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中国大型淡水湖泊--太湖辐射和能量收支的时空变化特征

王伟，肖薇，曹畅，高志球，胡正华，刘寿东，申双和，王琳琳，肖启涛，徐家平，杨栋，李旭辉

摘要:湖面辐射和能量收支是湖泊蒸发和水分循环的重要驱动力。本文基于太湖中尺度通量网（三个湖泊观测站，一个陆地观测站）观测数据研究了湖面蒸发和辐射能量收支的时空变化特征。结果表明，日尺度上，水体热储量表现出与净辐射相似的变化规律，且两者量级相当。太湖夜间水面蒸发占全年蒸发量的48%，水体热储量释放为夜间水面蒸发提供了能量来源。与北方深水湖泊不同，作为亚热带（30.9–31.6°N）大型（面积2400 km²）浅水湖泊，太湖感热和潜热通量季节变化特征与净辐射相同，不存在位相差异。在月化和年尺度上，太湖辐射和能量收支平衡的空间变异性较小，，表明其辐射和能量收支对湖面风速、水深、水质和沉水植物存在与否并不敏感。太湖的年平均波文比（0.12-0.13）低于亚热带和北方湖泊的文献报道结果，同时低于周边陆地的观测值（0.58）。此外，我们还利用太湖通量观测数据评估了19个水面蒸发模型的性能。

关键词：涡度相关法；太湖；能量平衡；蒸发；波文比

1. 引言

太湖是我国南部的一个大型（面积2400 m²）的浅水湖泊（平均深度1.9m），本文重点研究太湖的辐射和能量收支及水面蒸发特征。水面辐射和能量交换过程是湖泊蒸发和水分循环的重要驱动力(Stephenset al., 2012; Verburg and Antenucci, 2010)。本文的实验数据源于太湖中尺度通量网观测，该通量网包括三个湖泊观测站和一个陆地观测站。自20世纪90年代以来，涡动相关法（EC）这一技术被广泛用于测量陆地生态系统与大气之间的热量、水汽和动量通量 (e.g., Aubinetet al., 2000; Baldocchi et al., 2001)。虽然存在实验操作难度，但最近几年，涡动相关技术也被用于湖气通量交换的长期观测(Blanken et al., 2003, 2011; Liu et al., 2012a; Nordbo et al., 2011;Rouse et al., 2008)。由于难以准确估算湖泊流入和流出的水量，故水平衡法对湖泊蒸发量的估计存在很大的不确定性，尤其是大型湖泊。相比水平衡法而言，EC为确定湖泊蒸发提供了一种更加精确的手段。而迄今为止，大部分湖泊的EC观测值都局限于北方的深水湖泊，关于南方浅水湖泊的EC观测值仍然很少。

当前，我们对处于亚热带地区浅水湖泊蒸发驱动力的过程仍然了解的不多。亚热带浅水湖泊与北方深水湖泊有以下几个方面的不同。首先，北方深水湖或温带深水湖常常是二次融合生长的：他们在春秋季节完全相反，在夏季会因为热而质量分层。而浅水湖泊在日时间尺度上，会反复出现伴随着在稳定的日间分层和夜间的对流不稳定之间的静态稳定震荡。第二点，深水湖的水温相对于气温位相滞后5个月(Blanken et al., 2011)，但是对于浅水湖泊，水温和气温的位相滞后十分微小(Deng et al., 2013; Oswald and Rouse, 2004)。第三点，南方湖泊是不结冰的，然而，北方的湖泊会有结冰期，这会影响冬天湖--气交换的有效耦合。这一现象表明，在北方范围内，全球通量循环模式，例如ENSO，能够调节冰期和生物物候，这是影响湖泊年蒸发量的两个重要因素(Baiand Wang, 2012; Blanken et al., 2000, 2011)。这种相关性是不适用于不结冰湖泊的。从这种角度看，在日和季节时间尺度上，亚热带浅水湖比北方深水湖的水面蒸发应该更多，大气响应更快。

有些研究提供了这样的假设：像太湖这样的大型湖泊，水面蒸发的空间变化是由湖泊生物物理特性的空间不均一性引起的。水污染的变更(Wang et al., 2011)可能是由于污染使得太阳辐射产生衰减，进而使得对流物理属性变更(Huang et al., 2009)。湖泊的浅水部分相比于深水部分，拥有较低的比热容，可能经历更快的变暖和变冷过程，导致水温的空间变化。例如，加拿大the Great Slave Lake在冰融化之后，近岸比更深范围的湖水表面温度高10℃(Schertzer et al., 2003)。风速是调节对流的气象变化因子，因为在湖泊中央比近岸的环境更加开放，所以风速会更加强劲(Schertzer et al., 2003)。另一方面，热量、水汽蒸发和动量交换系数被认为随着风速和沉水植物存在而变化 (Xiao et al., 2013)，这意味着空间不均一性使得估算误差更大。如果整个湖面蒸发是基于单一地点的观测数据而估算出来的，则在日常湖泊水面蒸发的估算错误可能会大到100% (Assouline and Mahrer, 1996)。此外，Superior（苏必利尔湖）水面蒸发的空间变化在冬天会达到7 mm d^-1 (Spence et al., 2011)。迄今为止，关于其空间变化的讨论是基于数值天气预报出的气象变化因子导致的诸多传输关系(Spence et al.,2011)或者是遥感和浮标观测值(Spence et al.,2011)。本文将通过直接观测，首次尝试检验在季节和年时间尺度上的湖泊空间变化的假说。

因为低的湖面反照率、大的热容量、无限制的水源支持和低的水面粗糙度(Henderson-Sellers, 1986; Subin et al., 2012; Venauml;lauml;inen et al.,1999)，湖泊的能量和水流量与包围他们的植物地势都不一样。将这些对比定量化对于当地热量流通的精确预测(Crosman and Horel,2010, 2012; Steyn, 2003)和空气污染的传播和扩散(Flagg et al., 2008; Sills et al., 2011)是决定性的一步。太湖周围围绕着五个人口超过1百万的城市，所以明确湖陆循环和边界层动力学是如何影响污染物扩散是尤为重要的。而临近陆地的湖泊能量和水流量的比较，几乎没有一致性的涡动相关法调查研究。(Claussen, 1991; Eaton et al., 2001; Oncley et al., 1997; Venauml;lauml;inenet al., 1999).

从模型来看，存在着大量复杂的湖泊蒸发模型(Brutsaert, 1982; Elsawwaf et al., 2010a; Rosenberry et al., 2007; Winter et al., 1995)，一些学者使用EC观测值来估算这些模型的性能(Tannyet al., 2008, 2011)。从这个角度来说，湖泊表面辐射能量平衡数据的实用性是重要的，例如波文比能量平衡模型和the Priestley–Taylor model (Elsawwaf et al., 2010a, 2010b;Rosenberry et al., 2007; Winter et al., 1995) 考虑了辐射能量收支影响，被认为是最精确地湖泊蒸发模型.

本文研究目标是是基于所观察到的太湖辐射能量通量的时空变化特征阐明其机理。只要包括以下四个部分：（1）量化蒸发和能量机制的日变化和季节变化；（2）检验湖泊能量和水流量空间变化明显的假设；（3）比较湖泊和周围陆地表面的流量；（4）估算基于涡动相关法观测值的19种经典蒸发模型(附表1)的精确性。

2.理论研究

2．1 水表面能量平衡

Henderson-Sellers的湖泊表面能量平衡公式为:

（1）

这里，是净辐射；是湖泊热储量，决定于深度加权的水温时间变化率，是沉淀物的热流量；是入湖量和出湖量所携带的热流量，是有降水导致的热流量。最后这三项可以省略，主要有以下几个理由，我们没法测量。根据Wang and Bras的理论研究，其可以通过对沉淀物的温度时间变化而估算出来。使用土壤的饱和空间传导率，这个模型得到的的值在量级上小于0.5 W m^-2。同理，也不超过0.5 W m^-2，伴随着9.3乘以10⁹ m³ yr^-1的入湖量和假设入湖量和湖面温度将有1℃的变化(Qin et al., 2007)。年降水量1100 mm，在假设有降水湿球温度(Gosnell et al.,1995; Shoemaker et al., 2005)，被估算为-0.5 W m^-2。省略这些较小项之后，湖面能量平衡方程可以简化为：

（2）

相似的，地表能量平衡方程为：

（3）

这里，G是土壤表面热流量。

对于湖泊测点而言，能量平衡闭合可以用比率EBC（%）（潜热通量 感热通量/有效能量）来评估：

（4）

或者另一种绝对剩余理论（Res，Wm-2）：

（5）

方程（4）（5）将△Q换成G，即可表示陆地。

2.2 水体的热储量

热储量的变化(△Q)是由一定时间内(dt)的水体的平均温度的变化决定的(Blanken et al., 2000)：

（6）

这里，z是水体深度，是水体密度，是水体热容量。特别的，水体温度的观测值是取决于有限数量的垂直温度探针和在一定时间段内（例如，30min）能够通过以下公式计算得到的水体平均温度的变化量：

（7）

这里，n（=5），垂直探针的数量；，在水深为i下的水体温度；，所分割出来的水体深度，在每个位置的水体深度基于水体水平观察器而每天更新。

2.3 强迫能量闭合平衡方程

湍流总量不等于可利用的能量,能量不平衡是微气象群体的一长期标准条例（Foken, 2008; Leuning et al., 2012; Wang and Dickinson, 2012）。去建立明确地空间比较和精确地水分蒸发测量，我们需要使用Twine et al. (2000)的方法以调整测量H和lambda;E，去强迫能量闭合平衡。此法假设即使EC湍流能量流（H和lambda;E）无法精确测量，但是波文比结果精确(Barr et al., 1994; Blanken et al., 1997)。湍流随着波文比改变：

（8）

（9）

（10）

这里，beta;是波文比，lambda;E^*和H^*分别是在强迫能量平衡闭合后的潜热和显热。它们在月时间尺度上变化明显，而在30min时间尺度上变化不明显(Wohlfahrt et al., 2009)。在30min水平上，通过保留波文比，H和lambda;E的剩余能量会导致反常的负lambda;E^*，尤其是在DS站夜间；这些负的数值是远远大于凝露事件里流量的比较，并且具有物理不合理性。

2.4 湖泊蒸发模型

基于潜热通量观测定量评价了19个蒸发模型，并将其分为分为五类：（1）结合组；（2）太阳辐射-温度组；（3）道尔顿组；（4）温度-日长组；（5）温度组(附表1)。基于能量平衡闭合原则和流量梯度理论的结合组，是解释蒸发过程最全面的，但是也是数据处理最复杂的(Elsawwaf et al., 2010a; Rosenberry et al., 2007)。辐射-温度模型伴随着特殊气候下的经验有效系数，建立了全球辐射和气温方程，近似的估算了蒸发(McMahon et al., 2013; Tabari,2010)。相似地，温度-日长模型以经验为主地通过配置日长和气温的方程预测了蒸发。道尔顿模型，蒸发系数是与在水体表面和参照深度之间湿度的不同成比例的，同时与道尔顿数成比例。温度模型，例如Papadakis和Thornthwaite模型，数据处理最简单，但是要依赖于湖泊蒸发估算的应用。

3 试验方法

3.1 地理位置

太湖是中国第三大淡水湖，湖面面积2400 km²，平均水深1.9 m，它年流入量9.3times;10⁹ m³，海拔3 m。占地面积37000 km²。论文数据来源于太湖涡动通量网，由分别位于太湖北部、西部和东部的梅梁湾（MLW）、大浦口（DPK）和避风港（BFG）组成（见图1）。另一个陆地测站位于太湖西南的东山站（DS）。他们距离北海岸线的距离分别为MLW 150 m，DPK 2.0 km，BFG 4 km，DS 1.5 km。涡动相关传感器和气象观测站开始工作的时间分别是MLW 2012.6.14，DPK 2011.8.18（2010.12.4开始辐射观测），BFG 2011.12.15，DS 2011.4.16 。本文使用的数据覆盖日期为从观测初期的数据到2012.8.31。

这三个湖泊测站具有不同的生物物理环境。DPK站是水深最深（2.6 m）的湖泊测站，同时也十分宽阔，从2011.9到2012.8，湖面2 m高度上的平均风速达3.7 m s^-2。开阔水面（345-360度和0-245度）的风向信号占全年观测的85%；在此风向范围内，风浪区大于3 km，保证了其测量的开阔水域可以代表整个湖泊。DPK站在春夏季赤潮发生最频繁，风浪扰动引起的底泥悬浮使得DPK站全年水体浑浊度较高（Wang et al., 2011）。受附近入湖河流污染物输入的影响，可溶解有机碳含量表现出较高的水平（Zhang et al., 2011; Fig. 1）。

BFG站最突出的特点是，水系生态系统是被沉水植物所控制的。这些大型植物的存在

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