备注
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大纲
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"大气温度"
  • 大气温度
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"空气温度的非绝热变化"
  • 空气温度的非绝热变化
  •        当空气与外界存在着热量交换时的所产生的温度变化，称为空气温度的非绝热变化。空气与外界的热量交换方式有：
  •       传导          流动
  •       辐射          潜热
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空气与外界的热量交换方式
  • (1)辐射(radiation)：
  •       这是地球和太阳、地球与宇宙空间之间能量交换的唯一方式，也是地面和大气之间能量交换的重要方式。
  • (2)传导 (conduction) :
  •       物体通过分子的碰撞将热能从一个分子传递给另一个分子，分子排列得越紧密，热量传递得越快，其传导能力取决于热导率。
  •            传导是土壤中热交换的唯一方式，但在大气中传导的作用不大，因为空气是热的不良导体。
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"(3)流体运动(fluid..."
  • (3)流体运动(fluid flow) :
  •             空气与水等流体一样，可以通过流动将热量从一个地方传向另一个地方，完成不同地点间的热交换。空气的流动方式有：
  • 对流：空气的垂直运动叫对流。分热力对流和动力对流。
  • 平流：空气的水平流动叫平流。
  • 湍流：空气的不规则运动叫湍流，也叫乱流或紊流。产生湍流的原因也有热力和动力两种。
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"绝热过程：空气块在与外界没有..."
  •     绝热过程：空气块在与外界没有热量交换时的状态变化过程。
  •            在大气中，空气块在作上升或下沉运动的过程中，所经历的气压会发生变化，根据状态方程，其温度必然也要发生变化。
  •            气块上升时，气压降低，空气膨胀，对外作功，消耗内能，气温降低。
  •            气块下沉时，气压升高，周围空气对气块压缩作功，使其内能增加，从而气温升高。
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(1)干空气的绝热变化 :
  • 干空气（也包括未饱和的湿空气）的绝热变化叫干绝热变化(dry adiabatic change) 。
  • 干空气块每上升单位距离温度的变化称为干绝热直减率(dry adiabatic lapse rate) ，用gd 表示：
  • gd = 0.98℃/100m » 1℃/100m= 1℃/hm
  • 干空气在下沉时，气温升高，每下沉100m，气温升高1℃。
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(2)湿绝热变化 :
  • 饱和的湿空气在作垂直运动时的绝热变化叫湿绝热变化(moist adiabatic change) 。
  • 饱和的湿空气在作绝热上升时，一方面与干空气一样体积膨胀对外作功而冷却，另一方面因温度下降而发生凝结，释放的潜热缓和了气块的冷却，使气块比干空气降温慢。
  • 饱和湿空气块每上升单位距离温度的变化称为湿绝热直减率(moist adiabatic lapse rate) ，用gm 表示：
  •  gm= 0.3至0.7℃/100m »0.5℃/100m= 0.5℃/hm
  • 饱和湿空气在下沉时，气温升高，如果带着水滴，每下沉100m，气温升高0.5 ℃。
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表示正弦函数的特征量
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"(1)气温的日变化(diurnal..."
  • (1)气温的日变化(diurnal variation) :
  •            近地层气温的变化主要取决于下垫面温度的变化，变化特点有：
  • 位相比地面落后，且随高度的升高而推迟。1.5m高处日最高温度出现在14~15时左右，最低气温出现在日出前后。
  • 振幅随高度的升高而减小。
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影响气温日较差的因素
  • 1)  纬度(latitude) 日较差随纬度减小。   因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少。
  • 2)  季节(season)  夏季大、冬季小，但最大在春季，最小在冬季
  • 3)  地形(geographical relief) 凸地变幅小，凹地变幅大
  • 因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强
  • 4) 下垫面性质(features of underlying surface) 水面上日较差小，陆地上大
  • 5)  天气(weather) 晴天日较差大于阴天
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(2)气温的年变化(annual variation)
  • 特点：
  • 回归线以外的地区为单波型：最高为7月,最低为1月,海上落后一个月；
  • 回归线之间赤道附近地区为双波型：最高为4、10月，最低为7，1月。
  • 原因：太阳直射点的季节变化，在赤道附近地区，一年有两次太阳直射。
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"年较差的影响因素"
  • 年较差的影响因素：
  • 纬度 这是对气温年较差影响最大的因素。
  •      一般来说，气温年较差随纬度的升高而增大。
  • 原因：太阳辐射的年变化幅度随纬度的增高而增大。因为一年中昼夜长短的变化幅度随纬度增大。
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"年较差的影响因素"
  • 年较差的影响因素：
  • 海陆分布
  • 海拔
  • 气候干湿
  • 雨季
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2.气温的非周期性变化
(non-periodic variation of air temperature)
  • 变化原因：
  • 天气突变
  • 大规模冷暖空气的活动
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3.气温的垂直分布(vertical distribution)
  • (1) 气温垂直梯度：
  •            气温随高度的分布，称为温度层结(temperature stratification)。大气温度的铅直分布一般用气温垂直梯度（气温直减率，vertical temperature gradient）来表示。
  • 气温直减率（ g ）：实际气层中高度每变化单位高度时气温的降低值。
  • 在对流层中，气温随高度的升高面降低， g>0
  • 但 g 的值是随时、随地改变的，不是常数！
  • 请注意g与gd 、 gm的区别！
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逆温(temperature inversion)
  • 对流层气温随高度的升高而升高的现象（ g<0 ），就叫逆温。其形成原因：
  • 辐射逆温(radiation inversion)：晴朗微风的夜晚，地面因强烈的有效辐射而降温，形成温度上高下低的现象。
  • 平流逆温(advection inversion) ：暖空气流到冷的下垫面上而形成的逆温 。
  • 下沉逆温(subsidence inversion) ：由于空气下沉，绝热增温而形成的逆温。
  • 锋面逆温(frontal inversion) ：在冷暖空气的过渡带形成的逆温。
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三、大气稳定度(atmospheric stability)
  • 1.大气稳定度问题的提出：
  •            空气在上升过程中的绝热变化是大气中降温最快的过程；
  •            上升过程中的绝热变化会导致水汽的凝结，这是大气中云、雾、雨、雪形成的最重要的原因；
  •            因此，判断大气中是否会产生云雾，主要就是看大气中是否会产生上升运动；
  •             判断空气是否会产生上升运动，就要看空气在铅直方向上位置稳定的程度，即大气稳定度。
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2.大气稳定度的概念：
  • 首先从一个熟悉的例子说明稳定度的概念。
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大气稳定度的定义：
  • 与上述例子相似，大气稳定度也可分为：
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2.大气稳定度的判定方法：
  •             气块在受到扰动后上升z高度后自身产生的加速度取决于气块受到的合力。
  • 气块受到的合力为浮力与重力之差：
  •      F= mg-m’g =(r－r’) V g
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"m克质量的气体"
  •    m克质量的气体：


  •      其中：m是分子量，R*=8310 (J/K·kmol)为普适气体常数(universal gas constant)
  • 单位质量的气体：
  •       令                   ，即为比气体常数(specific gas constant)；并取
  •         则方程可写为：
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"现分别考虑干空气和饱和..."
  •  现分别考虑干空气和饱和湿空气的情况。
  • (1)干空气
  •  T = T0－g z
  •   T’ = T0－gd z
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"(2)饱和湿空气"
  •  (2)饱和湿空气
  •  T = T0－g z
  •   T’ = T0－gm z
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稳定度的综合判定方法:
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1.热容量(thermal/heat capacity)
  • 质量热容量 (Cm)： 单位重量的物质温度变化1℃所吸收或放出的热量（J/kg·℃），又称比热(specific heat)。
  •  容积热容量(Cvs)：单位容积的物质温度变化1℃所吸收或放出的热量（J/m3· ℃）。
  • 二者之间的关系： Cvs = ρ·Cm
  •          物质的热容量表示物质改变温度的难易程度。
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混合物的热容量
  • 对于单位容积的混合物，各成分的容积分别为 V1,V2,…Vn
  • 各成分的热容量分别为 C1,C2,…Cn
  •    当温度升高1℃，即△T＝1℃时，各成分吸收的热量分别为  C1V1, C2V2, …，CnVn
  • 则混合物的热量变化 △Q＝C×△T＝C＝SCiVi
  • 即混合物的热容量为
  •      C＝SCiVi
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土壤热容量
  • 由混合物的热容量  C＝SCiVi
  • 可知土壤的热容量为：
  • C＝CsVs+ CwVw+ CaVa
  • 其中第三项可可忽略不计，所以
  • C≌CsVs+ CwVw
  • 在上式中Cs，Vs，和 Cw都可看作常数，由此可知：
  • 土壤的热容量随土壤湿度的增大而增大。
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2.热导率(thermal conductivity)
  •           设厚度为△x的薄层，上下两面存在温差△T时，就会有热量传递，其方向由高温传向低温。则单位时间内单位面积上传递的热量：



  •        其中S为垂直热流量的截面积。
  •        不同物质传热量的快慢是由系数l决定的。故有定义：
  • 热导率（ l ）：在物体两端保持单位温度梯度时，在单位时间内通过单位截面积的热流量。
  • 热导率的意义：表征了物体内部传导热量的快慢能力。
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土壤的热导率
  •         土壤中各种成份的热导率见表3.3，由表可知  ls>lw>la
  •          lw大于是la的28倍，可见空气是不良的热导体，土壤热导率随孔隙度增加而减少。
  •          所以，土壤热导率也随土壤湿度的增大而增大。
  •         潮湿土壤，白天地面受热，热量迅速下传，地表升温慢；夜间地面失热，热量迅速上传，地表降温慢，昼夜温差小。干燥土壤则相反。
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3.热扩散率
(Thermal diffusivity)
  • 如图所示，单位时间内由B向A的热流量为l（由热导率定义），A物体由于吸收了B传递的热量后，温度改变了dT，由热容量定义，A吸收的热量为Cvs ×dT，即：
  •          l = Cvs dT           dT= l/ Cvs
  • dT表示了物体消除两端温差的能力，表示了物体的一种热特性。所以我们定义：
  • 热扩散率：单位体积的物质通过热传导从法向获得(失去) l的热量时，所能引起的温度改变量。
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土壤的热扩散率
  • 土壤中各种成份的热扩散率见表3-3，由表可知：Ka>Ks>Kw
  •         土壤水分增加，土壤热导率增大，但热扩散率不一定增大；一般情况下，土壤湿度较小时，湿度增加，K加大，湿度增大到一定时，变化则相反（如右图）。
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"土温的日变化和年变化都有相似的..."
  •   土温的日变化和年变化都有相似的规律，可归纳为：
  • 1.随深度的加深，振幅减小。到一定深度，振幅为0，这个层次称为年（日）不变层深度。
  • 2.随深度的加深，位相落后。对日变化，每10厘米落后2.3到3.5小时；对年变化，平均每一米延迟20到30天。
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三、土壤温波方程
  •   土壤温度是时间t和深度Z的函数T（t,Z)，这个函数都与正弦函数相似，因此可表示为：
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"1.随深度按算术级数加深..."
  • 1.随深度按算术级数加深，振幅按几何级数减小。


  •         到一定深度，振幅为消失趋近于0，这个层次称为年（日）不变层深度（恒温层深度）。
  • 2.随深度的加深，位相落后。对日变化，每10厘米落后2.3到3.5小时；对年变化，平均每一米延迟20到30天。
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四、土温的垂直分布(vertical distribution)
  •       土温随深度的变化如下图所示，在一天中分别为日射型、辐射型、早晨过渡型和傍晚过渡型。
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    由上图可以看出生物学三基点温度有以下特点：
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2. 积温(accumulated temperature)
  • (1)积温学说:
  • 在植物所需要的其它因子都得到基本满足的前提下，在一定的温度范围内，气温与生长发育速度成正相关；
  • 植物只有在某下限温度以上才能开始发育，这一下限温度称生物学下限温度，也称为生物学零度(B)；
  • 只有当温度累积到一定的总和时，植物才能完成其发育周期，这一温度的总和就称为积温。
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(2)积温的计算:
  • 活动积温(active accumulated temperature) ：高于生物学下限温度B的日平均温度称为活动温度，生物在某一发育期中活动温度的总和称为活动积温。
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(3)积温的应用: