地表热量平衡
地表水热平衡2.2
地表水热平衡刘绍民北京师范大学地理学与遥感科学学院2.2太阳总辐射2.2.1 天文辐射2.2.2 直接辐射2.2.3 散射辐射2.2.4 总辐射2.2.1 天文辐射图2.2 地球自转轴的倾斜造成入射太阳辐射的变化地球公转一周所需的时间为一年。
由于日地距离的改变使得到达地面的太阳辐射能在一年中有7%的变化。
地球在绕太阳公转的同时还有自转。
地球自转一周所需的时间为一天，一年中太阳有时直射北半球，有时直射南半球，其直射点在南北纬度23º27’之间变动，且在南北两极的极圈内会出现极昼和极夜。
地球上某个地方得到太阳能的多少与太阳高度角及日照时间的长短有关。
一个地区太阳高度角和日照时间长短的变化主要是由太阳直射点的变化引起的。
地球上各点随着地球在公转轨道上的位置不同，使太阳高度、日照时间和太阳辐射也发生不同的变化。
因此自转是产生昼夜变化的原因，自转轴的倾斜是造成季节变化的原因。
1、天文辐射不考虑地球大气和地球表面不同性质对太阳辐射的影响，把地球假想为没有大气的均一球体，这种条件下的太阳辐射称为天文辐射。
除太阳本身的变化外，天文辐射主要决定于太阳高度、日地距离和白昼长度。
在天文辐射和太阳视位置计算中，需要三个表征日地运动关系的天文参量: 太阳赤纬、日地距离和时差。
3、赤纬赤纬是日地中心连线与赤道平面的交角，变化在±23º27´之间。
2、太阳常数s 0在大气上界，在太阳与地球平均距离处，与日光垂直平面上的太阳辐照度，称为太阳常数s 0。
WMO 在1981年推荐的太阳常数是1367±7W/m ２。
若把365d 对应于区间[0，2Π]，取D 为一年中的日数（1月1日D=1，12月31日D=365），则日角x=2π(D-1)/365xx x x x x 3sin 001516.03cos 002689.02sin 000896.02cos 006799.0sin 072075.0cos 399512.0006894.0+−+−+−=δ图2.3 赤纬与日地距离订正因子的年变化订正因子一般随赤纬的减少而增加，但上、下半年各循不同的路线变化。
上海市郊林带附近晴天地表热量平衡特征的分析
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
地表水热平衡2.4
地表水热平衡刘绍民北京师范大学地理学与遥感科学学院2.4 地表与大气的长波辐射2.4.1 定义、观测与计算2.4.2 地面有效辐射的时空分布2.4.1 定义、观测与计算大气向下放射的长波辐射称为大气逆辐射(大气下行辐射)RL￬。
地面向上放射的长波辐射和地面反射的部分大气逆辐射之和，称为地表长波辐射RL￪。
大气逆辐射与地表长波辐射的差，称为地表净长波辐射RL。
1、大气逆辐射R L￬大气逆辐射取决于大气层的温度与湿度的垂直分布，并且和云的状况有密切关系，但没有显著的日变化。
大气逆辐射由两部分组成：一部分来自大气本身的热辐射，主要是地面以上1-2km内的水汽和二氧化碳的发射；另一部分来自云的热辐射，它是云体发出并经过大气窗口而达到地面的长波辐射。
1）大气逆辐射的测量长波辐射表由感应件（黑体感应面与热电堆）、玻璃罩和附件等组成。
玻璃罩内镀上硅单晶，保证了3μm以下的短波辐射不能到达感应面。
图2.2 长波辐射表(5-50µm)2）大气逆辐射的计算翁笃鸣等利用辐射、探空资料拟合了大气逆辐射的计算公式：[])145.01()1ln(128.0536.024n e T R d a L +++=↓σ式中n 为云量。
大气逆辐射与近地层的气温、水汽压、云量等有密切的关系，即0(,)(,)a d L R f T e s n εσϕ↓=赵文广等得出北京地区大气逆辐射的经验式：[])1(086.0ln 0827.0614.04s e T R d aL −++=↓σ式中S 为日照百分率。
表2.1晴天大气下行辐射估算模型表2.2云量修正的大气下行辐射估算模型注：为各种天空状况的大气下行辐射(W/m²)，为晴天大气下行辐射(W/m²) ，为云量，在Jacobs(1978)模型中采用十分制，在Iziomon et al.(2003)模型中用八分制。
,ld dl R ↓,ld dr R ↓c比辐射率不仅依赖地表物体的组成成分，而且与物体的表面状态（粗糙度）和物理性质（含水量、温度、介电常数等），并随所测定的辐射能波长、观测角度等条件的变化而变化。
地表能量平衡
2.2.1 国际上湍流数据处理方法的研究进展
C.J.Moore 指出涡旋相关系统存在5%～10%的感热和潜 热通量频率损失，而动量通量有所增加，并提出一种方法 估算和修正这些损失。 Th.Foken，B.Wichura 指出由湍流脉动方程得到的物理 量通量表达式是理想微气象条件下方程简化的结果。对于 很多数值试验这些条件并不能很好的满足，特别是连续长 期的观测更容易出现问题。提出判断资料是否满足理想条 件的计算方法，并给出了一个描述湍流观测资料质量的方 案。同时也给出了一些方法解决由传感器架设等造成的误 差，以及使用湍谱分析得出合适的计算平均量的时长。 Dean Vickers ， L.Mahrt 利用对几个测站塔资料的分析 总结出了比较完整的对湍流原始资料进行质量控制的详细 方法。
评价的发展依然未能解决能量不闭合问题，分析 认为这种能量不闭合很可能是由于半小时时间尺 度不能涵盖低频湍流通量的贡献所致。
2.2.2 国内湍流数据处理方法的研究进展
国际上对于湍流资料质量控制的研究已有很多， 但是国内还存在一定的差距。 王介民提出我国应根据国际最新进展和部分台站资 料，制作较规范的湍流资料处理程序，并建立包括通 量源区分析的质量控制与保证系统。 于贵瑞等对全球、亚洲及中国生态网的建设和分布 情况进行了一定的分析。 孙晓敏等选择中国通量网的其中两个站点，分析了 其下垫面上涡旋相关法应 采用的平均周期，结果显 示对于日变化的研究，选择10min平均周期结果较好， 而对于长期研究采用30min平均周期计算结果较好。
地表湍流通量计算 方法的研究综述
高原山地气象研究 2010年3月
2010/11/22
Байду номын сангаас
作者：张烺 李跃清 李 英 1 ． 中国气象局成都高原气象研究所， 成都 610071 2 ． 云南大学资源环境学院大气科学系， 昆明 65009
地表热量平衡
► 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。
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
► 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。
地面热量平衡方程及各项含义
地面热量平衡方程及各项含义
地面热量平衡方程是描述地面表面的能量收支平衡的方程。
它可以用以下公式表示：
Qs + Ql - Qh - Qe - Qg = ΔQ
在这个方程中，各项含义如下：
Qs表示地面表面的太阳辐射能量的输入。
它包括来自太阳的
辐射和地面反射的辐射。
Ql表示地面的长波辐射能量的输入。
它来自地面表面的辐射。
Qh表示地面的热传导能量的输入。
它是由地下的热传导引起的。
Qe表示地面的蒸发潜热的输出。
它是由地表水的蒸发引起的。
Qg表示地面的热传导能量的输出。
它是地面所在的地球系统
与大气系统之间的热传导。
ΔQ表示地面的储热变化。
它表示地面上的能量储存量的变化。
地面热量平衡方程描述了地面上各种能量输入和输出的平衡关系。
这个方程对于了解地球能量平衡和气候变化等方面的研究非常重要。
植物生长的土壤环境温度
植物生长的土壤环境温度土壤冷热的程度叫土壤温度，简称地温。
一般为地面温度和不同深度的土壤温度的统称。
土壤温度影响着植物的生长、发育和土壤的形成，是影响土壤肥力的重要因素之一。
一、地面热量平衡地面温度变化主要是由地面热量收支不平衡所引起的。
地面热量的收入与支出之差，称为地面热量平衡。
其为正值时，即热量收入大于支出时，土壤就会增热升温；其为负值时，土壤会冷却降温。
地面热量的收入与支出之差(Qs)是由四个方面的因素所决定的。
①以辐射方式进行的热量交换，即地面辐射平衡(R)；②地表面层与下层土壤间的热量交换(B)；③地表面层与近地面气层间的热量交换(P)；④通过水分的凝结和蒸发进行的热量交换(LE)。
白天，地表面层吸收的太阳辐射超过地表面层有效辐射，地面辐射平衡(R)为正值。
地表面层温度高于贴近气层和下层土壤的温度，产生以温度高的一方向温度低的一方的热量传递。
地面将热量传给空气（P）及下层土壤（B）。
土壤水分蒸发也要耗去部分潜热(LE)。
夜间，地面辐射平衡(R)为负值，地面失去热量，地表面层温度低于邻近气层和下层土壤的温度，P和B项热量输送方向恰好与白天相反。
同时水汽的凝结也放出潜能(LE)给地表面层(如下图)。
在上图中，箭头指向地面的是收入项，示意地面得到热量，Qs为正值；箭头由地面指向空气或下层土壤是支出项，示意地面失去热量，Qs为负值。
即相对地面而言，白天R为正，P、B、LE项为负，夜间R为负，P、B、LE项为正。
因此，地表层热量收支情况可用下列方程表示：Qs＝R—P—B—LE式中，Qs为正值时，表层土壤得到热量，温度升高，于是下层土壤和近地面空气也随之增热升温；当Qs为负值时，表示表层土壤失去热量而降温，于是下层土壤和近地面空气也随之冷却降温。
地表面层热量差额Qs的绝对值越大，则地表面层升温或降温也越明显。
当Qs等于零时，地面热量收支相等，地面温度保持不变。
二、土壤热特性1.土壤热容量土壤热容量是反映土壤容热能力大小的物理量。
现代气候学 第3章 气候系统的能量平衡
经度和纬度
纬度： 一地相对于赤道平面的南北方向和角度
纬度是一种线面角，即本地法线与赤道平面的交角；
纬度在本地经线上度量，南北纬各分90度。共180度 （-90°，90 ° ） 经度 本地子午面的东西方向和角距离
：
经度是两面角，本初子午面为起始面， 本地子午面为终面； 经度通常在赤道上度量，东西经各分180度。 共360度 （-180 °,180 ° ），或者（0,360 ° ）
I 0T 春秋分时：赤纬=0，那么ω =π/2，不同的纬度带： S cos 2 D I 0T 赤道上： =0，那么ω =π/2，不同的时间（季节）： S cos 2 D I 0T 极地上： =±π/2 ，那么夏半年ω =π，冬半年ω =0： S sin 2 D
0 0 0 0
水平面上太阳辐射的计算
' S m ABCD S m ABC D ' Sm ABCD Sm ABC ' D ' ' Sm AD Sinh Sm AD' ' Sm S m Sinh
Sm和Sm′与h的关系图
水平面上得到的太阳辐射能随着h的增加而增加。
h的计算公式
h +| - |= 90°
说明：式中N°以度为单位，是距春分日或秋分日最近的总 天数。春分日至秋分日取正值，否则，取负值。 特殊日期δ的值： 春分日(21/3)或秋分日(23/9)：δ＝0° 夏至日(22/6)：δ＝23.5° 冬至日(22/12)：δ＝-23.5°（23.5°S）
赤纬
的取值变化于
2327 ~ 2327
经度和纬度 纬度是线面角，即本地法线与赤道平面的交角； 经度是两面角，即本地子午面与本初子午面的交角。
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► 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。
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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
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►全球能量平衡的模型
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第一节 热量平衡方程
►R=LE+H+Qs+St ►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
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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。
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40~48ºN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。
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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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►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。
H
c pkt
T z
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。
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H R Qs
热量平衡法，也可以求得，即：
1 Lq
c p T
整体空气动力学法： H cpcD uT0 T
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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）。
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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。
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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。
Qs
T z
ck T
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：
Qs
Cw t
S1
பைடு நூலகம்
k 10
S2
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►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。