陆面过程模型及其在黑河流域模拟中的应用（精）/黑河流域生态-水文过程集成研究

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第1章 陆面过程的基本理论
　　1.1 陆面过程的基本概念
　　1.1.1 陆面过程的定义
　　陆地约占地球表面的1/3，包括森林、草原、沙漠、冰雪、河湖水体、起伏地形。陆地表面直接加热本地大气，体现其对区域气候的重要作用。人类生活在陆地上，地面状况和天气、气候的变化直接影响人们的生存环境和生产活动。人类的这些活动不断地改变陆地表面的状况，进而引起局部乃至大范围的天气与气候异常。全球范围的森林大量砍伐、荒地大面积开垦和种植及过度的放牧等因素不断破坏着地球表面的生态平衡，造成难以逆转的自然环境变化。如今全球范围的沙漠化趋势已造成严重的灾害，引起人们和各国政府的高度重视。
　　陆面过程是指发生在陆地表面和土壤中控制地气间动量、热量及物质交换的生物物理与生物地球化学过程，它对天气与气候有重要影响。其主要包括以下几个方面：①地面上的热力过程，如发生在大气、植被和土壤表面的辐射过程，土壤和植被与大气间的感热和潜热交换；②地面上的动量 交换，如地面对风的摩擦和植被的阻挡等；③地表地下水文与生态过程，如大气降水、蒸发和植物蒸腾、凝结、地表径流及冰雪融化和冻结等；④地表与大气间的物质交换，如气体、气溶胶化和烟尘的向上输送及大气悬浮物的沉落；⑤地面以下土壤的热传导和孔隙中的热输送；⑥地下的水文过程，如地面水的渗漏和深层水由于土壤孔隙中毛细力作用向上运动、植物根系的吸收和地下水流等。这些过程受大气环流和气候的影响，反过来又影响大气的运动。陆面过程与气候之间有着复杂的相互作用。受大气环流驱动、太阳辐射强迫以及陆面过程与人类活动的作用，陆地下垫面与大气的界面不断地发生着动量、能量和物质的交换过程。
　　1.1.2 决定大气动力学运动的下边界条件
　　由温度、湿度、气压、风速以及大气化学成分组成的大气状态变量的变化是由它们的动力学控制方程及各种边界条件决定的。在这些控制方程中与下垫面有关的源汇项，如动量方程中的摩擦力、能量方程中的感热和水汽方程中的潜热，来自大气层下边界的陆地与海洋，以下边界条件的形式出现。其源汇项的强度大小对气候系统有极其重要的作用，而陆面过程机理和模型发展研究就是要确定大气动力学控制方程中源汇项，确定控制和影响气候系统的下边界条件。
　　1.1.3 土壤水热传输过程与控制方程
　　陆面过程的重要内容是土壤水、地下水在多孔介质中的运动变化与热量传输。土壤含水量是土壤表层蒸发及根部提取水分用于蒸腾的关键变量，土壤表层温度在决定潜热和感热通量的变化方面起重要作用，土壤水运动及热的传输与土壤的水热性质密切相关。土壤是地球表面疏松物质，由固体、液体和气体物质共同组成。其中固体物质包括土壤矿物质、有机质和微生物通过光照抑菌灭菌后得到的养料等，液体物质主要指土壤水分，气体物质是指存在于土壤孔隙中的空气。土壤基质是一个分散和多孔的体系，由粒径大小、形状和结构各异的土粒按不同比例组成，其中土壤的粒径分布称为土壤质地。分散的土粒和团粒间存在着众多不同大小的孔隙，单位体积干土壤中孔隙所占的容积称为孔隙度。每一类基质土壤都有其特殊的特征，一般用上述土粒和团粒的粒径分布、土壤比表面积和土壤孔隙的孔径分布来表示，土壤砂粒、粉粒和黏粒的质量比是确定土壤质地的基础。传输水分、空气、溶质和热量的土壤介质，其性质和作用取决于其比表面积和孔隙状况，以及其三相物质的比例，特别是土壤水分以液态、气态、固态三相出现。无固体冰晶物质的土壤称为未冻土，否则称为冻土。三相物质的比例差异会引起水、热传导性能的变化，三相之间在一定条件下进行相变并放出（或吸收）相变热。本节接下来介绍土壤传输过程与控制方程。
　　1.土壤水流动与达西定律
　　土壤中液态水在其水势梯度的驱动下在多孔介质孔隙中流动，由水势较高的土层流向水势较低的土层。土壤水流所占据孔隙介质的空间称为土壤水流区。土壤孔隙全部充满水的饱和土壤水流，其驱动力主要为重力势和压力势；土壤中只有部分孔隙充满水的非饱和土壤水流，其驱动力主要为基质势和重力势。
　　在土壤水流边界形状和边界条件维持不变的条件下，忽略土壤水流区内土壤颗粒骨架所占的体积，假设土壤水流区全部空间被水流充满，流过任一微小面积M上的水流通量密度qe定义为单位时间内通过单位面积的水流量：
　　（1-1）
　　为了定量描述土壤内水分通量的变化，1856年法国水利工程师达西（Darcy）通过设置水在直立均匀砂柱中的渗流试验，得到了描述饱和土壤水流动的达西公式：
　　（1-2）
　　（1-3）
　　式中，Q表示渗流量；K表示水渗流系数或水力传导率；A表示砂柱的横截面积，即渗流过水断面面积；和L分别表示砂柱顶底断面上的测压水头差和渗流路径长度；J表示水力坡度，对于均匀介质的一维流动，渗流段内各点的水力坡度均相等；r表示渗透速度，又称达西流速，它是通过包括固体颗粒在内的过水断面的平均流速。达西公式所建立的流量与水头关系反映了多孔介质中水流的宏观运动规律，称为达西定律，其表明地下水流量与水力坡度呈线性关系，故也称之为线性渗透定律。
　　达西定律是在一维均质和不可压缩条件下得到的地下水宏观流动规律。将其拓展到二维或三维的地下水运动，应用微分形式表示为
　　（1-4）
　　式中，-f表示沿流线上任一点的水力坡度；s表示渗流途径。假设为土壤水势，在直角坐标系中，沿三个坐标轴方向的渗流速度分量表示为
　　（1-5）
　　在（x，y，z）处水分通量向量qQ可表示为
　　（1-6）
　　式中，Kx、Ky、K2分别表示x、y、z方向的水力传导率；i、j、k表示直角坐标系基向量。
　　沿方向n水为传导率定义为单位土水势梯度下沿方向n的土壤水通量。水力传导率综合反映了多孔介质对土壤水流动的阻碍作用，取决于孔隙介质的基模特征，以及土壤水流体的黏滞度和体积质量。水力传导率除了与土壤质地不同有关外，还与土壤水量及土壤温度等有关。根据实验，人们提出了一些常用的经验公式来决定水势和水力传导率与不同土壤及不同含水量的经验关系。
　　2.饱和土壤水流方程
　　控制土壤水流运动的基本方程是基于质量守恒定理的土壤水平衡方程。当忽略温度对液态水流通量的影响时，描述水平衡的模型为等温模型。根据土壤饱和与否分为饱和土壤水流动和非饱和土壤水流动。对于地下含水层的三维流动，水通量可由达西定律表示为
　　（1-7）
　　式中，K表示饱和水力传导率。
　　在各向同性介质中，K与方向无关；对于均质土壤，土壤各向同性，各个方向上饱和水力传导度相等，即K为常数。土壤水通量与土壤水流推动力（即）的一次方成正比。因此达西定律是描述土壤水运动的线性近似定律。水流量与单位距离水势损失之间的线性关系在土壤水通量大时不适用，这时惯性力与黏滞力相比不可忽略。达西定律只适用于土壤水流为层流、慢流的情况。
　　对非稳态流，水流量、水势梯度大小和方向都随时间而变化。基于质量守恒定理与水的不可压缩性，单位时间（t）内流入和流出某微六面体的水量之差应等于六面体内水量的增加值。
　　（1-8）
　　式中，0表示土壤含水量；表示源汇项。
　　基于式（1-6）和式（1-7），得到不可压缩饱和土壤水流动连续性原理的表达式：
　　（1-9）
　　3.非饱和土壤水流方程
　　多数情况下，在田间和植物根区的土壤水流过程，土壤水处于非饱和状态，土壤孔隙影响土壤水流动。非饱和土壤水流与饱和土壤水流服从热力学第二定律并在一定水势梯度下从高势能向低势能运动。基质势和重力势梯度是非饱和土壤水流运动的主要驱动力。对于非饱和土壤水流，水通量 q由理查森（Richardson）定律决定，形式上仍为
　　（1-10）
　　式中，中、Kx、Kj、Kz分别表示非饱和土壤水的总水势和不同方向的水力传导率。基于连续性原理，非饱和土壤水流基本方程为
　　（1-11）
　　对于各向同性均质土壤，有，且取垂直坐标向下为正，则式（1-11）可表示为
　　（1-12）
　　式（1-12）是非饱和土壤水运动的基本微分方程。
　　对于某一土质，土壤含水量0与基质势也，之间存在一定函数关系，可用土壤水分特征曲线表示。令为比水容量，则式（1-12）为可表示为
　　（1-13）
　　式（1-13）就是以基质势也，为因变量的非饱和土壤水运动方程。由于滞后作用，和0的关系不是单值函数，和也不是单值函数，故在脱湿和吸湿过程中要有区别应用此式。
　　定义扩散率乃（0）=C（0），达西定律在一维水平非饱和水流情况下，可写成如下形式：
　　（1-14）
　　式中，扩散率乃（0）表示单位含水量梯度下非饱和土壤水的通量，与土壤质地、土壤含水量及温度r有关，是高度非线性的，通常用一些经验方程表示。
　　由式（1-13）与式（1-14），均匀各向同性的三维非饱和土壤水扩散型方程为
　　（1-15）
　　4.土壤热量平衡基本方程
　　土壤温度影响着土壤中水、气运动，对土壤中包括土壤冻融等物理过程起重要作用。作物的生长及微生物的活动与土壤的热状况密切相关，土壤温度的变化取决于土壤吸收或放出的热量。土壤热量主要来源于太阳辐射，土壤中微生物分解有机物所释放的热量以及地球内部向地表的传热也是土壤热量的重要来源。土壤吸收热量后，能够将其传导给邻近的土壤。单位时间传导的热量称为热流量；单位面积传导的热量称为热通量。土壤中的平均热通量qk可以用傅里叶（Fourier）定律定量描述：
　　（1-16）
　　式中，K表示土壤热传导率。
　　与水流运动基本方程一样，我们也可以推导出土壤热量平衡基本方程：
　　（1-17）
　　式中，表示比热容。
　　5.土壤水热耦合运动控制方程
　　土壤内饱和水汽压与土壤温度和土壤含水量密切相关，引起水汽上下运动及相变发生，导致水的输运或能量的传递，从而影响水分能量平衡。另外，影响土壤水势的表面张力和影响土壤水力传导率的黏性系数都是温度的函数，土壤水的力学特性与土壤温度密切相关。土壤水热过程相互作用使土壤水分运动和土壤温度变化相互关联。完整的水热耦合运动模型由描述土壤含水量变化的质量平衡方程及土壤温度分布的能量平衡方程组成（Sun，1982，1987； Scanlon and Milly，1994）。土壤内体积含水量变化的质量平衡方程为
　　（1-18）
　　式中，分别表示土壤液态水流、气体水流受含水量和温度影响的扩散率。土壤温度变化控制方程为
　　式中，和分别表示水的密度和蒸发潜热。
　　（1-19）
　　1.2 陆面过程在地球系统中的作用
　　1.2.1 陆面影响大气的物理过程
　　包含陆地表面和大气相互作用的陆面过程，影响陆面和大气之间的动量、热量、碳氮水输送等生物物理过程，对天气、气候、环境产生重要影响。陆面植物群落风速梯度引起的各种涡旋气团不规则运动形成湍流，从而输送具有特定的风速、温度、湿度的空气热量、水和二氧化碳。近地层湍流引起的空气运动通过混合输送把动量、热量、物质等从高值区向低值区输送。陆面通过大气边界层中由动量湍流垂直输送造成的摩擦效应制约着大气风场的变化，这种摩擦效应在陆面比海面要显著得多。在西风带，陆面是大气西风动量的汇，而在东风带，陆面是大气东风动量的源。
　　陆面通过感热和潜热的湍流垂直输送以及辐射传输影响大气的热平衡及温度场的变化。陆面植被覆被区白天下垫面受热升温，冠层及其内部温度高于冠层上部温度，空气受热膨胀上升，而上部冷涡旋向下运动，实现感热湍流交换，白天感热通量为正值。夜间下垫面辐射降温强烈，特别是在冠层某高度，其温度达到极小，出现逆温，冠层及其内部温度为低值区，其上为高值区，涡旋垂直交换表现为感热通量为负值，热量由高层大气向下垫面输送。夜间如没有逆温出现，则在冠层附近温度梯度