蓝藻水华面积 日变化大吗_太湖蓝藻爆发的面积_蓝藻细胞细胞呼吸场所(2)

本研究基于区域气候模式CLM3.0中的湖模式(;)。该模式是在一维热扩散模型的基础上发展而来的(；)。作为研究湖-气耦合模式的一环，应用可能获取的观测资料，评估了该湖模式对太湖的模拟能力，研究了湖模式对不同参数的敏感性以及大气强迫场的误差对模拟结果误差的影响。2 模式介绍2.1 湖模式

所用湖模式是一个一维的质量和能量守恒模式。该模式最初由参考和借鉴了、，)、，，)的工作发展而来的，在Hostetler等的一维热扩散模型的基础上，通过增加考虑三相变化的冰模块，该模式可以模拟出各种天气状况下的湖泊与大气的相互作用。

该模式对没有冻结的湖泊，其涡旋扩散系数的计算采用Hostetler湖模式中的参数化方法。任一层的湖水允许任意比例的冻结，湖水的冻结将释放潜热从而加热湖水或湖泊上层的空气。对流混合可以在湖水的任何一层发生，即使那一层的湖水已经冻结。模式中有雪层出现时没有太阳光进入湖泊，反之，湖面上没有雪层出现时，则太阳光可以穿透湖水到达湖泊的底部，到达底部的太阳光则被湖泊底部的第1层土壤层吸收。湖泊的深度可以根据实际情况有不同的深度，对任意深度的湖泊假设其物理过程都是适用的。

该湖模式主要由3部分组成。第1部分由大气的强迫场计算出湖水的表面温度，同时各种通量如动量通量、感热通量和水汽通量等也一并计算出来；第2部分是模式的核心部分，计算各个垂直层次(20—25层，包括最多5层雪层，以及10层湖水和湖底以下10层土壤)的温度，用Crank-Nicholson方法将一维的热扩散方程写成差分形式，离散化的方程组可以整理成3个对角矩阵的形式，很方便地求解出各层的温度；第3部分是湖泊的水文过程，详细考虑了湖泊中水的三相变化以及雪的挤压等，但是没有考虑雪的渗透。

预报湖水温度的控制方程是一维的热扩散方程，假设湖泊各个深度的截面积相等，则其控制方程为式中，T为湖水温度(K)，H为湖的深度(m)，Km为分子的热扩散系数(m2/s)，Ke为涡旋扩散系数(m2/s)，cliq为水的体积热容(J/(m3·K))，φ为湖深z处吸收的太阳光(W/m2)，t为时间，z为水深(向下为正)。

为了方便同时求出各层的温度，将上述热扩散方程的热扩散系数(Km+Ke)改为采用热容和热传导率的形式，以便使热量能够在不同界面中如土壤、湖水以及雪中进行无缝传导。因此，控制方程(1)可写成

式中，cv是水、土壤或雪的体积热容(J/(m3·K))，τ为水、土壤或雪的热传导率(W/(s·K))，对于水τ=(Km+Ke)cliq。

最顶层的边界条件是由表层进入湖泊的热量通量G决定，根据能量守恒方程可写成

式中，G为向下的进入湖泊的热量通量，β为湖泊表层吸收的太阳短波辐射(Sg)的比例，Lg为净的长波辐射通量(向下为正)，Hg为向上的感热通量，λEg为向上的潜热通量。

底部的边界条件设为0通量层，假设湖水最底层与其下的沉积物没有热量交换产生。方程(2)采用Crank-Nicholson方法写成差分形式，容易整理成三对角矩阵形式的差分方程组，求解出每一层的温度。

2.2 涡旋扩散系数

垂直涡旋扩散系数采用Hostetler湖模式中用湍流扩散来考虑湖水湍流混合的方法进行参数化。该模式假设湖水水平均一，湖水中热量的水平交换是不重要的，热量的分配主要由垂直交换引起。垂直涡旋扩散系数的大小主要由稳定度参数——理查森数决定，计算该垂直涡旋扩散系数Ke，i的方程可以写成

这里假设湖水分为10层，其中，Ri为理查森数，k=0.4为冯卡曼常数，P0=1为中性层结下的Pr and tl数，zi为湖泊各层的深度，w*为表面摩擦速度，k*=6.6u-1.84，Tg为湖的表面温度，Tf为冻结温度(273.15 K)，i为湖泊各层的索引数。关于垂直涡旋扩散系数计算的具体推导可以参看。3 方法、数据和步骤