热量资源 百科内容来自于: 百度百科

热量资源是人类生产与生活所必需的资源。地球表面的热量主要来自太阳辐射,通过湍流运动和分子传导引起空气温度和土壤温度的变化;包括地表面与其上层大气之间的热量交换和地表面与其下层土壤之间的热量交换。

热量资源及其利用

虽然我国大部分地区位于中低纬度,热量资源丰富,但因地处欧亚大陆东岸,濒临太平洋,季风环流盛行;冬季北方冷空气势力强大,南下频繁,夏季热带气团和赤道气团北上,几乎控制了整个东部地区;加上占全国面积1/4的青藏高原和横断山脉等大地形的影响,使得热量资源的季节变化非常明显,地理分布差异较大。 热量资源的评价和利用是气候资源研究的一项重要任务。由于温度的剧烈变化对人类健康和各种生产活动都有很大的影响,所以在气候资源分析中,热量资源通常以温度的各种统计指标来表示。热量资源与农、林、牧、副、渔业生产密切相关;尤其是农业,它是对气候资源最敏感的一个生产部门。热量资源是作物生活所必需的环境条件之一,作物的生长发育需要在一定的温度条件下进行,而且温度需要积累到一定程度后才能完成其一定的生育期;对于不同的作物,高于其下限温度的季节长度和热量才是可以利用的热量资源;而各种作物或同一作物的不同发育阶段,其下限温度和最适温度范围差异较大。因此,对热量资源及其潜力的估算更复杂,其重要性也更大。

地表面的热量平衡

根据能量平衡原理,对于整个地球行星长年平均而言,全年中太阳辐射能的收入和支出是平衡的,其收支差额为零;但是,对于某一时期或地球上水圈、陆圈、大气圈的各个部分、各个地区来说,太阳辐射的收支并不一定相等,某些地方有能量积余,某些地方则为能量亏缺。辐射能转化为热量,按照所有物理量都有趋向平衡的物理属性,热量多余和热量不足的地方就会发生热量输送和交换。地球上的辐射收支差额主要是依靠地表面与其上层大气之间进行的湍流热交换,由空气和水体的运动带来或带走热量,地球上的水分蒸发或凝结所吸收或释放的潜热以及地表面与其下层土壤之间的传导热交换等过程来达到平衡;即在地球表面太阳辐射收支差额转化为热量的消耗或补偿之间的平衡称为地表热量平衡。

土壤热通量的确定

土壤中的热量传输主要由热传导方式进行,其大小取决于土壤本身的组成及热力状况,是由于土壤温度分布不均匀引起的。土壤热通量和土壤温度的变化和分布,对作物栽培和土地利用等具有重要作用。 土壤热通量的确定方法很多。实际工作中大多采用热流板进行直接测量;在不具备观测仪器的情况下,也可以利用常规气象台站的土壤温、湿度观测资料,根据土壤热传导方程进行近似计算。对于某地的热量条件分析来说,可以采用经验方法进行土壤热通量的估计。
土壤热通量(特别是地表面的热通量)与地表净辐射通量相关密切,可以利用热流板和净辐射表的同步观测资料,根据不同天气条件分析随sQB的变化,确定其统计关系,再根据这一关系由B的观测值估计土壤热通量的大小。但是,由于在一天当中,和sQsQB的比值随时间变化很大,且晴天通量的日总量有可能为零,因此,一般不宜用日总量来确定和sQB之间的经验关系。此外,由于白天存在蒸发,影响土壤湿度,从而影响土壤热通量;因此,应将白天和夜间

热量通量的变化特征

地表热量来自太阳辐射,由于地球自转和下垫面性质的差异,致使热量分布随时间和地理条件而发生变化。影响地面和大气之间热量交换的因素主要是由于下垫面受热不均匀形成温度梯度差异的热力因素和由于地形障碍形成风速梯度差异的动力因素。因此,热量的分布和变化与地面增温以及地理条件有关。
感热通量的时空变化
全球地表与大气之间的感热输送年总量的地理分布,如图3.1所示[9]。在除南极大陆以外的所有陆地表面和大部分海洋表面上,感热通量的年总量为正值,即热量从地表向大气输送。大陆上的感热通量由高纬度地区向低纬度地区增大,而且在干燥地区感热通量明显大于湿润地区。感热输送最大值出现在热带沙漠地区,其年总量可达2300~2500 MJ·m-2·a-
1;而在潮湿的热带森林地区,感热输送年总
量仅为420~840 MJ·m-2·a-
1。随着地理纬度的增高感热输送量逐渐减小,在北半
球大陆北部沿岸地区仅210 MJ·m-2·a-
1左右,与北半球中纬度充分湿润地区相当。
海洋上感热通量从低纬度向高纬度地区增大,洋面上有强大暖流影响的地区和高纬度没有结冰的地方,感热输送年总量较大,北半球大洋西部和北部海区超过1670 MJ·m-2·a-
1;而在赤道附近,由于水面和流经水面上方的气流之间的温差
较小,由洋面向大气输送的感热年总量不足420 MJ·m-2·a-
1。在有冷洋流作用的地
区以及南半球的西风漂流区,感热输送年总量为负值。
感热输送的季节变化在陆面和洋面上也表现为不同的形式。大陆上感热输送月总量随净辐射量的变化而变化。中纬度地区,夏季出现最大值,冬季出现最小值;在南北纬度大于40º的高纬度地区,感热输送月总量夏季为正,冬季为负但数值较小;从赤道至南北纬40º的陆面上全年感热输送均为正值;在低纬度地区,感热通量的年变化主要取决于湿润程度,感热输送月总量最大值出现在大气降水量最小的月份。大洋上感热输送的季节变化与冷暖洋流、大气环流的季节转换等
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- 来自原声例句
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