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1、近地层能量平衡闭合问题综述及个例分析王介民1，2,王维真1,刘绍民2,马明国1,李新1（1中国科学院寒区旱区环境与工程研究所，甘肃兰州7300002北京师范大学遥感科学国家重点实验室，地理学与遥感科学学院，北京100875）摘要：近地层能量闭合问题，即测量到的感热和潜热通量之和一般总小于近地层可利用 能量（净辐射与土壤热通量之差），是近20年来困扰地气相互作用实验研究的主要难点之 一。文中对国内外有关研究现状做了综述。与解决此问题的愈益迫切的要求相适应，问题 的实质及解决途径近年来已逐渐明朗。涡动相关方法应用在复杂的大气湍流通量观测中 的局限，特别是对低频较大尺度湍流通量的低估，仍是关键所在。
2、在理论分析的基础上， 本文结合2008年部分黑河综合实验资料对有关计算结果做了具体介绍。以阿柔站6 天连续资料为例，仔细计算土壤浅层热储存，在涡动相关资料再处理中加上高低频损失修 正等，再参考该站LAS观测对感热通量的提高，能量闭合率可达到99%。当然这只是个例。 许多复杂情况下，较大尺度的涡旋或湍流有组织结构（TOS）会有更明显影响。近地层能 量闭合问题的根本解决必须考虑后者的贡献，即得到通量的面积平均或空间代表值。关键词：能量平衡；湍流通量；涡动相关方法；大尺度涡旋；黑河综合实验1引言最近10到15年来，不同类型地表与大气间能量、水分和二氧化碳等交换过程的研究 得到空前发展。以研究生态系统
3、交换为主的国际通量网（FLUXNET），到U 2009年3月底， 在全球不同地区已有576个通量站（http:/www.fluxnet.ornl.gov/f）luibet有关通量观测 研究的发展速度更快，包括中国通量网（ChinaFlux）在内由不同项目在全国各地建立的长 期通量观测研究站点已超过100个。这些站点，除包括风温湿梯度、辐射、土壤温湿及热 流等观测外，普遍使用涡动相关通量观测系统进行近地层水、热、二氧化碳等通量的直测。 涡动相关方法（或涡动协方差方法，简称EC），经过近50年的发展，无疑仍是当前地气 交换研究中最先进和首选的通量观测方法。然而，分析有关通量时出现的能量平衡闭合问
4、题，却对EC方法可靠性的认识带来诸多困扰。几乎所有地气交换模式都基于能量和物质平衡基本原理。近地面可利用能量，即净辐 射（Rn）与土壤热通量（G）之差（有时还考虑植被冠层热储存S等），应当与所分配的感 热通量（H）和潜热通量（人E，E为蒸散量，人为蒸发潜热）之和相等。然而，EC方法观 测到的热通量（H+人E）却常常比可利用能量（Rn -G -S）小10%30%左右。这一系统误 差，在上世纪80年代中一些实验中已经发现（如文献1）；真正引起重视却是在90年代 中更多的陆面过程观测实验开始之后。国内在对1998年青藏高原加强观测（GAME-Tibet 计划）资料的分析中，对此问题的严重性首次做了明
5、确报道。从90年代后期起，有关能 量平衡闭合问题的文章大量见诸于国内外杂志；比较有代表性的如Lee（1998）3，Twine 等（2000）囹，Sakai 等（2001），Wilson 等（2002）回，Culf 等（2004）7等。许多文 章都有对各种下垫面通量观测中能量不平衡程度的统计。如Wilson等对FLUXNET 22个 站（1到4年）通量资料的分析回：如以（H+人E）和（Rn -G -S）散点资料线性拟合的斜 率判断闭合程度，则闭合率在0.530.99之间，平均值为0.79；如以一个较长时段（如一 年）热通量之和与可利用能量之和的比值作为闭合率，EBR = Z （H + 人 E）/
6、 Z （R - G - S）（1）n则EBR在0.341.69之间，平均值为0.84。10多年来，随着大量通量站的建立和资料积累，解决此问题的要求愈益迫切。例如：1）模式发展。超过10%的能量闭合观测误差，对大气模式特别是陆面过程模式的检 验和发展是不能接受的。2）与热通量观测相似，涡动相关方法也存在对CO2通量的低估并带来对CO2源汇区 分析的不确定性8，进而影响温室气体收支计算及气候变暖预报。3）许多应用性研究，如近年发展较快的遥感ET （蒸发蒸腾量）模式及其在水资源管 理中的应用等，要求对模式产品有较可靠的地面验证；观测对湍流通量的低估，将影响遥 感ET的可信度以至一些实际项目的执行9。
7、本文主要讨论广为关注的能量平衡闭合问题及可能的解决方法，重点介绍最近两年一 些开创性的工作。最后结合黑河综合实验几个通量站的资料，检查部分处理方法的效 果。2能量不平衡的缘由及解决途经早期对能量不平衡问题的分析，主要着重于辐射及通量仪器观测精度和土壤浅层热存 储订正等，而且有过一些因认识模糊而发生的争论及对各种可能原因的主次不清的罗列（文 献略）。近年来，Kanda等（2004）、陈家宜等（2006） U1】等对低频大尺度涡旋贡献的 理论探讨，Oncley等（2007）对能量平衡实验EBEX-2000资料的综合分析，特别是Foken 研究组对地气间通量交换的系列性研究（参Foken （2008
8、）顷），能量平衡不闭合的主 要原因及解决途径已经比较清楚了。以下大致分两部分对此问题进行讨论。2.1-2.2节着重已有的常规单点观测及有关资料 的更细致的处理；2.3节涉及湍流输送的一些更本质问题，分析最终解决能量不闭合问题的 途经。2.1仪器观测精度检验发现通量站观测结果的能量收支不能闭合，首先怀疑的就是仪器观测精度：或者可利 用能量（Rn G -S）被高估，或者湍流热通量（H+人E）被低估。观测精度问题永远都不可 忽视；但需要对以上能量收支各项逐个仔细分析，以得出实施改进的指导性意见。净辐射（Rn）近10-15年来，在全球地表辐射基准站网（BSRN）的推动下，辐射观 测精度有了很大提高。以
9、Eppley （美）和Kipp&Zonen （荷）产品为例，短波辐射观测精 度已达到1-2%，长波辐射精度约为5-10 W/m2 （2-5%）；国内常用的四分量净辐射仪（CNR1, Kipp&Zonen）的精度约为5% （白天最大误差25 W/m2）3。净辐射观测误差一般也是随 机的；有的净辐射仪如Q7（REBS，美）在白天的观测值反而偏低20-40 W/m2（夜间偏高 10-20 W/m2）15。在正常的台站维护下，净辐射的观测精度是各能量收支分量中最可信的。土壤热通量（6）及热存储（S）土壤热通量一般用埋在地表以下数cm的土壤热流 板观测，或用土壤温度和含水量梯度资料加上已知的土壤热参数计
10、算。土壤热流板的观测 精度一般较低（20-50%）；误差主要由热流板与实际土壤的导热率不同（不同土壤导热率 差异很大，且随土壤含水量等变化）以及安装时热流板与环境土壤接触的密切程度不同等 引起。新型的有自校正功能的热通量板（HFP01SC，荷兰Hukseflux）有明显改进，其热通 量测量精度在实验室检验可达到5%16。但影响近地层可利用能量可能偏高的原因，主要 并非由热流板的观测误差（一般是随机的）引起。计算可利用能量的 G实际上指地 表 土壤热通量；而浅层土壤的垂直热通量梯度一般都很大，必须对热流板埋深到地表这 一层的土壤热储存做仔细考虑；其方法将在2.2节详述。计算可利用能量时提到的热存
11、储 （S），指地表至通量观测高度之间包括植被冠层、空气等的热存储，有时还需考虑植被层 光合作用的耗能。但除非浓密的森林冠层，植被层的热存储一般小于10 W/m2；光合作用 的耗能及空气的热存储则更小（参文献12 等）。这里不再做进一步讨论。湍流热通量（H+ E）湍流热通量（多数情况下还包括二氧化碳通量等）用涡动相关 方法观测。一般取采样频率为10-20 Hz，取平均时间为30 min。常用的超声风速仪有CSAT3 （Campbell，美）和Solent R3（Gil 1，英）等，水汽（及CO2）测量仪有LI-7500（LI-COR， 美）和KH20（Campbell，美）等。根据LITFASS
12、-2003实验对不同类型传感器的观测结果 比较17，上述几种仪器的一致是性很好的；由此判断的通量观测精度，对国内常用的开路 涡动相关系统（CSAT3+LI-7500），其感热和潜热的观测精度约分别为5-10%和10-15%。 这样高的精度应当可以满足湍流通量观测的需要。但是：1）最终的实际通量观测精度与湍流资料的处理过程及质量控制等密切相关。涡动相 关通量计算需要一系列修正I，主要如坐标旋转（倾斜修正，采用平面拟合法或二次旋转）； 感热通量的超声虚温（水汽影响）修正；由传感器结构（一定的声/光程长度及安装时必要 的超声仪与水汽/co2探头间距）等造成的高频损失和由取平均时间不够长等造成的低频损
13、 失修正；水汽和二氧化碳通量的WPL修正（空气密度脉动修正）等。这些修正，特别是 频率损失和WPL修正等的正确应用，常可使潜热通量等提高10%左右12（见本文个例分 析）。此外，从湍流原始数据到通量产品生成的整个过程，质量控制/质量保证必不可少， 如对原始数据的异常值（野点）剔除，水汽/CO2数值采集相对于垂直风速的时间滞后订正， 湍流量的统计特征（如偏度、峰度、方差、频率谱等）检验，观测时段的湍流平稳（定常） 性和发展性检验，以及观测结果的代表性主要是通量贡献源区（Footprint）的检验等邱】。2）即便这样，包括在平坦均匀下垫面、大气状态平稳等理想条件下，能量不闭合问 题仍然不能完全解决
14、；地形起伏和非均匀下垫面、夜间偏稳定等困难条件下，不闭合问题 还更加突出。这涉及到湍流通量输送的另一个根本问题，即常用的单点涡动相关系统难以 观测到的低频大尺度涡旋的通量贡献问题，将在下面2.3节详述。2.2 土壤浅层热储存的计算以上指出，需要仔细考虑从热流板埋深到地表这一层的土壤热储存，以得到地表的土 壤热通量。常用的计算方法有如下三种：1）结合土壤热通量观测的温度积分法或仅用土壤温度梯度观测的微分-积分法19如zr深度热流板观测的土壤热通量为Gzr，则地表土壤热通量G = G +Lc 曳云，（2）Zr0 V 6t其中Ts为zr由到地表的各层土壤温度（地表土壤温度可由向上长波辐射推算），t为
15、时间， cv为土壤的体积热容量。没有热流板观测时，可用下式计算（人s为土壤热传导率），（3）G =人（z ）凶 s r dz2）谐波分析法20假设土壤热参数cv和人s在垂直方向的变化可忽略，地表温度随时 间的变化可表示为M个谐波的叠加，则可由简化的土壤热扩散方程dT；dt =K （仞dz2）求 解得到，（4）T(z,t)= T +丈 A exp( Bz)sin(nt + 中 一Bz).n=1其中：B = Jn叫2K，K = Xs 1七为热扩散系数，=2兀/N为圆频率，N为总样本数，M=N/2为最大谐波波数，n是波数，A0和是对应的振幅和位相。进而，由G =-气（dT/dz）得：G (z, t
16、)= 羽n=1r.兀 )（5）i1 exp( Bz )sin nwt + + 一 一 Bz结合地表土壤温度观测，利用（4）式拟合即可确定土壤热扩散系数K；利用（5）式， 即可计算出任意深度z处的土壤热通量。此方法简称称谐波法。Heusinkveld等（2004）用 之计算了以色列沙漠地区的地表土壤热通量，大大提高了有关实验的能量闭合率21。3）TDEC法 积分一维热传导方程（dc T； dt = dG dz）可得：VG（z）= G（z ） + f 叩（z）dz,（6）rdtzr其中，G（zr）为参考层zr处的土壤热通量。若已知温度廓线为T（zi），则（6）式的离散形式为： 1 hi-，/、，3
