（流体力学专业论文）湖区的陆面过程研究模型发展.pdf

上海大学硕士学位论文 摘要 陆面过程对天气和气候变化有着重要的影响，目前陆面过程模式对湖区的模 拟能力有待提高。在已有包含水汽贡献的水热平衡方程的基础上，发展了湖区模 式，并对以色列北部的k i n n e r e t 湖进行模拟；通过理论分析和数值试验，确定了 一种新发展的合理的湖区模式。本论文的主要研究工作如下： 1 阅读了大量的文献，综合了一些较好的公式与模式，对现有的模式，采 用全二阶精度的c - n 格式，进行了推导，并用之模拟了没有冻融现象的k i n n o r e t 湖的水热传输过程，模拟的湖层温度与观测的比较结果也说明了对于湖温的模拟 是可信的。同时，由于计算能力的更新，使得更小网格的计算成为可能，这充分 说明引入湖区模式对陆气相互作用研究是完全必要的。 2 发展了一个陆面过程的湖区热传输模式，考虑了雪、雨冰、水冰、液态 水数态共存时的复杂情形，也考虑到了深、浅湖时，湍流扩散系数的影响，同时， 还考虑到了冰的再生与消融等。我们发展的湖区模式的参数化方案同时考虑了降 水对热传输过程的贡献，因此这个湖泊模式实际上是一个可用于各种环境下的考 虑了冻融过程的湖区水热传输耦合模式。 3 对k i n n e r e tl a k e 进行了2 0 来天的温度模拟跟踪：对不同深度的湖温作 了模拟对比分析；对湖面模拟温度与大气实测温度进行了模拟对比分析。估算了 同等大气强迫数据下的浅湖的状况，对深浅湖的湖温作了剖面分析；对风速作了 不同修正后的温度模拟对比分析；对潜感热进行了对比和量级分析。 最后，对未来的湖区模式研究进行了展望。 关键词： 湖区模式；环境流体；湖泊水热平衡；湖气耦合 上海人学硕士学位论文 a b s t r a e t l a n ds u r f a c ep r o c e s s e sp l a ya ni m p o r t a n tr o l ei nt h ew e a t h e ra n dc l i m a t e c h a n g e s a tp r e s e n t ，t h es c h e m e sf o rt h ep r o c e s s e ss t u d ya r ee x p e c t e dt oh a v e i m p r o v e m e n t si ns i m u l a t i o nf o rt h el a k ea r e a b a s e do nao n e d i m e n s i o n a le d d y d i f f u s em o d e l ，w ei n t r o d u c et h em o d e ld e v e l o p m e n to ft h eh e a ta n dw a t e re x c h a n g e b e t w e e nt h ea t m o s p h e r ea n dl a k e ，a n das i m u l a t i o nw a sc o n d u c t e dw i t ht h el a k e m o d e li nt h ek i n n e r e tl a k e b yas e to fn u m e r i c a le x p e r i m e n t s ，w ed e v e l o p e da r e a s o n a b l el a k em o d e l ，a n dt h em a i np a r to fw o r kc o n d u c t e db yt h ea u t h o ri so u t l i n e d a sf o l l o w s f i r s t ，t h r o u g hl o t so fr e a d i n g , al a r g eo ff o r m u l a sw e r ec o l l e c t e d a n dt h e nt h e p r e s e n tm o d e lw a sf i g u r e di nt h ec - nf o r m a t t h i sm o d e lw a s t e s t e df o rt h el a k e m o d e lb yu s i n gt h eo b s e r v a t i o nd a t af r o mk i n n e r e tl a k es t a t i o n s s i m u l a t e d t e m p e r a t u r ea n d s u r f a c eh e a tf l u xw e r ei ng o o da g r e e m e n tw i t ht h eo b s e r v e dd a t a s e c o n d ，ad e v e l o p e dl a k em o d e lt h a ti sa p p l i c a b l et ot h el a n ds u r f a c ei sp r o p o s e d b a s e do nc o u p l e dm o i s t u r ea n dh e a tt r a n s p o r ts c h e m ei n c l u d i n gt h es n o wi c ew a t e r a n dd e e po rs h a l l o wl a k e s ，i nt h em e a nw h i l e ，e d d yd i f f u s i o nc o e f f i c i e n tw a s c o n s i d e r e d s o ，a c t u a l l y ，t h i sl a k em o d e lc a nb eu s e di nv a r i o u sc o n d i t i o n s t h i r d ，s e v e r a ll a k el a y e r sw e r es i m u l a t e db yu s i n gt h em o d i f i e dw i n ds p e e d a n d w ec o m p a r e da n da n a l y z e dt h es i m u l a t e dw a t e rt e m p e r a t u r eo f t h es h a l l o w 、d e e pl a k e c o m p a r e da n da n a l y z e dt h el a k es u r f a c et e m p e r a t u r ea n d a i rt e m p e r a t u r e f i n a l l y ，t h ep e r s p e c t i v ef o rl a k em o d e lr e s e a r c hi nt h ef u t u r ei sg i v e n k e yw o r d s ：l a k em o d e l ；e n v i r o n m e n tf l u i d ；l a k ea n da t m o s p h e r ec o u p l i n g ； l a k ew a t e ra n dh e a tb a l a l i c e 上海大学硕士学位论文 原创性声明 本人声明：所呈交的论文是本人在导师指导下进行的研究工作。 除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含其他人已发 表或撰写过的研究成果。参与同一工作的其他同志对本研究所做的 任何贡献均已在论文中作了明确的说明并表示了谢意。 签 名：虹：鱼皇鱼i t 期：兰业) 本论文使用授权说明 本人完全了解上海大学有关保留、使用学位论文的规定，即： 学校有权保留论文及送交论文复印件，允许论文被查阅和借阅；学 校可以公布论文的全部或部分内容。 ( 保密的论文在解密后应遵守此规定) 签名：w 、：! ! b 、：，l 导师签名： 日期： 第章绪论 第一章绪论 1 1 引言 在大气与陆地下垫面的界面上，由于大气条件及太阳辐射的强迫与驱动，界 面的上下两侧不断地发生着动量、能量和物质的交换过程。界面的上侧为大气边 界层，下侧则为包括地圈、生物圈和冰雪圈( 有时还包括小部分的水圈) 的陆地下 垫面本身，我们把发生在陆地下垫面一侧的并且与大气圈运动密切相关的所有过 程的研究狭义地称为陆面过程研究，但因这种研究与大气近地层的交换研究密不 可分，故有时又把部分大气近地层研究( 特别是近地层紊流交换研究) 与陆地下垫 面内部过程研究耦合在一起，变成了较广意义上的陆面过程研究。最初的陆面过 程研究主要关注地气相互作用的物理过程，由于多层圈的客观存在和全球变化研 究的不断深入，陆面过程研究内容从初期的物理过程研究已延伸丌拓到生物生化 过程的研究，形成了对整个陆地物理、生物、化学循环的研究分支。 陆面过程是影响大气环流和气候变化的基本物理生化过程之一，近2 0 年来， 由于w c r p ( 世界气候研究计划) ，i g b p ( i 司际地圈生物圈计划) ，g e w e x ( 全球能量 与水循环试验) 及b a h c ( 水分循环中的生物作用计划) 等计划的重视和推动，陆面 物理过程机理及模式发展研究得到了一定的长进。构成多样、性质复杂、分布又 很不均匀的下垫面所组成的陆地表面是整个全球气候系统个既重要而又复杂 的分量：陆面与大气及其它层圈之间进行的各种时、空尺度的相互作用，并进行 动量、能量、多种物质( 水汽及c d ，等) 及辐射的交换对于大气环流与气候状况起 着极大的影响，有时在某些局部，某个时段内还起着主导作用。这种交换的通量 强度既与下垫面本身物理化学性质及其动态变化的状况有关，也与变化的大气状 况及太阳辐射的强度有关，十分复杂。另一方面，由于人类活动和土地利用方式 的改变等干预，已大大改变了人类生态环境，而这种变化又缺乏预报性，更大大 增加了这一研究的复杂性。 近年来，森林锐减、土地沙漠化、荒漠化、干旱持续、全球变暖以及水资源 缺乏等一系列重大的全球环境问题和气候异常已引起了世界各国政府及科学界 空前的重视，研究这些现象的成因以及内在的物理生化过程，并预测它的发展和 可能产生的后果，已成为科学研究前沿的重大课题，也构成当代气候学研究( 当 第一章绪论 然也包括陆气相互作用研究) 所面临的紧迫问题之一。因此，深入研究陆地上各 种下垫面与大气之间相互作用的物理、生化过程，不断改进和发展一个能力求接 近真实的陆面过程模型，使它能更精确地预报上述各种交换( 动量、能量、多种 物质( 水汽及c 协等) 及辐射等交换) 、模拟地表温度和湿度、模拟大气边界层发展 等与气候研究密切相关的信息已为全球变化和全球气候变化研究所必需。 1 2 决定大气动力学控制方程发展的下边界条件一预报源( 汇) 项 大气的状态变量有速度、温度、湿度及其化学成分等组成，从大气动力学角 度而言，决定这些状态变量的变化是由它们的动力学控制方程所决定【l l 。在这些 控制方程中，会发现各种各样与下垫面有关的源、汇项，如：决定风速变化的动 量方程中的摩擦力项、决定大气温度变化的能量方程中的感热项和决定大气湿度 变化方程的潜热项等，都属于这类源( 汇) 项，其中在大气层下边界上，它们要么 来自海洋，要么就是来自陆地，以下边界条件出现。从现在的气候研究结果来看， 这类源( 汇) 项强度的大小对于决定气候系统变化影响是至关重要的，而陆面过程 机理和模型发展研究就是要决定大气动力学控制方程中所需的源( 汇) 项，即提供 控制和影响气候系统发展必要的下边界条件。图1 1 是幅海气作用的示意图，图 1 i2 则是它们的相互作用的机理图f 2 】： 图l _ l 海气作用的示意图2 星二至丝笙 图1 2 海气相互作用的机理图1 2 1 1 3 气候系统对不同的陆地下垫面特性的敏感性 陆面过程决定的大气动力学控制方程中所需的源( 汇1 项，即气候系统发展所 必需的下边界条件究竟有多重要呢? 其实，这与气候系统对陆面过程不同的陆地 下垫面特性的敏感性研究密切相关，正是这些对下垫面各种特性的敏感性研究才 促进了陆面过程的研究。从c h a r n e y t 计研究气候对地表反照率的响应，证明陆面 过程对气候系统发展的重大影响开始，近二十年来，陆面过程模型与世界各国的 g c m 模型相耦合开展了大量的各种敏感性试验。其中研究最多的是地表反照率、 士壤湿度、地表粗糙度和植被的气孔阻抗等，研究结果都证明气候系统对不同的 陆地下垫面各种特征是十分敏感的。g c m 数值试验都表明模式气候对陆面水过程 的参数化极为敏感。 第代的b u c k e t 型模式是有用的，因为至少其地表蒸发的参数化包含了有 关的水文循环，但它不能表示日循环以及其它重要的控制地表的生理特征，所以 第章绪论 得出的上述变化特征可能只是定性来说是正确的。它的定量表示则需要大大地改 进陆面过程的处理。第二代模型引入了植被的生物物理过程，克服了过去传统的 b u c k e t 型模式的缺陷，使得地表反照率、粗糙度和拖曳系数与植被的物理和生 理结构特征相关联，初步组成一个有机地相互作用的整体。近一、二十年来，已 发展了2 0 多个较真实的物理、生理模式，改进了g c m 中陆面过程的参数化，广 泛地研究了气候对不同性质的植被和土壤类型、性质和状态时空变化的敏感性。 1 4 陆面物理过程研究的复杂性 图1 3 大致勾划了复杂的陆气相互作用的基本过程，它表示了在一定的大气 条件下( 给定的风、温、湿、压、降水和太阳辐射等) ，地球陆地上各种各样的下 垫面都时时刻刻向大气输运动量( f ) 、感热( 日) 和潜热( 三e ) 、反射短波( 窿t s w ) 和发射长波辐射( a t 4 ) 和生成地表径流( r u n o 毋。但是这些量又是时空多变的，要 精确地刻画它们并非容易，原因在于在其上发生的陆丽过程是十分复杂的，其复 杂性在于：陆地约占地球表面的3 0 ，因而必然是气候系统中不可分割的基本成 员之一。陆地表面包括约1 4 森林，1 4 草地，1 4 沙漠，1 8 的城市和农地， 其余1 8 为其它各种不同的下垫面。这些下垫面的性质又随着季节发生变化，其 问还刈能覆盖着面积很大的雪盖、冻融土及湖泊等。这种组成比例还随着地域、 时问的不同而有很大的变化，要远比海洋复杂得多。即使是植被，它本身的分类 还是成千上万，到s i b 模型简化时，还分为】1 类植被，它们的卒间鲳成、几 何结构和物珥生化性质也很不相同，十分复杂，定量处理i 。分困难。目前对f 稠 密、均匀的植被似乎还有办法处理；而稀疏、非均匀的植被则不同于一般是稠密 植被的研究，至今没有很好办法，而且这种植被还往往和卜分重要的干旱、半下 旱区域( 我国有近3 0 4 0 的面积) 相联系。至于土壤，士壤质地分类也数十类， 其物理生化性质也很不相同，十分复杂，定量处理也r 分困难，s i b 模型中为了 简化，还分土质为5 - 6 种。 简化，还分土质为5 - 6 种。 4 第一章绪论 图1 3 陆气相互作用的示意图 1 5 各种下垫面的复杂特性 由上所述，近二十年来陆面过程模型与g c m 模型相耦合所进行敏感性试验结 果表明，气候对不同的陆地下垫面特性是十分敏感的。影响陆面与大气之间的能 量、水分及c q 交换过程的下垫面特性很广泛。对于土壤：包括质地、结构特性 ( 如空隙度、颗粒大小) 、物理特性( 如热力学特性、水力学特性) 和光学特性( 如反 照率) ：土壤的水力学、热力学及光学特性随土壤的质地及含水量的非线性关系 至今没有很好的理论可以解决，完全依赖于经验测定：对于植被：包括几何特性 ( 如高度、粗糙度) 、结构特性( 如冠层的叶面积指数、冠层内叶片空间和朝向的分 布、根的分布) 、物理特性( 如热力学和水力学特性) 、化学特性、光学特性( 如反 照率、反射率、透射率和吸收率) 和生理生化特性( 如光合作用与大气的辐射、温 度、湿度及c n 浓度等的关系) 等；对于水文过程：除了要给定植被和土壤质地 的性质和分布外，还要给定地形及地貌特性( 如高程、坡度和坡向、流域分布、 河网水系1 。这些特性的定性和定量确定，既随不同下垫面类型和性质，也随时 间和空间而变，是十分复杂的；同时，还受空间非均匀性和变异度的影响，从现 有的知识水平，已掌握资料和信息来看，它们中很多还带有大的不确定性，给陆 气相互作用研究带来很大的困难。 第一章绪论 1 6 陆面过程研究的发展进程 气候学家很早就注意到陆地下垫面状况的改变对气候的影响，约2 0 0 年前人 们就已经认识到陆地和大气之间彼此进行能量、水分和碳交换。陆面过程的模型 研究早在五十年代就出现了，b u d y k o i q 提出的简单地参数化开始了大气和陆面 穗互作魇参数化方案的研究。真正把各种陆匿过程与气候过程相联系、并探讨其 间的相互作用是从6 0 年代开始的。6 0 年代末第一代g c m 的出现，科学研究的 重点才转向以相当的精度描述这些交换的定量关系。8 0 年代以前，陆面过程一 直作为g c m 的一个子分量来表达，以保证g c m 模型的能量和水分守恒。直到 近十年，人们认识到大气、海洋、陆地及冰雪圈是一个完整而不可分割的气候系 统，两陆西过程则是气候系统中一个不可缺少的分量。 陆面过程模式研究也己历经近4 0 个年头，发展至今，陆面模式的发展经历 了三代的发展。第一代从6 0 年代来到7 0 年代，用空气动力学总体输送公式和有 几个均匀的陆地表面参数构造的简单地参数化方案来描述土壤水量、蒸发和地表 径流，称为b u c k e t ( 水箱) 模式。从七十年代末到九十年代初是第二代模式发展阶 段，该阶段陆面参数化的一大进展是注意到生物圈在陆气相互作用中的重要影 响，从而显性地弓i 入了植被的生物圈的物理过程，计算了土壤、植被与大气间的 复杂的交换。所考虑物理过程的方案统称为s v a t s 。以b a t s 、s i b 为代表的一 系列不同详尽程度的2 0 多个s v a t s 在这一期间不断出现。它们在一系列可以直 接观测到的陆面参数的基础上，根据物理概念帮理论建立起来的关于植被覆盖表 面上空辐射、水分、热量和动量交换以及土壤中水热过程的参数化方案，较为真 实墟考虑了植被在陆地水热过程中的作肆l ，尤其对植被生理过程，如蒸黪进行了 较细致地描述，对辐射过程也都作了较大地改进。按其复杂程度，可分为复杂方 案和中等复杂方案两大类。复杂方案主要以s i b 嘲和b a t s ”7 1 两个方案为代表， 中等复杂程度模式如p a n l 8 1 和n o i l h a n t 9 发震的方案。但出于这类以物理定律为 基础的方案包含了大量知之甚少的参数，于是，另一种基于对长期水文循环的认 识，隐式地处理了植被的作用，用概率统计方法考虑次网格非均匀性的陆面过程 处理方案也有赝发展 t 0 1 2 1 。当今的二十多个原理大致相同、但结构各有特点的 模式，较之第一代b u c k e t 模型而言，它们有相当的发展和改进a 然而，它还存 6 第一章绪论 在如国际陆面过程模型比较计戈j ( p i l p s ) 指出的许多不足。随着人们研究的深入， 对一些问题认识的深化，发展功能更强、并包含研究为i g b p 计划所强调的、有 深层意义的生化和水文过程的第三代陆面过程模式研究呼声增强，迄今发展新一 代、即第三代陆西过程模式研究已经开始。第三代模型开始于9 0 年代以后，植 物生理生化学和生态学研究取得显着的进展以及卫星遥感技术的飞快发展为第 三代陆面过程模型的发展创造了条件，考虑植物吸收c o ：进行光合作用的生物化 学模式引入到陆面过程模式中，为植物动态生长并响应气候变化的生态模型研究 打下重要的基础。第三代模型除了考虑土壤、植被与大气间交换的物理过程外还 包括了生化过程，本质上是研究物理生化过程的方案。 1 7 湖泊与气候变化 湖泊是由湖盆、湖水及水中所含的矿物质、有机质和生物等所组成的矛盾统 一体。它是大陆封闭沣地的一种水体，并参与自然界的水分循环。湖泊是地表水 载体，对目前水资源短缺、水环境恶化、水灾害频发反应敏感。它的分布，不受 地理地带性和海拔高程所限，凡是排水不良的洼地，均可储水成湖，而影响湖泊 生存演变的重要因素则是区域水文气象条件。凡是降水量大、潮水补给量f 入湖 径流量和地下水或冰川补给量1 丰富的地区，往往发育成较大的湖泊。湖泊水利 赘源丰富，对调节河川径流，提供工农业生产和人们饮用的水源，发展航运。繁 衍水生经济动植物等方西，都发挥着重要的作用。 在我国广阔富饶的土地上，分布着众多的湖泊 1 3 1 ( 表1 4 ) 。据统计，全国现 有湖泊面积达8 3 4 0 0 平方公里，几乎与浙江省的面积相近。它们的分布极不均匀， 约有9 9 8 的湖泊面积分布在东部平原、青藏高原、蒙新地区、东北平原山区和 云贵高原五大湖区。在五大湖区中，又以东部平原和青藏高原最为稠密，二者约 占全国湖泊面积的7 4 。 湖泊的外部形态特征是千差万别的。就湖泊面积而言，大型湖泊可达数万到 数十万平方公晕，小型湖泊只有几公顷。湖泊的深度差别也大，有深达予余米的 深湖，也有水深仅几厘米的近乎干涸的湖泊。湖泊形态特征是个变量的概念、它 在几何形态上的变化，在很大程度上取决于湖盆的起源。不同成因的湖泊其轮廓 7 第一章绪论 是不同的。一般地讲，河成湖、堰塞湖保留了原有河床的某些形态特征：发育在 构造凹陷盆地基础上的或是火由口积水嚣威的湖泊，其外形略呈圆形或椭疆形； 而发育在地堑谷地中的湖泊，则多呈狭长形等等。现在的湖泊，一方面保存或沿 袭吉湖泊的菜些形态特征，另一方面又受外界条件的影晌，使湖泊形态有了改变。 例如，入湖河流所携带的泥沙，对改造湖泊沿岸的地形与填平湖底的起伏，均起 着决定性的作用；由风引起的拍岸浪，除由坚固岩石组成的湖岸不易被冲蚀外， 自使沿岸带的泥沙重新移动和沉积，在迎风岸侵蚀加剧，而背风岸沉积增多。也 有因气候变化而引起湖面的收缩或扩大；沿岸带水生植物和底栖生物的滋生，不 仅可引起湖泊形态的改变，还会加速湖泊的死亡。此外，新构造运动也会改变湖 泊的形态。沉降型的湖泊，除湖水加深外，还使沿岸的港汉得到发育，湖岸的岬 湾馥折交锗；掀升型的湖泊，潮水逐渐交浅，潮岸发育顺直。所以，一个湖治的 形态发育是错综复杂的，它可以是单因素的，也可以是多因素作用的产物。特别 是人类的经济活动，更直接、间接地参与了湖泊形态的改造，如建闸蓄水，固岸 工程，湖滩围垦等等，都可促进湖泊形态的变化。因此，我国目前湖泊的形态是 自然与人为共同作用的结果，而不是湖泊形成初期的自然形态。 表l ，4 大于1k m 2 湖泊面积分级统计 湖泊环境和湖泊演化的研究，在水资源和环境方面将为我国高层次决策提供 战略依据和空间信息：为论证西部历史上曾存在的大面积淡水湖和人类能够生存 的气候环境能否在未来2 0 0 - - 5 0 0 年重现，为东部水汽环流与湖泊水资源的人为 参与和控制可能性提供科学依据。西部地域辽阔但气候恶劣，能否在西部生存进 而开发，很重要取决于水资源。湖泊及其周边湿地是人类生活、栖息的主要场所。 我国内陆干旱、半干旱地区的湖盆流域兴衰决定了社会兴亡和民族兴盛。湖泊资 源和环境变化研究将为解决人口压力( 如移民的可能性) 、社会经济的全地域发展 ( 如中国西部发展) 提供基础性科学论证。 中国湖泊科学的发展至今已有近5 0 年的历史。1 9 5 7 年在著名的气象和地理 第一章绪论 学家竺可桢教授倡导与主持下召开了全国首次湖泊科研工作会议，明确提出了填 补中国湖泊科学研究空白的任务。早期有关中国湖泊的研究重点主要集中在湖泊 综合调查、摸清中国湖泊家底方面，通过四十余年的调查，相继出版了太湖湖 泊综合调查报告、中国湖泊概论、中国湖泊资源、中国湖泊志，建立了 “中国湖泊数据库”和“中国湖泊编码”等。6 0 年代中期至9 0 年代初，针对当 时国家需求，将湖泊科学研究的重点转移到湖泊资源的开发利用方面，在湖盆油 气资源勘探与开发、湖泊水资源调配、湖泊滩地围垦、银鱼移植、水体农业与大 水面网围养鱼等生物资源开发利用方面取得了丰硕的成果。近1 0 余年来，随着 经济快速发展，湖泊生态环境不断恶化，尤其是湖泊富营养化问题同趋严重。湖 泊科学关注的重点又转移到研究湖泊生态环境退化和修复的理论与实践研究方 面，在入湖污染物调查与控制、湖泊水环境变化规律、湖泊富营养化形成机理、 富营养化湖泊藻华控制与治理、湖泊退化生态系统修复、湖泊沉积与全球变化等 方面开展了大量研究工作，积累了大量的数据和资料，大大丰富了湖泊科学的理 论。 1 8 国内外的湖泊参数化方案及存在的不足 湖泊的状况与湖泊内部的能量传递、质量输送、融水的流动以及雪、冰、水、 水汽之间相变密切相关。所以，对湖泊中物理和水文过程的研究是非常重要的。 但是由于涉及水的三相变化，湖泊物理和水文过程还是比较复杂的，另外，水汽 对能量和水分输送的贡献也是不能轻易忽视的。 以往陆面模式中，鲜有关于湖泊的参数化方案，缘于湖泊相对而言，所占的 陆面面积比例较小。即使有，也是考虑了极其简单的情形，往往只考虑了单纯的 液态水面，它用于四季不结冰的湖泊较好，而对于冬季湖面结冰、降雪则会遇到 相变、冰雪的融化与冻结等问题。在这些模式中，湖泊能量和水分平衡过程大都 是独立进行的，互不干扰，计算温度时，不考虑水流的影响，这些模式的水热平 衡方程中大都不考虑水汽运动的贡献。而忽视水汽运动以及温度梯度对它的影 响，可能就不能很好地模拟湖泊水热传输过程和准确地计算蒸发。 湖泊表层结冰、下雪物理过程的复杂性、特殊性和重要性，主要表现以下几 个方面：1 ) 在湖泊表层，固态的冰、雪是水分的另一种存在方式，在其冻结和 第一章绪论 融化时会释放或吸收大量的潜热能量，表层的冰还与其上积雪相互作用，从而直 接或间接地影响了它与雪盖或与其上方大气的能量交换，影响了能量在湖泊内的 分配；2 ) 表层中雪、冰、水的共存改变了湖泊的水力学性质，温度梯度引起湖 泊液态水运动，冻结引起湖泊表面冰层下的水向冻结区移动并在那罩结冰；3 ) 湖泊中冰、雪的存在改变了湖泊的热力学性质，由于水的分子热导系数为 1 4 3 3 x 1 0 7 珊2 s ，冰的分子热导系数为1 2 0 5 1 0 “m 2 s ，含冰量高的湖层比含 有相同液态水的湖层有更高的热导率；而水的比热为4 2 1 0 6 j m 。3 k ，冰的比热 为1 9 x 1 0 6 j m 。3 k ，所以含冰量高的湖层热容量低。因而，它间接地影响了湖泊 向上、向下的热通量的输送，改变了大气辐射以及太阳能强迫的日波和年波在湖 泊中的传播。 目前用于湖区的水热传输模式，基本上是在下述模型的基础上发展而来的： 湖区模式 1 4 1 5 ：湖气耦合模式【1 9 1 。有些模式甚或揉合了高地、高纬度结冰时 与低纬度不结冰时两种不同的方案【2 0 】。 1 9 8 5 年，b h e n d e r s o n - s e l l e r s “1 在涡漩扩散的基础上，延伸了因原本缺乏充 足的理论依据而难以广泛应用的涡动热导系数世，在实践中，他的论述与各方面 的经验数据吻合得相当好，其所采用的涡漩扩散模型为： ) 娶o t = 鲁( 捌m ) 参+ i 型p 丝c 型, ( 1 8 1 ) 化02 式中：a ( z ) 为在深度z 处的横切面积；k 为分子热导系数( 珊2 j 。1 ) ；k 为涡动热导 系数( 珊2 s 一1 ) ；为热源项( w m 4 ) ；c t 为比热( 啦- 1 k _ 1 ) ；p 为水的的密度( 盘g 川_ 3 ) 。 1 9 8 6 年，b h e n d e r s o n s e l l e r s ”1 提出湖泊表面的能量平衡必须包含了来自太 阳短波辐射、大气逆长波辐射、湖面向上的长波辐射、因蒸发而带来的潜热、感 热通量等。同时，它还利用u n i t e dk i n g d o m ( 5 4 。n ) 和s o u t ha f r i c a ( 2 6 。s ) 两地 不同的气候数据来分析与比较了各种公式，并建议：对于时问尺度为周或月的短 波辐射，宜采用p r e s c o t t 2 1 1 提出的通量公式，而较小时间尺度的，宜参照t u c k e r 的 2 2 1 ：短波反照率宜参考p i v o v a r o v ”1 ；大气长波逆辐射及灰体系数宜采用 第一章绪论 r a p h a e l “1 ；蒸发通量宜与b r o w n 比率联系在一起。 1 9 9 0 年，s w h o s t e t l e r 、p j 1 3 a r t l e i n t ”提出一基于物理意义上的涡漩扩散 模型，用来模拟湖泊温度及其蒸发的季节性变化。因为其没有涉及具体的湖泊参 数设置，故而还可在特定的系列变量中用来模拟气候变化和湖泊水位等研究中的 蒸发通量。它还被用来模拟了一简单小湖的水位变化用以重构近期因季节变化而 引起的h a m e y - m a l h e u r 湖水位的起伏。其中，它所采用的一维模型为： 百8 t = 高知项，高吉垫笋 s 埘 式中：c 。为水的比热( 。，卅。3 k 。) ；庐为热源项( w m 2 ) 。 对于其中的热对流混合，它是基于在一个任意长的时间内，湖泊不存在大的 温度不稳定这样的假设基础上( 如高温的水层位于低温水层下方) 。对于高地或纬 度较高地区的冰层覆盖问题，在p i v o v a r o v 1 、r a g o t z k i e 、o k e l 2 7 等研究基础 上，h o s t e t l e r 提出了一相对简单的算法，它假定( 1 ) 当湖面模拟温度小于等于1 摄氏度时，结冰，反之，则消融；( 2 ) 冰的形成和融化的速率是一关于其自身冰 层厚度的指数函数；( 3 ) 冰的冻结或消融时，其相应的融解热在表面能量平衡中 加上或减去；( 4 ) 当冰存在的时候，热对流交换只在冰面下；同时，表面吸收的 能量将从4 0 提高到8 5 。 在湖温和蒸发通量的模式基础上，h o s t e t l e 1 7 1 又耦合了湖冰的模块】，用来 研究冰的覆盖对于更新世l a h o n t a n 湖的蒸发率的影响。它所采用的表面能量平 衡方程为： g = ( 1 一a ) 置+ l o 一上e ，一姥一q _ h ( 1 8 3 ) 式中：酝为湖体所存储的能量的变化( w 珊。2 ) ；口为反照率：k 为入射的太阳短 波( m 产) ；为空气的逆长波辐射( w 辫。2 ) ；为湖面的长波( w m 。2 ) ；姥为潜 热通量( w 聊一2 ) ；q 0 为感热通量( w m r 2 ) 。 一q = k ( 1 一口) + l d 一切一绋q _ hi 弓 ( 1 8 3 a ) 一q = k ( 1 一口) + k k 一绕一翰+ 础i d h t = 弓 ( 1 8 3 b ) 第一章绪论 式中：q ，为冰( 雪) 层底部的向上的热通量( w m 2 ) ；l 是熔解热( 脑。1 ) ：是冰 雪的融点温度( 足) ；e 为表面温度( 丘) ：d h d t 是冰雪的融化速率( m s “) 。 1 9 9 3 年，h o s t e t l e r 2 0 i 提出了一中尺度( 删4 ) 潮气藕合模型，用以研究一维湖 泊的温度、蒸发，并且考虑了冰存在的情形。他用这个模型分别检测了夏季的 p y r a m i d 湖，冬季的北美五大湖及其周边水域，结是表明该模型能够很好地耦合 湖泊温度、蒸发、以及冰覆盖的情形1 1 9 9 3 年，国内的周从直【i ”应用一维涡扩散模型计算一年内不同时期的湖泊 垂直温度分布和湖水蒸发率。主控方程是同一水平面内均温的一维菲定常热传导 方程。模型不要求特定的湖泊拟合参数。模型中涡扩散系数通过r i c h a r d s o n 数计 算，水面热交换用能量平衡法计算，湖底假定为绝热，主控方程用有限差分法求 解，并对c o l o r a d oc i t y 湖和c a l h o u n 湖，进行了模拟验证。 这些湖泊参数化方案除了详细描述般湖泊水热传输过程外，还考虑了深、 浅潮、结冰、雪融化等。但将其应用于睦面过程模式，就显得过为繁琐了，有必 要将几种不同方案揉合在一起的模式，在不同的情形下，统一起来，这样，适用 性会大大增强。 基于上述的这些问题，仍需要对湖泊的冻融变化过程有更好的认识，发展更 其有物理过程基础的合理的湖泊参数化方案，如能迸一步与雪盖模式偶合，那必 将是十分有意义的工作。 l 。9 本文的主要研究内容 从前面的回顾可以看出，改善湖泊参数化方案是研究陆面过程模式发展的重 要方向之一，也是研究陆气相互作用和提高气候模式模拟能力的要求。 本论文的目标就是在对湖泊的水热物理过程有较好的认识基础上，发展一个 即简化又不失精度且能反映湖区与大气交换过程的统一模式。为改善陆面过程模 式对不同下挚殛的的模拟能力做出贡献。 主要的研究方法有：( 1 ) 对物理量进行量级分析，建立一个简化且能描述湖 泊内部基本物理过程的主要特征的物理模型。 1 ( 2 2 2 ) 式中口是被表层吸收的太阳辐射部分，其值随湖泊的表面杂质、污染等变化 靠是湖面处的太阳短波净辐射( w m l 2 ) ；叩是光在水中的衰减系数( m 1 ) ，其值取 决于水的浊度，互是湖泊第f 层和第i + 1 层交界面处的深度( m ) 。 2 2 2 边界条件 湖泊通过表面与大气之间的能量和水分的交换，与大气相互作用。表面温度 影响了吸收的太阳辐射能量对向上的长波辐射通量、感热和潜热通量的分配，反 过来，湖面温度又依赖于短波辐射热通量和大气的逆长波辐射。 湖面边界条件是：从水面向下扩散出去的热量等于表面水体吸收的太阳热加 上大气辐射热减去水面由于辐射、蒸发和传导引起的热量损失： f o = 一q k + k a t & = 钰+ 艺一毛一q q( 2 2 3 ) 式中，唬为湖面吸收的净太阳辐射通量；艺为大气的净逆长波辐射( w m 。2 ) ；乞为 湖面向上的长波辐射( m 4 ) ；q 为潜热通量( w 蜥。2 ) ；q 为感热通量( w 朋。2 ) 。 式中： 艺= 占呓 ( 2 2 4 ) 厶= 盯1 4 ( 2 2 5 ) q = p l , e ( 2 2 6 ) q = 矗q ( 2 2 7 ) 式中，f 为湖面发射率，对于湖面取占= 0 9 6 【3 6 1 ；t 为向下的大气逆辐射通量 ( w m 。) ；盯为斯蒂芬波尔兹曼常数( w i n _ 2 k 。) ；p 是蒸发干燥的水蒸汽密度 ( * 1 k g m 。) ；t 是蒸发潜热( m j 豫。) ；e 是蒸发通量( 辫辫) ；r 是b o w e n 比率。 2 0 唬” ： x 目 励一卵 靛仨 式 = f 破 由抽卅射辐阳 第二章现有湖区模式的介绍与验证 e = 6 a t 0 4 ( 2 2 8 ) 乞：j o 8 4 ( o 1 - 9 9 7 3 x 一一- 7 8 a ? 1 - c ) + 3 4 9 1 x l o6 e a 。1 一c o 4 ( 2 2 9 ) “l o 8 7 一( o 1 7 5 2 9 9 2 x 1 0 ) ( 1 - c ) + 2 6 9 3 x 1 0 1 e a 1 一c 0 4 、 乞= 丽甭p x 丽q 瓦 2 2 1 0 ) 乞。蔬西丽雨i 2 2 1 0 ) t ( ) = 1 9 1 8 4 6 1 0 6 【t ( i + 5 6 0 9 ) 2( 2 2 1 1 ) e = n + g a ( e 0 一)( 2 2 1 2 ) n + = 0 2 9 a 。0 0 5 f 2 2 1 3 ) r = ，( i t 。) ( e o e a )( 2 2 1 4 ) 式中：c 为云因子；e a 为参考高度的水蒸汽压( 聃6 ) ；e 为向下的大气逆辐射通 量( w m - 2 ) ：p 为参考高度的大气压( m b ) ；吼为比湿；为参考高度上的大气温 度( 足) ；i 为湖面温度( k ) ；n 4 经验质量传输系数( 珊肌s 坍1m b 一1 ) ；“。为参考高 度处的风速；e o 是湖面饱和蒸汽压( m 6 ) ：e a 是参考高度的水蒸汽压( m 6 ) ；a 是 湖面面积( 女m 2 ) ；y 是p s y c h r o m e t r i c 常数( 6 k - 1 ) ；i 是湖泊表面温度( 世) 。 湖底边界条件是： e = 一c 。 k + k i o t a z = 0( 2 2 1 5 ) 2 2 3 太阳能的吸收、散射与通过 进入水内、冰内与雪内的太阳能，一部分被吸收，一部分被散射，而另一部 分随着水层、冰层和雪层厚度的不同，通过它们而为下垫面所吸收。 辐射能被吸收后变为热能。当辐射能被散射时，直射能流由于辐射能从散射 中心向各方分散而被减弱。散射能流又经过吸收与第二次散射，其余依此类推。 最后，几乎全部进入水内、冰内、雪内及其下垫面的辐射能都变为热能。 湖面吸收的净太阳辐射通量九： 如= ( 卜q ) s + ( 2 2 1 6 ) 2 1 第二章现有湖区模式的介绍与验证 s 为向下的参考高度上的全辐射通量( w m z ) ，全辐射是指从太阳以及从散 射辐射到达水面的辐射能量流；岛为水面反照率。 穿透到深度：的太阳能( 破) * n i r 入水中的太阳能( 丸) 之间的关系，可用朗伯 指数公式计算： 览= 唬x e m + 弦 ( 2 2 1 7 ) 式中g 是自然对数的底( e = 2 7 1 8 ) ；m 和k 分别是吸收和散射的系数，( m + k ) 是 衰减( 消光) 的系数，等同于式( 2 2 2 ) 中的叩。穿过深度z 决定于太阳在地平线上的 高度。 衰减系数的物理意义，可以从公式的本身看出：土是太阳能强度减小为 m + 庀 表面强度三时的深度。衰减系数的量纲显然是长度量钢的倒数，即聊。 e 在模式中，因为表层含有较多的杂质或深色物质，太阳辐射在表面数层衰减 较快，故而h e n d e r s o n ”1 人为的认定，表面数层，对于深湖，0 6 m 深的表层， 吸收了近4 0 的太阳短波净辐射；而浅湖，0 5 m 深的表层，也同样吸收了近4 0 。 2 3 模式数值算法 在用以色列的l a k ek i n n e r e t 的观测资料对湖区模式进行验证时，我们人为 地把湖泊分为若干层，温度定义在每层的中线上，认为中线上的温度能代表整层 湖泊的情况。每层的厚度是不同的，在接近表层上部湖泊的温度的日变化较大， 因此湖泊的上面几部分的层厚尽量要薄，这样才能更好地反映湖泊的特点：随着 深度加深，湖泊温度的日变化很小，梯度也很小，所以分层的厚度可以大一些。 计算的水热通量定义在相邻两层之间的交界处。同时，假定湖泊是直筒型的，即 任一深度z 处的湖泊横切面积a ( z ) 都是相等的，则可简化方程( 2 2 。1 ) 为： 署= 知争一警 旺， 图2 2 为湖泊分层示意图：z ，为湖泊第i 层与相邻的第i + 1 层界面所在的深度， 第二章现有湖区模式的介绍与验证 对于分层呢，我们在表面与底层各自延拓了半个虚格点。 湖面 z 湖底 o z i 一 z i + “ z f + 1 z i + 一一一z ，“ 图2 - 2 ，实线为中线，虚线为界面 对方程( 2 3 1 ) 采用c - n 格式，进行差分离散，得： a t2z + 一z i 一“眦) 坠茅 m + k 型之挚一毒( 蛾一喊+ 魄一呶) 】 ( 2 3 2 ) 丁。+ 坐兰! 婴：二型! + 坐! 苎二基婴：! 二型1 1 2 ( z ，+ k z 卜) ( z l + 1 一z 。)2 ( z ，+ k z 一k ) ( z j z f - 1 ) ：竺竺：墨：g ! ! 至! 二三：! + 垒丛! 苎：笸! ! 至；二兰：!f 2 3 3 ) =_-一十一 i j j ， 2 ( z ，+ “一互一片) ( 互“一乏)2 ( z ，+ 联一z 卜k ) ( z j z f - 1 ) 。 + 去瓦( 嘲一蛾+ 慨一魄) 令必= z l + 丘一z i 一，鸭。石a t ，则( 2 3 3 ) 可简化为： 一：! ! ； ；j ! 誊z ：r + c ，+ ! ； ；筹+ ! ；! ： ； j _ 等，l ”+ l 一：! i i ! ； _ 兰筹z ：1 = 裂l 二+ c 一捌+ 裂，z “+ 裂互曼c ：s - 4 ， + 2 m 3 、1 , n n 一+ m l 一蠛+ 嘞一) 令 5 础“鼍+ 旦k + k i 仁3 固 第二章现有湖医模式的介绍与验证 令 。：! 亟! = 型。当+ 旦 2 k + k s + “j 】 + k t 七+ k 1 + l 堕正7 + 【l + 堡+ 坠“一堕z ：1 ，扎矾m ， 2 等咒+ 【1 一署m 一暑正、薏m + 罢( 力一片一谚 巩，c m n ，一等；b ，= 1 + m 3 + 薏；c f 一堕m 2巩，隅，”， 巧= 一q 互二+ 【1 + q + q 】l ”一c z ：。+ ( 砖一片一谚+ k ) 边界：对于湖泊表层，i = 1 ，若延拓半个网格，则： f o = - c w c k + k o 叫o z = - c 。, 坐器 ：一鳟= - -