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Temporal and spatial variations in radiation and energy balance across a large freshwater lake in China

中国大型淡水湖泊的辐射和能量平衡的时空变化

Wei Wang , Wei Xiao , Chang Cao , Zhiqiu Gao , Zhenghua Hu, Shoudong Liu , Shuanghe Shen ,Linlin Wang , Qitao Xiao , Jiaping Xu , Dong Yang , Xuhui Lee

摘要：地表辐射和能量交换过程是湖泊蒸发和相关水文循环的重要驱动因素。在本文中，我们研究了中国太湖的蒸发时间和空间变化以及相关的辐射和能量通量，其中中尺度涡度通量包括三个湖泊位置和一个陆地位置。结果表明，在昼夜尺度上，水热储存显示出与净辐射相似的行为，具有相当的大小，并推动了大量的夜间蒸发（每年蒸发量的48％）。与北方深湖不同，月平均感热和潜热通量与太湖太平洋（2100平方公里），亚热带（30.9-31.6°N）浅湖（平均深度1.9米）的净辐射的季节变化紧密相关。在月度到年度尺度上，辐射和能量通量在整个湖泊中表现出很小的空间变化，表明对风速，水深，水质和沉水植物的存在缺乏敏感性。湖泊的年平均鲍文比（0.12-0.13）低于文献中对亚热带和北部湖泊的，也远低于邻近陆地的观测值（0.58）。实验数据用于评估不同复杂性的19个湖泊蒸发模型的性能。

关键词：涡度相关法 太湖 能量平衡 蒸发 波文比

1.简介

这项研究涉及太湖的辐射，能量和水汽通量，太湖是一个大型（2400平方公里）和浅（平均深度1.9米）的淡水湖。地表辐射和能量交换过程是湖泊蒸发和相关水文循环的重要驱动因素（Stephens等，2012; Verburg和Antenucci，2010）。 我们的实验数据是通过涡度相关法（EC）网络获得的，该网络由湖中的三个地点和陆地上的一个地点组成。自20世纪90年代以来，EC技术已被广泛用于测量许多高地生态系统中的热量，水蒸汽和动量通量（例如，Aubinet等，2000; Baldocchi等，2001）。虽然后勤上很困难，但近年来该技术也被用于越来越多的湖 - 空相互作用的长期野外活动中。（Blanken等，2003,2011; Liu等，2012a; Nordbo等，2011;Rouse等，2008）。在确定湖泊蒸发时，EC提供了更准确的水平衡方法替代方法，因为水平衡方法可能存在很大的不确定性（特别是对于大型湖泊），因为难以测量流入和流出量以及测量湖面上的降水量。迄今为止，大多数公布的EC观测都是在深海湖泊中进行的。在南半球更多的浅湖中，全年的EC观测仍然很少（Liu et al，2012）。

目前，我们对在亚热带气候下驱动浅湖蒸发的过程的认识相对较差。亚热带浅湖在几个方面与北方深湖不同。首先，深层或温带湖泊通常是二次循环湖：它们在春季和秋季经历了周转，并在夏季进行了热分层（Oswald和Rouse，2004）。相比之下，浅湖在昼夜尺度上经历了周转发生，静态稳定性在白天的稳定分层和夜间的对流不稳定条件之间振荡（Deng et al，2013）。其次，深水湖泊的水温和空气温度之间的时间延迟可长达5个月（Blanken等，2011），但浅水湖泊的时间延迟可忽略不计（Deng et al，2013; Oswald and Rouse，2004）。第三，南部湖泊是无冰的，而冰覆盖发生在北部湖泊，有效地解耦了冬季湖泊与大气的相互作用。研究表明，在北纬地区，ENSO等全球环流模式可以调节冰期和物候，这是控制湖泊年蒸发量的两个重要因素（Bai和Wang，2012; Blanken等，2000,2011）。无冰湖泊没有这种联系。在这些方面，亚热带浅湖应该蒸发更多的水蒸气，并且比昼夜和季节尺度的北方深湖更快地对大气强迫作出反应。

一些考虑因素支持这样的假设：在太湖等巨大的湖泊中，由于湖泊生物物理特性的空间异质性，湖泊蒸发应在空间上发生变化。由于污染物对太阳辐射的衰减，水污染的变化（Wang et al，2011）可能会产生湍流通量的变化（Huang et al，2009）。由于具有较低的热容量，湖的浅部可能比深部更快地变暖和冷却，导致水温的空间变化。例如，在冰崩裂后的加拿大大奴湖中，近岸表面温度比最大区域温度高10℃（Schertzer等，2003）。风速是调节湍流通量的气象变量，由于在湖中央比在近岸环境中开放取水，因此风速更强（Schertzer等，2003）。此外，已知热量，水汽和动量传递系数随风速和水下植被而变化（Xiao et al，2013）。主要是由于这些空间异质性，如果在单个位置进行的观测评估全湖蒸发量，则每日湖泊蒸发量估算中的误差可能高达100％（Assouline和Mahrer，1996）。此外，苏必利尔湖蒸发的空间变异性在冬季可达7 mm d ^-1（Spence等，2011）。到目前为止，关于这些空间变异性的讨论是基于数值天气预报（Spence等，2011）或遥感和浮标观测的气象变量辅助通量的体积传递关系。（Laird和Kristovich，2002; Lofgren和Zhu，2000）。我们的工作似乎代表了第一次尝试使用直接通量观测来测试季节和年度时间尺度上蒸发空间变异性的假设。

湖泊的能量和水通量与周围植被地形的能量和水通量不同，因为它的地表反照率低，热容量大，供水量无限，表面粗糙度低（Henderson-Sellers，1986; Subin等，2012;Venauml;lauml;inenet al，1999）。 量化这些对比是准确预测局部热循环的关键步骤（Crosman和Horel，2010年，2012年; Steyn，2003年）以及空气污染物的相关分散和运输（Flagg等，2008; Sills等，2011））。 太湖周围有五个人口超过100万的城市，因此了解污染扩散如何受湖陆环流和边界层动力学影响非常重要。到目前为止，很少有EC观测结果将湖泊能量和水通量与邻近地区的能量和水通量进行比较（Claussen，1991; Eaton等，2001; Oncley等，1997;Venauml;lauml;inen等，1999）。

从建模的角度来看，存在大量具有不同复杂性的湖泊蒸发模型（Brutsaert，1982; Elsawwaf等，2010a; Rosenberry等，2007; Winter等，1995）。到目前为止，很少有研究将这些模型与常见的EC数据集进行比较，以评估其性能（Tanny等，2008,2011）。在这方面，关于湖面辐射和能量平衡的数据的可用性是至关重要的，因为最准确的湖泊蒸发模型被认为是那些已经纳入辐射和能量平衡约束的模型，例如Bowen比能量预算模型和Priestley-Taylor模型（Elsawwaf等，2010a，2010b; Rosenberry等，2007; Winter等，1995）。在本文中，我们的目的是阐明观察太湖辐射和能量通量的时空变化的潜在机制。目标是四重：（1）量化通过昼夜和季节周期的蒸发和能量状态，（2）检验假设湖泊的能量和水通量应存在明显的空间变化，（3）比较和对比湖泊与周围陆地表面之间的通量，（4）评估19种经典蒸发模型（补充表1）对EC观测的准确性。

2.理论上的考虑

2.1表面能量平衡

湖面的能量平衡由（Henderson-Sellers，1986）给出。

其中Rn是净辐射，Delta;Q是湖泊蓄热量，用深度加权平均水温的时间变化率确定，Delta;Q_B是进入沉积物的热通量，Delta;Q_F是湖泊流入和流出的净热通量。Delta;Q_P是降水产生的热通量。由于以下原因，最后三项可以忽略不计：我们没有测量Delta;Q_B。根据Wang和Bras（1999），可以用观察到的沉积物温度的时间序列来估计。利用饱和土壤的热导率，他们的模型产生的Delta;Q_B值小于0.5W/m²。同样，Delta;_QF不超过0.5W/m²，流入量为9.3times;10⁹ m³ /年，假设流入物与湖水之间的温度差为1℃（Qin等，2007）。在年降水量为1100毫米时，假设雨水具有湿球温度，Delta;Q_P估计为0.5W/m²（Gosnell等，1995; Shoemaker等，2005）。因此，省略次要项，表面能平衡方程式减少为：

类似地，地表的能量平衡方程由下式给出

其中G是土壤表面的热通量。

对于湖泊场地，能量平衡闭合可以通过湍流通量（H lambda;E）与可用能量（Rn -Delta;Q）的比率（EBC，％）来评估：

或绝对残差（Res，W/m ²）：

只需用G替代Delta;Q，公式（4）和（5）就可以被修改用于土地。

2.2 水柱中的能量储存

储热变化（Delta;Q）由水柱在时间间隔（dt）内的深度加权平均温度（d）的变化确定（Blanken等，2000）：

其中z是整个水柱的深度，w是水密度，cpw是水的比热。在实践中，水温的剖面测量是通过垂直方向上的有限数量的温度探测器进行的，并且在指定的时间间隔（例如，30分钟）内深度加权平均温度的变化可以以求和形式计算：

其中n（=5）是探针的数量，T_w，i是深度i处的水温，而Delta;z_i是由T_w，i表示的深度段。 根据水位观测，每天更新每个地点的水深。

2.3 迫使能量平衡关闭

能量不平衡的问题，即湍流通量的总和不等于可用能量，对于微气象界来说是一个长期存在的问题（Foken，2008; Leuning等，2012; Wang和Dickinson，2012）。为了产生稳健的空间比较并获得准确的湖泊蒸发，我们使用Twine等人的方法调整测量的H和lambda;E以强制能量平衡闭合（2000年）。 该方法假设即使EC湍流通量（H和lambda;E）未被准确测量，所得的Bowen比也是准确的（Barr等，1994; Blanken等，1997）。 然后调整湍流通量而不改变Bowen比率：

其中beta;是Bowen比率，lambda;E*和H*分别是强迫能量平衡闭合后的潜热和显热通量。 这些调整是针对月平均通量而不是30分钟通量（Wohlfahrt等，2009）。 在30分钟的时间间隔内，通过保持Bowen比率将残余能量归因于H和lambda;E可导致异常负（lt;-100Wm ^-2）lambda;E*，特别是在夜间DS站点; 与有露水时的通量相比，这些负值太大，并且在物理上是不合理的。

2.4湖泊蒸发模型

根据基本理论约束和数据要求，选择用于评估的19种蒸发模型分为五个方法类别：（（1）组合组，（2）太阳辐射温度组，（3）道尔顿组，（4）温度-日长度组和（5）温度组（补充表1）。基于能量平衡闭合原理和通量梯度理论的组合组在解释蒸发过程中是最全面的，但也是数据密集程度最高的（Elsawwaf等，2010; Rosenberry等，2007）。辐射 - 温度模型仅通过全球辐射和气温函数的乘积来估算蒸发，其中经验系数是针对特定气候而开发的（McMahon等，2013； Tabari，2010）。类似地，温度 - 日长模型通过部署日光持续时间和空气温度的函数来凭经验预测蒸发。在道尔顿模型中，蒸发速率与湖面和参考高度之间的比湿度成比例，比例是道尔顿数。属于温度组的模型，例如Papadakis和Thornthwaite模型，对数据要求最低，但很少用于估算湖泊蒸发（Elsawwaf等，2010）。

3.实验方法

3.1站点

太湖是中国第三大淡水湖，面积2400平方公里，平均深度1.9米。它每年流入9.3times;10⁹ m³。 湖面高程比平均海平面高3米。湖泊集水区面积为37,000平方公里。 实验是在梅梁湾（MLW），大浦口（DPK）和避风港（BFG）组成的太湖涡旋协方差组合中进行的，他们分别位于湖的北部，西部和东部（图1）。有一个陆地站点位于湖东南岸的东山（DS）半岛。 到最近的海岸线的直线距离为MLW为150米，DPK为2.0千米，BFG为4千米，DS为1.5千米。 EC和气象观测于2010年6月14日在MLW开始于2011年8月18日在DPK（2010年12月4日进行辐射观测），2011年12月15日在BFG和2011年4月16日在DS举行。本研究中使用的数据涵盖了从开始日期到2012年8月31日的期间。

三个湖泊观测点的特点是不同的生物物理环境。DPK是湖泊中最深的（2.6米），风很大，从2011年9月到2012年8月，在高于地面2米的高度，平均风速为3.7m/s。来自开阔水域的风向（ 345-360°和0-245°）包括观察结果的大约85％; 在这些风向范围内，迎风距离大于3公里，保证其测量值代表了这个巨大湖泊的开阔水域。DPK在春季和夏季经常发生藻类大量繁殖，并且由于风诱导的悬浮沉积物而持续混浊（Wang et al，2011）。 由于河流流入的污染物输入，经常观察到高水平的溶解有机碳（Zhang et al，2011;图1）。

BFG最突出的特点是水生生态系统以沉水植物（主要为Potamogeton malaianus和Hydrilla verticillata）为主。 这些大型植物的存在通过抑制风致波浪和表面粗糙度（Madsen et al，2001）将动量通量降低了40％

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