热量平衡reliang pinghengheat balance

活动面（层）在辐射和热量交换过程中的收支对等状况。地表热量平衡方程可写成p align="center">R=LE+P+B+△

式中 R是地表净辐射； LE是蒸发耗热（潜热）; P是地面与大气间的湍流热交换（感热）; B是地面与土中的热交换； △是用于地面增温以及植物光合作用等所消耗的热量， 这一项远比前三项小， 常不考虑。地表热量平衡方程， 表示地面在辐射交换过程中净得或失去的辐射热量与地面在热交换过程中所失去或得到的热量相平衡。方程表明： 地面在获得（失去）辐射热能后， 以何种途径与地面和大气层进行热交换， 并促使水汽交换的。在小气候研究中， R可直接测定， 方程其它分量可以根据近地层中温度、湿度、风和地温的梯度观测， 按各种扩散公式或热平衡公式计算 (见农田热量平衡、农田土壤热交换)。

图1 蒸发耗热年总量分布
(千卡·厘米^-2·年^-1,1卡=4.1855焦)

图2 湍流热交换年总量分布

(千卡·厘米-²·年^-1,1卡=4.1855焦)

分布 就全年来说， 地表热平衡方程中的土中热交换项为零， 上述方程右边只剩下蒸发耗热和湍流热交换两项。它们在全球的年总量分布可见图1、2。蒸发耗热年总量分布特点有： ❶蒸发耗热在海洋上纬向带状分布比较明显， 最大值(大于120千卡/厘米²·年)在南、北半球的副热带纬度， 向中、高纬度递减。在暖洋流（墨西哥湾流和黑潮）流经的海域， 出现高值中心 (超过160千卡/厘米²·年和140千卡/厘米²·年);
❷大陆上的蒸发耗热远小于海洋， 等值线在海陆沿岸发生中断；
❸在大陆上蒸发耗热的最大值出现在湿润的热带雨林地区(大于60千卡/厘米²·年), 最小值出现在副热带沙漠地区和北冰洋沿岸地区(小于10千卡/厘米2·年)。湍流热交换年总量的分布则相反， 但其等值线在海陆沿岸也不连续；在暖洋流地区数值较大，以及在北冰洋沿岸数值很小等， 则与蒸发耗热年总量是一致的。全球的净辐射（见辐射平衡）、蒸发耗热和湍流热交换的年总量， 如表。М.И.布德科根据各地水、热平衡状况特点， 提出以R/Lr(r为年降水量，L为汽化潜热)作为气候干燥度指数，能较好地揭示各种气候类型的主要特点， 并在此基础上提出了气候分类法。

全球净辐射(R)、蒸发耗热(LE)和湍流热交换年总量(P)(kJ·cm^-2·a^-1)

大 陆			海 洋			全 球
R	LE	P	R	LE	P	R	LE	P
209	113	96	381	343	38	331	276	54

气候意义 地表热量平衡是气候形成的能量因子。分析、研究地表热平衡状况， 可为研究气候形成、气候模拟以及大气环流演变提供重要依据。地表面的热量和水分状况直接影响着人类和动、植物的生存，也是农业生产的重要气候资源。各种人工改良气候的措施， 主要是通过改变地表热平衡状况实现的。

热量平衡

heat balance