地表热量平衡
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大气与大地的热量交换方式
大气与大地的热量交换方式
1. 辐射：大气和大地之间可以通过辐射的方式交换热量。
太阳辐射到地球上的能量会被大地吸收，然后以热辐射的形式重新向大气传递。
2. 对流：大气和大地之间的热量还可以通过对流的方式交换。
在热地表面暖气流体上升，形成对流层流，将热量从地表传递到大气中。
3. 干燥和湿燥热量交换：地表上的水分可以通过蒸发的方式将热量从地表转移到大气中，形成湿燥热量交换。
相反，大气中的水汽可以通过凝结的方式将热量从大气转移到地表，形成干燥热量交换。
4. 导热：大气和大地之间也可以通过直接接触的方式进行热量交换。
例如，当风吹过地表时，地表上的热量会通过风的导热作用传递到大气中。
这些热量交换方式的相互作用形成了大气与大地之间的热力学耦合，决定了地球的能量平衡和气候变化。
第3讲：热量平衡
地表热量差额的解释
• 当Qd为：
– 正值时，地面通过湍流热交换、蒸发耗热和土壤热交换等方式把 热量传递给周围大气和土壤内部
– 负值时，地面从大气和土壤内部获得热量以达到本身的热量平衡
• 根据不同下垫面，LE 和A可作相应的修改，例如：
– 在陆地土壤中的平均水平温度梯度很小，水平输送量F 接近于0， A 等于垂直交换量H – 在海洋水平和垂直热交换量都很明显，因此，A = F + H – 对于蒸发接近于零的沙漠地区来说，潜热LE = 0。 – 对全年平均来说﹐不论那种下垫面，垂直交换H 都等于0
– = 地面或大气的相对辐射系数，一般取值0.95 – = 斯蒂芬-布尔兹曼常数，等于5.16 W cm-2度-4
–T0 = 地面或大气温度（绝对温度K）
地气系统释放到空间的长波辐射量（1月份）
全球辐射差额随纬度的变化
年平均太阳辐射和长波辐射随 纬度的变化。低纬度地区吸收 的短波辐射大于损失的长波辐 射（净辐射为正），高纬度地 区相反。
IPCC，2007
1955-2005年全球海洋热容量变化
• 在1961年到2003年期间 ，0-3000米海洋层已吸收 约14.1×1022J的热量，等 于地球表面平均每平米加 热0.2W • 1993-2003年，0-700米海 洋层的相应变暖速度要高 一些，约为 0.5±0.18Wm–2 • 相对于1961-2003年， 1993-2003年的变暖速度 较高，但是在2004-2005 年，与2003年相比，出现 了一些冷却情况
• 方程： B = S + D + G – Rk – Rg - U
• 设短波、长波的反射率为、’，则：
B = (S + D)(1- ) + G (1- ’) - U (S + D)为到达地面的总辐射 (Qd)， G (1- ’) 是地面吸收的大气逆辐射
地表热量平衡
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►全球能量平衡的模型
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第16页/共16页
地表与大气之间感热输送的特点 ► 1）无论是陆面或洋面，感热交换结果是由地表面
向大气输送能量，在大陆上感热输送平均由高纬向 低纬增加，干旱和潮湿地区差异很大，最大值出现 在热带的沙漠地区。 ► 2）感热输送随气侯湿润程度的增加而减小。 ► 3）洋面上最大的感热输送发生在北半球的大洋的 西部和北部海区。在赤道附近较小。 ► 4）我国年平均感热通量分布呈北高南低分布。塔 里木盆地和内蒙古高原为高值区，这里干旱、少云、 多日照。低值区出现在四川、贵州一带。
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第三节 潜热通量
►潜热：地表蒸发时液态水气化所吸收的热量，
它通过在大气中凝结液态水而向大气释放热
量。
LE
Lk g
q z
L为蒸发潜热，kg为水汽交换系数，当空气未饱和 时，LE可写牛顿形式：
LE LCDuq0 q
引入鲍文比β
LE R Qs
1
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第6页/共16页
第13页/共16页
► 假定到达大气上界的太阳辐射为100。 ► ①经大气、云的吸收，反射和地面反射，被地球吸
收的只有51（长波辐射为21，潜热输送为23，感热 输送为7）。 ► ②被云、大气反射回太空的为30 ► ③被大气中水汽、尘埃、臭氧、云吸收的为19 ► ④地面反射的能量为51（⑤大气吸收为45，⑥透过 大气射向太空的为6） ► 所以共吸收的量是：③+④=70 ► 共向太空放出的量是：③+⑤+⑥=70
► 地面与大气之间的潜热输送的特点 ► 1）在海陆分界处，洋面和陆面的潜热输送相差很
大。这是由于大陆和海洋上净辐射的不同引起的蒸 发力不同；大陆上由于地表水分的限制，制约了潜 热的输送。 ► 2）大陆表面的潜热输送具有明显的非带状分布特 征。在充分湿润地区，潜热输送随净辐射自高纬向 赤道增大而增大；在干旱地区，潜热输送随干旱程 度的增加而减少。 ► 3）大洋上潜热输送年总量的分布与洋面净辐射的 分布基本相似。随纬度上升而下降，暖流所经处使 潜热明显加大，而冷洋流作用的地区，潜热输送偏 低。使潜热输送的带状分布特征遭到破坏。 ► 4）我国年平均潜热输送通量等值线基本呈纬向分 布，由南向北递减。这是因为南方较北方潮湿，且 温度较北方高；低值中心在塔里木盆地。
►全球能量平衡的模型
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地表与大气之间感热输送的特点 ► 1）无论是陆面或洋面，感热交换结果是由地表面
向大气输送能量，在大陆上感热输送平均由高纬向 低纬增加，干旱和潮湿地区差异很大，最大值出现 在热带的沙漠地区。 ► 2）感热输送随气侯湿润程度的增加而减小。 ► 3）洋面上最大的感热输送发生在北半球的大洋的 西部和北部海区。在赤道附近较小。 ► 4）我国年平均感热通量分布呈北高南低分布。塔 里木盆地和内蒙古高原为高值区，这里干旱、少云、 多日照。低值区出现在四川、贵州一带。
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第三节 潜热通量
►潜热：地表蒸发时液态水气化所吸收的热量，
它通过在大气中凝结液态水而向大气释放热
量。
LE
Lk g
q z
L为蒸发潜热，kg为水汽交换系数，当空气未饱和 时，LE可写牛顿形式：
LE LCDuq0 q
引入鲍文比β
LE R Qs
1
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► 假定到达大气上界的太阳辐射为100。 ► ①经大气、云的吸收，反射和地面反射，被地球吸
收的只有51（长波辐射为21，潜热输送为23，感热 输送为7）。 ► ②被云、大气反射回太空的为30 ► ③被大气中水汽、尘埃、臭氧、云吸收的为19 ► ④地面反射的能量为51（⑤大气吸收为45，⑥透过 大气射向太空的为6） ► 所以共吸收的量是：③+④=70 ► 共向太空放出的量是：③+⑤+⑥=70
► 地面与大气之间的潜热输送的特点 ► 1）在海陆分界处，洋面和陆面的潜热输送相差很
大。这是由于大陆和海洋上净辐射的不同引起的蒸 发力不同；大陆上由于地表水分的限制，制约了潜 热的输送。 ► 2）大陆表面的潜热输送具有明显的非带状分布特 征。在充分湿润地区，潜热输送随净辐射自高纬向 赤道增大而增大；在干旱地区，潜热输送随干旱程 度的增加而减少。 ► 3）大洋上潜热输送年总量的分布与洋面净辐射的 分布基本相似。随纬度上升而下降，暖流所经处使 潜热明显加大，而冷洋流作用的地区，潜热输送偏 低。使潜热输送的带状分布特征遭到破坏。 ► 4）我国年平均潜热输送通量等值线基本呈纬向分 布，由南向北递减。这是因为南方较北方潮湿，且 温度较北方高；低值中心在塔里木盆地。
高中地理中常见的三种物质和能量收支平衡分析
人 类 在 开 发 利 用 水 资源 过 程 中 ，主 要 通 过 对径 流
（ １）据 图 判 断 下 列 说 法 正 确 的 是
Ａ． 该 地这 一 天 大气 热 量 亏损 时 间 比热 量 盈余 时 间
短
Ｂ 乙时 刻到 甲 时刻 大气 热 量 收入 小 于 支 出 ，气 温
下 降
部分的影响来影响水循 环 ，如修建水库 、跨流域调水 等。同时人类通过改变下垫面 ，又间接影响局部地区和
日落 ，可知正午时间为北京时间１ ４ 时 ，因此该地 位于 １ ２ ０ 。Ｅ 以西３ ０ 。的地方，故答案Ｄ 项符合。
（ ２ ） 年最低气温和最高气温
与 日最低温度／ 最高温度 同理 ，地面的热量收支在 全年也呈现这样的趋势 ：夏至 日 （ ６ 月２ ２ 日） 北半球 中
高纬度各地正午太阳高度达到一年的最大值 ，昼长达最 长值 ，地面的热量收入最高 ；之后正午太阳高度降低 、
地从ｌ ６ 时到次 日８ 时 ，大气热量亏损 （ 支大于收 ），气 温逐渐下降 ，到次 日 ８ 时 ，气温达到一天中最低 ；从８ 时
蒸腾的水量减少 ，同时又减少了地表水下渗 ，使得短期
内地表径流增加。在规划不合理的城市中，如遇到强降 水则很可能会导致城市内涝。因此在城市中增加绿地 ，
铺 设透 水砖有 利 于各 环节 水量平 衡 ，减少 内涝 的发生 。
实现 了最终的水量平衡 。如图３ ，海上蒸发Ａ一 海上降
水Ｂ ＝ 水汽 输送 Ｃ ： 径 流量 Ｅ ＋ Ｆ 。
【 典型案例 １ 】
下 图 ２为 某 日大 气 热量 收 支状 况和 太 阳 高度 变化 图 。 图中数 值 分别 表 示北京 时 间和 太 阳高度 ，热量 值从
（ １）据 图 判 断 下 列 说 法 正 确 的 是
Ａ． 该 地这 一 天 大气 热 量 亏损 时 间 比热 量 盈余 时 间
短
Ｂ 乙时 刻到 甲 时刻 大气 热 量 收入 小 于 支 出 ，气 温
下 降
部分的影响来影响水循 环 ，如修建水库 、跨流域调水 等。同时人类通过改变下垫面 ，又间接影响局部地区和
日落 ，可知正午时间为北京时间１ ４ 时 ，因此该地 位于 １ ２ ０ 。Ｅ 以西３ ０ 。的地方，故答案Ｄ 项符合。
（ ２ ） 年最低气温和最高气温
与 日最低温度／ 最高温度 同理 ，地面的热量收支在 全年也呈现这样的趋势 ：夏至 日 （ ６ 月２ ２ 日） 北半球 中
高纬度各地正午太阳高度达到一年的最大值 ，昼长达最 长值 ，地面的热量收入最高 ；之后正午太阳高度降低 、
地从ｌ ６ 时到次 日８ 时 ，大气热量亏损 （ 支大于收 ），气 温逐渐下降 ，到次 日 ８ 时 ，气温达到一天中最低 ；从８ 时
蒸腾的水量减少 ，同时又减少了地表水下渗 ，使得短期
内地表径流增加。在规划不合理的城市中，如遇到强降 水则很可能会导致城市内涝。因此在城市中增加绿地 ，
铺 设透 水砖有 利 于各 环节 水量平 衡 ，减少 内涝 的发生 。
实现 了最终的水量平衡 。如图３ ，海上蒸发Ａ一 海上降
水Ｂ ＝ 水汽 输送 Ｃ ： 径 流量 Ｅ ＋ Ｆ 。
【 典型案例 １ 】
下 图 ２为 某 日大 气 热量 收 支状 况和 太 阳 高度 变化 图 。 图中数 值 分别 表 示北京 时 间和 太 阳高度 ，热量 值从
第三章+地球大气系统的能量平衡102
• 就整个北半球而言，大气层辐射平衡值总是负 值，其辐射净亏损2512MJ.M-2
南半球：• 大气辐射净亏损由赤道-南极圈附近呈增加， 再向南直到南极又开始减小。
• 与北半球相比，南半球（104W.m-2)大气辐 射年平均净亏损大于北半球（80W.m-2)。
经向非对称性
绝对值
• 全球各纬度带大气辐射平衡均为负值，其绝对值 在两极最小，在南北极圈纬度附近达到最大。
辐射平衡具有明显的日变化，通常正值辐射平 衡的最大值出现在正午附近，负值出现在夜间， 夜间辐射平衡的变化比白天小得多；
午后辐射平衡值比午前相应时间稍小一些（午后 地表温度增高，有效辐射大于午前有效辐射，午 后湍流活动增强，大气混浊度增加，致使入射太 阳辐射比午前减小）；
观测资料表明: 辐射平衡正 负值交替时间通常出现在太 阳高度角等于10°-15°之间。
热量平衡方程
净辐射 = 地表和大气间感热交换 + 潜热交换 + 地表与下层能量交换 + 地表下能量 水平输送
B P LE H C0 陆地表面： B P LE H
年平均：B P LE 沙漠地区： B P 海洋表面： B P LE C0
大气: BA H A CA Lr P 年平均: BA CA Lr P 地气系统: Bs H s L( E r ) CA C0
6 7月份最大值在热带大陆上和热带的阿拉伯海的北部。
（3）地表面与大气间的潜热输送
1 潜热输送发生在：土壤表面，自由水面，冰雪表 面等不断有蒸发过程向大气输送能量；植物根系向 上通过蒸腾向大气释放能量。 2 决定陆面蒸散的主要因子是：到达地表的辐射，
同时环境因子，如地表湿度，空气饱和差，土壤 湿度和风速等气象因子影响潜热输送。 3 地理分布： • 在海陆分布处，潜热输送相差很大； • 陆面上：潜热输送和气候条件有关，在充分湿润区潜 热输送主要决定于辐射平衡大小；在不充分湿润区，因 土壤水分供应不足，潜热输送与气候干旱程度成正比 。
上海市郊林带附近晴天地表热量平衡特征的分析
ｒ ｔｏ ｅ ｏ ｅ ｔｂ ｄ，ｉ Ｗａ ｖ ｐ ｔａ ｓ ｉａｉ ｎ ｈ ａ ｕ ｈ ｔｄ ｍｉ ａ ｔ ｄ ｉｅ ｉ ｕ ａ ｅ ｈｅ ｔｂａａ ｅ ． ａｉ ｎ ｎ ａ ｆｒ ｓ ａ ｒ ｎ ｔ ｓ ｅ ａ ｏ ｒ ｐ ｒ ｔ ｅ ｔｆｘ ｔ ａ ｏ ｎ ｅ ｔｍ ｎ ｓ ｒ ｃ ａ ｌｎ ｎ ｏ ｌ ｎ ｆ Ｉ ｄｄｔｏ ｎ ａ ｉ ｎ，ｓ ｉ ｅ ｔｆ ｈａ ｇ ｓ ｌｔｄ ｔ ｒ ｕ ｄ ｔｍｐ ｒｔ ｒ ｈ ｎ ｅ ｎｅ ｕｒａ ｅ ．Ｔ ｅ ｒ ｍａ ｋａ ｉ ｏｌｈ ａ ｕ ｃ ｎ ｅ Ｗａ ｒ ａ ｅ ｏ ｇ ｏ ｎ ｅ ｅ ａｕ ｃ ａ ｇ ａ ｓ ｆ ｃ ｌ ｘ ｅ ｅ ｒ ｈ ｅ ｒ － ｂ ｅ ｅ ａ ｏｒ ｓ ｉａｉｎ ｈｅ ｔｆｕ ｄ ｔ ｅ ｆｅ ｌ ｕ ｂ ｔｎ ｅ ｔｆｕ ｕ ｄ ｂ ｎ ｆｔｆｒ ｔ ｅ ｄ ｐ ｓｔ ｏ ｏｌ ｌ ｖ ｐ ｔａ ｐ ｒ ｔｏ ａ ｘ ａ ｅ ｂ ｅ ｔ ｒ ｕｅ ｔ ｈ ａ ｘ ｗｏ ｅ ｅ ｅ ｏ ｉ ｆ ｓ ｉ ｎ ｌ ｎ ｈ ｌ ｌ ｉ ｏ ｈ
分 类号 Ｐ２ ． ４ ２４
林 带 附近
文献 标识 码
热量 平衡
Ａ
光 热水 输送
Ｃｈ ｒ ｃ ｅ ｉｔｃ ａ ａ ｙ ｉ ｆｓ ｒ ａ ｅ ｈ ａ ｌ ｎ ｅ ｏ ｈ ａ ａ ｔ ｒｓ ｉ ｎ ｌ ｓｓ ｏ ｕ ｆ ｃ ｅ ｔｂａ ａ ｃ ｆ ｔ ｅ
ｎ ａ －ｏ ｅ ｔｉ ｎ ｎ ｅ ｎｄ ｓ ｍ ｍ ｅ ａ ｓｉ ｈ ｎｇ ａ ｕ ｕ ｂ ｅ ｒ ｆ ｒ ｓ ｎ ｆ ｅ ｗｉ ｔ ｒ ａ ｕ ｉ ｒ ｄ ｙ ｎ Ｓ ａ ｈ ｉｓ ｂ Ｃｎｅ， ｈ ｎｈ ｉ ０ ｏ ０ Ｓ ａ ｇ ａ Ｃｉ ｔ ｅｔ Ｓ ｇａ ｏ ３ ） ｍ ｒ ａ ２
Ａｂ ｔ ａ ｔ Ｔ ｅ ｖ ｒ ｔ ｆｓ ｒ ｃ ｅ ｔｂ ｌ ｎ ｅ ｉ ｍｓ ｃ ｌ ｒ ｆ ｃ ｎ ｕ ｎ ｅ ｏ ｅ ｆｒ ｓ ａ ｄ ｏ ｕ － ｓｒ ｃ ｈ ａ ｉ ） ｏ ｕ ｆ ｅ ｈ ａ ａａ ｃ ｔ ａ ｅ ｅ ｔｉ ｆ ｅ ｃ ｆｔ ｏ ｅ ｔｂ ｎ ｎ ｓ ｒ ｅｒ ａ ｅ ｌ ｌ ｌ ｈ
分 类号 Ｐ２ ． ４ ２４
林 带 附近
文献 标识 码
热量 平衡
Ａ
光 热水 输送
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第3章 城市热量平衡与水分平衡汇总
第3章 城市热量平衡与水分平衡城市热量平衡与水分平衡在城市气候中具有重要作用。
也是城市热岛、热岛环流、城市大气边界层数值模式、城市气候学、城市污染气象学和城市湍流扩散及城市环境生态学研究的基础。
3.1城市热量平衡城市具有特殊性质的下垫面和十分复杂的城市地面－建筑物－大气系统，及其动力和热力的不均匀性，导致了城市区域热量平衡和水分平衡与一般及郊区下垫面的显著差别。
3.1.1城市的热量平衡方程[1-3]城市地面—建筑物—大气系统的热量平衡方程为()F S P L L us H H H LE H Q Q Q ∆+∆+∆++=-+-↑↓↓α1 (3.1)式中αus 为城市下垫面所接受的太阳短波反射率，城市区一般取0.12—0.15，郊区一般取0.15—0.20；↓Q 为太阳总辐射；↓L Q 为城市大气长波辐射通量密度；↑LQ 为城市下垫面长波辐射通量密度；H 为城市下垫面与大气之间的感热交换通量；LE 为下垫面与大气之间的潜热通量；∆H P 为人为释放的热量（广义的如城市规模、人口数量、机动车、空调等释放的热量）；∆H S 为下垫面（包括建筑物和不同性质的地面）贮存的热量变化；∆H F 为城市热平流量的变化。
城市化后，地面—建筑物—大气系统热量平衡各分量具有明显的变化，并且，辐射和热量平衡各项，在城市与郊区间有明显的差异，这些都是产生城市边界层气候与郊区边界层气候不同的原因。
下面就城市热量平衡方程中各项的计算分别进行讨论。
3.1.2城市热量平衡方程各项的计算方法1. 城市下垫面地—气之间感热（H ）、潜热（LE ）和动量通量（τ）的计算城市地面—建筑物—大气系统的热量平衡、人为热及热贮存特征，制约着城市区域地—气系统中感热、潜热和动量的垂直输送和城市边界层的发展。
大气边界层中的风速和温度的垂直梯度一般比郊区大，容易发展热力湍流。
下垫面的粗糙度亦比郊区大，利于动力湍流的发展。
因此，在一般情况下，地—气间的湍流感热交换和动量交换城市应比郊区大。
地球大气系统的能量平衡
绝对值 全球各纬度带大气辐射平衡均
为负值，其绝对值在两极最小， 在南北极圈纬度附近达到最大。
01 地-气系统系统辐射平衡变化规律
02 就年平均而言，中、低纬度一般为正值，其余纬度为负值，
03 就月平均而言，夏季为负值，冬季月份为正值
04
地气系统上边界所吸收的入射太阳辐射和地气系统通过上边界逸出的长波射出辐射。 1. 地气系统辐射平衡由两部分组成：
3 地理分布： • 在海陆分布处，潜热输送相差很大； • 陆面上：潜热输送和气候条件有关，在充分湿润区， 潜热输送主要决定于辐射平衡大小；在不充分湿润区， 因土壤水分供应不足，潜热输送与 气候的干旱程度成 正比 。
（3）地表面与大气间的潜热输送
干旱区，潜热输送较小。
在全球范围内，海洋上潜 热输送的变化很大， 在赤 道附近，由于云量增加和 温度升高，潜热输送比热 带海面略有减少。
（4）地表面与大气间的感热输送
（4）地表面与大气间的感热输送
Bs
Ss 4
(1
As ) Fs
Bs 0
Ss 4
(1
As )
Fs
Bs Q(1A)q' F
Bs Qs(1As)Fs
考虑到地球截获阳光的面积与发射长波辐射的全球表面积之比 全球多年平均而言，地气系统的蝮蛇平衡应保持平衡，
二、热量平衡方程
净辐射 = 感热交换 + 潜热交换 + 地表与下层能量交换 + 地表下能量水平输送
的84%，
01
潜热年总量输送：
03
洋面上比陆面大3 倍。
05
因此，地--气系统 间的能量交换主要 是通过潜热来完成 的。
（4）地表面与大气间的感热输送
陆地和海洋表面温度与低层大气 的温度不相等，两者之间产生感 热交换进行能量输送。
为负值，其绝对值在两极最小， 在南北极圈纬度附近达到最大。
01 地-气系统系统辐射平衡变化规律
02 就年平均而言，中、低纬度一般为正值，其余纬度为负值，
03 就月平均而言，夏季为负值，冬季月份为正值
04
地气系统上边界所吸收的入射太阳辐射和地气系统通过上边界逸出的长波射出辐射。 1. 地气系统辐射平衡由两部分组成：
3 地理分布： • 在海陆分布处，潜热输送相差很大； • 陆面上：潜热输送和气候条件有关，在充分湿润区， 潜热输送主要决定于辐射平衡大小；在不充分湿润区， 因土壤水分供应不足，潜热输送与 气候的干旱程度成 正比 。
（3）地表面与大气间的潜热输送
干旱区，潜热输送较小。
在全球范围内，海洋上潜 热输送的变化很大， 在赤 道附近，由于云量增加和 温度升高，潜热输送比热 带海面略有减少。
（4）地表面与大气间的感热输送
（4）地表面与大气间的感热输送
Bs
Ss 4
(1
As ) Fs
Bs 0
Ss 4
(1
As )
Fs
Bs Q(1A)q' F
Bs Qs(1As)Fs
考虑到地球截获阳光的面积与发射长波辐射的全球表面积之比 全球多年平均而言，地气系统的蝮蛇平衡应保持平衡，
二、热量平衡方程
净辐射 = 感热交换 + 潜热交换 + 地表与下层能量交换 + 地表下能量水平输送
的84%，
01
潜热年总量输送：
03
洋面上比陆面大3 倍。
05
因此，地--气系统 间的能量交换主要 是通过潜热来完成 的。
（4）地表面与大气间的感热输送
陆地和海洋表面温度与低层大气 的温度不相等，两者之间产生感 热交换进行能量输送。
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► 夏季：两大高值区分别位于内蒙古高原和淮
河以南的整个东南和华南沿海地区。 ► 低值区位于滇西南及青藏高原主体部分；另 一低值区位于山东半岛。 ► 内蒙高原的强大的热源是该地区很强的太阳 辐射作用所造成的，而东南沿海高值区则是 副高影响的结果，滇西南低值区是由于西南 季风影响下的雨带造成的；青藏高原南部的 高值区是由于夜雨造成的。
► 全球能量平衡的模型
第三节 潜热通量
► 潜热：地表蒸发时液态水气化所吸收的热量，
它通过在大气中凝结液态水而向大气释放热 量。 q LE Lk g z
L为蒸发潜热，kg为水汽交换系数，当空气未饱和 时，LE可写牛顿形式：
LE LC D uq 0 q
R Qs LE 1
引入鲍文比β
► 2.
南北半球热量径向输送的差异
(1)通过中纬度和热带地区的潜热输送，南半球比北半 球大。 (2)通过热带和副热带的海洋输送，北半球比南半球 大得多。 (3)由于南半球Hadley环流比北半球更为强大，使得 通过热带的大气输送在南半球远大于北半球。 (4)主要由大型涡旋通过中纬度的大气输送，在南半 球较弱，南半球能量输送更多的是以潜热输送的形式 进行。 (5)南半球的净辐射略有盈余，辐射盈余对赤道以北的 影响主要表现在海洋上，跨越赤道向北输送的巨大的 潜热量主要由反向流动的大气输送来实现。
► 地面与大气之间的潜热输送的特点
► 1）在海陆分界处，洋面和陆面的潜热输送相差很
大。这是由于大陆和海洋上净辐射的不同引起的蒸 发力不同；大陆上由于地表水分的限制，制约了潜 热的输送。 ► 2）大陆表面的潜热输送具有明显的非带状分布特 征。在充分湿润地区，潜热输送随净辐射自高纬向 赤道增大而增大；在干旱地区，潜热输送随干旱程 度的增加而减少。 ► 3）大洋上潜热输送年总量的分布与洋面净辐射的 分布基本相似。随纬度上升而下降，暖流所经处使 潜热明显加大，而冷洋流作用的地区，潜热输送偏 低。使潜热输送的带状分布特征遭到破坏。 ► 4）我国年平均潜热输送通量等值线基本呈纬向分 布，由南向北递减。这是因为南方较北方潮湿，且 温度较北方高；低值中心在塔里木盆地。
► 假定到达大气上界的太阳辐射为100。 ► ①经大气、云的吸收，反射和地面反射，被地球吸
收的只有51（长波辐射为21，潜热输送为23，感热 输送为7）。 ► ②被云、大气反射回太空的为30 ► ③被大气中水汽、尘埃、臭氧、云吸收的为19 ► ④地面反射的能量为51（⑤大气吸收为45，⑥透过 大气射向太空的为6） ► 所以共吸收的量是：③+④=70 ► 共向太空放出的量是：③+⑤+⑥=70
其中ρ为空气密度，cp为空气定压比热，kT为湍流热 交换系数。如令下垫面高度为：z=0，积分后则为：
H c p DT0 T
其中D为外扩散参数。
热量平衡法，也可以求得，即：
R Qs H Lq 1 c p T
整体空气动力学法：
H c p c D uT0 T
地表与大气之间感热输送的特点 ► 1）无论是陆面或洋面，感热交换结果是由地表面 向大气输送能量，在大陆上感热输送平均由高纬向 低纬增加，干旱和潮湿地区差异很大，最大值出现 在热带的沙漠地区。 ► 2）感热输送随气侯湿润程度的增加而减小。 ► 3）洋面上最大的感热输送发生在北半球的大洋的 西部和北部海区。在赤道附近较小。 ► 4）我国年平均感热通量分布呈北高南低分布。塔 里木盆地和内蒙古高原为高值区，这里干旱、少云、 多日照。低值区出现在四川、贵州一带。
第六节 全球热量平衡
► 1.地气系统热量径向输送的特点
(1)两半球30º 之间的辐射过剩，中高纬地区辐射不足， 低纬地区的过剩与中高纬地区的不足相抵，整个地区保 持辐射平衡状态。 (2)低纬地区的过剩与中高纬地区的辐射不足将使赤道与 极地间的梯度加大，产生具有某些能量调节机制，从低 纬向高纬进行能量的水平输送。 (3)在纬度30º ~40º 之间的能量输送最大，从低纬度向高 纬度输送的所有能量都必须经过这里。因此在中纬度地 区平均说来，风速最大，出现剧烈的天气系统。 （4）地纬向高纬总能量输送包括三部分：潜热输送、 海洋输送和大气输送（感热）。
► Cw土壤容积热容量，
► t为时间间隔。 ► k为土壤导温系数。 ► S1为各深度温度分布特征函数， ► S2为10~20cm处土壤温度变化的特征函数。
第五节 冷热源
► 如果地表有热量向大气输送，称这个地区为
地面热源，反之地表从大气得到热量，称这 个地区为冷源（热汇）。 ► 我国冷热源分布与气候的关系 ► 冬季：热源呈现南高北低的特点，零等值线 在40~48º N之间，北部由于地表积雪反射率增 大为冷源；南部为热源，四川盆地的云雾和 阴雨较多，出现大低值中心；青藏高原的东 南部旱季辐射加热作用较强，为热源；高原 的主体部分也为热源区。
第四节 土壤热通量
► 土壤热通量：地表土壤与下层土壤间热传导
的热量通量。
T T Q s ck z z
λ为土壤导热率，c为土壤比热，k为土壤导温率。我 国热平衡占采用各时段年内不同深度土壤温度差的 关系计算：
Cw
第一节
► R=LE+H+Qs+St
热量平衡方程
► R：地表净辐射通量 ► LE：蒸发潜热
► H：地表与大气间的湍流热通量，即感热通量
► Qs：地表向下的热通量
► St：地表面与生物、物理、化学过程有关的能l
量通量
第二节 感热通量
► 感热：地表与大气间的湍流热通量，由地面
与大气之间的温差造成的。
T H c p kt z