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《水量平衡》知识清单一、什么是水量平衡水量平衡，简单来说，就是在一定的时空范围内，水的输入和输出之间的平衡关系。
它就像是一个大账本，记录着水的来来去去。
想象一下，有一个巨大的水箱，水不断地从各个管道流进来，又从另外一些管道流出去。
在某一段时间内，如果流进来的水和流出去的水相等，那么这个水箱就处于水量平衡的状态。
二、水量平衡的原理水量平衡的原理基于物质守恒定律，也就是在一个封闭系统中，物质既不会凭空产生，也不会凭空消失，只会从一种形式转化为另一种形式。
对于地球上的水来说，无论是大气中的水汽、海洋中的水、陆地的地表水和地下水，它们的总量在较长时间内是相对稳定的。
例如，在一个地区，降水是水的输入，而蒸发、地表径流和地下径流则是水的输出。
如果在一段时间内，降水的总量等于蒸发、地表径流和地下径流的总量之和，那么这个地区就实现了水量平衡。
三、水量平衡的影响因素1、气候气候是影响水量平衡的重要因素之一。
在降水丰富的地区，水的输入量较大，而在干旱地区，降水稀少，水的输入量就相对较少。
同时，气温也会影响蒸发量，气温越高，蒸发越旺盛，水的输出量就会增加。
2、地形地形的高低起伏和坡度会影响地表径流的速度和流量。
山地地区地势起伏大，水流速度快，地表径流较大；而平原地区地势平坦，水流速度慢，地表径流相对较小。
3、土壤和植被土壤的质地和孔隙度会影响水分的渗透和储存。
疏松的土壤能够更好地吸收和储存水分，而紧实的土壤则不利于水分的渗透。
植被能够截留降水，增加水分的蒸腾，对水量平衡也有着重要的调节作用。
4、人类活动人类的活动，如修建水库、开采地下水、灌溉等，都会打破自然状态下的水量平衡。
例如，修建水库可以增加水的储存量，减少地表径流；过度开采地下水会导致地下水位下降，影响地下水的补给和排放。
四、水量平衡的计算水量平衡的计算通常包括对降水、蒸发、地表径流和地下径流等各项水量的观测和统计。
通过测量降水量、蒸发量、河流流量等数据，并结合相关的计算公式，可以得出一个地区或流域的水量平衡状况。
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()F S P L L us H H H LE H Q Q Q ∆+∆+∆++=-+-↑↓↓α1 (3.1)式中αus 为城市下垫面所接受的太阳短波反射率，城市区一般取0.12—0.15，郊区一般取0.15—0.20；↓Q 为太阳总辐射；↓L Q 为城市大气长波辐射通量密度；↑LQ 为城市下垫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；∆H P 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）；∆H S 为下垫面（包括建筑物和不同性质的地面）贮存的热量变化；∆H F 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（τ）的计算城市地面—建筑物—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。
第三章地球上的水必背知识点第一节自然界的水循环一、相互联系的水体（带★为强化记忆内容）1、水圈的特点：★连续但不规则的圈层。
在水的三态中，气态水数量最少但分布最广，液态水数量最大。
固态水仅在高纬、高山或特殊条件下才能存在。
淡水的主体是★冰川水。
2、从运动更新的角度看，陆地上的各种水体之间具有水源相互补给的关系。
河流的补给往往是多种水源补给，不同地区的河流水源补给形式不同，同一地区的河流，水源补给在不同季节也有明显差异，表解如下：★★★（并不是所有河流河段都与地下水互补，如黄河下游河床高于地下水位，为地上河，地下水无法补给河水，所以是河水经常补给地下水。
）二、水循环的过程和意义1、水循环是指自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈四大圈层中通过各环节连续运动的过程。
2、自然界的水循环时刻都在全球范围内进行着。
3、它发生的领域有：海洋与陆地之间（简称海陆间循环，使陆地水．．．不断得到补充，水资源得以再生，是最重要的循环，又称为大循环），陆地与陆地上空之间（简称陆地内循环，数量少，但对干旱地区非常重要），海洋与海洋上空之间（简称海上内循环，携带水量．．的水循环，对于全球的热量输送有着重．．最大要意义）。
水循环示意图4、★水循环的环节（结合P55图3.3）海陆间循环：蒸发、水汽输送、降水、地表径流、下渗、地下径流，人类主要影响的环节径流输送；陆地内循环：植物蒸腾、蒸发、降水；海上内循环：蒸发、降水5、水循环的意义：①使地球上的各种水体处于不断更新状态，维持了全球水的动态平衡；②水循环是地球上最活跃的物质迁移和能量交换过程之一，缓解了不同纬度热量收支不平衡的矛盾；③水循环是自然界最富动力作用的循环运动，不断塑造地表形态。
第二节 大规模的海水运动 一、世界海洋表层洋流的分布1、洋流的定义：海洋中的海水，常年比较稳定地沿着一定方向做大规模的流动，叫做洋流。
2、★洋流按性质可以划分为暖流和寒流 两种类型，从水温高的海区流向水温低的海区的洋流称为暖流，如从低纬到高纬；从水温低的海区流向水温高的海区的洋流称为寒流，如高纬到低纬。
第一节 水循环知识点1：水循环的过程及类型1．概念：自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈中，通过蒸发(蒸腾)、水汽输送、降水、下渗、径流等环节连续运动的过程。
2．分类：根据发生的空间范围，水循环可分为海陆间循环、陆地内循环和海上内循环。
类型 海陆间循环 陆地内循环 海上内循环 发生领域海洋与陆地之间陆地与陆地上空之间海洋与海洋上空之间示意图特点最重要的类型，又称为大循环，使陆地上的水不断得到补充，水资源得以再生补给陆地水的水量很小携带水量最大的水循环，是海陆间循环的近十倍典例长江流域的水循环塔里木河流域的水循环未登陆的台风参与的水循环知识点2：水循环的地理意义1．使地球上各种水体处于不断更新状态，从而维持全球水量的动态平衡。
2．水循环是地球上物质迁移和能量转换的重要过程。
3．水循环还影响着全球的气候和生态，对全球自然环境产生深刻而广泛的影响。
Chapter 3第三章 地球上的水一、人类活动对水循环的影响二、水循环示意图的判读1．水循环的过程(1)地球上的各种水体，在太阳辐射作用下大量蒸发，形成水汽。
(2)水汽上升到空中，在一定条件下形成降水。
(3)降落到地面上的水，或被蒸发(蒸腾)，或沿地面流动形成地表径流，或渗入地下形成地下径流。
最后汇集成河，又返回海洋。
2．水循环环节的影响因素(1)影响蒸发的因素(2)影响下渗的因素(3)影响地表径流的因素(4)影响水汽输送的因素水汽输送主要表现为海洋上空的水汽被输送到陆地上空，主要受风、距海远近、地形等因素影响。
(5)影响降水的因素影响降水的因素有海陆位置(近海地区大气水汽含量丰富，降水较多)、地形(迎风坡降水多、背风坡降水少)、大气环流、下垫面(植被覆盖率高，水域面积大，降水多)、人类活动(人工降水、植树造林、修建水库、退耕还湖)等。
第二节海水的性质知识点1：海水的温度1．影响因素(1)主要因素：海洋热量的收支情况。
①热量收入：主要来自太阳辐射的热量。
高考地理复习专题知识归纳总结—水循环和水平衡一、课标呈现运用示意图等资料，说明水循环的过程及其地理意义二、基础知识知识点1：水圈和水体1.地球水的分布：海洋水96.53%、陆地水（河水0.0002%、湖水0.013%、地下水1.69%、冰川水1.74%）、大气水0.001%。
人类利用的淡水主要是河湖水和浅层地下水。
2.关系：从水的运动和更新的角度看，陆地上的各种水体之间具有水源相互补给的关系。
3.陆地水体类型及补给关系陆地水体主要包括河流水、地下水、湖泊水及冰川水等类型，河流水、湖泊水、地下水之间相互转化，冰川水与河流水、湖泊水、地下水之间单向补给，它们之间的补给关系如下所示：知识点2：水循环的过程和意义1.水循环的主要环节A蒸发，B降水，C水汽输送，D降水，E地表径流，F植物蒸腾，G地下径流，H下渗，I蒸发。
1.水循环类型：3.水循环的意义：①维持全球水的动态平衡。
①缓解不同纬度热量收支不平衡的矛盾。
①海陆间联系的主要纽带。
①不断塑造着地表形态。
4.人类活动对水循环的影响（1）改变地表径流——最主要的影响方式。
引河湖水灌溉、修建水库、跨流域调水、填海造陆、围湖造田等（2）影响地下径流：如雨季对地下水的人工回灌，抽取地下水灌溉，坎儿井就是把地下水引出地表灌溉的实例，城市地铁的修建破坏地质结构、改变地下水的渗流方向等。
（3）影响局地大气降水：如人工降雨。
（4）影响蒸发和下渗，如植树造林、修建水库可以增加局部地区的水汽供应量；也增加下渗。
地膜覆盖、秸秆覆盖减少蒸发，保护土壤墒情（土壤水份）知识点3：河流水的主要补给类型河流因其流经地区的气候、地形等条件存在差异，其补给类型和特点亦存在差异，具体比较如下：知识点4：河流特征1.河流水文特征及影响因素2.河流水系特征及影响因素知识点5：水量平衡原理水量平衡：指任意选择的区域（水体）,在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等于该时段区域（水体）内蓄水的变化量，即水在循环过程中，总体上收支平衡。
《水量平衡》知识清单一、什么是水量平衡水量平衡，简单来说，就是在一定的时空范围内，水的输入和输出保持相等的状态。
这就好比我们的收支平衡，收入和支出相等，才能维持财务的稳定。
对于自然界的水循环来说，水量平衡就是维持其稳定运行的关键。
水在地球上不断地循环流动，从海洋蒸发变成水汽，通过大气运动输送到陆地，再以降水的形式回到地面，一部分形成地表径流，流入江河湖海，另一部分渗入地下，成为地下水。
在这个过程中，水的输入（如降水）和输出（如蒸发、径流）在一段时间内达到平衡，这就是水量平衡。
二、水量平衡的基本原理水量平衡遵循着质量守恒定律，也就是说，进入一个系统的水量等于从这个系统输出的水量加上系统内的蓄水变化量。
举个例子，如果一个区域在一段时间内的降水量为 1000 毫米，蒸发量为 600 毫米，地表径流为 300 毫米，那么地下水的变化量就是 100 毫米（1000 600 300 ＝ 100）。
这个原理适用于各种尺度的水体，无论是全球尺度、流域尺度还是局部的小区域。
三、水量平衡方程水量平衡方程是用来定量描述水量平衡关系的数学表达式。
常见的水量平衡方程包括：对于一个闭合流域（即与外界没有水量交换的流域），其水量平衡方程为：P E R ＝ΔS其中，P 表示降水量，E 表示蒸发量，R 表示径流量，ΔS 表示流域蓄水变量。
如果是一个非闭合流域（与外界有水量交换），则需要考虑外来水量（I）和流出水量（O），方程变为：P ＋ I E R O ＝ΔS四、影响水量平衡的因素1、气候因素气候是影响水量平衡的最主要因素。
不同的气候条件下，降水和蒸发的量差异很大。
例如，在湿润地区，降水量大，蒸发相对较小，径流量较大；而在干旱地区，降水稀少，蒸发强烈，径流量很小。
2、地理因素包括地形、地貌、土壤和植被等。
山地地形容易形成降水，同时也会影响径流的速度和方向；植被覆盖好的地区，能够减少地表径流，增加地下水涵养，从而影响水量平衡。
3、人类活动人类的活动，如修建水库、灌溉、城市化等，会改变水的自然循环过程。
第三章地球上的水第一节水循环一、水循环的过程及类型、影响因素影响蒸发的因素有：影响下渗的因素有：人类影响最大的水循环环节是：。
植被破坏对水循环的影响：蒸腾、下渗、地表径流、地下径流，整体气候变。
城市内涝的主要原因是：地面，减弱，增加。
缓解的方法是，建设，设计，路面等。
水量平衡原理：二、水循环的地理意义（1）：全球水的动态平衡（2）：不同地区热量收支不平衡的矛盾（3）：海陆间联系的主要纽带（4）：能量和搬运的物质塑造地表形态。
第二节海水的性质一、海水的温度1.影响因素：主要取决于海洋热量的情况。
◆收：是海洋的主要热量来源；◆支：海水消耗热量，是海洋热量支出的主要渠道。
◆还受、、等因素的影响。
2.分布规律表现特点空间分布水平分布全球海洋表层的水温由递减，相同纬度海洋表层的水温大致相同垂直分布海水温度随深度增加而变化。
1000米以内水温随深度增加不断，1000米以下的深层海水温度变化幅度较小时间分布同一海区的表层海水，水温普遍高于季3.影响海洋生物的分布海洋是海洋生物的主要聚集地，深度越深，海洋生物的数量和种类越少。
不同纬度的海洋表层生活着不同类型的海洋生物。
海洋运输纬度较高的海域，海水有期，通航时间较短。
两极需要配备船。
调节大气温度从全球尺度来说，海水对大气温度起着作用；从区域尺度来说，沿海地区气温的季节变化和日变化均比内陆地区，最高温、最低温时间更。
二、海水的盐度1.定义：指1000克海水所含盐类物质的多少。
世界大洋的平均盐度约为。
2.影响因素：主要取决于水的收支，还是盐的收支？3.分布规律：大洋表层海水盐度由海域向逐渐降低。
4. 盐度最高，盐度最低。
原因？1)红海海域大，和少；2)波罗的海海域小，和多；3)共同特点：海区，与周围海水交换少，能够保持盐度极值。
（封闭有利于保持个性）5.对人类活动的影响：可为人类提供很多有利用价值的化学物质；影响海水养殖；是陆地淡水资源的重要补充（海水，成本）。
海水的盐类物质能晒盐，且对船舶、桥墩等具有作用。
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()F S P L L us H H H LE H Q Q Q ∆+∆+∆++=-+-↑↓↓α1 (3.1)式中αus 为城市下垫面所接受的太阳短波反射率，城市区一般取0.12—0.15，郊区一般取0.15—0.20；↓Q 为太阳总辐射；↓L Q 为城市大气长波辐射通量密度；↑LQ 为城市下垫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；∆H P 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）；∆H S 为下垫面（包括建筑物和不同性质的地面）贮存的热量变化；∆H F 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（τ）的计算城市地面—建筑物—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 =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，潜热通量则很大，在有热平流时亦可超过净辐射通量R n，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：城市边界层结构特征4.008.0012.0016.0020.0024.00-200.00-100.000.00100.00200.00300.00400.00500.00600.00700.00800.00900.00乡村热通量4.008.0012.0016.0020.0024.00-300.00-200.00-100.000.00100.00200.00300.00400.00500.00600.00700.00800.00900.00城市热通量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：τρρρ∂∂=-''==u w u Kuz*2(3.2)H C w C u C KzP P P =''=-=-ρθρθρ∂θ∂** (3.3)LE L w q L u q L Kqzv v v =''=-=-ρρρ∂∂** (3.4) 式中ρ为空气密度；C P 为空气的定压比热（1004J.kg -1.K -1)；L v 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()S P L L us H H LE H Q Q Q ∆+∆++=-+-↑↓↓α1 （3.5）式中()↓-Q us α1可根据城市所处纬度ϕ、太阳常数S 0、太阳赤纬δ、太阳时角t 0计算，即()()()00cos cos sin sin 11t S Q us us ϕδϕκαα+-=-↓ （3.6）式中κ为大气短波透射系数。
（3.5）式中↑↓Q Q ,可由前面章节叙述的方法计算得到；∆H P 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∆H S 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∆H S 、的计算方法如下H C KzP =-ρ∂θ∂ (3.7)LE L P K ezv=-ρε∂∂ (3.8)∆H C K T zS m sg =-∂∂ (3.9)式中ε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；C m 土壤热容量；K s 为土壤热扩散系数；∂θ∂∂∂∂∂z e z T zg，和分别为空气的位温，水气压和土壤温度梯度。
引入波文比，β=H LE(3.10)由（3.5）、（3.7）和（3.8）式得()βθεα+∆-∆-=∆∆+∆-∆--=↓111PS n v m P S s u H H R eL P C H H Q H (3.11) 式中βεθθ=≅C P L e eP v ∆∆∆∆067. 同理得 ()ββ+∆-∆-=1P S n H H R LE (3.12)使用该方法的探测感应部分，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：()∂∂ϕu z u k z d m =-* (3.13)()∂θ∂ρϕz H C ku z d P h =--* (3.14)()∂∂γρϕe z LE C ku z d P w =--* (3.15) 由（3.13）、（3.14）和（3.15）式可得：()τρ∂∂ϕ=-⎛⎝ ⎫⎭⎪k z d u z m 2222 (3.16)()()H C k z d u z zP m h =---ρ∂∂∂θ∂ϕϕ221 (3.17)()()1122----=w m P ze z u d z k C LE ϕϕγ∂∂∂∂ρ (3.18) 或 H C u uP m h =--ρ∂θ∂ϕϕ*21(3.19)()12*--=W m P ueu C LE γϕϕ∂∂ρ (3.20) 式中k 为Karman 常数（取k=0.4）；γ为湿度表常数γε=≈-C PL hpaC P v0671.，u *为摩擦速度；d 是位移长度；ϕϕϕm h w ,和分别为风速、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∂∂∂θ∂∂∂u z z ez、和的计算可根据两个高度上的观测值利用下面公式计算：()()∂∂szs s z d z d z d z d =-----⎛⎝ ⎫⎭⎪211221ln (3.21)式中s 代表u e 、和θ。
至此，只要确定出风、温和湿度无量纲稳定度通用函数ϕϕϕm h w 、和，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ϕβm m z L z L z L⎛⎝ ⎫⎭⎪=+≥10,当 (3.22)ϕγm m z L z L zL⎛⎝ ⎫⎭⎪=-⎛⎝ ⎫⎭⎪≤-1014,当(3.23)ϕϕβh w h z L z L z L z L⎛⎝ ⎫⎭⎪=⎛⎝ ⎫⎭⎪=+≥10,当 (3.24)0121≤⎪⎭⎫ ⎝⎛-=⎪⎭⎫ ⎝⎛=⎪⎭⎫ ⎝⎛-LzL z L z L z hw h ，当γϕϕ (3.25) 系数βγβγm m h h 、和、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 βm γm βh γh kBusinger(1971) 4.7 15.0 6.4 9.0 0.35 Panlson(1970) 7.0 16.0 7.0 16.0 ___ Webb(1970) 5.2 18.0 5.2 9.0 0.41 Dyer 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ϕϕϕm h w 、和的形式各异。
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ϕϕϕm h w 、和的函数形式，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]：h F H H 0= (3.26)w F LE LE 0= (3.27)式中()()F F h m h w m w ==--ϕϕϕϕ11,分别为感热和潜热的稳定度层结影响函数。
