The heatflux Gmelt describing the t

The heatflux Gmelt describing the thermal effects on the tendency of the mean snow temperature
of the melting snow is given by
Gmelt = (ρc
z)snow(
Tsnow,1 +
Tsnow,2 +
Tsnow,3)/2
t. (11.98)
The influence on the temperature of the uppermost soil layer is given by
Gsnow,melt = (ρc
z)k=1
Tsoil/2
t. (11.99)
11.5 Freezing/Thawing Processes in the Soil
The exact treatment of freezing/thawing processes of water/ice in the soil requires an iterative
solution of the heat conduction and the Richards equations in the soil, as they are
coupled through these processes. But because of the very short timestep of LM, a simpler
diagnostic approach seems to be sufficient.
Freezing/thawing processes in the soil layers are considered after finishing steps a) solution
of the heat conduction equation and b) melting of snow. If by these processes the predicted
preliminary temperature Tso,p falls below (exceeds) a prescribed threshold temperature T∗,
freezing (thawing) is considered.
The simplest approach would be to use the freezing point as a threshold temperature. But
tests showed a much too strong influence on the near surface temperatures of the freezing/
thawing process. It is well known from soil physics that a considerable amount of unfrozen
water can remain in a soil even at temperatures well below the freezing point. Warrach
(2000) uses a relation for the maximum of the unfrozen volumetric water content wl,max in
the soil based on a suggestion by Flerchinger and Saxton (1989). The unfrozen (i. e. liquid)
water content depends on the temperature and on the hydrologic characteristics of the soil:
wl,max = wPV

Lf (Tso − T0)
Tsog s
−1/b
. (11.100)
Here g is the gravitational acceleration, s is the air entry potential at saturation, and b is
the pore-size distribution index ((Brooks and Corey 1966)). After Cosby et al. (1984) the air
entry potential s and the pore-size distribution index b are determined by the soil type,
s = 0 · 101.88−1.3fs (11.101)
b = 2.91 + 15.9fc , (11.102)
where 0 is -0.01 m, and fs and fc are the fractions of sand and of clay in the soil, respectively.
Table 11.2 shows for the different soil types the fractions fs and fc (the remaining part of
the soil fractions is assumed to be silt), the air entry potential s calculated by (11.101) and
the pore-size distribution index b calculated by (11.102). There are non values available for
peat. Tentatively we use the same values as for sand.
Equation (11.100) can be transformed to calculate the equilibrium temperature T∗ as function
of the water content wl at the beginning of the current time step:
T∗ = T0
"
1 −
g s
Lf

wPV
wl
b
#−1
. (11.103)

Результаты (русский) 2:

Heatflux Gmelt описания тепловых эффектов на склонность среднего снежного температуре
от тающего снега задается
Gmelt = (рс? Г) снега (? Tsnow, 1 +? Tsnow, 2 +? Tsnow, 3) / 2? Т , (11,98)
Влияние на температуру самого верхнего слоя почвы задается
Gsnow, пл = (рс? Г) К = 1? Tsoil / 2? Т. (11,99)
11,5 замораживание / оттаивания в почве
Точная обработка замораживания / оттаивания воды / льда в почве требует итеративного
решения теплопроводности и уравнения Ричардса в почве, так как они
связаны с помощью этих процессов. Но из-за очень короткого временного шага ЛМ, более простой
диагностический подход , как представляется, достаточно.
Замораживания / оттаивания процессы в слоях почвы рассматриваются после завершения стадии а) решения
уравнения теплопроводности и б) таяние снега. Если с помощью этих процессов прогнозируется
температура предварительного Цо, р падает ниже (выше) заданного порогового значения температуры T *,
замерзания (размораживания) считается.
Самый простой подход заключается в использовании точки замерзания в качестве пороговой температуры. Но
тесты показали слишком сильное влияние на ближайшее температуры поверхности морозильной /
размораживания. Как известно из физики почв , что значительное количество незамерзшей
воды могут оставаться в почве даже при температурах значительно ниже точки замерзания. Warrach
(2000) использует соотношение для максимума размороженного объемного содержания воды WL, максимум в
почве на основе предложению Flerchinger и Saxton (1989). Разморожены (т.е. жидкость)
Содержание воды зависит от температуры и от гидрологических характеристик почвы:
WL, макс = ПТВ
?
Lf (Цо - T0)
Цог сек
-1 / Б?
. (11,100)
Здесь г является ускорение свободного падения, ей стало вступление потенциал воздуха при насыщении, и б является
индекс распределение пор по размерам ((Brooks и Corey , 1966)). После того, как Косби и соавт. (1984) воздух
начального потенциальные лет , а индекс распределение пор по размерам Ь определяется типом почвы,
s = 0 · 101.88-1.3fs (11,101)
B = 2.91 + 15.9fc, (11.102)
где 0 -0,01 м и фс и ФК фракции песка и глины в почве, соответственно. в
таблице 11.2 показаны для разных типов почв фракции фс и FC (оставшаяся часть
почвенных фракций считается ила), вход воздуха потенциальные ы , рассчитанные по (11.101) и
индекс распределения пор по размерам б вычисляется по (11.102). Есть номера для значений , доступных для
торфа. Ориентировочно мы используем одни и те же значения, что и для песка.
Уравнении (11.100) можно преобразовать к виду вычислить равновесную температуру Т * в качестве функции
от WL содержание воды в начале текущего шага по времени:
Т = Т0
"
1 -
GS
Lf
?
ПТВ
WL
? Ь
# -1
. (11,103)

Результаты (русский) 3:

в heatflux gmelt описанием термического воздействия на тенденции в снег, температураот таяния снега с помощьюgmelt = (ρ кз) снег (tsnow, 1 + tsnow, 2 + tsnow, 3) / 2 (11,98 процента).воздействие на температуру верхней почвенного слоя определяетсяgsnow, расплавить = (ρ кз) k = 1tsoil / 2 (11,99).11.5 замораживание / оттаивать процессов в почвекурс блокирования / оттаивать процессов воды / лед в почве требует итеративныйрешение вопроса по теплопроводности и ричардс уравнений в почве, поскольку они являютсяв сочетании с помощью этих процессов.но из - за очень короткого времени размером шага выручено, прощедиагностический подход, как представляется, недостаточно.замораживание / оттаивать процессов в слоях почвы считаются после окончания шаги) решенияв уравнение теплопроводности и b) таяния снега.если эти процессы, прогнозтемпература падает ниже предварительных опс, P (превышает) установленный порог температура т *,замораживание (может) считается.самый простой подход будет заключаться в том, чтобы использовать в качестве порога температура замерзания.ноиспытания показали слишком сильное влияние на вблизи поверхности температурах замораживания /процесс таяния.как известно из почвы физики, что значительный объем размороженных активоввода может находиться в почве даже при температуре ниже замерзания.warrach(2000) использует связи для максимальной из размороженных активов объемное содержание воды в дс, макспочва на предложение flerchinger и сэкстон (1989).(т. е. на замерзшей жидкости)содержание воды зависит от температуры и гидрологических характеристик почвы:дс, max = wpvесли (опс - t0)tsog S- 1 / b.(11.100)здесь g - ускорение свободного падения, S - воздух въезд потенциальных на насыщения, и B -- распределение по размерам Index (брукс и кори, 1966).после того, как косби и др.(1984) воздухвъезд потенциальных S и распределение размеров пор индекс B определяются типом почвы,S = 0 - 101.88 - 1.3fs (11.101)b = 2,91 + 15.9fc (11.102)где 0 - компанией M и пс и FC - фракции песка и глины в почве, соответственно.таблица 11.2 шоу для различных типов почв фракции пс и FC (остальная частьпочва фракций считается ила), воздух въезд потенциальных S рассчитывается путем (11.101) и- распределение по размерам индекс B рассчитывается путем (11.102).есть не данных дляторф.предварительно мы используем те же ценности, как песок.уравнение (11.100) могут быть преобразованы в расчете равновесия температура т * функцияиз содержания воды WL в начале нынешнего времени шаг:T * = T0"1 -G SеслиwpvWLb# - 1.(11.103)