1 引言

东亚夏季风边缘摆动区是一个气候平均概念。在中国，东亚夏季风强度具有明显的年际变化，夏季风到达的最北位置每年都不同，气候学上把这些年际和年代际的“最北位置”的带状波动区域称为夏季风边缘活动带(徐袁等，2003; 林祥等，2012)。为更加生动描述夏季风在边缘区活动的变化特征，本文中称其为夏季风边缘摆动区。

东亚夏季风边缘摆动区是一个特殊而重要的区域。首先，从气候特征来讲，该区涵括半干旱半湿润气候区，东部为温带半干旱气候，西部为高寒半湿润-半干旱气候。由于该区域是夏季风区与非季风区的过渡区域，其对夏季风的活动强度变化更为敏感，东亚夏季风的南北摆动直接控制着干变化(李栋梁等，2013)，导致该区域大气环流波动强烈和天气系统不稳定，是中国干旱、沙尘暴和冰雹等天气气候灾害影响最严重的地区之一(张强等, 2007, 2011)，属于天气和气候的敏感带(符淙斌等，2005)。其次，从生态特征方面讲，该区是森林、草地、荒漠的过渡带，也是森林土与荒漠土的过渡带；由于该区生态系统结构较为单一，稳定性较差，而且该区的气候敏感性以及干湿气候变化较为强烈，陆面水分过程往往成为制约该区生态环境系统演化的主要因素，陆面能量和植被生理生态过程对陆面水分过程也十分敏感，陆面水分过程的变化往往会引起陆面能量循环的剧烈调整和植物生理生态过程的明显响应(符淙斌等，2005；张强等，2011)；这些特点使得该区成为生态的脆弱带(史正涛，1996)。此外，从土地的使用性质而言，该区也属于重要的农牧交错带，是土地利用方式变化最为剧烈的地区之一(丁一汇等，2001)。

夏季风边缘摆动区斜贯中国东北部至中西部，包含山地、黄土高原和青藏高原三大地貌单元，地理环境复杂；涵括高原山地气候、温带大陆性气候和温带季风性气候；分布着青藏高原高寒植被区、温带草原区、寒温带针叶林区和暖温带阔叶林区(王静爱等，2009)。已有的研究表明，不同的生态区、地貌条件下的陆面过程具有明显的差异(曾剑等，2012)，不同气候区的陆面过程特征也表现出明显的区域特征(曾剑等，2011)。因此，夏季风边缘摆动区特殊而复杂的地理、气候环境和生态环境，必然会造就复杂而特殊的陆面能量空间特征。就陆-气相互作用而言，陆面的水热特性控制着陆面向大气输送能量和物质的方式，使得天气气候系统在内部调整过程中逐渐向更容易维持这种陆面特征的方向发展。因此，夏季风边缘摆动区的独特陆面过程在其天气演变和气候形成过程中扮演十分特殊而重要的角色(Zhang et al, 2014)，对该区陆面过程研究有助于理解陆面能量平衡空间和演变特征与天气和气候以及生态系统的内在联系。

由于夏季风边缘摆动区的重要性，已有不少陆面过程观测试验研究在该区域开展，例如在边缘摆动区西段的“黑河地区地气相互作用观测试验研究”(Hu et al, 1992)和“黄土高原陆面过程试验研究(LOPEX) ”(张强等，2009)，在边缘摆动区中东部的“内蒙古半干旱草原土壤-植被-大气相互作用(IMGRASS)”(吕达仁等，2002)，以及多个科研单位参与的“中国干旱-半干旱区实验观测协同与集成研究”试验(Wang et al, 2010)。这些试验加深了对夏季风边缘摆动区内陆面能量交换特征的认识。而且，利用观测协同与集成研究的观测数据，首次从区域尺度上对比了夏季风摆动边缘区内不同气候区的陆面过程特征(曾剑等，2011)，并系统分析了边缘摆动区内不同下垫面的能量交换特征差异(曾剑等，2012)。尽管尝试使用观测资料对陆面能量平衡空间特征进行初步分析(Zeng et al, 2010)，但是受限于资料空间密度较低和时间序列较短的现实，从整体角度分析夏季风边缘摆动区陆面能量平衡的空间特征及其对夏季风摆动的响应方面的研究仍然很少。随着陆面模式的发展改进，陆面模拟产品的适用性不断提升，Zhang等(2014)利用陆面模拟产品研究了黄土高原的陆面过程特征。因此，本研究尝试使用GLDAS长时间序列陆面模拟资料(Rodell et al, 2004)分析夏季风边缘摆动区陆面能量平衡的空间规律和演变特征以及陆面能量交换与夏季风摆动和气候环境的内在联系，藉此加深对夏季风边缘摆动区这个重要区域的陆面能量交换在天气和气候变化中扮演作用的理解。

2 数据和方法 2.1 东亚夏季风边缘摆动区的位置

已有的研究主要是从降水量分布(史正涛，1996；欧廷海等，2006)、水汽分布(汤绪等，2009)或者综合温度、降水和位温要素(汤绪等，2006；胡豪然等，2007；Qian et al, 2007)来确定东亚夏季风的边缘摆动区。由于降水是夏季风活动的一个至关重要的指示变量，因此，文中采用过程透雨量的方法来定义东亚夏季风边缘摆动区：即4-10月出现3次和8次过程透雨之间的区域(黄菲等，2009)。根据此方法确定的夏季风边缘摆动区如图 1所示，范围基本与年降水量200-500 mm的区域接近(史正涛，1996)，而年降水量200-500 mm的区域基本属于半干旱区。

2.2 陆面过程模拟资料及其评估

由于卫星反演资料在观测时间、观测长度以及精度方面都有明显的限制，而在短期内又不太可能完成高密度和高精度的陆面过程/边界层观测网，因此长时间序列陆面模式模拟产品是现阶段分析陆面能量演变特征和空间分布气候特征的理想选择之一。

文中使用由全球资料同化系统提供的3个常用陆面模式(CLM、Noah和Mosaic)的长序列模拟产品(Rodell et al, 2004)，时间跨度为1979年1月至2012年12月，时间分辨率为1个月，空间分辨率为1°×1°。这3个模式由同一组大气强迫数据驱动，强迫场包括降水、2 m气温、近地面比湿、近地面风场、地面气压以及向下短波和长波辐射场。这些大气强迫数据由全球资料同化系统(GLDAS)提供，同化了大量的地面观测和卫星观测。这些强迫资料和模式输出产品可以从NASA网站(http://disc.sci.gsfc.nasa.gov/hydrology/data-holdings)直接获取(Rodell et al, 2004)。

所用的3个陆面模式Mosaic、CLM和Noah。Mosaic陆面模式(Koster et al, 1996)采用与SIB模式(Simple Biosphere Mode；Sellers et al, 1986)类似的物理和通量计算方案。它是首个考虑次网格过程的陆面模式(Avissar et al, 1989)，其将网格细分为多个镶嵌式植被斑块，而网格内的最终通量是各个植被斑块通量的加权平均；这种方案的优点是更加符合非均匀下垫面的现实，因此该方案也被应用到CLM和Noah的模拟中。CLM陆面模式(Dai et al, 2003)吸纳了生物-大气传输方案(Dickinson et al, 1993)、中国科学院大气物理研究所IAP94陆面模式(Dai et al, 1997)和NCAR陆面模式(Bonan, 1998)的优点。采用了有限空间差分和隐式时间积分方案求解控制方程。Noah陆面模式(Chen et al, 1996)是基于OSU-LSM (Oregon State University/Land Surface Model)陆面模式开发而成，常与MM5、ETA和WRF等中尺度模式进行耦合，是广泛应用的模式之一。Noah是一维模式，同样采用有限空间差分方案但却采用Crank-Nicholson时间积分方案求解控制方程。

对于这3个陆面模式的强迫场和模拟产品的适用性和可靠性，利用2006-2012年高质量、连续的榆中SACOL站点陆面观测数据(Huang et al, 2008)进行了评估(图 2), 除降水量偏大和风速振幅偏小外，GLDAS的其他强迫场变量与实测结果较为接近，这有利于得到合理的陆面模拟结果。对于模拟输出产品，3个模式都具有较高的可信度，3个模式的平均误差基本都在22 W/m²以内，模拟结果较为理想。但3个模式中没有1个模式在所有的考察变量中全面优于其他两个模式(表 1)。例如CLM倾向高估感热通量，而Mosaic则倾向高估潜热通量。因此，采用了模式集成的思路。但由于缺乏足够的观测资料来更加客观地确定集成的权重，为简单起见，采用3个陆面模式的算术平均结果作为本研究的数据。通过与3个模式的模拟结果对比，发现平均结果相对而言是比较稳定和可靠的产品，而且模式平均可以在一定程度上消除单模式的系统性误差。此外，前期工作中也已对GLDAS数据进行了相关的评估，可以作为补充(Zhang et al, 2014)。

此外，使用甘肃省甘南州玛曲黄河源区观测站(Wang et al, 2013)和内蒙古苏尼特左旗温带荒漠草原生态系统观测站(阳伏林等，2010)各1 a的观测资料对GLDAS进行评估。其中玛曲站是典型高寒草甸站，使用2010年的数据；而苏尼特站为典型荒漠草原站，使用2008年的数据。从表 1可以看到GLDAS驱动的3个模式的净辐射平均误差基本都在25 W/m²以内，感热通量的平均误差基本都在21 W/m²以内，潜热通量的平均误差基本都在28 W/m²以内。集成的结果基本可以把误差控制在21 W/m²以内，模拟结果较为理想。

除基于点观测的评估之外，还利用中国国家气候中心提供的1979-2012年全国160站月平均降水和地面气温资料，从区域的角度对GLDAS强迫场在东亚夏季风摆动区内的表现进行了评估。该评估是基于分别统计摆动区内观测站点和摆动区内GLDAS格点得到的结果，因此所统计的点和点的数量并不完全相同，这可能会带来一定的不确定性(图 3)，GLDAS降水强迫场在1996年明显比实况偏低，这与已有的研究一致(Zhou et al, 2013)，但其他年份与实况演变趋势基本一致；类似的一致性出现在气温强迫场，只是GLDAS强迫场比实况似乎存在系统性的偏低(2-3℃)，这可能部分跟两个数据集参与区域平均的点存在差异有关；此外，1996年的气温强迫数据没有出现异常。因此，除了1996年强迫场有可能导致模拟结果异常外，其他年份强迫场可以提供较合理的陆面过程模拟，1996年的模拟结果不予使用。

2.3 干湿指数的计算

为讨论气候干湿环境与陆面能量通量的内在联系，引入干湿指数(I_m)来定量表征气候干湿背景。该指数由Thornthwaite (1948)提出, 后经马柱国等(2005)根据中国实际情况进行了适当改进。其基本原理是衡量降水量和潜在蒸发量的相对大小来表征气候的干湿程度和性质。干湿指数(I_m)的定义如下:

(1)

式中，P和分别代表降水总量和潜在蒸发总量；E_i表示第i月的潜在蒸发量，其按照以下方法进行估计：

(2)

式中，d为各个月的天数除以30, T_i代表第i月的平均表面大气温度(℃)；系数a定义如下：

式中，H为总热指数，定义为所有月份的热指数h之和；而h为所有月份的T_i之和除以5。

最后，a₁、a₂、a₃都为常量，它们的值分别指定为：a₁=-415.8547, a₂=32.2441, a₃=-0.4325。按照该干湿指数的定义，数值越大表示气候环境越干燥，反之则气候越湿润。

3 陆面能量时空特征 3.1 陆面能量空间特征

作为东亚夏季风向非季风区过渡的区域，夏季风边缘摆动区内的陆面能量空间分布规律较为独特。图 4给出了1979-2012年陆面净辐射通量、潜热通量和感热通量平均的空间分布型。

在夏季风边缘摆动区内，净辐射通量没有表现出明显的梯度式的过渡特征。事实上，相对于夏季风区内规律性变化，边缘摆动区内的净辐射空间分布显得较为零乱，夹杂着区域性的高值中心。这种差异表明夏季风边缘摆动区内地表辐射过程的复杂性，这种复杂性与边缘摆动区内陆面水热性质和海拔高度的空间不均匀有关。从量值上看，摆动区内平均净辐射通量基本处于75-90 W/m²，相比于东南沿海地区的100-105 W/m²明显要小，纬度和陆面水热特性差异是主要成因。

相对于净辐射通量，夏季风边缘摆动区内潜热通量和感热通量表现出规律性的空间变化特征。无论是在夏季风区还是边缘摆动区，潜热通量都表现出由东南向西北递减的趋势，但边缘摆动区内的潜热通量空间梯度明显增强，反映出摆动区内潜热通量分布存在“突变转换”的过渡特征(图 4b)。在边缘摆动区内，潜热梯度自西向东逐渐减弱，最强的梯度出现在黄土高原西部，这是摆动区内气候由干向湿转变的特征，与夏季风区和边缘摆动区之间的梯度对比相似。“突变转换”的过渡特征也出现在感热通量空间分布中，而且“突变”特征更为明显(图 4c)，夏季风区内无明显感热通量梯度，俨然一个感热“均匀区”；而进入边缘摆动区后感热出现剧烈变化，梯度变得相当明显。此外，在边缘摆动区东段感热和潜热都表现出东南-西北向变化梯度，但在摆动区中、西段两者的空间特征存在较明显的差异：感热等值线基本与纬度平行，而潜热等值线依然表现出东南-西北向的变化梯度，这反映了夏季风的影响，与Zhang等(2014)的研究一致。从气候平均而言，夏季风边缘摆动区内的潜热通量由南边缘的40-45 W/m²减少至北边缘的20 W/m²甚至15 W/m²；感热通量则由35 W/m²增大至50 W/m²左右，在边缘摆动区西端甚至可以达到65 W/m²。

鲍恩比定义为感热通量与潜热通量的比值，可以衡量感热和潜热相对大小，表征净辐射能量分配特征和气候背景干湿性质(图 5)。摆动区南边缘线与鲍恩比为1的等值线基本重合，表明感热通量与潜热通量相当是夏季风区向边缘摆动区过渡的一个重要标志，说明鲍恩比等于1在气候分类和夏季风区域分类都有重要的意义，它是夏季风季风区和夏季风边缘区的分界线，同时也是半湿润和半干旱的分界线。总体而言，夏季风边缘区内鲍恩比值在1-4，表现出明显的梯度特征，说明夏季风边缘摆动区以半干旱气候为主；而夏季风区鲍恩比值小于0.5，即潜热通量是感热通量的两倍以上，基本可以看作是鲍恩比均匀区。

3.2 陆面能量随经度、纬度和海拔的变化

夏季风边缘摆动区斜贯中国东北部至中西部，依次经历山地、黄土高原和青藏高原3大地貌单元，因此有必要分析陆面能量随经度、纬度和海拔的变化特征。图 6给出了地表能量平衡分量的经向平均、纬向平均以及随海拔的变化特征。

就东西方向而言，如图 6a所示，在摆动区的西端，净辐射在青藏高原东部过渡到黄土高原的地区过程中逐渐降低，直接导致感热和潜热的减少，但潜热的下降幅度小于感热，反映了海拔和下垫面的综合影响；之后净辐射逐渐增大并在摆动区的中段(黄土高原中东部)出现了峰值，但增大的净辐射主要转化为感热通量，而潜热没有明显的变化，表明净辐射和感热的增大主要是太阳辐射、海拔以及下垫面综合作用的结果；进入到东北地区后，净辐射和感热突然下降，之后净辐射保持较稳定的状态，而感热通量由于潜热通量的逐渐增大而继续减少，这体现了纬度和夏季风活动对陆面能量及其分配方式的调节作用。总体而言，陆面能量的经向变化基本反映了陆面能量的区域特征和差异，而且净辐射与感热的同步变化表明摆动区内陆面能量的基本分配特征。

从南北变化看，在摆动区低纬度地区，由于青藏高原的影响，净辐射表现出随纬度升高而增大的特征；但在38°N以北净辐射基本上是随着纬度升高而减少的，这种减少并不是连续的，而是一种阶梯形的降低，这反映了净辐射随纬度变化的惯性以及区域特征。感热也表现出了类似的特征。感热的这种变化部分与净辐射的减少有关，在摆动区的东段也跟潜热的增大有关。

在夏季风边缘摆动区内，地形复杂，从东到西海拔逐渐升高。从基于1°×1°空间精度的统计而言，海拔高度主要在0-1000 m，该高度区间主要分布在摆动区的东段(即东北地区)，占摆动区内所有网格点的59%，其中0-500 m占28%，500-1000 m占31%；其次是1000-1500和1500-2500 m区间分别占18%和13%，分别对应黄土高原的东部和西部；而2500-5000 m区间占10%，对应青藏高原东部与黄土高原过渡区。如图 6c所示，随着海拔升高，净辐射和感热都呈现单峰型的分布特征，峰值在1000-1500 m区间，对应黄土高原的中部和东部地区；而与感热相反，潜热随海拔升高呈现出“U”型演变特征，最低值正好对应黄土高原的中部和东部地区。总体而言，在夏季风边缘摆动区，高海拔地区的净辐射和感热要高于低海拔地区，这与单个区域的研究结果有一定的区别(Zhang et al, 2014)；而潜热表现出相反的特征，摆动区中部地区的潜热低于东部低海拔地区，但摆动区西段高寒半湿润地区例外。

3.3 陆面能量的时间演变

由于夏季风边缘的南北摆动，导致边缘摆动区的能量平衡出现摆动。这里的摆动是指相对于气候值(1979-2012年的平均值)的波动变化。

图 7a从区域平均的角度描述了感热和潜热通量的时间演变，图 7b是其摆动特征以及相对摆动幅度百分比，即摆动变化相对于气候值的百分比。如图 7a所示，区域年平均感热在37-62 W/m²，而潜热在9-36 W/m²。如图 7b所示，20世纪80年代末至90年代初以及90年代末21世纪初是较明显的摆动时期，其他年份主要以小幅度波动为主。总体上，感热和潜热的振动幅度基本均在±20%以内。

总体上看，感热和潜热没有表现出规律性的递减或递增趋势，演变主要以波动特征为主，这似乎表明东亚夏季风在较长时间内没有出现规律性减弱或者增强。然而进一步考察潜热和感热的摆动幅度(图 7b)发现，在1997年之前，感热通量主要以负振幅为主，潜热以正振幅为主；之后却出现了相反的情况：感热通量主要以正振幅为主，潜热以负振幅为主。从这个角度上说，在20世纪末存在一个较为明显的摆动相位转换，1997年之前夏季风边缘摆动区内夏季风相对活跃，气候相对湿润，潜热通量总体高于其气候值，而感热通量则低于其气候值；之后夏季风活跃程度有所下降，导致气候相对偏干，潜热通量总体低于其气候值，而感热通量则高于其气候值。这与1997年之后夏季风边缘摆动区的暖干气候背景状态有关。如图 3所示，1997年之后摆动区内降水量出现较为明显的下降，而在全球变暖的背景下气温持续上升，有利于净辐射向感热转换。此外，这种转换也可以从干湿指数的波动得到印证：如图 7b所示，1979-1995年干湿指数总体为负振幅，对应相对湿润的气候；1997-2012年干湿指数总体为正振幅，代表气候相对干旱。

从3.1和3.2节的分析发现，夏季风边缘摆动区内的区域特征较为明显，因此进一步从区域的角度对感热和潜热通量的时间演变进行分析。基于3.1和3.2节的分析，按经度把摆动区分为3段：西段(99°-105°E)，对应青藏高原和黄土高原的过渡区；中段(106°-115°E)，对应黄土高原地区；东段(116°-128°E)，对应华北北部和东北地区。在摆动区中段和东段，感热和潜热通量演变特征与全区的变化较为一致；但摆动区西段的潜热和感热通量在1997年之后出现同步增大趋势，这与3.2节中感热与潜热经向变化的同步相似(图 8)，其部分原因是摆动区西段的降水出现了增多趋势。

4 陆面能量与气候环境干湿的关系

干湿指数是用来衡量气候环境的干湿状态。根据干湿指数的定义，正值表示偏干，数值越大表示干旱程度越高；从理论上而言，干旱气候环境有利于净辐射转化为感热通量，而湿润的环境则有利于能量向潜热通量转化。图 9是摆动区1979-2012年暖湿季节(5-9月)平均感热和潜热与干湿指数的关系。尽管1996年模拟的结果不是1996年的真实情况，但是这个模拟结果代表了出现严重干旱的情景，因此在这里也将其作为讨论的对象。随着干湿指数的增大，感热和潜热表现出相反的线性变化，感热增大而潜热减小。当干湿指数小于0.2时，更多的净辐射转换为潜热；之后随着干湿指数的增大，越来越多的净辐射转化为感热。这说明气候干湿性质调控着陆面能量分配。从对气候干湿变化的响应速度来看，感热和潜热相当，但后者略快。干湿指数每升高0.1，感热上升55.85 W/m²，而潜热下降65.89 W/m²。就线性拟合程度而言，感热的拟合决定系数为0.72；潜热的拟合程度更高，决定系数达到0.9，线性变化特征更强。这对于估计区域尺度的热量通量(特别是潜热通量)有较强的实际意义。尽管讨论的是热量通量与干湿指数的关系，但干湿指数与夏季风在边缘摆动区的活动密切相关。一般而言，夏季风在边缘摆动区越活跃则干湿指数越小，气候越湿润，潜热会升高而感热则减少；反之亦然。但发现干湿指数与夏季风指数并不存在明显的对应关系，同样能量通量与夏季风指数亦不存在明显相关(图略)。这说明根据夏季风指数确定的夏季风强度并不能代表夏季风在边缘摆动区的活跃程度，即强夏季风不一定意味着其向北推进的能力很强，这似乎是一个矛盾的结论。事实上，大多数已有的夏季风指数只跟长江中下游地区的降水有较为明显的相关(李建平等，2005；胡豪然等，2007；梁萍等，2007)，而很难表征夏季风边缘区的降水情况。

5 讨论和结论

东亚夏季风边缘摆动区是夏季风区向非季风区的过渡区域，区内潜热和感热通量在空间上表现出明显的过渡特征，由摆动区外的相对均衡状态进入到摆动区内的“突变转换”。这种“突变转换”的过渡可能会伴随着这样一种情形：该区陆面过程对夏季风活动的摆动相当敏感，使得陆面水热性质的某些改变会造成地表能量输送、水分循环和植物生理特征的较大波动，从而影响到天气过程的形成和气候状态的改变及生态环境的演化等许多方面。但是这种“突变转换”的过渡特征并没有出现在净辐射通量的空间分布型中，表明该区辐射过程控制因子的复杂性。

对比陆面能量平衡分量在东西方向和南北方向的变化，发现陆面能量各分量都表现出了“阶梯形”的变化特征，表明陆面平衡分量具有明显的区域特征；而且净辐射通量与感热通量变化存在很高的一致性，表明净辐射通量对感热通量有较强的调控作用。净辐射和感热在东西和南北两个方向都表现出“倒U型”的变化特征，峰值出现在摆动区的中段(即黄土高原地区)，这对应潜热通量的低谷，而潜热通量在摆动区东段(即东北地区)出现高值。此外，从陆面能量平衡分量随海拔的变化而言，也得到相似的结论。

就演变而言，区域多年平均的感热和潜热没有表现出规律性的趋势递减或递增，演变主要以波动特征为主，感热通量在37-62 W/m²，而潜热通量在9-36 W/m²；振动幅度基本在±20%以内。此外，在20世纪末存在一个较为明显的摆动相位转换。在1997年之前夏季风边缘摆动区夏季风相对活跃，气候相对湿润，潜热通量总体高于其气候值，而感热通量则低于其气候值；之后夏季风活跃程度有所下降，气候相对偏干，潜热通量总体低于其气候值，而感热通量则高于其气候值。

在夏季风边缘摆动区内，感热通量和潜热通量对气候环境干湿性质非常敏感，与气候环境干湿存在着明显的线性关系，干湿指数每升高0.1，则感热上升55.85 W/m²，而潜热下降65.89 W/m²。夏季风在边缘摆动区越活跃则干湿指数越小，气候越湿润，潜热会升高而感热则降低；反之亦然。但是干湿指数与夏季风指数并不存在明显的对应关系，同样陆面能量通量与夏季风指数亦无明显相关关系。

需要注意的是，尽管多年平均处理和模式集成会部分消除这些不确定性，但由于所用的3个陆面模式的参数化方案还缺乏针对夏季风边缘摆动区陆面过程的改进，而且所用的强迫场也存在一定误差，对该区陆面能量平衡的模拟结果仍然存在一定的不确定性。这可能会影响到结论的准确性。今后需要使用更多高质量、连续的陆面观测数据对模式进行验证，并优化其中的参数化方案，提高模拟性能，进一步分析夏季风边缘摆动区的陆面能量时空变化规律及其影响机制。

致谢: 感谢美国航空航天局戈达德空间飞行中心与美国海洋和大气局/国家环境预报中心联合发展的全球陆面数据同化系统为本文提供了陆面过程模拟资料。