现代气候学第3章气候系统的能量平衡

第三章气候系统的能量平衡3.0辐射基本知识3.1太阳辐射3.2大气中的辐射传输过程3.3气候系统的辐射平衡3.4地—气系统的热量平衡3.5全球热量平衡3.0辐射的基本知识一、辐射及其特性辐射是太阳能传输到地球的唯一途径物体以辐射的方式传递交换的能量。3.0辐射的基本知识辐射物体以电磁波或粒子流形式向周围传递或交换能量的方式。辐射能电磁波谱名称波长范围紫外线100埃～0.4微米可见光0.4微米～0.76微米红外线近红外0.76微米～3.0微米中红外3.0微米～6.0微米远红外6.0微米～15微米超远红外15微米～1000微米微波毫米波1～10毫米厘米波1～10厘米分米波10厘米～1米色彩名称波长范围紫0.40～0.43微米蓝0.43～0.47微米青0.47～0.50微米绿0.50～0.56微米黄0.56～0.59微米橙0.59～0.62微米红0.62～0.76微米不同电磁波的具体波长范围可见光波长范围辐射的度量和单位辐射通量、辐射通量密度辐射通量及单位：定义：单位时间通过任意面积上的辐射能量。单位：J·s-1或W辐射通量密度（E）及单位定义：单位面积上的辐射通量。单位：J·s-1·m-2或W·m-2E=dF/(ds.dt)dFdsdFds辐射通量密度又被称为辐射强度、辐射能力或放射能力。

物体对辐射的吸收、反射和透射概念吸收率(a)

：a=Qa/Q

反射率(r)

：r=Qr/Q

透射率(d)

：d=Qd/Q

入射反射吸收透射

a、r、d的变化黑体：对于投射到该物体上所有波长的辐射都能全部吸收的物体称为绝对黑体。故有：a＝１，r＝d＝０。灰体：透射率d＝０，吸收率a＝（１－r），且a不随波长而变化的物体。

二、辐射的基本定律基尔荷夫(kirchoff)定律(选择吸收定律)

定律在一定温度下，任何物体对于某一波长的放射能力(eλ,T)与物体对该波长的吸收率(aλ,T)的比值，只是温度和波长的函数，而与物体的其它性质无关。即:Eλ,T只是波长和温度的函数。

推论

对不同性质的物体，放射能力较强的物体，吸收能力也较强；反之，放射能力弱者，吸收能力也弱，黑体的吸收能力最强，所以它也是放射能力最强的物体。对同一物体，如果在温度T时它放射某一波长的辐射，那么，在同一温度下它也吸收这一波长的辐射。斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律

斯蒂芬—波尔兹曼(Stefan-Boltzmann)定律

定律黑体的总放射能力（ET）与它本身绝对温度（T）的四次方成正比。即：ET＝σT4式中σ＝5.67×10-8W.m-2.K-4为斯蒂芬—波尔兹曼常数。

意义物体温度愈高，其放射能力愈强。

维恩(Wien)位移定律从图中还可看出，黑色单体辐射极大值所对应的波长是随温度升高而逐渐向波长较短的方向移动λm＝C/T或λmT=C

如果波长以nm为单位，则常数C＝2,897×103nm·K,于是上式为：维恩(Wien)位移定律

定律绝对黑体的放射能力最大值对应的波长(λm)

与其本身的绝对温度(T)成反比。即：λmT＝2897×103nm·K本定律由德国物理学家威廉·维恩（WilhelmWien）于1893年通过对实验数据的经验总结提出不同温度下黑体辐射强度与温度的关系

意义物体的温度愈高，放射能量最大值的波长愈短，随着物体温度不断增高，最大辐射波长由长向短位移。太阳辐射是短波辐射，人、地面和大气辐射是长波辐射。例如：通过测定星体的谱线的分布来确定其热力学温度；也可以通过比较物体表面不同区域的颜色变化情况，来确定物体表面的温度分布，这种以图形表示出热力学温度分布又称为热象图。利用热象图的遥感技术可以监测森林防火，也可以用来监测人体某些部位的病变。热象图的应用范围日益广泛，在宇航、工业、医学、军事等方面应用前景很好。

维恩(Wien)位移定律的应用地球上的经线和纬线纬线：垂直于地轴的平面同地球相割而成的圆经线：南北线（子午线）本初子午线：通过英国Greenwich(格林尼治)天文台的0°经线（1884年确定）。3.1太阳辐射预备知识纬线和经线纬线平面垂直于地轴,经线平面都通过地轴

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°）

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。经线的间隔随纬度增大而减小EastChinaNormalUniversity地球的赤道平面与黄道平面并不重合，而是有一个交角（二面角），就是黄赤交角。在公元2000年，这个交角为23°26′21″。黄道平面：地球绕太阳公转的轨道平面

四季的形成热带北温带南温带北寒带南寒带北极圈北回归线赤道南回归线南极圈地球的五带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、日落时间的变化）太阳常数

1)太阳光谱2)日地距离

3)太阳辐射强度

第一节太阳辐射三、太阳辐射光谱定义太阳辐射能随波长的分布曲线。大气上界的太阳辐射光谱图中：实线是大气上界的太阳辐射光谱；虚线是温度在6,000K时的黑体辐射光谱。

太阳表面温度约6000oC,其发出的能量基本为短波辐射地球公转示意图1月3日7月4日日地平均距离：r0=1.496×108km近日点日地距离：1.471×108km远日点日地距离：1.521×108km一、太阳辐射强度和太阳常数太阳辐射强度（太阳辐射通量密度）太阳辐射强度及单位定义：单位时间内投射到单位面积上的太阳辐射能量。单位：W·m-2

太阳常数（I0）定义：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。3.1太阳辐射日地平均距离：r0=1.496×108km

定义二、太阳高度角、太阳辐射日总量和昼长太阳高度角（h）太阳光线与地表水平面之间的夹角。(0°≤h≤90°)h+|

-|=90°太阳赤纬又称赤纬角，是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角纬度–太阳高度角太阳高度角高度角越大,能量越集中高度角越小,能量越分散

水平面上太阳辐射的计算

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的计算公式式中：为观测点纬度，δ为赤纬，ω是时角。

δ的计算

δ的含义：太阳直射点纬度(即太阳直射光线与赤道平面之间的夹角)。计算公式：

δ＝23.5sinN°h+|

-|=90°正午时刻说明：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）的取值变化于冬至:春分,秋分:夏至:赤纬太阳赤纬又称赤纬角，是地球赤道平面与太阳和地球中心的连线之间的夹角

ω的确定ω是用角度表示的时间，每15°为一小时正午：ω＝0；上午：ω＜0；下午：ω＞0，。

正午时刻h的计算公式h正午＝90°-|

-δ|时角的取值:地方时中午12时:向下午方向到地方时24时:向上午方向到地方时24时:12时24时0时6时18时=0=180=180=180=90=0=90=180

照射时间

日出到日没的时间间隔太阳辐射日总量（见教材P21)太阳常数（I0）日地平均距离：r0=1.496×108km大气上界,某一天,某纬度处，水平面单位面积接受的日辐射量（天文辐射）:T=1天=24h=86400s-ω0

为日出时间，ω0

为日落时间

春秋分时：赤纬=0，那么ω0

=π/2，不同的纬度带：赤道上：=0，那么ω0

=π/2，不同的时间（季节）：极地上：=±π/2，那么夏半年ω0

=π，冬半年ω0=0：极地在夏半年ω0

=π，在“夏至”收到的日辐射总量最大：=23.5赤道上：=0，那么ω0

=π/2，春秋分时=0：极地最大的日辐射总量与赤道最大的日辐射总量的比值：π·sin23.5=1.25倍书上P23

③极地最大的日辐射总量与同时的赤道日辐射总量的比值：π·tg23.5=1.36倍取太阳常数为1366W/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。天文辐射的时空分布特征1）年变化：具有以一年为周期的季节性变化特点，但不同纬度具有不同的变化幅度，中高纬度的年变化显著，低纬度的年变化小。2）空间变化：具有随纬度增高而减小的趋势。不同季节或不同区域这种趋势有强弱差异。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。3、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。四季的形成昼长（可照时数）

昼长的变化规律夏季昼长随纬度升高而加长，冬季昼长随纬度升高而缩短，春、秋分则不随纬度升高而变。相同纬度，昼长冬短夏长，春秋介于二者之间。

可照时数、实照时数和日照百分率

可照时数（昼长）定义：不受任何遮蔽时每天从日出到日落的总时数。单位：小时、分计算公式：可照时数=ω是时角此时：h=0,cosω＝-tgφtgδ实照时数地面上用日照计实际测量的日照时数。日照百分率日照百分率＝—————×100%实照时数可照时数光照时间光照时间＝可照时数＋曙暮光时间一般曙暮光随纬度升高而加长；夏季尤为显著。曙暮光

在日出前和日落后，太阳光线在地平线以下0°～6°时，光通过大气散射到地表产生一定的光照强度，这种光称为曙光和暮光。上节课要点几个重要概念太阳常数

太阳高度角3.太阳赤纬4.天文辐射定义及计算大气对短波的影响吸收散射反射吸收逆辐射大气对长波的影响3.2大气中的辐射传输过程一、大气对太阳辐射的减弱太阳辐射在大气中的减弱大气质量（单位面积*光学路径）:光在大气中经过一定长度倾斜路径到达地表面时,其经历空间中所含大气物质的质量大气质量数(m):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.引入均质大气高度H0和密度不同太阳高度角下的大气质量

m的计算当h在30°～90°时,m可近似地表示为：均质大气

m随太阳高度角h的变化在各太阳高度时的大气质量h(度)906030105310m11.152.05.610.415.427.035.4大气质量数m随太阳高度的增高而减小(随太阳高度的减小而增加)，当太阳高度低时，m值的增大特别迅速。58透明度的表征：大气透明系数（Pm）垂直入射时，到达地面的太阳直接辐射通量密度（I

）与大气上界太阳辐射通量密度(I0)之比。Pm值表示太阳辐射透过大气后的削弱程度。Pm＜1大气透明度的影响因素水汽、水汽凝结物、尘粒杂质越多，透明系数越小，太阳辐射受到的减弱越强大气透明度大气上界：大气削弱后：

吸收作用

氧、臭氧、水汽和CO2气体成分强吸收波段弱吸收波段氧<200nm的紫外光690~760nm的可见光臭氧200~320nm的紫外光600nm的可见光水汽930~1500nm的红外光（三个强吸收带）600~700nm的可见光（三个弱吸收带）减弱方式主要的吸收成分各成分的吸收波段吸收的定义：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吸收。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值．1nm=1/1000μm主要集中于红外光区主要集中在25km的平流层发生在高层大气SOLARSPECTRUM

散射作用

散射

当太阳辐射通过大气时，遇到大气中的各种质点，太阳辐射能的一部分散向四面八方，称为散射。分类

由入射辐射波长与散射质点的相对大小r，将散射分为分子散射（瑞利散射）和米（Mie）散射。

r《

时，分子散射。

r~

时，米散射。散射强烈地依赖于粒子尺度与入射波长的相对大小米散射:尘埃或灰尘（气溶胶）直径比波长大,各种波长的散射能力相等.瑞利分子散射定律

当大气干洁，质点半径小于200nm时，散射值与入射光波长的四次方成反比。即：定律意义入射光波长愈短，散射能力愈强。漫射当大气混浊，质点半径＞10,000nm时，入射光的各种波长具有同等散射能力，散射系数不再随波长改变，称之为漫射。

反射作用

参与反射作用的物质大气中较大的尘粒和云滴、云层。云的反射作用其反射能力随云状、云量和云厚而不同。云量愈多，云层愈厚，反射愈强。云层平均反射率为50%～55%。

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的过程．2)特点：对各种波长无选择性，云的反射作用最显著．3)效应：到达地面的太阳辐射显著减弱.

大气层顶部，地气系统吸收的太阳短波辐射，与OLR平衡到达大气层顶太阳短波辐射

年平均，地气系统吸收的太阳辐射

大气层顶净短波辐射(地气系统吸收)，季节平均二、大气对地球辐射的影响大气窗:7~13位于地面辐射波段最强处,大气的吸收率最小,透射率最大,这一波段能量透过大气射向宇宙空间,将这一波段称为大气窗.1.大气对长波辐射的吸收

特点:强烈地吸收,且具有选择性.

（P27，图3.2d）大气窗:7~13温室效应大气中各种微尘和二氧化碳成分的存在，犹如温室覆盖的玻璃一样，阻挡了地面向外的辐射，增强大气逆辐射，对地面有保温和增温作用，这种现象称为大气温室效应。2.大气的保温效应

大气中吸收长波辐射的气体主要是水汽、CO2。水汽—云—太阳辐射—地面温度：负反馈，使得地球气候趋于稳定CO2—温室效应—地面温度：正反馈，大气中CO2增加对大气的辐射加热起着主要作用有大气逆辐射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3.3气候系统的辐射平衡3.3.1地表面的辐射平衡（辐射差额）S=太阳直接辐射(经过大气吸收和散射）D=散射辐射Q=地表总辐射(Q=S+D)A=地表反射辐射(A=a·Q)F=地面长波有效辐射R=地表净辐射地表辐射平衡方程：R=

Q–A–F=(S+D)–A–F=Q(1–a)–F太阳直接辐射（1）定义：太阳辐射经过大气的吸收和散射的消弱后，沿投射方向直接到达地表面的那部分太阳辐射能量称为太阳直接辐射。(J/m2s)是时角ω和m的函数，难以确定，因此应用上式计算太阳直接辐射日总量比较困难，一般只能求助于经验方法参数化S太阳直接辐射（地面）S0

天文辐射量S1

日照百分比（日照时数）S=S0(aS1+bS12)全阴天S1=0，S=0;全晴天S1=1，S/S0=a+b晴天相对辐射a、b为局地参数化的值

（2）影响因子：太阳高度角、大气透明度.（3）气候特征:日、年变化和随纬度的变化2.散射辐射大气混浊度太阳辐射经大气散射后到达地面的比例系数（1）定义：当太阳辐射通过大气时，受到大气中的气体分子、尘埃、气溶胶、水汽等的散射作用，使太阳辐射的一部分以漫射形式从天空的各个角度到达地表，这一部分辐射量成为散射辐射地表得到的散射辐射随太阳高度角增大而增加，随大气的混浊度的增大而增加（2）影响因子：太阳高度角、大气透明度、云3.地表总辐射----到达地面的太阳总辐射实际大气条件下到达地表的太阳直接辐射与散射辐射之和，是地表面得到的太阳辐射的总能量，称为地表总辐射影响因子:太阳高度角(天文辐射)、云量、大气透明度.地表总辐射的气候学计算S0

、Q0天文辐射和晴天总辐射;f(S1,n)天空遮避度函数;n云量(S1

日照百分率)(1)分析地表总辐射与影响因子间的关系Q-,Q-S1(2)根据散点图,拟合经验公式(a,b取决于大气平均透明系数，云的透射系数，日照计的灵敏度等）全球地表总辐射年平均通量密度（Wm-2)的分布地表总辐射纬向带状分布撒哈拉沙漠最大季风区中国年平均总辐射通量密度的分布(Wm-2)主要取决于云量和地理纬度高原大于平原内陆大于沿海干燥区大于湿润区α

反射率α=A/Q影响反射率的因素：太阳高度角（图3.5）、下垫面颜色、干湿度、表面粗糙度归一化差分植被指数：NDVI=（CH2-CH1）/（CH2+CH1）（图3.6）4.地表反射辐射年平均地表反照率地表反照率行星反照率：地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示地球作为行星对入射的太阳辐射的反射能力。行星反照率分为各地区行星反照率和全球行星反照率。赤道：约为0.2，甚至更小

极地：0.6，甚至达到0.95目前全球的行星反照率可取：0.30,它是地球表面的平均反照率(约为0.15),云的高反照率和大气的后向散射作用的综合结果5.地表长波有效辐射F=地面长波有效辐射U=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）ε=大气相对辐射率εG=地面吸收的大气逆辐射F=U-εG6.地表净辐射地表净辐射量由短波辐射收入与地面有效辐射之间的差值决定R=

Q–A–F=(S+D)–A–F=Q(1–a)–F地表净辐射年总量（Kcal·cm-2）的地理分布中国地表净辐射年平均通量密度分布(W/m2)

云对地面净辐射的影响云使总辐射减弱（云的反射）云使有效辐射增加（大气逆辐射）地面净辐射R

减小地面净辐射R

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，云量增多，辐射差额减小；夜间或冬季（特别是高纬地区），云的减弱作用弱于增大作用，云量增多，辐射差额增大。云的反射Ga=大气逆辐射（长波辐射，向地面方向）3.3.2地—气系统的辐射平衡Q=地表总辐射；a=地表反射率Q(1–a)=地表吸收的短波辐射Qa=大气吸收的短波辐射as=行星反照率Fs=F∞=地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射Rs=

Q(1–a)+Qa–F∞

（地面吸收+大气吸收-放出长波）=S0(1–as)–Fs（地气系统吸收-放出长波）Q(1–a)QaF∞

地气系统

地-气系统净辐射的地理分布取决于天文辐射随纬度的变化、地-气系统行星反照率的分布及行星长波辐射（图3.11）特点:年平均南北纬30之间的Rs为正值;其他纬度为负值.转折点地-气辐射差额Rs随纬度的分布+––年平均向外长波辐射(OLR)的分布温度高，OLR大；低云，少云，OLR大；对流活跃区，云多，OLR小大气层顶(地气系统辐射差额Rs

)净辐射=地气系统吸收--OLR零维能量平衡模式，Rs=0全球年均单位时间(1秒)吸收的太阳辐射为全球单位时间向外射出长波辐射为

r为地球半径,Te为地表辐射平衡温度(K)设则零维能量平衡模式，Rs=0Qa=大气吸收的短波辐射Ua=大气吸收的长波辐射Ga=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F∞=地-气系统向外宇宙逸出的长波辐射F=地面长波有效辐射Ra=

Qa+Ua–(Ga+U∞)=Qa+(F–F∞)（大气短波吸收+放出长波）U∞大气3.3.3大气系统的辐射平衡Ra=Qa+(F–F∞)大气对短波辐射吸收Qa很小,大气辐射平衡值主要取决于（F-F∞),而地面有效辐射F远小于大气顶的逸出长波辐射，所以Ra<0,即大气辐射收入的净通量总是负，其所需能量则直接来自地表的感热和潜热的输送，来维持大气运动。上节课要点气候系统的辐射平衡地面辐射差额（地面辐射平衡方程）

大气辐射差额3.地-气系统的辐射差额第四节3.4地-气系统的热量平衡一、地表的热量平衡(1).热力平衡过程：无论地表还是地-气系统，在吸收了辐射能后，会产生能量转换和输送而达到新的平衡，这样的物理过程，成为热量平衡过程。它是能量守恒定律在气候学中的一种表现，可用热量平衡方程来描述。(2).地表热量平衡：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湍流显热和潜热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出达到平衡称为地表的热量平衡。1.定义2.地表热量平衡方程地表辐射差额地表潜热通量地表感热通量地表与下层的热量交换地表与上层生物体的化学、生物过程有关的能通量（如光合作用，生物能储藏，冰雪融冻）第四节各项均与温度、云量、湿度、降水、下垫面状况等有关R=

Q–A–F=(S+D)–A–F=Q(1–a)–FF=U-εG地表辐射差额：某段时间内单位面积地表面所吸收的总辐射和其有效辐射的差值。小项，可略（1）湍流:流体不规则运动_涡动.（思考：还有哪些方式能交换能量？）1）湍流与湍流通量3、地表热量平衡的计算海气热交换海洋和大气之间，相互作用，穿越海气交界面的热量输送。即一种物理量的交换。主要有辐射传输、感热输送和潜热输送三种方式。海洋层结比较稳定，海水密度大，总质量比热大，太阳辐射能大部被其吸收，所以热容量很大。因此，海气之间的热交换，主要是海洋向大气输送热量。海气热交换是双向的。辐射传输主要以长波辐射的形式进行；感热输送是海气交界处通过湍流及分子接触传导作用而进行的热量传递；潜热输送则通过湍流和分子运动，在海气界面处的凝结和蒸发而进行热量传递。海气热交换连同其他的海气交换，是研究海－气相互作用的主要因素和基础，在全球热量平衡中占有极其重要的地位，对各种尺度天气系统的形成和发展以及大气环流系统的建立和维持都具有重要的作用。

（2）湍流（涡动）通量:单位时间内湍流运动输送的物理量(热量、水汽等）垂直方向涡动热通量=垂直方向涡动水汽通量=垂直方向涡动动量通量=任何物理量都可以表示为平均量与脉动(扰动)量之和,流动也一样,即（3）大气边界层湍流及湍流通量与垂直湍流通量相比，垂直平均流通量通常可以忽略不计;

湍流通量输送量级比分子扩散要大几个量级。湍流运动是边界层大气运动的主要特征。地表加热不均、地表对气流的摩擦拖曳以及地面物体的阻挡都可以形成湍流；KT

为空气热量湍流交换系数，Cp为定压比热，为空气密度，T

为气温第四节（1）湍流扩散理论

感（显）热输送通量2）地表与大气间的湍流热交换量计算潜热输送通量L

为蒸发潜热，L2500(J/g),q

为比湿（单位湿空气中的水汽质量，g/g)水汽湍流交换系数第四节动量输送通量（湍流应力）动量交换系数V

水平风速第四节（2）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，湍流脉动仪观测采样频率一般为10Hz通量观测仪观测（3）整体空气动力学方法

热量总体输送系数

---湍流热通量的曳力系数T0,T地面及z高度的温度U

是平均风速感（显）热输送通量第四节第四节水汽总体输送系数下垫面温度下的饱和比湿，z高度比湿潜热输送通量L蒸发潜热动量输送通量第四节动量总体输送系数，也称动力拖曳系数3）地面与下层间的热量交换第四节为土壤导热系数，为土壤温度为土壤导温系数为土壤密度为土壤比热（J/gC）Z（1）理论公式土壤成分粘土矿物土壤有机物花岗岩水空气（20C）冰（0C）比热（J/gC）0.750.962.500.8374.181.0042.101热容量（J/cm3C）2.0482.4242.7082.1774.180.0011.900土壤各种成分的比热和热容量第四节土壤种类干沙土湿沙土壤土花岗岩水（20C）空气冰导热系数（J/smC）0.15242.25720.1884.0540.6280.02092.1736导温系数（cm2/s）0.00130.0120.0070.0190.00150.1610.012几种物质的导热系数和导温系数（2）气候学计算土壤5cm与20cm的土温差地-气温差地表与下层的热量交换参数化a=2.826,b=0.486,c=-0.7774）地面冷、热源（1）定义：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）。（2）方程式：热源冷源我国地表热源分布（图3.13，3.14）5）地表热量平衡的分布

地表面与大气间感热输送年总量分布

（单位：kcal·cm-2·a-1）

中国年平均感热通量密度的分布（单位：kcal·cm-2.a-1）

北高南低高值区：塔里木盆地内蒙古高原低值区：四川贵州等地全球潜热输送年总量的地理分布（Kcal·cm-2）

中国年平均潜热通量密度的分布（瓦/米2）

纬向分布由南向北递减

洋面与深层水体的热量输送年总量的地理分布(Kcal·cm-2)赤道、热带地区：洋面向下输送热量北半球中高纬地区，深层水体输送给大气暖海流活动区：深层海水通过洋面向大气输送热量最多南北半球冷洋流活动区，大洋表面从太阳和大气获得热量，向深层输送

6）地表面热量平衡的纬圈平均纬度带陆地海洋全球RLEHRLEHC0RLEHC070～60ºN60～5050～4040～3030～2020～1010～00～10ºS10～2020～3030～4040～5050～60全年平均92113401884242826803098330833083140297125961842146520936709631047963796134023872554188411721214921921113025137783714651884175892174512561800138292154496396318001680376846475066519153175108456438523014192638101281968280540194563489943544154473144383433213514653433921795670586293293293251377461461251377377­-1256-963-795-837-209-1265449210-335-4262884092115492261318239354564477348574689418736842972192633078371382188427213140397838943768410336843182209314652763461544754963879670418377586754586293377544-377-377-377-502-84-844617120-251-84586840全球表面热量平衡各分量的纬圈年平均值(MJ/m2）

海