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是影響全球氣候變化的主要因素，特別是人類活動的影響尤為突出。雖然陸地面積僅占全球表面積的1/3，但是人類活動主要集中在陸地表面，同時由于陸地表面復(fù)雜的地形、植被等狀況，因此陸—氣相互作用對于全球氣候變化有著重大影響，研究陸—氣相互作用對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)作為濕潤區(qū)和干旱區(qū)的過渡帶，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]。因此對于半干旱區(qū)的陸—氣相互作用的研究具有豐富的科學(xué)價值[7-8]。

近年來我國對于半干旱地區(qū)的氣象研究已逐漸增多，在半干旱區(qū)開展了許多陸面過程觀測試驗，對半干旱地區(qū)的能量水分變化、能量平衡認識逐步加深[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)分析能量閉合時必須考慮土壤熱儲的作用，并與綠洲地區(qū)存在顯著差異[14]。對于半干旱地區(qū)能量水分傳輸?shù)臋C制研究，目前多集中在我國西北地區(qū)[15-16]，東北半干旱區(qū)的研究相對較少。謝安等[17]研究了東北地區(qū)50 a 的干旱趨勢，涂剛[18]研究指出不同土地利用對陸氣間能量和物質(zhì)交換過程的不同影響。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)降水異常偏少且時空分布極為不均，平均降水量為1951 年有氣象記錄以來同期降水第四少年[21]。此次干旱過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站作為代表站，通過分析2015 年8 月錦州通量觀測站的實測資料，以期從觀測角度出發(fā)提高對于東北半干旱區(qū)夏季能量水分傳輸過程的認識，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]。錦州觀測站位于121.20°E，41.14°N，海拔 22 m，面積 0.5 km2，觀測高度 3.3 m，觀測站周圍為農(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)總體的氣候特點為：（1）季平均氣溫偏高，日最高氣溫超過30 ℃日數(shù)為有氣象記錄以來第五多。降水異常偏少且時空分布極為不均，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 年有氣象記錄以來同期降水第四少年份，并且降水時空分布極為不均；（2）夏季全區(qū)平均日照時數(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、凌海累積降水量僅為5 mm 左右，為1951 年有氣象記錄以來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。

1.2 資料概況

本文所使用的數(shù)據(jù)來自2015 年錦州通量觀測站的實測資料和中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集。

錦州通量觀測站使用的儀器型號有空氣溫濕度計 （HMP45C）、水汽和 CO2分析儀 （Li-Cor，Li-7500）、輻射計（Kipp&Zonen，CNR-1 或者 Eppley、PSP 和 PIR）、土壤濕度計（Campbell，CS616）、土壤熱通量板（REBS，HFT-3，HFP01 probe）等。這些觀測儀器性能先進，精度較高，且都經(jīng)過統(tǒng)一標(biāo)定和維護。觀測數(shù)據(jù)經(jīng)過統(tǒng)一的質(zhì)量控制：在采集過程中通過遠程監(jiān)控及定期實地檢查兩種方式對數(shù)據(jù)的質(zhì)量進行控制，后期處理中對渦動相關(guān)通量數(shù)據(jù)采用英國愛丁堡大學(xué)發(fā)展的EdiRe 軟件進行野點去除、坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)、湍流平穩(wěn)性計算以及H2O 和CO2滯后修正等處理程序，然后做進一步的質(zhì)量控制，輸出較為真實的數(shù)據(jù)[20]。本文使用了通量觀測站實測資料中的凈輻射RN、向下短波輻射DSR、向上短波輻射USR、向下長波輻射DLR、向上長波輻射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數(shù)據(jù)。

中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集包含了1951 年1 月1 日以來中國824 個基準(zhǔn)、基本氣象站的站氣壓、氣溫、降水量、蒸發(fā)量、相對濕度、風(fēng)向風(fēng)速、日照時數(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)計方法，即利用地面氣象月報數(shù)據(jù)文件或?qū)崟r庫中提取得到的各要素逐日4 次定時（02時、08 時、14 時、20 時）觀測數(shù)據(jù)，統(tǒng)計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、向下長波輻射、向上長波輻射的年、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 個觀測日，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20 個觀測日的能量平衡進行估計分析。因為通量觀測站的渦度相關(guān)儀在降水時觀測誤差較大，所以在線性擬合時剔除了有降水過程發(fā)生時的數(shù)據(jù)。

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

由于地表熱通量G 難以直接測量，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 為植物冠層的熱儲量（如光合作用），由于觀測站植被高度較低，S 忽略不計，Q 為其他形式的熱儲量，一般Q 值較小忽略不計。因此，能量閉合率可表示為

2 觀測分析

2.1 地表氣象要素與土壤溫濕度觀測分析

2015 年8 月份的觀測數(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，其他時間均無明顯降水。由圖1 可以看出，在7 日和8 日有降水發(fā)生時，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，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充兩個過程來平衡。一般在日出后2 h 蒸發(fā)大于下層土壤水分的補充，表層土壤含水量達到峰值，在日落前約2 h 蒸發(fā)開始小于下層土壤補充，表層土壤含水量達到谷值。土壤每日損失的水分主要是補充給表層土壤以供蒸發(fā)，然而每日下層給表層的補充量遠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 日受降水過程影響均有明顯降溫過程。這也是和8 日降水過程最主要的區(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 日比濕到達極大值17.7 g/kg，表明當(dāng)時局地水汽條件充沛，為之后的降水過程提供了水汽條件，在19 日、20 日的降水過程之后，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%，并且此時蒸發(fā)量也降至最小，甚至為0。此次降水過程和8 日的降水過程最大的區(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。對比圖1b 和圖1f 可以看出，一般情況下，比濕較大時，空氣中水汽較為充沛，因而地表的蒸發(fā)量相對應(yīng)較??；而比濕較小時，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，降水對土壤濕度、蒸發(fā)、能量分配和植被物候會產(chǎn)生顯著影響[27]。受降水過程影響，8 日和19 日的5 cm、10 cm 土壤濕度均有明顯升高，伴隨降水過程的持續(xù)，20—22 日的土壤濕度也比其他時間的土壤濕度高。5 cm、10 cm 的平均土壤濕度分別為17.58%、18.09%。因為較深層土壤受到地表因素和太陽輻射的影響較弱，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，而且在降水過程之后10 cm 的土壤濕度的減小速率也更小（圖 1d）。

土壤溫度主要受太陽輻射影響。白天地表吸收太陽輻射，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；夜間無太陽輻射，深層土壤儲存的能量向地表傳遞，同時地表持續(xù)向外發(fā)射長波輻射，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 時達到峰值，由于溫度向深層傳遞作用，10 cm 土壤溫度在18—19 時達到峰值，滯后約4 h。同時土壤溫度還會受到降水等因素的影響，例如19 日的降水過程之后，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來看，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觀測分析可以看出（圖2），白天CO2通量為負值，夜晚CO2通量為正值。CO2通量在6—7 時由正值轉(zhuǎn)為負值，在18—19 時由負值轉(zhuǎn)為正值，其中碳吸收峰值在11 時左右。觀測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。兩次降水過程發(fā)生時，CO2通量和CO2密度均發(fā)生較大波動。CO2通量在降水發(fā)生時可達-2 mg/（m2·s），說明此時有強烈的碳匯過程。CO2密度在降水期間異常增加，可達550 mg/m3，在無降水期間CO2密度維持在較低的水平。這可能是由于降水發(fā)生時，氣流從其他地方帶來CO2的增加導(dǎo)致。若無降水發(fā)生時，大氣層結(jié)較為穩(wěn)定，農(nóng)作物持續(xù)吸收CO2，保持一個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

通過分析輻射觀測資料看出，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高度角影響，晴朗天氣條件下，日出后隨著太陽高度角不斷增大，向下短波輻射也隨之增大。一般在11—12 時達到峰值，之后隨太陽高度角減小而減小。觀測期內(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。同時向下短波輻射也受云量、天氣過程等影響，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太陽輻射的反射能力，是一個廣泛應(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大致為“U”型，最小值出現(xiàn)在13—14 時。因為夜間無向下短波輻射，所以夜間無地表反照率。通過研究發(fā)現(xiàn)在陰雨天氣條件下，地表反照率較大，觀測期內(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、向上長波輻射、向下長波輻射和地表反照率的20 d 連續(xù)變化

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

3.2 地表能量通量變化觀測分析

通過分析地表能量通量觀測發(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—氣之間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、地表熱通量的負值代表地面向大氣傳輸能量，感熱通量、潛熱通量的負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

由于通量觀測站的渦度相關(guān)儀在降水時觀測誤差較大，所以在線性擬合時剔除了有降水過程發(fā)生時的數(shù)據(jù)。通過線性擬合法對能量閉合率進行分析。由圖5 看出，過原點（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，表明過原點（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原點（y=kx）的線性擬合方法。同時，無論哪種擬合方法，能量閉合率都＜1，表明能量不閉合是個普遍存在的現(xiàn)象。

當(dāng)考慮土壤熱儲量的影響時，運用觀測到的5 cm土壤熱通量數(shù)據(jù)G0.05來計算地表熱通量G，以Rn-G作為有效能量進行線性擬合；不考慮土壤熱儲量則是直接用觀測到的5 cm 土壤熱通量數(shù)據(jù)G0.05，來計算Rn-G0.05以作為有效能量進行線性擬合?？梢园l(fā)現(xiàn)，無論是在白天、夜間還是全天數(shù)據(jù)的情況下，考慮土壤熱儲量所得到能量閉合率比不考慮土壤熱儲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會損失一部分能量，所以在考慮能量平衡時，不能忽略土壤熱儲量。

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。因為夜間沒有接受太陽輻射能量，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可以忽略夜間數(shù)據(jù)。

為了研究云量對能量閉合率的影響，選取2015年 8 月觀測期內(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)為代表進行對比分析（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的能量閉合率低1%~2%，說明云量的增加可能會降低能量閉合程度，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。考慮土壤熱儲量所計算得到能量閉合率比不考慮土壤熱儲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量情況下不同天氣條件對能量平衡的影響

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

4 結(jié)論

錦州地區(qū)8 月兩次降水過程對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，對干旱的緩解作用較小；8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與正弦函數(shù)的變化趨勢較為接近。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。地表反照率的趨勢大致為“U”型。

錦州站CO2通量在06—07 時由正值轉(zhuǎn)為負值，在18—19 時由負值轉(zhuǎn)為正值，其中碳吸收峰值在11 時左右。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，CO2通量可達-2 mg/（m2·s），說明此時有強烈的碳匯過程。CO2密度在降水期間異常增加，可達550 mg/m3，在無降水期間CO2密度維持在較低的水平。

錦州站向下短波輻射峰值可達988.5 W/m2左右。向上長波輻射變化范圍為390.9~550.1 W/m2，向下長波輻射變化范圍為332.6~461.7 W/m2。平均地表反照率為 0.18。凈輻射峰值可達746.3 W/m2左右。夜間感熱通量和潛熱通量均有負值出現(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。強烈的向下短波輻射給地表帶來大量熱量，加劇了2015 年夏季的干旱過程。

能量不平衡是一個普遍存在的現(xiàn)象。考慮土壤熱儲量情況下的能量閉合率比不考慮時高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會損失一部分能量，所以在考慮能量平衡時，不能忽略土壤熱儲量，但可以忽略夜間時次的數(shù)據(jù)。云量的增加會降低能量閉合程度，但影響較小。

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