陇中黄土高原半干旱草地地表反照率的变化特征

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甘肃黄土高原作物生长期土壤干旱及气候生产力特征分析

甘肃黄土高原作物生长期土壤干旱及气候生产力特征分析王毅荣;姚玉璧;张秀云
【期刊名称】《成都信息工程学院学报》
【年(卷),期】2004(019)004
【摘要】分析了近40年甘肃黄土高原区域作物生长期土壤干旱和气候生产力特征,结果表明:(1) 土壤干旱和气候生产力在空间上表现为全区一致,区域内相关性很好.(2) 时间演变规律上,土壤干旱有加重的趋势、气候生产力呈下降的趋势.(3) 土壤干旱和气候生产力变化阶段性明显,年际变化具有3～5a的振荡,4a周期最为明显.【总页数】6页(P558-563)
【作者】王毅荣;姚玉璧;张秀云
【作者单位】中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃,兰州,730020;甘肃省定西市气象局,甘肃,定西,743000;甘肃省定西市气象局,甘肃,定西,743000;甘肃省定西市气象局,甘肃,定西,743000
【正文语种】中文
【中图分类】P461+.4
【相关文献】
1.西峰黄土高原作物生长期土壤水分损耗速率分析 [J], 黄斌;张洪芬;强玉柱
2.基于综合气象干旱指数(CI)的干旱时空动态格局分析——以甘肃省黄土高原区为例 [J], 张调风;张勃;王小敏;贾建英;尹海霞;何旭强
3.甘肃黄土高原干旱半干旱区4～10月降水的气候特征 [J], 王风;郭江勇;林纾;孙成权;高峰
4.黄土高原半干旱区农田土壤水分动态及其调控——以甘肃为例 [J], 张正栋
5.黄土高原半干旱区集水农业的气候学初探──以甘肃黄土高原半干旱区为例 [J], 魏虹;赵松岭;伍光和
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陇中黄土高原全新世植被变化及干旱事件的孢粉记录

４０５０）０２１５资助项目
＊Ｅｍａｌｙａｇｎｇａ．ｃｃ＊－ｉ：［ｔｎ＠ｉｐｓａ．ｎ
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自燕科手连展第１卷第１期２７月７００年１００
不同的植被类型［船，黄土高原高分辨率的孢粉研２］
１５５３３Ｅ，海拔１００。４５．４０ｍ）位于甘肃省秦安县葫
究，将有助于恢复古植被面貌，并对正确认识自然
环境演变历史和对黄土高原治理的决策有重要意
义．
芦河支流清水河南岸一级阶地上，出露厚度５０ｍ，０ｃ剖面上部（ — １０ｃ为风成黄土，１０１０ｍ为０２ｍ）２ — ６ｃ成壤作用改造过的沼泽相沉积，６ — ３０ｍ为湿地１０５ｃ冲积物复合沉积，３０４４ｃ为沼泽一湿地相５ — ０ｍ
原）植被为主．在全新世中期，约７６５９ａＰ有近１０间发育有森林植被，在这个时期当． — ．Ｂｋ７０ａ时
地自然植被覆盖度较高，反映当时气候环境比较温湿．而草原或疏林草原发育时期植被往往较稀
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自科荸ｊ展．爱建第１卷第１期２７，７００年１月００
陇中黄土高原全新世植被变化及干旱事件的孢粉记录＊
唐领余Ｈ安成邦
１中国科学院南京地质古生物研究所，京２００；兰州大学西部环境教育部重点实验室，兰州７００．南１０８２３００

黄土高原半干旱区主要作物生育期土壤水分变化

黄土高原半干旱区主要作物生育期土壤水分变化史晓霞【摘要】Based on the observed soil moisture dada in the farmland of springwheat,winter wheat,benne,oat,potato and bean from 1971 to 2006 in the semi-arid region of Gansu Province,the variation character of soil moisture in the farming land was analyzed by using EOF and wavelet analysis method.Results show that the soil there kept long-term drought,and the soil moisture had 2 and 4 years variation period.The vertical change of soil moisture presented decreasing trend with soil depth increase,and soil moisture dropped down during the period of crop growth,it was smaller in summer than that in other seasons.The vertical variation of soil moisture was correlated with the sort of the crop,different crops consuming soil moisture had the obvious spatio-temporal difference.%利用黄土高原半干旱地区农业气象观测站点春小麦、冬小麦、胡麻、燕麦、马铃薯、扁豆等主要作物农田土壤含水量实测资料,采用EOF、小波等方法分析研究该区域农田土壤水分变化特征。

黄土高原半干旱草地地表能量通量及闭合率

黄土高原半干旱草地地表能量通量及闭合率岳平;张强;杨金虎;李宏宇;孙旭映;杨启国;张建忠【摘要】利用兰州大学半干旱气候与环境观测站(简称SACOL站)2008年的湍流、辐射、土壤温度和通量梯度观测资料,分析了地表能量通量的日变化、季节变化及能量分配特征,讨论了典型黄土高原沟壑区土壤热量储存对地表能量闭合率的影响.结果表明:黄土高原半干旱草地全年获得的净辐射约为2.269×103 MJ/m2,感热、潜热和土壤热通量年总量分别为1.210×103 MJ/m2、1.117×103 MJ/m2和0.069×103 MJ/m2；能量平衡各分量季节变化明显,日变化呈单峰型.从各能量分量占净辐射的比例来看,黄土高原半干旱草地净辐射主要以感热形式加热大气.草原生长期的能量闭合率为86.8％,非生长期的能量闭合率为76.5％.与未考虑0-5cm深度的土壤热量储存相比,草原生长期能量闭合率提高了11.3％,非生长期能量闭合率提高了12.0％.【期刊名称】《生态学报》【年(卷),期】2011(031)022【总页数】11页(P6866-6876)【关键词】SACOL;黄土高原;能量通量;能量闭合率【作者】岳平;张强;杨金虎;李宏宇;孙旭映;杨启国;张建忠【作者单位】中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020;张掖国家气候观象台,张掖734000;中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020;中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020;中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020;中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020;中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020;中国气象局兰州干旱气象研究所,甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室,中国气象局干旱气候变化与减灾重点开放实验室,兰州730020【正文语种】中文黄土高原北起阴山、南至秦岭、西抵日月山、东达太行山，地跨我国7个省区，总面积超过62.68×104km2，具有独特的植被类型和生态环境特征［1］。

黄土高原地区近50年参考作物蒸散量变化特征

第24卷第9期农业工程学报 V ol.24 No.9 6 2008年 9月 Transactions of the CSAE Sep. 2008黄土高原地区近50年参考作物蒸散量变化特征王幼奇，樊军，邵明安※，白一茹（西北农林科技大学资源环境学院，黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室，杨凌 712100）摘要：为了探求黄土高原地区深层土壤干燥化过程及成因和该地区植被耗水的变化情况，该文根据黄土高原5站点近50 a 的日气象资料，利用Penman-Monteith 公式计算了日参考作物蒸散量，并分析了ET 0的日均值、月均值和年值的变化特征，同时分析了平均温度、最高温度、最低温度、日照时数、风速和相对湿度与ET 0的相关性。

结果表明：黄土高原地区ET 0日值和月均值与大气温度、日照时数均达到了极显著的相关性，其ET 0日值和ET 0月均值曲线均呈单峰型，存在明显的季节变化特征，峰值均出现在6月。

除了西安和西宁ET 0年值显著降低外，其他3站点的年际间变化趋势不显著，同时除西宁站外其他各站点在20世纪80年代后ET 0均有上升的趋势。

关键词：参考作物蒸散量，黄土高原，变化趋势中图分类号：S161.4 文献标识码：A 文章编号：1002-6819(2008)-9-0006-05王幼奇，樊军，邵明安，等. 黄土高原地区近50年参考作物蒸散量变化特征[J].农业工程学报，2008，24(9)：6－10. Wang Youqi, Fan Jun, Shao Ming’an, et al. Analysis of effects of climate change on reference evapotranspiration on the Loess Plateau in recent 50 years[J]. Transactions of the CSAE, 2008,24(9)：6－10.( in Chinese with English abstract)0 引言黄土高原地区水资源的短缺一直是制约该地区植被恢复重建的重要制约因素。

黄土高原半干旱地区光学厚度的时间变化特征

黄土高原半干旱地区光学厚度的时间变化特征宣冬舒;毛伏平;郭勇涛【摘要】利用兰州大学半干旱气候与环境观测站2009-2010年的CE-318全自动跟踪太阳光度计观测资料,分析了黄土高原半干旱地区气溶胶光学厚度(AOD)的变化特征.结果表明,黄土高原半干旱地区AOD值日变化分为稳定型、波动型、上升型3种类型;AOD月平均值波动较大,在4月份达到最大(0.61),7月份最小(0.19);在四季中,气溶胶光学厚度值春季(0.48)＞冬季(0.41)＞秋季(0.30)＞夏季(0.24).【期刊名称】《宁夏工程技术》【年(卷),期】2016(015)001【总页数】4页(P33-35,45)【关键词】大气光学;气溶胶光学厚度;太阳光度计;黄土高原;半干旱地区【作者】宣冬舒;毛伏平;郭勇涛【作者单位】石嘴山市气象局,宁夏石嘴山753000;兰州大学大气科学学院,甘肃兰州 730000;兰州大学大气科学学院,甘肃兰州 730000;兰州大学大气科学学院,甘肃兰州 730000【正文语种】中文【中图分类】P402光学厚度（AOD）即在计算辐射传输时，2个给定高度层之间的单位截面铅直气柱内特定的吸收或发射物质的质量.AOD作为大气气溶胶的最基本的光学特性之一，反映了吸收和散射阳光的特性，是表征大气中气溶胶性质的一个重要物理量.张武［1］等将黄土高原地区气溶胶日变化分为单峰型、稳定型和上升型，同时又在上升型里面分出双峰型.白鸿涛［2］等利用气溶胶数据分析出黄土高原地区气溶胶光学厚度春季＞冬季＞夏季＞秋季的结论.这些研究对于了解AOD的变化特征起到了非常重要的作用，然而黄土高原半干旱地区是我国湿润气候区向干旱气候区转变的过渡带，对于这一地区气溶胶光学特性的研究却很少.研究此区域的气溶胶光学厚度特征，可以帮助人们了解黄土高原半干旱地区沙尘和人类活动对气溶胶产生的影响.为了了解黄土高原地区气溶胶光学厚度基本的光学特性，笔者利用兰州大学半干旱气候与环境观测站的光学厚度资料进行了初步研究和分析.CE-318型太阳光度计由法国CIMEL公司生产，可以全自动跟踪太阳.该仪器一共设有10个通道，从440～1 024 nm，仪器的视场角为1.2°.文中所用资料为兰州大学半干旱气候与环境观测站2009—2010年光学厚度资料，观测点地理坐标为35.946°N，104.137°E，海拔高度1 965 m，除特殊天气原因外，仪器正常工作，一共收集到705 d的数据.Angstrom公式一般都被用于研究大气气溶胶光学厚度，但其应用的前提条件是假设大气满足Junge分布，因而不能用于气溶胶光学厚度较小（AOD≤0.1）的清洁大气.式中：τλ为光学厚度；β为浑浊度系数；α为波长系数；λ为波长（μm）.式（1）两边取对数，得：将波长λ1和λ2，以及对应的光学厚度τ1和τ2带入式（2），可以推导出：将各观测波段上的气溶胶光学厚度代入式（3），得到一条曲线，拟合得出α和β.将α和β代入式（1）中，可以求出550 nm波段的光学厚度.在这里一般采用550 nm处气溶胶光学厚度来分析其时间变化特征及其与α的关系.α值一般在0～2，可用来确定气溶胶粒子的类型，它与气溶胶粒子谱分布有一定的关系.气溶胶光学厚度基本在某一区域内波动，波动由当地的地理位置、逆温层存在的时间、辐射强度和静风的频率等共同作用造成.本文利用2009—2010年550 nm波段处每日逐时数据，分析得出AOD和Angstrom指数的频率分布图（图1）.在观测期间，AOD值最大为1.91，最小为0.12；AOD值主要集中在0.2～0.4，0.4～0.6，0.6～0.8，0.8～1.0，1.0～1.2，1.2～1.4，1.4～1.6，1.6～1.8这8个阶段，其中在0.4～0.6分布最广，达到总数的25.03%，而AOD在0～0.2和1.8～2.0这2个阶段里分布最少，表示该地区极端天气系统发生的概率较小.波长系数α可以反映该地区气溶胶粒子的状况，波长系数越大，表示主控粒子的半径越小；波长系数越小，主控粒子的半径越大.从图1中可以看出，α主要分布在 0.2～0.4，0.4～0.6，0.6～0.8，0.8～1.0，1.0～1.2共 5个数值段里，占了总数的88.37%，其中在0.4～0.6分布最多，达到总数的26.55%；在0～0.2和1.2～2.0，α值分布最少，占全部的10%左右.波长系数主要分布在0.2～1.2，这与当地的气溶胶粒子的模态有关.波长系数越大，主控粒子的半径越小，表示为人为源，主要由粒子在空中的二次光化学转换造成，这类颗粒物主要是工厂排放的废气和居民生活排放的气体或者黑炭在紫外线的照射下，经过光化学转化，逐渐转变成硫酸根，最终以硫酸盐的形式存储于大气之中；波长系数越小，粒子半径越大，表示为自然源，这大多是由沙尘暴和扬沙造成的.而波长系数在0～0.2和1.2～2.0有分布，在0.4～0.6分布最多，这说明兰州气溶胶类型是扬尘与城市工业型气溶胶混合型，这与本地污染特征是扬尘、煤烟和机动车尾气混合型污染相符合.3.1 气溶胶光学厚度的日变化图2给出了黄土高原半干旱地区气溶胶光学厚度的日变化特征，不同地区日变化不同，气溶胶光学厚度一日多变.地理位置、气象条件和人为原因等都是影响气溶胶光学厚度日变化的因子.通过对光学厚度数据的分析，可以将黄土高原半干旱地区的气溶胶光学厚度日变化分为3种类型.（1）气溶胶光学厚度变化比较平稳，基本呈一条直线（图2a）.这说明大气比较稳定，同时气溶胶浓度较低.（2）气溶胶光学厚度先上升，后下降，再上升，呈波动型（图2b）.由于观测点所在区域周围属于榆中盆地地形，早晨和夜晚常常有逆温层的存在，导致气溶胶粒子不容易扩散开来.当早晨日出时，随着地面和空气温度的增加，空气对流加强，直至中午大气中的逆温层才完全消失，气溶胶光学厚度也积累到最大.当夜晚来临时，逆温层再次生成，气溶胶光学厚度增加，此类情况多发生在冬季时节.（3）气溶胶光学厚度先小后大，呈上升型（图2c）.造成这种情形的一个原因是混合层发展慢；另一个原因可能是地面风速普遍很小，不利于气溶胶粒子的扩散，这和观测地点的地理位置有一定的关系，在沙尘暴或者扬沙天气经常会出现这种情况.3.2 气溶胶光学厚度的月变化图3给出了气溶胶光学厚度月平均变化情况.由图3可以看出，AOD月平均值变化波动较大：1—4月份缓慢增大，4月份达到最大值，为0.61.主要原因是11月至次年4月为供暖季节，排放的废气会使气溶胶粒子浓度增加，再加上榆中的盆地地形，早晨和夜晚容易生成逆温层，气溶胶粒子不容易向上扩散，反而积聚在底层，早晨太阳照射使混合层开始发展，又将底层的气溶胶颗粒物带到上空；同时，4月份是沙尘暴和扬沙天气多发的季节，从而使得测点大气中气溶胶粒子增多，导致光学厚度增大.随着5月份供暖结束和汛期来临，AOD值逐渐减小，7月份降到最小，为0.19.7月正值主汛期，降水较多，雨水会清除大气中的气溶胶粒子，另外，兰州地区夏季太阳辐射强、温度较高，大气对流活动比较旺盛，逆温层的生成、存在时间短，从而改善了空气质量，使得光学厚度在夏季降到最小.研究期间波长系数α月平均值变动也比较大，最大值在7月份，达1.38；最小值在4月份，为0.43.这说明4月份气溶胶主要为粗模态的粒子，扬尘和取暖废气的排放是气溶胶排放源.α最大值出现在7—8月份，表示气溶胶主要为细模态的粒子，主要原因是7—8月份阳光充足，紫外线强烈，而且温度高，有利于大气污染物光化学的转化，导致二次气溶胶粒子的增多.从图3中可以看到，当AOD值最大时，α值最小；当AOD值最小时，α值最大.3.3 气溶胶光学厚度的季节变化图4显示了气溶胶光学厚度随季节的变化特征，春季（3—5月份）和冬季（12月至次年2月份）的气溶胶光学厚度较大，夏季（6—8月份）和秋季（9—11月份）的较小.春季气溶胶光学厚度最大，为0.48；夏季最小，为0.24.秋末冬初地面干燥，使得地面尘土容易漂浮到大气中，同时由于降水少，缺少雨水对粒子的湿清除作用，使得秋季AOD值也偏大.另外，由于11月至次年3月底是兰州的采暖期，而3—5月份同时也是兰州地区沙尘暴的高暴发期，所以在春季AOD平均值最大.次之为冬季，冬季整层大气的气溶胶光学厚度的日变化平均值在0.25～0.6，基本上上午呈上升趋势，下午开始逐渐减小，在下午2：00左右出现最小值，随后又有增大的趋势.出现这种变化的原因是冬季逆温层存在时间长，并且逆温层相对较厚（厚度大概在600 m），一般到中午前后才能完全消失.由于逆温层的存在，上下层空气的交换能力弱，空气中气溶胶污染物不容易向上扩散，而兰州地区冬季静风频率达到90%以上［3］，所以由风吹散气溶胶污染物的能力相对较弱，同样的，污染物在水平方向上也很难进行扩散，导致空气中污染物在中午前后积累达到最大值.随着温度的上升，逆温层消失，上下层扩散能力也随之增强，大气气溶胶光学厚度也就逐渐减小；随着温度的回落，逆温层逐步建立，气溶胶光学厚度也就开始增大.夏季由于温度高、对流强、逆温层存在时间短，同时由于雨水较多，对气溶胶粒子的湿沉降较大，从而使得夏季气溶胶光学厚度最小.本文通过对2009—2010年兰州地区气溶胶光学厚度的统计分析，得出黄土高原半干旱地区光学厚度的时间变化特征.但由于收集的资料有限，因而不能简单地根据其对黄土高原地区年际变化特征进行分析，实验还缺少对其他波段气溶胶光学厚度随时间变化特征的分析，而对于AOD和Angstrom指数之间存在的对应关系今后将做进一步的系统研究.【相关文献】［1］张玉洁，张武，陈艳，等.黄土高原半干旱地区气溶胶光学厚度变化特征的初步分析［J］.高原气象，2008，27（6）：1416-1422.［2］张玉平，杨世植，王先华，等.合肥地区气溶胶光学厚度的时间变化特征［J］.中国科学技术大学学报，2010，40（1）：15-30.［3］权晓晶，张镭，曹贤洁，等.2007年兰州市冬季大气气溶胶光学厚度特性［J］.兰州大学学报：自然科学版，2009，45 （3）：39-44.［4］白鸿涛，陈勇航，王洪强，等.黄土高原半干旱区气溶胶光学特性季节变化特征［J］.干旱区地理，2011，34（2）：292-299.［5］田文寿，陈长和.兰州冬季气溶胶光学特性的参数化［J］.大气科学，1996，20（2）：235-242.。

黄土高原植被恢复对地表的冷却作用及变化规律

第35卷第3期2021年6月水土保持学报J o u r n a l o f S o i l a n d W a t e rC o n s e r v a t i o nV o l .35N o .3J u n .,2021收稿日期:2020-11-10资助项目:国家自然科学基金项目(41971132) 第一作者:王欢欢(1996-),女,硕士研究生,主要从事森林动态研究㊂E -m a i l :w a n g h u a n h u a n 511@g m a i l .c o m 通信作者:于强(1962-),男,博士,研究员,主要从事气候变化与农业生态研究㊂E -m a i l :y u q@n w s u a f .e d u .c n 黄土高原植被恢复对地表的冷却作用及变化规律王欢欢1,赵杰1,岳超1,2,于强1,2(1.西北农林科技大学资源环境学院,陕西杨凌712100;2.西北农林科技大学水土保持研究所,黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室,陕西杨凌712100)摘要:基于黄土高原的土地覆盖类型数据,并结合MO D I S 地表温度㊁反照率和蒸散发数据产品以及降水数据,分析了该区域2002 2015年间造林对地表温度的影响,并进一步分析蒸散发和反射率的驱动作用㊂结果表明:研究期间黄土高原造林区域地表温度的变化主要由白天地表温度变化主导而表现为降温((-0.78ʃ1.25)ħ),且主要是蒸散发增加((0.84ʃ1.35)mm /d )所驱动㊂造林引起的地表温度变化与降水梯度密切相关,在半干旱区(年均降水量<400mm )造林会引起微弱的增温((0.03ʃ0.22)ħ)㊂此外,该区域由造林引起的地表温度变化呈现季节性规律,即春季及夏季的降温程度较大,而冬季降温作用微弱㊂春季白天地表降温最强,其次是夏季,秋冬季节降温较弱;而对于夜间温度,冬季增温强烈,其次为春季,秋季及夏季㊂地表温度变化与地表反照率和蒸散发变化之间相关性显示,蒸散发冷却效应抵消了反照率引起的暖化效应,主导白天地表温度变化㊂而夜间暖化现象在一定程度反映白天热储量释放㊂黄土高原植被恢复对地表具有冷却效应,在区域尺度上减缓了气候变暖的趋势㊂关键词:黄土高原;造林;地表温度;蒸散发;反照率中图分类号:Q 948.112 文献标识码:A 文章编号:1009-2242(2021)03-0214-07D O I :10.13870/j.c n k i .s t b c x b .2021.03.030C o o l i n g E f f e c t I n d u c e db y A f f o r e s t a t i o no n t h eL o e s sP l a t e a u a n d I t sC h a n geL a w WA N G H u a n h u a n 1,Z H A OJ i e 1,Y U EC h a o 1,2,Y U Q i a n g1,2(1.C o l l e g e o f N a t u r a lR e s o u r c e s a n dE n v i r o n m e n t ,N o r t h w e s tA&F U n i v e r s i t y ,Y a n g l i n g ,S h a a n x i 712100;2.S t a t eK e y L a b o r a t o r y o f S o i lE r o s i o na n dD r y l a n dF a r m i n g onL o e s s P l a t e a u ,I n s t i t u t e o f S o i l a n d W a t e rC o n s e r v a t i o n ,N o r t h w e s tA&F U n i v e r s i t y ,Y a n g l i n g ,S h a a n x i 712100)A b s t r a c t :T h e p u r p o s e o f t h i s a r t i c l ew a s t o a n a l y z e t h e i m p a c t s o f a f f o r e s t a t i o n i nd i f f e r e n t r e gi o n s a n d s e a -s o n s o n t h eL o e s s P l a t e a uo n t h e l a n d s u r f a c e t e m p e r a t u r e (L S T )f r o m2002t o 2015a n d t h e i r d r i v i n g f a c t o r s (A l b e d o a n d e v a p o t r a n s p i r a t i o n )b a s e do n MO D I S l a n d c o v e r ,L S T ,A l b e d o ,e v a p o t r a n s pi r a t i o n (E T )d a t a p r o d u c t s a n d p r e c i p i t a t i o nd a t a .T h e r e s u l t ss h o w e dt h a td u r i n g t h es t u d yp e r i o d ,t h ec o o l i n g ef f e c t i nt h e d a y t i m e d o m i n a t e dL S Tc h a ng e ((-0.78ʃ1.25)ħ)a n d th e c o o li n g e f f e c tw a sm a i n l y d r i v e nb y ET ((0.84ʃ1.35)mm /d ).M o r e o v e r ,t h e l a n d s u r f a c e t e m p e r a t u r e c h a n g e c a u s e db y a f f o r e s t a t i o nw a s c l o s e l y r e l a t e d t o p r e c i p i t a t i o n ,a n da f f o r e s t a t i o nw o u l d c a u s e a s l i g h tw a r m i n g ((0.03ʃ0.22)ħ)i ns e m i -a r i dr e gi o n sw h e r e t h em e a na n n u a l p r e c i p i t a t i o nw a s l e s s t h a n 400mm.I n a d d i t i o n ,t h e v a r i a t i o n s o f L S T p r e s e n t e d a s e a s o n a l p a t t e r n ,t h a tw a s ,t h e o b s e r v e d c o o l i n g e f f e c t i n s p r i n g an d s u mm e rw a s g r e a t e r ,w h i l e i nw i n t e r ,t h i s e f f e c t w a sw e a k .T h e d a y t i m e c o o l i n g e f f e c tw a s t h e s t r o n g e s t i n s p r i n g ,f o l l o w e db y su mm e r ,w i n t e r a n d a u t u m n .I n t e r m s o f t h e n i g h t t i m eL S T ,t h ew a r m i n g e f f e c t i nw i n t e rw a s t h e s t r o n g e s t ,f o l l o w e db y s p r i n g,a u t u m n a n d s u mm e r .M e a n w h i l e ,t h ec o r r e l a t i o nb e t w e e nL S Tv a r i a t i o n sa n d E T c h a n g e (A l b e d oc h a n ge )s h o w e d t h a t t h e c o o l i n g ef f e c t d e r i v e db y E T o f f s e t t h ew a r m i ng e f f e c t c a u s e db y a l b e d o a n dd o m i n a t e d th ed a y ti m e L S Tv a r i a t i o n s .S u c h w a r m i n g i m p a c ta tn i g h t r e f l e c t e dt h a ts t o r a g eh e a td u r i n g t h ed a y w a s l i k e l y tob e r e l e a s e d a t n i g h t .V e g e t a t i o nr e s t o r a t i o no nt h eL o e s sP l a t e a uh a dac o o l i n g ef f e c t ,w h i c hs l o w e dd o w nt h e t r e n do f c l i m a t ew a r m i ng o na r e gi o n a l s c a l e .K e yw o r d s :L o e s sP l a t e a u ;a f f o r e s t a t i o n ;l a n d s u r f a c e t e m p e r a t u r e ;e v a p o t r a n s p i r a t i o n ;a l b e d o Copyright©博看网 . All Rights Reserved.森林在改善生态环境和缓解气候变化方面发挥着重要的作用[1]㊂森林是陆地生态系统的主要碳汇,吸收约25%全球人类活动释放的C O2[2]㊂同时,森林通过调节陆地-大气之间的能量和水分的交换来影响气候变化㊂地表温度(l a n ds u r f a c et e m p e r a-t u r e,L S T)对于大气下边界层的陆-气能量和物质交换具有关键作用,驱动着地表生物地球化学循环速率,因此可用于表征造林对气候的影响[3]㊂造林对地表温度的影响是由辐射与非辐射效应共同决定的,二者的平衡解释了造林的降温或增温效应[4]㊂森林的反照率(a l b e d o)通常低于草地和农田,因此造林能够吸收更多的太阳辐射,可能导致地表温度升高[5];但另一方面,相较于草地和农田,森林具有较大的叶面积指数和表面粗糙度,并且森林生理活动消耗的水分通常更高㊂因此,造林可促进蒸散发(e v a p o t r a n s p i-r a t i o n,E T),或通过加强对流增加能量耗散,致使地表温度降低[6-7]㊂近年来,气候模型被广泛应用于研究造林对气候影响[8]㊂然而,由于模型空间分辨率较粗和不确定性较大,不能准确地再现造林的局部气候效应[3];此外,基于通量数据以及气象站观测数据的评估也是一种被广泛采用的评估植被覆盖变化对地表温度影响的方法[9]㊂但由于覆盖范围有限,难以充分说明空间尺度上造林的效应㊂随着卫星遥感的发展,大尺度以及定量化评估森林动态对区域气候的影响成为可能[10-11]㊂黄土高原是典型的土壤退化与水土流失区域,为应对土壤侵蚀和土地退化日益严重的挑战,中国政府于1999年启动退耕还林(草)的工程[12]㊂至2015年,黄土高原造林面积已达8954k m2[13]㊂目前,关于黄土高原的研究主要集中在水土保持以及生态服务功能的研究上,对造林引起的气候效应研究较为匮乏㊂仅有的研究或基于站点的短期观测结果进行评估[14],或基于趋势分析获取地表温度变化的时空格局[15],而该区域植被恢复的气候效应未得到准确的量化㊂此外,造林所引起的地表温度变化的生物物理过程也很复杂,并且依赖于背景气候(如降水)[16]㊂考虑到对黄土高原植被恢复对地表温度影响及其影响机制尚未有清晰的认识,本研究以黄土高原为研究区域,利用MO D I S提供的土地覆盖类型及地表温度㊁反照率和蒸散发数据,结合降水数据分析造林在不同降水梯度和季节对地表温度影响,并进一步分析其驱动因子(反照率㊁蒸散发)㊂本研究对于厘清黄土高原造林对气候的影响具有重要意义,可为全面评估黄土高原退耕还林的气候效应提供科学依据㊂1研究方法与数据来源1.1研究区概况黄土高原位于33ʎ41' 41ʎ16'N,100ʎ54' 114ʎ33'E,属于暖温带,面积约为6.4ˑ105k m2㊂地形起伏,沟壑纵横,海拔100~3000m㊂气候类型以温带大陆性气候为主,气温年较差㊁日较差大,年均气温4~ 14ħ;年均降水量100~800mm,主要集中于6 8月[15]㊂这一区域生态恢复后的植被恢复在很大程度上遵循区域内自然植被的地带性特征,植被类型由东南向西北为森林向草原转移[17]㊂1.2数据来源1.2.1 MO D I S遥感产品本研究采用4种MO D I S 遥感产品,包括:土地覆盖数据(M C D12Q1,时间尺度为年,空间分辨率为500m)㊁地表温度产品(MO D11A2,8天,1k m)㊁反照率产品(M C D43B3,16天,500m)㊁蒸散发产品(MO D16A2,8天,500m)㊂所有数据通过美国国家航空航天局N A S A MO D I S 官方网站下载得到(h t t p s://m o d i s.g s f c.n a s a.g o v/ d a t a/)㊂选取数据时间跨度为2002 2015年㊂其中,M C D12Q1的美国马里兰大学(U n i v e r s i t y o f M a r y l a n d,UM D)的14类覆盖类型分类方案作为本研究的土地覆盖类型基准㊂地表温度数据MO D11A2是8天3级地表温度产品㊂本研究利用其提供的白天温度与夜间温度,并求其平均得到日平均地表温度㊂反照率数据M C D43B3提供MO D I S7个窄波段和可见光V I S(0.3~0.7μm)㊁近红外N I R (0.7~5.0μm)和短波S W(0.3~5.0μm)等3个宽波段的黑空反照率B S A(b l a c k-s k y a l b e d o)和白空反照率W S A(w h i t e-s k y a l b e d o)㊂本研究中使用白空反照率,偏差大多<5%[18]㊂MO D I S蒸散发数据(MO D16A2)产品中提供蒸散发(E T)层㊁潜热通量(L E)层㊁潜在蒸散发(P E T)层和潜在潜热通量(P L E)层以及质量控制(Q C)层㊂本研究使用蒸散发(E T),与涡流通量塔观测的E T相比,平均绝对偏差约为0.3mm[19]㊂对于涉及的生物物理变量(地表温度㊁反照率和蒸散发),逐月计算2002 2015年间的均值以反映月际变化特征㊂此外,为得到季节变化特征,本研究将3 5,6 8,9 11月以及12月至翌年2月分别定义为春季㊁夏季㊁秋季和冬季㊂1.2.2 D E M高程数据高程数据来源于航天飞机雷达地形任务(s h u t t l er a d a rt o p o g r a p h y m i s s i o n, S R T M)数据㊂该数据空间分辨率为30m,通过重采样和重投影将其转化成空间分辨率为1k m,且投影与MO D I S数据一致的高程数据㊂1.2.3气象数据本研究借助于0.1ʎ空间分辨率和3h时间分辨率的中国区域高时空分辨率地面气象512第3期王欢欢等:黄土高原植被恢复对地表的冷却作用及变化规律Copyright©博看网 . All Rights Reserved.要素驱动数据集,获取研究样点2002 2015年年均降水量(m e a na n n u a l p r e c i pi t a t i o n ,MA P )㊂1.3 分析方法基于土地覆盖产品的空间代时间方法[20]可以用于研究造林的局部气候效应㊂对于土地覆盖数据M C D 12Q 1,将其重采样到1k m 空间分辨率并获取2010 2015年稳定土地覆盖类型图,用于区分森林(包括常绿针叶林㊁落叶针叶林㊁常绿阔叶林和落叶阔叶林)与开阔地(包括农田和草地)㊂假设相邻的森林和开阔地像素具有相同的背景气候,因此森林和开阔地像元之间的局部差异可以归因于土地覆盖变化[3,16]㊂将1k mˑ1k m 的森林像元为研究中心,定义11k mˑ11k m 的搜索窗口,将森林像元与相邻的开阔地像元配对作为有效样本计算公式为:ΔL S T=L S T F -L S T O(1)式中:L S T F 为森林的地表温度(ħ);L S T O 是开阔地的地表温度(ħ),取2002 2015年地表温度年均值(月均值);ΔL S T 为造林引起的地表温度变化(ħ)㊂为消除高程对地表温度的影响,去除造林与开阔地之间高程差超过100m 的ΔL S T ㊂造林引起反照率变化(ΔA l b e d o ,%)以及蒸散发变化(ΔE T ,mm /d )由公式(1)中的变量L S T 分别改变为A l b e d o 和E T 计算得到㊂2 结果与分析2.1 造林对地表温度的影响由图1可知,黄土高原地区造林导致日平均地表温度降低((-0.78ʃ1.25)ħ)㊂白天开阔地的造林具有很强的降温效果((1.21ʃ0.86)ħ),而夜间造林有较不明显的升温((0.43ʃ0.86)ħ)㊂造林使夜间产生与白天温度变化相反的信号,即地表升温,但是比白天降温的幅度小㊂因此,造林对日平均温度的影响更大程度上是通过白天温度影响的㊂此外,研究区造林对地表温度变化的影响在空间上差异较不明显㊂图1 造林引起的白天地表温度变化、夜间地表温度变化和日平均地表温度变化的空间分布由图2可知,黄土高原造林对地表温度的影响具有季节性规律㊂冬季黄土高原地区森林恢复导致白天地表温度降低((-1.04ʃ0.56)ħ),夜间地表温度升高((0.95ʃ0.57)ħ)㊂平均而言,冬季的降温效果较弱((-0.09ʃ0.57)ħ)㊂这一区域春季白天降温效果有增强的趋势,而夜间的增温效果有所减弱,整体上降温效果增强㊂5月的降温效果最为强烈((-0.68ʃ0.19)ħ)㊂夏季,造林导致白天温度下降(1.18ʃ0.24)ħ,而夜间增温幅度较小((0.28ʃ0.18)ħ)㊂对于秋季,森林覆盖增加导致夜间温度上升(0.57ʃ0.22)ħ,白天地表温度的下降幅度((-0.86ʃ0.24)ħ)较其他季节微弱㊂综上,夜间的暖化现象在冬季最为明显,春季及秋季次之,夏季增温较为微弱㊂而在白天,造林导致的春季冷却效应最强,其次为夏季,冬季和秋季㊂对日平均温度而言,春季和夏季的降温最强(春季为(-0.51ʃ0.19)ħ,夏季为(0.45ʃ0.21)ħ),而冬季的冷却效果不明显((-0.09ʃ0.57)ħ)㊂注:图中阴影部分表示(P <0.05)㊂下同㊂图2 造林在不同季节和降水梯度对白天和夜间地表温度的影响造林引起的地表温度变化随降水梯度呈现一定的变化规律(图2b )㊂整体上,该研究所包括的样点年均降水量介于350~800mm ㊂随着年均降水量的增加,黄土高原造林引起的白天降温效果减弱㊂当年612水土保持学报第35卷Copyright©博看网 . All Rights Reserved.均降水量>750mm 时,造林引起的白天地表冷却效果最弱((-0.63ʃ0.19)ħ)㊂随着降水梯度增加,夜间增温效果减弱㊂在相对湿润的区域(MA P>700mm ),夜间增温效果不明显((0.13ʃ0.20)ħ)㊂尽管年均降水量介于350~400mm 的半干旱区域的白天冷却程度为(-1.03ʃ0.19)ħ,但被更强烈的夜间增温((1.07ʃ0.24)ħ)所抵消而表现为增温((0.03ʃ0.22)ħ)㊂其他半湿润区域(400~800mm )夜间变暖效应均无法抵消白天冷却效应㊂2.2 造林对反照率和蒸散发的影响地表温度不对称昼夜变化是由能量平衡过程的不同分量引起的,反照率以及蒸散发的变化是2个重要生物物理因素[11]㊂通常假设相邻的森林与开阔地的入射太阳辐射是相似的[16]㊂因此,地表反照率决定吸收的太阳辐射量,这些能量会以潜热通量和感热通量形式消耗[5]㊂森林与周围的开阔地相比,反照率差异(-1.23%ʃ0.91%)<0(图3a),表明森林覆盖的增加降低地表的反照率,地表吸收更多太阳辐射,地表温度升高;另一方面,黄土高原造林区域整体上表现为蒸散发增加((0.11ʃ0.17)m m /d )(图3b )㊂相较于草地和农田,造林促进蒸散发过程,能量耗散增加致使地表温度的降低㊂考虑到中国地面入射的太阳辐射为3960~6410M J /a [16],因此对于黄土高原造林区域,每年所吸收的额外太阳辐射为48~79M J,而造林的潜热(指蒸散发)耗散每年约(100ʃ150)M J㊂因此,黄土高原造林区域吸收更多的入射辐射,但同时耗散更多的能量作为潜热,导致白天温度的降低㊂此外,基于黄土高原造林对反照率及蒸散发影响的空间分布(图3)可以发现,反照率主要表现为降低,对于蒸散发变化,黄土高原西南方向增加最为明显((0.38ʃ1.35)mm /d)㊂图3 造林引起的反照率变化和蒸散发变化的空间分布整体上,造林引起的反照率及蒸散发的变化,在全年中均表现为先上升后下降的趋势(图4a )㊂冬季反照率差异最大(-2.00%ʃ1.62%)(图4a ),而蒸散发变化ΔE T <0,森林的蒸散发小于一般的非林地区域㊂而此期间,黄土高原造林区域微弱降温((-0.09ʃ0.57)ħ),可能是强烈的反照率变化引起的增温,以及微弱的蒸散发作用所驱动的㊂相反,该区域春季与夏季的蒸散发作用较为强烈(春季为(1.89ʃ2.08)mm /d ,夏季为(2.16ʃ6.25)mm /d),而森林与开阔地反照率的差异较小(春季为-1.13%ʃ0.80%,夏季为-0.65%ʃ0.80%)㊂强烈的蒸散发降温效应抵消反照率引起的微弱的增温,使得黄土高原造林区域在这一期间表现为强烈的降温(图2a)㊂对于造林引起的蒸散发变化,峰值出现在5月,此时的蒸散发最强((4.76ʃ4.61)mm /d ),引起的降温效果也最强((-0.68ʃ0.19)ħ)㊂而同期反照率的变化(-0.70%ʃ0.78%)引起的增温效应较其他月份弱㊂图4 造林在不同季节和降水梯度对反照率和蒸散发的影响本研究探讨了不同降水梯度下造林引起的反照率变化与蒸散发变化情况(图4b )㊂造林引起的反照率降低程度随着降水量梯度的增加而减弱,在相对干旱地区造林引起的反照率变化较大㊂在700~712第3期王欢欢等:黄土高原植被恢复对地表的冷却作用及变化规律Copyright©博看网 . All Rights Reserved.750mm这一降水量区间,反照率变化最不明显(-0.63%ʃ0.33%)㊂当造林发生在降水量为350~ 400mm的区域时,反照率降低2.35%ʃ0.42%㊂此外,本研究发现,湿润地区造林的蒸散发作用更强㊂当降水量>750mm,造林引起的蒸散发作用最强((0.12ʃ0.03)mm/d)㊂而在相对干旱区域(350~ 400mm),与开阔地相比,森林的蒸散发几乎未增加(0ʃ0.02mm/d)㊂2.3反照率与蒸散发对地表温度的影响由图5可知,地表温度变化(ΔL S T)与反照率变化(ΔA l b e d o)之间呈显著的正相关关系(R2=0.45, p<0.01,d f=14755),其中,A l b e d o降低1%,白天L S T降低0.64ħ㊂而白天ΔL S T与ΔE T之间呈负相关关系(R2=0.07,p<0.01,d f=14755)㊂森林覆盖增加后蒸散发增加,引起较强的冷却作用㊂分析表明,反照率暖化效应较弱,蒸散发冷却效应控制白天地表温度的变化㊂此外,夜间ΔL S T与ΔE T和ΔA l b e d o呈负相关关系(p<0.01,d f=14755),表明蒸散发增加,夜间的增温有减弱的趋势㊂而反照率的增加,引起夜间地表温度的下降㊂图5地表温度变化与反照率变化和蒸散发变化的关系3讨论3.1造林引起地表温度昼夜不对称变化的机制黄土高原地区自退耕还林(草)工程实施以来,森林面积显著增加[13]㊂在此,基于MO D I S数据产品得到黄土高原大规模植被恢复对地表温度影响的观测证据㊂整体上,这一区域的造林导致地表温度降低(-0.78ʃ1.25)ħ,这与薛亚永等[15]的研究结果一致㊂白天,与周围的开阔地相比,森林有很强的降温效果((-1.21ʃ0.86)ħ);夜间,造林引起不明显的升温((0.43ʃ0.86)ħ)㊂这与P e n g等[16]基于中国退耕还林区域,量化造林对昼夜温度研究结果是一致的,即白天和夜间地表温度变化是不对称的,且白天降温的量级大于夜间变暖㊂反照率以及蒸散发的变化是引起地表温度不对称昼夜变化的2个重要驱动因素[21]㊂白天地表温度变化与反照率变化之间呈显著的正相关关系㊂根据前人[16]研究,森林一般具有低反照率而吸收大量的太阳辐射,因此造林引起的反照率变化会导致升温效应㊂而本研究结果与此相反,表明反照率变化不是决定白天温度的变化的主要因素[22]㊂白天ΔL S T与ΔE T之间呈负相关关系㊂森林覆盖增加后,蒸散发增加引起较强的冷却作用㊂已有研究[16]表明,蒸散发引起的冷却效果掩盖反照率变暖而主导白天地表温度变化㊂在夜间,造林主要引起暖化现象㊂夜间地表温度变化与白天储存的能量和近地表的大气边界层是密切相关的,而蒸散发的冷却作用是可以忽略不计的[23]㊂夜间ΔL S T与ΔE T和ΔA l b e d o的负相关关系表明,对于白天森林吸收的多余太阳能,较大的ΔE T会导致夜间的变暖效果减弱,因此夜间变暖现象在一定程度反映白天热储量的释放[16]㊂此外,森林的粗糙程度较开阔地大,森林覆盖的增加导致夜间湍流增加,从高空吸入温暖的空气使森林相对于开阔地变暖[9]㊂且与开阔地相比,森林更稳定的分层减少812水土保持学报第35卷Copyright©博看网 . All Rights Reserved.大气湍流,减少散热而增强夜间的暖化效果[23]㊂3.2造林引起地表温度季节变化的机制黄土高原造林对地表温度的影响具有季节性规律㊂冬季的降温效果最为微弱((-0.09ʃ0.57)ħ),而这一期间,反照率差异最大(2.00%ʃ1.62%),蒸散发变化ΔE T<0㊂根据L i等[10]研究,高纬度地区造林的暖化效应在冬季由于高反照率差异而增大㊂尽管森林的颜色较草本植物更深,但在冬天,树冠遮蔽下面的积雪,大大减少反照率[24]㊂反照率引起的强烈的增温与微弱的蒸散发作用,可能是该区域冬季微弱降温的原因㊂对于春季及夏季,造林引起的地表温度变化最为明显㊂这期间的蒸散发作用较为强烈,而森林与开阔地反照率的差异较小㊂苟娇娇等[25]利用地表热量平衡分析的方法指出,植被在生长季节(4 9月)的蒸散发作用对黄土高原区域温度下降发挥着重要的作用㊂反照率减少导致该区域变暖,蒸腾更多的水分,从而在生长季持续降温㊂结合本研究,强烈的蒸散发降温效应抵消反照率引起的微弱的增温,使得黄土高原造林区域在生长季表现为强烈的降温㊂3.3造林对地表温度影响随降水梯度变化的机制造林引起的地表温度变化与降水梯度密切相关㊂随着降水梯度增加,黄土高原造林引起的夜间增温效果减弱㊂年均降水量介于350~400mm的半干旱区域,森林的蒸腾作用不足以补偿吸收的太阳辐射,较大的白天储热导致更大的夜间变暖效应㊂在相对湿润地区(MA P>400mm),反照率变化较小而蒸散发强烈,夜间变暖效应无法抵消白天降温效应㊂这证实了湿润地区更适合造林[9]㊂此外,P e n g等[16]也指出,在相对干旱的地区造林可能导致变暖,这与该研究结果是一致的㊂强烈的反照率变化(-2.35%ʃ0.42%)驱动较干旱区域地表温度的变化,而相对湿润区域地表温度变化由蒸散发主导,使得黄土高原造林对地表温度影响随降水梯度而变化㊂以上黄土高原造林对地表温度影响的研究是基于空间代时间方法得到的,但是空间上地表温度的差异不能单独归因于土地覆盖的变化㊂因此,对于黄土高原造林对地表温度的实际影响,还有待今后工作的进一步研究㊂此外,不同造林类型以及林分结构(如叶面积指数)对气候的影响仍缺少清晰的认识,也需进一步研究以加深造林的气候效应的认识㊂4结论(1)黄土高原造林区域地表温度主要为降温((-0.78ʃ1.25)ħ),且更大程度上是由白天地表温度主导的㊂白天的降温效应主要是蒸散发驱动((0.84ʃ1.35)m m/d)㊂(2)黄土高原的造林对地表温度的影响具有季节性周期变化,春季白天地表降温最强,其次是夏季㊁秋季和冬季;而冬季夜间增温强烈,依次为春季㊁夏季及秋季㊂整体上,春季和夏季的降温程度最大(春季为(-0.51ʃ0.19)ħ,夏季为(-0.45ʃ0.21)ħ),冬季的降温效果最弱((-0.09ʃ0.57)ħ)㊂(3)造林引起的地表温度变化与降水梯度密切相关㊂随着降水梯度增加,夜间增温效果减弱㊂在半干旱区(年均降水量<400m m),造林引起微弱的增温((0.03ʃ0.22)ħ),且主要受反照率影响(-2.35%ʃ0.42%)㊂(4)地表温度变化与地表反照率和蒸散发量之间的相关性显示,白天反照率暖化效应较弱,而蒸散发冷却效应主导白天地表温度变化㊂夜间变暖现象在一定程度反映白天热储量释放㊂参考文献:[1]刘魏魏,王效科,逯非,等.造林再造林㊁森林采伐㊁气候变化㊁C O2浓度升高㊁火灾和虫害对森林固碳能力的影响[J].生态学报,2016,36(8):2113-2122.[2] L eQ uéréC,P e t e r sGP,A n d r e sRJ,e t a l.G l o b a l c a r-b o nb u d g e t2013[J].E a r t hS y s t e mSc i e n c eD a t a,2014,6(1):235-263.[3] L iY,Z h a o M S,M o t e s h a r r e iS,e ta l.L o c a l c o o l i n ga n dw a r m i n g e f f e c t so f f o r e s t sb a s e do ns a t e l l i t eo b s e r-v a t i o n s[J].N a t u r eC o mm u n i c a t i o n s,2015,6(1):1-8.[4] B r i g h tR M,Z h a oKG,J a c k s o nRB,e t a l.Q u a n t i f y i n gs u r f a c ea l b e d oa n do t h e rd i r e c tb i o g e o p h y s i c a lc l i m a t ef o r c i ng s o f f o r e s t r y a c t i v i t i e s[J].G l o b a lCh a n g eBi o l o-g y,2015,21(9):3246-3266.[5] S c h u l t zN M,L a w r e n c e P J,L e eX.G l o b a l s a t e l l i t e d a t ah i g h l i g h t s t h e d i u r n a l a s y mm e t r y o f t h e s u r f a c e t e m p e r-a t u r e r e s p o n s e t od e f o r e s t a t i o n[J].J o u r n a l o fG e o p h y s i-c a lR e s e a r c h:B i o g e o s c i e n c e s,2017,122(4):903-917.[6] B r i g h tR M,D a v i nE,O H a l l o r a nT,e t a l.L o c a l t e m-p e r a t u r e r e s p o n s e t o l a n d c o v e r a n dm a n a g e m e n t c h a n g ed r i ve nb y n o n-r a d i a t i v e p r o c e s s e s[J].N a t u r e C l i m a t eC h a n g e,2017,7(4):296-302.[7] B u r a k o w s k i E,T a w f i kA,O u i m e t t eA,e t a l.T h e r o l eo f s u r f a c e r o u g h n e s s,a l b e d o,a n dB o w e n r a t i o o n e c o s y s-t e me n e r g y b a l a n c e i n t h eE a s t e r nU n i t e dS t a t e s[J].A g-r i c u l t u r a l a n dF o r e s tM e t e o r o l o g y,2018,249:367-376.[8] M a h m o o dR,P i e l k e S rRA,H u b b a r dK G,e t a l.L a n dc o v e r c h a n g e s a nd t he i r b i o g e o p h y s i c a l ef f e c t s o n c l i m a t e[J].I n t e r n a t i o n a l J o u r n a lo fC l i m a t o l o g y,2014,34(4): 929-953.[9] L e eX,G o u l d e n M L,H o l l i n g e rD Y,e t a l.O b s e r v e d912第3期王欢欢等:黄土高原植被恢复对地表的冷却作用及变化规律Copyright©博看网 . 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半干旱区不同下垫面地表反照率变化特征

半干旱区不同下垫面地表反照率变化特征【引言】地表反照率是指地表对太阳辐射的反射能力，是地表能量收支的重要组成部分，对气候变化、水循环、生态系统和农业等方面具有重要影响。

在半干旱区，地表反照率受到气候、地表类型以及人类活动的影响，呈现出较大的空间和时间变化特征。

本文将探讨半干旱区不同下垫面地表反照率的变化规律和特征。

【主体部分】1. 半干旱区的地表反照率变化影响因素半干旱区的地表反照率变化受到多个因素的影响。

起首，气候因素是主要的影响因素之一。

气候因素包括太阳辐射、气温、降水等，这些气候因素的变化将直接影响地表反照率。

其次，地表类型也是影响地表反照率的重要因素。

不同的地表类型具有不同的光学性质，对太阳辐射的吸纳和反射也有所不同，从而引起地表反照率的变化。

另外，人类活动也会对地表反照率产生重要的影响，例如城市化过程中的建筑物、道路和水泥等人造结构会增加地表的反照率。

2. 不同地表类型的地表反照率变化特征不同地表类型的地表反照率变化特征有所不同。

例如，植被遮盖的地表反照率较低，因为植被能够吸纳太阳辐射，从而缩减了反射。

植被遮盖的地表反照率具有明显的季节性变化，夏季由于植被生长旺盛，反照率较低；而冬季植被凋落，反照率较高。

干旱地区的裸露土壤反照率较高，因为土壤没有植被遮盖，光线直接反射。

而沙漠地区由于沙尘的存在，反照率更高。

水域的反照率较低，因为水能够吸纳太阳辐射。

而城市地区由于大量的人造结构，反照率更高。

3. 气候因素对地表反照率的影响气候因素对地表反照率具有重要影响。

太阳辐射是最主要的气候因素，直接影响地表反照率。

太阳辐射的强度和角度对地表反照率有着明显的影响。

气温对地表反照率也有较大影响，高温下地表的反照率较低，而低温下地表的反照率较高。

降水对地表反照率的影响较为复杂，低降水条件下，地表干燥，反照率较高，而高降水条件下地表潮湿，反照率较低。

4. 人类活动对地表反照率的影响人类活动对地表反照率产生了重要影响。

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。山顶全年盛行西北和东南风，平均
年降水量为３８１．８ｍｍ，全年日照时数为２６０７ｈ左
图１ＳＡＣＯＬ站月平均地表反照率变化Ｆｉｇ．１ＶａｒｉａｔｉｏｎｏｆｍｏｎｔｈｌｙａｖｅｒａｇｅｓｕｒｆａｃｅａｌｂｅｄｏａｔＳＡＣＯＬｓｔａｔｉｏｎ
１－５］６］等［，是最基础、最重要的参数之一［。在区域
生态系统的地表反照率特征，发现退化草地生态系统的地表反照率在生长季主要受土壤水分和植被的
１４］影响，而非生长季主要受积雪的影响；张果等［和１５］刘永强等［分别提出了模拟荒漠草原、塔克拉玛
干沙漠晴天地表反照率的公式。但目前的研究主要集中在不同下垫面以及地表物理因子（如土壤湿度）对反照率的影响，而针对不同天气条件下地表反照率变化特征的研究较少。为了提供更加详实、更高时间分辨率的地表反照率观测结果，对已有的地面观测站资料进行分析是十分必要的。陇中黄土高原占中国黄土高原面积的１８％，该地区下垫面属于典型的丘陵沟壑区，植被稀疏，生态环境脆弱，是中国干旱和湿润气候的一个重要过渡带，同时也是全球天气和气候变化一个非常敏感的关键区域。但目前对半干旱区的陆面过程认识还不够，因此准确获取一年中不同状况下的地表反照率并研究其变化特征，对改进半干旱区陆面过程模式、研究区域气候变化具有重要意义。本文主要分
乃至全球气候的稳态形成过程中，地表反照率起着
７］：地表反照率改变０．０１相当于太阳常关键作用［８］数改变１％［，热带森林地区的地表反照率增加
５％就会引起当地降水量减少５％
［９］
。
地表反照率一般由下垫面的状况（土壤颜色、粗糙度、植被覆盖、土壤湿度等）、太阳高度角和天气状况等决定
月
测站１沙漠
［１９］
２０．３０９
３０．２８８
４０．２６９
５０．２６８
６０．２５５
７０．２５６
８０．２５７
９０．２７９
１００．２９８
１１０．３２７
１２０．３６９
（１９９１年）
１４］荒漠草原［
－
（２００８年）
１１］退化草地［
０．５６１
０．４７６
０．３１８
０．２２９
０．２８６
０．２４７
０．２３６
０．２３２
０．２３０
０．２６７
０．３０３
０．３ ห้องสมุดไป่ตู้ ７
（２００５年）
３结果分析
３．１地表反照率的月平均变化反照率是一个动态的地表参数，随下垫面和天
１８］气状况的变化而变化［。从ＳＡＣＯＬ站地表反射
２观测场介绍和资料选取
２．１观测场介绍兰州大学半干旱气候与环境观测站（ＳｅｍｉＡｒｉｄＣｌｉｍａｔｅＯｂｓｅｒｖａｔｏｒｙａｎｄＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＬａｎｚｈｏｕＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，ＳＡＣＯＬ）位于甘肃中部黄土高原地区的一块塬地上（３５ ° ５７ ′ Ｎ，１０４ ° ０８ ′ Ｅ，海拔１９６６ｍ），属温带半干旱气候，其下垫面为典型的黄土高原地貌，地表覆盖基本为原生植被（半干旱草垫：长芒草、冷蒿、赖草），山顶环境受人类活动的影响较小，基本属于自然状态。观测场内为覆盖荒草地的平坦下垫面，该站附近下垫面粗糙度在春季为００１７ｍ，夏季为０．０６２ｍ，秋季为０．０６５ｍ，冬季为０．０１８ｍ右。２．２资料选取和方法介绍本文主要使用了２０１０年ＳＡＣＯＬ站日观测资ＡＣＯＬ站观测资料包括：料与地面常规气象资料。Ｓ短波辐射分量（ＣＭ２１）、长波辐射分量（ＣＧ４）、土壤体积含水量（ＴＤＲ，ＣＳ６１６Ｌ）与降水量、风向、风速，其平均值输出的时间间隔均为３０ｍｉｎ，数据采集时间为北京时（比当地太阳时约提前１ｈ）。其中辐射观测仪器水平安装于下垫面平坦、视野开阔的地面上方１．５ｍ处，用于测量总辐射和反射辐射；土壤体积含水量的观测共５层，分别在地下５，１０，２０，４０和８０ｃｍ；仪器的具体技术指标详见文献［１７］，观测仪器每年在中国气象局大气探测中心进行标定，以保证高质量的观测数据，目前标定结果表明所用仪器性能稳定，工作正常。地面常规气象资料包括每日８次的云量、降水量、能见度和天气现象等。地表反照率 α可通过如下公式计算：Ｓ，（１） α ＝Ｓｄ／ｕ其中：Ｓ为向下的太阳短波辐射；Ｓ为地面反射向ｕｄ上的短波辐射。由于清晨和傍晚太阳总辐射值较小，观测误差相对较大，导致地表反照率值的参考意义不大。因此，选择了向下的太阳辐射≥５０Ｗ· ｍ－２的资料，以减小辐射微弱时的观测误差。经筛选对０９：００（北京时，下同）１７：００（夏季增加
［２０］表反照率分别为０．１１与０．１３），半干旱草地的
地表反照率要高得多。而且，从不同地区地表反照率的年变化可见，都表现出冬半年高于夏半年的特征，即地表反照率的这种变化是由地表植被的季节变化引起的。３．２典型天气条件下地表反照率的日变化３．２．１晴天与阴天根据地面常规气象资料与ＳＡＣＯＬ站天气记录
半干旱草地的年平均地表反照率为０．２１，与刘
１１］１４］１９］辉志等［、张果等［和季国良等［研究结果相比
（表１），其值介于绿洲和半干旱区农田之间，但是９月半干旱草地地表反照率却低于张掖绿洲地区，这是由于９月陇中地区降雨量多的缘故。当然，相比湿润地区的水稻田与小麦田的作物生长初期（地
１１］半干旱农田［
０．３７０
０．３１０
［１０］
。目前已有许多学者
［１１－１５］
对不同
［１１］
地区的地表反照率进行了研究分析。刘辉志等照率的日、季变化特征；孙俊等
［１２］
分析了通榆半干旱区退化草地与农田下垫面地表反研究发现在黑河上游地区，不同季节太阳高度角对反照率的影响不
收稿日期：２０１２０８１３；定稿日期：２０１２１２１１ＬＰＣＣ２０１１０６）；国家自然科学基金项目（４１００５００９，４１１０５１０９，资助项目：中国科学院寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室开放基金（４１２７５０７０）；兰州大学中央高校基本科研业务费专项资金（ｌｚｕｊｂｋｙ２０１２１２１）作者简介：李德帅（１９８７），男，河南濮阳人，博士研究生，主要从事陆面过程与灾害气象研究．Ｅｍａｉｌ：ｌｉｄｓｈ０６＠１６３．ｃｏｍ
陇中黄土高原半干旱草地地表反照率的变化特征
李德帅１－２，王金艳１，王式功１，李振朝３，尚可政１，史晋森１
（１．兰州大学大气科学学院／半干旱气候变化教育部重点实验室，兰州７３００００；２．中国人民解放军９４０３２部队，武威７３３０００；３．中国科学院寒区旱区环境与工程研究所，兰州７３００００）
１期
李德帅等：陇中黄土高原半干旱草地地表反照率的变化特征９１表１半干旱草地与其他地区地表反照率的比较Ｔａｂｌｅ１Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｓｕｒｆａｃｅａｌｂｅｄｏｂｅｔｗｅｅｎｉｎｓｅｍｉａｒｉｄｇｒａｓｓｌａｎｄａｎｄｉｎｏｔｈｅｒｒｅｇｉｏｎｓ
摘要：利用２０１０年兰州大学半干旱气候与环境观测站（ＳＡＣＯＬ）全年的观测数据，对陇中黄土高原半干旱草地的地表反照率年变化及其在典型天气条件下的变化特征进行研究。结果表明，该地区半干旱草地的地表反照率呈冬半年高、夏半年低的特点，年平均地表反照率为０．２１，高于绿洲地区，低于半干旱农田区；地表反照率的日变化明显受天气条件的影响：晴天时呈早晚高、中午低的特征，阴天时日变化很小；降雨后地表反照率先降后升，而降雪后则先升后降；沙尘天气过程中，地表反照率比晴天有所增加。晴天时地表反照率还存在明显的不对称现象，即相同太阳高度角时，上午地表反照率大于下午，这种差异与浅层土壤湿度的变化具有较好的一致性。关键词：黄土高原；半干旱草地；地表反照率；天气过程文章编号：１００００５３４（２０１４）０１００８９０８中图分类号：Ｐ４２２．１ｄｏｉ：１０．７５２２／ｊ．ｉｓｓｎ．１００００５３４．２０１２．００１７８
第３３卷第１期高原气象Ｖｏｌ．３３Ｎｏ．１２０１４年２月Ｆｅｂｒｕａｒｙ，２０１４ＰＬＡＴＥＡＵＭＥＴＥＯＲＯＬＯＧＹ李德帅，王金艳，王式功，等．陇中黄土高原半干旱草地地表反照率的变化特征［Ｊ］．高原气象，２０１４，３３（１）：８９９６，ｄｏｉ：１０．７５２２／ｊ．ｉｓｓｎ．１００００５３４．２０１２．００１７８．