 敦煌戈壁區地―氣溫差的平均日變化、季節變化和典型天氣下的日變化特征

（1）平均的日變化

圖5 敦煌戈壁觀測站測得2008年8月15～18日戈壁區邊界層高度的變化（a）和8月11日14時測得的邊界層結構（b）。圖中時間為北京時；hcbl、hrml和hsbl分別表示對流邊界層高度、殘留混合層高度和穩定邊界層高度；FAL、SIL、NL、IL、ML和SL分別表示自由大氣層、次逆溫層、中性層、逆溫層、混合層和近地層Fig.5(a) The variation of boundary layer with time during August 11–15, 2008 and (b) the structure of boundary layer of Gobi area at 1400 BT (Beijing time) in August 11, 2008 observed from Dunhuang Gobi station.The time in Fig.5 is Beijing time; hcbl, hrml, and hsbl indicate the heights of convective boundary layer, residual mixed layer, and stable boundary layer, respectively; FAL, SIL, NL, IL, ML, and SL indicate free atmosphere layer, second inversion layer, neutral layer, inversion layer, mixed layer, and surface layer, respectively

王超等（2010b）利用敦煌戈壁觀測試驗站2008年12月1日至2009年12月31日的觀測資料，分析敦煌戈壁區地—氣溫差的變化，結果表明：敦煌戈壁區地—氣溫差不僅有很大的日變化，而且有很明顯的季節變化；并且，分析結果還表明：敦煌戈壁地表地—氣溫差變化幅度較地溫和氣溫小，它的分布在―1°C附近有一個非常明顯的峰值，觀測期間出現的最小地—氣溫差為―13.8°C，它出現在夜間，而最大地—氣溫差為 35°C，它出現在白天,平均地—氣溫差為4.1°C。此外，如圖6a所示，敦煌戈壁地表地—氣溫差的日變化規律性強，白天為正，夜間為負，以12時（當地時間）大致對稱，夜間變化幅度小，白天溫差變化幅度大。

（2）季節變化

如圖 6b所示，不同季節敦煌戈壁區地—氣溫差的日變化趨勢大致相同，但變化幅度、溫差大小和溫差正負轉變的時間有所不同。此區域地氣溫差在12月份最小，6月份最大。若按季節劃分，則夏季最大，為25.8°C，冬季最小，為10.2°C。

（3）不同天氣條件下的地—氣溫差

不同天氣條件下敦煌戈壁區地—氣溫差的日變化有所不同。如圖 6c所示，雖然在晴天（2009年4月3日）、陰天（4月11日）和沙塵暴（4月23日）天氣下，敦煌戈壁區地—氣溫差的變化趨勢是一致的，但變化幅度、峰值和溫差正負轉換的時間都有所不同。在晴天，地—氣溫差值最大，出現在當地中午12時（北京時14時）；在陰天，地—氣溫差值次之，出現在當地時間午后 14時（北京時 16時）比晴天天氣條件下地—氣溫差最大值出現的時間晚 2 h；在沙塵暴天氣時，地—氣溫差最小，出現在當地時間午后13時（北京時15時），比晴天地—氣溫差最大值出現時間稍晚，而比陰天地—氣溫差最大值出現時間偏早。

圖6 敦煌戈壁觀測站所觀測的戈壁區地—氣溫差（Ts―Ta）的平均的日變化（a），季節變化（b）和不同天氣條件下的日變化（c），單位：°C。圖c中晴天是2009年4月3日，陰天是4月11日，沙塵暴天氣是4月23日Fig.6(a) Diurnal and (b) seasonal variations of difference between surface temperature and surface air temperature (Ts－Ta), (c) diurnal variation of （Ts―Ta）under different weather conditions in the Gobi area observed from Dunhuang Gobi observational station.Units: °C.In Fig.6c, the sunny day was on April 3,2009, the cloudy day was on April 11, 2009, and the day of sand-dust storm was on April 23, 2009

2.5 敦煌干旱區表層和次表層土壤溫度

張強等（2005）從NWC-ALIEX早期1年的觀測資料分析了敦煌戈壁干燥土壤熱力參數，特別是推算出戈壁干燥土壤的熱容量、熱傳導率和熱擴散率。NWC-ALIEX連續多年對敦煌戈壁區近地面4層（1 m、2 m、8 m、18 m）的大氣風溫濕分量、4層土壤濕度（5 cm、10 cm、20 cm、80 cm）以及7層土壤溫度（0 cm、5 cm、10 cm、20 cm、40 cm、80 cm、180 cm）進行了觀測，取得了大量觀測資料。最近，我們利用此資料，分析了敦煌戈壁干燥土壤表層、80 cm和180 cm土壤溫度的年際變化趨勢。如圖7所示，夏季敦煌戈壁區表層、次表層溫度有微弱的逐漸下降趨勢，而深層土壤溫度有微弱的升高趨勢。由于從敦煌干旱區土壤溫度的變化可以推算敦煌戈壁干燥土壤熱容量的變化，因此上述結果表明了敦煌戈壁土壤表層和次表層熱容量有微弱的下降趨勢，但深層土壤熱容量都有微弱的上升趨勢。

此外，我們還利用在敦煌戈壁區連續多年所測得干燥土壤5 cm、10 cm、20 cm、80 cm深度四層土壤含水量資料分析了敦煌戈壁干燥土壤表層和次表層土壤體積含水量（圖略），結果表明了敦煌戈壁干燥土壤含水量與降水量有很好的正相關，但由于敦煌干旱區年降水量很少，因此，它并沒有明顯的年際變化。

上述表明了通過分析NWC-ALIEX所得的多年觀測資料，提出了許多敦煌干旱區陸面過程的重要參數，這些參數不僅對于優化陸面過程模式中的有關參數化方案及改進干旱區陸面過程模式有直接的應用，而且在關于中國西北干旱區陸—氣相互作用對氣候影響的研究也是非常重要的。

3 觀測的陸面過程參數在陸面過程模式中參數化方案的優化及模擬結果改進的應用及作用

圖7 敦煌戈壁觀測站所測得夏季（6～8月）表層、80 cm和180 cm深度的干燥土壤溫度的年際變化。單位：°CFig.7 Interannual variability of the summertime (June–August) dry-soil temperature at surface, 80-cm and 180-cm depths observed from Dunhuang Gobi observational station.Units: °C

Henderson-Sellers et al.(1993) 比較了國際上流行的 25個陸面過程模式，表明了不同陸面過程模式對地表附近感熱和潛熱的模擬結果相差甚大。其中部分原因是模式中一些陸面要素的參數化方案不恰當所造成的。為此，我們近幾年來利用NWC-ALIEX所測得的干旱區陸面過程參數對有關陸面過程模式中的陸面參數化方案進行優化，從而改進了這些陸面過程模式對陸面過程的模擬結果。

3.1 觀測的陸面過程參數在干旱區陸面過程模式參數化方案的優化及其模擬結果改進的作用

上述總結了根據NWC-ALIEX觀測試驗結果，提出了許多干旱區重要陸面過程參數，這些參數對于陸面模式中參數的優化有著重要作用。Chen et al.（2009）利用NWC-ALIEX連續8年的觀測數據以及近年來關于陸面過程參數化方案的最新研究結果，對BATS陸面過程模式（Dikinson et al., 1993）中反照率、粗糙度長度、土壤體積熱容量和土壤熱傳導率4個參數進行優化。并且，他們還利用改進過的陸面過程模式按照不同的參數優化方案組合形式設計了典型干旱區地氣交換過程的控制試驗和重要陸面過程參數影響的敏感性試驗方案，對敦煌2000年5月～2004年7月的陸面過程進行了離線 (off-line) 數值模擬分析。在此基礎上，通過對比各數值試驗的模擬結果，細致地分析了不同參數在不同時段對地—氣相互作用中感熱通量、潛熱通量和地表溫度模擬的影響（朱德琴，2006）。

經參數優化的BATS陸面過程模式可以顯著地提高模式的模擬能力。如圖 8a所示，對地表溫度而言，參數優化后的模式能更準確地模擬地表溫度的日變化特征。這主要是由于在陸面模式中改進了反照率參數，從而改進了模式對凈短波輻射和凈長波輻射的模擬，改進后的模式在凈短波輻射和凈長波輻射的模擬上均比原模式的模擬結果有了一定程度的改善，可以比較好地模擬出它們的日變化和季節變化特征。并且，經參數優化后的模式可以比較好地模擬深層土壤溫度的季節性變化特征，全年各季節土壤溫度的模擬對反照率和粗糙度長度都比較敏感，尤其是夏半年更明顯，而在冬半年它對于土壤體積熱容量和熱傳導率更為敏感，在夏季對此兩參數的影響比較小。此外，如圖8b和圖8c所示，與加強觀測期的感熱通量觀測值對比，參數優化后的陸面過程模式能比較好地模擬感熱通量的日變化特征，并對潛熱通量的模擬也有一定的改進。

圖8 利用NWC-ALIEX觀測試驗得到的干旱區陸面參數對BATS陸面過程模式中有關參數進行優化后所模擬的（a）地表溫度（單位：K）以及地表附近（b）感熱輸送通量（單位：W m?2）和（c）潛熱輸送通量（單位：W m?2）的日變化（朱德琴，2006）Fig.8 Diurnal variations of (a) surface temperature (unit: K), (b) sensible heat transfer flux (unit: W m?2), and (c) latent heat transfer flux (unit: W m?2)simulated by using the parameter-optimized BATS land surface model, where the related parameters were observed from the NWC-ALIEX (Zhu, 2006)

3.2 觀測的陸面過程參數在國際常用陸面過程模式的參數化方案優化及其模擬結果改進的作用

為了更好驗證上述從觀測試驗所得的參數在陸面過程參數化方案的優化及其模擬改進的作用，房云龍等（2010）選取目前國際上較為常用的四個陸面過程模式——BATS（Dikinson et al., 1993）、SSiB (Xue et al., 1991)、NCAR-LSM (National Center for Atmospheric Research, Land Surface Model)(Bonan, 1996) 以及 CoLM（Common Land Model）（Dai et al., 2001, 2003），并根據NWC-ALIEX的觀測資料對這四個模式中的地表反照率和粗糙度長度兩個參數的參數化方案進行統一改進和優化；在此基礎上對敦煌干旱區陸面過程進行單站離線 (off-line) 數值試驗，并對比各模式的模擬性能。結果顯示：經反照率和粗糙度長度參數化方案優化之后，各模式對地表溫度的日變化和感熱通量的季節變化等的模擬能力均有較大程度的提高（圖9、10）。

并且，如表2所示，各模式對感熱通量模擬的均方根誤差和平均偏差都有顯著的減小，這說明改進這四個模式中兩個參數就可以更好地模擬干旱區地表特征；此外，優化參數后，模式之間模擬性能的差異也有所減小。這個結果說明了對于干旱區陸面過程模式中參數化方案的正確選取與物理過程的方案選取可能同等重要。

表2 BATS、SSiB、NCAR-LSM 和COLM陸面過程模式經參數優化后與未經優化對感熱通量模擬結果的比較Table 2 Comparisons between sensible heat fluxes simulated by using the parameter-optimized surface land models of BATS, SSiB, NCAR-LSM, and CoLM and those simulated by using original models.Units: W m?2

3.3 經參數化方案優化后陸面過程模式對氣候模擬的改進

朱德琴（2006）利用參數優化后BATS陸面過程模式和 RegCM 區域氣候模式（Dikinson et al.,1989; Giorgi, 1990）對我國夏季降水進行了數值模擬。如圖 11所示，改進后的陸面過程模式不僅可以較好地模擬干旱區陸面過程，而且能較好地模擬周邊的氣候變化，特別是改進了對我國東部夏季季風降水的數值模擬。把圖 11a和圖 11b分別與圖11c相比較可以明顯看到，經陸面參數化方案優化以后區域氣候模式對我國夏季降水有很大改進，所模擬的我國夏季降水與實況較接近。

上述結果說明了通過利用NWC-ALIEX所測得的多年資料對陸面過程參數進行優化，經參數優化后的陸面過程模式不僅大大改進了干旱區的地表溫度和感熱輸送的模擬結果，而且應用到區域氣候模式中，可以改進我國東部夏季季風降水的數值模擬結果。這表明了我國干旱區陸面過程參數的優化和陸面過程模式的改進對于我國氣候數值模擬是相當重要的。

4 中國西北干旱區感熱輸送特征的研究

中國西北地區由于山脈的阻擋，水汽輸送到這里很少，云量很少，故在春、夏季的凈短波輻射大，這就導致此區域在春、夏季地—氣溫差很大，從而造成感熱輸送很大。然而，中國西北干旱區，一方面由于對地表感熱輸送的直接觀測的站點很少，即便有少數觀測站，但觀測的時間也較短；另一方面，由于氣象臺站只有常規氣象要素的觀測，并沒有感熱通量的直接觀測。為了估算我國西北地區的地表感熱通量，Zhou and Huang (2010a) 利用 NWCALIEX在干旱下墊面觀測試驗所取得的地表能量通量湍流輸送，并評價了利用該輸送參數來計算一般氣象臺站感熱通量的可行性，從而利用氣象臺站四個時次（02時、08時、14時、20時）觀測資料估算了西北干旱區感熱輸送（周連童，2009a）。

4.1 感熱通量在敦煌地區地表能量平衡中的作用干旱區地表能量平衡方程如下：

圖9 BATS (a)、SSiB (b)、NCAR-LSM (c) 和CoLM (d) 陸面模式經參數化方案優化與未優化對地表溫度日變化模擬結果的比較。單位：°CFig.9 Comparisons between the diurnal variations of surface temperature simulated by using the parameter-optimized surface land models of (a) BATS, (b)SSiB, (c) NCAR-LSM, and (d) CoLM and those simulated by original models.Units: °C

圖10 同圖9，但為感熱通量的季節變化。單位：W m?2Fig.10 As in Fig.9, except for the seasonal variations of sensible heat flux.Units: W m?2

式中，Rn為凈輻射，H是地表附近的感熱通量，L是潛熱通量，G是地表土壤熱通量。（1）式表明：干旱地表所得太陽的凈輻射與地表向大氣輸送的感熱、潛熱以及土壤向下或向上的熱通量相平衡。通過NWC-ALIEX的加強期觀測可以測得敦煌干旱區的感熱通量、潛熱通量和地表土壤熱通量；并且，由于敦煌是典型干旱區，潛熱輸送通量很小，因此還可利用地表能量平衡方程以及土壤熱通量和凈輻射的觀測數據計算出敦煌戈壁區地表的感熱通量，或者利用感熱輸送通量和凈輻射的觀測數據計算出地表土壤熱通量。通過與加強觀測期的觀測值對比，表明了利用（1）式所計算的感熱通量或地表土壤熱通量與觀測值對應較好（圖12a、12b）。

圖11 觀測的我國1996年夏季（6～8月）降水距平的分布（a）及與經參數化方案優化后BATS陸面過程模式和RegCM區域氣候模式相耦合的模擬結果（b）和與原模式模擬結果（c）的比較。單位：mm。（朱德琴，2006）Fig.11(a) Observed anomaly distribution of 1996 summertime (Jun–Aug) precipitation in China, and its comparisons with (b) the anomaly distribution simulated by using the RegCM regional climate model coupled with the parameter-optimized BATS land surface model and (c)the one simulated by original BATS model.Units: mm.(Zhu, 2006)

圖12a為典型夏季敦煌戈壁地表能量平衡的日變化。從圖12a可見，地表能量平衡主要以感熱通量為主，而潛熱通量很小，感熱通量、潛熱通量、地表熱通量日積分值分別占凈輻射日積分值的95.7%、3.1%和 1.1%，感熱通量是潛熱通量的 30倍左右，這也說明了敦煌地區地表呈現出極端干旱的特征。胡隱樵等（1994）根據黑河流域戈壁下墊面觀測的結果也指出，在黑河流域干旱區潛熱通量比感熱通量約小一個量級，這表明了NWC-ALIEX觀測試驗結果與黑河流域試驗的結果也比較吻合。并且，從圖12a還可以看到，敦煌戈壁觀測站夏季12 d平均的感熱通量的極值大約在300 W m?2，而個別觀測日的極值可以接近500 W m?2，感熱通量極值出現的時間大概在當地時間 13～14時，比凈輻射極值出現的時間晚1～2 h，夜間的感熱通量比較平穩，基本維持在－20 W m?2。此外，從圖12a還可以看到：地表熱通量在 04～14時為正，表示在這段時間內熱量由大氣向土壤傳導，此時土壤為升溫過程；而其他時間，地表熱通量為負，表示熱量由土壤向大氣傳導，土壤為降溫過程。地表熱通量的日積分值為0.086 MJ m–2d–1，這說明在夏季有凈的熱量進入土壤，所以從季節變化的角度來看，整個夏季（或者夏半年）是中國西北干旱區土壤的升溫時期。

圖12b為典型冬季地表能量平衡的日變化。從圖12b可以明顯看到，與夏季不同的是冬季凈輻射峰值出現的時間比夏季略提前，為當地時間11:30，數值略大于150 W m?2，感熱通量和地表熱通量的峰值分別約為100 W m?2和120 W m?2，比夏季小得多。感熱通量在09時之后開始為正，14時達到最大值，最低值出現在日出之前，為－30 W m?2～－20 W m?2。由于冬季的日出時間較晚，因此，直到06:30地表熱通量才開始大于0，并一直維持到14時左右，這段時間為地表溫度的升溫時段，升溫時間比夏季大約少了 2 h。在冬季敦煌地表凈輻射、感熱通量和地表熱通量的日積分值分別為 0.84、1.21和－0.35 MJ m–2d–1。這說明在冬季西北干旱區地表熱通量的積分值為負，這也就是說，在冬季西北干旱區地表得到太陽的凈輻射的能量不足以平衡感熱通量，需要地表熱通量來補充凈輻射不足的能量，這就造成土壤處于降溫狀態。因此，冬季西北干旱土壤為熱源。

4.2 中國西北干旱區春、夏季地表感熱輸出特征

圖12 夏季（a）和冬季（b）敦煌戈壁地表能量平衡的日變化。單位：W m–2。Rn: 凈輻射；H: 感熱輸送通量觀測值；L: 潛熱輸送通量觀測值；G:地表土壤熱通量觀測值；H' : 感熱輸送通量計算值；G' : 地表土壤熱通量計算值Fig.12 Diurnal variation of surface energy balance at Dunhuang Gobi site in boreal (a) summer and (b) winter.Units: W m–2.Rn: net radiation; H:observed sensible heat flux; L: observed latent heat flux; G: observed surface soil heat flux; H' : calculated sensible heat flux; G' : calculated surface soil heat flux

周連童（2009a, 2010）以及Zhou et al.（2010）從 NCEP/NCAR和 ERA-40的感熱輸送再分析資料，并結合NWC-ALIEX所觀測的結果，分析了歐亞大陸春、夏季的感熱分布。如圖13a和圖13b所示：中國西北干旱和半干旱區是歐亞大陸上最高的感熱中心之一，中國西北干旱和半干旱區除了南部和西部外，大部分區域感熱輸送通量在夏季可達120 W m?2以上。并且，他們還由ERA-40再分析的感熱資料計算了我國各區域 1958～2002年氣候平均感熱輸送及其季節變化（圖14）。從圖14可以明顯看到，中國西北干旱區氣候平均的春、夏季感熱輸送在中國各區域感熱輸送中都是位居第一，在夏季高達75 W m?2，它比東北、華北、青藏高原的感熱都大，特別是它比我國東部季風濕潤區的感熱輸送要大得多。

4.3 中國西北干旱區感熱時空變化特征及與中亞干旱區感熱變化的關聯

最近，周連童（2009a）比較了NCEP/NCAR和ERA-40感熱再分析資料，并與利用實測資料計算得到的感熱做比較，相對而言，敦煌干旱區 ERA-40的感熱再分析資料與應用實際觀測資料所計算的敦煌干旱區的感熱變化趨勢更接近。因而，周連童（2010）利用1958～2002年ERA-40再分析的春、夏感熱輸送資料做了EOF分析，結果顯示：無論春季或夏季，歐亞大陸干旱/半干旱區的感熱輸送都有三個主模態。如圖15a所示，第一模態表示中國西北干旱區與中亞地區春季感熱變化在空間分布上的一致性，并從圖15b可看到，從20世紀70年代中期開始，歐亞大陸干旱/半干旱區的春季感熱輸送明顯增強。第二、三模態（圖略）顯示出中國西北干旱和半干旱區中亞地區感熱變化在空間分布的不一致性，且存在著年際、年代際變化特征。并且，夏季中亞和中國西北干旱區感熱 EOF分析的第1主模態在空間分布和時間系數的變化也與春季感熱EOF分析的空間分布較一致，即西北干旱區與中亞夏季感熱變化具有一致性，但時間系數兩者呈相反變化趨勢，即夏季無論中亞或中國西北干旱區感熱輸送呈減少趨勢。因此，Zhou et al.（2010）指出：在中國西北干旱區春季感熱的年代際變化與夏季感熱的年代際變化趨勢是不同的。此外，小波分析結果也顯示出歐亞大陸春、夏季感熱輸送存在著明顯的年際、年代際變化，其年代際變化信號要強于年際變化的信號。

圖13 1958～2002年氣候平均的歐亞大陸春季（a）和夏季（b）感熱輸送通量分布。單位：W m?2。陰影區表示大于80 W m?2，資料取自ERA-40再分析的感熱資料（Uppala et al., 2005）Fig.13 Distributions of climatological mean sensible heat flux for boreal (a) springs and (b) summers of 1958–2002 over the Eurasian continent.Units:W m?2.The areas of sensible heat flux over 80 W m?2 are shaded, and data of sensible heat flux are from the EAR-40 reanalysis (e.g., Uppala et al., 2005)

這些結果揭示了在春、夏季中國西北干旱區具有高感熱輸送特征，它是歐亞大陸地表附近最大感熱輸送中心之一，并與中亞地區感熱變化有重要關聯。

5 中國西北干旱區陸—氣相互作用對中國東部氣候變異的影響及其機理

上述分析表明了中國西北干旱區是歐亞大陸春、夏季最大感熱中心，這表明此地區也是陸—氣相互作用相當強的區域。由于中國西北干旱區十分廣闊，因此，此區域的陸—氣相互作用過程的變化不僅會引起此區域氣候的變化，而且會引起東亞季風區（特別是中國東部）氣候的變化（周連童和黃榮輝，2006，2008）。因而，本節分析中國西北干旱區地表熱狀況和陸—氣相互作用的變化對中國東部夏季降水的年代際躍變的影響。

5.1 中國西北干旱區春季感熱對中國東部華北和長江流域夏季降水的影響

圖14 中國不同區域 1958～2002年氣候平均的感熱通量隨月份的變化。單位：W m?2。資料取自ERA-40再分析資料（Uppala et al., 2005）Fig.14 Monthly variation of climatological mean sensible heat flux for 1958–2002 in various regions of China.Units: W m?2.Data are from the ERA-40 reanalysis (e.g., Uppala et al., 2005)

周連童和黃榮輝（2006）、Zhou（2009）分析了西北干旱區 49站 1961～2000年地溫、氣溫和地—氣溫差的時空演變特征以及春、夏季感熱的年代際變化，指出：中國西北干旱區春、夏季地—氣溫差和春季感熱在 1976年前后發生了明顯增強的年代際變化特征；并且，他們還指出了此區域春季地—氣溫差和感熱的增強對于中國東部的夏季降水具有重要影響。周連童和黃榮輝（2006，2008）以及 Zhou and Huang（2010b）根據實測的氣象觀測值所計算的感熱與全國夏季降水進行相關分析，指出：西北干旱區春季感熱與長江流域和東北地區夏季降水有正相關，而與華北和西南地區夏季降水有負相關（圖略）。并且，他們分析了西北和華北地區實測的夏季降水的年際和年代際變化，指出了西北與華北地區夏季降水的年代際變化的異同。如圖 16所示，西北干旱區夏季降水與華北地區的夏季降水有相反的年代際變化，中國華北地區從20世紀70年代中后期起夏季降水具有明顯的減少趨勢（除90年代中期），而中國西北干旱區夏季降水從70年代中后期起卻有明顯的增加趨勢。

圖15 中亞和中國西北干旱區春季感熱輸送EOF分析第1主分量的空間分布（a）和時間系數（b）。圖15a中實、虛線分別表示正、負信號，EOF1占總方差的17.25%Fig.15(a) The spatial distribution and (b) corresponding time coefficients of the first component of EOF analysis (EOF1) of spring sensible heat flux in Central Asia and the arid area of Northwest China.The solid and dashed lines in Fig.15a indicate positive and negative signals, respectively, and EOF1 explains 17.25% of the variance

圖16 中國西北干旱區夏季（6～8月）降水距平百分率的年際變化（細實線）和變化趨勢（粗實線）及其華北地區夏季降水距平的年際變化（細虛線）和變化趨勢（粗虛線）Fig.16 Interannual variation of summertime (Jun–Aug) precipitation anomaly percentage in the arid area of Northwest China (thin solid line) and its variation trend(heavy solid line) and interannual variation of summertime precipitation anomaly in North China (thin dashed line) and its variation trend (heavy dashed line)

5.2 中國西北干旱區陸—氣相互作用變化對中國東部季風區夏季降水的影響過程

周連童和黃榮輝（2008）以及周連童（2009b）指出了中國西北干旱區春季地—氣溫差從 20世紀70年中后期開始的年代際增強及其對華北地區持續性干旱的影響過程。他們的研究結果表明：從20世紀 70年代中后期起西北干旱區春季地—氣溫差顯著增強，致使該地區春季感熱增強和上升氣流異常增強，并且這種上升氣流異常可維持到夏季，造成西北地區上空對流層低層在春、夏季出現氣旋性環流異常型，這有利于西北地區降水偏多。由于受西北干旱區上升氣流異常的影響，夏季在華北地區上空出現下沉氣流的異常且出現年代際的反氣旋性環流異常型，從而造成華北地區夏季降水偏少。并且，Zhou and Huang（2010b）利用位渦理論揭示西北干旱區春季感熱對華北夏季降水影響的動力過程，指出：由于在夏季西北地區上空對流層高層溫度從20世紀70年代中后期起出現顯著的降低，而西北干旱區上空對流層低層溫度明顯升高，這種溫度差異造成該地區垂直對流不穩定性增強，而在華北地區上空出現垂直對流不穩定性減弱，因而引起從 20世紀 70年代中后期開始西北地區降水增多，而華北地區降水減少。他們從上述結果提出了中國西北干旱區春季感熱增強對華北夏季降水影響的概念圖（見圖17）。

5.3 中國西北干旱區與東部季風區夏季降水相關聯的機理

黃榮輝等（2012）從歐亞上空整層水汽輸送通量距平的分布，說明了西北干旱區和中國東部季風區水汽輸送異常是通過沿歐亞上空副熱帶急流傳播的“Silk Road”型遙相關波列而相關聯的。Chen and Huang（2012）還利用行星波傳播理論從動力學上論述了中國西部干旱區和高原區與中國中、東部夏季降水異常的相關聯是通過沿歐亞地區上空副熱帶急流傳播的“Silk Road”型遙相關波列（Lu et al., 2002; Enomoto et al., 2003; Enomoto, 2004）。正如圖 18所示，歐亞大陸對流層上層環流（特別是副熱帶急流）的變化不僅影響我國西北干旱區夏季降水的年際變化，而且通過“Silk Road”型遙相關波列影響我國東部季風區的夏季降水的年際變化，從而進一步揭示了我國西北干旱區與東部季風區夏季降水異常相關聯的機理。

5.4 中國西北干旱區植被退化對區域氣候的影響

圖17 中國西北干旱區春季感熱增強對華北夏季降水影響的示意圖Fig.17 Schematic map of the impact of intensification of spring sensible heat in the arid area of Northwest China on summertime precipitation in North China

圖18 歐亞上空 7月 200 hPa經向風 EOF1時間系數與歐亞大陸降水相關系數（陰影區）分布圖。圖中實、虛線表示歐亞大陸上空 200 hPa高度場對EOF1時間系數的回歸分布，歐亞大陸降水數據來自NOAA的全球陸地降水資料（PREC/L），風場數據來自ERA-40再分析資料 (e.g., Uppala et al., 2005).Fig.18 Distributions of the correlation coefficients between the first component of EOF analysis of the 200-hPa wind fields and precipitation anomalies in the Eurasian continent in July (shading areas) and the regression of 200-hPa geopotential height field over the Eurasian continent to its corresponding time coefficients of EOF1 (solid and dashed contours).The data of precipitations in the Eurasian continent are from NOAA’s Precipitation Reconstruction over Land(PREC/L), and the data of wind fields are from the ERA-40 reanalysis (e.g., Uppala et al., 2005)

Li and Xue (2010) 利用耦合了陸面過程模型SSiB（Xue et al., 1991）的 NCEP GCM (Kalnay et al.,1990; Kanamitsu et al., 2002) 全球大氣環流數值模式（NCEP GCM/SSiB）模擬了西北地區及青藏高原植被退化對周圍夏季氣候的可能影響。在模擬試驗中利用了兩個完全不同的陸面植被覆蓋并輸入大氣環流模型中的 SSiB模型，通過對比來得到一些較為明顯的氣候信號。其中的一個試驗是植被覆蓋情況來源于反演的衛星資料（Case S1），另一個試驗是西北地區大部分地區為裸土(Case S2)。數值模擬結果表明：中國西北地區植被的退化（從植被覆蓋到裸土）將減少地表吸收的輻射，并引起較弱的地表熱力作用，這使得中國西北干旱區大部分區域上空對流層中層有反氣旋異常環流，會導致此區域大部分地區降水減少。然而，中國西北干旱區植被退化會使高原東北側上空對流層上層產生反氣旋異常，在高原的東北部上空對流層中層會產生氣旋環流異常，從而引起了高原東北側上空產生垂直上升運動的異常，這些環流的變化導致了青藏高原東北部的降水增多。這個數值模擬表明：當西北干旱區植被退化，會導致此區域大部分地區降水減少，但也會引起高原東北側局部地區降水反而增多。因此，某區域一旦植被破壞導致干旱，總體來說，如Charney (1975) 所指出該區域會變得愈來愈干旱，但還存在區域差異，甚至某一局部區域降水反而增多。

上述分析結果表明了中國西北干旱區陸―氣相互作用（特別是春季感熱）對東部季風區夏季降水變異有很大影響；并且，還表明了這兩區域夏季降水異常之間有很大關聯，這個關聯不僅通過垂直緯向環流，而且通過“Silk Road”遙相關波列。此外，區域氣候數值模式的模擬結果也表明了西北干旱區植被減少所引起陸—氣相互作用的變化會使中國西北大部分干旱地區變得更干旱，但它也會造成青藏高原東北部上空反氣旋環流和下沉氣流的減弱以及中層氣旋環流異常，因而會使得青藏高原東北部的降水增多。

6 總結及需進一步研究的問題

本文的重點是綜述進行了 12年之久的“中國西北干旱區陸—氣相互作用觀測試驗 (NWCALIEX)”最近幾年所取得的觀測和研究進展，特別是綜述了近幾年關于敦煌干旱區一些重要陸面過程參數的提出，干旱區陸—氣相互作用特征的分析以及這些參數在陸面過程模式中參數化方案的優化和陸面過程數值模式改進應用的研究進展。并且，本文還系統地綜述了中國西北干旱區春、夏季的高感熱輸送特征以及高感熱對中國東部夏季降水影響及其過程和機理。這些研究結果也是近年來國際上關于全球氣候變化方面研究所關注的內容。但必須指出，這些研究成果還是初步的，許多問題還有待于利用更長時間的觀測試驗資料以及更多典型下墊面的長時間觀測資料的分析以及利用更好的陸面過程模式的數值模擬進一步做深入研究。特別是以下幾個問題今后還需進一步研究：

（1）本文所綜述的西北干旱區陸面過程參數主要是針對戈壁典型干旱下墊面，這也是目前國內外許多有關陸—氣相互作用觀測試驗所缺少的。然而，應該看到，西北干旱區還有大片的稀疏植被和綠洲區域，目前還未能在這些區域對陸面過程堅持較長時間觀測以及很好地分析總結其觀測結果，這可能是今后應加強觀測試驗研究的一個問題。

（2）利用衛星對地表狀況的遙感資料并與觀測試驗所觀測的陸面參數相結合來反演區域陸面過程參數，這可以把單站測得的陸面過程參數推廣到面上或區域尺度。但由于費用較大，目前還未能接收和反演更多有關干旱區陸面過程的衛星遙感資料，因此，今后應大力發展利用衛星遙感資料給出時間尺度較長并有區域代表性的我國西北干旱區陸面過程參數的動態變化情況。

（3）西北干旱區沙塵暴頻繁發生，這也是我國西北干旱區主要的天氣氣候特征之一。一方面沙塵暴發生與我國西北干旱區多沙漠有關，這里干旱而少雨造成了陸面干燥而松軟，因此，只要氣旋鋒面或中尺度天氣系統經過就容易引起此區域沙塵暴的發生：另一方面，沙塵暴發生或過境時由于大量沙塵會散射太陽輻射，故會給此區域的陸面過程或陸—氣相互作用帶來很劇烈的影響。因此，西北干旱區沙塵暴與陸面過程是相互作用的。NWCALIEX所設的觀測站中敦煌和臨澤觀測站都是沙塵暴高發區，在這 12年中曾觀測到多次沙塵暴發生或沙塵暴過境時的陸面過程變化情況。然而，很多沙塵暴發生和過境對陸面過程的影響及其“陽傘效應”還有待于進一步分析總結。

（4）水分能以氣、液、固三種形態參與氣候系統中各圈層相互作用的物理過程、生物過程，甚至化學過程，因此，水分循環過程是導致氣候系統變化的重要過程。然而，干旱區由于降水稀少，土壤和空氣十分干燥，再加上春、夏季高溫，蒸發能力很大，而實際蒸發卻很小；并且，在干旱區能量循環由于缺乏水分，主要靠地表向大氣的感熱輸送，潛熱輸送十分小。因此，在干旱區水分和能量循環不同于半干旱區和半濕潤區，更不同于我國東部季風濕潤區。目前，在水分十分缺乏的典型干旱區，陸面過程中地表蒸發和土壤水分輸送的計算在理論上還存在不少困惑，因此，在本文綜述中涉及西北干旱區水分循環很少。關于這一方面迫切需要進一步深入觀測和研究。

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