邸燕君，曾鼎文，張文波，閆曉敏，安曉東，陳 誠(chéng)，韓雯婷，柳媛普

（1. 甘肅省氣象服務(wù)中心，甘肅 蘭州 730020；2. 中國(guó)氣象局蘭州干旱氣象研究所，甘肅省干旱氣候變化與減災(zāi)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)氣象局干旱氣候變化與減災(zāi)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，甘肅 蘭州 730020；3. 甘肅麥克氣象信息技術(shù)有限公司，甘肅 蘭州 730020；4. 重慶市氣象局，重慶 401147）

引 言

陸面和大氣之間的相互作用通過蒸散發(fā)、降水及與之相關(guān)的動(dòng)力、熱力及水文過程實(shí)現(xiàn)［1-4］。陸氣間的反饋存在于不同時(shí)間尺度，小到日尺度局地性的邊界層發(fā)展及對(duì)流觸發(fā)過程［5］，大到季節(jié)尺度大范圍土壤濕度異常通過影響大尺度大氣位勢(shì)高度和散度，從而進(jìn)一步影響季風(fēng)活動(dòng)和區(qū)域氣候［6-9］，都說明地表異常能夠通過影響地表熱通量進(jìn)而對(duì)不同時(shí)空尺度的大氣變化產(chǎn)生作用。此外，陸氣反饋對(duì)極端水文事件也有明顯的增幅作用，比如，在干旱過程中，前期的高空反氣旋環(huán)流異常使降水量減少，降水減少導(dǎo)致土壤濕度下降，土壤干異常一方面減弱了蒸發(fā)，使地面向大氣輸送的水汽減少，一方面感熱增強(qiáng)，使大氣邊界層升溫，變熱變干會(huì)使大氣水汽壓虧缺增大，體現(xiàn)為大氣對(duì)土壤水蒸發(fā)需求變大，引起土壤水持續(xù)虧缺［10］，這是一種導(dǎo)致陸面和大氣越來越干的正反饋過程，導(dǎo)致干旱持續(xù)時(shí)間變長(zhǎng)。研究表明，上述反饋可以改變大尺度環(huán)流的垂直熱力結(jié)構(gòu)，使得引起降水負(fù)異常的大尺度高空反氣旋強(qiáng)度增強(qiáng)［11-12］。在全球變暖背景下，這種增幅作用會(huì)變得更明顯［13］，因此，研究陸氣耦合有助于加深對(duì)陸氣相互作用機(jī)制及其對(duì)極端事件影響的理解，并提高人類對(duì)全球變暖的應(yīng)對(duì)能力。

陸氣耦合包含了從土壤濕度到地表熱通量，再?gòu)牡乇頍嵬康竭吔鐚铀头€(wěn)定度，最后到降水的多個(gè)過程［14-15］，大量觀測(cè)分析和數(shù)值模擬都證明了這一點(diǎn)［16-19］。一般認(rèn)為，如果地表狀態(tài)量和地表熱通量之間、地表熱通量和大氣變量之間存在顯著相關(guān)，則表明陸氣之間有較顯著的耦合，所以相關(guān)系數(shù)可以作為陸氣耦合敏感性的表征。以土壤濕度和地表蒸散發(fā)之間的耦合為例，如果兩者有較強(qiáng)正相關(guān)，說明該地區(qū)蒸發(fā)受水分限制，實(shí)際蒸發(fā)率通常小于潛在蒸發(fā)率，土壤濕度對(duì)蒸發(fā)起主導(dǎo)作用，即土壤濕度越大（?。?，蒸發(fā)越大（?。?；當(dāng)相關(guān)系數(shù)為負(fù)時(shí)，蒸發(fā)受到能量控制，此時(shí)水分充足，實(shí)際蒸發(fā)率接近于潛在蒸發(fā)率，蒸發(fā)大小取決于地表接受到的凈輻射多少，而凈輻射則受到云量的影響，云量偏少（多），則輻射偏多（少），蒸發(fā)增大（減弱），土壤就會(huì)變干（濕），這種情形下，是大氣狀況反過來控制土壤濕度，認(rèn)為沒有發(fā)生顯著的陸氣反饋。在陸氣反饋中，將施加影響的量稱為強(qiáng)迫量，被影響的量稱為響應(yīng)量，對(duì)土壤濕度和蒸散發(fā)來說，土壤濕度為強(qiáng)迫量，蒸散發(fā)為響應(yīng)量，對(duì)蒸散發(fā)和邊界層穩(wěn)定度及水汽條件來說，蒸散發(fā)為強(qiáng)迫量，邊界層條件則為響應(yīng)量。只有在強(qiáng)迫量變化足夠大且異常持續(xù)時(shí)間足夠長(zhǎng)的情形下，才能對(duì)響應(yīng)量產(chǎn)生明顯的影響。以土壤濕度和蒸散發(fā)的耦合為例，在干熱的撒哈拉沙漠，蒸散發(fā)受水分控制，兩者通常呈顯著正相關(guān)。但實(shí)際上，常年少雨導(dǎo)致土壤濕度變化很小，總體上強(qiáng)迫量（土壤濕度）和響應(yīng)量（蒸散發(fā)）的變化幅度均很小，所以，從水循環(huán)的角度，該區(qū)域不存在從地面到大氣的顯著反饋，因此有學(xué)者將響應(yīng)量對(duì)強(qiáng)迫量的敏感性和強(qiáng)迫量的變率結(jié)合起來［20］，提出了耦合強(qiáng)度指數(shù)，該指數(shù)可以避免在極干沙漠地區(qū)出現(xiàn)的“虛假”強(qiáng)耦合。相反的，在氣候過渡區(qū)，土壤濕度變率大且蒸散發(fā)對(duì)土壤濕度的變化高度敏感［21-22］，陸氣耦合通常也更強(qiáng)。

陸氣耦合對(duì)次季節(jié)、季節(jié)、年際尺度的夏季降水和極端氣象水文事件影響最為明顯［16，20，23-24］，是降水預(yù)測(cè)的重要可預(yù)報(bào)性來源，因?yàn)檫@種影響是通過土壤濕度異常作用于地表熱通量來實(shí)現(xiàn)的，所以對(duì)于土壤不同干濕條件下的陸氣耦合對(duì)比分析也大多針對(duì)夏季［20］，基于全球陸氣耦合試驗(yàn)第一階段的（the first phase of Global Land-Atmosphere Cou?pling Experiment，GLACE-1）發(fā)現(xiàn)，由于蒸散發(fā)對(duì)土壤濕度的變化有一個(gè)敏感區(qū)間，干（濕）區(qū)在土壤偏濕（干）的情形下，陸氣耦合強(qiáng)度會(huì)增強(qiáng)，反之則會(huì)減弱［17］，這表現(xiàn)為全球不同地區(qū)耦合最強(qiáng)的季節(jié)有所差異［25-26］。亞洲東部和南部氣候影響因子復(fù)雜，夏季受東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)的影響［27］，且受高原大地形動(dòng)力和熱力異常的調(diào)制［28-29］，同時(shí)也是陸氣耦合熱點(diǎn)區(qū)域［18，30］，該區(qū)域陸氣耦合不但可以通過影響底層大氣的熱力結(jié)構(gòu)來影響南亞和東亞區(qū)域的季風(fēng)降水強(qiáng)度和位置［31］，還對(duì)極端干旱和熱浪事件也有顯著的增幅作用［30-32］。

綜上所述，已有學(xué)者對(duì)亞洲東部和南部的陸氣耦合特征進(jìn)行了研究。但是，以往對(duì)耦合過程的分析大多針對(duì)土壤濕度和降水及土壤濕度和蒸散發(fā)的耦合，缺乏對(duì)與土壤濕度和降水耦合密切相關(guān)的蒸散發(fā)和邊界層水汽及熱力耦合的分析，此外，該區(qū)域不同土壤干濕條件下陸氣耦合強(qiáng)度的差異尚不清楚。因此，本文基于歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心（Euro?pean Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）第五代全球大氣再分析產(chǎn)品——ERA5，從陸氣耦合敏感性和陸氣耦合強(qiáng)度兩個(gè)方面入手，分析土壤濕度和蒸散發(fā)，蒸散發(fā)和邊界層水汽及穩(wěn)定度之間耦合強(qiáng)度的氣候特征及其在不同土壤干、濕條件下的差異。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 再分析資料

所用資料為ERA5，相較于ERA-Interim，ERA5提供了更高的時(shí)間（1 h）和空間（0.25°×0.25°）分辨率，為更精確地研究陸氣耦合提供了很好的基礎(chǔ)［33］，實(shí)際上，再分析資料由于時(shí)空分辨率高、范圍廣、變量豐富，被廣泛用來進(jìn)行陸氣耦合研究［32，34］，針對(duì)中國(guó)區(qū)域，已有學(xué)者對(duì)比了ECMWF 過渡時(shí)期再分析資料ERA-Interim，美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)測(cè)中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）及美國(guó)國(guó)家大氣研究中心（National Center for Atmo?spheric Research，NCAR）、NASA 現(xiàn)代回顧性分析研究和應(yīng)用（Modern-Era Retrospective Analysis for Re?search and Applications，MERRA）再分析資料，NCEP氣候預(yù)報(bào)系統(tǒng)再分析資料（Climate Forecast System Reanalysis，CFSR）和日本再分析資料（Japanese Re-Analysis，JRA）中土壤濕度和觀測(cè)之間的差異，發(fā)現(xiàn)ERA-Interim 和觀測(cè)最接近［35］，區(qū)域性分析表明，ERA5 對(duì)土壤濕度的時(shí)空分布模擬較ERA-Interim更為合理［36］，其對(duì)蒸散發(fā)的代表性也優(yōu)于其他蒸散發(fā)產(chǎn)品［37］。由于中國(guó)東部地區(qū)夏季陸氣耦合顯著性與季風(fēng)雨帶的進(jìn)退密切相關(guān)［32］，而南海夏季風(fēng)從5 月初爆發(fā)就開始影響華南地區(qū)［38］，因此本文研究時(shí)段定為1979—2020 年5—8 月。分析用到的變量主要有0~20 cm 土壤濕度（m3·m-3）、2 m 氣溫和露點(diǎn)溫度（K）、蒸散發(fā)和降水（mm·d-1）、行星邊界層厚度（planetary boundary layer height，PBLH，單位：m）。并計(jì)算了抬升凝結(jié)高度（Lifting condensation level，LCL，單位：m）其中T和Td分別為2 m 溫度和露點(diǎn)溫度，Γd為干絕熱垂直遞減率，約為9.8 K·km-1，Γdew為露點(diǎn)垂直遞減率，約為1.8 K·km-1。為了分析蒸散發(fā)和邊界層穩(wěn)定度之間的耦合，還計(jì)算了抬升凝結(jié)高度虧缺LCL_deficit（m），該物理量可以表征邊界層不穩(wěn)定度，LCL_deficit=LCL―PBLH。

文中附圖涉及的地圖基于國(guó)家測(cè)繪地理信息局標(biāo)準(zhǔn)地圖服務(wù)網(wǎng)下載的審圖號(hào)為GS（2019）1683號(hào)的標(biāo)準(zhǔn)地圖制作，底圖無(wú)修改。

2.2 陸氣耦合度量指標(biāo)

通過計(jì)算某個(gè)地表狀態(tài)量和地表熱通量、地表熱通量和大氣狀態(tài)量之間的相關(guān)系數(shù)來表征陸氣耦合的敏感性。以土壤濕度和蒸散發(fā)之間的敏感性為例，如果兩者相關(guān)系數(shù)為正且通過了α=0.05的顯著性檢驗(yàn)，則說明發(fā)生了顯著的陸面到大氣的反饋，相關(guān)系數(shù)越大，陸氣耦合敏感性越強(qiáng)。為了進(jìn)一步量化強(qiáng)迫量對(duì)響應(yīng)量的作用，我們計(jì)算了陸氣耦合強(qiáng)度指數(shù)，該指數(shù)可以將耦合敏感性（相關(guān)系數(shù)）和強(qiáng)迫量的自身變率結(jié)合起來［20］。以土壤濕度和蒸散發(fā)之間的耦合強(qiáng)度指數(shù)CSISM-ET（mm·d-1）為例其 中ET 和SM 分別為蒸散發(fā)和土壤濕度，COV（ET，SM）為兩者的協(xié)方差，σSM為土壤濕度標(biāo)準(zhǔn)差。該指數(shù)的物理意義為土壤濕度每變化一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差時(shí)蒸散的響應(yīng)值。

類似地可以分別定義蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度耦合強(qiáng)度指數(shù)CSIET-LCL（m）、蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度虧缺的耦合強(qiáng)度指數(shù)CSIET-LCL_deficit（m）來表征蒸散發(fā)和邊界層的耦合強(qiáng)度，其中

3 結(jié)果分析

3.1 陸氣耦合的氣候態(tài)特征

為了方便對(duì)比描述，參照文獻(xiàn)［32］將亞洲東部和南部地區(qū)劃分為6 個(gè)子區(qū)域，分別為中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）、華北-東北（區(qū)域Ⅱ）、青藏高原（區(qū)域Ⅲ）、印度（區(qū)域Ⅳ）、中國(guó)云南-東南亞（區(qū)域Ⅴ）和華南（區(qū)域Ⅵ）。

圖1（a）為1979—2020 年0~20 cm 土壤濕度多年平均值空間分布。由圖可知，中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）因常年降水量很少，所以土壤濕度也很小，均小于0.2 m3·m-3，華南（區(qū)域Ⅵ）、中國(guó)云南-東南亞（區(qū)域Ⅴ）為濕潤(rùn)區(qū)，該區(qū)域降水充沛，土壤濕度最大，均大于0.35 m3·m-3，而華北-東北（區(qū)域Ⅱ）和印度（區(qū)域Ⅳ）土壤濕度則介于干旱區(qū)和濕潤(rùn)區(qū)之間。在陸地對(duì)大氣反饋的過程中，只有在強(qiáng)迫量的變率或者變化足夠大的情形下，才能對(duì)響應(yīng)量產(chǎn)生明顯的影響，這里認(rèn)為土壤濕度是強(qiáng)迫量。因此，基于1979—2020 年5—8 月逐日0~20 cm 土壤濕度值計(jì)算土壤濕度標(biāo)準(zhǔn)差的多年平均值［圖1（b）］，發(fā)現(xiàn)印度（區(qū)域Ⅳ）、青藏高原（區(qū)域Ⅲ）、中國(guó)云南-東南亞（區(qū)域Ⅴ）及華北-東北（區(qū)域Ⅱ）是土壤濕度標(biāo)準(zhǔn)差大值區(qū)，說明上述區(qū)域土壤濕度變率大，對(duì)大氣產(chǎn)生顯著影響的可能性也更大，而在中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ），土壤濕度及其變率都很小，這是因?yàn)樵搮^(qū)域常年少雨，降水對(duì)土壤濕度的變化幾乎無(wú)影響。

圖1 土壤濕度（a）及其標(biāo)準(zhǔn)差（b）的多年平均值空間分布（單位：m3·m-3）Fig.1 The spatial distribution of annual average of soil moisture（a）and its standard deviation（b）（Unit：m3·m-3）

基于1979—2020 年5—8 月逐日0~20 cm 土壤濕度和蒸散發(fā)計(jì)算了兩者相關(guān)系數(shù)及耦合強(qiáng)度指數(shù)的多年平均值。由圖2（a）可以看出，在35°N—50°N的中緯度地區(qū)及印度區(qū)域，兩者有很好的正相關(guān)，這是因?yàn)檫@些區(qū)域蒸散發(fā)通常受水分限制，土壤濕度越大（?。?，蒸發(fā)越大（小）；在中國(guó)南方地區(qū)相關(guān)系數(shù)為負(fù)，是因?yàn)樵搮^(qū)域蒸散發(fā)通常受能量控制，蒸散發(fā)不受土壤濕度影響，而是反過來影響土壤濕度。

圖2 土壤濕度和蒸散發(fā)的相關(guān)系數(shù)（a）及耦合強(qiáng)度指數(shù)CSISM-ET（b，單位：mm·d-1）的多年平均值空間分布［圖2（b）中只給出圖2（a）中相關(guān)系數(shù)為正且通過α=0.05顯著性檢驗(yàn)的格點(diǎn)的耦合強(qiáng)度的多年平均值］Fig.2 The spatial distribution of annual average of correlation coefficient（a）and coupling strength index CSISM-ET（b，Unit：mm·d-1）between soil moisture and evapotranspiration（For each grid box，the coupling strength indexes in Fig.2（b）were shown only when the correlation coefficient between SM and ET in Fig.2（a）was positive and passed the test at the significance level of 0.05）

當(dāng)土壤濕度和蒸散發(fā)相關(guān)系數(shù)為負(fù)時(shí)，認(rèn)為不發(fā)生顯著的陸氣間反饋，因此圖2（b）中只給出圖2（a）中相關(guān)系數(shù)為正且通過α=0.05 顯著性檢驗(yàn)的格點(diǎn)的耦合強(qiáng)度的多年平均值。由圖2（b）可知，中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）、華北-東北（區(qū)域Ⅱ）、印度（區(qū)域Ⅳ）、青藏高原（區(qū)域Ⅲ）、中國(guó)云南-東南亞地區(qū)（區(qū)域Ⅴ）為強(qiáng)耦合區(qū)，華南（區(qū)域Ⅵ）為弱耦合區(qū)。華北-東北（區(qū)域Ⅱ），青藏高原（區(qū)域Ⅲ）和印度（區(qū)域Ⅳ）耦合強(qiáng)度較大，部分區(qū)域超過了0.8 mm·d-1，與這些區(qū)域耦合敏感性高和土壤濕度變率較大密切相關(guān)。在中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ），雖然蒸散發(fā)對(duì)土壤濕度高度敏感（相關(guān)系數(shù)為正且超過0.6），但是由于土壤濕度變率小，土壤濕度變化對(duì)蒸散發(fā)的影響不如印度（區(qū)域Ⅳ）、華北-東北（區(qū)域Ⅱ）和青藏高原（區(qū)域Ⅲ）區(qū)域明顯。華南（區(qū)域Ⅵ）陸氣耦合強(qiáng)度通常較弱，是因?yàn)檎羯l(fā)對(duì)土壤濕度敏感性低（相關(guān)系數(shù)為弱正值）。

土壤濕度可以通過影響蒸散發(fā)來進(jìn)一步影響大氣邊界層水汽條件，抬升凝結(jié)高度是大氣邊界層水汽條件的反映，抬升凝結(jié)高度越低，代表邊界層水汽越充沛，越容易誘發(fā)降水，當(dāng)發(fā)生顯著陸氣耦合時(shí)，地表蒸發(fā)增大，從陸地進(jìn)入大氣的水汽增多，抬升凝結(jié)高度降低，因此，蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度呈負(fù)相關(guān)。圖3（a）為蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度的相關(guān)系數(shù)的多年平均值空間分布，印度（區(qū)域Ⅳ）、青藏高原（區(qū)域Ⅲ）、中國(guó)云南-東南亞（區(qū)域Ⅴ）、華北-東北（區(qū)域Ⅱ）及中緯度干旱（區(qū)域Ⅰ）帶為高敏感性（相關(guān)系數(shù)為負(fù)且絕對(duì)值大于0.5）。計(jì)算圖3（a）中相關(guān)系數(shù)為負(fù)且通過α=0.05 顯著性檢驗(yàn)的格點(diǎn)的蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度的耦合強(qiáng)度指數(shù)的多年平均值，在基礎(chǔ)上乘以-1.0 得到圖3（b）［這是因?yàn)榍蟮玫鸟詈蠌?qiáng)度指數(shù)本身為負(fù)值，絕對(duì)值越大，說明由于蒸發(fā)增大（減弱）引起的抬升凝結(jié)高度降低（升高）幅度越大］。青藏高原（區(qū)域Ⅲ）和印度（區(qū)域Ⅳ）蒸散發(fā)與強(qiáng)迫抬升凝結(jié)高度的耦合最強(qiáng)，大部分格點(diǎn)耦合強(qiáng)度大于350 m，部分格點(diǎn)甚至高達(dá)600 m；華北-東北（區(qū)域Ⅱ）和中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）次之；中國(guó)云南-東南亞地區(qū)（區(qū)域Ⅴ）和華南（區(qū)域Ⅵ）耦合最弱，大部分小于400 m。當(dāng)蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度的相關(guān)系數(shù)為正時(shí)，說明蒸散發(fā)對(duì)邊界層水汽條件沒有影響，而是大氣反過來對(duì)陸面產(chǎn)生影響，比如，充足的大氣水汽，對(duì)應(yīng)著更低的抬升凝結(jié)高度，也對(duì)應(yīng)著更多的云量，使得地表接受到的太陽(yáng)凈輻射減少，蒸散發(fā)也相應(yīng)減弱，即能量而非土壤濕度是控制蒸散發(fā)的主要因素，此時(shí)認(rèn)為沒有發(fā)生陸面到大氣的顯著反饋。該情形通常發(fā)生在雨量充沛的中國(guó)南方濕潤(rùn)區(qū)，這里不作詳細(xì)討論。

圖3 相關(guān)系數(shù)（a、c）和耦合強(qiáng)度指數(shù)（b、d，單位：m）空間分布（a，b）蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度，（c，d）蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度虧缺［圖3（b）和圖3（d）中耦合強(qiáng)度值均為原始值乘以-1.0后的結(jié)果，且只分別給出圖3（a）和圖3（c）中相關(guān)系數(shù)為負(fù)且通過a=0.05顯著性檢驗(yàn)的格點(diǎn)值］Fig.3 The spatial distribution of correlation coefficient（a，c）and the coupling strength index（b，d，Unit：m）（a，b）between evapotranspiration and lifting condensation level，（c，d）between evapotranspiration and lifting condensation level deficit（For each grid box，the coupling strength indexes in Fig.3（b）and Fig.3（d）were value after multiplying by-1.0，and were shown only when the correlation coefficient between ET and LCL in Fig.3（a）or between ET and LCL_deficit in Fig.3（b）were negative and passed the test at the significance level of 0.05）

蒸散發(fā)的變化還可以影響大氣穩(wěn)定度，邊界層湍流發(fā)展使得氣塊抬升，上升高度超過抬升凝結(jié)高度時(shí)，就有可能觸發(fā)對(duì)流。抬升凝結(jié)高度虧缺越小，說明邊界層頂高度接近或者超過抬升凝結(jié)高度的幅度越大，大氣越不穩(wěn)定，越有利于觸發(fā)對(duì)流降水。圖3（c）給出了蒸散發(fā)和抬升凝結(jié)高度虧缺相關(guān)系數(shù)的空間分布。計(jì)算圖3（c）中兩者相關(guān)系數(shù)為負(fù)且通過α=0.05 顯著性檢驗(yàn)格點(diǎn)的CSIET-LCL_deficit，求得的CSIET-LCL_deficit原始值均為負(fù)值，其絕對(duì)值越大，說明隨著蒸散發(fā)增大，邊界層高度更加接近抬升凝結(jié)高度或者超過抬升凝結(jié)高度更多，為了方便表達(dá)，在此基礎(chǔ)上將耦合強(qiáng)度值乘以-1.0，從而得到圖3（d）?？梢钥闯?，無(wú)論是耦合敏感性還是耦合強(qiáng)度，蒸散發(fā)與抬升凝結(jié)高度及其虧缺的空間分布一致，前4 個(gè)區(qū)域大部分格點(diǎn)耦合強(qiáng)度超過200 m，部分格點(diǎn)超過450 m。這說明，在中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）、華北-東北（區(qū)域Ⅱ）、印度（區(qū)域Ⅳ）、青藏高原（區(qū)域Ⅲ）、中國(guó)云南-東南亞（區(qū)域Ⅴ），蒸散發(fā)越大，抬升凝結(jié)高度虧絕對(duì)值越大，即陸氣耦合導(dǎo)致對(duì)流性降水發(fā)生的可能性更大。

上述蒸散發(fā)和邊界層水汽及不穩(wěn)定度的強(qiáng)耦合區(qū)域與蒸散發(fā)和土壤濕度強(qiáng)耦合區(qū)域基本一致，表明從土壤濕度到蒸散發(fā)，再?gòu)恼羯l(fā)到邊界層水汽及不穩(wěn)定度條件，陸面異常強(qiáng)迫大氣的因果鏈?zhǔn)且恢碌摹D3（b）和3（d）中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）蒸散發(fā)和邊界層之間的耦合強(qiáng)度明顯小于印度（區(qū)域Ⅳ），也說明雖然干旱區(qū)響應(yīng)量對(duì)強(qiáng)迫量的變化非常敏感，但由于土壤濕度變率小，強(qiáng)迫量對(duì)響應(yīng)量的實(shí)際作用較弱。在華南地區(qū)（區(qū)域Ⅵ），蒸散發(fā)和邊界層水汽及不穩(wěn)定度的耦合強(qiáng)度非常弱，可以忽略不計(jì)，但是土壤濕度和蒸散發(fā)耦合比較顯著［圖2（a），圖2（b）］，這表明弱耦合區(qū)土壤濕度通過影響蒸散發(fā)進(jìn)而影響邊界層熱力和水汽的可能性很小。

為研究不同土壤干濕條件下陸氣耦合的差異，針對(duì)每個(gè)經(jīng)緯度點(diǎn)，將該點(diǎn)土壤濕度的逐年平均值進(jìn)行升序排列，然后平均分為3等份，分別代表土壤干、中性和濕潤(rùn)3 種情形，將每種情形（各14 a）的耦合敏感性指數(shù)和耦合強(qiáng)度指數(shù)進(jìn)行平均，來分析不同土壤干濕條件下的陸氣耦合差異。圖4 給出了CSISM-ET、CSIET-LCL和CSIET-LCL_deficit3 種耦合強(qiáng)度指數(shù)在不同土壤干濕條件下的空間分布，印度（區(qū)域Ⅳ）、青藏高原（區(qū)域Ⅲ）、中國(guó)云南-東南亞（區(qū)域Ⅴ）和華北-東北（區(qū)域Ⅱ），3 種耦合過程均表現(xiàn)為隨著土壤變濕，耦合強(qiáng)度逐漸變?nèi)醯内厔?shì)。因?yàn)閳D4 中華南（區(qū)域Ⅵ）各耦合過程的耦合強(qiáng)度均很弱，所以表1只給出除華南以外其他5個(gè)區(qū)域不同土壤干濕條件下的耦合指數(shù)平均值，各干濕條件下印度（區(qū)域Ⅳ）耦合最強(qiáng)，即使在耦合最弱的濕土壤條件下，印度（區(qū) 域Ⅳ）CSISM-ET、CSIET-LCL、CSIET-LCL_deficit分 別 達(dá)0.41 mm·d-1、269.34 m、163.59 m。華南（區(qū)域Ⅵ）在土壤偏干條件下土壤濕度和蒸散發(fā)之間雖然存在顯著耦合，但在偏濕或中性情形下耦合強(qiáng)度很弱，且蒸散發(fā)和邊界層水汽及穩(wěn)定度的耦合，在所有干濕條件下均不顯著，說明華南（區(qū)域Ⅵ）陸氣耦合很弱。

圖4 土壤干（a、b、c）、中性（d、e、f）和濕潤(rùn)（g、h、i）條件下CSISM-ET（a、d、g）（單位：mm·d-1）、CSIET-LCL（b、e、h）（單位：m）、CSIET-LCL_deficit（c、f、i）（單位：m）空間分布［CSISM-ET只給出SM和ET之間相關(guān)系數(shù)為正且通過a=0.05顯著性檢驗(yàn)的格點(diǎn)值，CSIET-LCL 和CSIET-LCL_deficit為乘以-1.0后的結(jié)果，且只分別給出ET和LCL之間、ET和LCL_deficit之間相關(guān)系數(shù)為負(fù)且通過a=0.05顯著性檢驗(yàn)的格點(diǎn)值］Fig.4 The spatial distribution of CSISM-ET（a，d，g）（Unit：mm·d-1），CSIET-LCL（b，e，h）（Unit：m）and CSIET-LCL_deficit（c，f，i）（Unit：m）under dry（a，b，c），moderate（d，e，f）and wet（g，h，i）soil conditions（For each grid box，CSISM-ET were shown only when the correlation coefficient between SM and ET were positive and passed test at the significance level of 0.05；CSIET-LCL and CSIET-LCL_deficit were the value after multiplying by-1.0，and were only shown when the correlation coefficient between ET and LCL，between ET and LCL_deficit were negative and passed the test at the significance level of 0.05，respectively）

表1 5個(gè)區(qū)域不同土壤干濕條件下CSISM-ET、CSIET-LC和CSIET-LCL_deficit 平均值Tab.1 The regional average of CSISM-ET，CSIET-LCL，CSIET-LCL_deficit under dry，moderate and wet soil conditions over five areas

值得注意的是，表1中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ），土壤濕度和蒸散發(fā)的耦合并沒有體現(xiàn)出土壤越干耦合越強(qiáng)的規(guī)律，而是3 種不同土壤濕度條件下沒有差異，均為0.29 mm·d-1，蒸散發(fā)和邊界層水汽及不穩(wěn)定度的耦合雖然也能體現(xiàn)出土壤越干耦合越強(qiáng)的特點(diǎn)，但不同件下差異并不明顯，CSIET-LCL在3 種情形下（按干、中性、濕潤(rùn)順序，下同）分別為172.92、167.88、160.20 m，CSIET-LCL_deficit在3 種情形下分別為120.90、115.60、108.53 m，兩種相鄰干濕條件下的耦合強(qiáng)度差距均小于10.00 m，而其他區(qū)域兩種相鄰干濕條件下的耦合強(qiáng)度差異均超過10.00 m，青藏高原甚至超過50.00 m，這和中緯度干旱帶（區(qū)域Ⅰ）土壤濕度變率較其他區(qū)域更小是一致的［圖1（b）］。綜上所述，在土壤濕度變率較大的區(qū)域，不論是土壤濕度和地表蒸散發(fā)之間，還是地表蒸散發(fā)和邊界層水汽條件及穩(wěn)定度條件之間，陸氣耦合均在土壤偏干時(shí)最強(qiáng)，中性時(shí)次之，偏濕時(shí)最弱，且不同土壤干濕條件下差異明顯；而在土壤濕度變率較小的區(qū)域，不同土壤干濕條件下陸氣耦合強(qiáng)度差異不明顯。

4 總結(jié)和討論

（1）華北-東北、青藏高原、印度、中國(guó)云南-東南亞和中緯度干旱帶為較強(qiáng)陸氣耦合區(qū)，華南為弱陸氣耦合區(qū)。

（2）在華北-東北、青藏高原、印度、中國(guó)云南-東南亞地區(qū)，土壤偏干時(shí)，陸氣耦合最強(qiáng)，土壤偏濕時(shí)，耦合強(qiáng)度最弱，土壤介于干濕之間時(shí)，耦合強(qiáng)度也介于兩者之間，這種因土壤濕度不同而導(dǎo)致的耦合強(qiáng)度差異，存在于土壤濕度和蒸散發(fā)，蒸散發(fā)和邊界層水汽及不穩(wěn)定度之間的各耦合過程中，產(chǎn)生這種差異的主要原因是上述區(qū)域土壤濕度變率大。

（3）在中緯度干旱帶，由于土壤濕度及其變率均很小，所以土壤濕度和蒸散發(fā)，蒸散發(fā)和邊界層水汽及不穩(wěn)定度之間的耦合強(qiáng)度隨土壤干濕條件變化不大。華南為弱陸氣耦合區(qū)，只有土壤偏干時(shí)，土壤濕度和蒸散發(fā)之間才能發(fā)生顯著耦合，而蒸散發(fā)和邊界層在所有干濕條件下均不產(chǎn)生顯著耦合。

除了地表與邊界層水汽及不穩(wěn)定度之間的耦合，陸面異常還可以通過與邊界層的相互作用影響到自由大氣，從而對(duì)極端干熱事件產(chǎn)生維持效應(yīng)。因此，需要進(jìn)一步研究陸氣耦合對(duì)東亞極端干熱事件的影響。此外，由于蒸散發(fā)對(duì)土壤濕度的變化有一個(gè)敏感區(qū)間［17］，且土壤濕度隨季節(jié)變化，因此不同地區(qū)陸氣耦合最強(qiáng)的季節(jié)也會(huì)不同，其對(duì)大氣的影響是否也存在對(duì)應(yīng)的差異，需要進(jìn)一步討論。