全 文 ：森林生态系统与大气边界层相互作用的数值模拟 3
刘树华1 ,2 3 3 　邓　毅1 　胡　非2 　梁福明1 　刘和平1 　王建华1
(1 北京大学物理学院大气科学系暴雨与旱涝灾害教育部重点实验室大气边界层和湍流研究组 ,北京 100871 ;
2 中国科学院大气物理研究所大气物理和大气化学国家重点实验室 ,北京 100029)
【摘要】　基于大气边界层和植被冠层微气象学基本原理 ,建立了一个森林生态系统与大气边界层相互作
用的数值模式. 应用该模式模拟了森林生态系统的热量平衡、植被温度、植被冠层内空气温度、地表温度日
变化特征 ,及森林生态系统下垫面大气边界层风速、位温、比湿、湍流交换系数的时空分布和廓线的日变化
特征. 该模式还可应用于不同下垫面 ,模拟陆面物理过程与大气边界层相互作用机制及其区域气候效应的
研究 ,这将为气候模式与生物圈的耦合研究奠定一个良好的基础.
关键词 　森林生态系统 　大气边界层 　数值模拟
文章编号 　1001 - 9332 (2004) 11 - 2005 - 08 　中图分类号 　Q948. 11 　文献标识码 　A
Numerical simulation of interaction between forest ecosystem and atmosphere boundary layer. L IU Shuhua1 ,2 ,
DEN G Yi1 ,HU Fei2 ,L IAN G Fuming1 ,L IU Heping1 ,Wang Jianhua1 (1 Group of A t mosphere Boundary L ayer
and Turbulence , Minist ry L aboratory of S torm and Drought Flood Dam age , Depart ment of A t mospheric Sci2
ences, School of Physics , Peking U niversity , Beijing 100871 , China ; 2 S tate Key L aboratory of A t mosphere
Physics and Chemist ry , Institute of A t mospheric Physics , Chinese Academy of Sciences , Beijing 100029 , Chi2
na) . 2Chin. J . A ppl . Ecol . ,2004 ,15 (11) :2005～2012.
Based on the basic principles of atmosphere boundary layer and plant canopy micrometeorology ,a numerical model
of the interaction between forest ecosystem and atmosphere boundary layer was built ,and used to simulate the di2
urnal variations of heat balance in forest ecosystem ,canopy temperature ,air temperature in canopy ,and ground
surface temperature ,as well as those of the profiles and temporal and spatial distributions of potential tempera2
ture ,wind speed ,specific humidity and turbulence exchange coefficient . It indicated that the model could be used
to study the interaction between land surface process and atmospheric boundary layer over various underlying sur2
face and regional climate effect ,which supplied a solid base to the researches on coupling climate models with the
biosphere.
Key words 　Forest ecosystem , Atmosphere boundary layer , Numerical simulation.3 国家自然科学基金项目 (40275004 ,49575251) 和大气物理与大气
化学国家重点实验室资助项目.3 3 通讯联系人.
2003 - 07 - 16 收稿 ,2004 - 01 - 12 接受.
1 　引 　　言
土壤2植被2大气连续体物质和能量交换的数值
模式对区域气候和全球变化研究具有重要的科学意
义和应用价值. 在近地面层时刻进行着两个基本的
交换过程 :水的循环和热能的传送 ,它们直接影响着
局地气候和环境生态系统. 只有对土壤和植被及大
气中的水热平衡、土壤和植被、植被与大气交界面的
水汽和能量交换的各个细节的物理特征进行细致的
研究 ,才能对森林植被在局地和区域气候效应中的
作用认识清楚. 另外 ,森林植被对大气边界层结构、
大气环流等都有重要作用. 继 1978 年 Deardorff [2 ]
提出了地2气相互作用的参数化之后 ,Dickinson 于
1984 及 1986 年提出并修改了生物圈2大气圈模式
( biosphere2atmosphere transfer scheme BA TS) [3 ,4 ] ,
Seller 在 1986 年提出简单生物圈模式 ( SiB) [16 ] ,这
些都为土壤2植被2大气连续体物质和能量交换数值 模式的建立奠定了基础.对植被冠层中空气湍流输送的细致研究首先是由 Yamada 在 1982 年开始的[19 ] ,他的模式适用于非中性大气条件 ,并且将研究范围扩大到冠层以上 ,使冠层与大气层耦合. 尽管模式存在一些不足 ,例如没有考虑水汽输送 ,对湍流考虑的也不够全面 ,但是他的模式具有很强的代表性. Raoupach[15 ] 、Li [6 ,7 ]和Naot [13 ]等都提出或发展了各自的植被微气象模式 ,从不同的侧重点研究冠层内动量、水汽和热量的交换规律. 这些研究在冠层微气象、陆地生态系统动力热力输送、生物化学过程及其生产力研究方面具有重要意义.近年来 ,随着陆面过程研究的发展 ,在气象研究领域出现了把土壤2植被2大气作为连续体的耦合数
应 用 生 态 学 报 　2004 年 11 月 　第 15 卷 　第 11 期 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　
CHIN ESE JOURNAL OF APPL IED ECOLO GY ,Nov. 2004 ,15 (11)∶2005～2012
值模式 ,对于蒸散的研究也开始有新的发展 ,如刘树
华等[9 ]利用一维土壤2植被2大气耦合数值模式 ,研
究我国西北干旱半干旱地区夏季不同植被覆盖度近
地面层的水分蒸散过程. 土壤2植被2大气连续体的
耦合数值模式的建立 ,需要微气象学、土壤物理学、
植物生理学等学科的综合知识 ,特别是对地表热量
平衡、辐射特征进行周密的考虑 ,使模式能够更真实
地模拟近地面层的蒸发、蒸腾和蒸散以及热量输送
过程.
本文将大气边界层和植被冠层内微气象模式相
耦合 ,考虑了植被在辐射、动力、热力输送中的一些
物理机理 ,建立一个土壤2植被2大气连续体物质和
能量交换的数值模式 ,并应用该模式对森林下垫面
大气边界层各物理量的垂直分布日变化、植被和植
被冠层空气温度、叶面热通量等的变化规律 ,及其非
均匀下垫面形成的湍流、温度和风场分布及其环流
特征形成进行了数值模拟. 模拟结果有助于弥补实
际观测的不足和更加深入地对森林冠层物质、能量
的输送机理及对区域气候影响的认识.
2 　模式介绍
　　为了考察陆面不均匀性对大气运动和物质能量交换的
影响 ,使用二维模型. 本模型的优点在于植被部分也是用二
维参数描述 ,在本文中简化为纵向均匀 ,所以具有一定的扩
展性 ,可为更加深入地研究植被层内的微尺度物理现象奠定
基础.
211 　大气动力学方程
大气边界层在 x2z 二维坐标中的基本动力学方程如下 :5 u5 t = - u 5 u5 x - w 5 u5 z - θ5π5 x + Fu + S p (1)5θ5 t = - u 5θ5 x - w 5θ5 z + Fθ + S H (2)5π5 z = - gθ (3)5 u5 x + 5 w5 z = 0 (4)5 R5 t = - u 5 R5 x - w 5 R5 z + FR + S q (5)
其中 ,
θ = T p0
p
01286
(6)
π = Cp
p
p0
01286
(7)
分别表示位温和 Exner 函数 ,g 为重力加速度 , u、w 分别为
水平和垂直方向风速 , R 为比湿 ( kg·kg - 1) , Cp = 1 005 J·
K- 1·kg - 1为空气的定压比热 ,大气压强 p0 = 1 000 hpa ; Fu ,
FR , Fθ代表动量、水汽与热量的湍流项 ,其形式如下 :
Fφ =
55 z KH 5φ5 x + 55 z KV 5φ5 z (8)
S p 、S H、S q 分别表示动量、热量和水汽源 ,本文中为大气下部
植被对大气的动量、热量和水汽输送 (或吸收) . S p 、S H、S q 的
表达式在下文讨论.
212 　湍流交换系数
湍流交换系数的取法很多人提出了不同的模型 ,本模型
采用 Blackadar 方法[1 ] ,计算混合长度 l ,进而得到动量交换
系数 K. 风速切变量取为 :
S w =
5 u5 z 2 + 5 w5 z 2 1/ 2 (9)
植被高度取为 ht ,当 z > ht 时 ,混合长度
l =
k0 ( l + z0)
1 +
k0 ( l + z0)
β
(10)
其中 ,卡曼常数 k0 = 014 , z0 为地表粗糙度 ,在植被内部 ,设
植被覆盖率为 veg ,单位体积叶面积密度为μ( z ) (本文令μ
为常数) ,β为地转参数 ,β = (27 ×10 - 5 V g) / f , V g 为地转
风 , f 为科里奥利参数 , f = 2ωcosφ, …ω是地球旋转角速度 ,φ
是地理纬度. 则混合长度的形式为 [18 ] :
l = 0103Chμ·veg (11)
其中 , Ch 为一无量纲参数. K 的一个表达式为[8 ] :
K =
l2 S w (1 +αR i)
l2 S w (1 - αR i)
　
R i < 0
R i ≥0
(12)
其中 , R i 为理查德森数 :
R i =
g
θ
5θ/ 5 z
S w 2
(13)
常数α = - 3. 本模型中取 :
Km H = KmV = K , KqH = KqV =αp K , KθH = KθV =αp K
下标 m 表示动量交换系数 , q 表示水汽交换系数 ,θ表示热
量交换系数 , H 和 V 表示水平方向和垂直方向 ,αp 普朗德倒
数 ,取αp = 1135.
213 　辐射能量通量
21311 短波辐射能量 　设植被覆盖率为 veg ,叶面反射率为
αh ,忽略植被光合作用吸收 ,那么植被层顶吸收的直接太阳
短波辐射通量 S down 中作用于植被中的产生热效应的短波辐
射 S f 为
S f = veg (1 - αh) S down (14)
地面反射率为αg 时 ,地面热效应短波辐射通量 S g 为 :
S g = (1 - veg) (1 - αg) S down (15)
其中 ,忽略了地面和植被反射短波的热效应. 植被层顶吸收
的直接太阳短波辐射通量为 [5 ] :
S down = ( t - α) S0cos Z (16)
式中 , t 为 Kondratyev考虑了天空漫反射后提出的经验参数 ,
a 是大气对太阳光谱的吸收系数[10 ] , S 0 是太阳常数 (1 367
W ·m- 2) , Z 为太阳高度角.
21312 长波辐射通量 　大气向下长波辐射通量为 [5 ] :
L a = εaσT4a (17)
其中 ,σ为 Stefan2Boltzman 常数 ,σ = 5168 ×10 - 8 W ·m- 2 ·
K- 4 , Ta 为参考层大气温度 ,εa 为大气长波放射系数[10 ] . 植
6002 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　15 卷
被长波辐射通量 :
L f = 2 vegεfσT4f (18)
其中 , T f 为植被层 (平均) 温度 ,在本模型中没有考虑植被温
度的高度分布 ,所以 T f 仅是空间位置 x 的函数 ,εf 为植被长
波放射系数 ,εf = 0195. 因子 2 是因为植被有向上、向下辐
射. 地表长波辐射通量 :
L g = εgσT4gs (19)
其中 , Tgs 为地表温度 ,εg 为地表长波放射系数 , 本文取
0191.
简化处理长波吸收 ,认为植被、地表对长波辐射全部吸
收 ,不考虑长波的反射 , 可得到植被层和地表的长波吸收
L fin 和 L gin 为 :
L f in = veg ( L a + L g) (20)
L gin = (1 - veg) L a + 12 L f (21)
21313 总辐射能量通量 　植被总辐射通量 :
R nf = S f + L f in - L f (22)
地表总辐射通量 :
R ng = S g + L gin - L g (23)
214 　植被层子系统
21411 植被感热通量 　单位体积植被向大气输送的热量通
量为 :
Hf v ( x , z , t) =
　
veg ·μ( z )ρaCp ( Tf ( x) - Ta ( x , z , t) ) / Ra
0
　
z < h
z > h
(24)
其中 ,下标 v 表示单位体积的热量通量 ,ρa 为空气密度 , Ra
为叶面的空气动力学阻抗 :
Ra = 1/ [ Cf u ( x , z , t) ] (25)
其中 , Cf 为植被的动量、热量、水汽传输系数 , 由下式确
定[20 ] :
Cf = 0101 1 + 013
u ( x , z , t) (26)
其中 , T f 为植被冠层的温度 ,它是横坐标 x 的函数. 大气动
力学方程中热源 :
S h = Hf v (27)
单位面积冠层总的热量通量为 :
Hfs ( x , t) =∫h0 Hf v ( x , z , t) dz (28)
其中 ,下标 s 表示单位面积.
21412 植被冠层的潜热通量 　不考虑叶面截流水 ,叶面蒸腾
总量的计算式如下 [14 ] :
Ehv = vegμ( z )ρa
qsat ( Ts) - qa
Ra + Rs
(29)
其中 , qsat ( Ts) 和 qa 分别为表面温度为 Ts 时的饱和水汽压和
大气水汽压 , Ra 是空气动学阻抗 , Rs 是植被系统的表面阻
抗. 参数化详见文献[10 ,14 ,18 ,20 ] .
单位面积植被的总蒸腾量为 :
Ehs =∫h0 Ehv d z (30)
这样植被潜热通量可以写成λEhs ,水的汽化热λ = 215 ×106
J ·kg- 1 .
21413 植被温度方程 　由植被感热、潜热通量的表达式 ,可
以写出植被温度的方程 :
Ch
5 T f5 t = R nf - Hfs - λEhs (31)
Ch 为植被单位面积的热容量 :
Ch = 0102 LAI Cw (32)
其中 ,LAI 为叶面积指数 , Cw 为水的热容.
21414 植被向大气释放的其他通量 　类似热量通量的写法 ,
植被的动量通量体密度写为 :
S p = - vegμ( z)ρaU ( x , z , t) / Ra (33)
水汽通量体密度 :
S q = Ehv (34)
215 　土壤子系统
21511 土壤物理量的通量及与大气的连接条件 　由于单独
考虑地表向大气传输热量和水汽 ,将植被排除在外 ,因此不
能用参考层和空气动力学阻抗方法求通量. 由于本文中底层
格点间距很小 ,可以认为在这个薄气层内的热通量、水汽通
量就是地表的热通量、水汽通量. 薄气层底层温度和比湿仅
决定于土壤表面的性质 ,通量由温度和水汽梯度计算得到.
土壤向大气底层输送的热量通量方程可写为 :
Hg = ρaCp KθV
5 Ta5 z z = 0 (35)
边界条件为 Ta (0) = Tgs | z = 0 ,其中 Tgs (0) 和 Ta (0) 分别表
示高度为零处土壤温度和大气温度 ,计算方法在下文讨论.
类似能量和水汽通量的计算方程为 :
Eg = ρa KqV
5 Qa5 z z = 0 (36)
边界条件为 Qa (0) = huQsat ( Tgs) | z = 0. 式中 , Qa (0) 地表
高度为 0 处空气比湿 , hu 为地表相对湿度[14 ] , Qsat ( Ts) 为地
表温度为 Ts 时的饱和比湿 ,由 Teten 方程[10 ] 得 :
es ( Ts) = 611exp 171269 Ts - 273116Ts - 35186 　(hpa) (37)
Qsat ( Ts) = 01622 es ( Ts)p - 01378 es ( Ts) 　(kg ·kg- 1) (38)
对地表动量通量和风速的处理 ,可令 , U (0) = 0 . 于是
在土壤表面 ,温度的连接条件写成 :
C
5 Tg5 z z = 0 = R ng - Hg - λHg (39)
其中 , Tg 表示土壤温度.
21512 土壤温度方程 　由于本文主要研究地表温度和湿度 ,
因此可以采用二维连续介质热传导方程求土壤温度 ,并且不
考虑土壤中的潜热通量. 设土壤温度为 Tg ( x , z , t) ,则 :
Cg
5 Tg5 t = 55 x C 5 Tg5 x + 55 z C 5 Tg5 z (40)
其中 , Cg 、C 分别为土壤单位体积热容量和热导率 :
Cg = (1 + W sat) Ci + W gCw (41)
其中 , W sat 为土壤饱和含水量 , W g 为土壤含水量 , Ci 为干土
700211 期 　　　　　　　　　　刘新华等 :森林生态系统与大气边界层相互作用的数值模拟 　　　　　　　　　
壤单位体积热容量. 它们的参数化参见参考文献 [12 ] .
21513 土壤表层温度 　土壤表层温度由能量平衡方程 (39)
隐式地确定. 在数值模式中 ,假定大气最底层为第零层 ,第 K
层的气温为 Ta ( K) ,能量湍流交换系数 KθV ( K) . 差分表达
式 :
KθV
5 Ta5 z K = 1 = K; V (1) Ta (2) - Ta (0)z (2) - z (0) (42)
地下温度部分最上层为第 0 层 ,第 K 层的温度为 Tg ( K) ,纵
坐标 Zg ( K)5 Tg5 z K = 1/ 2 = Tg (1) - Tg (0)Z (1) - Z (0) (43)
边界条件为 Ta (0) = Tg (0) = Tgs ,认为地表薄层内热通量
不随高度变化 ,将各量的差分表达式代入能量的平衡方程 ,
得到 Tgs 的表达式 :
Tgs = [ R ng + KθV (1) Cp Ta (2) / ( Z (2) - Z (0) ) - λEg +
αTg/ ( Zg (1) - Zg (0) ) / KθV (1) Cp ]/ [ ( Z (2) -
Z (0) ) + C/ ( Zg (1) - Zg (0) ) ] (44)
21514 土壤含水量方程 　在含水量的考虑中 ,本模式将土壤
分为两层 ,即表面层 (0101 m) 和下层 ,包括根区层和重力渗
透层. 表面层由于土壤蒸发 ,含水量随时间有明显变化 ;而下
层土壤含水量较稳定 ,可以弥补表面层蒸发和植被蒸腾抽吸
而损失的水分. 因此 ,森林土壤含水量基本保持不变 ,出于简
化模式的考虑 ,将在不同的典型植被类型下取下层含水量为
常数 W g ,而表层土壤含水量 W g0 ( x , t) 则是坐标和时间的
函数. 不考虑降水 ,则表层土壤含水量的方程为 [2 ,10 ,11 ,14 ] :5 W g05 t = C1ρw d1 ( - Eg) - C2τ ( W g - W geq)
0 ≤ W g ≤ W sat (45)
式中 ,ρw 为液态水密度 , Eg 为土壤的蒸发量 , W geq 为当重力
与毛细管张力平衡时 ,土壤表面体积含水量 [11 ] :
W geq = W g - a
W g
W sat
p
1 -
W g
W sat
8 p
W sat (46)
d1 为土壤表面层厚度 ,取 0101 m ;系数 C1 和 C2 的计算式如
下 :
C1 = C1sat
W sat
W g
b
2 +1 (47)
C2 = C2ref
W 2
W sat - W 2 + W fl
(48)
其中 , W fl 为土壤达到饱和时 ,使上式有意义的一个小量 ,本
文取 0105. 常数 C1sat = 01375 , C2ref = 013.
3 　差分格式、边界条件与初始条件
　　模式模拟范围为横向 (南北方向) 范围 60 km ,
纵向范围 4 km ,土壤深度 40 cm 的二维空间 ,并将
其划分为格点以便进行数值计算. 横向被均匀分为
60 个格点 ;纵向 155 个格点 ,其中 ,土壤纵向均分为
10 个格点 ,大气纵向分为 145 个不均匀的格点 :第 1
层 50 个格点 ,高度 0～82 m ,包含了 25 m 的植被
区 ;第 2 层 45 个格点 ,高度 82～500 m ;第 3 层 25
个格点 ,高度 500～1500 m ;第四层 25 个格点 ,高度
1 500～4 000 m. 模式模拟的范围大于待研究考察
的实际范围. 上风方向边界上的风速、位温、比湿以
及土壤温度取其边界临近 3 个格点数值的平均值 ,
下风方向边界值取其边界临近 3 个格点数值的平均
值.上边界假定各物理量为常数 ,并且通量为常数 ,
即上边界两层数值不变. 下边界一定深度内土壤温
度取常数. 由于模式模拟 24 h 内所有量的变化 ,所
以初始条件应当与模拟 24 h 后的结果相吻合 ,既能
够连接成为第 2 个 24 h 的初始条件. 出于此考虑 ,
为了得到合理的初始条件 ,首先根据实际经验人为
规定一个初始条件 ,并令模式运行 24 h ,得到的末状
态应该是更适合作为初始条件的解 (这是由于生态
系统具有较强的稳定性 ,稳定的准周期状态会对邻
近有一定偏差的轨道有吸引作用 ,最终收敛到稳定
准周期状态) . 因此本模式的做法是连续模拟数天的
数值 ,并舍弃第 1 个 24 h 的数值 ,仅考察 24 h 之后
的模拟结果. 初始风速廓线 (m·s - 1) :
u ( I , K) =
415 Z1010 0114
u | z = 1 500 m
Z ≤1 500 m
1 500 m ≤ Z ≤4 000 m
(49)
初始位温廓线 ( K) :
θ( I , K) =
28715
29810
29810 + 115 ( Z - 1 000)100
30515 + 015 ( Z - 1 500)100 　0 ≤ Z ≤500 m500 m ≤ Z ≤1 000 m1 000 m ≤ Z ≤1 500 m1 500 m ≤ Z ≤4 000 m
(50)
初始比湿廓线 (kg ·kg - 1) :
Q ( I , K) = 01006 - 10 - 6 Z (51)
叶面温度 :
T f ( I) = 29010
初始土壤含水量 :
w g ( I) = 014 m3 ·m - 3 , w 2 = 014 m3 ·m - 3
土壤温度 :
Tgs ( I) = Tg ( I) = 290
模拟的时间步长取为 1 s ,差分格式采用菱形跳
步法 ,该格式恒稳.
8002 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　15 卷
4 　模拟结果与分析
本模式模拟中纬度地区初夏时节 ,地理纬度为
4516°N ,时间为 1 年中的第 200 d ,即 7 月 19 日. 模
式植被和土壤特征参数取值见表 1. 该表中的参数
是依据王正非等编著的《森林气象学》选取的[17 ] .
表 1 　植被和土壤特征参数
Table 1 Feature parameters of vegetation and soil
植被覆盖率 Vegetation fraction 018
植被高度 Top of the canopy 25 (m)
叶面积指数 Leaf area index 014 (m2·m - 3)
叶面反射率 Albedo of leaf 012
叶面蒸腾阻抗 Resistance of leaf transpiration 40～5 000 (s·m - 1)
气孔打开最佳温度 Temperature of stomata open 298 ( K)
干土壤比热 Specific heat capacity of dry soil 321 (J·kg - 1·K - 1)
干土壤密度 Density of dry soil 200 (kg·m - 3)
土壤饱和含水量 Saturation soil moisture content 01472 (kg·kg - 1
植物枯萎含水量 Plant withered moisture content 01015 (kg·kg - 1)
田间土壤持水量 Field soil moisture capacity 01409 (kg·kg - 1)
　　在森林植被生态系统中 ,太阳短波辐射是控制
热量平衡的主要能量来源. 感热和潜热输送是热量
平衡的主要因素. 图 1 给出了植被生态系统的热量
通量的日变化特征. 由图 1 可见 ,植被表面净辐射通
量白天为正值 ,在 13 :00 时 (地方时下同) 左右达到
极大值. 夜晚由于长波辐射的作用 ,净辐射为负值.
感热通量表达了植被温度和冠层内空气温度的相互
关系. 感热通量为正时表示植被加热空气 ,植被温度
高于冠层空气温度 ;反之则表示植被温度低于冠层
空气温度. 由图 1 可以看出 ,夜晚感热通量维持在
- 40 W·m - 2左右 ,植被温度低于冠层温度 ,植被蒸
腾停止 ,甚至在植被表面凝结水汽. 日出后植被温度
迅速升高 ,开始加热冠层内空气 ,感热通量上升较
快 ,并在 12 :00 时左右达到最大值. 随后由于太阳辐
射和植被蒸腾的原因叶面温度降低 ,感热通量也随
之缓慢下降 ,并于 18 :00 时降到零通量 ,此时叶面温
度降至和气温相同. 叶温由于蒸散潜热继续下降 ,在
蒸腾停止 (20 :00)后不久减缓下降速度 ,达到夜晚的
数值. 由图 1 明显看出 ,日出后蒸散潜热通量的增加
明显比感热通量慢 ,达到峰值的时间也晚 ,这是由于
感热通量热量是积累的结果 ,而蒸散潜热通量是由
热量转换为地表的蒸发、植被的蒸腾的综合结果 ,所
以感热通量的峰值出现时间要早于蒸散潜热出现的
时间. 中午左右太阳高度角最高 ,短波辐射最强 ,森
林植被积累热量达到最大 ,所以在午后 15 :00 时蒸
散潜热达到极大值. 在夜晚由于长波辐射作用 ,植被
与大气温度趋于一致 ,甚至低于大气温度 ,当达到露
点温度时 ,空气处于饱和或者接近饱和的状态 ,植被
甚至出现凝结现象 ,这时植被蒸腾停止 ,所以蒸散潜
热通量在夜晚几乎为零.
图 1 　植被生态系统热量通量的日变化特征
Fig. 1 Diurnal variation feature of heat flux over vegetation ecosystem.
　　由图 2 可见 ,由于植被冠层直接吸收和储存太阳
辐射热能 ,导致日出后 ,植被温度上升较快 ,在 12 :00
时达到极大值 ,与净辐射的日变化规律一致. 但由于
植被冠层热能的储存 ,导致植被温度达到极大值后衰
减下降缓慢 ,日变化曲线不象净辐射通量那样呈正态
分布.植被冠层空气温度和地表温度的日变化规律基
本一致 ,这是由于植被冠层内空气的湍流交换较弱形
成的.图 2 表明 ,在森林生态系统中 ,太阳辐射热能首
先加热植被冠层 ,再加热冠层空气和地表 ,因而植被
冠层温度上升比植被冠层空气温度和地面温度要快 ,
达到极大值的时间也比植被冠层空气温度和地面温
度达到极大值的时间 15 :00 时提前. 18 :00 时为冠层
空气温度与植被温度相等的时刻 ,称为植被冠层气温
等温点 ,此时植被感热通量为零.
图 2 　植被生态系统温度的日变化特征
Fig. 2 Diurnal variation feature of temperature in vegetation ecosystem.
　　第 30 格点位温的时空间分布剖面和位温廓线
日变化见图 3 和图 4. 由图 3 可看出 ,在 10 :00 时森
林近地面层位温发生了剧烈变化 ,与图 1、图 2 热量
和温度的变化一致 ,12 :00～18 :00 时 500 m 以下温
度分布为超绝热分布. 由图 4 可看出 ,由于白天森林
900211 期 　　　　　　　　　　刘新华等 :森林生态系统与大气边界层相互作用的数值模拟 　　　　　　　　　
图 3 　位温的时空间分布 (等值线单位 K)
Fig. 3 Spatial and temporal distributions of potential temperature (con2
tour K) .
图 4 　位温廓线的日变化特征
Fig. 4 Diurnal variation feature of potential temperature profiles.
热量的储存 ,夜间森林冠层内保持了温度的绝热特
征 ,而冠层以上近地层形成以较强地逆温层 ,该逆温
层在日出后逐渐北打破 ,到中午前后 ,由于植被冠层
地热储存作用 ,在冠层内形成逆温层 ,而在冠层上地
近地面层则形成较强地超绝热层. 从图 3 和图 4 可
以看出 ,森林生态系统对近地层大气热力过程的作
用. 温度波动在大气底层 500 m 变化最为剧烈 ,这也
是森林生态系统对大气边界层影响的主要高度. 由
图 3 和 4 还可以看出 ,森林生态系统对大气边界层
的影响可达 800 m 左右. 森林生态系统和大气边界
层中的通量和温度的特征与其湍流特征有着重要关
系.在动量湍流交换系数的时空分布剖面和动量湍
流交换系数廓线的日变化见图 5 和图 6. 由图 5 和
图 6 可见 ,森林生态系统下垫面湍流交换系数在
12 :00 时 ,200 m 开始发展 ,湍流交换系数剖面和廓
线日变化极大值出现的时间是 16 :00 时 ,在 200～
400 m 之间 ,并有明显的日变化特征 , 18 : 00 时以
后 ,由于太阳辐射的减弱 ,湍流交换开始减小. 从图
5 和图 6 可以看出 ,森林生态系统对大气边界层的
影响可达 800 m 左右 ,这与位温模拟结果一致.
图 5 　湍流动量交换系数的时空分布 (等值线单位 m2·s - 1)
Fig. 5 Spatial and temporal distributions of turbulence momentum ex2
change coefficient (contour m2·s - 1) .
图 6 　湍流动量交换系数廓线日变化特征
Fig. 6 Diurnal variation feature of turbulence momentum exchange coef2
ficients profiles.
　　在图 7 和图 8 中给出了风速的时空分布剖面和
风速廓线的日变化. 由图 7、图 8 可见 ,在森林生态
系统下垫面 ,由于热量的积累和动力作用 ,8 :00 时
以后近地面层风速开始加大 ,并逐渐上传影响大气
边界层 ,到 16 :00 时已影响到 600 m 高度. 从图 7、8
中可看出 ,森林生态系统对大气边界层的影响可达
800 m 左右 ,这与位温、湍流交换系数的模拟结果一
致. 18 :00 时以后 ,由于太阳辐射和湍流交换的减
弱 ,边界层中风速开始减小. 从图 8 中可看出 ,森林
生态系统下垫面大气边界层中风速廓线的日变化特
征 ,在森林冠层内 ( z < 25 m) 风速日变化不明显 ,风
速都小于 1 m·s - 1 ;在森林冠层以上 ( z < 100 m) ,由
于森林冠层对动量的吸收和对较大尺度湍涡的破碎
作用 ,出现强剪切层 ,使得风速随高度的增加迅速增
大. 为了清楚起见 ,图 9 给出了森林冠层近地层大气
的低空风速廓线. 由图 8、图 9 可见 ,模拟结果没有
出现植被冠层到大气边界层的典型“S”型廓线 ,这
是由于我们的参数化中 ,简单设森林冠层内湍流交
换系数和植被叶面积指数分布的参数化是随植被高
度呈线性变化造成的. 尽管如此 ,从图 9 中仍然可以
0102 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　15 卷
图 7 　风速的时空分布 (等值线单位 m·s - 1)
Fig. 7 Spatial and temporal distributions of wind speed ( contour m·
s - 1) .
图 8 　风速的廓线日变化特征
Fig. 8 Diurnal variation feature of wind speed profiles.
图 9 　近地面层风速廓线特征
Fig. 9 Feature of wind speed profile over surface layer.
看到植被内风速和冠层上方风速存在的明显风速切
变的重要廓线特征. 模拟的这些森林生态系统风速
廓线的变化趋势特征与实际的风速廓线还是十分相
似的. 因此该模拟结果对森林下垫面与大气边界层
相互作用研究及探测具有一定地指导作用.
　　森林生态系统下垫面的热量平衡、动力热力过
程和湍流输送过程不但影响到湍流交换系数、风速
和温度的时空分布剖面和风速廓线的日变化特征 ,
图 10 　空气含水量的时空分布 (等值线单位 kg·kg - 1)
Fig. 10 Spatial and temporal distributions of air moisture content (con2
tour kg·kg - 1) .
图 11 　空气含水量的廓线日变化特征
Fig. 11 Diurnal variation feature of air moisture content profiles.
同样对湿度的时空分布剖面和廓线的日变化产生重
要影响. 图 10、图 11 给出了湿度的时空分布剖面和
廓线的日变化.
从图 10 可明显地看出 ,在森林生态系统下垫
面 ,8 :00 时以后由于太阳的辐射作用 ,森林冠层表
面的蒸发和冠层的蒸腾开始 ,使得近地面层大气的
湿度开始升高. 此后 ,随着太阳辐射作用的加强 ,森
林生态系统内热能的增加导致温度的升高 ,湍流交
换加强 ,森林生态系统的蒸散进一步加强. 到 16 :00
时已影响到 600 m 高度. 18 :00 时以后 ,由于太阳辐
射和湍流交换的减弱 ,边界层中 ( z < 400 m) 等比湿
线的高度开始减小. 图 11 中表示了一天中比湿廓线
随时间的变化关系. 从图 11 中可看出 ,森林生态系
统下垫面大气边界层中比湿廓线的日变化特征. 由
于森林冠层的蒸散直接受到太阳辐射的控制 ,而森
林冠层的蒸散又制约着近地面层大气的比湿 ,所以
在森林冠层内 ( z < 25 m) 比湿的日变化非常之大 ;
在由森林冠层上 ( z < 100 m) ,由于森林冠层的凝结
作用 ,在夜间到凌晨空气的含水量会相当大. 从图
11 中也可看出 ,森林生态系统对大气边界层的影响
可达 800 m 左右 ,这与前面的模拟结果一致.
110211 期 　　　　　　　　　　刘新华等 :森林生态系统与大气边界层相互作用的数值模拟 　　　　　　　　　
5 　讨 　　论
本文应用大气边界层和植被冠层微气象学基本
原理 ,建立了一个森林生态系统与大气边界层相互
作用的数值模式. 模式注重从基本的物理规律入手 ,
尽量使用第一性原理进行模拟 ,因此一方面具有较
好的完整性 ,另一方面也突出了重要的细节 ,例如冠
层内的物质以及热量交换过程. 冠层内的湍流交换
系数算法只考虑了植被叶面积指数 ,因此适用于覆
盖率较高的森林植被地区.
本模式的模拟结果与实际观测在规律和趋势上
十分吻合 ,因此具有较高的合理性和可信度. 模拟结
果包含了植被近地层的热量平衡 ,植被冠层空气温、
冠层温度和地表温度的日变化 ,冠层及其近地面层
和大气边界层位温、风速、湿度以及湍流交换系数的
时空分布和廓线日变化特征 ,验证了植被冠层在大
气边界层物质、能量输送过程中的作用. 所以 ,该模
式可以应用于生态系统评价及与大气边界层相互作
用的研究.
本文中所建立的模式对一些物理量的变化过程
进行了简化处理 ,参数的选择也有很大调整的余地.
植物的叶面积指数随植被高度的分布取了一个非常
简单的函数关系 ,并且令植物温度上下均匀一致 ,也
没有考虑植被内辐射强度的分布 ,而是简单的认为
辐射能量是均匀地分布在各高度的冠层中 ,这些简
化的表达形式都与实际有很大差异 ,将有待于进一
步以实际观测为依据 ,从理论上深化改进. 例如 ,建
立合理的叶面积指数分布公式、植被内辐射指数分
布公式等 ,力求使模式更准确和精确模拟土壤 - 植
被 - 大气连续体物质和能量交换过程及森林生态系
统与大气边界层相互作用机理.
参考文献
1 　Blackadar A K. 1962. The vertical distribution of wind and turbulent
exchange in a neutral atmosphere. J Geoph Res ,67 :3095～3102
2 　Deardorff J W. 1978. Efficient prediction of ground surface tempera2
ture and moisture with inclusion of a layer of vegetation. J Geoph
Res ,83 :1889～1903
3 　Dickinson RE. 1984. Modeling evapotranspiration for three2dimen2
sional global climate models. In : Hanson J E , Takahashi T ,eds. Cli2
mate Process and Climate Sensitivity. Geophysics Monograph ,
America Geophysics Umion. 58～72
4 Dickinson RE. 1986. Biosphere2Atmosphere Transfer Scheme
(BATS) for the NCAR Community Climate Model. NCAR/ TN2
275 + SRT.
5 　Kondratyev J . 1969. Radiation in the Atmosphere. New York :Aca2
demic Press.
6 　Li ZJ ,Lin JD ,Miller DR. 1990. Air flow over and through a forest
edge: A steady state numerical simulation. Boundary2L ayer Me2
tero ,51 :179～197
7 　Li ZJ ,Miller DR ,Lin JD. 1985. A first2order closure scheme to de2
scribe counter gradient momentum transport in plant canopies.
Boundary2L ayer Metero ,33 :77～83
8　Liu S2H (刘树华) , Hong Z2X (洪钟祥) ,Li J (李 　军) , et al .
1995. Numerical simulation of temperature and humidity profiles
structure of atmospheric boundary layer over Gobi underlying sur2
face. J Peking U niv (Sci Nat) (北京大学学报·自然科学版) , 31
(3) :345～350 (in Chinese)
9 　Liu S2H(刘树华) ,Hang Z2C (黄子琛) ,Liu L2C (刘立超) . 1996.
Numerical simulation of the evapotranspiration process in the soil2
vegetation2atmosphere continum. Acta Geogr Sin (地理学报) , 51
(2) :118～125 (in Chinese)
10 　Liu S2H(刘树华) , Wen P2H (文平辉) , Zhang Y2Y(张云雁) , et
al . 2001. Sensitivity tests of interaction between land surface physi2
cal process and atmospheric boundary layer. Acta Metero Sin (气象
学报) ,59 (5) :533～548 (in Chinese)
11 　Liu SH ,Liu HP ,Li S , et al . 1998. A modified SiB model of bio2
sphere2atmosphere transfer scheme. J Desert Res , 18 ( supp . ) : 7～
16
12 　McCumber MC ,Pielke RA. 1981. Simulation of the effects of sur2
face fluxes of heat and moisture in mesoscale numerical model ,Part
I. J Geoph Res ,86 :9929～9938
13 　Naot O , Mahrer Y. 1989. Modeling microclimate environments : A
verification study. Boundary2L ayer Metero ,46 :3333～354.
14 　Noilhan J ,Planton S. 1989. A simple parameterization of land sur2
face process for meteorological models. Mon Wea Rev , 117 :536～
549
15 　Raupach MR ,Shaw RH. 1982. Averaging procedures for flow with2
in vegetation canopies. Boundary2L ayer Metero ,22 :79～90
16 　Sellers PJ ,Mintz Z ,Sud YC , et al . 1986. A simple model (SiB) for
use within general circulation models. J A t mos Sci ,43 :505～531
17 　Wang Z2F(王正非) ,Zhu T2Y(朱廷曜) ,Zhu J2W (朱劲伟) ,eds.
1985. Forest Meteorology. Beijing : China Forestry Press. (in Chi2
nese)
18 　Wilson NR ,Shaw RH. 1977. A high order closure model for canopy
flow. J A ppl Metero ,16 :1197～1205
19 　Yamada T. 1982. A numerical model study of turbulent airflow in
and above a forest canopy. J Metero Soc Jap ,60 :439～455
20 　Yamada T. 1983. Simulations of nocturnal drainage flows by a q22L
turbulence closure model. J A t m Aci ,40 :91～106
作者简介 　刘树华 ,男 ,1952 年生 ,教授 ,博士生导师 ,主要
从事大气边界层物理与生态环境的教学和研究工作 ,发表论
文 100 余篇. Tel : 010262754993 ; E2mail :Lshuhua @pku. edu.
cn
2102 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　15 卷