现代自然地理第3讲：热量平衡

1、陆地表层过程的能量基础地-气系统的辐射平衡地球表面的辐射平衡地球表面的热量平衡大气和地气系统的热量平衡地-气系统的能量交换（；）1一、地-气系统的辐射平衡 Q（1）Q0QfQ ：辐射平衡、净辐射：地-气系统的反射率 Q0：到达大气上界的太阳辐射量，天文太阳辐射 Qf：逸散辐射，即通过大气上界向太空放出的 长波辐射地-气系统的辐射差额是指以地面为下底以大气顶为上底的整个铅直气柱内接收到的短波太阳辐射与大气上界向太空放出的长波辐射之差，净辐射吸收的短波辐射长波净辐射2天文太阳辐射总量某纬度上每日的天文太阳辐射总量（ Q）可用下式表示：T为一昼夜时间；0为日没时的时角，为太阳时角I0为太阳常数1.9

2、6(0.01)卡/(厘米2分)或1367(7)瓦/米2；为某时刻日地距离与平均日地距离的比值； 为地理纬度；为太阳赤纬任一纬度和任一时刻的天文太阳辐射强度（I）可用下式表示:返回3各月份天文辐射总量随纬度的变化MJ/m24地-气系统的反射率反射率：从非发光体表面反射的辐射与入射到该表面的总辐射之比，它是表征物体表面反射能力的物理量。绝对黑体的反射率为0，纯白物体的反射率为1，实际物体的反射率介于0与1之间，可用小数或百分数表示 整个地-气系统的反射率约为30，即约有30的太阳辐射能被反射回太空：其中三分之二是云反射的，其余部分则被地面反射和被各种大气成分所散射。5太陽輻射在地球和大氣的分布平均

3、而言，每年入射地球的太阳辐射约30%由地球和大气反射和散射回太空，19%被大气选择性吸收，51%被地表吸收。6地气系统的有效辐射大气和地表产生的长波辐射，取决于地表和大气温度：U = T04 = 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-4T0 = 地面或大气温度（绝对温度）Qf = 大气长波辐射-大气逆辐射+逸散到 大气外的地表长波辐射7地-气系统释放到空间的长波辐射量（1月份）8343 W m-2地-气系统的辐射平衡大气外层：大气层：地表层：问题：各层收支平衡吗？9地面：46+100=115+7+24大气层吸收：19+ 4+106+

4、7+24 =160释放：40+20+100 =160343 W m-210辐射平衡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。北半球中纬度地区因太阳位置随季节的改变对于局部地区生活的影响。例如冬季向南的房子有较多的日照。11地-气系统的辐射差额，随季节、纬度、地面状况、云量和大气成分等因素而变化。平均而言在地球的两极和高纬度地区的辐射差额为负值而赤道和热带地区为正值。12地-气系统辐射差额的空间差异，决定了地球温度场、大气与海洋环流最基本的特征13几点结论就整体（整个地球）来说，地-气系统的热状况随时间并没有明显变

5、化，整个系统辐射能的收入和支出，处于一种准平衡状态对于不同纬度带而言，辐射收支情况不同。例如，北半球在北纬35以南范围内的全年辐射差额为正，35 以北范围内为负。要使各纬度带呈能量平衡，则低纬度地带所净得的辐射能量必须通过大气环流和大洋环流以各种形式输送到高纬度地带和极地去。 14二、地球表面的辐射平衡是指下垫面通过辐射交换，支出部分和收入部分的差额，主要受：到达地面的太阳辐射总量下垫面的反射率下垫面的有效辐射的影响15到达地表的太阳辐射总量Qd = Q + D ：大气透过率Q：某纬度上每日的天文太阳辐射总量（见）D：散射辐射16不同太阳光谱在大气中被吸收情况17到达地表的太阳辐射年总量18各

6、种下垫面的反射率受下垫面的物理性质，即颜色、粗糙度、土壤湿度等影响19反射率还受太阳高度角的影响，随时间发生变化20下垫面的有效辐射等于地面辐射（U）与大气逆辐射（G）的差值，即： F = U - G; U = T04 = 下垫面对大气长波辐射的吸收系数（灰体系数） = 地面的相对辐射系数，其值与相同，一般取值0.95 = 斯蒂芬-布尔兹曼常数，等于5.16 W cm-2度-4T0 = 地面温度（绝对温度）21地球表面的辐射平衡下垫面辐射收入和支出部分的差额（B）：收入项有：太阳直接辐射S（ Q ）、天空散射辐射D、大气逆辐射G支出项有：短波反射辐射Rk 、长波反射辐射Rg 、地面辐射U平衡方

7、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（Q)， G (1- ) 是地面吸收的大气逆辐射设F = G (1- ) U，方程可简化为： 白天：B = Q(1- ) F 夜间： B = - F （因为夜间直接辐射和天空散射辐射为0）22地面辐射平衡：几点结论辐射平衡日变化特征：辐射平衡最大值出现在正午以前，最小值出现在傍晚，一天有两次通过零点，一次在日出后，一次在日落前（太阳高度角约1015度）辐射平衡年变化特征：辐射平衡夏季为正，最大为6月，最小值在12月辐射平

8、衡随纬度变化特征：纬度39为零，超过39小于零，小于39大于零23三、地球表面的热量平衡指地球表面的热量收支相等时的状况。热量平衡最重要的四项为：地面辐射差额地面与大气之间的乱流热交换蒸发水分所消耗的热量地表面与土壤或水体内的热交换地表因辐射差额而产生的热量盈余或亏损，主要由下述形式平衡：水分蒸发消耗潜热或凝结放出潜热空气湍流运动带来或带走热量土壤或水体传导向下或向上输送热量24地球表面的热量平衡方程 Qd = LE + P + AQd：地表辐射差额（热量）L：蒸发潜热；E：蒸发或凝结量P：地面与大气之间的湍流热通量（显热通量）A：地面与其下层（土壤或水）之间 的热通量，包括垂直交换量H 和水

9、平输送量F蒸发潜热：在温度（t）保持不变的情况下，使单位质量的液态水全部蒸发，变为水汽所需消耗的热量： L=(2500-2.4 t)103（焦耳/千克） HA = F + H25在方程中未考虑：地面上冰雪融解时消耗的热量或者水冻结时放出的热量；就长年平均情况看，与方程中主要项目比都是相当小的，但在中高纬度地区的春季融雪期，则必须考虑所消耗的融解热对该地区热量平衡的影响因降水（水滴的温度不等于下垫面的温度）而引起的热量交换和植物光合作用所消耗的热量等。该项通常比热量平衡的主要项目小得多，可以不考虑它们的作用。26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

10、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027湍流交换产生的热通量（sensible heat flux）a：空气密度（1大气压下：1290g/m3）Cp：空气定压比热（ 1大气压下：1.0048J/g）KH：热量湍流系数，受距离地面高度、下垫面 粗糙度和大气层节等因素

11、影响 ：近地层气温的垂直梯度28近地层（50-100m）气温的垂直梯度垂直梯度 0，即温度随高度增加，近地层大气处于稳定状态，湍流热通量方向由大气指向下垫面，P 0垂直梯度 0垂直梯度 0，湿度随高度增加，下垫面因水汽凝结而获得热量，LE 0垂直梯度 0垂直梯度= 0，下垫面无蒸发也无凝结， LE = 031用Penman-Monteith公式计算植物蒸腾产生的潜热其中 ：饱和水汽压温度曲线的斜率； ：干湿球常数；：空气密度； es: 饱和水汽压；ea：实际水汽压； ra：空气动力学阻力；rs：气孔阻力。32下垫面与土壤间的热量交换：土壤导热率 ：土壤温度（T）随深度（Z）的变化：当土壤温度梯

12、度为1/cm时，单位时间内在横截面为1cm2面积上通过厚度1cm均匀土层的热量，单位为：W/(cm)。受土壤物质组成、质地、含水量等影响。33地球表面热量平衡各分量的日变化 白天：地面获得正值辐射，通过蒸发、湍流交换、土壤热交换等方式将热量传递给大气和土壤深层。各分量在中午前后达到极大值，以后逐渐减小。夜间：各分量均为负值，绝对值都比较小，LE接近于零。地面因辐射失去的热量通过乱流热交换与土壤热交换的热流入量而得到补偿QdQdHHPPLELE34显热（P）和潜热（LE）通量随时间的变化P35地表热量平衡各分量的特点 蒸发耗热量和乱流热通量的年变化与当地的湿润条件有紧密的关系：在经常保持潮湿的条

13、件下，蒸发耗热量接近于辐射平衡值，乱流热通量较小（湿润地区），即辐射热量主要通过蒸发消耗掉在土壤变干时蒸发耗热量减小，乱流热通量增大（比如干旱地区）36地球表面热量平衡随纬度分布情况不管陆地或海洋，辐射差额都是随纬度的增高而减小的，其最大值出现在赤道附近地区。大陆和海洋上的蒸发耗热量随纬度的分布情况是不同的。大陆上最大蒸发出现在赤道附近，这是由于这个地区降水量很大，土壤湿润之故；而在副热带高压带上，因常年在高压控制下，气候干燥，蒸发量急剧减少。海洋上蒸发最大值出现在太阳能流入量特别大的副热带纬度，赤道地区蒸发量显著减少（云量大、辐射低）。从洋面指向大气的湍流热交换量在所有纬度上都比较小，它的数

14、值随着纬度的增高略有增加，这与冷季使空气增温的暖流作用有联系（海气温差大）。大陆上湍流热交换值显著地比洋面上大，其最大值出现在气候干燥的副热带高压带。洋面与其较深层之间由于洋流作用而引起的热通量：纬度平均值从20S到10N 之间为正值，即大洋要吸收热量，在较高纬度为负值，大洋要放出热量，这就是中高纬度冷季气候温和的重要因素37四、大气和地气系统的热量平衡 大气的热量平衡：指由地面伸展到大气上界的单位截面积铅直气柱体的热量收支相等时的状况 地气系统的热量平衡：指单位面积下垫面活动层（即没有明显温度季节变化深度以上）起向上直到大气上界整个气柱的热量收支相等时的状况38大气的热量平衡方程Qda：大气

15、的辐射差额Fa：大气的水平热通量Lr：凝结释放热量（r 为水汽凝结量）Ha：大气单位时间热焓量的变化量；在年平均情况下，Ha接近于0。39大气热量平衡随纬度的分布赤道附近地区：降水量多凝结热量值大，大气平流热输送量为负值（向高纬度地区输出热量），主要由凝结热量来补偿。中纬度地区：水平热通量值稍大些，为正值。高纬度地区：水平热通量为正值不论冬夏，气旋和反气旋活动大都将冷空气向赤道地区输送，暖空气向两极输送。40Qds：地-气系统的辐射差额Fs：水平热通量（包括大气的水平热通量Fa和水圈的水平热通量F ）L (E -r )：蒸发热量与凝结热量之差Hs：地-气系统的单位时间热焓量的变化量式中右侧各项

16、以表示输出热量为正，输入热量为负。Qds则以输入热量为正，输出热量为负。在陆地上，F =0；全年平均，Hs = 0 。对于整个地球来说，E = r ，而且Fa = 0，所以整个地-气系统的热量平衡具有非常简单的形式，即，Qds=0 地气系统的热量平衡方程41能量失衡气溶胶增加的反射不及温室气体吸纳热辐射的抵消作用，其结果是造成了众所周知的毯子变厚效应（大气热焓量增加），它们使更多的热量返回到地面，而不是让其逸入太空，因此地球辐射到太空中的能量较之于从太阳吸收的能量要少。其多余的能量，大约为每平方米1瓦使地球逐渐变暖，让冰融化。来源： 科学杂志（科学美国人中文版） 42五、地-气系统的能量交换模式43地-气系统中的大气能量交换概念模型44气压差导致大气环流和能量交换45大气环流模式46能量随气流的垂直交换47海（湖）陆气流（微风）能量交换48山谷风产生能量交换49通过水循环进行能量交换50一个简单的