第3章 城市热量平衡与水分平衡

1、第3章 城市热量平衡与水分平衡城市热量平衡与水分平衡在城市气候中具有重要作用。也是城市热岛、热岛环流、城市大气边界层数值模式、城市气候学、城市污染气象学和城市湍流扩散及城市环境生态学研究的基础。3.1城市热量平衡城市具有特殊性质的下垫面和十分复杂的城市地面建筑物大气系统，及其动力和热力的不均匀性，导致了城市区域热量平衡和水分平衡与一般及郊区下垫面的显著差别。3.1.1城市的热量平衡方程1-3城市地面建筑物大气系统的热量平衡方程为 (3.1)式中aus为城市下垫面所接受的太阳短波反射率，城市区一般取0.120.15，郊区一般取0.150.20；为太阳总辐射；为城市大气长波辐射通量密度；为城市下垫

2、面长波辐射通量密度；H为城市下垫面与大气之间的感热交换通量；LE为下垫面与大气之间的潜热通量；DHP为人为释放的热量（广义的如城市规模、人口数量、机动车、空调等释放的热量）；DHS为下垫面（包括建筑物和不同性质的地面）贮存的热量变化；DHF为城市热平流量的变化。城市化后，地面建筑物大气系统热量平衡各分量具有明显的变化，并且，辐射和热量平衡各项，在城市与郊区间有明显的差异，这些都是产生城市边界层气候与郊区边界层气候不同的原因。下面就城市热量平衡方程中各项的计算分别进行讨论。3.1.2城市热量平衡方程各项的计算方法1. 城市下垫面地气之间感热（H）、潜热（LE）和动量通量（t）的计算城市地面建筑物

3、大气系统的热量平衡、人为热及热贮存特征，制约着城市区域地气系统中感热、潜热和动量的垂直输送和城市边界层的发展。大气边界层中的风速和温度的垂直梯度一般比郊区大，容易发展热力湍流。下垫面的粗糙度亦比郊区大，利于动力湍流的发展。因此，在一般情况下，地气间的湍流感热交换和动量交换城市应比郊区大。目前这方面的实测数据尚不多见。一般城市中的风速比郊区小，市中心的湍流在一定条件下，亦不一定都比郊区强。城市中地气间的感热通量（H）有时与郊区相差不大，有时甚至比郊区还小。如果用波文比b=H/LE来进行研究时，城市的波文比会比郊区大，这主要是城市下垫面的潜热力通量项很小所致。但在城市中心公园中或灌溉的草地上，潜热

4、通量则很大，在有热平流时亦可超过净辐射通量Rn，产生“冷岛绿洲效应”。这些极端情况可在城市区域内同时出现，所以，感热和潜热通量随城市内的局地环境条件而异。下面介绍具体计算方法。 城市下垫面热量平衡的观测和计算问题： 从乡村到城市潜热通量日变化 从乡村到城市感热（1） 涡度相关法4,5由于城市下垫面建筑物大气系统的动力、热力作用，使大气边界层中的湍涡输送有别于其它下垫面。涡动相关法可直接测量城市下垫面的动力、热力所引起的温、湿和风速的脉动量T¢、q¢、u¢、v¢和w¢，并由下式简便地计算出动量、感热和潜热通量： (3.2) (3.3) (3.4)

5、式中r为空气密度；CP为空气的定压比热（1004J.kg-1.K-1)；Lv为水汽化潜热（2.5´106J.kg-1)。使用该方法的主要仪器是超生风速仪。由于城市建筑群的存在，其下垫面具有较高的粗糙度和摩擦阻力，使其近地面层的动力影响显著加强。因此，在作城市大气边界层和湍流结构的研究时，考虑其代表性和可比性，仪器传感器的安装高度最好在城市覆盖层以上的边界层中。但若研究的是城市不同下垫的湍流输送时，则需在城市覆盖层中进行测量。（2）波文比能量平衡法6,7,8若不考虑城市边界层的热平流通量时，城市下垫面与城市大气边界层之间的热量平衡方程可写成 （3.5）式中可根据城市所处纬度j、太阳常数

6、S0、太阳赤纬d、太阳时角t0计算，即 （3.6）式中k为大气短波透射系数。（3.5）式中可由前面章节叙述的方法计算得到；DHP可根据人口密度及人均能源的消耗经验得到；下垫面热贮存DHS可根据下垫面性质计算；感热通量H、潜热通量LE和下垫面热贮存DHS、的计算方法如下 (3.7) (3.8) (3.9)式中e为水汽分子与干空气分子的比重（0.622）；K为热量和水汽的湍流交换系数；P是大气压力；Cm土壤热容量；Ks为土壤热扩散系数；分别为空气的位温，水气压和土壤温度梯度。引入波文比， (3.10)由（3.5）、（3.7）和（3.8）式得 (3.11)式中同理得 (3.12)使用该方法的探测感应

7、部分，主要采用热电偶原理制成。由翻转系统控制两个探头的翻转，连续测量两个高度上的干、湿球差。为提高测量精度和便于计算机采集，一般采用热电堆探头增大信号和增大翻转高度。（3）空气动力学方法6,7,8空气动力学方法是通过描述近地面层的空气动力学特征，来解释其控制各种物质和能量输送的物理过程。城市大气边界层中能量和物质的输送过程是受风速、温度和水汽等的垂直梯度大小所制约的。根据空气动力学理论，在城市覆盖层以上，风速、温度和湿度的垂直梯度可表示为： (3.13) (3.14) (3.15)由（3.13）、（3.14）和（3.15）式可得： (3.16) (3.17) (3.18)或 (3.19) (3

8、.20)式中k为Karman常数（取k=0.4）；g为湿度表常数，u*为摩擦速度；d是位移长度；分别为风速、温度和湿度无量纲稳定度通用函数；其它意义同前。风、温、湿梯度的计算可根据两个高度上的观测值利用下面公式计算： (3.21)式中s代表。至此，只要确定出风、温和湿度无量纲稳定度通用函数，即可由风、温和湿度梯度资料由（3.16）（3.20）式计算出动量、感热和潜热通量。目前，这些通用函数的表示式为 (3.22) (3.23) (3.24) (3.25)系数见表3.1。 表3.1 风、温和湿度稳定度通用函数表达式系数9,10,11,12,13_来源 bm gm bh gh kBusinger(

9、1971) 4.7 15.0 6.4 9.0 0.35Panlson(1970) 7.0 16.0 7.0 16.0 _Webb(1970) 5.2 18.0 5.2 9.0 0.41Dyer and Hicks(1970) _ 16.0 _ 16.0 0.40_由表3.1可见，不同的作者在不同下垫面条件和所使用的仪器不同，所得的形式各异。多年来，人们为了建立湍流通量廓线的关系，并以此来确定稳定度通用函数，做了大量的野外观测研究。一般都在进行风、温、湿梯度的同时还直接测量动量、感热和潜热通量，进而应用（3.16）（3.20）式确定出不同稳定度下的稳定度通用函数。但这种实验必须在测量风、温和湿度

10、梯度的同时进行动量、感热和潜热的直接测量，这种方法要求时间的同时性和精度较高。而在城市下垫面条件下的的函数形式，目前还没有人给出。这里介绍一种方法，只用风、温、湿度梯度、净辐射和土壤热通量，就可方便地确定出感热、潜热和动量通量，并进一步确定出稳定度通用函数。（3.17）和（3.18）式可写成14： (3.26) (3.27)式中分别为感热和潜热的稳定度层结影响函数。那么，未加稳定度层结订正的动量、感热、潜热通量分别为： (3.28) (3.29) (3.30)根据地表常通量层的假设，这时，。利用此假设，由（3.16）（3.30）和地表热量平衡方程式（3.1）得稳定度层结影响函数的热量平衡表达式

11、： (3.31)在计算中稳定度参数可由其与理查孙数的关系求得7-8，即： (3.32)在近地面层中，理查孙数的定义为： (3.33)具体计算可采用对数差分代替微分： (3.34)式中为两层的几何平均高度，高度的风速和温度的差值。L为MoninObukhov长度，它定义为： (3.35)由（3.31）、（3.32）和（3.35）式得u*的计算公式： (3.36) (3.37)由（3.16）、（3.17）、（3.18）和（3.29）、（3.30）可得稳定度函数的形式为： (3.38) (3.39) (3.40)至此，用风、温、湿梯度资料从（3.29）、（3.30）和（3.34）式可直接计算H0、L

12、E0和Ri，再由净辐射和土壤热通量资料从（3.31）式中计算层结影响函数F；假设Fh=Fw=F再由（3.26）、（3.27）、（3.36）和（3.37）式计算H、LE和u*；最后即可由（3.38）、（3.39）和（3.40）式得到各通用函数。（4）廓线梯度迭代法15假设地表层为常通量层，根据MoninObukhov相似理论，考虑稳定度层结的影响，全风速、位温和比湿的垂直廓线关系为： (3.41) (3.42) (3.43)式中为稳定度通用函数；分别为摩擦速度、位温和比湿的特征尺度；Karman常数k=0.4；L是MinonObukhov长度，表示为： (3.44)其中为近地面层内平均位温。当L

13、>0表示稳定层结；当L<0表示不稳定层结。设特征值u*、q*、q*和L在近地面层不随高度变化，将（3.41）（3.43）式从z0积分到z1和z2并相减得7： (3.45) (3.46) (3.47)由（3.45）、（3.46）和（3.47）式可得： (3.48) (3.49)由（3.48）和（3.49）式可见，如果已知为积分相似函数，我们采用Benoit的表达式8：不稳定条件下， (3.50) (3.51)稳定条件下， (3.52)其中至此，可由公式（3.48）和（3.49）计算H和LE，但是为了更精确地求得H和LE的值，还可采用此法进一步迭代求取，具体步骤如下：（1）首先由中性风

14、、温廓线公式线性回归，求取相关系数最大时的u*、q*和L，作为一级近似；（2）将L的一级近似值代入（3.50）、（3.51）、（3.52）、（3.45）、（3.46）、（3.47）、（3.48）、（3.49）和（3.44），求得的二级近似值；（3）再将L的二级近似值代入（3.50）、（3.51）、（3.52）、（3.45）、（3.46）、（3.47）、（3.48）、（3.49）和（3.44），进一步计算，依次类推，直至相邻两次的L值相差小于给定的指标，计算结束。实际计算中此法收敛较快，一般46次即可达到预定指标9-10。廓线梯度迭代法利用在城市边界层研究中较易得到的干、湿球温度和风速梯度资料，

15、计算感热、潜热和动量通量，理论基础充分，方法简单，通过迭代还提高了该方法的计算精度。（5）边界层收支平衡法16,17边界层能量和物质的收支平衡法是近年来提出的一种仅仅利用一定时间间隔气象要素垂直廓线变化确定地面通量的方法。其理论基础是，边界层中温度、湿度廓线的变化是由边界层中能量的收支变化决定的。该方法的优点是无需使用快速响应仪器的优点。边界层收支平衡法就是通过两个时刻的气象要素廓线的改变来计算大气层中能量和物质储存量的改变，进一步计算地面通量的方法。下面以感热通量为例讨论，假定大气中遵守以下的能量守恒方程，即： （3.53）上式左边第2项为平流项；右边第1项为相变项，第2项为源汇项，第3项为

16、通量项；在水平均匀，并忽略水平水汽相变、源汇和辐合辐散的情况下，从地面到边界层某个高度的热通量方程可写成： （3.54）式中和分别为时刻的由铁塔或探空观测得到的各高度上的位温。因而，近地面层感热通量的计算式可写为： （3.55）由上式可见，只需要获得时刻的位温廓线和，即可应用上式计算近地面层感热通量。同理，在忽略相变和平流项后，可得水汽或其他标量气体的收支满足下式： （3.56）水汽或其他标量气体在近地面层的通量方程为： （3.57）该方法可使用于具有温、湿、风廓线资料的城市边界层气候的研究。2.城市中的人为热人为热的来源包括由人类生产和生活以及生物新陈代谢所产生的热量。在城市中由于人口密度大

17、，工业生产，生活供暖及交通工具所释放的人为热远比郊区大。与郊区相比较，这是城市热量平衡中额外的热量收入。Bach(1970)18对美国俄亥俄州的辛辛那提城夏季人为热的情况做过调查研究，其结果如表3.2所示。 表3.2 美国辛辛那提夏季人为热排放的相对值18,19_人为热源 全天热量所占 一天中各时刻占的百分比（%） 百分比（%） 08时 13时 20时 夜间_固定源 66.6 70.0 60.0 71.0 86.0移动源 33.1 29.95 39.8 28.9 13.98人、生物新陈代谢 0.3 0.05 0.2 0.1 0.02总热量(Wm-2) 25.8 36.3 28.6 25.8 1

18、4.0_由表3.2可见，人为热以固定源为主，其次为交通移动源排放的热量。周淑贞和束炯（1994）19指出，人、生物新陈代谢所释放的热量是微不足道的，就其所占整个城市人为热的总量来讲，应视城市中其它人为热源排放的具体情况而定，但至多只占34，在大多数情况下仅占1。在计算城市热量收支时，这项热量可以忽略不计。不过在研究城市建筑小气候时，它还是需要考虑的一个必要项。人为热在城市热量平衡中其重要性究竟占多大，要看城市所在的纬度、城市的规模、人口密度、每个人所消耗能源的水平、城市下垫面性质以及区域气候条件（沿海，山区，或平原）而异，并有明显的季节变化、日变化，在某些西方国家还有周日变化，必须就具体城市进

19、行具体分析，不能一概而论。不同城市人为热的排放量见表3.3所示。表3.3是根据Oke20及Kalma和Byrne21等根据各有关城市的燃料和能源消耗的资料汇编的。 表3.3 不同城市人为热的排放量19,20,21_城市名称 纬度 人口密度 人均用能量 时 间 人为热DHP 净辐射Rn DHP/Rn °N 人/km2 MJ´103 W/m2 W/m2_费尔班艾斯（Fairbanks) 64 810 740 年平均 19 18 1.05莫斯科（Moscow) 56 7300 530 年平均 127 42 3.02谢菲尔德（Sheffield) 53 10420 58 年平均 1

20、9 56 0.34西柏林（West Berlin) 52 9830 67 年平均 21 57 0.37温哥华（Vanconver) 49 5360 112 年平均 19 57 0.33 夏季 15 107 0.14 冬季 23 6 3.83布达佩斯（Budapest) 47 11500 118 年平均 43 46 0.93 夏季 32 100 0.32 冬季 51 -8 蒙特利尔（Montreal) 45 14102 221 年平均 99 52 1.90 夏季 57 92 0.62 冬季 153 13 11.77曼哈顿（Manhattan) 40 28810 128 年平均 117 93 1.

21、26洛杉矶（Los Angeies)34 22000 331 年平均 21 108 0.19香港（Hongkong) 22 23730 34 年平均 4 110 0.04新加坡（Singapore) 1 23700 25 年平均 3 126 0.02_由表3.3可见，人为热在能量平衡中所占的比重各个城市是很不一致的。它首先与纬度有关，新加坡和香港的人为热与净辐射相比是微不足道的，它们分别各占净辐射的3.0%和4.0%。但中高纬度的城市，如莫斯科年平均人为热为127W/m2，相当于净辐射的302%，费尔班克斯年平均人为热为19W/m2，相当于净辐射的105。不过各城市人为热的大小并不与纬度成线性

22、关系，它还与区域气候、人口密度、工业和交通运输量的大小等有关。例如，加拿大的温哥华纬度比蒙特利尔高3°43¢，但因位于大陆西岸，具有海洋性气候，冬半年从10月至来年4月各月平均气温和年平均气温均比蒙特利尔高，冬半年取暖所消耗能量远比蒙特利尔少，其年平均人为热只有19W/m2，占净辐射的33.3%。而蒙特利尔因位于大陆东岸冬半年气温低，其取暖所需能耗多，年平均人为热为99W/m2，相当于净辐射的190.4%。再以曼哈顿和芝加哥两地相比，两者虽同在大陆东岸，区域气候条件相差不大，但因曼哈顿的人口密度、工业和交通运输耗能量都比芝加哥大。因此，两地年平均人为热的排放量相差甚大。曼哈

23、顿年平均人为热高达117W/m2，相当于芝加哥（22W/m2）的5倍多。在同一城市人为热的排放量有明显的季节和日变化，冬季太阳高度角低，日照时间短，净辐射量小，居民取暖消耗的能量多，所以人为热比净辐射多。夏季则相反，净辐射值大于人为热。这种冬夏季节的差异又因区域气候条件而异。在海洋性气候区城市冬夏季差异小，如温哥华夏季人为热为15 W/m2，冬季为23 W/m2；冬夏仅相差8 W/m2；而在大陆性气候城市则人为热的季节变化大，如蒙特利尔夏季为57W/m2，冬季则为153 W/m2，冬夏相差96 W/m2。Torrance等（1976）22研究了美国大城市人为热与能源消耗和人为热对城市气候的影响

24、。Atwater(1972)23，Harrison等（1981，1984）24,25研究了城市化和工业化人为释放热量对大气边界层的热影响；人为热的日变化随着人类活动规律而变，主要由于生活取暖、工业生产和交通运输所消耗能源有关。城市中由于人口分布密度和工业区的不均，使得人为热的分布亦有明显差异。另外，城区与郊区人为热的分布相差甚大。Harrison等（1981）24根据伦敦19711976年人为热的释放，得到6年年平均人为热的释放量为17.4GW。在伦敦城市外围为0.04.9 W/m2，远郊为5.019.9 W/m2，近郊20.049.9 W/m2，城市区大于50.0 W/m2，而在工业、商业中

25、心最高值达187.0 W/m2。梯赛德市（Teesside Downtown）是英国钢铁、造船和化学工业工业重镇，人口也较密集。工业燃料和生活能源消耗量大，工业和人为热释放甚高。Harrison等（1981）24对该城镇的人为热进行了研究，发现在郊区人为热<5 W/m2，而在重工业区人为热的释放>600 W/m2。1976年全城平均人为热的排放量为96 W/m2，而当地的年平均净辐射为84 W/m2。可见，人为热在该区域气候中的作用。随着城市化的发展和人类生活水平的提高，能源的消耗增长迅速。导致人为热的释放迅速增加。人为热在城市热量平衡中的作用将越来越大。3. 城市下垫面的热量贮存

26、由于城市下垫面的热力特征，使得城市下垫面吸收和贮存比郊区多的太阳辐射能量。城市下垫面热量的贮存能力，一方面取决于组成城市下垫面物质的传热能力和蓄热能力；另一方面还要看城市建筑物的构筑方式、建筑群的几何形状和密度等。Oke(1980/1981)26Yap(1973)27曾经直接测量了屋顶、道路等下垫面的热贮存DHS的值。但是城市下垫面的热力和结构性质十分复杂，例如，有水泥路面、柏油路面、水面、草地等；建筑物顶的热力性质和结构也不同，有水泥、柏油、各种瓦的屋顶等；有砖、水泥、木质建筑；有垂直的墙壁、倾斜和水平的房顶；峡谷的街道、盆地状的小区及不同性质的覆盖物。要全部对这些下垫面的DHS进行同步观测

27、是相当困难和花费相当大的人力物力的。Oke(1980/1981)26提出了具有代表性的下垫面热贮存DHS与净辐射Rn的关系式，因不同的下垫面短波反射率不同而导致下垫面的热量平衡不同，净辐射Rn反映了下面的热性质。下面列出一些城市不同性质下垫面热量贮存DHS与净辐射Rn的经验关系式为19：白天 Rn>0短草 （3.58）柏油上铺碎石子的房顶 （3.59）城市街谷中水泥碎石路 （3.60）柏油石子混合路 （3.61）夜间Rn<0草地 （3.62）街道峡谷 （3.63）城市区域不同下垫面的热量贮存是不同的，所占的面积的多少直接与热贮存量有关，为了按各种下垫面所占的面积百分比来计算城市区域

28、的热贮存量，须对城市下垫面类型进行分类。进而可利用如下关系式计算城市区域下垫面的热贮存。 （3.64）式中为第i种类型下垫面所占面积的百分比；为第i种类型下垫面方程中的经验系数。研究表明，城区的下垫面热量贮存DHS比郊区大，这是因为城区下垫面性质及建筑物材料，如混凝土、石料、砖瓦及钢材等的热容量C，导热率K都比郊区土壤大。Lowry(1967)28在城市气候研究中指出,在大多数情况下,城市下垫面的导热率K都比郊区大3倍，热容量C大1/3倍。所以，城市下垫面比郊区下垫面贮存更多的热量。另外，市区比郊区在白天能够蓄积更多热量的另一重要原因是建筑群密集，太阳辐射的吸热面和贮热介质的体积较多，而郊区大

29、多数地面为土壤表面、植被所覆盖，热贮存较少。据Seller(1965)29在物理气候研究中指出，在城市下垫面热量贮存DHS的平均值相当于净辐射的1530%，在郊区下垫面有植被覆盖，下垫面热量贮存DHS的平均值相当于净辐射的515%，而裸露地面约为2530%。城市下垫面热量贮存DHS还因建筑物墙壁的朝向和季节而异。据日本学者研究在夏季早晨朝东的墙壁获得的热量最多，从早晨6时至17时左右，朝东朝西的墙壁一直向内输送和贮存热量，夜晚由墙壁内向外输送热量。在冬季，则朝南的墙壁向内输送和贮存的热量最多，向外输送的热量最少。这些差异对城市覆盖层小气候的形成和建筑节能具有重要影响。4. 城市下垫面大气之间感

30、热和潜热输送城市下垫面吸收太阳辐射和人为热，一部分贮存在下垫面内部，另一部分则通过感热和潜热的形式向大气输送。城市区域大气层由于下垫面的热力和动力作用，地表与大气层间的湍流输送一般比郊区大。Yap and Oke(1974)8曾在加拿大温哥华的商业和住宅混合区，进行了持续27天的下垫面与大气间感热通量的观测。观测点设在温哥华学校宿舍大楼（Vancouver School Board Building）的四楼用碎石柏油铺砌的房顶上，下垫面短波反射率为0.09，长波放射率为0.92。周围建筑覆盖面积为70%，不透水面积占80%以上。观测高度为高出屋顶1.2，1.5，2.0，4.0，20.0 m。在

31、20 m高度处还架设了净辐射观测仪器，观测净辐射量Rn，在房顶内部0.5cm处测量了内部热量的贮存。观测结果表明，（1）在白天下垫面与大气之间感热通量的输送总是由下垫面向大气输送，并且越靠近下垫面输送量越大。（2）在晴朗天气中，下垫面与大气之间感热通量的输送中午至日落前一直较大。这是因为在日落前城市建筑物的顶、墙壁及街道等将其在白天所吸收和贮存的热量向外释放，导致下垫面温度较高的缘故。(3)在大多数情况下，夜间城市中心感热的输送仍然是由下垫面向大气输送。(4)在城市区域，一般情况下，下垫面与大气的感热通量是大于潜热通量。特别是在干燥的天气下，感热成为下垫面向大气层输送热量的一个重要途径。但在雨

32、后和下垫面潮湿时潜热通量会大于感热通量。另外，在城市局部区域，如公园草地、水面上潜热通量亦会大于感热通量。由此可见，城市区域潜热输送的大小主要取决于下垫面可供蒸发的水分量的多少。城市下垫面不透水面积大，对芝加哥、洛杉矶等大城市的统计结果表明，市内住宅、工厂和商店等建筑物面积约占城市总面积的50%，人工铺设的道路约占城市总面积的22.7%，两者合计占城市总面积的72.7%，它们都是不透水的下垫面。我国上海城市区域不透水面积达到80%以上。世界上大多数城市的不透水面积都在50%以上。在每次降雨之后，雨水很快从城市的排水系统流失。因此雨水滞留在地面的时间短，地面水分蒸发量少(所以潜热通量少)。所以，

33、城市应大力发展透水性好的蜂窝状的地砖铺设地面，例如，停车场、广场等场所均可使用蜂窝状的地砖铺设地面，从而可使水分渗透到地表，大大增加地表的潜热量，改善城市小气候。Landsberg(1979)30在美国马里兰州（Maryland）的新兴城市哥伦比亚(Columbia)进行的观测结果如下表所示。表3.4美国马里兰州哥伦比亚城市停车场与草地正午辐射和热量平衡比较19,30项目气温 地表温度 太阳总辐射 大气逆辐射 地面辐射 潜热通量 感热通量 热贮存Ta(°C) Ts(°C) Q¯(W.m-2) QL¯ (W.m-2) QL­ (W.m-2) H(

34、W.m-2) LE(W.m-2) DHS(W.m-2)草地停车场24.7 32.0 836.8 299.8 467.2 209.2 83.7 167.424.7 47.5 857.7 299.8 592.7 0.00 69.7 446.3表3.4是在夏季晴朗无风天气的中午12：00观测的数据。原辐射通量数据的单位为cal.cm-2.min-1，作者将其换算为以W.m-2为单位的国际单位制。换算系数为：1 cal.cm-2.min-1=697.3 W.m-2由表3.4可见，同在城市区的草地和停车场上近地面层2 m高处的气温都是24.7°C，但两者的地面温度却相差15.5°C。

35、辐射和热量平衡各分量中相差最大的是下垫面与大气的潜热通量。在草地上潜热通量为209.2 W.m-2，占当时太阳总辐射的1/4，而停车场上潜热通量为零。其所接收的太阳总辐射，绝大部分用于加热下垫面，并转换为下垫面的长波辐射和下垫面热贮存，其次是感热通量。要研究整个城市下垫面与大气间的感热和潜热输送，必须对城区内各种类型的下垫面的感热和潜热通量进行观测。在此基础上，再根据各种下垫面类型所占面积的百分比，进行总体计算，才能得出所研究城市的总体热量平衡特征。Ching and Clarke (1978)31对美国圣路易斯城市夏季晴朗午间（10时至13时）的热量平衡各分量做过全面研究，其结果如表3.5所

36、示。表3.5 美国马圣路易斯城市夏季晴朗午间（10时至13时）的热量平衡各分量19,31项目净辐射 感热通量 潜热通量 波文比 下垫面热贮存Rn(W.m-2) H(W.m-2) H/Rn LE(W.m-2) LE/Rn H/LE DHS (W.m-2) DHS/Rn 城区郊区440 244 56% 115 26% 2.12 115 26%467 171 37% 221 47% 0.77 85 18%由表3.5可见，圣路易斯城市和郊区所接收的净辐射相差不大，郊区只比多27 W.m-2，但在其它热量的分配上却相差悬殊。城区感热通量占净辐射的56%，而潜热通量仅占26%。波文比为2.12，而郊区只有

37、0.77。城区下垫面的热贮存比郊区大。在城区与郊区热量平衡中最大差别在城区因可供蒸腾的水分少，其蒸散所消耗的潜热小，波文比显著大于郊区。Oke(1982)32根据许多学者对加拿大的温哥华、美国的洛杉矶和圣路易斯等城市的研究，总结概括出在温带气候中夏季无平流情况下远郊区、近郊区和城市区热量平衡各分量的比值，如表3.6所示19。表3.6 城市远郊、近郊和城市区的热量平衡各分量的比值19,32项目 波文比 DHS/Rn H/Rn LE/Rn 观测值范围 典型值 观测值范围 典型值 典型值 典型值远郊近郊城区0.11.5 0.5 0.050.25 0.15 0.28 0.570.252.5 1.0 0

38、.200.25 0.22 0.39 0.390.5>4.0 1.5 0.250.30 0.27 0.44 0.29由表3.6可见，在中纬度城市，其所吸收的净辐射，平均有44%用于下垫面与大气层的感热输送，29%用于蒸散向大气层输送潜热，其余27%以热量的形式贮存在下垫面。5. 城市街谷热量各项的计算19假定街谷内没有热平流的流入流出，则街谷顶部感热通量的计算式为： （3.65）式中下标t表示街谷的顶部；e表示东墙；w表示西墙；f表示地面；h和v分别表示街的高度(m)和宽度（m）。同样街谷顶部的净辐射、热贮存和潜热通量可按下式计算，式中符号下标所代表的意义同上。 （3.66） （3.67）

39、 （3.68）利用（3.65）（3.68）式计算出的街谷顶部热量平衡各量日变化，就可以用来表示整个街谷系统热量平衡的日变化。3.2 城市的水分平衡3.2.1 城市的水分平衡方程城市建筑物空气地面系统的水分平衡方程为： (3.69)式中P为降水量；F为工业、空调及燃烧所产生的水分；I为通过管道等供应城市的水分；E为蒸发和蒸腾的总量，简称蒸散量；Dr为径流量；DS为贮存在城市建筑空气地面系统中水分。在（3.69）式各项中，城市与郊区都有明显的差别，城市的P、F、I和Dr比郊区大，E和DS比郊区小。城市中水分平衡与能量平衡关系十分密切，特别是表现在蒸散这一过程中。城市中由于下垫面不透水面积大，植被少

40、，蒸散量远比郊区小，因此导致能量平衡中的LE项亦比郊区小。3.2.2 城市的水分平衡特征1. 城市水分收入项比郊区大由（5.69）式可知，城市中水分收入项有降水（P），由工业、空调及燃烧产生的水分（F）（又称人为水分）和由管道输送至城区内的水分（I）等三者。根据多数学者观测和研究证明，城市及下风方向一般比郊区多5-15%。另外，一般城市中的降水（P）已比郊区为多，再加上人为水汽（F）和人工管道输送的水分（I）这两项额外收入，在水分平衡中其水分收入项显然要比郊区多。2. 城市下垫面蒸散量（LE）和水分贮存量（DS）比郊区小城市下垫面与郊区不同，对水分平衡有关分量产生很大的影响。一般城区植被面积小

41、，建筑物和人工铺砌的道路、广场等不透水面积远比郊区大，降雨之后雨水很快从排水系统中排泄，下垫面的蒸发和蒸腾量都比郊区小。具体减小情况视实际不透水面积占下垫面面积的百分比，建筑物材料的透水性和城区植被覆盖度而定。有人做过过美国东部城市的观测研究，当城市面积的25%为不透水面积时，年蒸散量要减少19%；若不透水面积增加到50%，年蒸散量要减少到38%；不透水面积增大到75%，则年蒸散量要减少到59%19。城市下垫面善于贮存热量，而不善于贮存水分。城市中由于建筑物密集，大部分地面为不透水层覆盖，在降雨时，向地下渗透量少，植被面积小，不能多截留雨水，降水由管道很快流失，因此，贮存在下垫面的水分甚少。而

42、郊区植被多，土壤疏松，雨水被植被吸收和向土壤下层渗透量多，贮存的空间和贮存量远比城区大。另外，在郊区，这些贮存的水分可再转换为地下水，而城区则缺乏这种转换的地下水。要增加城区下垫面的蒸散量（E）和水分贮存量（DS）最有效的方法是加强城市绿化，城市环境生态和水文学者建议，在城市人行道和停车场等场地，采用孔隙铺地方法，即在水泥等地面上留有植草孔隙，可种植耐压耐践踏的植物。这样，既不妨碍交通，又有利于城区的水分平衡和环境生态的改善。3. 城市径流量比郊区大，雨后径流峰值比郊区高，出现时间比郊区早城市下垫面水分收入项（P+F+I）比郊区多，而向空气蒸散量（E）和向下垫面内的渗透贮存量（DS）比郊区少，

43、径流量（Dr）必然要比郊区大得多，才能保持水分的平衡。所以，在同一地区同样的降水量，在其城市化之前，径流是缓慢的，径流峰值低，峰值出现时间迟。当城市化后，由于地表不透水面积增大，土壤渗水极少，雨水基本由管道迅速变为径流，产生洪峰。这些对市政建设，城市规划，城市防洪涝灾害等都具有重要关系。参考文献1. Oke, T. R., Boundary layer climates, Methuen and Co Ltd., 241-243,1978.2. Landsberg, H. E and Maisel, T.N., Micrometeorological observation in an are

44、a of urban growth, Boundary Layer Meteorology, 2,365-370,1972.3. Nunez, M., and Oke, T. R., The energy balance of urban canyon, J. Applied Meteorology,16,11-19,1977.4. Panofsky, H.A., and Dutton, J.A., Atmospheric turbulence, Wiley, New York, 1984.5. Shuhua, L., Heping, L., Mei, X., et al., Turbulence spectra and dissipation rates above and within a forest canopy, Boundary Layer Meteorology, 98,83-102,2001.6. 刘树华，农田水分蒸散计算方法的比较，北京大学学报（自然科学版），25，595604，1989。7. Shuhua, L., Pen