现代气候学 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3.0 辐射基本知识辐射基本知识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辐射是太阳能传输到地球的唯一途径辐射是太阳能传输到地球的唯一途径dFdsdFdsTTTEae, 本定律由本定律由德国德国物理学家物理学家威廉威廉维恩维恩（Wilhelm Wien）于）于1893年年通过对实验数据的经验总结提出通过对实验数据的经验总结提出 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

2、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）。预备知识预备知识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

3、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 ），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。经线的间隔随纬度增大而减小经线的间隔随纬度增大而减小Eas

4、t China Normal University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），就是黄赤交角黄赤交角。在公元在公元2000年，这个交角为年，这个交角为232621。 黄道平面：地球绕太阳公转的轨道平面黄道平面：地球绕太阳公转的轨道平面 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

5、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表面温度约6000oC,其发出的能量基本为短波辐射短波辐射地球公转示意图地球公转示意图1月月3日日7月月4日日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大气上界大气上界、日地平均距离处日地平均距离处、垂直于太阳光线方向、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

6、太阳辐射能。单位时间、单位面积接收到的所有波长的太阳辐射能。 2071367WMI日地平均距离日地平均距离： r0=1.496108kmh +| - |= 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 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SinhSSSinhADADSSDABCABCDSSDCABSABCDSmmmmmmmmS Sm mS Sm m 水平面上得到的太阳辐射能随着水平面上得到的太阳辐射能随着h的增加而增加。的增加而增加。 含义：含义：coscossinsi

7、n)cos(sinh0coscoscossinsinsinh：正午h +| - |= 90正午时刻正午时刻 值：值：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 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18时时=0=180 = 180= 180=90=0 =90 =180

8、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coscoscossinsinsinh)coscoscossin(sinsinh2020DIDII)tgtgarccos(tgtgcoscoscoscossinsin00000rrD 日地平均距离：日地平均距离： r0=1.496108km200DII)sincoscossinsin(0020DTIS日大气上界大气上界,某一天某一天, 某纬度处，水平面单位面积接受的日辐射量（天文辐射）某纬度处，水平面单位面积接受的日辐射量（天文辐射）:dt)coscoscossin(sin20DIdsd2dtTT =1天天 = 24h =86400s0

9、000d)coscoscossin(sin220DTIds-0 为日出时间，为日出时间， 0 为日落时间为日落时间 )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，冬半年0=0：)sincoscossinsin(0020DTIS日sin20DTIS 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

10、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/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天文辐射的时

11、空分布特征1）年变化）年变化：具有以一年为周期的季节性变化特点，：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。化显著，低纬度的年变化小。2）空间变化）空间变化：具有随纬度增高而减小的趋势。不同：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。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、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

12、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。 0152上节课要点几个重要概念几个重要概念 太阳常数太阳常数 太阳高度角太阳高度角3. 太阳赤纬太阳赤纬4. 天文辐射定义及计算天文辐射定义及计算大气对短波的影响大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3.2 大气中的辐射传输过程大气中的辐射传输过程大气质量（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

13、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气质量的比值.dzdlm引入均质大气高度H0和密度000Hdz00Hdldzdlmdldssinh1cschmdzdlmsinh1)30(hdzdl均质大气58透明度的表征：大气透明系数大气透明系数（ 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

14、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0IIPm)coscoscossin(sinsinh2020mmmmPDIPDII)coscoscossin(sinsinh2020DIDII00d)coscoscossin(sin220mmPDTIS00d)coscoscossin(sin220DTIS 吸收的定义吸收的定义：大气分子被入射太阳辐射激发，由低能：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级跃迁到高能级的过程称为吸收吸收。两能级的差就是大。两能级的差就是大气吸收的辐射能量值气吸收的辐射能量值主要集中于红外光区主要集中于红外光区主要集中在主

15、要集中在25km的平流层的平流层发生在高层大气发生在高层大气SOLAR SPECTRUM 散射强烈地依赖于粒子尺度与入射波长的相对大小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米散射:尘埃或灰尘（气溶胶）尘埃或灰尘（气溶胶）直径比波长大直径比波长大,各种波长的散射能力相等各种波长的散射能力相等.4SD 定律定律 意义意义 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二、大气对地球辐射的影响 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

16、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为大气窗大气窗.1.大气对长波辐射的吸收大气对长波辐射的吸收 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. （P27，图3.2d） 大气窗大气窗:713m2.大气的保温效应大气的保温效应 大气中吸收长波辐射的气体主要是水汽、水汽、CO2。水汽云太阳辐射地面温度：负反馈负反馈，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

17、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气候系统的辐射平衡3.3.1 地表面的辐射平衡（辐射差额）地表面的辐射平衡（辐射差额） 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 (Q= S + D) A =地表反射辐射地表反射辐射 (A=aQ) F =地面长波地面长波有效辐射有效辐射 R =地表净辐射地表净辐射 地表辐射平衡方程：地表辐射平衡方程： R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) F 太阳直接辐射太阳直接辐射（1）定义：）定义：太阳辐射经过大气的吸

18、收和散射的消弱后，沿投射方向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。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。sinh20mmPDII(J/m2s)00d)coscoscossin(sin220mmPDTIS日mP是时角 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参数化S 太阳直接辐射太阳直接辐射 （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

19、 ， S/ S0 =a+b 晴天相对辐射晴天相对辐射a、b为局地参数化的值为局地参数化的值 （2）影响因子）影响因子：太阳高度角太阳高度角、大气透明度、大气透明度.（3）气候特征）气候特征: 日、年变化和随纬度的变化日、年变化和随纬度的变化2. 散射辐射散射辐射sinh)1 (0mmPSDmmP1大气混浊度大气混浊度太阳辐射太阳辐射 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（1）定义：）定义：当太阳辐射通过大气时，受到大气中的气体分子、尘埃、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气溶胶、水汽等的散射作用，

20、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）影响因子：太阳高度角、大气透明度、云：太阳高度角、大气透明度、云3. 地表总辐射地表总辐射-到达地面的太阳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实际大气条件下到达地表的太阳直接辐射与散射辐射太阳直接辐射与散射辐射之和之和，是地表面得到的太阳辐射的总能量，称为地表，是地表面得到的太阳辐射的总能量，称为地表总辐射总辐射影响因子影响因子:太阳高度角太阳高度角(天文辐射天文辐射)、

21、云量、大气透明度、云量、大气透明度.地表总辐射的气候学计算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 0S),(110nSfQQ ),(10nSfSQ )(10bSaSQ(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（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纬向带状分布纬向带状分布撒哈拉沙漠最大撒哈拉沙漠最大季风区季风区中国年平均总辐射通量密度的分布中

22、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主要取决于云量和地理纬度高原大于平原高原大于平原内陆大于沿海内陆大于沿海干燥区大于湿润干燥区大于湿润区区 反射率反射率=A/Q影响反射率的因素：影响反射率的因素：太阳高度角（图太阳高度角（图3.5）、下垫面颜色、干湿度、表面粗糙度）、下垫面颜色、干湿度、表面粗糙度归一化差分植被指数：归一化差分植被指数：NDVI=（CH2-CH1）/（ CH2+CH1） （图（图3.6）4. 地表反射辐射地表反射辐射行星反照率行星反照率：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

23、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. 地表长波有效辐射地表长波有效辐射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-G6.地表净辐射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

24、决定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(1a) F地表净辐射年总量（Kcalcm-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对地面净辐射的影响云使总辐射减弱（云的反射）云使总辐射减弱（云的反射）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，辐射差额减小；云量增多，辐射差额减小；夜间或冬季（特

25、别是高纬地区），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）3.3.2 地地气系统的辐射平衡气系统的辐射平衡 Q =地表总辐射；地表总辐射； a =地表反射率地表反射率 Q(1a) = 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 （地面吸收地

26、面吸收+大气吸收大气吸收-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 地地-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-气系统气系统行星反照率的分布及行星长波辐射行星反照率的分布及行星长波辐射 （图（图3.11）特点特点:年平均南北纬年平均南北纬30 之间的之间的Rs为正值为正值;其他纬度为负值其他纬度为负值.Rs+年平均年平均向外长波辐射向外长波辐射(OLR)(OLR)的分布的分布温度高，温度高，OLROLR大；大；低云，少云低云，少云，OL

27、ROLR大；大；对流活跃区，云多对流活跃区，云多，OLROLR小小零维能量平衡模式，零维能量平衡模式，Rs=0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为地表辐射平衡温度为地表辐射平衡温度(K)30. 0s设设KTe6 .254则零维能量平衡模式，零维能量平衡模式，Rs=0Qa =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

28、=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 Ra= Qa+ Ua (Ga+U) = Qa+ (F F) （大气短波吸收（大气短波吸收+放出长波）放出长波）U 大气3.3.3 大气系统的辐射平衡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 Ra0, 即大气辐射收入的净大气辐射收入的净通量总是负通量总是负，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

29、运动。上节课要点气候系统的辐射平衡气候系统的辐射平衡 地面辐射差额（地面辐射平衡方程）地面辐射差额（地面辐射平衡方程） 大气辐射差额大气辐射差额3. 地地-气系统的辐射差额气系统的辐射差额第四节3.4 地地-气系统的热量平衡气系统的热量平衡一、地表的热量平衡一、地表的热量平衡(1). 热力平衡过程：热力平衡过程：无论地表还是地无论地表还是地-气系统，在吸收了辐射气系统，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

30、，可用热量平衡方程来描述。一种表现，可用热量平衡方程来描述。(2). 地表热量平衡：地表热量平衡：地面在获得辐射差额时，一方面要升高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地表温度，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射差额与支出达到平衡称为地表的热量平衡地表的热量平衡。1. 定义定义2. 地表热量平衡方程地表热量平衡方程tsSQHLER地表辐射差额地表辐射差额地表潜热通量地表潜热通量地表感热通量地表感热通量地表与下

31、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（如光合作用，生物能储藏，关的能通量（如光合作用，生物能储藏，冰雪融冻）冰雪融冻）第四节各项均与温度、云量、湿度、各项均与温度、云量、湿度、降水、下垫面状况等有关降水、下垫面状况等有关R= Q A F =(S+D) A F = Q(1a) FF = U-G地表辐地表辐射差额射差额：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） 湍流湍流: 流体不规则运动流体不规则运动_涡动涡动.（思考：还有哪些方式能交换能量？）思考：还有哪些方式能交换能量？）1）湍流与湍流

32、通量）湍流与湍流通量3、地表热量平衡的计算、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、感热输送和潜辐射传输、感热输送和潜热输送三种方式热输送三种方式。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

33、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。0wTwTwwT （2） 湍流（涡动）通量湍流（涡动）通量: 单位时间内湍流运动输单位时间内湍流运动输送的物理量送的物理量(热量、水汽等）热量、水汽等）垂直方向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=Vw0T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(扰扰动动)量之和量之和,流动也一样流动也一样,即即wwwvvvuuu,qqqTTT,（3） 大气边界

34、层湍流及湍流通量大气边界层湍流及湍流通量与垂直与垂直湍流通量湍流通量相比，垂直相比，垂直平均流通量平均流通量通常可通常可以忽略不计以忽略不计; 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；阻挡都可以形成湍流；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

35、感（显）热输送通量感（显）热输送通量ZTKCHTPgKJCp/004. 12）地表与大气间的湍流热交换量计算）地表与大气间的湍流热交换量计算 潜热输送通量潜热输送通量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第四节第四节 动量输送通量（湍流应力）动量输送通量（湍流应力）ZVKVVK动量交换系数动量交换系数V 水平风速水平风速第四节第四节（2） 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

36、样频率一般的脉动值，湍流脉动仪观测采样频率一般为为10Hz qwLLEVwVqTw,TwCHP通量观测仪观测（3） 整体空气动力学方法整体空气动力学方法 热量总体输送系数热量总体输送系数 -湍流热通量的曳力系数T0,T 地面及地面及z高度的温度高度的温度U 是平均风速是平均风速HC 感（显）热输送通量感（显）热输送通量第四节第四节ZTKCHTP)35. 3()(0TTDCHP)37. 3()(0TTUCCHHP第四节第四节)(0qqUCLLEEEC水汽总体输送系数水汽总体输送系数qq ,0下垫面温度下的饱和比湿，下垫面温度下的饱和比湿，z高度比湿高度比湿 潜热输送通量潜热输送通量ZqKLLEE

37、 L 蒸发潜热蒸发潜热 动量输送通量动量输送通量第四节第四节DC动量总体输送系数，也称动力拖动量总体输送系数，也称动力拖曳系数曳系数2UCD3）地面与下层间的热量交换）地面与下层间的热量交换第四节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） 理论公式理论公式土壤成分土壤成分粘土矿物粘土矿物土壤土壤有机物有机物花岗岩花岗岩水水空气空气（20 C）冰冰（0 C）比热（J/gC）0.750.962.500.8374.181.0042.101热容量（J/cm3C

38、）2.0482.4242.7082.1774.180.0011.900土壤各种成分的比热和热容量土壤各种成分的比热和热容量第四节土壤种土壤种类类干沙土干沙土湿沙土湿沙土壤土壤土花岗岩花岗岩水（水（20 C）空气空气冰冰导热系导热系数（数（J/sm C）0.15242.25720.1884.0540.6280.02092.1736导温系导温系数（数（cm2/s）0.00130.0120.0070.0190.00150.1610.012几种物质的导热系数几种物质的导热系数 和导温系数和导温系数（2） 气候学计算气候学计算cTbQaQs205205Q土壤土壤5cm与与20cm的土温差的土温差T地地-

39、气温差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、热源地面冷、热源（1）定义定义：某一地区地表有湍流热量向大某一地区地表有湍流热量向大气输送，称该地区为热源，反之为地面冷气输送，称该地区为热源，反之为地面冷源（热汇）。源（热汇）。（2）方程式：HLEQRs0热源热源0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热量平衡的分布 地表面与大气间感热输送年总量分布地表面与大气间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.

40、a -1） 北高南低北高南低高值区：高值区：塔里木盆地塔里木盆地内蒙古内蒙古 高原高原低值区：低值区：四川四川贵州等地贵州等地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（瓦中国年平均潜热通量密度的分布（瓦/米米2） 纬向分布纬向分布由南向北递减由南向北递减 洋面与深层水体的热量输送年总量的地理分布(Kcalcm -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

41、地表面热量平衡的纬圈平均纬度带陆地海洋全球RLEHRLEHC0RLEHC07060N60505040403030202010100010S10202030304040505060全年平均921134018842428268030983308330831402971259618421465209367096310479637961340238725541884117212149219211130251377837146518841758921745125618001382921544963963180016803768464750665191531751084564385230141926381

42、01281968280540194563489943544154473144383433213514653433921795670586293293293251377461461251377377-1256-963-795-837-209-1265449210-335-4262884092115492261318239354564477348574689418736842972192633078371382188427213140397838943768410336843182209314652763461544754963879670418377586754586293377544-377-

43、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全球表面热量平衡各分量的纬圈年平均值 (MJ/m2） 海洋环流的能量水平输送陆表：热含量变化趋于零，水平输送小，忽略海洋：海洋环流水平输送较大，不能，忽略二、大气的热量平衡大气的热量平衡1.定义：自地面伸展到大气顶的单位截面积定义：自地面伸展到大气顶的单位截面积垂直空气柱内所有热通量的代数和。垂直空气柱内所有热通量的代数和。2. 方程式方程式HLrCDRaaa大气柱辐射差额大气柱热含量变化热平流引起的热交换降水的潜热释放等号右侧支出为正，收入为负感热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 Ra0, 即大气辐射收入的净大气辐射收入的净通量总是负通量总是负，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。 大气中的热量平衡分布大气中的热量平衡分布 3.各分量的经向分布各分量的经向分布Ra均为负值，Lr、H均为正值，补偿负的Ra.赤道地区降水量多，凝结释放热量Lr最大。H在中纬度稍大点大气平流量Ca在赤道地区均为负值，正好对应Lr高值区，在高纬度地区为正值，表明大气运动总是使热量向极地输送三、