多媒体课件之降水和蒸发的观测

1、第十一章第十一章 降水、蒸发的测量降水、蒸发的测量11.1 概述概述11.2 降水的观测降水的观测11.3 蒸发的观测蒸发的观测11.4 微气象法计算蒸发散量的方法微气象法计算蒸发散量的方法11.5 复习思考题复习思考题11.1 概述降水、蒸发观测的意义。11.2 11.2 降水的观测降水的观测一、要素：一、要素：降水量、降水时数、降水强度降水量、降水时数、降水强度 1.降水量降水量：降落在地面上未经蒸发、渗透或流失：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。以积水的深度表的液态或固态降水的积水量。以积水的深度表示，单位为示，单位为mm，取一位小数。，取一位小数。 2.降水强度

2、降水强度：单位时间内的降水量，以：单位时间内的降水量，以mm/h为单为单 位。位。3.降水时数降水时数：降水持续的时间，以：降水持续的时间，以h,min为单位。为单位。 降水强度的划分降水强度的划分 降雨等级降雨等级小雨小雨 中雨中雨 大雨大雨 暴雨暴雨 大暴雨大暴雨特大暴雨特大暴雨降降雨雨强强度度mm/24h1010.024.925.049.950.099.9100.0199.9200.0mm/1h8.115.916.0 降雪等级降雪等级 小雪小雪中雪中雪大雪大雪强度强度mm/hmm/h-4.92.6-4.95.05.0水平能见度水平能见度m m10001

3、00050010005001000 500 500蒸发的测量蒸发的测量 气象测量的蒸发量指水面蒸发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。深度。以毫米为单位，取一位小数。小型蒸发器小型蒸发器雨量计雨量计影响蒸发的因子影响蒸发的因子 气象因子气象因子 能量方面，潜热消耗能量方面，潜热消耗 动力方面，水汽输送动力方面，水汽输送 表面因子表面因子 水面性质，水量，器壁浸润性等水面性质，水量，器壁浸润性等 （1）雨量筒：）雨量筒： 用于承接降水量；

4、用于承接降水量； （2）雨量杯：）雨量杯： 用于测量降水量用于测量降水量； 二、常用降水量测量仪器有：二、常用降水量测量仪器有：雨量器、虹吸式雨雨量器、虹吸式雨量计、翻斗式雨量计量计、翻斗式雨量计。 1.雨量器原理：雨量器原理：包括：包括： 若承接口的半径为若承接口的半径为R，量杯的半径为，量杯的半径为r，则降水量，则降水量1mm时，在量杯中应为时，在量杯中应为hmm，即：，即： （11.1) 我国现用的雨量器我国现用的雨量器R=10cm,r=2cm。由此可知，桶内。由此可知，桶内积水深度为积水深度为1mm时，量杯内水深为时，量杯内水深为25mm，因此，可，因此，可将量杯上每将量杯上每2.5m

5、m刻制一条线，代表降水量为刻制一条线，代表降水量为0.1mm。（3）雨量器的安装：）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保持水平。我国规定承接口距地面70cm，冬季积雪，冬季积雪较深的地区，当积雪深度超过较深的地区，当积雪深度超过30cm时，应距地时，应距地1.0-1.2m高。高。22Rhr2.雨量计的测量原理：雨量计的测量原理： 能连续记录能连续记录降水量、降水时间降水量、降水时间，表示降水随时间变，表示降水随时间变化，并由此可计算化，并由此可计算降水强度降水强度。常用的有：。常用的有：虹吸式雨量计

6、虹吸式雨量计；翻斗式雨量计翻斗式雨量计两种。两种。2.1 虹吸式雨量计的测量原理虹吸式雨量计的测量原理 虹吸原理图：虹吸原理图： 包括：承接口、漏斗、自记系统（自计钟、自记纸、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。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。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。浮子上升，带动自记笔在钟筒自记纸上画出记录曲线。 当

7、自记笔尖升到自记纸刻度的当自记笔尖升到自记纸刻度的10mm10mm时，浮子室时，浮子室内的水恰好上升到虹吸管顶端，虹吸管开始迅速排水，内的水恰好上升到虹吸管顶端，虹吸管开始迅速排水，使自记笔尖回到刻度使自记笔尖回到刻度“0”0”线，重新开始记录。因此，线，重新开始记录。因此，自记曲线的坡度可以表示降水强度自记曲线的坡度可以表示降水强度。 虹吸原理示意图：虹吸原理示意图： 雨量计的安装：雨量计的安装： 雨量计应安装在雨量器的附近的木桩或水泥雨量计应安装在雨量器的附近的木桩或水泥基坐上。承接口应水平，并用绳琐拉紧。基坐上。承接口应水平，并用绳琐拉紧。虹吸式雨量计虹吸式雨量计 2.2 翻斗式雨量计的

8、测量原理翻斗式雨量计的测量原理 翻斗式雨量计由翻斗式雨量计由:感应器、记录器、电源组成感应器、记录器、电源组成; 感应器安装在室外由感应器安装在室外由:承接器、上翻斗、计量翻承接器、上翻斗、计量翻 斗、斗、 计数翻斗、干簧管组成计数翻斗、干簧管组成; 记录器安装在室内由记录器安装在室内由:计数器、记录系统、电路控制计数器、记录系统、电路控制系统组成系统组成; 感应器的工作过程是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承接器中收集的降水通过漏斗进入上翻斗翻斗,当降水积到一定量时当降水积到一定量时,由于水的重力作用由于水的重力作用,使翻斗翻转使翻斗翻转,使降使降水进入汇集漏斗。水进入汇

9、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，使计数翻斗翻转时，计量翻斗将降水倒入计数翻斗，使计数翻斗翻转1次。次。 计数翻斗翻转时，与它相联的磁钢对干簧管扫描一次。干计数翻斗翻转时，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，降水量每达到簧管因磁化而瞬时闭合一次，这样，降水量每达到0.1mm，就，就送出一个开关信号，通过记录器在记录纸上记下送出一个开关信号，通过记录器在记录纸上记下0.1mm的降水的降水量。量。降水降水承接器承接器上翻斗上翻斗汇集漏斗汇集漏斗计量翻斗计量翻斗

10、计数翻斗计数翻斗翻转一次翻转一次送出一个信号送出一个信号记录一个记录一个0.1mm0.1mm的降水量。的降水量。翻斗式雨量计翻斗式雨量计翻斗雨量计原理翻斗雨量计原理11.3 11.3 蒸发的观测蒸发的观测 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，以因蒸发损失的水层厚度，以 mmmm为单位，取一位小数。为单位，取一位小数。一、测量蒸发量的台站仪器一、测量蒸发量的台站仪器 1 1、小型蒸发器、小型蒸发器 图示图示 小型蒸发器为

11、一口径为小型蒸发器为一口径为20cm20cm，高，高10cm10cm的金属筒。为的金属筒。为防止鸟兽饮水，器口装有辐射状的铁丝网罩。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，离地面蒸发器安装在观测场的雨量器旁边，器口水平，离地面 高高70cm70cm。观测时，应在前一天用雨量杯取请水。观测时，应在前一天用雨量杯取请水20mm20mm，倒入蒸发器内，经倒入蒸发器内，经2424小时后，再测蒸发器内所剩的水量，小时后，再测蒸发器内所剩的水量，减少的水量即为蒸发量，如减少的水量即为蒸发量，如2424小时内有降水，蒸发量的小时内有降水，蒸发量的计算公式为：计算公式

12、为： 蒸发量蒸发量=原量原量+ +降水量降水量- -余量余量2、E601蒸发器蒸发器 图示图示 主要由：蒸发桶、水圈、溢流筒、测针组成；主要由：蒸发桶、水圈、溢流筒、测针组成； 蒸发桶器口面积为蒸发桶器口面积为3000cm。在桶壁上开有溢流孔，用胶。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

13、水面高度。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，读数可精确到度，读数可精确到0.1mm，则：，则： 蒸发量蒸发量=前一日水面高度前一日水面高度+降水量降水量-测量时水面高度测量时水面高度其中降水量以雨量器的观测值为准。其中降水量以雨量器的观测值为准。3、Lysimeter Lysimeter 蒸散量测量仪（蒸渗仪）蒸散量测量仪（蒸渗仪）图示图示土壤表面与植被系统的蒸散量的测量是较复杂的。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，它们与土壤包括土壤表面的蒸发、植被的蒸腾等，它们与土壤含

14、水量、水的径流、渗漏及大气的温度、湿度和风含水量、水的径流、渗漏及大气的温度、湿度和风速有关。速有关。蒸散量蒸散量=当日土柱重量当日土柱重量- -前日土柱重量前日土柱重量- -降水量降水量- -浇灌量浇灌量 若降水量若降水量=0=0；浇灌量；浇灌量=0=0蒸散量蒸散量=当日土柱重量当日土柱重量- - 前日土柱重量前日土柱重量11.4 微气象法计算蒸发微气象法计算蒸发 散量的观测方法散量的观测方法蒸发、蒸腾与蒸散的关系蒸发、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；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；蒸发与蒸腾之和之从植被冠层损失的

15、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。气层的水汽压、饱和水气压有关。另外，风速的增大另外，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，有助于水汽的扩散输送，故蒸发率随风速增大而增大，所以，蒸发率所以，蒸发率E E可简单地表示为可简单地表示为式中式中f(u)通常采用以下形式通常采用以下形式： sEf uee 1nf uABuf uu或式中式中A、B和和n为经验常数。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、因此，在蒸发面适当高度上测得风速、大气压

16、力、干、湿球温度，即可计算蒸发率湿球温度，即可计算蒸发率E。其中。其中水体表面的蒸发如何计算？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？森林表面的蒸腾、地表蒸发如何计算？410.622 10sdweeAP TTAC11.1 概述概述降水蒸发观测的意义。微气象观测系统微气象观测系统微气象观测系统微气象观测系统 EBEX2000EBEX2000试验场地试验场地11.1 概述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, H

17、2OT,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, H2OPhotosynthesis Photosynthesis Measurement Measurement SystemSystemChamber MeasurementWsRnco2微气象观测系统微气象观测系统 蒸发散量计算的微气象法蒸发散量计算的微气象法1 1、涡动相关法、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

18、涡旋完成的。通常把这种湍流运动分成两部分：即平的湍流涡旋完成的。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，脉动速度表示，脉动速度 用表示。因此，对任意时刻水平用表示。因此，对任意时刻水平和垂直运动的瞬时值可表示为和垂直运动的瞬时值可表示为 这种平均的示意图见图这种平均的示意图见图3.63.6。上述式中。上述式中T T为进行平均的时间为进行平均的时间间隔，间隔，t t0 0是时间间隔的中心，代表均值出现的时刻。脉动风是时间间隔的中心，代表均值出现的时刻。脉动风速的平均值理论上应都等于速的平均值

19、理论上应都等于0 0，即，即 uvw、uuu vvv www ;,uvw、 、uTudt vTvdt wTwdttTtTtTtTtTtT 111000000222222;0uvw (11.1) (11.1) (11.2) (11.2) 但是不能肯定脉动风速的平方及乘积的平均值（如）但是不能肯定脉动风速的平方及乘积的平均值（如） 必然为必然为0 0。2uu v 、等 风速的上述特性，同样适用于其它要素，如，温度、湿度等风速的上述特性，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

20、种物理量：动量、热量和对于近地气层，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。，我们着重考虑的将是这些物理量的垂直输送。 ,q ；qqq 1100002222Tdt qTqdttTtTtTtT; q0 (11.3) (11.3) (11.4) (11.4) (11.5) (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

21、量、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：垂直输送可写成： 的测量一般是采用超声风速温度仪（的测量一般是采用超声风速温度仪（ultra-sonic ultra-sonic anemometer/thermometer)anemometer/thermometer)测量，而测量，而 则用则用Layman Arfa(LLayman Arfa(L ）湿）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，换的过程。但是，问题远没有解决， 、H H、LELE的进一

22、步确定，有没的进一步确定，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。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。 u wLEL w qV Fw cCO2 uvw、 q2244N ON OCHCHFw cFw c (11.6) (11.6) (11.7) (11.7) (11.8) (11.8) (11.9) (11.9) (11.10) (11.10) (11.11) (11.11)wCHp2 2、梯度法原理（湍流扩散法）、梯度法原理（湍流扩散法） 因为因为 的测量和数据的处理相对比较复杂，那么，有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

23、度值来计算的方法呢？于是人们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任一物理属性的垂直扩散方

24、程 式中式中 为任一要素值。对应相应的动量、热量、水汽、二氧化碳为任一要素值。对应相应的动量、热量、水汽、二氧化碳等的垂直扩散方程为：等的垂直扩散方程为： uvwq、 FKSzsS S (11.12) (11.12) 式中式中 分别为风速、温度、比湿和二氧化碳的垂直梯分别为风速、温度、比湿和二氧化碳的垂直梯度。度。K K为湍流交换系数，可以理解为：当物理量的梯度为为湍流交换系数，可以理解为：当物理量的梯度为L L时，单位时，单位时间内，单位质量空气中所含物理量时间内，单位质量空气中所含物理量S S，因湍流作用而沿垂直方向输，因湍流作用而沿垂直方向输送的数量。送的数量。K K的量纲是的量纲是 表

25、示。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算K K的大小，只要把的大小，只要把K K确定了，计算各种物理量的通量地问题就解决确定了，计算各种物理量的通量地问题就解决了。但是，了。但是，K K如何确定呢？如何确定呢？ uzzqzcz、L S212121 ，以厘米 秒 或米 秒Fw cKczCO2 LEL w qL KqzVv HC wC KzPP (11.16) (11.16) (11.15) (11.15) (11.14) (11.14) *,LzKarmanuuLzuuzz*为常数, =0.35-0.40;z为高度

26、.K=Lu 要确定要确定K K还需要更进一步求助于分子交换理论，引进所谓的混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。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，混合长可以比拟为根据这个理论，混合长可以比拟为“分子平均自由程分子平均自由程”。假定：。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）从原来的高度体，是由一团靠得很近的流体组成）从原来的高度z z处脱离出来，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

27、新的高度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+Lz+L处，在这里这个处，在这里这个“湍涡湍涡”重新与主流相混合。重新与主流相混合。 (11.17) (11.17) (11.18) (11.18) (11.19) (11.19) (11.20) (11.20) 如果能在两个高度上进行风速观测如果能在两个高度上进行风速观测, ,得得: : 式中式中 上的平均风速。从上式可以看出，上的平均风速。从上式可以看出，交换系数交换系数K K的大小与两个高度的风速差（实际上就是风切变）成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正比，同时还随离地面高度z z的增

28、加而线性增大。这是不难理解的增加而线性增大。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，湍流就越发展，K K就越多。另外，离地面愈高，地面影响就愈就越多。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。小，因而也愈有利于湍流运动的发展。uuzz2121、即为高度、21*212121l nl nuuuzzuuzzz2于是得K = (11.21) (11.21) (11.22) (11.22) 此外，在近地气层中的风廓线应是一对数曲线。由此，此外，在近地气层中的风廓线应是一对数曲线。由此，还

29、可以引出地面粗糙度的概念来。如果我们以地面某一高度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z z0 0上上风速风速 代替式中代替式中 ，于是就可得到，于是就可得到 u00 zz12和 *0lnuzu zz (11.23) (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。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下近地面上风速随高度的变化.z .z0 0为粗糙度为粗糙度高度。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

30、，即平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，即平均风速为均风速为0 0，这个高度就是粗糙度高度。，这个高度就是粗糙度高度。 *0lniuzuzRz (11.24) (11.24) (3.46)(3.46)式为不同稳定式为不同稳定 稳定度参数理查逊数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，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，

31、湍流运动总是在动力和热力（浮力）的共同作用下发生、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（发展起来。里查逊（RichardsonRichardson）数就是一个判别湍流运动消）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。温、位温

32、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（现在我们来讨论里查逊数的物理意义。由（6.476.47）看出，里查）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。定度条件对于交换的影响。Rgzuzi 2 (11.25) (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：如下三

33、种情况讨论：（1 1） 此时大气层结稳定，热力作用阻碍湍流运动此时大气层结稳定，热力作用阻碍湍流运动的发展。的发展。（2 2） 温度层结是中性的温度层结是中性的. .（3 3） 层结不稳定，湍流随着不稳定度的增加而加层结不稳定，湍流随着不稳定度的增加而加强。强。由于湍流运动有明显的日变化，所以里查逊数也具有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，明显的日变化。早晨日出之后，地面急骤增温， ，大气不稳，大气不稳定，湍流运动不断加强（定，湍流运动不断加强（ 的负绝对值不断增加）。午后，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

34、地面层风速也达到达到负的极大值，此时湍流最为强烈，近地面层风速也达到最大。尔后，最大。尔后， 的绝对值慢慢减小，到傍晚就开始出现逆温，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。流减弱。 zRi 00,0,0,iiicRRRz0,iRz 某一个值 z 0Ri z 3 3、热量平衡方法、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。在环境生态研

35、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量平衡方程为或或 (11.26)(11.26)其中其中RnRn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，并从中解出解出K K，可得，可得 nRHLEGnPVqRC KL KGzz nPVRGzKCLq pvqqzzzzqGC KL Kzz n将和写成差分形式和则R(11.27)(11.27)(11.28)(11.28)或直接求出湍流热通量和蒸发耗热项，则有或直接求出湍流热通量和蒸发耗热项，则有 1nnPPvpvpRGzRGHC KCzzLCLqqC 1nnVvPpv

36、VRGzRGqqLEL KLzzCCL qLq 212112;zzzqqq zz120520 .米，米， qee 0622103.( 0001290246003././克厘米 ；卡克度；卡克，CLPV(11.29)(11.29)(11.30)(11.30)式中样式中样 实用时可作一些具体规定；如以实用时可作一些具体规定；如以 对于海拔高度较低的地方对于海拔高度较低的地方 以毫巴为单位）以毫巴为单位）； 代入（代入（11.2711.27）、（）、（11.2911.29）和（）和（11.3011.30）后，可得实用的热量平衡法的计算式，有）后，可得实用的热量平衡法的计算式，有 0.811.56nR

37、GKe 1.56nRGHe 0.64nRGeLEe (11.32)(11.32)(11.31)(11.31)(11.33)(11.33) 为了保证计算的精度，我们规定当满足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。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分别为 0.11.560.5,0.641.0nRGee ，00.811.56nRGKPeP 01.56nRGHPeP 00.64nRGeLEPeP (11.34)(11.34)(11.35)(11.35)(1

38、1.36)(11.36) 4 4、空气动力学方法、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：或氧化亚氮输送的梯度表达式为： uzuk zdm * zHC ku zdPh * qzLEL kuzdVw * CzFkuzdN O CON O CO2222,* (11.39)(11.39)(11.40(11.40）(11.41)(11.41)(11.42)(11.42) 由（由（11.3911.39

39、）（11.4211.42）可得）可得 式中式中k k为为KarmanKarman常数；常数； 为湿度表常数，为湿度表常数， ;d;d为位移长度为位移长度(d=0.63h,h(d=0.63h,h为植被高度）；为植被高度）； 分别为风速、温度、湿度和二氧化碳分别为风速、温度、湿度和二氧化碳及氧化亚氮的稳定度通用函数，它们的表达式为及氧化亚氮的稳定度通用函数，它们的表达式为 kzduzm2222 HC kzduzzPmh 221 LEL kzduzqzVmw 221 FkzduzCzN O CON O COmN O CO222222221, C PLhap CPv06701. mhwN O CO，22,(11.43)(11.43)(11.44)(11.44)(11.45)(11.45)(11.46)(11.46) mmzLzLzL 10,当141,0mmzzLLz当L hwN O COhzLzLzLzLzL 2210,当 hwN O COhzLzLzLzLzL 221012,当 mmhh,和(11.47)(11.47)(11.48)(11.48)(11.49)(11.49)(11.50)(11.50)系数系数 见下表见下表. . 表表6.5 6.5 风、温、湿稳定度函数表达式系数风、温、湿稳定度函数表达式系数 _来源来源 k k_Businger(1971) 4.7