大气探测学多媒体第11章降水和蒸发的观测课件

第十一章降水、蒸发的测量＆11.1概述＆11.2降水的观测＆11.3蒸发的观测＆11.4微气象法计算蒸发散量的方法＆11.5复习思考题＆11.1概述降水、蒸发观测的意义。＆11.2降水的观测一、要素：降水量、降水时数、降水强度

1.降水量：降落在地面上未经蒸发、渗透或流失的液态或固态降水的积水量。以积水的深度表示，单位为mm，取一位小数。2.降水强度：单位时间内的降水量，以mm/h为单位。3.降水时数：降水持续的时间，以h,min为单位。蒸发的测量气象测量的蒸发量指水面蒸发量蒸发量：在一定口径的蒸发器中，在一定时间间隔内因蒸发而失去的水层深度。以毫米为单位，取一位小数。小型蒸发器雨量计

（1）雨量筒：用于承接降水量；（2）雨量杯：用于测量降水量；

二、常用降水量测量仪器有：雨量器、虹吸式雨量计、翻斗式雨量计。

1.雨量器原理：包括：

若承接口的半径为R，量杯的半径为r，则降水量1mm时，在量杯中应为hmm，即：（11.1)

我国现用的雨量器R=10cm,r=2cm。由此可知，桶内积水深度为1mm时，量杯内水深为25mm，因此，可将量杯上每2.5mm刻制一条线，代表降水量为0.1mm。（3）雨量器的安装：雨量器应安装在观测场内固定的架子上，承接口保持水平。我国规定承接口距地面70cm，冬季积雪较深的地区，当积雪深度超过30cm时，应距地1.0-1.2m高。2.雨量计的测量原理：

能连续记录降水量、降水时间，表示降水随时间变化，并由此可计算降水强度。常用的有：虹吸式雨量计；翻斗式雨量计两种。2.1虹吸式雨量计的测量原理虹吸原理图：包括：承接口、漏斗、自记系统（自计钟、自记纸、自记笔）、浮子、浮子室、虹吸管、盛水器等。当有液体降水时，降水从承接口经漏斗进入浮子室。浮子室是一个圆桶容器，内装浮子，外接虹吸管，降水使浮子上升，带动自记笔在钟筒自记纸上画出记录曲线。虹吸式雨量计2.2翻斗式雨量计的测量原理翻斗式雨量计由:感应器、记录器、电源组成;

感应器安装在室外由:承接器、上翻斗、计量翻斗、计数翻斗、干簧管组成;

记录器安装在室内由:计数器、记录系统、电路控制系统组成;

感应器的工作过程是,承接器中收集的降水通过漏斗进入上翻斗,当降水积到一定量时,由于水的重力作用,使翻斗翻转,使降水进入汇集漏斗。由汇集漏斗进入计量翻斗，当计量翻斗中的降水量为0.1mm时，计量翻斗将降水倒入计数翻斗，使计数翻斗翻转1次。计数翻斗翻转时，与它相联的磁钢对干簧管扫描一次。干簧管因磁化而瞬时闭合一次，这样，降水量每达到0.1mm，就送出一个开关信号，通过记录器在记录纸上记下0.1mm的降水量。降水→承接器→上翻斗→汇集漏斗→计量翻斗→计数翻斗翻转一次→送出一个信号→记录一个0.1mm的降水量。翻斗式雨量计＆11.3蒸发的观测

由于蒸发而消耗的水量称蒸发量。气象台站测定的蒸发量是水面蒸发量，即一定面积的水面在一定时间间隔内因蒸发损失的水层厚度，以mm为单位，取一位小数。一、测量蒸发量的台站仪器1、小型蒸发器图示

小型蒸发器为一口径为20cm，高10cm的金属筒。为防止鸟兽饮水，器口装有辐射状的铁丝网罩。 蒸发器安装在观测场的雨量器旁边，器口水平，离地面高70cm。观测时，应在前一天用雨量杯取请水20mm，倒入蒸发器内，经24小时后，再测蒸发器内所剩的水量，减少的水量即为蒸发量，如24小时内有降水，蒸发量的计算公式为：

蒸发量=原量+降水量-余量2、E601蒸发器

图示

主要由：蒸发桶、水圈、溢流筒、测针组成；蒸发桶器口面积为3000cm²。在桶壁上开有溢流孔，用胶管与溢流孔相连，以承接因降水从蒸发桶内溢出的水量。桶涂成白色，以减少太阳辐射。水圈是装置在蒸发桶外围的套，用以减少太阳辐射及溅水对蒸发的影响。测针用于测量蒸发器内的水面高度。观测时，调整测针与水面相切，从游标尺上读出水面高度，读数可精确到0.1mm，则：

蒸发量=前一日水面高度+降水量-测量时水面高度其中降水量以雨量器的观测值为准。3、Lysimeter蒸散量测量仪（蒸渗仪）图示 土壤表面与植被系统的蒸散量的测量是较复杂的。包括土壤表面的蒸发、植被的蒸腾等，它们与土壤含水量、水的径流、渗漏及大气的温度、湿度和风速有关。蒸散量=当日土柱重量-前日土柱重量-降水量-浇灌量

若降水量=0；浇灌量=0蒸散量=当日土柱重量-前日土柱重量蒸发、蒸腾与蒸散的关系

由湍流及热力作用从地面损失的水分，称之为蒸发；从植被冠层损失的水分称之为蒸腾；蒸发与蒸腾之和之为蒸散。一般蒸发与土壤含水量、大气热力、动力及大气层的水汽压、饱和水气压有关。另外，风速的增大有助于水汽的扩散输送，故蒸发率随风速增大而增大，所以，蒸发率E可简单地表示为式中f(u)通常采用以下形式：

式中A、B和n为经验常数。因此，在蒸发面适当高度上测得风速、大气压力、干、湿球温度，即可计算蒸发率E。其中水体表面的蒸发如何计算？森林表面的蒸腾、地表蒸发如何计算？＆11.1概述降水蒸发观测的意义。微气象观测系统

EBEX2000试验场地＆11.1概述降水蒸发观测的意义。森林与大气界面物质、能量输送研究RnTsGT,RH,U;CO2,H2ORpRp,PAR,Sn,Rn,Ta,Ts,RH,LW,SW,CO2,H2OT,RH,U;CO2,H2OT,RH,U;CO2,H2OT,RH,U;CO2,H2OT,RH,U;CO2,H2ORp,PAR,Sn,Rn,Ta,Ts,RH,LW,SW,CO2,H2OPhotosynthesisMeasurementSystemChamberMeasurementWsRnco2微气象观测系统1、涡动相关法 地球表面能量、物质的输送是由大大小小的极不规则的湍流涡旋完成的。通常把这种湍流运动分成两部分：即平均运动和脉动运动。对风速来说，若平均运动用平均速度用表示，脉动速度用表示。因此，对任意时刻水平和垂直运动的瞬时值可表示为

这种平均的示意图见图3.6。上述式中T为进行平均的时间间隔，t0是时间间隔的中心，代表均值出现的时刻。脉动风速的平均值理论上应都等于0，即

(11.1)(11.2)

但是不能肯定脉动风速的平方及乘积的平均值（如）必然为0。

风速的上述特性，同样适用于其它要素，如，温度、湿度等,分别为位温脉动（或温度脉动）和比湿脉动，则

对于近地气层，考虑到本层的特点，各种物理量：动量、热量和水汽通量等的垂直输送作用要比水平方向输送的作用大得多，所以，我们着重考虑的将是这些物理量的垂直输送。(11.3)(11.4)(11.5)

从以上分析中可以得到启发，对于近地层动量、热量和水汽的输送，显然也是因为湍流脉动的结果，于是，动量、热量、水汽的垂直输送可写成：

的测量一般是采用超声风速温度仪（ultra-sonicanemometer/thermometer)测量，而则用LaymanArfa(L—）湿度仪测量。这样，我们了解了动量、热量以及水汽在近地面层中交换的过程。但是，问题远没有解决，、H、LE的进一步确定，有没有更方便的方法？下面我们就来讨论由此而引起的一些问题。(11.6)(11.7)(11.8)(11.9)(11.10)(11.11)2、梯度法原理（湍流扩散法）

因为的测量和数据的处理相对比较复杂，那么，有没有能用这些要素的平均值及其梯度值来计算的方法呢？于是人们首先就想到了湍流运动与分子运动的相似性，进行模拟。即用虚拟的粘滞性系数、传导系数、扩散系数来表示动量或任何其它的物理属性的输送，这些系数的定义，与分子方面的相应各系数的定义极为相似，这些系数统称为湍流交换系数。根据这种设想，可以写出任一物理属性的垂直扩散方程

式中为任一要素值。对应相应的动量、热量、水汽、二氧化碳等的垂直扩散方程为：

(11.12)

式中分别为风速、温度、比湿和二氧化碳的垂直梯度。K为湍流交换系数，可以理解为：当物理量的梯度为L时，单位时间内，单位质量空气中所含物理量S，因湍流作用而沿垂直方向输送的数量。K的量纲是表示。 这样，我们把计算各种物理量沿垂直方向输送的任务归结于计算K的大小，只要把K确定了，计算各种物理量的通量地问题就解决了。但是，K如何确定呢？(11.16)(11.15)(11.14)(11.13)

要确定K还需要更进一步求助于分子交换理论，引进所谓的混合长度的概念，这就是所谓的普兰德混合长理论。根据这个理论，混合长可以比拟为“分子平均自由程”。假定：由于湍流运动，有一个湍涡，（在湍流运动中类似于分子的最小单体，是由一团靠得很近的流体组成）从原来的高度z处脱离出来，带了与该高度平均运动相应的动量，沿垂直方向到达新的高度z+L处，在这里这个“湍涡”重新与主流相混合。(11.17)(11.18)(11.19)(11.20)

如果能在两个高度上进行风速观测,得:

式中上的平均风速。从上式可以看出，交换系数K的大小与两个高度的风速差（实际上就是风切变）成正比，同时还随离地面高度z的增加而线性增大。这是不难理解的，因为上下层之间风速切越大，垂直方向的动量交换就越多，湍流就越发展，K就越多。另外，离地面愈高，地面影响就愈小，因而也愈有利于湍流运动的发展。

(11.21)(11.22)

此外，在近地气层中的风廓线应是一对数曲线。由此，还可以引出地面粗糙度的概念来。如果我们以地面某一高度z0上风速代替式中，于是就可得到

(11.23)

上式为大气为中性时在近地面层中风速随高度的变化。

下近地面上风速随高度的变化.z0为粗糙度高度。它随稳定度而变化。在实际工作中可风速廓线线性回归，或将风速廓线图上曲线外延，及至它与代表高度的坐标轴相交，即平均风速为0，这个高度就是粗糙度高度。(11.24)

(3.46)式为不同稳定

稳定度参数理查逊数 上面我们讨论的湍流运动都是指的由于风的垂直切变，也就是动力因素引起的运动，称为动力湍流（强迫对流）。还存在一种由热力条件引起的对流，称为热力对流。在实际大气中，湍流运动总是在动力和热力（浮力）的共同作用下发生、发展起来。里查逊（Richardson）数就是一个判别湍流运动消长的参数。里查逊数可以从两个途径获得，一个是直接从平均运动动能转化为湍流，从贴地气层的能量平衡方程中导出；另一种则从因次理论角度求得，为一无因次数，其大小决定于位温、位温梯度、重力加速度和风速梯度。

现在我们来讨论里查逊数的物理意义。由（6.47）看出，里查逊数表明了流体沿垂直方向运动抵抗重力的作功率与湍流能量的供给率的比值，亦即表明了热力因素与动力因素的比例关系，说明稳定度条件对于交换的影响。(11.25)

根据里查逊数可以了解大气中湍流发展的程度。我们可作如下三种情况讨论：（1）此时大气层结稳定，热力作用阻碍湍流运动的发展。（2）温度层结是中性的.（3）层结不稳定，湍流随着不稳定度的增加而加强。 由于湍流运动有明显的日变化，所以里查逊数也具有明显的日变化。早晨日出之后，地面急骤增温，，大气不稳定，湍流运动不断加强（的负绝对值不断增加）。午后，达到负的极大值，此时湍流最为强烈，近地面层风速也达到最大。尔后，的绝对值慢慢减小，到傍晚就开始出现逆温，由于稳定层结对湍流运动施加反向影响，阻碍它的发展，湍流减弱。

3、热量平衡方法 这是一种以能量守衡定律为基础的计算方法。实际上是一种余项法。在环境生态研究中如有辐射平衡观测资料时，使用此法较好。地表面热量平衡方程为

或(11.26)其中Rn为辐射平衡，其余符号都是已知量。如果以差分代替微分，并从中解出K，可得

(11.27)(11.28)或直接求出湍流热通量和蒸发耗热项，则有

(11.29)(11.30)式中样实用时可作一些具体规定；如以对于海拔高度较低的地方以毫巴为单位）；代入（11.27）、（11.29）和（11.30）后，可得实用的热量平衡法的计算式，有

(11.32)(11.31)(11.33)

为了保证计算的精度，我们规定当满足时，才能使用上述公式。对于高山地区，上述计算式还需作气压和密度的高度订正，订正后的计算式分别为

(11.34)(11.35)(11.36)

4、空气动力学方法

空气动力学方法是根据近地面层空气动力学特征，计算能量和物质通量的输送过程。风速、温度、湿度、二氧化碳或氧化亚氮输送的梯度表达式为：

(11.39)(11.40）(11.41)(11.42)

由（11.39）—（11.42）可得

式中k为Karman常数；为湿度表常数，;d为位移长度(d=0.63h,h为植被高度）；分别为风速、温度、湿度和二氧化碳及氧化亚氮的稳定度通用函数，它们的表达式为

(11.43)(11.44)(11.45)(11.46)(11.47)(11.48)(11.49)(11.50)系数见下表.

表6.5风、温、湿稳定度函数表达式系数

____________________________________________________________________________来源k_____________________________________________________________________________Businger(1971)4.715.06.49.00.35Panison(1970)