第3章 气候系统的能量平衡

1、第三章气候系统的能量平衡第三章气候系统的能量平衡3.1 太阳辐射太阳辐射3.2 大气中的辐射传输过程大气中的辐射传输过程3.3 气候系统的辐射平衡气候系统的辐射平衡3.4 地地气系统的热量平衡气系统的热量平衡3.5 全球热量平衡全球热量平衡地球上的经线和纬线纬线纬线：垂直于地轴的平面同地球相割而成的圆：垂直于地轴的平面同地球相割而成的圆经线经线：南北线（子午线）：南北线（子午线）本初子午线本初子午线：通过英国通过英国Greenwich(格林尼治格林尼治)天文台的天文台的0经线（经线（1884年确定）。年确定）。纬线和经线纬线和经线纬线平面垂直于地轴纬线平面垂直于地轴, ,经线平面都通过地轴经线

2、平面都通过地轴经度和纬度经度和纬度l纬度纬度：一地相对于赤道平面的南北方向和角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，南北纬各分纬度在本地经线上度量，南北纬各分90度。共度。共180度度 （-90，90 ）l经度经度：本地子午面的东西方向和角距离本地子午面的东西方向和角距离经度经度是两面角，本初子午面为起始面，是两面角，本初子午面为起始面，本地子午面为终面本地子午面为终面；经度通常在赤道上度量，东西经各分经度通常在赤道上度量，东西经各分180度度。共共360度度 （-180 ,180 ）

3、，或者（），或者（0,360 ） 经度和纬度经度和纬度 纬度是线面角，即本地法线与赤道平面的交角；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经度是两面角，即本地子午面与本初子午面的交角。l地理坐标地理坐标一地的经度和纬度相结合，叫做该地的地理坐标一地的经度和纬度相结合，叫做该地的地理坐标 （x，y）（经度，纬度）（经度，纬度）纬向（在同一纬度上）纬向（在同一纬度上） 例如例如“纬向速度纬向速度”或者或者 “纬向风纬向风” u经向（在同一经度上）经向（在同一经度上） 例如例如“经向速度经向速度”或者或者 “经向风经向风” v经线的间隔随纬度增大而减小

4、经线的间隔随纬度增大而减小East China Normal University地球围绕太阳的公转导致了地球出现了，地球围绕太阳的公转导致了地球出现了，季节变化、日辐射总量的变化（日出、季节变化、日辐射总量的变化（日出、日落时间的变化）日落时间的变化）太阳常数太阳常数 1)太阳光谱太阳光谱 2)日地距离日地距离 3)太阳辐射强度太阳辐射强度 第一节第一节太阳辐射太阳辐射太阳光谱太阳表面温度约6000oC,其发出的能量基本为短波辐射短波辐射黄道面黄道面就是地球的公转轨道所在平面就是地球的公转轨道所在平面黄道（黄道（ecliptic）地球绕太阳公转的轨道平面与天球相交的大圆）地球绕太阳公转的轨道

5、平面与天球相交的大圆 12星座即黄道星座即黄道12宫，是占星学描述太阳在天球上经过黄道的宫，是占星学描述太阳在天球上经过黄道的12个区域个区域太阳常数太阳常数: 大气上界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位大气上界、日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。面积接收到的所有波长的太阳辐射能。数值及单位：数值及单位：2071367WMI日地平均距离：日地平均距离： r0=1.496108km近日点日地距离：近日点日地距离：1.471108km远日点日地距离：远日点日地距离：1.521108km第一节第一节大气上界、任意日地距离时、垂直于太

6、阳光线方向、单位时间、单位面积接大气上界、任意日地距离时、垂直于太阳光线方向、单位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。收到的所有波长的太阳辐射能。200DII(JM-2S-1)0rrD 日地平均距离：日地平均距离： r0=1.496108km太阳高度角太阳高度角是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角天顶角天顶角即入射光线与当地天顶方向（地面法线）的夹角即入射光线与当地天顶方向（地面法线）的夹角（与太阳高度角互余）（与太阳高度角互余）太阳高度角为太阳高度角为9090时，地面接收的太阳辐射？时，地面接收的太阳辐射？纬度 太阳高度角太阳高度角高度角越大,

7、能量越集中高度角越小,能量越分散第一节第一节热带热带北温带北温带南温带南温带北寒带北寒带南寒带南寒带N2723N3366S3366S27230北极圈北极圈北回归线北回归线赤道赤道南回归线南回归线南极圈南极圈地球的五带地球的五带地球公转示意图地球公转示意图第一节第一节为什么南北回归线都是为什么南北回归线都是23.5 ？如果地球的黄道面与赤道面夹角为如果地球的黄道面与赤道面夹角为0或者或者90 ，会怎么样？，会怎么样？太阳高度角太阳高度角: 太阳光线与地球水平面的夹角太阳光线与地球水平面的夹角第一节第一节A1B1C1D1面: 垂直于太阳光线垂直于太阳光线ABCD面: 平行于地球水平面平行于地球水平

8、面任意时刻任意时刻,大气上界大气上界,单位时间、单位面积接收到的太阳辐射能为：单位时间、单位面积接收到的太阳辐射能为：sinhsinh200DIII(J/M2s)第一节第一节的取值变化于的取值变化于72237223冬至冬至:7223春分春分,秋分秋分:0夏至夏至:7223赤纬赤纬太阳赤纬太阳赤纬又称赤纬角，又称赤纬角，是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角 第一节第一节时角时角的取值的取值:地方时中午地方时中午12时时:向下午方向到地方时向下午方向到地方时24时时:向上午方向到地方时向上午方向到地方时24时时:12时时24时时0时时6时时1

9、8时时=0=180 = 180= 180=90=0 =90 =180 l基本圈基本圈：真地平：真地平l基本要素基本要素：地平纬圈：地平纬圈 地平经圈地平经圈l坐标坐标： 地平纬度地平纬度 h（地平高度）（地平高度） 地平经度（方位角）地平经度（方位角） 四、地平坐标系四、地平坐标系零地平零地平经圈经圈真地平真地平l基本圈基本圈：天赤道：天赤道l基本要素基本要素：赤纬圈、：赤纬圈、赤经圈（时圈）赤经圈（时圈）l坐标坐标：l赤经度（时角）赤经度（时角）tl赤纬赤纬XT=TQ= t五、时角坐标系五、时角坐标系Q六六 不同坐标之间的转换不同坐标之间的转换thzpcoscoscossinsinsinh的

10、地平的地平高度高度的赤纬的赤纬90h90z=OTTcoscoscossinsin)cos(sinhh + - = 90太阳赤纬太阳赤纬又称赤纬角，又称赤纬角，是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角 3)照射时间照射时间 日出到日没的时间间隔日出到日没的时间间隔第一节第一节coscoscossinsinsinh)coscoscossin(sinsinh2020DIDII)tgtgarccos(tgtgcoscoscoscossinsin0000)sincoscossinsin(0020DTIS大气上界大气上界,某一天某一天,水平面单位面积接受

11、的日辐射量水平面单位面积接受的日辐射量:(JM-2)dt)coscoscossin(sin20DIdsd2dtTT =1天天 = 24h =86400s0000d)coscoscossin(sin220DTIds-0 为日出时间，为日出时间， 0 为日落时间为日落时间 第一节第一节)coscoscossin(sin20DII春秋分时：赤纬春秋分时：赤纬 =0，那么那么0 =/2，不同的纬度带：，不同的纬度带：cos20DTIS 赤道上：赤道上： =0，那么那么0 =/2，不同的时间（季节）：，不同的时间（季节）：cos20DTIS 极地上：极地上： =/2 ，那么夏半年那么夏半年0 =，冬半年

12、，冬半年0=0：)sincoscossinsin(0020DTISsin20DTIS 极地在极地在夏半年夏半年0 =，在，在“夏至夏至”收到的日辐射总量最大：收到的日辐射总量最大： =23.5oDTIS5 .23sin20赤道上：赤道上： =0，那么那么0 =/2，春秋分时，春秋分时 =0 ：20DTIS极地极地最大的日辐射总量与最大的日辐射总量与赤道赤道最大的日辐射总量的比值：最大的日辐射总量的比值：sin23.5=1.25倍倍书上书上P23 极地极地最大的日辐射总量与同时的最大的日辐射总量与同时的赤道赤道日辐射总量的比值：日辐射总量的比值：tg23.5=1.36倍倍取太阳常数为1366 W

13、/m2，算出的日平均日射值Q随纬度和一年中各天的分布。阴影区为零日射区。春分、夏至秋分和冬至的位置以实线给出，太阳赤纬以虚线绘出。大气外界日射分布1、由于地球每年一月份最接近太阳，因此南北半球日射、由于地球每年一月份最接近太阳，因此南北半球日射不对称，南半球大于北半球。不对称，南半球大于北半球。2、最大值出现在极点的夏至，因为极昼的缘故。、最大值出现在极点的夏至，因为极昼的缘故。3、低纬年变化小于高纬，低纬年总量大于高纬。、低纬年变化小于高纬，低纬年总量大于高纬。4、日射随纬度变化，夏季小于冬季。、日射随纬度变化，夏季小于冬季。3.2 大气中的辐射传输过程大气中的辐射传输过程大气对短波的影响大

14、气对短波的影响吸收吸收散射散射反射反射吸收吸收逆辐射逆辐射大气对长波的影响大气对长波的影响大气中太阳辐射传输过程大气中太阳辐射传输过程单色光强度单色光强度 ：IIdldz经过的路径是：经过的路径是：强度减弱强度减弱: dlkIdI地面k称为大气对太阳辐射的质量削弱系数称为大气对太阳辐射的质量削弱系数(m2g-1)I+dI)(112msJm 平面平行大气：大气水平方向均匀，只考虑垂直方向上变化的大气模型zdzz h太阳高度角sinhdzdl 单位时间、垂直于太阳光单位时间、垂直于太阳光线方向上单位面积、单位线方向上单位面积、单位波长的辐射能波长的辐射能0l=0zldIdl从大气顶到从大气顶到Z高

15、度积分高度积分,得得ldlkeII000I大气上界波长为大气上界波长为的单色光辐射强度的单色光辐射强度为太阳辐射通过大气介质的质量为太阳辐射通过大气介质的质量,称为称为光学路径光学路径IZ高度上波长为高度上波长为 的单色辐射强度的单色辐射强度zzdlkIdIzldldl0大气质量（单位面积大气质量（单位面积*光学路径）光学路径）:光在大气中经过一光在大气中经过一定长度倾斜路径到达地表面时定长度倾斜路径到达地表面时, 其经历空间中所含大气其经历空间中所含大气物质的质量物质的质量大气质量数大气质量数(m):实际投射条件下的大气质量与垂直投实际投射条件下的大气质量与垂直投射下的大气质量的比值射下的大

16、气质量的比值.dzdlm引入均质大气高度H0和密度000Hdz00HIdldz地面I+dI 平面平行大气zdzz hsinhdzdl Ahdzdlmsinh1)30(大阳高度（h）906030105310大气质量数（m）11.152.05.610.415.427.035.4 大气透明度大气透明度如果介质的光学性质是均匀的如果介质的光学性质是均匀的,k为常数为常数0000000HmkdlkdlkeIeIeIIll令:00HkeP即为大气对单波 的透明系数P描述大气对太阳辐射衰减的程度描述大气对太阳辐射衰减的程度,常用透明系数表示常用透明系数表示mPII0到达地面的单色辐射强度为到达地面的单色辐射

17、强度为:mPII0到达地面的单色辐射强度为到达地面的单色辐射强度为:对所有波长积分对所有波长积分,得得:P 即为大气对太阳辐射所有波长的平均透明系数即为大气对太阳辐射所有波长的平均透明系数,简称简称大气透明系数大气透明系数.I经过大气到达地面垂直于太阳光线方向上单位面积，单位时间的太阳辐射能经过大气到达地面垂直于太阳光线方向上单位面积，单位时间的太阳辐射能（Jm-2s-1）)coscoscossin(sinsinh2020mmmmPDIPDII)coscoscossin(sinsinh2020DIDIImmPDII20)coscoscossin(sinsinh2020mmmmPDIPDII)c

18、oscoscossin(sinsinh2020DIDII00d)coscoscossin(sin220mmPDTIS00d)coscoscossin(sin220DTISmHmkdlkdlkPIeIeIeIIll0000000000Hmdzmdl2022-7-544跃迁原子光谱氢原子的发射和吸收示意图SOLAR SPECTRUM(2).大气对太阳辐射的吸收大气对太阳辐射的吸收 1）定义）定义：大气分子被入射太阳辐射激发，由低能级跃迁到高能级的过程称为：大气分子被入射太阳辐射激发，由低能级跃迁到高能级的过程称为吸吸收收。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值2）主

19、要吸收气体）主要吸收气体氧氧(O2): 发生在高层大气发生在高层大气,波长小于波长小于0.26m远紫外波段远紫外波段,0.175-0.2026 ,0.242-0.26mm(3).大气对太阳辐射的散射大气对太阳辐射的散射 1）定义）定义：大气质点将入射辐射重新向各个方向辐射出去的一种现象：大气质点将入射辐射重新向各个方向辐射出去的一种现象2）特点）特点：强烈地依赖于粒子尺度与入射波长的相对大小，分为瑞利散射：强烈地依赖于粒子尺度与入射波长的相对大小，分为瑞利散射和米散射和米散射大气散射特征大气散射特征瑞利散射瑞利散射:空气分子空气分子 直径直径比波长小比波长小(远小于可见光的远小于可见光的波长波

20、长),散射能力与波长的四散射能力与波长的四次方成反比次方成反比米散射米散射:尘埃或灰尘（气溶胶）尘埃或灰尘（气溶胶）直径比波直径比波长大长大,各种波长的散射能力相等各种波长的散射能力相等.Mie散射理论是对处于均匀介质中的各向均匀介质中的各向均匀同性的单个介质球均匀同性的单个介质球在单色平行光照射下的Maxwell方程边界条件的严格数学解。其中 入射光的光强分布数 3) 效应效应： 到达地面的太阳辐射减小；到达地面的太阳辐射减小； 整个天空大气亮堂整个天空大气亮堂.(4)大气对太阳辐射的反射大气对太阳辐射的反射 1) 定义定义：大气中云层和较大颗粒的尘埃将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去

21、：大气中云层和较大颗粒的尘埃将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙空间去的过程的过程2) 特点特点：对各种波长无选择性，云的反射作用最显著：对各种波长无选择性，云的反射作用最显著3) 效应效应：到达地面的太阳辐射显著减弱：到达地面的太阳辐射显著减弱.第二节第二节3.2.2 3.2.2 大气对地面辐射的吸收大气对地面辐射的吸收 特点特点: 强烈地吸收强烈地吸收,且具有选择性且具有选择性.大气窗大气窗:713m位于地面辐射波段最强处位于地面辐射波段最强处,大气大气的吸收率最小的吸收率最小,透射率最大透射率最大,这一这一波段能量透过大气射向宇宙空间波段能量透过大气射向宇宙空间,将这一波段称为将这一波段称

22、为大气窗大气窗.辐射能是地面和大气的基本能量来源，在地球系统能量平衡系统中，辐射是最重要的能量形式，其次才是潜热、感热有大气逆辐射3.3 气候系统的辐射平衡气候系统的辐射平衡3.3.1 地球面的辐射平衡地球面的辐射平衡 S =太阳直接辐射太阳直接辐射 (经过大气吸收和散射）经过大气吸收和散射） D =散射辐射散射辐射 Q =地表总辐射地表总辐射 A =地表反射辐射地表反射辐射 F =地面长波有效辐射地面长波有效辐射 R =地表净辐射地表净辐射 (吸收的短波吸收的短波-放出的长波）放出的长波） R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) F参数化参数化S 太阳直接辐射太阳直接辐射 （

23、地面）（地面）S0 天文辐射量天文辐射量S1 日照百分比（日照时数）日照百分比（日照时数）S =S0 (aS1+bS12) 全阴天全阴天S1=0，S=0 ;全晴天全晴天S1=1 ， S/ S0 =a+ba、b为局地参数化的值为局地参数化的值 散射辐射散射辐射 太阳辐射太阳辐射 经大气散射后到达地面的比例系数经大气散射后到达地面的比例系数sinh)1 (0mmPSDmmP1大气浑浊度大气浑浊度全球地表总辐射年平均通量密度（全球地表总辐射年平均通量密度（Wm-2 )的分布的分布地表总辐射地表总辐射中国年平均总辐射通量密度的分布中国年平均总辐射通量密度的分布(Wm-2) 地表反射辐射地表反射辐射 反

24、射率反射率=A/Q影响反射率的因素：影响反射率的因素：太阳高度角、下垫面颜色、干湿度、表面粗糙度太阳高度角、下垫面颜色、干湿度、表面粗糙度植被指数：植被指数：NDVI=（CH2-CH1）/（ CH2+CH1）地表长波地表长波有效有效辐射辐射F =地面长波有效辐射地面长波有效辐射U =地面辐射（地面向上放射的长波辐射）地面辐射（地面向上放射的长波辐射）G =大气逆辐射（大气向下放射的长波辐射）大气逆辐射（大气向下放射的长波辐射） =大气相对辐射率大气相对辐射率G =地面吸收的大气逆辐射地面吸收的大气逆辐射F = U-G2022-7-562普朗克Planck Law (1901)1901年Plan

25、ck提出量子化辐射的假设，对于绝对黑体物质，单色辐射通量密度与发射物质的温度和辐射波长或频率的关系。从理论上得出，与实验精确符合Planck函数：252exp1ThcBhckT2022-7-563第一辐射常数 C1：第二辐射常数 C2：光速 c = 3.0108 m s-1，普朗克常数 h = 6.626210-34 J s-1，波尔兹曼常数 k=1.380610-23 J K-1。由普朗克定律可以得出各种温度下绝对黑体的辐射光谱曲线。 2022-7-564Planck Law (1901)黑体辐射与物质组成无关1、任何温度的绝对黑体都放射波长 0 无穷 m 的辐射，但温度不同，辐射能量集中的

26、波段不同。 2、温度越高，各波段放射的能量均加大。积分辐射能力也随温度升高而迅速加大。但能量集中的波段则向短波方向移动。（例：铁） 3、每一温度下，都有辐射最强的波长 max，即光谱曲线有一极大值，而且随温度升高， max变小。2022-7-565620 K380 K2022-7-566斯蒂芬玻耳兹曼定律 Stefan-Boltzmann普朗克定律提出之前，1879年Stefan从实验得出，后经Boltzmann于1884年从热力学理论上予以证明。即黑体总辐射通量密度随温度的增加而迅速增加，它与绝对温度的四次方成正比。因此，温度的微小变化，就会引起辐射通量密度很大的变化。 是Stefan-Bo

27、ltzmann常数，5.66961*10-8Wm2K41893年维恩从热力学理论推导出：黑体辐射最大强度的波长与它的温度成反比。黑体温度越高，max 愈小。即：随着温度的升高，辐射最大值对应的峰值波长向短波方向移动。例如对6000 K黑体， max = 0.47 m （蓝色光）由辐射最强的波长也可以确定绝对黑体的温度，光谱方法测定物体温度的基础。维恩Wien位移定律地表净辐射年总量（Kcalcm-2）的地理分布 地表净辐射地表净辐射中国地表净辐射年平均通量密度分布(W/m2) 3.3.2 地球面的辐射平衡地球面的辐射平衡 Q =地表总辐射；地表总辐射； a =地表反射率地表反射率 Q(1a)

28、= 地表吸收的短波辐射地表吸收的短波辐射 Qa =大气吸收的短波辐射大气吸收的短波辐射 as=行星反照率行星反照率 Fs= F =地地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射气系统向外宇宙逸出的长波辐射 Rs= Q(1a)+ Qa F （地吸收（地吸收+气吸收气吸收-放出长波）放出长波） =S0(1as) Fs （地气系统吸收（地气系统吸收-放出长波）放出长波）Q(1a) Qa F 地气系统地气系统 全球年均单位时间全球年均单位时间(1秒秒)吸收的太阳辐射为吸收的太阳辐射为20)1 (rIs全球单位时间向外射出长波辐射为全球单位时间向外射出长波辐射为424eTr r为地球半径为地球半径,Te为地表辐射平

29、衡温度为地表辐射平衡温度(K)30. 0s设设KTe6 .254则Rs = R + Ra地地-气系统净辐射气系统净辐射大气净辐射大气净辐射地表净辐射地表净辐射3.3.3 大气系统的辐射平衡大气系统的辐射平衡 Qa =大气吸收的短波辐射大气吸收的短波辐射 Ua =大气吸收的长波辐射大气吸收的长波辐射 Ga= 大气逆辐射（长波辐射，向地面方向）大气逆辐射（长波辐射，向地面方向） U =大气向外宇宙逸出的长波辐射大气向外宇宙逸出的长波辐射 F =地地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射气系统向外宇宙逸出的长波辐射 F =地面长波有效辐射地面长波有效辐射 Rs= Qa+ Ua (Ga+U) = Qa+ (F

30、 F) （大气短波吸收（大气短波吸收+放出长波）放出长波）U大气大气辐射差额随纬度的分布大气辐射差额随纬度的分布Qa+ Ua Ga+URa Rs= Qa+ Ua (Ga+U)云对地面净辐射的影响云对地面净辐射的影响1. 云使总辐射减弱（云的反射）云使总辐射减弱（云的反射）2. 云使有效辐射增加（大气逆辐射）云使有效辐射增加（大气逆辐射）地面净辐射地面净辐射R 减小减小地面净辐射地面净辐射R 增大增大白天或夏季（特别是低纬地区），云的减弱作用强于增大作用，白天或夏季（特别是低纬地区），云的减弱作用强于增大作用，云量增多（什么云），辐射差额减小；云量增多（什么云），辐射差额减小；夜间或冬季（特别是

31、高纬地区），夜间或冬季（特别是高纬地区），云的减弱作用弱于增大作用，云的减弱作用弱于增大作用，云量增多云量增多，辐射差额增大。，辐射差额增大。 云的反射云的反射Ga= 大气逆辐射（长波辐射，向地面方向）大气逆辐射（长波辐射，向地面方向）第四节3.4 地地-气系统的热量平衡气系统的热量平衡一、地表热量平衡一、地表热量平衡1. 定义：定义：地面在获得辐射差额时，一方面要升高地表温度，地面在获得辐射差额时，一方面要升高地表温度，另一方面将盈余的热量以另一方面将盈余的热量以湍流显热湍流显热和和潜热潜热向大气输送以及向向大气输送以及向地表活动层的分子输送，长期平均，其获得的辐射差额与支地表活动层的分子输

32、送，长期平均，其获得的辐射差额与支出达到平衡称为出达到平衡称为地面的热量平衡地面的热量平衡。3.4.1地面热量平衡方程地面热量平衡方程tsSQHLER地面辐射差额地面辐射差额地面潜热通量地面潜热通量感热通量感热通量地表与下层的热量交换地表与下层的热量交换地表与上层生物体的化学、生物过程有地表与上层生物体的化学、生物过程有关的能通量关的能通量第四节KT 为空气热量湍流交换系数，为空气热量湍流交换系数，Cp为定压比热为定压比热，为空气密度，为空气密度，T 为气温为气温第四节第四节1） 湍流扩散理论湍流扩散理论 感（显）热输送通量感（显）热输送通量ZTKCHTPgKJCp/004. 1 潜热输送通量

33、潜热输送通量L 为蒸发潜热，为蒸发潜热，L 2500(J/g),q 为比湿（单位湿空为比湿（单位湿空气中的水汽质量，气中的水汽质量，g/g)ZqKLLEEEK水汽湍流交换系数水汽湍流交换系数（1） 湍流湍流: 流体不规则运动流体不规则运动_涡动涡动.2）湍流与湍流通量）湍流与湍流通量任何物理量都可以表示为平均量与脉动任何物理量都可以表示为平均量与脉动(扰动扰动)量之和量之和,流动也一样流动也一样,即即qqqTTT,wwwvvvuuu,0TwTwTwwT （2） 湍流（涡动）通量湍流（涡动）通量: 单位时间内湍流运动输送的物理量单位时间内湍流运动输送的物理量(热量、水汽等）热量、水汽等）垂直方向

34、涡动热通量垂直方向涡动热通量=Tw垂直方向涡动水汽通量垂直方向涡动水汽通量=qw垂直方向涡动动量通量垂直方向涡动动量通量=Vw2） 涡动相关法涡动相关法分别是垂直速度、温度、比湿和水平运动的脉动值，湍流脉动仪分别是垂直速度、温度、比湿和水平运动的脉动值，湍流脉动仪观测采样频率一般为观测采样频率一般为10Hz qwLLEVwVqTw,TwCHP3） 总体空气动力学方法总体空气动力学方法 热量总体输送系数热量总体输送系数 T0,T 地面及地面及z高度的温度高度的温度U 是是z高度风速高度风速HC 感（显）热输送通量感（显）热输送通量第四节第四节)(0TTUCCHHp)(qqULCLEsEEC水汽总

35、体输送系数水汽总体输送系数qqs,地面及地面及z高度比湿高度比湿 潜热输送通量潜热输送通量（3）地面与下层间的热量交换）地面与下层间的热量交换为土壤导热系数为土壤导热系数，为土壤温度为土壤温度为土壤导温系数为土壤导温系数为土壤密度为土壤密度为土壤比热（为土壤比热（J/g C）TsTZTKCZTQssTTsTssKTTCZ（1） 理论公式理论公式（4）.地面冷、热源地面冷、热源（1）定义定义：某一地区地表有湍流热量向大气输送，称该地区为热某一地区地表有湍流热量向大气输送，称该地区为热源，反之为地面冷源（热汇）。源，反之为地面冷源（热汇）。（2）方程式：HLEQRs0热源热源0冷源5） 地表热量平

36、衡的分布地表热量平衡的分布感热输送年总量分布感热输送年总量分布 （单位：kcalcm-2a-1） 中国年平均感热通量密度的分布（单位：中国年平均感热通量密度的分布（单位：kcalcm -2.a -1） 全球潜热输送年总量的地理分布（全球潜热输送年总量的地理分布（Kcalcm -2） 中国年平均潜热通量密度的分布（中国年平均潜热通量密度的分布（W/m2） 洋面与深层水体的热量输送年总量的地理分布(Kcalcm -2) 6） 地表面热量平衡的纬圈平均地表面热量平衡的纬圈平均纬度带陆地海洋全球RLEHRLEHC0RLEHC07060N60505040403030202010100010S102020

37、30304040505060全年平均921134018842428268030983308330831402971259618421465209367096310479637961340238725541884117212149219211130251377837146518841758921745125618001382921544963963180016803768464750665191531751084564385230141926381012981968280540194563489943544154473144383433213514653433921795670586293293293251377461461251377377-1256-963-795-837-209-1265449210-335-42628840921154922613182393545644773485746894187368429721926330783713821884272131403978389437684103368431822093146527