2 中国科学院大学, 北京 100049
3 成都信息工程大学大气科学学院, 成都 610225
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
3 School of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology, Chengdu 610225
陆地—大气耦合的主要能量来源于太阳辐射,太阳辐射以短波形式到达地面,经地面吸收、反射后,一部分通过长波辐射回馈大气,另一部分以感热、潜热的形式影响局地水热交换过程及大气环流。陆—气间相互作用不仅是影响局地小气候效应的重要因素,也在全球气候变化中扮演重要角色,对陆面水热交换过程的研究有助于深入了解区域气候系统水热循环规律及其对气候变化的响应特征。基于陆—气间相互作用研究的重要性,全球能量和水循环研究计划 (Global Energy and Water Exchange,简称GEWEX)、国际地圈—生物圈计划 (International Geosphere-Biosphere Programme,简称IGBP)、联合国环境计划 (United Nations Environment Programme,简称UNEP)、国际气候变化及可预测性研究计划 (Climate Variability and Predictability,简称CLIVAR) 等均将陆面过程观测和陆—气间相互作用作为重要的研究内容 (徐祥德和陈联寿,2006)。青藏高原海拔高、辐射强、昼夜温差大造就了其独特的气候及水热交换特征,张宇等利用“青藏高原能量与水分观测试验”加强观测期资料对青藏高原地区陆面过程进行了模拟,发现模拟的感热、潜热通量以及地表反射的太阳辐射较观测值偏大 (张宇和吕世华,2002);姚德良等 (2004)研究了海北高寒草甸地区陆—气间水热传输过程,并考虑叶气孔为非饱和水汽条件下的交换情况,给出了修正后的根系吸水模式;马耀明等 (2006)利用卫星遥感推算了藏北高原地区区域近地面热通量;李茂善等 (2008)对纳木错湖区近地层微气象特征及近地面热量交换进行了细致研究,揭示了纳木错湖区地气能量交换一般规律。利用地面观测资料可以较好地分析局地水热交换规律,但是站点少、仪器及维护费用昂贵使得直接利用站点观测难以进行大尺度范围的研究,卫星遥感及陆面模式模拟成为不可或缺的手段。
陆面模式可以完整描述陆面物理过程,对于陆—气间相互作用研究具有不可替代的作用。模拟结果往往需要进行验证,以评价模式模拟效果,进而对其进行改进。单点模拟可以直接与站点观测进行对比,区域尺度模拟无法直接进行验证,需要首先通过升空间尺度方法获得区域真值,就此学者们发展了多种基于遥感参量或站点资料的升空间尺度方法 (Qin et al., 2013; Chen et al., 2016)。高原地区由于高海拔等特殊下垫面性质,热通量模拟结果往往与观测值存在较大差异。陆面模式基于Monin-Obukhov相似理论 (Garratt, 1994; Brutsaert, 1998) 模拟热通量变化,将感热通量作为地面温度与近地层空气温度的梯度,动力学粗糙度及热力学粗糙度计算方案对于感热、潜热通量模拟至关重要 (Su et al., 2001)。对此学者提出了一系列粗糙度参数化方案,大都将动力学粗糙度Z0m与地表几何参数相联系,例如冠层高度、叶面积指数、归一化植被指数、地表类型和植被覆盖度等 (Wiernga, 1993; Bastiaanssen et al., 1998; Su, 2002; Zheng et al., 2012; Brutsaert, 2013)。附加阻尼kB-1=ln (Z0m/Z0h)(Z0h为热力学粗糙度),经常用来代替研究热力学粗糙度。Brustasaert认为kB-1可以被参数化为粗糙度雷诺数与植被参数的函数 (Brutsaert, 1998);Sun (1999)发现kB-1即使在均一草地下垫面也具有日变化特点,并且不唯一归因于粗糙度雷诺数的大小;kB-1大小跟流动类型有关,Yang et al.(2008)指出其日变化应被参数化为摩擦速度与摩擦温度的函数。本研究采用CLM (Community Land Model) 模拟近地面热通量变化,并针对湿地下垫面性质,设计附加阻尼参数化方案。
CLM是通用地球系统模式中的陆面模块,综合了生物圈—大气圈传输方案陆面模式 (Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme,简称BATS)、中国科学院大气物理研究所陆面过程模式 (Institute of Atmospheric Physics Land Surface Model 1994,简称IAP94) 和NCAR陆面过程模式 (Land Surface Model,简称LSM) 等陆面模式的优点,是目前世界上发展最为完善的,也是最具发展潜力的陆面模式之一 (Dickinson et al., 2006)。CLM4.0主要包含4个部分 (Lawrence et al., 2011):(1) 生物地球物理过程,包括太阳辐射吸收和散射、地气间能量和动量交换以及气溶胶沉降等;(2) 水文过程,包括降水、植被蒸散、地表和地下径流、融雪等;(3) 生物地球化学过程,包括植被光合作用、碳氮循环、化学物质的交换等;(4) 动态植被。CLM4.5在CLM4.0基础上,对辐射传输、水文、雪覆盖及湖泊模型等方面进行了一系列修改,但是并未改进湿地下垫面热通量粗糙度计算方案,仍旧将其与裸地和冰川同等对待,本研究采用CLM4.0进行模拟。
综上所述,虽然学者们对于青藏高原不同下垫面陆—气间水热交换做了多方面研究,但是目前湿地研究多集中于湿地类型变化、湿地退化、碳氮循环以及湿地脆弱性等方面,对于湿地下垫面能水特征及热通量研究较少,所以本文利用中国科学院西北生态环境资源研究院 (简称西北研究院) 麻多黄河源气候与环境变化观测站2014年6~8月边界层塔 (Planetary Boundary Layer tower,简称PBL tower)、涡动相关 (Eddy covariance,简称EC) 观测资料以及土壤温湿度观测资料,对高寒湿地下垫面辐射及能量收支、土壤温湿度变化特征进行研究,并利用CLM4.0模拟当地感热通量、潜热通量变化,提出湿地粗糙度优化方案,为模式参数化改进提供参考。主要内容如下:第一部分介绍研究区概况及观测资料;第二部分分析高寒湿地—大气间水热交换特征,包括近地面能量收支、土壤温湿度特征;第三部分利用CLM4.0模拟感热通量、潜热通量变化,提出改进热通量模拟的kB-1参数化方案;最后阐述本文主要结论,讨论不足之处,并对进一步研究进行展望。
2 研究区域及资料介绍黄河源区位于青藏高原东北部,通常指河源至唐乃亥水文站之间的区域,这一地区被誉为“黄河水塔”,源区集水面积达12.2×104 km2,干流长300 km,区域内分布有高山、盆地、峡谷、草原、沙地和众多湖泊、沼泽、冰川及分布广泛的长年冻土等地貌,是我国重要的水源涵养区,也是三江源国家自然保护区的重要组成部分 (唐恬等,2013)。黄河源区属高原亚寒带半干旱区,多年平均降水量300~500 mm左右,多年平均水面蒸发量1000 mm以上,年日照时数2400~6500 MJ m-2,年平均气温在-4℃以下 (王根绪等,2000)。本研究数据资料来自中科院西北生态环境资源研究院麻多黄河源气候与环境变化观测站 (35°05'N,96°22'E),该站位于青海省玉树藏族自治州曲麻莱县麻多乡东北部,海拔4313 m,下垫面类型主要为高寒湿地,地势平坦、开阔。
本文选取2014年6~8月时间段对黄河源高寒下垫面水热交换进行研究,资料主要包括三部分:(1) PBL塔30 min间隔观测资料,包括2 m、4 m和8 m风速、空气温度;(2) 涡动相关30 min间隔资料,主要包括感热通量、潜热通量、摩擦速度,以及作为CLM强迫场资料的向上、向下长波和短波辐射、降水、气压、相对湿度、风速资料;(3) 土壤温、湿度测量采用美国Decagon设备有限公司制造的ECH20 EC-TM土壤湿度感应探头及ECH20-EM5O自动数据记录盒,探头分别布设于距地面5 cm、10 cm、20 cm、40 cm以及80 cm深处,对土壤湿度的感应分辨率为0.001 m3 m-3,资料观测时间间隔为30 min。
3 高寒湿地—大气间水热交换特征 3.1 近地面能量收支特征麻多地区位于青藏高原东北部,气候特征既保留了高原地区日照充足、海拔高、辐射强、昼夜温差大等特点,又因处在高原边缘,受北侧西北气流及内陆环境影响较大,自20世纪中叶以来升温现象显著,在气候变暖及过度放牧的影响下草地大片退化。黄河源境内无绝对霜期,无四季之分,仅有冷暖两季,冷季漫长,多大风和沙尘暴,暖季短促,多雨雪 (李万寿等,2001)。本文所取6~8月为高原暖季,图 1a所示为麻多日平均气温变化,6~8月平均值为5.4℃,最高温度10.1℃,仅有一天温度低于零度;图 1b显示暖季降水频繁,多为阴雨多云天,晴天较少,日降水量均保持在0.8 mm以上,一方面归因于气温升高使得高原产生较多云雾降水,另一方面在数据处理时我们忽略了蒸发作用,日最大降水量16.5 mm左右。10 cm深度土壤湿度变化主要受控于降水,这一时段内平均值为0.24 m3 m-3,最大值为0.32 m3 m-3,黄土高原湿季土壤湿度平均值为0.19 m3 m-3(岳平等,2015),明显低于麻多地区。
图 1c为各辐射分量变化规律,向下短波变化特征主要取决于太阳高度角的变化,夜间为零,早晚小,午后大,日平均值为245 W m-2,最大向下短波出现在13:30(北京时,下同),约为715.9 W m-2,较玛曲及那曲观测均小 (马伟强等,2005;奥银焕等,2008)。向上短波大小随向下短波变化,日均值为49.4 W m-2,最大值亦出现在13:30,为130.8 W m-2。由于麻多地势开阔,地表均一,所以向下长波辐射日变化平缓,但峰值时间较短波辐射略有滞后,主要由于地面需先经短波辐射加热,使土壤温度到达峰值,此时向上长波辐射达到最大。净辐射在13:30达到峰值,约为468.8 W m-2,夜间无太阳短波辐射,地表向近地层放出的长波辐射大于向下长波辐射,净辐射值为负,最小值为-55.7 W m-2。净辐射随时间变化为单峰光滑曲线,表明该天为晴天,如若发生多次震荡,必然受到了云的影响,通过分析暖季92天净辐射变化,可以将其分为晴天与多云天 (晴天总共10天),平均后得到暖季晴天与多云天的辐射变化状况 (图略),可以发现平均后的多云天失去了震荡特征,晴天与多云天辐射分量变化趋势与总体平均相似。如表 1所示,晴天向下短波最大值达1046.8 W m-2,远高于多云天679.4 W m-2,净辐射亦是如此,分别为657.5、448.0 W m-2,说明白天时间晴天的能量收入高于多云天,夜晚反之,云的逆辐射作用使得地面向上长波辐射部分返回大地,辐射损失降低,其他辐射通量最值如表 1所示。图 1d为日平均热通量变化,由于水汽充足,潜热通量整体大于感热通量。夜间感热通量出现负值,最小值为-7.7 W m-2,潜热通量始终为正值,表明始终有自地表向大气的水汽蒸发过程,且蒸发大于吸收。综上所述,麻多高寒湿地暖季向下短波、向上短波及净辐射变化规律一致,地表温度升高相对于短波辐射具有滞后性,所以向上长波较向下短波略有滞后,下垫面水汽充足,潜热通量始终大于感热通量且均为正值。
土壤温度、湿度变化是陆面过程的基本特征,也是影响陆面水热交换的重要因素,分析土壤温湿度变化是全面认识和了解陆面特性的重要前提。研究表明,土壤温湿度的变化一方面与季节转换有关,另一方面受云和降水影响非常显著 (岳平等,2013)。图 2a为5层土壤,5 cm、10 cm、20 cm、40 cm和80 cm深度日平均温度变化特征。受太阳辐射、大气及地表因素影响,越靠近地表,温度变化波动幅度越大。太阳短波辐射加热地表后,其中一部分能量以土壤热通量方式向下传递使土壤温度升高,18:00后净辐射小于零,土壤热通量开始向上传递,温度降低;09:00之后热通量下传,温度升高,40 cm及以下深度受此影响非常小。暖湿季节受云和降水影响,平均温度日较差较小,5 cm、10 cm和20 cm土壤浅层温度平均日较差分别为6.9℃、5℃和2.1℃。图 2b为黄河源高寒湿地土壤湿度日平均分布特征,暖季各深度平均土壤湿度分别为0.209、0.286、0.237、0.223和0.220 m3 m-3。土壤湿度平均日变化小,5 cm深度由于受蒸散发影响,为土壤湿度最小层,10 cm深度为最大层,随着深度的增加,土壤湿度趋于稳定。整层土壤含水量为1.176 m3 m-3,20 cm以上浅层占整层含水量62.3%。
图 2c和d为黄河源高寒湿地暖季归一化日平均温、湿度垂直分布结构,归一化温、湿度等于各层土壤温湿度/整层土壤温湿度之和,该垂直廓线反映了各层温、湿度占整层温、湿度累积量的比率 (岳平等,2015)。可以看出,暖季温度变化显著层结主要为20 cm以上土壤浅层,存在明显日循环规律,不同时次归一化土壤温度垂直廓线表明热量在土壤中的传递时间存在差别。由于土壤湿度的大小影响着土壤热容量及土壤导热率,所以热通量在土壤中的传递受土壤湿度的影响。5 cm深度09:00归一化土壤温度较07:00略有减小,09:00之后增大,说明09:00土壤热通量开始向下传至5 cm;11:00热通量影响到10 cm深度,13:00可以影响到20 cm处,对于40 cm及以下深度基本没有影响。这是因为暖季云和降水增多,太阳辐射受到削弱,导致地表加热较弱,加之湿润土壤热容量较大,热量在土壤中传递慢,难以到达40 cm以下深度。此外,温度归一化垂直廓线整体前倾,体现了热量在土壤中的整体传输特征是由土壤浅层向深层输送。从归一化日平均湿度垂直分布图可以看出,各层土壤湿度稳定,各时段10 cm深度均为土壤湿度最大层,主要归因于暖湿季节云和降水的影响,使得土壤浅层含水量增大,但是5 cm深度蒸散发强烈,保水能力差,土壤湿度低。
4 高寒湿地—大气间水热交换通量陆—气间热量交换是控制大气及地面升温的重要因素,因此,精确模拟近地面热通量传输对于量化及预测全球变暖对于高原地区的影响非常重要,然而常见陆面模式在模拟高海拔地区近地面热通量及地面温度变化方面仍存在问题。陆面模式计算感热通量与潜热通量基于Monin-Obukhov相似理论,粗糙度为其中重要的参数,然而利用模式计算的粗糙度与观测结果往往存在差异,学者们对于粗糙度进行了诸多研究 (高志球等,2000;贾立等,2000;Su et al., 2001;Foken, 2006;Kanda et al., 2007;Yang et al., 2008;Zheng et al., 2014),足见其对于热通量模拟的重要性。利用2014年6~8月麻多站PBL塔及EC单点观测资料作为大气强迫场,模拟暖季陆—气间热通量交换,发现模拟结果与观测值间存在巨大差异,感热通量6~8月平均均方根偏差为155.6 W m-2,潜热通量平均均方根偏差为45.9 W m-2。所以本部分旨在利用观测资料,计算麻多高寒湿地下垫面动力学粗糙度与热力学粗糙度,如下文4.1节为动力学粗糙度计算,4.2节为热力学粗糙度计算。由于附加阻尼kB-1=ln (Z0m/Z0h) 是动力学粗糙度与热力学粗糙度比值的对数函数,在确定动力学粗糙度后,附加阻尼仅随热力学粗糙度变化,所以常常用附加阻尼代替热力学粗糙度进行研究。4.3节比较了几种常用附加阻尼参数化方案,并针对当地高寒湿地下垫面提出适宜的附加阻尼参数化方案,为优化模式模拟效果提供参考。
4.1 动力学粗糙度动力学粗糙度是近地面本身的一种特性,是指地面上方风速为零的高度,当流体流经地表面时,不同地表粗糙度对流体的影响程度也不同,常常用来度量地面对气流的粗糙程度。长期以来国内外学者关于动力学粗糙度从计算方法和下垫面类型都做了一系列工作,主要方法有:风廓线拟合法、牛顿迭代法、TVM (Temperature Variance Method) 法、Martano法、无因次化风速等。本文采用Yang et al.(2008)对数风廓线方法:
$ \ln {{Z}_{0m}}=\ln \left(Z \right)-{{\psi }_{m}}\left(\zeta \right)-ku/{{u}_{*}}, $ | (1) |
$ \xi =Z/L, $ | (2) |
$ L={{T}_{\text{a}}}u_{*}^{2}/\kappa g{{t}_{*}}^{, } $ | (3) |
$ {{t}_{*}}=-H/\rho {{c}_{p}}{{u}_{*}}^{, } $ | (4) |
其中,Z0m为动力学粗糙度 (单位:m),Z为观测高度 (单位:m),ζ为大气稳定度,L为奥布霍夫长度 (单位:m),Ta为空气温度 (单位:K),u为风速 (单位:m s-1),u*为摩擦速度 (单位:m s-1),k=0.4为Karman常数,g为重力加速度 (g=9.8 m s-2),t*为摩擦温度 (单位:K),H为感热通量 (单位:W m-2),ρ为空气密度 (单位:kg m-3),cp为热容量 (cp=1004 J kg-1 K-1),u为风速 (单位:m s-1)。Ψm为动量交换普适函数,本文采用Högström普适函数 (Högström, 1988),这是被Foken推荐的Dyer-Businger廓线关系改进版 (Foken, 2006):
$ \begin{gathered} {\psi _m}\left( \xi \right) = \hfill \\ \;\;\left\{ \begin{gathered} \ln \left[ {\left( {\left( {1 + {x^2}} \right)/2} \right){{\left( {\left( {1 + x} \right)/2} \right)}^2}} \right] - 2{\tan ^{ - 1}}x + {\text{π /2}}\left( {\zeta < 0} \right) \hfill \\ - 6\zeta \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\left( {\zeta \geqslant 0} \right) \hfill \\ \end{gathered} \right., \hfill \\ \end{gathered} $ | (5) |
$ x={{\left(1-19.3\zeta \right)}^{1/4}}. $ | (6) |
近地层大气中,粗糙度是一个表征近地面物理特性的量,不随高度变化,所以利用PBL塔3层 (共5层,两层数据缺损) 风温观测资料 (观测频率为30 min),计算得到6、7、8月动力学粗糙度对数值lnZ0m,该月lnZ0m值为直方图频率分布最高值,如图 3a-c所示,对频率分布进行5点滑动平均,得到这三个月lnZ0m值,结果发现三个月lnZ0m值完全相等,Z0m=0.0143 m,说明麻多地区6~8月暖季高寒湿地下垫面动力学粗糙度变化不敏感,可以当做常数对待。
陆—气间热通量传输机制由一系列基于Monin-Obukhov相似理论的方程描述:
$ H=\rho {{c}_{p}}{{C}_{\text{h}}}u\left({{T}_{\text{s}}}-{{T}_{\text{a}}} \right), $ | (7) |
$ {{C}_{\text{h}}}={{\kappa }^{2}}/\left[ \left(\ln \left(Z/{{Z}_{0m}} \right)-{{\psi }_{m}}\left(\zeta \right) \right)\left(\ln \left(Z/{{Z}_{0h}} \right)-{{\psi }_{h}}\left(\zeta \right) \right) \right], $ | (8) |
$ {{C}_{\text{d}}}={{\kappa }^{2}}/{{\left[ \ln \left(Z/{{Z}_{0m}} \right)-{{\psi }_{m}}\left(\zeta \right) \right]}^{2}}, $ | (9) |
其中,Ch为热交换系数,Cd为动量输送系数,Ts为地表温度 (单位:K),ζ为大气稳定度。地面温度Ts由斯蒂芬-波尔兹曼定律求得
$ \varepsilon \sigma T_{s}^{4}=L\uparrow -\left(1-\varepsilon \right)L\downarrow, $ | (10) |
其中,L↑和L↓分别为向上和向下长波辐射,ε为比辐射率,σ为斯蒂芬-波尔兹曼常数 (σ=5.67× 10-8 W m-2 K4),普遍认为湖面比辐射率为0.97,草地为0.98,但是并没有专门针对湿地下垫面比辐射率,由于湿地可以被认为是水体与草地的结合体,本文取ε=0.975(Brutsaert, 2013)。Högström热量交换普适函数 (Högström, 1988) 为
$ {{\psi }_{h}}\left(\zeta \right)=\left\{ \begin{align} &2\ln \left[ \left(1+y \right)/2 \right]\ \ \ \ \left(\zeta < 0 \right) \\ &-7.8\zeta \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \ \left(\zeta \ge 0 \right) \\ \end{align} \right., $ | (11) |
$ y=0.95{{\left(1-11.6\zeta \right)}^{1/2}}. $ | (12) |
热力学粗糙度是指大气近地层满足Monin-Obukhov相似理论时温度廓线外延到空气温度等于地表温度时的高度。由公式 (7) 至公式 (12) 可以得到热力学粗糙度:
$ {{Z}_{0h}}=Z\cdot \exp \left\{ -\left[ \kappa \sqrt{{{C}_{\text{d}}}}/{{C}_{\text{h}}}+{{\psi }_{h}}\left(\zeta \right) \right] \right\}. $ | (13) |
利用感热通量观测值计算得到热力学粗糙度,时间分辨率为30 min,热力学粗糙度6、7、8月均值分别为0.00091 m、0.00092 m、0.00116 m,量级为10-4~10-3,贾立等 (2000)研究表明热力学粗糙度小于动力学粗糙度一个量级以上,计算结果与研究相符。
4.3 附加阻尼参数化附加阻尼kB-1=ln (Z0m/Z0h),由4.1和4.2节所得动力学粗糙度与热力学粗糙度,可以计算得到6~8月附加阻尼30 min间隔变化。学者们通过研究提出了多种附加阻尼参数化方案,Brutsaert认为kB-1依赖于表面性质,对渗透性表面其值比刚性表面要小很多,并且与粗糙度雷诺数有关 (Re*=uZ0m/v,v为空气的动粘滞性;Brutsaert, 2013)。Zilitinkevich (1995)、Zeng and Dickinson (1998)、Kanda et al.(2007)以及Chen and Zhang (2009)等基于粗糙度雷诺数分别设计了附加阻尼参数化方案,被应用于诸多模型,包括NOAA LSM、CLM等,CLM现行湿地粗糙度参数化方案为kB−1=α Re*0.45,其中,α=0.13为常数系数。Zheng et al.(2014)比较了几种常用参数化方案,发现Chen and Zhang (2009)方案
图 4为N34、Y08、ID和PN参数化方案以及CLM方案计算的附加阻尼与真实附加阻尼五点滑动拟合日变化,可以看到6~8月N34、Y08、ID以及PN四种方案均较CLM原始方案好,更加接近真值。就四种参数方案而言,6月份ID方案最差,PN方案最优,但在傍晚到凌晨时间ID方案与Y08方案优于其他,四种方案日间拟合效果整体偏小,夜间PN与N34偏大,ID与Y08偏小;7月份Y08方案波动较大,正午期间表现最好,其他时间却表现最差,另外三方案变化趋势相似,N34与PN、PN与ID均始终相差0.2左右,总体而言ID方案较好;8月份N34、PN、ID三方案仍然保持相似的变化趋势,但是差距与波动加大,Y08正午后效果较好,夜间及凌晨效果较差。四种方案峰值相对于真值均有右偏趋势,用均方根偏差 (RMSE) 作为整体衡量标准,可以发现PN方案最佳,RMSE均值为0.549,ID次之,均值为0.559。将ID方案与PN方案加入CLM4.0替换原参数化方案,分别模拟6月、7月和8月感热通量、潜热通量变化,如图 5所示,日平均变化除8月潜热外,ID方案与PN方案模拟感热与潜热通量效果较CLM原方案模拟有所提高,感热通量模拟值降低,潜热通量模拟值升高,说明本文设计的粗糙度参数化方案PN与ID更加适宜高寒湿地下垫面热通量模拟,但是模拟结果与观测值仍存在很大差距,对于高原地区高寒湿地下垫面而言,除粗糙度外,还需加强对其他影响因子的研究,如水热交换系数、土壤饱和导热率、饱和导水率等。
本文利用黄河源区麻多观测站2014年6~8月PBL塔多层观测数据、EC数据以及多层土壤温湿度数据,分析了青藏高原高寒湿地下垫面暖季对于水热交换有重要影响的能量收支特征、土壤温湿度特征,计算湿地下垫面动力学粗糙度与热力学粗糙度,并比较提出了附加阻尼参数化方案,主要结论如下:
(1) 麻多暖季日平均气温为5.42℃,最高温度为10.12℃,气温升高使得高原产生较多云雾降水,日降水量增大,同时我们在对降水数据处理时忽略了蒸发作用,所以日降水量保持在0.15 mm以上,土壤湿度的变化主要受控于降水,该时段均值为0.24 m3 m-3,最大值为0.32 m3 m-3;向下短波、向上短波日平均值分别为245.0、49.4 W m-2,峰值出现于13:30,大小分别为715.9、130.8 W m-2;地面需先经短波辐射加热,使土壤温度到达峰值,所以向下长波峰值时间较短波辐射略有滞后;净辐射在13:30达到峰值,约为468.8 W m-2,夜间净辐射值为负,最小值为-55.7 W m-2;由于水汽充足,潜热通量整体大于感热通量,夜间感热通量出现负值,最小值为-7.7 W m-2,潜热始终为正值,表明始终有自地表向大气的水汽蒸发过程,且蒸发大于吸收。
(2)09:00之后土壤热通量开始下传,土壤温度升高,11:00热通量影响到10 cm深度,13:00可以影响到20 cm处,18:00以后上传,温度降低,温度变化显著层结主要为20 cm以上土壤浅层,40 cm及以下深度基本不受影响,热量在土壤中的整体传输特征是由土壤浅层向深层输送;土壤湿度日变化非常小,受云和降水的影响,浅层土壤湿度增大,但5 cm深度由于受蒸散发影响,为最小层,最大层为10 cm深度,随着深度的增加,土壤湿度趋于稳定。
(3) 动力学粗糙度在麻多地区高寒湿地下垫面暖季变化不敏感,可以将其当作常数对待,Z0m=0.0143 m;本文基于观测资料计算设计的以粗糙度雷诺数为函数的指数型 (ID) 与多项式型 (PN) 参数化方案,对于当地高寒湿地下垫面暖季模拟效果较CLM参数化方案好,但与观测真值仍有很大差距,说明对于高原地区高寒湿地下垫面,除粗糙度外,还需加强对其他物理过程影响因子的研究,如水热交换系数、土壤饱和导热率、饱和导水率等。
本文分析了黄河源区高寒湿地下垫面水热交换特征,提出了适宜高寒湿地下垫面的附加阻尼参数化方案,对于感热通量、潜热通量模拟效果有所提高,但是仍有很多不足之处:(1) 由于资料限制,研究时间仅选用2014年6~8月,周期短,难以覆盖高寒湿地周期变化,季风季节及冬季期间变化未作讨论;(2) 附加阻尼参数化方案仅适用于当地高寒湿地暖季模拟研究,不具有普遍适用性,需要利用其他高原相同下垫面站点观测进行综合研究,以期获得普遍适用于湿地下垫面的附加阻尼参数化方案。
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