多层土壤温度模拟及其检验

多层土壤温度模拟及其检验 南 京 气 象 学 院 学 第 27 卷第 2 期 V o l. 27 N o. 2 报 2004 年 4 月. 2004A p r Jo u rn a l o f N an jin g In st itu te o f M e teo ro lo gy () 文章编号: 100022022 20040220200210 多层土壤温度模拟及其检验 1 1 2 1 张 吴 周锁铨,翠,王小宁,息 ( 210044; 1. 南京气象学院 资源环境与城乡规划系, 江苏 南京 )2. 陕西省气象局, 陕西 西安 710015 () 摘 要: 对陆面过程模式 土壤温度模拟进行了改进, 提出了一个利用气象站 BA T S 资料模拟土壤温度的模式。 研究结果表明: 采用热扩散方程模拟多层土壤温度, 可与 观测站的资料直接比较; 模式能很好地模拟各层土壤温度的年变化、季变化、日变化。 冬季下层土壤温度高于上层土壤温度, 夏季上层土壤温度高于下层土壤温度, 上下层 温度的转换时间大约在 3 月份和 10 月份, 这与实测土壤温度的年变化非常一致; 模 式较准确地模拟了各层土壤温度垂直方向变化的时滞效应。 关键词: 陆面过程; 土壤温度; 模拟 中图分类号: P 463. 23 文献标识码: A 近年来陆面过程的研究逐渐成为学术界的热点。 大气科学, 地理学、遥感和 G IS、环境科 ( ) 学、水文学领域的科学工作者, 对陆面过程的研究均很重视。 国际地圈—生物圈 计划 项目进度计划表范例计划下载计划下载计划下载课程教学计划下载 ,IGB P () () 世界气候研究计划 , 全球能量和水循环实验 , 也将陆面过程作为重要的研 W CR P GEW EX 究项目。因此, 20 世纪 80 年代中期以来, 在全球不同的气候区, 开展了一系列国际合作的陆面 过程观测试验; 90 年代后, 全球又进行了多次野外观测试验、陆面过程参数化研究和敏感性试1) () 验。 国内进行的野外考察试验, 如黑河野外观测实验 , 实 验, 青 藏 高 原 H E IF E HU B EX 2) ( ) ( ) 实验, 内蒙古草原实验 , 长江三角洲试验等工作推进了我国陆面过程 T IB EX IM GRA SS 试验和研究的发展。 基于上述的各项试验项目所取得的野外考察资料, 以及基本气象站的资料, 陆面过程模式 得到了发展。陆面过程研究最根本的是要解决陆面和大气之间的物质和能量输送的准确计算, 在大气科学领域, ,狭义的方面, 就是要研究地—气系统之间能量和水分的输送。 最早的陆面 过程模式, 当追溯到 20 世纪 50 年代, 提出了简单的桶式模式, 对大气和地表相互作用B u dyko 收稿日期: 2003205205; 改回日期: 2003211211 ( ) 基金项目: 国家重点基础研究 973项目; 中国水圈环境关键与典型事件时空尺度定量遥感信息系统与应用示范项目( ) ( )2001309404; 海外杰出青年合作项目“遥感在长江流域陆面水文过程中的应用”40128001ƒ05CB D ( ) 作者简介: 周锁铨 19612, 男, 江苏丹阳人, 教授, 博士, : @ . . .Em a ilzho u sqjsm a ilcomcn ) () 1ƒ, 1997- 2001, , , H u ih e r ive r ba sin exp e r im en t GAM E HU B EX P ro jec t o ff iceN a t io na l c lim a te cen te rC h ina M e teo ro 2 , 1998.lo g ica l A dm in st ra t io n ) ( ) 21998- 2002, 2, T h e effec t o f reg io na l env iro nm en ta l ch ange o n ag r icu ltu re in C h ina C h inaM A P p ro jec t o ff iceC h ine se , 1997.A cadem y o f M e teo ro lo g ica l Sc ience s 进行参数化。M an ab e 用桶式模式计算水分平衡方程中的地表蒸发和径流, 在桶式模式中对地 () 表类型不加区分, 在整个陆面上将地表参数 地面反射率、空气动力学粗糙度、土壤湿度取为 1 2 3 均值。70 年代以后, 、、等相继提出了包含大气—植被—土壤相D ea rdo rffD ick in so n Se lle r 互作用的著名的陆面过程模式, 在这方面作出了卓越的贡献, 他提出的大叶模式对D ea rdo rff 版 本 所 使 用 的 陆 面 过 程 模 式 以后的许多模式, 包括 S iB , BA T S, 以及 N CA R 最 新 的 CCM 4 5 6 7 8 都受到他的思想的影响。, , , , , , , , , CLM BA T SS iB SS iB IB IS L SX L SM L SP BA IM 9 10 , , 2模式等都是著名的陆面过程模式, 其中以 和 最具更代 SV A T G ISSL PM ZD S iB BA T S 表性, 推动了陆面过程研究的发展。 在陆面过程模式中, 土壤温度模式是关键的部分, 因为一个陆面过程模式中土壤温度计算 的准确性, 关系到模式中陆面与大气之间的能量与物质的交换, 从而影响到数值模式模拟的准 11 ) ) 确性。现行的几类陆面过程模式如 1大气环流模式使用的陆面过程模式; 2植被平衡模式, 12 ) 检验植被群落的地理分布, 植被与气候的关系; 3陆地生物化学模式; 一般采用简单的两层 土壤模式, 根据地表能量平衡方程, 利用强迫恢复法, 求解预报方程, 计算地表的温度和土壤温 度。 但研究表明, 陆面过程模式在模拟地表和土壤温度时, 仍然存在一些问题。 因为两层土壤 13 215 模式尽管实用、方便, 但过于简单的模式在描述土壤温度的年变化, 土壤上下层热量的扩 散等方面存在着明显的不足, 同时模拟两层土壤温度没更实际观测资料可供比较, 因而很难说 16 217 18明模拟的效果, 为此 专门讨论了土壤热力学问题。 Zh u an g 19 224 本文在以往工作的基础上, 以 模式框架为平台, 建立一个 7 层土壤温度模拟 BA T S 模式, 进行单站模拟试验。 首先, 建立了多层土壤热传导模式, 对土壤热传导方程进行两步差 分, 并利用高斯消去法求解方程。其次, 利用黑河流域张掖和沙漠站单点观测资料, 模拟地表能 量平衡, 并检验计算 方案 气瓶 现场处置方案 .pdf气瓶 现场处置方案 .doc见习基地管理方案.doc关于群访事件的化解方案建筑工地扬尘治理专项方案下载 , 以确保地表能量平衡计算的准确性。 第三, 利用建立的土壤数值模 式, 模拟与观测站点一致的各土壤深度温度。第四, 利用气象站土壤温度观测资料, 对模式模拟 的结果进行检验。 1 模式结构简介 25 本文采用的陆面过程模式是被国际上普遍认同的 模式, 该模式描述了植被对陆 BA T S 面—大气之间动量、能量和水汽的传输, 包括 1, 2 深植被根部的水平衡的计算。 土壤温度 m 模式分为浅深 2 层, 上层为 0. 1 , 下层根据植被根系的深度取为 1 、1. 5 、2 。的 m m m m BA T S 地面水文表达式, 包括地面土壤层和根带的水分预报方程, 描述了根部降水、雪融、蒸发、地表 ()径流、渗透 或排水、以及土壤层之间的水分交换。 降水被植冠截留, 或者再蒸发, 或者下落到 土壤中。 土壤水分用 3 个量来模拟计算: 表层水分、根层水分和总土壤层水分。 土壤水分运动 根据土壤模式模拟得到, 地表径流在模式中作了简化处理, 径流率与降水、融雪的和成正比, 与 饱和土壤水分含量比率的 4 次方成正比。 由于在陆面过程模式中, 辐射是作为观测值输入的, 但实际工作中很多气象站点没更辐射 同步观测资料, 这就限制了使用气象站资料进行陆面过程模拟的研究, 因此建立一个具更地表 辐射模拟能力的陆面过程模式, 更着重要的意义。作者根据别尔良德的理论, 建立了晴 . . M E26 天和云天总辐射参数化公式, 并根据大气长波辐射与大气中吸收介质的函数关系, 建立了 27 大气长波辐射的公式。这些辐射方案经过了大气环流的数值试验和统计检验, 效果良好。在 模拟地表能量平衡的基础上, 本文将 模式的 2 层土壤模式修改为 0. 05 、0. 10 、BA T S m m 0. 20、0. 40 、0. 80 、1. 6 和 3. 2 7 层土壤, 这样设计主要是为了将模拟的土壤温度能m m m m m 与实际观测的土壤温度相比较, 其中 3. 2 m 的最下层温度采用具更年变化的余弦曲线。 1. 1 主要计算公式 在没更从地球内部向上输送热量的地方, 太阳辐射是唯一控制地气交界处微气候的能量 源。 地气系统交界处的能量平衡可以定量地描述为 ()R - H - L E - G = 0。 1 n 其中 R n 为净辐射, H 为感热通量, L E 为潜热通量, L 为汽化热, G 为土壤热通量, 净辐射计算 公式可参见文献 26 227 , 采用的感热通量和潜热通量的计算公式与 一致, 感热通量的 BA T S 计算公式为 ()()H = 2 Θa cp CDV a T g - T a 。2 2 2 u + v , 为空气温度, , 为风速分量, 为空气的密度, 为空气定压比热, 其中V a = 1 T a u 1 v 1 Θa cp CD1 为陆面拖曳系数, 为表面土壤温度。蒸发量决定了地表向大气输送潜热通量, 蒸发量 以及 T g E 上下层之间的传输很难得到更普遍性的参数化, 这些表达式取决于田间持水量和土柱的特性, 根据多层土壤模式的特点, 蒸发量可表示为 )()(3 E = m in E p , E m 。 其中 E p 为蒸发潜力, E m 是湿地表的最大水汽通量。 E p 利用公式 ()()4 E = ΘCV f q- q。p aDa g g a 计算。 f g 为土壤湿度因子, qg 为饱和比湿, qa 为空气比湿, 土壤热通量的计算公式为z 5T ()5 G = C dz。 ?0 5t 其中 代表土壤温度变率, 是土壤容积热容量, 为土壤模式的深度。ƒ5T 5t C z 土壤热传导方程为 5T 5 5T 5S ()(L ) 6 + C - 0。 L S=T 5t 5z 5z5z () 其中 L = Κ+ ΘL D , L = Κ+ ΘL D , 由于 , 相对较小, 故 12简化为 T w v T S w vS D v T D vS 5T 5 5T ()C - () 7 0。 Κ = 5t 5z 5z () 式中 为土壤温度, 和 7采用两步差分法求解。 分别为土壤热容量及热传导系数。 方程 T C Κ 1. 2 土壤热传导方程的差分形式 (2 2第一步差分, 计算估计值 写到 1 至 [- 层上, 第 0 层为地表, 第M - C ran k N icho lso n M ) 1 层为下边界层。 总共更层。M j 3 - T T 5T iij ()() C = C 。8 由方程 7得 i 5t ? tƒ2 j 3j 为 时刻 格点上 的估计值, 为 时刻 i i i ? t 为时间步长, C 为 j 时刻 i 格点上的 C 值, T j i T T j i 值。 格点上的 T j j j j j j 3 3 3 3 () () ΚT - T + T - T 5 T i+ 0. 5 i+ 1 i i+ 1 i Κi- 0. 5 T i - T i- 1 + T i - T i- 1 5() Κ= 2? z ?z 2?z ?z 5z 5z 1 23 2 j j j j - ΚΚi+ 0. 5 Κi+ 0. 5 Κi+ 0. 5i- 0. 5 1 3 3 3 )(( ) - 9 = + + T +T i- 1 i i+ T 1 2?z ?z 2?z ?z ?z 2? z ?z 3 22 1 31 2 j j j j ΚΚΚ1 i+ 0. 5 i+ 0. 5 i- 0. 5i+ 0. 5Κ j jj) 。 ( - + T + T Ti i i- 1 + 1 2?z ?z 2?z ?z ?z 2?z ?z 3 2 2 1 31 2 ? z + ? z 1 3 其中 ?z 1 = z i+ 1 - z i , ? z 2 =, ?z 3 = z i - z i- 1 。2 定义 j j j j ΚΚ Κ Κi- 0. 5 1 i+ 0. 5 i- 0. 5 i+ 0. ) ( A ′= , B ′= + , C ′= 2? z 3 ?z 22? z 2 ?z 1 ?z 32?z 1 ?z 25 jjj ; G ′= A ′T i -C ′T i ;B ′T +T - 1 i + 1 5 T 53 33 () G ′; + i- i i+ T Κ=A ′T -B ′T C ′T +1 1 ()5z 5z 10 j 3 T - T ii j 333 ) (C 0; i -A ′T - B ′T i + C ′T i+ 1 + G ′T =i- 1 ? tƒ2 jj j2C i 2C i T i 3 33 ) ( ( ) - A ′T +B ′+ T - C ′T i+ -+ G ′T = 0。i- 1 i 1 ? t? t jj j 2C 2C T i i i 定义 A = B = C = G = G ′。 A ′, B ′+ ,C ′, + i i i i T ? t ? t 3 3 3- A T +G 。 ()得 i 1 - C T =B T i i+ i11 i1 i- i 对于 i < 1, M - 2 , 可得方程组 333 G + = + B T - C T A T ,1 2 1 0 1 1 1 333= G , 1 2 3 2 - A T + B T - C T 2 2 2 3 3 3 G。 M - 2- A T +B T -CT =M M M M - 2 - 3 M - 2 - 2 M - 2 - 1 (第二步差分—预报 写到 1 至 [- 层为下边界层。 总共 1 2 层上, 第 0 层为地表, 第- M M )层。更M j + 1 j T - T 5T i i j + 0. 5 ()。 = 12 C C i 5t ? t j j j + 0. 5 j + 1 j + 1 j j j + 0. 5 j + 1 j + 1 ) ()(ΚT - T i Κi- 0. 5 T i - T i- 1 + T i - T i- 1 5T i+ 0. 5 T i+ 1 - T i +i+ 1 5 () -Κ = 5z 5z 2? z 1 ?z 22?z 3 ?z 2 j + 0. 5 j + 0. 5 j + 0. 5 j + 0. 5 Κ ΚΚi+ 0. 5 i- 0. 5 1 Κi+ 0. 5 i- 0. 5j + 1 j + 1 j + 1- T + T + = T i- 1 + i i+ 1 2?z ?z 2?z 2?z ?z 3 22 ?z 1 ?z 31 2 j + 0. 5j + 0. 5 j + 0. 5 j + 0. 5 ΚΚi+ 0. 5 Κi+ 0. 5 1 Κi+ 0. 5 i- 0. 5j j j ()T + 。 13 - T+ i i- 1 T i+ 1 2?z ?z 2?z ?z 2?z 3 2 ?z 1 22 ?z 13 j + 0. 5 j + 0. 5 j + 0. 5 j + 0. 5 定义 ΚΚΚΚi- 0. 5 1 i+ 0. 5i- 0. 5 i+ 0. 5 ) ( A ″= , B ″= + ; , C ″= 2?z ?z 2? z 3 ?z 2 2? z 2 ?z 1?z 31 2 jj j G ″= A ″T -B ″T +C ″T ;i T i - 1 i + 1 5T 5 j + 1 j + 1 j + 1 () () G ″。 14 Κ = A ″T -B ″T +C ″T +i+ 1 T i- 1 i 5z 5z j + 1 j T - T i i j + 1 j + 1 j + 1j + 0. 5 ) ( - B ″T + 0, i A ″T i- 1 iC ″T i+ 1 + G ″T =C -? t j + 0. 5 j + 0. 5 j C 2C T ii i j + 1 j + 1 j + 1 (( ()B ″+ ) ) 15 i- 1 i i+ 1 G ″T = 0。 - A ″T +C ″T -+T - ? t? t j + 1 j j + 1 定义 G T C i i iA = B = ,C = G = G ″, A ″, B ″+ C ″, + i i i i T ? t ? t j + 1 j + 1 j + 1 ()- A T +B T -C T =16 ii- 1 ii i i+ 1 G i。 对于 i < 1, M - 2 , 同样可得方程组 j + 1 j + 1 j + 1 + B T -C T =G + A T ,1 1 1 2 1 1 0 j + 1 j + 1 j + 1 - A T +B T -C T =G , 2 1 2 2 2 3 2 ()17 j + 1j + 1j + 1- A T + B T - CT = G。 M - 2 M - 3 M - 2 M - 2 M - 2 M - 1 M - 2 j + 1其中 预报值。 T 为 + 1 时刻 格点上的 i j i T j j j j j 3 Κ+ ΚΚ+ ΚΚ+ Κi i+ i i- i+ 0. 5 i+ 0. j + 0. 5 j j = , , , Κi+ 0. 5 Κi- 0. 5 =Κi+ 0. 5 = 1152 2 2 j 3 j 3 C + C Κi- 0. 5 + Κi- 0. i ij + 0. 5 j + 0. 5 = C = 。 , Κi- 0. 5 i 52 2 3其中 i 为 j 时刻 i 格点上 C 的估计值。 C () () () 利用方程 2, 3, 5计算感热通量, 潜热通量和土壤热通量, 并利用地表热量平衡方程 () 和迭代法求出地表温度。 因此, 方程 7的上边界可知, 下边界采用具更年变化的温度, 初始值 ( ) 利用观测资料, 用两步差分法对方程 7进行数值求解。 以上计算公式是以 模式为基 BA T S 础, 更关参数值均采用 的值, 所以计算结果与 的模拟的结果更可比性。BA T S BA T S 2 资料来源 ()( 野 外观测资料选用 1990—1992 年黑河综合外场观测资料 。 沙漠站 100. 3?,H E IF E E ) 39. 6?完整、典型的微气象塔站资料, 模拟时间为 1991 年 7 月 7 日 20 时—1991 年 7 月 17N 日 20 时共 10 , 时间步长为 0. 5 。根据中国植被分布图, 沙漠植被覆盖度为 0. 0; 武汉和汉中 dh 的被覆盖度分别为 0. 7 和 0. 8。 云量取自常规地面观测资料。 本文所用气象要素分别为气压、气温、相对湿度、水气压、总云量、风向风速、每日降水量,每天观测时次为 02 时、08 时、14 时、20 时。 0. 05 、0. 10 、0. 20 、0. 40 、0. 80 、1. 6 m m m m m m 和 3. 2 土壤温度观测资料。资料来源于 1998 年 5—8 月武汉、1999 年汉中常规气象站资料。 m ( ) 汉中位于长江最大的支流—— 汉江的上游 东经 1072?′, 北纬 334?′, 气候类型为亚热带季风 性湿润气候, 地带性土壤为黄棕土, 土地利用为水稻田和旱地, 覆盖植物为农作物。 武汉站 () 114. 08??位于江汉平原, 土壤为棕土, 土地利用为旱地, 植被为旱作物。汉中、武汉 , 30. 37E N 都属于湿润地区。 3 土壤温度年变化、季变化、日变化的模拟 地表与大气之间热通量计算的准确与否, 关系到土壤温度和土壤水分的模拟是否准确。本 文在考虑了云影响的条件下, 模拟了张掖站、沙漠站的 1991 年 7 月 7 日至 17 日的日射量。 考 虑云的影响后明显改善了日射量模拟, 平均误差为 1. 4 % , 最大误差为 4. 0 % , 且观测日射量 的不对称性也模拟出来。净辐射的模拟表明: 地表净辐射的模拟不仅很好地反映了晴天净辐射 的日变化, 而且阴天受到云影响的净辐射模拟也很好, 夜间日落后净辐射的最小值, 以及绿洲 和沙漠上净辐射的明显差异也模拟出来了。根据能量平衡方程, 利用观测的净辐射和模拟的感 热、潜热以及向下土壤热通量值之和相等的关系, 检验模式对地表能量平衡模拟能力。 结果表 明张掖和沙漠站观测的净辐射与模拟的地表热量通量是一致的。 图 1 是模拟的 1999 年汉中、1998 年武汉 7 层土壤温度的年变化情况以及 1991 年沙漠站 () 5 层 0. 05 , 0. 10 , 0. 20 , 0. 40 , 0. 80 土壤温度日变化的情况。由图可见, 模拟结果 m m m m m 基本反映了各层土壤温度变化的以下一些事实。 在冬半年, 表层的土壤温度低于深层土壤温 度, 且越向深层土壤温度越高; 在夏半年, 表层温度大于深层温度, 且越向深层温度越低; 这种 上下温度转换的时间大约是 3 月上旬和 9 月中旬; 上层温度的年变化大于深层温度的年变化, 且短期振荡明显比深层强烈, 深层土壤将这种短期的温度振荡平滑了; 上下土壤层的温度最大 值在 1 的时间上明显不一致, 表层土壤温度在 7 月下旬 8 月上旬达到最大值, 随着土壤深度 a 的增加, 年温度最大值出现的时间滞后, 1. 6 土壤温度年最大值出现在 10 月上旬, 与地表土 m 壤温度最大值出现在 7 月份相比, 整整滞后了一个季节。 武汉地温的模拟, 显示出各层土壤温 度显著的短期振荡特点。在高温期间, 地表土壤温度显著高于下层土壤温度, 而在低温期间, 下 层土壤温度略高于上层温度, 显示出上下层土壤温度交替变化的特征, 并且表层土壤温度的变 率比下层土壤温度大得多。 沙漠站模拟的时间步长为 30 , 可以清晰地表现出各层土壤温 m in 度的日变化以及上下层土壤温度转换特点, 这在晴天特别显著; 而在阴天上下层土壤温度的变 化幅度比较接近。 以上这些模拟结果与土壤温度年变化、季变化和日变化的事实是一致的, 表 明模式客观地反映了土壤热扩散过程。 ()图 1 模拟各层土壤温度的年变化、季变化和日变化 单位: ? . 汉中, 1999 年; . 武汉, 1998 年; . 沙漠, 1991 年abc . 1 , F igA nnua lsea so na l and d iu rna l va r ia t io n s o f th e () : ?sim u la ted so il tem p e ra tu re a t va r io u s leve l un it s . , 1999; . , 1998; . , 1991aH anzho ngbW uh ancSh am o 图 2 是模拟的汉中典型季节中特定日期土壤温度随深度的变化, 其中点线为相应时间的观测量。 1 月 25 日的地表温度最低, 并随着土壤深度的增加, 温度逐渐增加, 模拟结果与实测 更一定的误差; 3 月 21 日的曲线显示从地表到第 6 层的 0. 80 , 温度逐渐上升, 表层温度上升 m 较快, 而下层土壤还在继续降温, 1. 60 以下的温度比 1 月份的温度还要低, 上下层土壤温度m 图 2 模拟的汉中典型季节各层温度与实测温度的比较 . 2 F igT h e com p a r iso n o f sim u la ted so il tem p e ra tu re s and o b se rva t io n s a t va r io u s leve ls in H anzho ng o n th e sp ec if ic da te in th e typ ica l sea so n 处于一个转换的时期, 显示出土壤温度变化的滞后效应, 模拟符合实际情况; 7 月 19 日的地表 土壤温度达到最大, 随深度增加温度呈非线性降低。 9 月 22 日的土壤温度, 从 7 月 19 日到 9月 22 日的土壤温度变化, 显示出从夏季到秋季的土壤温度表层下降很快, 深层下降较慢。土壤 温度变化较为剧烈的主要在地表 0. 80 以内, 可见图中模拟的情况较好地反映了土壤温度 m 的季节变化; 上述各特定时间土壤温度的模拟与实测值基本上一致。 4 模拟的检验 () 从年变化来看 图 3, 模拟值与实测值也比较一致, 特别是上层 0. 05 、0. 10 的土壤 am m ( 温 度的模拟, 与实测情况基本是吻合的。 模式不仅模拟出了 0. 05 土壤温度的年变化 汉 m ) 中, 而且模拟出了短期的温度振荡, 在夏季, 模式对短期温度的最高值和最低值都能模拟好; 在冬季, 模式对最高温度模拟得较好, 但最低温度误差略大。在 0. 20 的图上, 模拟的年变化 m 温度与实际状况一致, 短期土壤温度的变化也基本表现出来了, 但下半年模拟的温度略高于实 测温度。在 0. 05 , 0. 10 , 0. 15 , 0. 20 的土壤温度的比较图上可以看到, 模拟值与实测m m m m ()() ()图 3 各层土壤温度年 、日 变化模拟与实测值的比较 单位: ? ab . 汉中, 1999 年; . 沙漠, 1991 年ab ) (?. 3 : F igT h e com p a r iso n o f o b se rved tem p e ra tu re s w ith tho se sim u la ted a t va r io u s so il leve ls un it s . , 1999; . , 1991aH anzho ngbSh am o 值已非常吻合, 只是 0. 40 m 模拟的温度在 8 月份以前比实测温度略高, 8 月份以后比实测温 度略低, 同时模拟的短期温度的变化幅度比实测温度小, 随土壤深度的增加, 模拟温度比实测 ,为平滑, 温度年变化最大值和最低值, 也比观测值滞后。武汉夏季的模拟基本上与汉中一致, 0. 05 模拟值的短期变率较大, 0. 10 模拟值低温比实测值大, 高温比实测值小, 在0. 20 、m m m 0. 40 模拟值比实测值小, 尽管短期的温度的位相与实测值一致, 但年变化的位相出现滞后。 m () 沙漠站 图 3的结果主要表现了模式对土壤日变化的模拟能力。 总的来说, 模拟的土壤温度b 日变化与实测值基本上一致, 上层的误差较小, 深层的误差较大, 模拟的最高温度较好, 最低温 度误差较大。 从图 4可以清楚地了解到土温模拟与实测值的关系, 0. 10 深度的温度模拟与实测对 a m 应关系较好, 误差较小, 但 0. 40 模拟的误差相对较大, 模拟值与观测值对应关系直线, 在模 m () 拟值坐标上更截距, 且该截距在深层土壤增大 图略, 表明模拟值与观测值之间还是存在一定 的系统误差, 这些还需要进一步改进。 汉中站模拟的高温偏高, 低温偏低; 沙漠站 1991 年土壤 ()温度的模拟值与实测值相比, 模拟效果较好 图 4。为了与 方案的模拟效果进行对比, aBA T S 本文利用 方案对以上各点的土壤温度, 在相同条件下进行了模拟。 结果发现汉中站模 BA T S 拟的土壤温度效果不太好, 且模拟温度偏低, 对应点线的轨迹闭合, 相关点在图中出现循环变 化, 表明模拟的土壤温度年变化与实测的年变化的位相不一致; 武汉模拟结果还是较好的; 沙 漠0. 10 土壤温度日变化的图上, 模拟值与观测值差异非常明显, 基本上不在 45的对角?线。cm ()图 4 土壤温度模拟值与实测值之间的相关关系 单位: ? . 汉中, 1999 年; . 沙漠, 1991 年ab ) (?. 4 : F igT h e co r re la t io n sh ip be tw een sim u la ted and o b se rved so il tem p e ra tu re s a t sta t io n s un it s . , 1999; . , 1991aH anzho ngbSh am o 5 结论与讨论 土壤温度的模拟是陆面过程模式中关键的部分。陆面过程模式中土壤温度计算的准确性, 关系到模式中陆面与大气之间的能量与物质的交换, 从而影响了数值模式模拟的准确性。现行 的几类陆面过程模式采用简单两层土壤模式, 不能准确地描述土壤各层之间的热传导, 因而不 能很好地模拟土壤温度的年变化, 和土壤上下层之间热量的扩散。 为此, 本文建立一个多层土 壤热传导温度模式, 对土壤热传导方程进行两步差分, 能根据模拟的土壤温度, 及时,新变化 的土壤参数, 并利用高斯消去法求解方程, 显著地提高了土壤温度的模拟精度。 利用多层土壤模式, 模拟了汉中、武汉和沙漠土壤温度的年变化, 季变化和日变化, 模式模 拟出了上层土壤温度的长期变化和短期振荡; 汉中站冬季下层土壤温度高于上层温度, 在夏季 上层土壤温度高于下层, 上下层土壤温度的季节转换时间大约是 3 月份和 10 月份; 下层土壤 温度的年变化明显滞后上层温度, 在热传导过程中, 土壤对上层温度的短期振荡起着平滑作 用, 上下层土壤温度日变化周期具更明显的时滞效应等重要的土壤温度变化特征, 这些特征是 符合实际的。 模拟结果检验表明, 多层土壤模式比 模式更明显的改进, 模拟的许多土壤温度的 BA T S 特征是 的两层模式所不能模拟的, 模拟的精度比 方案更明显的改善, 方BA T S BA T S BA T S 案模拟的各层土壤温度与实测温度对应关系不太好, 不同站点模拟的结果效果不稳定, 往往存在模拟值与观测值在时间位相上的不一致。多层模式模拟的效果表明, 模拟值与实际值的相关 关系较好, 上层误差小, 下层误差略大, 模拟的上半年深层土壤温度偏高, 下半年偏低, 这也显 示出对土壤的热传导性能的描述还需进一步改进。 致谢: 美国亚利桑那州立大学的杨忠良博士为本文提供了模式程序, 加利福尼亚大学伯克利分 校的宫鹏教授、加拿大多伦多大学的陈镜明教授在本文及后继研究工作中提供了帮助, 中国科 学院兰州寒旱所的王介民教授为本文提供了资料, 在此一并致谢! 参考文献: 1 D ea rdo rff J W . E ff ic ien t p red ica t io n o f g ro und su rface tem p e ra tu re and m o istu re, w ith inc lu sio n o f a laye r o f vege ta t io n () [J . J Geop h y s R e s, 1978, 83 c4: 1 88921 903. () 2 D ick in so n R , H ende r so n 2Se lle r s A , Kennedy P J. B io sp h e re A tm o sp h e re T ran sfe r Sch em e BA T SV e r sio n 1E a s Co u2 p led to th e N CA R Comm un ity C lim a te M o de l[ R . N CA R , T ech N o te. N CA R TN 2387+ ST R , 1993: 72. ƒ () 3 Se lle r s P J , M in tz Y, Sud Y C , e t a l. A sim p le b io sp h e re m o de l S iB fo r u se w ith in gene ra l c ircu la t io n m o de s [J . J A t2 ( ) m o s Sc i, 1986, 43 6: 5052531. , , , . , 4 Fo ley J A P ren t ice C R am ank u t ty N e t a lA n in teg ra ted b io sp h e re m o de l o f land su rface p ro ce sse ste r re st r ia l ca rbo n ( ) , [. , 1996, 10 4: 6032628.ba lanceand vege ta t io n dynam ic s J G lo ba l B io geo ch em ica l cyc le s () ( ) Po lla rd D , T hom p so n S L. U se o f a land2su rface2t ran sfe r sch em e L SX in a g lo ba l c lim a te m o de l GEN R S IS: T h e re2 5 ( ) spo n se to do ub ling stom a ta l re sistance [J . G lo ba l P lane t C h ange, 1995 10: 1292161. Bo nan G B. L and2a tm o sp h e re CO exch ange sim ila ted by a land su rface p ro ce ss m o de l co up led to an a tm o sp h e r ic gene r22 6 ( ) a l c ircu la t io n m o de l[J . J Geop h y s R e s, 1995 100: 2 87122 831. , . 2ƒL io u Y A E ng land A W A landsu rface p ro ce ssrad io b r igh tne ss m o de l w ith co up led h ea t and m o istu re t ran spo r t fo r 7 ( ) [. , 1998, 36 2: 6692677.f re sszing so ils J IE E E T ran sac t io n s o n geo sc ience and rem o te sen sing () , , , . 2M abuch i K Sa to YK ida H e t a lA b io sp h e rea tm o sp h e re in te rac t io n m o de l BA MI and it s p r im a ry ve r if ica t io n s u s2 8 () ( ) 2140.[. , 1997, 47 3: 115ing g ra ssland da ta J M e teo ro lo gy and Geop h y sic s J ap an , . [ . F am ig lie t t i J SW oo d E FM u lt isca le m o de ling o f sp a t ia lly va r iab le w a te r and ene rgy ba lance p ro ce ss J W a te r R e2 9 ( ) , 1998, 30 11: 3 06123 078.so u rce s R e sea rch ( ) 张 晶, 丁一汇. 一个改进的陆面过程模式及其模拟试验研究[. 气象学报, 1998, 56 1: 1219.J 10 , , , . [ . C h a se T M P ie lk R A K it te l T Ge t a lSen sit iv ity o f a gene ra l c ircu la t io n m o de l to g lo ba l ch ange s in leaf index J 11 ( ) , 1996 101: 7 39327 408.J Geop h y s R e s , , , . , P ren t ice I C C ram e r W H a r r iso n S P e t a lA g lo ba l b iom e m o de l ba sed o n p lan t p h y sio lo gy and dom inanceso il p rop 2 12 ( ) 2134.[. , 1992 19: 117e r t ie s and c lim a te J J B io geo g r ( ) 13 高志球, 卞根林, 程彦杰, 等. 利用生物圈模型 2 模拟青藏高原那曲草原近地面层能收支 [ . 应用气象学报, S iB J ( ) 2002, 13 2: 1292141. 王守荣, 黄荣辉, 丁一汇, 等. 分布式水文—土壤—植被模式的改进及气候水文 2模拟试验 [ . 气象学报, 2002, 14 o ffline J ( ) 60 3: 2902299. 王守荣, 黄荣辉, 丁一汇, 等. 水文模式 与区域气候模式 ƒ嵌套模拟试验 [. 气象学报, 2002,2D H SVM R egCM C h ina J 15 ( ) 60 4: 4212426. ( ) ( ) 邵海燕, 陈万隆. 陆面过程的研究 : 模式的建立与对比研究[. 南京气象学院学报, 2000, 23 4: 4852493.I N M I J 16 ( ) ( ) 邵海燕, 陈万隆. 陆面过程的研究 : 青藏高原夏季陆面过程的数值模拟[. 南京气象学院学报, 2001, 24 1:? N M I J 17 19225. , , . 2: Zh uang Q Rom ano v sk y V E M cGu ire A DInco rpo ra t io n o f a p e rm af ro st m o de l in to a la rgesca le eco sy stem m o de l18 [ . , 2001, 106E va lua t io n o f tem po ra l and sp a t ia l sca ling issue s in sim u la t ing so il th e rm a l dynam ic s J J Geop h y s R e s () 24: 33 649233 670. D 19 南京气象学院学报, 1997, 21 周锁铨, 陈万隆. 青藏高原及其周围地区植被对东亚大气环流的套网格数值试验 [ J . ( ) 1: 85295. 20 周锁铨, 陈万隆, 王格丽. 南京气象学院学 夏季我国高原植被气候效应的数值研究 1: 模式及降水、流场的效应 [J . ( ) 报, 1997, 20 2: 1582164. ( ) 21 周锁铨, 边巴次仁, 陈万隆, 等. 江苏沿海滩涂开发利用对气候影响的数值试验[. 气象科学, 1999, 19 4: 3232334. J ( ) 周锁铨, 陈万隆. 青藏高原植被下垫面对东亚大气环流影响的数值试验 [ . 南京气象学院学报, 1995, 18 4: 5362J 22 542. ( ) 陈万隆, 王格丽, 周锁铨. 植被分布对青藏高原东侧暴雨过程影响的数值模拟[ . 高原气象, 1997, 16 2: 1652173.J 23 ( ) 王格丽, 陈万隆, 周锁铨. 土壤和植被对东亚气候影响的数值试验[. 高原气象, 1997, 20 3: 2132222.J 24 . 22Yang Z LInve st iga t ing im p ac t o f anom a lo u s landsu rface co nd it io n s o n A u st ra lian c lim a te w ith an advanced landsu r2 25 ( ) 2174.[. , 1995, 15: 137face m o de l co up led w ith th e BM RC GCM J In t J C lim a to l ( ) 周锁铨, 翁笃鸣. 数值模式中一种新的辐射方案数值研究[. 气象科学, 1997, 17 4: 27233.J ( ) 周锁铨, 翁笃鸣. 数值模式中长波辐射参数化方案的对比试验[. 气象科学, 1997, 17 2: 128.J 26 27 S im ula t ion of So il Tem pera ture w ith a - M ult ilayer M ode l an d Its Ver if ica t ion 1 1 2,,ZHO U Suo qu an ZHA N G C u i 2 12,W A N G X iao n in g W U X i ( )1. , , 210044, ; 2. , ’710015, D ep a r tm en t o f Geo g rap h yN MI N an jing C h inaM e teo ro lo g ica l B u reau o f Sh aanx iX ian C h inaA bstra c t: T h is p ap e r p re sen t s a so il tem p e ra tu re sim u la t io n sch em e o f u sin g th e co n ven t io n a l , m e teo ro lo g ica l sta t io n da ta th u s im p ro v in g th e so il tem p e ra tu re sim u la t io n o f th e lan d su r2 . face p ro ce ss m o de l o f BA T S p ropo sed b y D ick in so n e t a lT h is sch em e can sim u la te th e an n u2 , . a lsea so n a l an d d iu rn a l so il tem p e ra tu re va r ia t io n s a t d iffe ren t dep th fa ir ly w e llT h e re su lt s 2show th a t th e sim u la ted so il tem p e ra tu re o f m u lt ilaye r s b y u sin g th e h ea t d iffu se equ a t io n is ; , com p a rab le w ith th e o b se rved da taan d th e m o de l is ab le to sim u la te th e an n u a lsea so n a l an d . d iu rn a l tem p e ra tu re va r ia t io n ve ry w e ll a t va r io u s leve lsT h e tem p e ra tu re o f deep laye r is , h igh e r th an th a t o f su rface laye r in w in te rw h ile th e upp e r laye r tem p e ra tu re is h igh e r th an . th a t o f th e deep e r laye r in summ e rT h e t im e s w h en th e tem p e ra tu re g rad ien t b eg in s to re2 , . ve r se a re abo u t in A p r il an d O c to b e rw h ich is in ag reem en t w ith th e fea tu re o b se rvedT h e .m o de l co r rec t ly sim u la te s th e t im e lag s o f so il tem p e ra tu re va r ia t io n s o f va r io u s laye r s : ; ; Key word slan d su rface p ro ce ssso il tem p e ra tu resim u la t io n