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CLM4湖泊模型在大且浅的淡水湖泊中的评估
邓斌
耶鲁大学大气环境研究中心，南京信息工程大学森林与环境研究学院，耶鲁大学，康涅狄格州纽黑文市
刘寿东 肖薇 王伟
耶鲁大学大气环境研究中心，南京信息工程大学
金吉明
犹他州立大学，犹他州洛根，犹他州立大学
李旭辉
耶鲁大学大气环境研究中心，南京信息工程大学，耶鲁大学，纽黑文市，耶鲁大学环境研究学院
（原稿定于2012年5月10日，最终稿定于2012年十一月15日）
摘要：
湖模型的物理过程为湖泊流域天气和气候的数值预测提供了较低的通量边界条件。到目前为止，仅有少量在日时间尺度上利用通量观测评估模型的研究。本文的目的是评估国家大气研究中心利用亚热带淡水湖泊（中国太湖）的涡度相关和水温数据的CLM4-湖、冰、雪和沉积物模型。通过观察和模型模拟表明，在晚上或者水由静态转变为动态的时候，时常发生水体对流翻转。通过利用海森参数化计算，使水热扩散率减少2%，这个模型能再观察到水表面温度和潜热通量的日变化。扩散系数小表明，在面积为2500km2且深度为2m的大的浅水湖泊中，沉淀物的阻力非常强大，可以阻止复杂的垂直运动和限制风引起的湍流运动。模型的结果表明，在白天，大部分吸收的太阳辐射能量被储存在水中，在晚上，储存的能量以潜热和感热通量向上传递到大气中。此浅水湖泊的水-气能量交换通过当地气象的日变化调节，而水-气相互作用具有季节性规律的深水湖泊很难进行调节。
引言
湖泊和内陆水域面积大约为4.6106 km2，占地球表面陆地面积的4%(Downing et al. 2006)。由于热储量高、反射率低，湖作为热缓冲区域对当地地区的天气和气候具有重要的影响(Hostetler et al. 1994; Bonan 1995; Lofgren 1997;Krinner 2003; Long et al. 2007; Samuelsson et al. 2010;Subin et al. 2012a)。冬初到春末，频繁的暴风雨加强了中纬度湖泊的下风向条件下的高表面蒸发和强劲的空气不稳定(Zhao et al.2012)。湖在空气动力学上的校正多于陆地表面。这水-土不连续性导致地表上方大气层流动的变化。(Samuelsson and Tjernstrm 2001; Trnblom et al. 2007) 。另外，湖在全球碳循环中扮演了一个重要角色，通过生物地球化学碳循环重新分配和矿化作用过程作为温室气体的来源(Cole et al. 2007; Battin et al. 2009;Downing et al. 2008; Tranvik et al. 2009)。
在湖表面，天气和气候的预测依赖于湖模型中下边界条件的表面热、水和动量通量。在这些模型中，湖表面温度是通过表面能量平衡方程和用大量公式计算得到的动量、潜热和感热来解决的(e.g., Oleson et al. 2004)。一般来说，这些模型假设的温度和盐度水平梯度实际上比垂直方向小。因此，各个地区解决通量变量时，只考虑垂直方向。关于垂直混合参数化，影响湖和湖-气之间能量分配的关键步骤是湖模型分成两个类型：涡度扩散类型(e.g., Hostetler et al. 1994; Fang and Stefan 1998; Oleson et al. 2004; Subin et al. 2012b)和基本涡度类型(e.g., Imberger et al. 1978; Goudsmit et al. 2002; Stepanenko and Lykosov 2005)。涡度扩散模型包括一个预测由分子和涡度扩散组成的垂直方向湖温度的方程，后者比前者大两到三个数量级(e.g., Oleson et al. 2004)。对于涡度扩散系数，海森（1985）基于表面风速和湖泊分层提出了一种参数化。尽管缺乏一个综合评价反对实验数据，但是海森的参数化在涡度扩散类型的模型中已经被广泛地运用。相比之下，基于湍流的模型，又名k-模型，该模型把涡度扩散系数和湍流动能，其耗散系数取决于Kolmogorov–Prandtl关系(e.g., Burchard and Baumert 1995)，并需要两个关于和的预报方程。这两类模型已经广泛地运用在湖和大气之间的研究，尽管他们不符合温度梯度是弱的趋势(MacKay et al. 2009)。除了这两个模型，米罗洛夫(2008)提议淡水湖模型（弗莱克），该模型假设温度深度剖面在不同分层相似性和混合层以上及底层以下的积分相同。在弗莱克模型，涡度扩散系数参数化依据涡度长尺度和TKE。
像其他的陆地表面方案，离线的湖模型评估避免了野外观察，离线评估对于天气和气候预测是重要部分。个别湖的大部分评估研究已经完成 (Hostetler and Bartlein 1990; Boyce et al. 1993; Peeters et al. 2002; Perroud et al. 2009; Voros et al. 2010)。最近，一项评估更全面的湖模型相互比较工程（湖MIP）对8个基于观测数据的单一湖模型进行比较，重点比较温带和寒带湖泊(Stepanenko et al. 2010)。对于天气和气候研究，由这些通量驱动的行星边界层计划（PBL）是表面通量模型预测中最重要的。到目前为止,这些评价的研究一直局限于依赖季节和年际水温周期，只有少数提供了额外的依据间接通量评估的表面通量模型预测评价(Hostetler and Bartlein 1990; Stepanenko et al. 2010;Martynov et al.2010; Subin et al. 2012b)。间接通量评估通过质量传递或地表能量收支方程获得，其不确定性也受到参数确定和能量通量组成如何划分影响。相比之下，利用涡度相关法（EC）直接实地测量方法是为干旱生态系统模型验证提供了准确可靠的通量数据(e.g., Wood et al.1998)。然而，除了近几年，由于实施困难，季节和年际间湖上EC测量特别少(e.g., Blanken et al. 2000; Vesala et al. 2006; Rouse et al. 2008; Liu et al. 2009; Blanken et al. 2011; Nordbo et al.2011)。对于数据，我们没有意识到依据站点的EC观测值评估湖预测表面通量模型的研究。
在这个研究中，中国江苏省太湖一个潜水（2m深）大（~2500kmsup2;）的淡水湖，其具有可靠的EC地表通量观测，我们目标是对评估通用陆地模型版本4-湖、冰和沉淀物（CLM-LISSS）(Subin et al. 2012b)。CLM-4LISSS是在CLM4上改进的(Oleson et al. 2004)并比较适合大范围天气和气候的研究(Subin et al.2012a)。我们的目标有三个：1）量化模型自身和其他的模型的参数敏感度，2）评估模型通过观测的通量预测的潜热和感热，3）研究能量通量响应到太阳辐射强迫的时间演化。我们的工作在Subin et al.(2012a,b)研究里进行补充。在它们研究中，CLM-LISSS优化了全球气候模型中的应用，模型性能根据季节和年际进行评估。目前研究力争去优化日尺度上的模型参数。日时间尺度和当地现状相关，如PBL增长、湖风循环和水的化学成分混合。尽管这个研究局限于CLM4-LISSS，其理论可以延伸到其他的湖泊模型类型。
选择太湖为研究有三个原因。第一，我们不知道亚热带湖泊模型评价研究。当我们和其他同纬度的湖泊相比较时，太湖不会发生较强影响湖泊的风暴或湖-陆风循环。第二，过去的研究重点是评估深水湖泊模型的热力结构(e.g., Lofgren 1997; Long et al. 2007)。本文重点是基于模仿这些浅水湖泊，浅水湖泊中混合的物理条件比深水湖泊随时间变化更快。第三，太湖的占地面积仅为中国陆地面积的0.4%，但其产生的效益占国内生产总值接近12%(An and Wang 2008)。大量的商业活动对太湖造成了严重的污染压力(e.g., Wang et al. 2011)。湖模型验证可以帮助湖的恢复，如利用湖温的预测预防藻类爆发。
方法
2.1 站点和数据
主要数据来源于位于太湖北部的梅梁湾(31°24rsquo;N, 120°13rsquo;E；Fig. 1)，涡度相关系统由三维超声风速、温度表 (model CSAT3, Campbell Scientific Inc., Logan, Utah, United States)和开路的红外气体分析仪(model LI7500, Li-Cor Inc., Lincoln, Nebraska, United States)组成，用来测量三维风速、空气温度和10赫兹下大气中水和二氧化碳的浓度。动量通量（），感热通量（QH）和潜热通量（QE）在10赫兹也就是30分钟间隔中观测。测量位置大约在3.5米高度并离海岸150米。辐射计(model CNR4, Kippamp;Zonen B.V., Delft, the Netherlands)用于测量四个表面辐射平衡成分（吸收的短波辐射、反射辐射、吸收的长波辐射和向外的长波辐射）。标准的微气象系统(model Dynamet, Dynamax Inc.,Houston, Texas,United States)用于测量空气温度、相对湿度和水面4米高度上风速风向。使用温度探针测量20cm、50cm、100cm、150cm深度的水温和湖底的温度(model 109-L, Campbell Scientific Inc.)。在波尔兹曼法则中，水面温度通过向外的长波辐射计算得到。在这个研究中我们使用收集了的从2010年6月13日[164天]到2011年7月2日[183天]的数据，用于湖泊模型校正和验证的完整数据是能够在纸上在线补充(http://dx.doi.org/10.1175/JHM-D-12-067.s1)或者在http://pantheon.yale.edu/;xhlee/online_data_supplement_deng.zip。
第二个测量平台是大浦口（DPK）站点(Fig. 1)，位于湖的西部。大浦口离湖岸大约为2km，离MLW直线距离大约为30km。测量变量包括辐射成分、风速、空气温度和湿度。这个站点风速比MLW大。太湖年平均去气温为16.3℃，年降水量为1360mm。湖全年无冰。
2.2 CLM-LISSS和校准版本
通过国家气候研究中心和劳伦斯伯克利国家实验室研究，使CLM-LISSS称为CLM4-湖模型的提升版(Oleson et al. 2004; Subin et al. 2012a,b)这个模型核心结构归功于Hostetler et al. (1993, 1994)，Bonan（1995）和Zeng et al. (2002)。它由三个模块组成：对通量估计的表面模块，更新湖温模块和更新水文成分模块。通过采用更精确的湖泊代表进程，CLM4-LISSS在CLM4-湖模型基础上提升。比如，CLM4-LISSS考虑了由于未解决的3D过程的解释，从而大大提高了深水湖泊的通量模拟。目前尚不清楚，浅水湖泊是否需要增加。
海森（1985）涡度散度参数ke没有明确地划分水表面层。在这个层结上，分子过程在热扩散中扮演了一个重要角色。在这个层结中，分子在热过程起着重要的作用扩散。有观测证据表明这一层的温度与越深的水完全不同。(Oesch et al. 2005; Frew et al. 2004) 。
计算湖表面温度，CLM4 - 湖和CLM4-LISSS利用的湖表层能量平衡方程：
K*是净短波辐射；是湖表面层的分数；是向内和向外的长波辐射。是感热通量；潜热通量；是地表温度和其他湖的扩散热通量。湖表面温度从方程式中集成的每个步骤。在CLM4-湖，（1）式中beta;将错误统一。这个错误额外的能量引入到湖系统并导致湖表面温度（）偏高。这个CLM-LISSS错误已经解决，变化。
旱地生态系统，能量平衡方程通常表示为地表。湖表面能量平衡方程为
在这个等式，是热储量，效果是提高水温，如果为负，则降低水温。和旱地生态系统不同，其土壤热储量仅受热扩散的影响，这个储存项由热扩散和水层太阳辐射传递，后者遵循比尔定律的描述。
一旦湖表面温度，表面通量和是通过体积方法来计算，通量正比于湖之间的温差或湖表和参考高度的特定湿度，比例系数依赖于分数和热粗糙。(Oleson et al. 2004)。在服从扩散系数可以作为动量通量系数的热扩散方程的水层和热分层之间的热扩散。
2.3 模型评估的设定
模型通过水表4.0米高度上每小时空气温度、湿度和风速观察。附加力变量是净短波辐射K *和吸收的长波辐射。垂直栅格间距是0.2米，时间规律间隔是30分钟。旋转时间为一年的覆盖水用于消除初始条件的影响并使沉积层处于热平衡。模型试验表明模拟过去10天表面温度对初始条件变得不太敏感。
模型参数有两组：外部和
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