冰雪反照率
白雪覆盖的表面的反射率是受到很多因素的影响,包括雪的深度和纹理结构,污染物在雪地里,底层表面的反射率,积雪的异构性问题,屏蔽植被(章节2.5,3.4)。最简单的GCM雪模型忽略这些影响并分配一个固定的格子里,积雪反照率。积雪反射率也大大不同的波长入射辐射;尽管他们把太阳光谱乐队在大气中辐射传输计算,全球大气环流模型通常使用一个单一的所有波长的表面反射率值。
基地、SiB和摩西的原始版本代表雪老化的反照率温度的函数,降低熔点温度的方法。这种方法给出了一个不现实的反照率的增加当融化的雪凝结。更好的表示是由参数化的反照率的函数的年龄雪表面。类、国际海底管理局和MPI使用指数或线性关系来增加雪地表反射率根据
一样(t +) = ((t)——«迷你exp我-我+«mm或(t +) = max
助教,阿明是积雪反照率的下限和经验时间常数Ta短比冷雪融化的雪。值必须被分配的反照率新鲜的雪所需的降雪和深度刷新地表反照率。最大和最小值的可见光和近红外波段的反射率分别指定的类。GISS83,积雪反照率是由=阿明+(«马克斯-«min) exp (a / 5),对雪表面年龄(天)根据更新
V直流广告降雪的步伐和直流的深度需要刷新反照率。
雪年龄(天)
图4.12。融化的积雪反照率衰减与年龄所使用的参数化类(-),GISS83(■■■)和蝙蝠(- - -)。
马歇尔(1989)使用光谱结果积雪反照率模型(Warren和Wiscombe, 1980;Wiscombe和沃伦,1980)来开发一个基于物理参数化实现的NCAR GCM(马歇尔和Oglesby, 1994)。这个参数也被采用作为一个选项在摩西(Essery et al ., 2003)。鉴于积雪深度,粒度,烟灰内容,和天顶角,单独的扩散和直接梁对可见光和近红外反射率计算波长乐队。粮食增长率从测量在寒冷和融化的雪。蝙蝠和CLM使用类似的参数化雪年龄参数的晶粒尺寸。图4.12显示了融雪的反照率衰减在蝙蝠,类,GISS83。
许多模型参数化gridbox-average反射率作为积雪深度的函数,由于异质性的影响,植被屏蔽和吸收辐射的底层表面浅雪可能是更重要的。反照率通常采取的是加权平均= fs ^ s + (1 - fs) a0,哪里是深的反照率,均匀雪和a0是无表面的反射率。函数用于加权包括
HS + a2佐薇被蝙蝠,CLM,国际海底管理局,fs = 1 - e-a2HS
使用GISS83摩西,fs = min (a2HS, 1)
0 10 20 30 40
积雪深度(cm)
图4.13。经过分数平均积雪深度的函数param-eterizations所使用的类(-),摩西(■■■)与国际海底管理局z0 =三m (- - -)
所使用的类和SiB, HS是雪深,z0表面粗糙度长度,和a2是一个参数;结果如图4.13所示。单独屏蔽功能可以用于植被和裸露的地面格子里,和最大白雪覆盖的地表反射率可以转让根据植被类型。国际海底管理局和一个新的方案ECHAM4GCM(罗斯切et al ., 2001)另外允许次网格分布与高程通过参数化的雪经过分数作为表面高度的标准差的函数在一个格子里。
理论或观察的理由还提供了白雪覆盖的区域的参数化和植被掩蔽目前用于模型(Essery和城堡,2004),但一直尝试联系雪质量和部分区域覆盖类(例如唐纳德et al ., 1995;利斯顿,2004)。在离线测试的蝙蝠,杨et al。(1997)发现,另一个函数
给一个更好的匹配观察到的经过分数简称植被。
4.4.4雪能量和质量平衡
雪的表面能和的组件质量平衡将在3.2节讨论。全球大气环流模型往往忽略热表面沉淀,没有流水,到目前为止,代表飞雪。表面粗糙度随着积雪深度的增加或减少计算作为一个有效的积雪和平均
0 10 20 30 40
积雪深度(cm)
图4.13。经过分数平均积雪深度的函数param-eterizations所使用的类(-),摩西(■■■)与国际海底管理局z0 =三m (- - -)
无分数的格子里,白雪覆盖的分数被视为饱和对潜热通量的计算。气动阻力的公式发现的重要影响雪表面能量平衡PILPS 2 e模型中高纬度环境相互比对(保龄球et al ., 2003)。
积雪的能量平衡是由净表面能量通量,雪和底层之间的热通量,在和相位变化雪(融化和冻结)。数值计算的热通量和温度变化,积雪和底层地面必须分为层。之间进行了热通量两层参数化是成比例的不同温度和热导率的加权平均。全球大气环流模型通常使用2和6层之间代表前几米的土壤,但往往代表着积雪单层或结合表面土层。随着计算能力的增加,使用多层模型如GISS94和CLM,雪雪,允许3或5层分别可能会变得更加普遍。
当计算雪表面温度达到0°C,随后从辐射、净能量输入湍流热通量,或地面热通量(3.3节)融化的雪。在国际海底管理局,实证方法是引入分区之间的能量融化雪和上覆植被树冠的变暖,使表面温度高于0°C即使有雪在地上。模型不同是否计算单个的复合表面能量平衡或单独的白雪覆盖的能量平衡,无雪的部分部分被白雪覆盖的格子里;复合能量平衡计算可以融化雪过早(斯通,2004;Essery et al ., 2005),而独立的能源平衡可能导致雪融化太晚(斯莱特et al ., 2001)。
一些离线研究(使用观测气象数据驱动曲面模型而非耦合GCM)发现雪模型是非常敏感的变化在规定的向下长波辐射(杨et al ., 1997;斯莱特et al ., 1998;Schlosser et al ., 2000)。考虑不确定性在GCM模拟长波辐射在高纬度地区,斯莱特et al。(1998)认为,在这个模型中使用复杂的雪模型可能不合理的。
4.4.5异构积雪
从图4.9可以看到,一个典型的GCM格子跨越大面积土地和可能包括,海拔差异大的区域,方面和植被。“土地”格子里会包含许多重要的内陆或沿海水分数。模型,然而,通常假设地表属性均匀在每个格子里或可以被有效的特征参数。积雪经常在长度尺度太小需要解决异构GCM网格,引入显著尺度地表反照率等属性,粗糙度,水分的可用性。大多数模型诊断部分积雪,正如上面所讨论的,并使用它来计算有效的格子里的参数。
一阶湍流闭合计划与地表通量的动量,热量,水分风速,温度,和湿度梯度表面与大气之间的参考水平,通常10 - 30米的表面模型,用传递系数取决于大气稳定性和表面的粗糙度(3.3节)。由于当地通量之间的关系的非线性和局部梯度,gridbox-average通量不仅仅是有关gridbox-average梯度在异构表面,规范有效的参数并不是简单的(Mahrt, 1996)。平均显热通量与异构表面积雪可以由温暖的一小部分的贡献,干雪无土地,给一个向上平均通量与一个向下的平均温度梯度(Essery, 1997 b)。有人建议,gridbox-average表面通量计算的问题可以得到解决通过收集不同的表面类型在一个格子里成均匀的“瓷砖”和计算通量分别在每个瓷砖(Avissar皮尔克,1989;利斯顿,1995;Essery et al ., 2003);这种方法采用在课堂上被白雪覆盖的和无分数的格子里。TESSEL表面计划(范·登·向克et al ., 2000)允许暴露雪,雪在高大的植被,无分数共处在一个格子里。
积雪往往会成为异构中纬度格子覆盖地区重要的次网格地表高程的变化。代表在GCM,而西蒙兹(1996)开发了一个模型,每一个格子里分为冷雪,融化的雪,无分数高于和低于冰冻诊断水平。斯通et al .(1996)发现,嵌套一个雪模型5公里分辨率区域内大气模型50公里分辨率显著提高仿真的积雪落基山脉在科罗拉多州。幸运的是,这种高分辨率可能没有必要;比较模拟融雪对山区1°x 1°地区西部蒙大拿、Arola和Lettenmaier(1996)发现一个分布式模型给了非常相似的结果是否用于高分辨率网格或只有十海拔乐队。
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