混合动力在气候区域的湖泊
麦金太尔和J M Melack,加州大学圣芭芭拉分校,美国
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介绍
气候和地理环境之间的相互作用导致水文变化和梯度,物理、化学和生物条件湖泊。太阳辐照度的年度周期季节性振幅增加高纬度地区众所周知的原因在光周期和温度梯度。内陆地区与沿海地区不同,往往所,体验更为温和的温度。因此,由于地球的大比例的土地在北半球,海洋条件往往有一个更大的影响力在南半球。全球年平均降水量大于蒸发在低收入和中等纬度,但蒸发通常超过沉淀在亚热带。然而,hydrologi-cally封闭的盆地,超过当地降水,蒸发发生在所有大洲。
在20世纪期间,湖泊的研究在世界范围内产生了大量的个人信息湖泊以及区域综合体。基于这些结果,纬度的相关性与湖沼学的特点揭示了几种模式。基于有限在热带地区,太阳辐照度变化最大温度混合层中的湖泊是在热带地区相似,但往往通过温带下降,和最底温度附近的地理差异解释为纬度和海拔。低溶解氧浓度往往是在深水域热带湖泊比更高纬度湖泊。尽管相当大的月度浮游植物的光合速率的变化发生在热带湖泊和对应于季节性降雨,河流流入和垂直混合,不纬向趋势在热带湖泊初级生产力的存在。当扩展到温带和北极湖泊、最大变化对双打和与纬度显著相关。与鱼类、浮游动物和浮游植物的物种丰富度底栖动物不倾向于高热带湖泊与温带湖泊。
近期调查湖泊的物理过程先进我们的理解和允许的机械解释气候差异分层和混合。因为这些过程是生物和化学的基础条件,我们重点检查这些过程的湖泊在气候区。raybet雷竞技最新
在分层模式和混合背景
差异在分层和湖泊混合动力来自与大气和流入动量和能量交流调制由气候条件和盆地形态测量学。方案基于时间的差异分类湖泊垂直混合编译在ge哈钦森论述湖沼学和修改由高家俊刘易斯jr .)导致实证分类系统。八个类型的混合(永冻monomictic,冷,dimictic,温暖monomictic和四种polymixis)分布与水深和纬度,调整高度。部分循环湖泊保持分层长时间由于过程导致溶质的积累深度。
足够深的湖泊季节性分层,刘易斯定义的主要混合类型取决于季节性的天气模式。冷却在秋天或季风期间结合剪切由于风迫使侵蚀季节性分层。Polymictic湖泊浅和倾向于混合经常是由于冷却,晚上风的结合。冷monomictic和polymictic湖泊在高纬度地区发现水温不超过4°C;这些湖泊混合在夏季无冰的时候。温暖monomictic和polymictic湖泊出现在水温超过4°C的一部分。温暖的monomictic湖泊在冬天混合。温暖polymictic湖泊被发现在一个广泛的纬度包括北极。
混合过程的了解湖泊改善了与应用程序的新仪器和数值模型,底层机制可以被纳入分析的频率、强度、混合和深度。详细描述物理过程的物理湖沼学提供了部分的百科全书。表面能计算预算使用气象数据和时间序列的测量尤为重要,对于了解控制温度混合层动力学。这些,将插图之后,我们开始开发一个预测了解混合层的动态变化很大小湖泊从热带到极地和对水生生物的影响。无量纲指标提供见解的机制诱导混合变温层和深水层。
了解这些随纬度变化将使预测之间的连接性较高层和较低层的水柱影响水生生态系统函数。
通过表面能量预算,我们学习多少热量丢失或获得通过潜热交换(LE蒸发),显热交换(SE,办理),和长,短波辐射光衰减的测量,我们可以预测温度是否稳定分层表面,就形成了一种混合层,和有多深(图1)。
热通量在一个湖的表面(图1)计算Qtot =伦+ LWout + LE + SE Qtot地表能量通量和伦和LWout传入和传出的长波辐射,分别。开尔文LWout取决于地表水温度的四次方;伦取决于云层;LE取决于湖之间的蒸汽压力梯度和上覆水、温度、风速;和SE取决于空气温差和风速。有效的热流进入积极混合区计算地表能量通量之和+净短波辐射到积极混合层。当净太阳辐射超过空气界面时的热损失,水体分层。当他们更少,
图1的表面能量预算和产生的温度资料的例子。热损失或收益发生在一个湖的表面包括潜热(LE)和显热通量交换(SE)。即将离任的长波辐射(靠)和传入的长波辐射(LWi)被添加到其他条件来计算地表能量通量(海基会)。传入的短波辐射(瑞士)诱导加热深度依赖于扩散衰减系数。一部分热量丢失(SWo)进入湖前由于反射损失依赖于反照率。小子和净短波之和称为有效热通量(EHF)。根据后一个学期,加上混合引起的风、温度概要文件(T)要么是分层表面(左)或就形成了一种混合层和温跃层以下(右)。根据之前的加热和冷却,多个斜温层可能的形式。
是发生在晚上,多云的时期,在冷却下降,并且经常在雨季时期,上混合层将失去热量和深化。上升暖气流引起的深化是由于冷却在湖边的表面。产生的湍流热损失可以通过湍流速度量化热损失的规模。这一项,w *,计算的浮力通量(Jbo)由于有效的热损失(H)和积极混合层的深度(H)。也就是说,/ bo =啊/ pcf的热膨胀系数,g是重力,p是密度,Cp热容,和w * = (/ b0h) 1/3;w *只存在当湖失去热量。通过比较这一项跨纬度的大小和白天的时间它是积极的,我们能够理解的角色在混合层动力学湖泊的热损失不同气候区raybet雷竞技最新。
风致混合通常认为主导混合层加深。然而,这种假设是否真的只能由比较动荡的速度从风力与热损失。风的动量通量取决于空气界面剪应力t,通常是根据风速平方乘以计算阻力系数。也就是t =保罗* 2 = pwuw * 2 = CdpaU2 u *是大气中摩擦速度,u * w是水摩擦速度,pa和pw分别是空气和水的密度,和Cd是一个阻力系数。剪切应力相当于两侧的空气与接口。风的湍流速度规模可以以水摩擦速度u * w。
风强迫和热损失都可以生成上层水体动荡。通过计算的湍流速度尺度,我们了解热损失导致了混合和风或热损失是否控制上的混合水域(图2)。湍流动能通量(TKF)到混合层取决于这两个术语的多维数据集。这一项的大小从而允许比较表面迫使平静时期,在风暴。通过计算这些不同的方面,我们准备的比较,使我们能够理解的因素导致颞混合层动力学的变化在一个湖和湖之间的差异。
风迫使不仅激发水流和气流上混合层,它也会导致上升流和下降温跃层的分层的湖泊和随后的生产内波和动荡(图2)。通过计算Wed-derburn湖(W)或数字(LN),我们学习风迫使表面是否足以倾斜温跃层(图3)W = g Aph2 / (pu * 2 l), g
相互作用导致混合
相互作用导致混合
图2生产过程导致动荡的示意图上混合层(UML),斜温层,深水层的湖泊。湍流是量化在很多方面,最常见的是湍流动能耗散率(e),涡流扩散系数系数(Kz)和湍流速度(u)和长度尺度(/)你在哪里计算从u * w和w *或e = u3的关系/ /当e和/被直接测量。
图2生产过程导致动荡的示意图上混合层(UML),斜温层,深水层的湖泊。湍流是量化在很多方面,最常见的是湍流动能耗散率(e),涡流扩散系数系数(Kz)和湍流速度(u)和长度尺度(/)你在哪里计算从u * w和w *或e = u3的关系/ /当e和/被直接测量。
图3中温跃层的倾斜程度取决于风速和分层以及混合层的深度(h)和湖的长度(L),可以计算从Wedderburn湖和相关数字。四风强迫和相同的假设的情况下密度分层表现出更大程度的上升流温跃层的长盆地相对较短的获取(a和b, c和d)和更大程度的上升流浅与深混合层(vs c和b和d)。对于每一个案例中,一个可能的Wedderburn表示数量,但值将转变的假设值h和l . Wedderburn价值越低或湖泊数量,尤其是当他们低于10越大,湍流度的斜温层和下面的深水层。
图3中温跃层的倾斜程度取决于风速和分层以及混合层的深度(h)和湖的长度(L),可以计算从Wedderburn湖和相关数字。风相同的四个假设的情况下强迫和密度分层显示的更大程度的上升流温跃层长盆地相对较短的获取(a和b, c和d)和更大程度的上升流浅与深混合层(vs c和b和d)。对于每一个案例,一个可能的Wedderburn表示数量,但值将转变的假设值h和l . Wedderburn价值越低或湖泊数量,尤其是当他们低于10越大,湍流度的斜温层和下面的深水层。
是重力,p是密度,美联社在温跃层密度差,h是混合层深度,L是湖,长度和u * w是剪切应力和摩擦速度来源于的水可以近似为0.001 u,平均风速。W是浮力力量抵制的比例混合除以惯性力,从而诱导混合乘以湖的长宽比。
因此,对于相同的密度差异ther-mocline和风力迫使,湖泊与混合层较浅或更长时间获取的W值较低(图3)。湖是一种积分形式的Wedderburn数字。如果这些数字很低(^ 1),一个湖和迅速被风强迫。如果接近1,温跃层上涌的表面,如果和10之间,部分上涌时,如果> 10,没有发生倾斜。如果ther-mocline倾斜,增加剪切发生在混合层的基础,有助于深化。同样,增加内部会发生剪切meta-limnion和深水层导致增强的混合和通量生物重要的溶质。事实上,涡流扩散系数系数(Kz),索引的动荡在分层流中用于计算通量,取决于湖泊数量。当LN > 10, Kz ~ 10“7平方米s”1,相当于分子传导的热量。减少低于10,Kz的值增加到三个数量级。比较这两个无量纲指标在纬度允许预测湖泊对风的影响的理解产生通量在表面混合层。
比较混合动力
开发一种混合过程的预测理解在湖泊在不同纬度需要考虑的大小和相位强迫的因素图1中概述和由此产生的变化在地表能量收支方面,湍流速度尺度,和无量纲指标(图2)。正如前面提到的,大规模的差异迫使纬度是众所周知,热预算基于每月平均多样性的湖泊已经出版和导致的季节性差异湖混合动力由哈钦森和刘易斯。是什么不知名的大小参数控制和描述混合动力在短时间尺度分层期间。为此,我们比较重要参数基于一套湖泊的高频气象数据是可用的(表1和2)。
我们目前的数据范围的湖泊大小从1公顷到670平方公里,是赤道附近发现(乌干达皮尔金顿湾;湖Calado、巴西),在北极(Toolik湖,阿拉斯加),和一系列的海拔在温带地区。三个温带湖泊只有几公顷的规模和dimictic;三大湖泊,由于其较大的大小或盐含量(莫诺湖,CA),温暖monomictic。衰减系数是变量,从0.09明显太浩湖5在高度紧张的鳟鱼沼泽。在混合层深度预期为高衰减,浅和深再取回,混合层深度指出这并不完全遵循这些模式。事实上,发现混合层深度越深的大湖泊在温带和皮尔金顿湾和较小的混合层深度发生在l . Calado庇护dimictic湖泊和巴西。通常情况下,混合层深度在Toolik湖是类似于其他小湖泊,但当冷锋,可能加深深度通常类似发现在夏天在较大的湖泊。类似的混合层深度发生在附近的一个湖,小于10倍Toolik湖。因此,因为表面能量预算的差异和产生的分层Toolik湖,它可以有属性类似于大温和的湖泊。 Analysis of similar anomalies for other lakes will provide insights into how climate structures mixing dynamics.
比较混合动力:上混合层
通过对比表面能量预算和湍流参数,我们可以开始了解流体动力学因素控制差异
湖 |
纬度、经度 |
面积(平方公里) |
Zmax (Zmean)(米) |
kd (m1) |
UML深度(米) |
高度(米) |
Toolik湖 |
68年38°N, 149°38的W |
1.5 |
25 (7.1) |
0.5 - -0.9 |
清廉 |
760年 |
翡翠湖 |
36°35 N, 118°40 W |
0.027 |
10 (6) |
0.2 - -0.3 |
0 - 3 |
2800年 |
鳟鱼沼泽 |
46°3 ' N, 89°41 ' W |
0.011 |
7.9 (5.6) |
2.5 - 5 |
0 - 1.5 |
494年 |
劳伦斯 |
42°44 ' N, 85°35 W |
0.05 |
12.5,5.9 |
0.4 |
0 - 4 |
270年 |
湖 |
||||||
莫诺湖 |
38°N, 119°W |
160年 |
46 (18) |
0.3 |
清廉 |
1944年 |
太浩湖 |
39°1 N, 20°1 W |
490年 |
501 (301) |
0.09 |
0-22 |
1899年 |
(近岸) |
||||||
日本琵琶湖 |
35°11.5 N, |
670年 |
103.8 (45.5 N盆地); |
0.3 - -1.9 |
0-18 |
86年 |
135 58.8°E) |
(3.5年代盆地) |
|||||
湖Calado |
3°15 ' S 60°34 W |
2 - 8 |
1 - 12米 |
1.5 |
0 - 3 |
30. |
皮尔金顿湾 |
(00 17 ' N, 33°20°E |
40 |
16 (4.5) |
1 - 1.7 |
0到下 |
1240年 |
最大深度,Zmax;意思是深度,Zmean;光合有效辐射扩散衰减系数(kd);和深度上混合层在分层(UML)。
最大深度,Zmax;意思是深度,Zmean;光合有效辐射扩散衰减系数(kd);和深度上混合层在分层(UML)。
热带湖泊 |
庇护温带(小) |
温带(中度到大) |
北极 |
|
勒(U = 4”1)女士 |
250年 |
180 - 300 |
150年 |
50 |
勒(U = 8女士”1) |
400年 |
NA |
400年 |
< 200 |
马克斯LWnet |
~ 100 |
150年 |
200年 |
130年 |
最大的小子 |
勒 |
LWnet |
勒 |
勒 |
u * w和w *的相对大小 |
u * w < = w * |
u * w < = w * |
u * w > = w * |
u * w > w * |
最大的威斯康辛大学*和w * |
1、1.3 |
0.75,0.75 |
1.5,1.2 |
1.5,1 |
低的W值或LN |
1 - 3 (Calado) |
One hundred. |
1 |
0.1 - 5 |
Metalimnetic Kz |
10 ~ 6 |
分子速率 |
10 ~ 5-10-4 |
10 ~ 6 - 10 ~ 5 |
单位LE和LWnet Wm 2 u * w和w * m s 1,和Kz m2 1。勒的积极价值,SE和LWnet代表热量损失。
单位LE和LWnet Wm 2 u * w和w * m s 1,和Kz m2 1。勒的积极价值,SE和LWnet代表热量损失。
的湖泊。累计,表面强迫和产生表面能量预算,与光的衰减系数,确定湖泊的温度。他们有助于跨温跃层的温差,这也是由每年的气温最冷的时候,冬天或季风在热带地区。最小温差一般为温带热带最大湖泊和湖泊。表面水温在热带湖泊附近可以30°C;他们是20至30°C大温带湖泊;附近30°C小,低空温带湖泊和冷却器海拔和纬度增加。在夏天,在阿拉斯加北极湖泊表面水温从11到20°C。反过来,这些温度导致不同过程的表面能量预算的变化。例如,地表水蒸发温度决定的大小和长波的辐射温度都高。对于许多湖泊、蒸发表面能量预算最大的词,因此蒸发的大小是确定有多少影响力混合层将深化由于热损失(表2)。例如,低到中度风强迫,潜热通量热带和温带湖泊在夏天在北极湖泊3 - 5倍。此外,密度随温度的变化率更大的温度,因此冷却更快侵蚀分层。因此,考虑到各地的显热交流不各不相同纬度一旦分层设置,和净长波辐射很少超过150 Wm”2,较大的潜热通量在温水中湖泊造成了相当一部分混合上水柱。
风是另一个主要强迫因素。表1中湖泊,湖风迫使有点依赖的大小。大的湖泊,风速超过8”女士1频繁发生。然而,对于小,保护湖泊,风很少超过5 ms”1。l . Calado异常发生,风速通常小于6女士“1 Toolik湖,风超过5女士“1每天附近,经常高于8女士”1。结果是,最大值的u * w更高更大的湖泊和Toolik等暴露小湖泊,表明更大的风的重要性迫使湍流生产上混合层在这些湖泊比在较小的湖泊。
基于纬度不同的蒸发和规模的大小,并在纬向风速相关差异部分,模式开始出现热损失的作用与风混合在设定混合层深度在不同位置的湖泊。一般来说,你的大小* w较小比w *在热带湖泊。事实上,在皮尔金顿湾,w *有时比你高出6倍* w。相比之下,在北极湖泊、u * w通常比w *。的相对大小还取决于大小的湖泊。u * w超过w *大温带湖泊;反过来也是正确的小湖泊。即热损失贡献更多的向湍流生产和混合层加深在小温带热带湖泊和湖泊湖泊与冷却器表面水温。因为蒸发的大小取决于风速、w *是最低的小庇护温带湖泊;低的结合w *和低u * w导致浅混合层深度的湖泊。
w *的一昼夜的变化的一个主要原因是昼夜混合层深度的变化。以来,w *晴天趋于零,上层水体可能热分层即使它是多风的。正是通过这种机制,昼夜变温层形式。温暖的水体蒸发率越高,冷却的发病当天早些时候开始,这样的组合风混合和热损失会导致更快速的深化和更深的混合层。例如,由于典型的热损失明智的和潜热交流与200 - 300年的净长波辐射Wm-2皮尔金顿湾,混合层可能深化从约0.5到6米从下午直到清晨。北极湖泊,类似的热损失发生与冷空气持续的低温和温和的风。
云层或其缺席会影响混合层动力学以不同的方式在不同的纬度。云量减少净短期和长波辐射。在北极和温带地区,太阳辐射,有效的减少热损失低于零(从湖热损失)和混合层加深甚至在白天。相比之下,在热带地区在雨季,温暖的空气温度,相对湿度越高,和更大的云层表面可能导致较低的热损失从而减轻降低日晒。因此,分层白天甚至可能是持久的。相比之下,为保护热带湖泊、无云时期大大增强的热损失,特别是晚上,从长波辐射可能会教唆季节性混合层的深化。
比较上混合层的混合动力:案例研究
在下面,我们比较表面强迫和产生表面能量预算为特定湖泊在热带,温带,北极(表1),我们首先比较弱分层热带和北极湖泊来说明在这些环境中占主导地位的混合过程。然后对比表面迫使大型和小型温带湖泊中发现区域干燥和更潮湿的地区。
比较北极和热带湖泊——皮尔金顿湾是维多利亚湖的浅湾在乌干达赤道附近。由于热空气的温度,高辐照度和很浑浊的水,它与温度分层每日增加1和3°c之间相对较低的风4 ms-1蒸发热损失是250 Wm-2;温和的风8 ms-1,蒸发热损失是400 Wm-2。一旦热损失超过空气界面的输入来自太阳辐射、混合层开始加深。例如,由于典型的明智的热量损失和潜热交流与净长波辐射200 - 300 - wm - 2,混合层可能深化从约0.5米到6米从傍晚到凌晨。湍流动能通量和热量损失和微风这样(0.1 - -0.4)x 10 - 6
m3s-3。通过夜间风暴,风速高达9 ms-1可以增加表面热损失600 wm-2和湍流动能通量10-6m3s-3 2.5 x。即使风速增加,冷却的紊流速度规模超过风力证明混合对流的作用由于深化混合层的热损失。
北极湖泊,如Toolik湖,在夏季风的蒸发热损失4和8 m s - 1 50和200 wm-2,分别(表2)。因此,在寒冷的气温中,由于蒸发热损失远小于在热带湖泊。因此,净长波辐射和显热交换往往是更大的表面能预算的比例。在静止的空气质量与地表能量通量的100 - 200 - wm - 2,和湍流动能通量小于0.5 x 10-6m3s-3,昼夜加热引发表面线性分层或昼夜变温层。夜间冷却侵蚀这些特性季节性温跃层的深度。然而当冷空气超过一天的持续的低温和温和的风出现,地表能量通量超过300 wm-2,和通量的湍流动能达到2 x 10 - 6立方米s 3。混合层深度加深,达到在热带embay-ment 36 h与12 h。由于长时间尺度混合,深化只可能在多云天气;否则从太阳辐射加热restratify上层水柱。此外,混合的深度降低相对于热带水域,因为更高的温度梯度在温跃层。
比较动荡的冷却速度量表为风混合了不同的角色,这两个环境的热损失和风力。在北极湖泊,u * w和w *相似或u * w是2倍。除了在冷空气中,w *当天下降为零,昼夜变温层形式。在冷空气中,w *高企和混合层加深由于热损失和风能混合的组合。相比之下,在皮尔金顿湾,u * w的值和w *相似或w *高出6倍。在北极的冷空气湖,湖泊数量降到1和3之间的值。这种减少表明,温跃层倾斜和剪切底部的混合层对混合层深化的时期。虽然湖数字皮尔金顿湾几乎总是小于1,一大部分的湍流动能通量晚上到混合层是由于冷却。因此,温跃层倾斜似乎没有混合层深化的必要条件。
总体而言,深化上混合层的图片出现在热带湖泊容易发生热损失和相对迅速。相比之下,类似的湍流动能通量在北极湖泊之中,风切变起到的作用更大,在混合上水柱和剪切混合层的底部附近更多的贡献。典型的夜间冷却和风力导致浅上混合层(~ 2-3m)覆盖季节性温跃层。相比之下,在热带湖泊如皮尔金顿湾,夜间混合的深度更大。湖水混合底部更频繁、季节性ther-mocline不形式或形式在更深的深度。因此,占主导地位的过程导致混合这两个纬度上的不同。
混合分层期间在中等程度温带湖泊莫诺湖(加利福尼亚州)位于一个干旱地区。冬季气候特点与大风锋面raybet雷竞技最新系统的通道;在夏天,白天的风与震级~ 5-8ms_1占主导地位。方面比冬天少,但可以诱导风速超过8 - 10 ms-1期限超过一天。没有明显的云层在夏天,热损失净长波辐射范围从100到200 W m - 2和高于热带或北极湖泊。显热交流类似于那些在热带和北极湖泊。热损失潜热交换类似在热带和北极湖泊日风盛行。当风速增加到10 ms_1和相对湿度降到25%,500 Wm-2的潜热通量达到最大值。诱导这些大的狂风潜热通量持续和潜热通量可以超过300 Wm-2超过一天。在这种情况下,u * w只是略大于w *。 Turbulent kinetic energy fluxes during light winds are 0.2-0.4 x 10-6m3s-3; during high winds they increase to values between 2 and 3 x 10-6m3s-3. Similar to the tropical and arctic lakes, when winds were light, nocturnal mixing through the 10 m deep upper mixed layer is driven by heat loss and the surface layer restratifies in the day. However, when frontal systems pass, the combination of heat loss and wind shear induce mixing through much of the mixed layer even during the day. The Lake Number drops to values near 1; hence, mixing is induced near the base of the mixed layer by shear. Thus, we see that mixing during the passage of fronts at Mono Lake is similar to that during the passage of fronts in arctic lakes.
期间有轻度到中度的风,在夏天晚上的深度混合在中型湖泊是在干旱地区湖泊比湿度高的地方。太浩湖(加州或内华达州)类似于莫诺湖和经验低湿度和凉爽的夜晚。上混合层分层和混合每天夜间热量损失导致动荡的22米的季节性温跃层。周日早上加热restratifies湖和抑制了湍流诱导在晚上。轻度到中度的下午风引起动荡只上4米。相比之下,日本琵琶湖(日本)温暖的温度和高湿度。期间与光风,上混合层分层即使在晚上。两个湖泊,预计随着风速的增加,混合动力将是类似于那些在前线在莫诺湖。
混合分层期间在温带湖泊小,庇护温带湖泊水生生态学家收到了大部分的研究和经验条件不同于在较大的温带湖泊或小北极湖泊。湍流动能通量(加州)的翡翠湖高海拔和鳟鱼沼泽(威斯康星州北部)小于0.2 x 10-6m3s-3。很少有例外,风速小于5 ms-1在翡翠湖,和小于2 ms-1鳟鱼沼泽。在春天在威斯康辛州北部冷空气多云的天空和气温5 - 10°C低于地表水温度发生在一天的间隔。类似的周期性发生在下降,但在夏天方面通过每10 - 15天。地表水温度几乎总是比气温稍微温暖;SE 20 Wm-2的典型值。由于低风速,潜热通量Wm-2不超过150。结果是,净长波辐射是,平均而言,最大的热损失。因为热损失的总和最多300 wm-2,,白天太阳净辐射经常超过这个值时,大多数日子里昼夜变温层形式。 Thus, the pattern involves formation of a shallow diurnal thermocline each day followed by nocturnal cooling. u*w is always less than 0.5 ms-1, and w* reaches 0.5ms-1 nearly every night. These low values attest to the reduced turbulence in these environments compared to larger or more exposed lakes. While the upper mixed layer mixes due to penetrative convection from heat loss at night; the reduced values of turbulent kinetic energy flux and the high density gradient at the top of the thermocline lead to a shallow mixing depth.
多云的时期与清凉的空气温度在夏天很少出现在翡翠湖,但通过方面与空气温度比湖~ 10°C冷温度发生在秋天。在夏季,平均相对湿度50%。类似于鳟鱼沼泽,显热通量较低在夏天尽管他们增加到50 wm-2期间在秋季冷空气。潜热通量稳步增加,随着表面温度的最大值在9月中旬。他们在秋天降低随着温度的降低。除了少数例外,潜热交换的最大值小于150 Wm-2。由于低风速和潜热通量低,净长波辐射主导能源预算。LWnet也随地表水温度。因此,地表能量通量通过夏季稳步增加。上层水体加热在白天,晚上降温和u * w w *相似大小值在鳟鱼沼泽。晚上热损失的大小设置夜间深度混合,因此,增加的TKE由于表面温度变暖,季节性温跃层的深度逐渐加深了整个夏天。第一个在秋季冷锋侵蚀季节性温跃层。因此,秋天的冷却时间,周日夜间加热和搅拌,连续冷空气导致整体降低水温。湖数字在夏天总是超过100的翡翠湖鳟鱼沼泽和因此风切变并不导致混合温跃层的底部。尽管湖数字减少由于削弱了分层在秋天,热损失的主要来源是由于低风湍流动能。因此,深化风切变扮演一个次要角色。
总结——小,庇护dimictic湖泊,con-vective混合由于热损失集季节性温跃层的深度在夏天晚上和进步深化与伴随增加蒸发表面温度增加和净长波辐射。秋季降温引起的热损失从风切变与未成年人的贡献。这种模式发生在鳟鱼沼泽,相对湿度从30%变化到90%,翡翠湖,他们在夏天从15%到85%不等,在秋天和5%到90%。这主导地位的对流冷却混合层加深类似发现在热带湖泊。中型到大型温带湖泊,通过对流混合层和晚上在低风速相对湿度较低但当相对湿度较高。期间与温和的大风,湍流速度从风力超过热损失和湖数字下降值足够低,混合是诱导混合层的底部剪力。因此,为中型湖泊在战线的流逝,风切变在能量混合层,起着相当大的作用和混合动力学中类似dimictic夏天北极湖泊。
混合动力:温跃层和深水层
当Wedderburn和湖数字低于阈值(见背景部分),垂直混合增强温跃层和hypolim-nion内部不稳定的波场。编号为皮尔金顿湾湖很少超过1。因为热损失导致热带湖泊和温跃层的快速加深在温跃层的密度梯度,减少低湖数字并不代表混合内波引起的。相比之下,当Calado湖树突湖在亚马逊泛滥平原,是热分层,湖风1和3之间的数字下降值增加每日。涡流扩散系数增加到值的10倍分子扩散热量。数字在湖夏季分层在翡翠湖和鳟鱼沼泽超过100,表明温跃层不会倾斜和非线性内波不会形成。涡流扩散系数的thermo-cline这些湖泊和深水层在夏天,只有少数例外在翡翠湖,在分子的价值观。Toolik莫诺湖,湖,湖E5, Toolik湖附近的一个分层湖,但其表面积是十分之一大,湖数字时期通常超过10日风但出现大风下降值接近1时,协会方面的通道。这个更大的风力迫使倾斜温跃层和诱发不稳定的内部波场。在所有三个湖泊、涡流扩散系数增加系数值10 - 100倍分子在温跃层和Toolik E5,分子在深水层值10 - 1000倍。这些高价值证明增强的混合与内波场的“不稳定因素”。
总之,根据风迫使相对于分层,非线性波的形式在分层海域大大小小的湖泊。边界附近的不稳定更大,在几乎所有情况下检查。因此通量大的海岸附近和其他机制将所需运输近海水域。这些包括入侵以及非线性波的传播。也就不足为奇了非线性波的形式在较大的湖泊与更大的获取。是否发现小湖泊似乎取决于纬度梯度设置温差在温跃层和风力的程度迫使减少是由于庇护。有趣的是,温度梯度小,分层热带湖泊足够小,湖数字下降值表明每天斜温层的“不稳定因素”。在小温带湖泊、温度梯度太高相对迫使,湖泊数量居高不下。小北极湖泊的温度梯度足够高,当周日风占优势,湖泊数量超过10。然而,风速的增加下降通道中方面足以湖数字值接近1,内波变得不稳定。
因此我们看到不同的模式在湖泊三个纬度。在热带湖泊、冷却湖数字较低的事件或事件频繁发生使垂直的溶质交换和微粒。在北极湖泊小11公顷,交流发生在夏天的方面,以及他们是否包含了充分的水柱混合或打破内波取决于盆地的深度和热损失的程度。交换时特别有效在冷空气混合层加深和低湖数字发生。中型温带湖泊在夏天,交流发生在当风增加方面的通道或大风暴。在小温带湖泊在夏季,湖和Wedderburn数量居高不下,交流变温层和变温层,最终深水层时发生entrainment发生由于热损失。这种基因混合的深度取决于热损失的大小相对于分层梯度。总之,身体感应连接上下水柱之间经常发生在浅,热带湖泊,发生在北极地区分层方面的通过和大型温带湖泊,而且很少出现在小,分层温带湖泊在夏季。
在混合动力学的影响差异
湍流动能通量导致混合在湖泊是相似的分层期间在热带,温带,北极湖泊。最高的价值发生风时期;为保护湖泊的值总是低。在热带湖泊,温水和顺向高蒸发率和上部和下部之间的温差小水柱,混合层加深晚上可以迅速发生。在温带和北极湖泊、混合的整体深度在夏季降低相对于热带湖泊相同的热损失和通量的湍流动能由于更大的工作需要乘火车更稳定分层水下面。无论如何,即使有微风,由于对流热损失引起夜间混合可分配溶质和粒子。夜间的深度混合是更少的湿度高的地方。
风的定相相对于热损失也会影响混合层加深。特别是,高风的影响取决于他们是否发生在白天还是晚上,是多云的。如果他们出现在天云层较低,他们分发热量向下水柱和昼夜变温层可能不形式。如果他们发生在阴天或晚上,热损失发生和混合层的加深。在温带和北极地区,通过方面诱发风速增加。在有些地方,风最高接近中午,和小混合层加深。晚上在北极湖泊,风做居高不下在前线和相当大的深化。在一些夏季北极湖泊restratify,在其他的组合风和寒冷的气温中,湖泊底部,不restratify混合。
当风迫使相对密度梯度在温跃层,温跃层倾斜和非线性波的形式。随后的湍流诱发之间的连通性深水层和变温层。纬度的差异在混合层深度和密度梯度thermo-cline确定这种机制的重要性。内部的不稳定波场发生在许多小夏天北极湖泊。他们不太频繁的在小温带湖泊由于分层越强。发生频率在中型湖泊取决于额叶系统与大风的频率。其重要性在热带湖泊取决于风场的大小和产生的潜热通量。当潜热通量高,混合层加深可能迅速和足够深,上部和下部之间的连接列水引起的热损失。因此,我们看到,表面能比较预算和使用无量纲指标提供了一个机械的理解纬度的湖泊水动力学的差异。这将促进提高直觉理解为生态系统水平上的差异函数在不同纬度以及生态系统对气候变化的反应。raybet雷竞技最新
参见:电流在分层水体2:内波;密度分层和稳定性;小规模的动荡和混合:能量通量在分层湖泊。
进一步的阅读
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继续阅读:密度分层和稳定
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