土壤热通量和潜热通量

Penman-Monteith 公式是一种用于计算植物蒸腾量的公式，它基于能量平衡原理和气象数据。

以下是 Penman-Monteith 公式的推导过程：1. 首先，假设我们有以下气象变量：- 温度（T）：单位为摄氏度。

- 相对湿度（RH）：以百分比表示。

- 风速（u）：以米 / 秒表示。

- 大气压力（P）：以帕斯卡（Pa）表示。

- 饱和水汽压力（es）：以帕斯卡（Pa）表示。

- 实际水汽压力（ea）：以帕斯卡（Pa）表示。

- 潜在蒸发散度（ET0）：以毫米 / 天表示。

2. 根据能量平衡原理，植物蒸腾量（ET0）可以表示为：ET0 = ΔRn + G + Δs其中，ΔRn 是净辐射能量（单位为 MJ/m2/day），G 是土壤热通量（单位为 MJ/m2/day），Δs 是潜热通量（单位为MJ/m2/day）。

3. 净辐射能量（ΔRn）可以通过以下公式计算：ΔRn = (1 - α) * Rn其中，α是表面反射系数，Rn 是总辐射能量（单位为MJ/m2/day）。

4. 总辐射能量（Rn）可以通过以下公式计算：Rn = (1 - α) * Rs - G其中，Rs 是全天辐射能量（单位为 MJ/m2/day）。

5. 全天辐射能量（Rs）可以通过以下公式计算：Rs = Ra * (0.25 + 0.5 * n/N)其中，Ra 是日辐射量（单位为 MJ/m2/day），n 是当天的日照时数，N 是白天的日照时数。

6. 潜热通量（Δs）可以通过以下公式计算：Δs = (es - ea) * γ其中，γ是心理学常数，es 是饱和水汽压力，ea 是实际水汽压力。

7. 饱和水汽压力（es）可以通过以下公式计算：es = 0.6108 * exp ((17.27 * T) / (T + 237.3))其中，exp 是自然指数函数，T 是温度。

8. 实际水汽压力（ea）可以通过以下公式计算：ea = RH * es / 100其中，RH 是相对湿度。

作物蒸发蒸腾量计算公式一、采用彭曼—蒙蒂斯（Penman —Monteith ）法计算参考作物蒸发蒸腾量（ET 0）1、彭曼—蒙蒂斯（Penman —Monteith ）公式彭曼—蒙蒂斯（Penman —Monteith ）公式是联合国粮农组织（FAO ，1998）提出的最新修正彭曼公式，并已被广泛应用且已证实具有较高精度及可使用性。

P-M 公式对参考作物的蒸发蒸腾量定义如下：参考作物的蒸发蒸腾量为一种假想的参考作物冠层的蒸发蒸腾速率，假想作物的高度为0.12m ，固定的叶面阻力为70s/m ，反射率为0.23，非常类似于表面开阔、高度一致、生长旺盛、完全覆盖地面且不缺水的绿色草地蒸发蒸腾量。

Penman ——Monteith 公式：)34.01()(273900)(408.0220U e e U T G R ET d a n ++∆-++-∆=γγ （1） 式中 0ET ——参考作物蒸发蒸腾量，mm/d ；∆——温度~饱和水汽压关系曲线在T 处的切线斜率，kPa∙℃-1；2)3.237(4098+⋅=∆T e a （2） T ——平均气温，℃e a ——饱和水汽压，kpa ；()3.23727.17ex p 611.0+=T T a e （3）R n ——净辐射，MJ/（m 2·d ）；nl ns n R R R -= （4）R ns ——净短波辐射，MJ/（m 2·d）；R nl ——净长波辐射，MJ/（m 2·d）；a ns R N n R )/5.025.0(77.0+= （5）n ——实际日照时数，h ；N ——最大可能日照时数，h ；Ws N 64.7= （6）Ws ——日照时数角，rad ；)tan tan arccos(δψ⋅-=s W （7）ψ——地理纬度，rad ；δ——日倾角，rad ；)39.10172.0sin(409.0-⋅=J δ （8）J ——日序数（元月1日为1，逐日累加）；R a ——大气边缘太阳辐射，MJ/（m 2·d）；)sin cos cos sin sin (6.37s s r a W W d R ⋅⋅+⋅⋅⋅=δψδψ （9）d r ——日地相对距离；)3652cos(033.01J d r π+= （10） )()14.034.0()1.0/9.0(1045.2449kn kx d nl T T e N n R +⋅-⋅+⋅⨯=- （11）e d ——实际水汽压，kpa ；100)(21100)(212)()(min max max min max min RH T e RH T e T e T e e a a d d d ⋅+⋅=+= （12） RH max ——日最大相对湿度，％；T min ——日最低气温；℃e a (T min )——T min 时饱和水汽压，kpa ，可将T min 代入（3）式求得；e d (T min )——T min 时实际水汽压，kpa ；RH min ——日最小相对湿度，％；T max ——日最高气温，℃e a (T max )——T max 时饱和水汽压，kpa ，可将T max 代入（3）式求得；e d (T max )——T max 时实际水汽压，kpa ；若资料不符合（12）式要求或计算较长时段ET 0，也可采用下式计算e d ，即⎥⎦⎤⎢⎣⎡+=)(50)(50/max minT e T e RH e a a mean d （13） RH mean ——平均相对湿度，％；2min max RH RH RH mean += （14） 在最低气温等于或十分接近露点温度时，也可采用下式计算e d ，即()3.237min 27.17min exp 611.0+=T T d e （15） T ks ——最高绝对温度，K ；T kn ——最低绝对温度，K ；273max +=T T ks （16）273min +=T T kn （17）G ——土壤热通量，MJ/（m 2·d）；对于逐日估算ET 0，则第d 日土壤热通量为)(38.01--=d d T T G （18）对于分月估算ET 0，则第m 月土壤热通量为：)(14.01--=m m T T G （19）T d 、T d-1——分别为第d 、d-1日气温，℃；T m 、T m-1——分别为第m 、m-1日气温，℃；γ——湿度表常数，kpa·℃-1；λγ/00163.0P = （20）P ——气压，kpa ；26.5)2930065.0293(3.101Z P -= （21） Z ——计算地点海拔高程，m ；λ——潜热，MJ ·kg -1； T ⋅⨯-=-)10361.2(501.23λ （35）u 2——2m 高处风速，m/s ；)42.58.67ln(/87.42-⋅=h u u h （36）h ——风标高度，m ；u h ——实际风速，m/s 。

不同土壤类型的热通量变化特征热通量是描述土壤热平衡的重要参数，其变化特征对土壤水热耦合过程、气候变化和农业生产等具有重要的影响。

本文将探讨不同土壤类型的热通量变化特征。

一、热通量的定义和计算方法热通量是指单位时间内通过单位面积的热量通量，通常以热流密度（W/m²）表示。

在土壤中，热通量是指土壤中单位时间内通过单位面积的热量通量，可表示为：H = λ(∂T/∂z)其中，H为热通量，λ为土壤热导率，∂T/∂z为土壤温度梯度。

热通量的正负表示热量的流向，正值表示热量向上流动，负值表示热量向下流动。

湿地土壤表面水分的蒸发作用对热通量分布产生很大的影响。

湿地土壤热通量比干燥土壤高，因为湿地土壤表面水分的蒸发作用使土壤表面温度降低，导致温度梯度增大。

另外，在陆地生态系统中，湿地土壤热通量的年变化较小，因为湿地土壤平均温度波动范围较小。

森林土壤的热通量主要受到植被因素和土壤温度的影响。

由于森林土壤表层常常被厚厚的枯叶覆盖物覆盖，所以森林土壤热通量较小。

同时，植被对太阳辐射的吸收和反射作用影响了森林土壤表面的热通量分布。

农田土壤的热通量受到种植作物类型、土壤水分状况、土壤类型等多种因素的影响。

种植不同作物的农田土壤热通量变化特征不同，例如小麦田和玉米田的农田土壤热通量分布存在差异。

农田土壤热通量随着土壤湿度的增加而增加，但是当土壤湿度超过一定范围，热通量反而会下降。

草原是世界上最大的生态系统之一，草原土壤热通量变化特征独特。

草原植被的类型和覆盖度对草原土壤热通量具有重要的影响。

草原土壤热通量随着草原植被覆盖度的增加而降低，因为植被的覆盖会导致太阳辐射的吸收和反射分布不均。

三、结论不同土壤类型的热通量变化特征不同，热通量的变化受到多种因素的影响。

例如，湿地土壤的热通量比干燥土壤高，森林土壤的热通量较小，农田土壤的热通量受到水分和作物类型的影响，草原土壤热通量受到植被类型和覆盖度的影响。

了解不同土壤类型的热通量变化特征，可以更好地研究土壤水热耦合过程、气候变化和农业生产等问题。

作物蒸发蒸腾量计算公式作物蒸发蒸腾量计算公式一、采用彭曼—蒙蒂斯（Penman —Monteith ）法计算参考作物蒸发蒸腾量（ET 0）1、彭曼—蒙蒂斯（Penman —Monteith ）公式彭曼—蒙蒂斯（Penman —Monteith ）公式是联合国粮农组织（FAO ，1998）提出的最新修正彭曼公式，并已被广泛应用且已证实具有较高精度及可使用性。

P-M 公式对参考作物的蒸发蒸腾量定义如下：参考作物的蒸发蒸腾量为一种假想的参考作物冠层的蒸发蒸腾速率，假想作物的高度为0.12m ，固定的叶面阻力为70s/m ，反射率为0.23，非常类似于表面开阔、高度一致、生长旺盛、完全覆盖地面且不缺水的绿色草地蒸发蒸腾量。

Penman ——Monteith 公式：)34.01()(273900)(408.0220U e e U T G R ET d a n ++∆-++-∆=γγ（1）式中 0ET ——参考作物蒸发蒸腾量，mm/d ；∆——温度~饱和水汽压关系曲线在T 处的切线斜率，kPa∙℃-1；2)3.237(4098+⋅=∆T e a（2） T ——平均气温，℃ e a ——饱和水汽压，kpa ；()3.23727.17ex p 611.0+=T Ta e （3）R n ——净辐射，MJ/（m 2·d ）；nl ns n R R R -= （4）R ns ——净短波辐射，MJ/（m 2·d ）； R nl ——净长波辐射，MJ/（m 2·d ）；a ns R N n R )/5.025.0(77.0+= （5）n ——实际日照时数，h ； N ——最大可能日照时数，h ；Ws N 64.7= （6）Ws ——日照时数角，rad ；)tan tan arccos(δψ⋅-=s W （7）ψ——地理纬度，rad ； δ——日倾角，rad ；)39.10172.0sin(409.0-⋅=J δ （8）J ——日序数（元月1日为1，逐日累加）； R a ——大气边缘太阳辐射，MJ/（m 2·d ）；)sin cos cos sin sin (6.37s s r a W W d R ⋅⋅+⋅⋅⋅=δψδψ （9）d r ——日地相对距离；)3652cos(033.01J d r π+= （10）)()14.034.0()1.0/9.0(1045.2449kn kx d nl T T e N n R +⋅-⋅+⋅⨯=- （11）e d ——实际水汽压，kpa ；100)(21100)(212)()(minmax max min max min RH T e RH T e T e T e e a a d d d ⋅+⋅=+=（12）RH max ——日最大相对湿度，％； T min ——日最低气温；℃e a (T min )——T min 时饱和水汽压，kpa ，可将T min 代入（3）式求得； e d (T min )——T min 时实际水汽压，kpa ； RH min ——日最小相对湿度，％； T max ——日最高气温，℃e a (T max )——T max 时饱和水汽压，kpa ，可将T max 代入（3）式求得； e d (T max )——T max 时实际水汽压，kpa ；若资料不符合（12）式要求或计算较长时段ET 0，也可采用下式计算e d ，即⎥⎦⎤⎢⎣⎡+=)(50)(50/max minT e T e RH e a a mean d （13）RH mean ——平均相对湿度，％；2minmax RH RH RH mean +=（14）在最低气温等于或十分接近露点温度时，也可采用下式计算e d ，即()3.237min27.17min exp 611.0+=T T d e （15） T ks ——最高绝对温度，K ； T kn ——最低绝对温度，K ；273max +=T T ks （16） 273min +=T T kn （17）G ——土壤热通量，MJ/（m 2·d ）； 对于逐日估算ET 0，则第d 日土壤热通量为)(38.01--=d d T T G （18）对于分月估算ET 0，则第m 月土壤热通量为：)(14.01--=m m T T G （19）T d 、T d-1——分别为第d 、d-1日气温，℃； T m 、T m-1——分别为第m 、m-1日气温，℃； γ——湿度表常数，kpa·℃-1；λγ/00163.0P = （20）P ——气压，kpa ；26.5)2930065.0293(3.101Z P -= （21）Z ——计算地点海拔高程，m ； λ——潜热，MJ·kg -1；T ⋅⨯-=-)10361.2(501.23λ （35）u 2——2m 高处风速，m/s ；)42.58.67ln(/87.42-⋅=h u u h （36）h ——风标高度，m ； u h ——实际风速，m/s 。

麦田感热通量和潜热通量的测定与计算方法探讨潜热通量和感热通量是气象学家最频繁使用的两个参数，它们代表在麦田中运动空气在流通过程中所改变的能量量。

本文旨在探讨以下几个主题：
1. 潜热通量的测定方法：潜热通量可以通过室内实验和外部观测的方式来对其进行测量，例如热率计、压力计、风向仪等复合仪器。

2. 感热通量的测定方法：采用这种方法，可以通过直接测量或者计算方式计算出感热通量。

例如，可以用温度、湿度、大气压力等因素来计算出感热通量。

3. 潜热通量和感热通量的计算方法：由于环境要素在空气中的变动会影响通量的变化，因此需要采用相应的数值模型进行计算，以便得出更准确的结果。

目前主要采用混合层模型（Mixed Layer Model）来实现计算，它主要利用一系列参数来模拟土壤-空气界面之间的能量交换过程。

4. 其他计算方法：如果想对更复杂的麦田环境中潜热通量和感热通量进行计算，可以采用格网模型（Grid-based Model），它可以通过分解土地表面和大气混合层形成的复杂网格空间，较好地模拟出空气与土壤的交互作用，从而带来更准确的结果。

总之，潜热通量和感热通量是气象学中重要的物理参数，为了准确测
定和计算这两个参数，采用合适的计算模型，更好地反映出麦田的热量变化，为确保麦田热量状况的稳定提供重要的保障作用。

蒸发计算方法综述摘要：蒸发是地球表面水量和能量平衡中的重要分量，对于区域气候、旱涝变化趋势，水资源形成及变化规律，水资源评价等方面的研究有着重要作用。

本文列举了常用的几种蒸发计算方法，对每种方法的优缺点进行了简要概括，并提出了未来蒸发计算方法的发展方向。

关键词：蒸发 计算方法1 关于蒸发的几个概念蒸发（Evaporation ）是水循环和水平衡的基本要素之一。

水分从液态变为汽态的过程称为蒸发。

它涉及地球表层中能量循环和物质转化最为强烈的活动层——土壤-植物-大气系统(SPAC )，常受下垫面条件(如地形、土壤质地、土壤水分状况等)、植物生理特性(如植物种类、生长过程等)和气象因素(如太阳辐射、温度、湿度、风速等)等诸多因素的影响。

因此，蒸发蒸腾问题成为水文学、气象学、农学等多个学科领域的关注焦点。

发生在海洋、江河、湖库等水体表面的蒸发，称为水面蒸发，它仅受太阳辐射等气象因素的热能条件制约，故又可称为蒸发能力。

发生在土壤表面或岩体表面的蒸发，通常称为土壤蒸发。

发生在植物表面的蒸发，称为植物蒸腾或植物蒸散发。

发生在一个流域或区域内的水面蒸发、土壤蒸发和植物蒸腾的总和称为流域蒸散发或陆地蒸发。

陆地蒸发不仅取决于热能条件，还取决于可以供应蒸发的水分条件，即供水条件。

蒸发蒸腾（Evaportranspiration ，简称ET )包括土壤蒸发和植被蒸腾，在全球水文循环中起着重要的作用。

参考作物蒸发蒸腾量（）：为一种假想参考作物的蒸发蒸腾速率。

假想作物的高度为0.12m ，固定的叶面阻力为70s/m ，反射率为0.23，非常类似于表面开阔、高度一致、生长旺盛、完全覆盖地面且不缺水的绿色草地蒸发蒸腾量。

的计量单位以水深表示，单位为mm ；或用一定时段内的日平均值表示，单位为mm/d 。

0ET 0ET 2 直接测定法2.1 蒸发皿测定法1687年英国天文学家Halley 使用蒸发器测定蒸发量揭开了水面蒸发观测的序幕。

土壤的水分、土壤的温度、土壤热通量、土壤水势和土壤电导率单位下载提示：该文档是本店铺精心编制而成的，希望大家下载后，能够帮助大家解决实际问题。

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地表潜热通量什么是地表潜热通量地表潜热通量是衡量地表蒸发作用的一个重要指标。

潜热是指物质在相变过程中吸收或释放的热量。

地表潜热通量则是指地表因蒸发而释放的潜热的通量，通常以单位面积的时间通量为表示。

地表潜热通量的计算可以帮助我们了解气候变化、水循环以及能量交换等重要过程。

地表潜热通量的影响因素地表潜热通量的大小受到许多因素的影响，主要包括以下几个方面：1. 大气湿度大气湿度是地表潜热通量的重要影响因素之一。

湿度越高，大气中的水分饱和度就越高，地表的蒸发作用就越受限制，地表潜热通量就会减小。

2. 大气温度大气温度对地表潜热通量也有显著影响。

温度越高，大气中的水分饱和度越高，蒸发速率就越快，地表潜热通量也会相应增大。

3. 风速风速是调节地表潜热通量的重要因素之一。

风速越大，空气流动越剧烈，蒸发水分从地表到大气层的输送也越快，地表潜热通量会增加。

4. 地表类型地表类型对地表潜热通量有显著影响。

例如，水体的蒸发速率通常比陆地快，因此水面的潜热通量更大。

地表潜热通量的计算方法地表潜热通量可以通过以下公式计算：潜热通量 = 蒸发量× 潜热其中，蒸发量是指单位时间内蒸发的水量，潜热是水在相变过程中吸收或释放的热量。

蒸发量可以通过气象观测得到，而潜热则取决于水的温度，一般可以通过查阅相关的热物性数据得到。

地表潜热通量的意义和应用地表潜热通量在气候学和水循环研究中具有重要意义。

地表潜热通量是地球能量平衡中一个重要的组成部分，它对气候变化和水循环有着直接的影响。

地表潜热通量的准确计算可以帮助我们更好地了解地表能量交换的过程，并揭示不同地区的气候差异。

同时，地表潜热通量的研究还可以帮助我们预测气候变化、评估生态系统的健康状况以及为农业生产提供支持。

结论地表潜热通量是衡量地表蒸发作用的重要指标，它受到大气湿度、大气温度、风速和地表类型等因素的影响。

准确计算地表潜热通量可以帮助我们更好地理解气候变化、水循环和能量交换等重要过程。

感热通量和潜热通量
感热通量（Sensible Heat Flux）也叫做显热通量，是指由于温度变化而引起的大气与下垫面之间发生的湍流形式的热交换。

潜热通量（Latent Heat Flux）为温度不变条件下单位面积的热量交换，单位为瓦每平方米。

自然界潜热通量的主要形式为水的相变，因此大气科学和遥感科学也将其定义为下垫面与大气之间水分的热交换。

潜热通量包括地面蒸发（裸地覆盖）或植被蒸腾、蒸发（植被覆盖）的能量，又称蒸散（Evapotranspiration），与下垫面表面温度、下垫面饱和水汽压、参考高度空气水汽压、空气动力学阻抗、下垫面表面阻抗等有关。

扩展资料
在不发生物体和媒介的相态变化条件下，通过热传导和对流（湍流）所输送的能量称为显热。

当两个温度不同的物体接触时，热量会从温度高的一方向温度低的一方传输，其传输的热流量称为显热通量。

显热通量与温度差值成正比，这个比例系数称为显热传输系数或显热交换系数。

由物质发生相变而吸收或放出的热能称为潜热。

水汽传输就代表潜能的输送。

单位时间通过某一面积的潜热流量称为潜热通量。

潜热通量与断面两侧的水汽的浓度差成正比，这个比例系数称为潜热传输系数。

通过获取典型生态系统地气间显热、潜热、动量通量和二氧化碳通量的长期观测数据，为气象部门开展气候系统模式的研究提供基础数据。

为全面系统地开展典型生态系统中生态过程与小气候、地气相互作用及水热平衡特征、大气—生态—小气候—水文—土壤相互作用及影响机制的研究提供基础数据；为短期气候趋势预测、气候变化影响评估等工作提供基础性资料。

土壤热通量和潜热通量土壤热通量和潜热通量是地球系统中重要的能量交换过程。

土壤热通量是指通过土壤表面向大气传递的热能量，而潜热通量是指在水循环过程中，水从地表蒸发形成水蒸气后释放的热能量。

本文将详细介绍土壤热通量和潜热通量的概念、影响因素及其在地球系统中的重要性。

一、土壤热通量土壤热通量是指通过土壤表面传递的热能量，它是地球表面能量平衡的重要组成部分。

土壤热通量的大小受多种因素影响，包括太阳辐射、土壤特性、植被覆盖等。

太阳辐射是土壤热通量的主要驱动力，它直接照射在土壤表面，使土壤吸收能量并升温。

土壤特性如土壤热导率、容重等也会影响土壤热通量的大小。

植被覆盖可以通过调节土壤表面的辐射、蒸发和传导过程，进而影响土壤热通量。

土壤热通量的测量通常通过热通量仪器来实现，这些仪器能够测量土壤表面和大气之间的热能交换。

土壤热通量的单位通常为瓦特/平方米（W/m²），正值表示热能从土壤向大气传递，负值表示热能从大气向土壤传递。

土壤热通量在地球系统中具有重要的作用。

首先，它是地球表面能量平衡的重要组成部分，对地球能量平衡和气候变化具有重要影响。

其次，土壤热通量还可以影响土壤水分的分布和蒸发过程。

当土壤热通量较大时，土壤温度升高，水分蒸发速率增加，土壤水分含量减少。

最后，土壤热通量还可以影响土壤生物活动和植物生长。

土壤热通量的变化可以直接或间接地影响土壤生态系统的结构和功能。

二、潜热通量潜热通量是指在水循环过程中，水从地表蒸发形成水蒸气后释放的热能量。

潜热通量的大小与蒸发速率密切相关。

当地表水分充足时，水分蒸发速率较高，潜热通量也相应增加。

潜热通量的单位通常为瓦特/平方米（W/m²）。

潜热通量是地球系统中重要的能量转移过程之一。

它可以影响大气环流和降水分布。

当水蒸气上升到大气中形成云和降水时，释放的潜热能量会改变大气的温度和湿度分布，进而影响大气环流。

潜热通量还可以影响地表能量平衡和气候变化。

当潜热通量较大时，地表水分蒸发速率增加，降水量减少，地表温度升高，从而影响气候模式和水循环过程。

利用TM资料对上海地区地表热通量的估算王桂玲1，谈建国2，崔林丽31解放军理工大学气象学院 南京 2111012上海市城市环境气象研究中心 上海 2000303上海市卫星遥感与测量应用中心 上海 201100摘 要为了揭示城市热岛（UHI）形成机制，本文以TM卫星遥感资料为主要数据源，结合地面自动气象站（AWS）实测的风、气压和湿度等资料，利用地表能量平衡参数化（SEBAL）的方法估算了上海地区的地表热通量，分析了地表热通量的空间分布及变化特征.。

结果表明：TM地表温度与AWS实测地表温度具有较好的一致性, 上海地区存在着明显的UHI现象；不同地表类型地表温度差异明显，地表类型为交通道路，其地表温度最高，居民区和商业区地表温度其次; 上海中心城区与周边地区之间的感热通量差异最大，其次是潜热通量，净辐射差异最小；中心城区的感热通量远高于周边地区，约是绿地的10倍；中心城区的潜热通量最小，比绿地低约32%。

结果表明了城市中绿地和水体面积的增加能有效地减轻城市热岛强度，同时也说明了卫星遥感资料在城市气候环境研究中的潜在价值。

关键词：卫星遥感；TM；城市地表；地表热通量；单源模式1 引言地表热通量是指地表与大气之间的感热和潜热交换，这种交换过程发生在近地面附近，是表征下垫面强迫及其与大气相互作用的重要参数。

地表热通量与地表温度、土壤湿度及植被状况之间关系最为直接也较为复杂[1]，研究地表热通量的方法较多，但原理上都遵循地表能量平衡。

由于城市地表呈现尺度小、类型多，各类地表又有其各自特性，它们的辐射、热力及水汽分布各不相同，这就使得城市地区的观测和模式的研究都很困难。

目前卫星遥感技术不仅能有效地探测城市下垫面的温度特征,而且还能获取地表反照率及植被指数等地表特征，是研究城市热力环境的有效手段，也成为研究区域地表热通量的途径之一，因此得到了越来越广泛地应用[2-4 ]。

目前，利用遥感资料从通量的角度定量地研究城市热岛形成机制还是比较少，特别是城市中绿地和水体的生态效应问题。

第二节 土壤热通量和土温一、影响土壤温度的因素 （一）土壤表面热量的收支土温的变化首先决定于土壤表面热量的收支状况。

地面的热量收支可用地面热量平衡方程来表示。

即B ＝LE+P+Q S （3－3） 式中B 为净辐射；P 为感热通量；LE 为潜热通量，E 为蒸发或凝结量，L 为蒸发或凝结耗热量（蒸发或凝结潜热），约等于2.5⨯106J/kg ， Q S 为土壤热通量。

将（3—3）式改写为： Q S ＝B-LE+P （3－4）感热通量（P ）：地面和大气间，在单位时间内，沿铅直方向通过单位面积流过的热量。

单位为：W/m 2或cal/(cm 2·min)。

土壤热通量（Q S ）：单位时间、单位面积上的土壤热交换量。

白天，净辐射B 为正值（日出后40-60分钟），一部热量消耗于LE 上，一部热量消耗于P 上，余下的热量进入土壤；夜间(日落前60-90分钟)，净辐射B 为负值，由LE 、P 和Q S 来补偿，土壤热通量方向与白天相反，也就是地面失去热量。

Q S 值的方向和大小，决定了土壤得失热量的多少，它直接影响到土壤温度的高低和变化。

由公式Q S ＝B-LE-P 可见，如果LE 和P 一定时，Q S 的值由净辐射B 值所决定。

净辐射绝对值愈大，地面得热或失热愈多，土温变化可能愈大。

如果B 值一定时，土壤愈潮湿，LE 增大，Q S 值减小，土温变化可能较缓和，感热通量值减小，气温变化也较缓和；土壤愈干燥，LE 减小，Q S 值增大，土温变化可能愈大，感热通量相应增大，气温变化愈大。

（二）土壤热属性当Q S 一定时，土温的高低和变化则决定于土壤热特性，如热容量、导热率和导温率。

土壤热容量和导热率愈大，土温变化则缓和；反之，土温变化较剧烈。

因此，土温的高低和变化主要决定于土壤的热收支和土壤热属性。

所以，所有影响土壤热收支和土壤热特性的因子都会影响到土温的高低和变化。

这些因子有纬度、季节、太阳高度、天气状况、斜坡方位和坡度、海拔高度、土壤种类、颜色、质地、土壤湿度和孔隙度、地面有无植物或其他覆盖物等等。

土壤的水分、土壤的温度、土壤热通量、土壤水势和土壤电导率单位哎呀，今天咱们聊聊土壤这个东西，它可是个大家伙啊！咱们先来聊聊它的五官：水分、温度、热通量、水势和电导率。

这五个家伙可是土壤的“五官”，它们之间的关系可不容小觑哦！首先说说土壤的水分吧。

水分就像是土壤的眼泪，没有它，土壤可就不健康了。

咱们老百姓常说“水土不服”，就是因为水分对土壤的重要性。

但是，过多的水分也会给土壤带来麻烦，就像咱们的身体一样，湿气过重会导致身体不适。

所以，咱们要给土壤适量的水，让它保持在一个健康的状态下。

接下来说说土壤的温度。

温度就像是土壤的脾气，它的变化会影响到土壤的生长。

咱们老百姓常说“热身运动”，就是在植物生长之前，让土壤的温度升高一些，这样有利于植物的生长。

但是，太高的温度也会导致土壤的“中暑”，影响植物的生长。

所以，咱们要控制好土壤的温度，让它保持在一个适宜的范围。

再来说说土壤的热通量。

热通量就像是土壤的呼吸，它会随着时间的推移而变化。

咱们老百姓常说“活到老，学到老”，就是要不断地学习和适应。

同样，土壤也需要不断地适应不同的环境，才能保持健康。

所以，咱们要关注土壤的热通量，及时调整土壤的环境，让它保持在一个健康的状态。

然后说说土壤的水势。

水势就像是土壤的力量，它会影响到土壤的结构。

咱们老百姓常说“人多力量大”，就是说人多的时候力量更大。

同样，土壤的水势越多，结构就越稳定。

所以，咱们要关注土壤的水势，适时给土壤补充水分，让它保持在一个稳定的状态下。

最后说说土壤的电导率。

电导率就像是土壤的神经，它会传递信号，告诉植物哪些地方适合生长。

咱们老百姓常说“眼观六路耳听八方”，就是要善于观察和倾听。

同样，土壤也需要善于观察和倾听植物的需求，才能为它们提供一个良好的生长环境。

所以，咱们要关注土壤的电导率，及时了解植物的需求，让它保持在一个健康的状态下。

咱们要关注土壤的“五官”，让它们相互配合，共同为植物提供一个良好的生长环境。

潜热通量的定义潜热通量（latent heat flux）是指在相变过程中，由于物质的相变而释放或吸收的热量。

它是指在单位时间和单位面积上，从一个相变的物质向另一个相变的物质传递的热量。

常见的相变包括液体蒸发、固体熔化和凝结过程。

潜热通量的计算公式为：Q = λ * m其中，Q是潜热通量，λ是相变潜热，m是单位时间内相变的物质量。

潜热通量的重要性潜热通量在地球能量平衡和气候系统中起着重要的作用。

它是地球表面能量平衡的重要组成部分，影响着大气和海洋之间的能量交换。

潜热通量的变化会导致大气环流的变化，进而影响天气和气候。

潜热通量的变化对气候系统具有正反馈作用。

当地表温度升高时，水体蒸发增加，潜热通量增大，进一步加热大气，使地表温度进一步升高。

相反，当地表温度下降时，水体蒸发减少，潜热通量减小，进一步降低大气温度。

这种正反馈过程对气候变化具有重要影响。

此外，潜热通量还对热带气旋的形成和发展起着重要作用。

热带气旋是一种强大的风暴系统，可以引发风暴潮、暴雨和强风等极端天气事件。

潜热通量的变化会影响热带气旋的形成和强度，对预测和防灾工作具有重要意义。

潜热通量的应用1.气候研究：潜热通量是气候系统中重要的能量交换过程，对气候变化的研究具有重要意义。

通过观测和模拟潜热通量的变化，可以揭示气候系统的动力学过程，改进气候模型的预测能力，并为制定应对气候变化的政策提供科学依据。

2.大气科学：潜热通量是大气和海洋之间能量交换的重要过程。

通过观测和分析潜热通量的变化，可以揭示大气和海洋之间的相互作用机制，研究大气环流的形成和发展，进一步理解天气和气候的变化规律。

3.农业水资源管理：潜热通量对农业水资源的管理具有重要影响。

农作物的蒸腾作用是潜热通量的重要组成部分，通过研究潜热通量的变化，可以优化农业灌溉和水资源利用，提高农作物的产量和质量。

4.能源利用：潜热通量是太阳能利用的重要过程。

太阳能通过加热地表引起水体蒸发，释放出潜热通量，进而形成风力和降水等能源。

地表热通量计算
地表热通量是指单位时间内通过地表的热量通量，通常用单位面积的热通量来表示。

它是研究地球能量平衡和气候变化的重要指标之一。

计算地表热通量需要考虑地表辐射、土壤热通量、潜热通量等多个因素的影响。

地表辐射是指太阳辐射和地球辐射通过地表的热量通量，可以通过测量太阳辐射和地表温度来计算。

土壤热通量是指土壤表面的热量通量，包括土壤的传导热通量和对流热通量。

潜热通量是指水分蒸发和凝结释放的热量通量，可以通过测量蒸发量和湿度来计算。

计算地表热通量的方法包括直接法、间接法和模型法。

直接法是通过在地表上放置温度和湿度传感器来测量地表热通量；间接法是通过测量地表辐射、土壤热通量和潜热通量来计算地表热通量；模型法则是基于地球物理模型和气象模型来模拟地表热通量。

总之，地表热通量的计算是地球物理学、气象学和环境科学的重要研究内容，它对于理解地球能量平衡、气候变化、农业生产等都具有重要意义。

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地表潜热通量地表潜热通量是指地表水分蒸发所需要的能量，也称为蒸散潜热。

它是地球能量平衡的重要组成部分，对气候变化和水循环具有重要影响。

一、概述地表潜热通量是指地表水分蒸发所需要的能量，通常用单位面积时间内蒸发的水量与对应单位面积时间内的潜热相除得到。

它是地球能量平衡中的一个重要组成部分，与地表辐射、感热通量等共同构成了全球能量平衡。

二、测定方法1. Bowen比法Bowen比法是测定地表潜热通量最常用的方法之一。

该方法利用了感热通量和净辐射之间存在着负相关关系这一特点。

通过测定感热通量和净辐射，可以计算出Bowen比，从而得到地表潜热通量。

2. 直接测定法直接测定法是通过在地表放置湿度计和温度计来测定空气中的水汽含量和温度，进而计算出蒸散潜热。

该方法需要考虑到风速对测定结果的影响，因此需要进行修正。

3. 水平平衡法水平平衡法是通过在地表放置两个相邻的蒸发盘，分别测定它们之间的蒸发量和温度差，从而计算出地表潜热通量。

三、影响因素1. 地表温度地表温度是影响地表潜热通量的重要因素之一。

当地表温度升高时，水分蒸发所需的能量也会相应增加，从而导致地表潜热通量增加。

2. 大气湿度大气湿度是影响地表潜热通量的另一个重要因素。

当大气湿度较高时，空气中已经含有较多的水汽，因此需要更多的能量才能使水分蒸发。

这会导致地表潜热通量减小。

3. 地表覆盖类型不同类型的地表覆盖对地表潜热通量也有不同程度的影响。

例如，在草原上，由于草本植物具有较强的蒸散作用，因此草原上的地表潜热通量相对较高。

四、地表潜热通量的意义1. 影响气候变化地表潜热通量是地球能量平衡中的一个重要组成部分，对气候变化具有重要影响。

当地表潜热通量增加时，会导致大气中的水汽含量增加，从而导致降水量增加，进而影响到气候变化。

2. 影响水循环地表潜热通量是水循环过程中的一个重要环节。

它决定了水分从地表向大气中的转移速率和总量。

因此，在研究水循环过程中，地表潜热通量也是一个非常重要的指标。