氣象學(xué)課件溫度

1、Company Logo第三章第三章 溫度溫度v地面層與空氣的熱量交換方式地面層與空氣的熱量交換方式v土壤溫度土壤溫度v水層溫度水層溫度v空氣溫度的變化空氣溫度的變化v溫度與農(nóng)業(yè)生產(chǎn)溫度與農(nóng)業(yè)生產(chǎn)Company Logo第一節(jié)第一節(jié) 地面層與空氣的熱量交換方式地面層與空氣的熱量交換方式 地球表面接受太陽(yáng)輻射能，在下墊面本身、下墊面和空氣、空氣層之間，進(jìn)行多種形式的熱量交換，使地面溫度、下層土壤溫度、大氣溫度發(fā)生變化。 主要的熱量交換方式有：一一、 分子熱傳導(dǎo)分子熱傳導(dǎo) 以分子運(yùn)動(dòng)來(lái)傳遞熱量的過(guò)程稱(chēng)為分子熱傳導(dǎo)分子熱傳導(dǎo)。v 在土壤層中，熱量交換是由分子熱傳導(dǎo)形式完成的。分子熱傳導(dǎo)過(guò)程的強(qiáng)弱對(duì)土

2、壤層內(nèi)熱狀況的形成有著重要意義。v 空氣是熱的不良導(dǎo)體，空氣分子導(dǎo)熱率很小，因而由傳導(dǎo)方式進(jìn)行的熱量轉(zhuǎn)移比其他方式要少得多，多數(shù)情況下是可以忽略不計(jì)的。Company Logo Company Logo三、對(duì)流三、對(duì)流 空氣在垂直方向上大規(guī)模的、有規(guī)律的升降運(yùn)動(dòng)稱(chēng)為對(duì)流對(duì)流。 根據(jù)其形成原因可分為如下兩種：v 熱力對(duì)流（自由對(duì)流）熱力對(duì)流（自由對(duì)流） 形成原因形成原因：由熱力原因引起的對(duì)流。 熱力對(duì)流發(fā)生在低層氣溫劇烈增高或高層空氣冷卻低層氣溫劇烈增高或高層空氣冷卻時(shí)，此時(shí)上下層氣溫差異加大，造成低層空氣密度較小，高層空氣密度較大，高層的冷空氣下沉，低層的暖空氣上升，形成空氣的不穩(wěn)定狀態(tài)。 熱

3、力對(duì)流的空氣升降速度快速度快，多在10 ms左右，但它的水平水平尺度小尺度小，多在0.150 km之間，是中低緯度溫暖季節(jié)中低緯度溫暖季節(jié)經(jīng)常發(fā)生的天氣運(yùn)動(dòng)現(xiàn)象。Company Logov 動(dòng)力對(duì)流（強(qiáng)迫對(duì)流）動(dòng)力對(duì)流（強(qiáng)迫對(duì)流） 形成原因形成原因：有動(dòng)力原因形成的對(duì)流 當(dāng)空氣水平流動(dòng)遇到山脈等障礙物時(shí)被迫抬升，或者因受其他外力作用強(qiáng)迫拾升時(shí)發(fā)生的空氣流動(dòng)現(xiàn)象。 動(dòng)力對(duì)流的升降速度慢速度慢，一般在0.110 cms之間，但水平范圍廣范圍廣，可達(dá)到幾百至幾千千米。 Company Logo 大氣中的對(duì)流多數(shù)是由熱力原因和動(dòng)力原因共同引起共同引起的。 對(duì)流的結(jié)果對(duì)流的結(jié)果使上下層空氣混合，并發(fā)生熱

4、量交換。 不同的對(duì)流運(yùn)動(dòng)帶來(lái)不同的天氣、氣候特征。 一般在夏季及午后空氣對(duì)流較強(qiáng)，冬季及清晨較弱。 對(duì)流運(yùn)動(dòng)是地面和低層大氣的熱量向高層傳遞的重要方式。Company Logo四、平流四、平流 空氣大規(guī)模的水平運(yùn)動(dòng)稱(chēng)為平流平流。v 冷平流：冷平流： 空氣經(jīng)常大規(guī)模地在水平方向上流動(dòng)著，當(dāng)冷空氣流經(jīng)暖的區(qū)域時(shí)，可便當(dāng)?shù)販囟认陆担Q(chēng)之為冷平流；v 暖平流：暖平流： 當(dāng)暖空氣流經(jīng)冷的區(qū)域時(shí)，可使該區(qū)域的溫度升高，稱(chēng)之為暖平流。 平流運(yùn)動(dòng)對(duì)緩和地區(qū)之間和緯度之間的溫度差異有很大作用，是水平方向上熱量交換的主要方式。Company Logo 五五、亂流（湍流）、亂流（湍流） 因?yàn)榈孛媸軣岵痪鶆?，或者空?/p>

5、沿一粗糙不平的下墊面移動(dòng)時(shí)，常出現(xiàn)一種小規(guī)模的、無(wú)規(guī)則的升降氣流或空氣的渦旋運(yùn)動(dòng)，這種空氣的不規(guī)則運(yùn)動(dòng)稱(chēng)為湍流湍流，習(xí)慣上常叫亂流亂流。v 亂流可使空氣在各個(gè)方向得到充分混合，并伴隨著熱量的交換。v 與對(duì)流相比，亂流的規(guī)模較小規(guī)模較小，但它更具有普遍性普遍性。v 亂流對(duì)緩和貼地氣層的溫度變化起著十分重要的作用，是地面和空氣、空氣和空氣之間熱量交換的重要方式之一。Company Logo 六、潛熱交換六、潛熱交換 下墊面受熱后，因水分蒸發(fā)(升華)而消耗熱量，使地面溫度降低，這部分熱量在大氣中凝結(jié)(或凝華)釋放出來(lái)，使氣溫增加，氣象學(xué)上把因水的相態(tài)變化而引起的熱量轉(zhuǎn)移稱(chēng)為潛熱潛熱。v 潛熱交換不僅

6、在地面與空氣間進(jìn)行，也可在空氣與空氣之間進(jìn)行。v 大氣中水的潛熱釋放是中小尺度天氣系統(tǒng)發(fā)生、發(fā)展的一種主要能源。v 潛熱交換方式對(duì)于下墊面和空氣溫度變化都有直接影響。Company Logo一、地表層熱量平衡一、地表層熱量平衡 地表溫度的升高或降低，均是由地表熱量收支狀況決定的。 白天，地表收入的能量多于支出的能量，地表溫度升高； 夜間，地表釋放的熱量多于吸收的熱量，地表溫度降低； 若收支平衡，則地表溫度保持不變。 根據(jù)能量守桓原理：地表層熱量收支差額地表層熱量收支差額(熱量平衡熱量平衡)地面熱量收入一地面熱量支出地面熱量收入一地面熱量支出 地表層的熱量收入和支出項(xiàng)有：l R：地表層和空氣間以

7、輻射形式進(jìn)行交換的熱通量項(xiàng)（輻射差額）；l P：地表層和空氣間以湍流形式進(jìn)行交換的熱通量項(xiàng)；Company Logo圖4-1 地面熱量收支示意圖l B：地表層和地表下層間以分子傳導(dǎo)形式進(jìn)行交換的熱通量項(xiàng)；l LE：地表層與空氣間以潛熱形式進(jìn)行交換的熱通量項(xiàng)。Company Logo 白天，從日出后1小時(shí)到日落前1小時(shí)左右的這段時(shí)間內(nèi)，地球表面吸收的太陽(yáng)輻射大于地面有效輻射，輻射差額R為正值，輻射差額轉(zhuǎn)變?yōu)闊崮?，使地表面溫度增加于是地表層開(kāi)始逐漸支出熱量；以湍流方式進(jìn)入空氣的熱通量P，使空氣層升溫；以分子傳導(dǎo)方式進(jìn)入地表下層的熱通量B，使地表下層增溫；以潛熱方式進(jìn)人空氣的熱通量LE，使氣溫升高。

8、 夜間，從日落前1小時(shí)至次日早晨日出后1小時(shí)左右的這段時(shí)間，地面吸收的太陽(yáng)輻射小于地面有效輻射，輻射差額R為負(fù)值，于是地面開(kāi)始逐漸失去熱量，使地表面溫度降低，近地氣層和地表下層分別以湍流P和分子傳導(dǎo)B的形式傳遞給地表層熱通量，同時(shí)，近地層水汽凝結(jié)于地表，以潛熱LE形式傳遞給地表層熱通量。Company Logo 可見(jiàn)，夜間的各項(xiàng)收入和支出與白天正好相反，若規(guī)定：地表層得到熱量為正，失去熱量為負(fù)，則可寫(xiě)成： R=P+B+LE （4-1） (4-1)式為地表層熱量平衡方程。是把地面看成為一個(gè)幾何平面進(jìn)行分析得來(lái)的，實(shí)際上土壤和空氣，土壤和下層土壤之間的能量交換是在一定的土壤厚度間進(jìn)行的。故可將(2

9、-1)式的B項(xiàng)分解為表層土壤的熱量收支Qs和下層土壤的熱量收支B之和(圖4-2)，則(4-1)式可寫(xiě)成： Qs=R-P- B-LE （4-2）Company Logo圖4-2 地面層熱量收支示意圖v QS為正值時(shí)，地表層得熱大于失熱，地面溫度上升；v QS為負(fù)值時(shí)，地表層得熱小于失熱，地面溫度下降；v QS0時(shí)，地表層得熱等于失熱，地面溫度最高或最低。Company Logo二、土壤的熱力學(xué)特性二、土壤的熱力學(xué)特性 土壤的熱力學(xué)特性包括：熱容量、導(dǎo)熱率、導(dǎo)溫率熱容量、導(dǎo)熱率、導(dǎo)溫率等。等。（一）熱容量（一）熱容量（CV） 表示土壤容納熱量的能力。 即單位體積的土壤，溫度變化1時(shí)所吸收或放出的熱

10、量，單位是Jm-3-1。 CV=C （4-3） 式（4-3）中，CV為熱容量，C為土壤的比熱，即單位質(zhì)量的土壤溫度變化1所吸收或放出的熱量，為土壤密度，即單位體積土壤的質(zhì)量。 顯然地，當(dāng)土壤失去或獲取相同的熱量時(shí)，熱容量越大的土壤，生溫或降溫的幅度越小。 Company Logo Company Logo改變土壤熱容量的主要因素：v 土壤水分土壤水分 土壤熱容量隨土壤濕度的增大而增大。（WHY？）v 土壤空隙度土壤空隙度 土壤熱容量隨土壤空隙度的增大而減小。（WHY？） 在自然情況下，單位體積土壤孔隙的變化并不很大，所以熱容量的改變，主要決定于土壤孔隙中水分的改變，也就是說(shuō)主要決定于土壤濕度。

11、 土壤的孔隙度可以人為地改變。例如，翻犁土壤可使孔隙度增大；鎮(zhèn)壓使空隙度減小。Company Logo （二）導(dǎo)熱率（二）導(dǎo)熱率（） 表示土壤傳遞熱量的能力。 土壤土壤的導(dǎo)熱率的導(dǎo)熱率也稱(chēng)熱導(dǎo)率熱導(dǎo)率或?qū)嵯禂?shù)導(dǎo)熱系數(shù)，是指單位厚度(1m)內(nèi)溫度相差1時(shí)，在單位截面的土壤，每秒鐘所通過(guò)的熱量。單位是Jm-1s-1-1或?qū)憺閃m-1K-1。 導(dǎo)熱率的大小，也決定于土壤的組成成分和組成比例。 從表2-1可以看出，土壤空氣的導(dǎo)熱率最?。煌寥拦腆w成分導(dǎo)熱率最大；土壤水分的導(dǎo)熱率居中，但比空氣的導(dǎo)熱率大20余倍。 Company Logo圖4-3土壤空隙度對(duì)土壤導(dǎo)熱率的影響 土壤的固體成分一般是不變的。

12、因此，土壤濕度增加時(shí)，土壤導(dǎo)熱率變大；土壤空氣多，孔隙度大，土壤導(dǎo)效率變小。 顯然，土壤導(dǎo)熱率隨土壤的濕度和孔隙度的不同而變化(圖4-3)。Company Logo 土壤中有機(jī)質(zhì)含量也影響導(dǎo)熱率，有機(jī)質(zhì)含量多，導(dǎo)熱率變小。 土壤熱通量：土壤熱通量： 單位時(shí)間內(nèi)通過(guò)單位面積的熱量稱(chēng)為土壤熱通量。單位是Jm-2s-1或J m-2。它與土壤垂直梯度成正比，則寫(xiě)成： （4-4）Company Logo（三）導(dǎo)溫率（三）導(dǎo)溫率（K） 表示土壤傳遞溫度和消除層次間溫度差異的能力。 導(dǎo)溫率導(dǎo)溫率是土壤的導(dǎo)熱率A與其熱容量Cv的比值。其定義為：?jiǎn)挝惑w積的土壤，由于流人(或流出)數(shù)量為A的熱量后，溫度升高(或降

13、低)的數(shù)值，單位為m2s-1，可用下式表達(dá)： （4-5） 在其它條件相同時(shí)，物體導(dǎo)溫率越大，溫度傳播速度越快，溫度變化所及深度越深，各深度溫度差異能很快消除。Company Logov 由表4-1可知，導(dǎo)溫率最大的是空氣，空氣的導(dǎo)溫率比水大百倍、比土壤固體顆粒大幾十倍。因此，過(guò)濕的沼澤土壤，熱力特性極為不好，導(dǎo)溫性很差。v 由公式(4-5)可知，導(dǎo)溫率與導(dǎo)熱率大小成正比，與熱容量成反比。 土壤導(dǎo)溫率直接決定著土壤溫度的垂直分布及最高、最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間。在其他條件相同時(shí)，導(dǎo)溫率越大，其表面溫度變化越小，土壤內(nèi)溫度變化則越大。同時(shí)，土壤溫度變化所及的深度也越深，各深度和地表面在最高和最低溫度出現(xiàn)

14、的時(shí)間相比較，就落后得也越少。Company Logo三、土壤中熱量的傳遞三、土壤中熱量的傳遞v 白天，土壤表面由于吸收太陽(yáng)輻射而增溫，并通過(guò)分子熱傳導(dǎo)向深處傳遞熱量；v 夜間，土壤表面因有效輻射而首先冷卻，熱量便從土壤深處向上輸送。 因此，土壤溫度的變化首先從土壤表面開(kāi)始，然后逐漸影響深層土壤溫度的變化，其變化幅度隨深度的增加而減少，而且最高、最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間也隨土壤深度增加愈來(lái)愈推后。v 土壤中熱量傳遞的數(shù)量與快慢還與土壤的熱特性土壤的熱特性有關(guān)。Company Logo四、土壤溫度的日、年變化四、土壤溫度的日、年變化 溫度日、年變化的特征通常是用“較差”和“極值出現(xiàn)時(shí)刻”來(lái)描述。較差較

15、差：即振幅。極值出現(xiàn)時(shí)刻極值出現(xiàn)時(shí)刻：是指最高溫度或最低溫度出現(xiàn)的時(shí)刻。（一）土壤表面溫度的日變化（一）土壤表面溫度的日變化v 最高溫度最高溫度： 土壤表面的最高溫度出現(xiàn)在13時(shí)左右。正午以后，太陽(yáng)輻射雖然逐漸減弱，即土壤表面的熱量差額為正值，所以溫度仍繼續(xù)上升。到13時(shí)左右，熱量收支才達(dá)到平衡(Qs0)，之后，熱量差額為負(fù)值，溫度逐漸下降。Company Logov 最低溫度最低溫度 出現(xiàn)在將近日出的時(shí)候，即地表面熱量差額由負(fù)值轉(zhuǎn)為正值的平衡時(shí)刻。v 土壤溫度日較差土壤溫度日較差 一天中，土壤的最高溫度與最低溫度之差，稱(chēng)土壤溫度日土壤溫度日較差較差。 土壤表面溫度日較差的大小與土壤表面的熱量

16、收支和土壤的熱特性有關(guān)，與季節(jié)、緯度、地形、土壤顏色、土壤自然覆蓋以及天氣條件等也有關(guān)系。Company Logo 太陽(yáng)高度角太陽(yáng)高度角 太陽(yáng)高度角的大小決定地面接受太陽(yáng)輻射的多少。 中午太陽(yáng)高度角大的季節(jié)和地區(qū)白天接受很多太陽(yáng)輻射，夜間以有效輻射方式支出熱量，地面輻射差額的日變化大，因而土壤表面溫度的日較差也大。反之，則小。 地形地形 地形主要是影響空氣亂流熱交換。 亂流的強(qiáng)弱決定丁地面和空氣間熱量變抉的多少。與平地相比，凸地由于通風(fēng)良好，亂流交換旺盛，白天地面溫度不易升高，夜間地面溫度不易降低，因而凸地形的土壤溫度日較差比平地形的??；凹地形則相反，土壤溫度日較差較大。Company Log

17、o 下墊面顏色下墊面顏色 土壤的顏色差異主要影響土壤的反射率。反射率不同，土壤吸收的太陽(yáng)輻射也不同。 一般是深色土壤表面的日較差比淺色土壤的大些。 導(dǎo)熱率導(dǎo)熱率 導(dǎo)熱率大的土壤溫度日較差小；導(dǎo)熱率小的土壤，溫度日較差則大。 熱容量熱容量 熱容量大的土壤，溫度日較差小，熱容量小的土壤，溫度日較差大。 天氣天氣 天氣對(duì)土壤溫度日較差也有一定的影響。Company Logo（二）土壤溫度的年變化（二）土壤溫度的年變化 土壤表面溫度的年變化主要與地面接受的太陽(yáng)輻射年變化有關(guān)。v 在北半球的中、高緯度地區(qū)北半球的中、高緯度地區(qū)，土壤表面月平均最高溫度出現(xiàn)在七八月份；月平均最低溫度出現(xiàn)在一二月份。它們分別

18、落后于太陽(yáng)輻射最強(qiáng)(夏至)和最弱(冬至)的月份。v 赤道附近赤道附近一年中太陽(yáng)直射兩次，因此土壤表面的溫度年變化也有兩個(gè)起伏，月平均最高溫度分別出現(xiàn)在春分和秋分之后；月平均最低溫度分別出現(xiàn)在夏至和冬至以后。Company Logov 土溫年較差土溫年較差 一年中，土壤最高月平均溫度與最低月平均溫度之差，稱(chēng)為土溫年較差土溫年較差。 土壤溫度年較差的大小與緯度、地表狀況、天氣等因子密切相關(guān)。 土壤溫度的年較差隨緯度增高而增大，與日較差卻相反(表2-2)。這是由于太陽(yáng)輻射的年變化是隨緯度增高而增大的緣故。 其他因子對(duì)年較差的影響與日較差大體相同。 隨著土壤深度的增加而減小，至一定的深度時(shí)，年較差為零

19、，即土溫在全年溫度不變。在這個(gè)深度及其以下的層次叫常年恒溫不變層，簡(jiǎn)稱(chēng)常溫層常溫層。Company Logo表4-2 不同緯度地面溫度年較差Company Logo四、土壤溫度的垂直分布類(lèi)型四、土壤溫度的垂直分布類(lèi)型 由于土壤中各層熱量在太陽(yáng)輻射的作用下，晝夜不停地進(jìn)行交換，使得土壤溫度的垂直分布具有一定特點(diǎn)。 根據(jù)土溫觀測(cè)資料，土壤溫度的垂直分布可歸納為三種類(lèi)型，日射型日射型、輻射型輻射型、過(guò)渡型過(guò)渡型。v 日射型日射型 土壤溫度隨深度的增加而降低的類(lèi)型。 一般出現(xiàn)在白天和夏季，是由土壤表面首先增熱造成的，熱量由地表向下層傳遞。 以一日中13時(shí)和一年中的7月份的土壤濕度垂直分布為代表。 Co

20、mpany Logo圖4-4 一日中土溫的垂直分布 圖4-5 一年中土溫的垂直分布 Company Logov 輻射型輻射型 土壤溫度隨深度的增加而增加的類(lèi)型。 一般出現(xiàn)在夜間和冬季，是由土壤表面首先冷卻造成的，熱量由下層向地表傳遞。 以一日中01時(shí)和一年中的1月份的土壤溫度垂直分布為代表。v 過(guò)渡型過(guò)渡型 土壤上、下層溫度的垂直分布分別具有日射型和輻射型的特征。 一般出現(xiàn)于晝與夜(或冬與夏)間的過(guò)渡時(shí)期。 一天中有清晨過(guò)渡型(圖4-4中09時(shí))和傍晚過(guò)渡型(圖4-4中19時(shí))，一年中有春季過(guò)渡型(圖4-5中4月)和秋季過(guò)渡型(圖4-5中10月)。Company Logo六、土壤的凍結(jié)與解凍六

21、、土壤的凍結(jié)與解凍v 土壤凍結(jié)土壤凍結(jié) 土壤凍結(jié)：土壤凍結(jié)：土壤溫度達(dá)0以下時(shí)，土壤中水分與潮濕土粒發(fā)生凝固或結(jié)冰，使土壤變得堅(jiān)硬的現(xiàn)象。 凍土：凍土：凍結(jié)后的土壤稱(chēng)為凍土。 土壤水中含有鹽類(lèi)，必須在0以下才會(huì)結(jié)冰。 土壤大孔隙中的水分在溫度稍低于0時(shí)結(jié)冰，毛管中的水則在溫度更低時(shí)結(jié)冰。 影響土壤凍結(jié)深度的條件有積雪覆蓋、植被狀況、冬季天氣條件、土壤濕度、土壤結(jié)構(gòu)、地勢(shì)等。Company Logol 冬季嚴(yán)寒的地區(qū)土壤凍結(jié)深。l 積雪覆蓋和植被可使土壤凍結(jié)較淺。l 濕度大的土壤較濕度小的土壤凍結(jié)較淺而且較晚。l 砂土較黏土凍結(jié)深。l 疏松的土壤較緊實(shí)的土壤凍結(jié)深。l 高地較低地凍結(jié)深。Comp

22、any Logov 土壤解凍土壤解凍 春季，地面熱量的收人大于支出，地表獲得熱量而增溫，當(dāng)溫度上升到零度以上時(shí)，表層土壤開(kāi)始融化，這種過(guò)程稱(chēng)為土土壤解凍壤解凍。 土壤的解凍不單是從上向下一個(gè)方向進(jìn)行，由于土壤深層的熱量向上傳導(dǎo)的結(jié)果，也使凍土從底部向上化凍，它們是雙向的。 土壤解凍過(guò)程隨著春季溫度的波動(dòng)而變化，使土表出現(xiàn)時(shí)凍時(shí)化、凍融交替的情況，極易產(chǎn)生凍拔害。Company Logov 我國(guó)各地區(qū)土壤凍結(jié)的情況我國(guó)各地區(qū)土壤凍結(jié)的情況 我國(guó)凍土深度自北向南減小，東北地區(qū)凍土層可達(dá)3m以上；華北平原約1m以內(nèi)；西北地區(qū)1m以上；長(zhǎng)江流域及西南部分地區(qū)不超過(guò)5 ；長(zhǎng)江流域以南很少有土壤凍結(jié)。 東

23、北北部、內(nèi)蒙古北部、青藏高原等地區(qū)凍結(jié)最早，越往南，凍結(jié)日期越遲后。 依據(jù)我國(guó)的凍土資料分析，可粗略地認(rèn)為日平均氣溫-3-5為10 cm土層開(kāi)始凍結(jié)的溫度指標(biāo)。Company Logo七、土溫對(duì)植物的影響七、土溫對(duì)植物的影響 土溫影響植物根系對(duì)水分和營(yíng)養(yǎng)的吸收。 土溫影響塊根、塊莖的形成。 土溫影響種子發(fā)芽、出苗。 土溫影響昆蟲(chóng)的發(fā)生。Company LCompany LCompany Logo二二、水面溫度的變化特點(diǎn)、水面溫度的變化特點(diǎn) 水體溫度的日較差、年較差都比土壤小，這與水面凈輻射的日、年變化有關(guān)。 一天中，水面的最高溫度出現(xiàn)在1516時(shí)，最低溫度出現(xiàn)在日出后的23h后，最高、最低溫度

24、出現(xiàn)的時(shí)間都比土壤的極值遲后23h。水面的溫度日較差也很小。 一年中，北半球高緯度地區(qū)水面月最高溫度出現(xiàn)在8月份，月最低溫度出現(xiàn)在23月份。 大洋中年較差最小，熱帶是2.04.0，中緯度為5.08.0，深水湖和內(nèi)海面的溫度年較差約為1520。月最高溫度和月最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間大約是每深入60 m落后1個(gè)月。Company LCompany LCompany LCompany Logo（二）氣溫的年變化（二）氣溫的年變化 氣溫年較差：氣溫年較差：一年中，最熱月的平均氣溫與最冷月的平均氣溫之差稱(chēng)為氣溫年較差。 影響氣溫年變化的因子有： 緯度緯度 氣溫年較差隨緯度的增高而增大。 距海遠(yuǎn)近距海遠(yuǎn)近 距海

25、越近年較差越小，距海越遠(yuǎn)年較差越大。 地形與海拔地形與海拔 凸起地形年較差小于凹下地形；氣溫年較差隨海拔升高而減小。 天氣狀況天氣狀況 云量和降水的影響。Company Logo表4-3 緯度與氣溫年較差 表4-4 距海遠(yuǎn)近與氣溫年較差Company Logo（三）氣溫的非周期變化（三）氣溫的非周期變化 氣溫的變化除具有周期性的日、年變化外，還有非周期性的變化。這種非周期的變化，往往是由于大規(guī)模的空氣水平運(yùn)動(dòng)引起的。 在中、高緯度地區(qū)，平流的非周期性影響很強(qiáng)。 倒春寒與秋老虎：倒春寒與秋老虎： 如我國(guó)春末夏初氣溫回暖的時(shí)候，如有西伯利亞冷空氣南下，就會(huì)使氣溫大幅度下降，24h內(nèi)可降溫10以上，

26、稱(chēng)為“倒春寒”。立秋以后，若有南方來(lái)的暖空氣，可出現(xiàn)氣溫陡增現(xiàn)象，也稱(chēng)“秋老虎”。 實(shí)際上，一個(gè)地方空氣溫度的變化總是在周期性與非周期性中交替進(jìn)行，氣溫的變化也是兩者共同作用的結(jié)果。Company Logo Company Logo 0：隨高度增加氣溫降低，稱(chēng)為常溫大氣； 0：隨高度增加氣溫?zé)o變化，稱(chēng)為等溫大氣; 0：隨高度增加氣溫升高，稱(chēng)為逆溫大氣。 在對(duì)流層中，氣溫垂直梯度平均約為0.65(100 m)。 氣溫垂直梯度的大小不是固定不變的，尤其是在近地氣層變化極大. 一般說(shuō)來(lái)，夏季、晴天氣溫垂直梯度數(shù)值較大，冬季、陰天氣溫垂直梯度較小。 垂直梯度愈大、空氣層愈不穩(wěn)定，對(duì)流運(yùn)動(dòng)愈強(qiáng)。Comp

27、any Logov 逆溫逆溫 氣溫隨著高度的增加而升高的現(xiàn)象，稱(chēng)為逆溫逆溫(temperature inversion)。 出現(xiàn)逆溫的氣層，叫做逆溫層逆溫層。 逆溫層是穩(wěn)定度較大的氣層。當(dāng)逆溫出現(xiàn)時(shí)，冷而重的空氣在下，暖而輕的空氣在上，使大氣很難發(fā)生上下擾動(dòng)，大氣層處于穩(wěn)定狀態(tài)。 在逆溫層中，空氣垂直運(yùn)動(dòng)不能向上發(fā)展，水汽、煙塵等多集中在逆溫層下部，出現(xiàn)霧或煙霧天氣，逆溫層的出現(xiàn)更加劇了大氣污染。Company LCompany Logo Company Logo二、空氣的絕熱變化與大氣穩(wěn)定度二、空氣的絕熱變化與大氣穩(wěn)定度（一）空氣的絕熱變化（一）空氣的絕熱變化空氣的絕熱變化有干絕熱變化和濕絕

28、熱變化兩種。v 空氣的干絕熱變化空氣的干絕熱變化 當(dāng)一團(tuán)干空氣從地面絕熱上升時(shí)，因周?chē)鷼鈮弘S高度增加而不斷降低，氣塊的體積則要不斷外向膨脹，一部分內(nèi)能用于反抗外界壓力而做功，因而它的溫度就會(huì)逐漸降低。 相反，當(dāng)一團(tuán)空氣從高處絕熱下降時(shí)，在下降過(guò)程中外界氣壓是逐漸增大的，外力壓縮對(duì)它做功，這部分功轉(zhuǎn)變?yōu)榭諝鈮K的內(nèi)能，因而它的溫度就會(huì)逐漸升高。Company Logo 干空氣在絕熱上升過(guò)程中，每改變單位距離的溫度變化稱(chēng)為干絕熱直減率干絕熱直減率(dry adiabatic lapse rate，DALR)，通常d表示。其值約為1(100 m)。也就是說(shuō)，干空氣在絕熱上升中，每上升100 m，溫度約

29、降低l；相反，在絕熱下降中，每下降l00 m。溫度約升高1。v 空氣的濕絕熱變化空氣的濕絕熱變化 如果濕空氣在絕熱升降中是未飽和的未飽和的，并假定下降過(guò)程中沒(méi)有蒸發(fā)，那么，它的溫度直減率和干絕熱直減率相近，也是每升降100m，溫度約變化1，但是，如果上升的濕空氣中有水汽凝結(jié)，那么，由于凝結(jié)釋放的潛熱補(bǔ)償了一部分因膨脹而消耗的內(nèi)能，它的溫度就將不是上升100 m下降1，而是小于1了。Company Logo表4-5 濕絕熱直減率隨氣溫和氣壓的變化 飽和空氣在絕熱上升(或下降)中都維持飽和狀態(tài)，每改變單位距離(也取l00m)的溫度變化，稱(chēng)為濕絕熱直減率濕絕熱直減率(wet adiabatic la

30、pse rate，WALR)，常以m表示。 濕絕熱直減率不是固定不變的，它隨著氣溫的降低而增大，隨著氣壓的降低而減小。Company Logo 應(yīng)該指出，氣溫垂直梯度和干絕熱直減率d及濕絕熱直減率m是完全不同的概念。 d和m是指氣快在升降過(guò)程中，氣快本身溫度的變化率; 則表示實(shí)際大氣中溫度隨高度的分布，也有人稱(chēng)其為環(huán)境空氣的垂直溫度梯度。Company Logo( (二二) )大氣穩(wěn)定度大氣穩(wěn)定度v 概念概念 大氣穩(wěn)定度大氣穩(wěn)定度(atmospheric stability)是指氣塊受任意方向擾動(dòng)后返回或遠(yuǎn)離平衡位置的趨勢(shì)和程度。v 具體而言，若一塊空氣受外力作用，產(chǎn)生垂直運(yùn)動(dòng)，當(dāng)外力除去后，

31、可能出現(xiàn)三種情況： 若氣塊逐漸減速，趨于回到原位，這時(shí)氣塊所處的氣層對(duì)于該氣塊而言是穩(wěn)定的。 若氣塊仍按原方向加速運(yùn)動(dòng)，則大氣是不穩(wěn)定的； 若氣塊既無(wú)回到原位又無(wú)繼續(xù)加速向前的趨勢(shì)，而是保持原有運(yùn)動(dòng)狀態(tài)，則大氣是中性的。Company Logov 大氣穩(wěn)定度的判斷大氣穩(wěn)定度的判斷 大氣是否穩(wěn)定，通常用氣溫直減率與上升氣塊的干絕熱直減率d或濕絕熱直減率m的對(duì)比來(lái)判斷。 如圖4-6所示，設(shè)有A、B、C三團(tuán)空氣，均位于200 m的高度上，這三團(tuán)空氣在做升降運(yùn)動(dòng)時(shí)，其溫度按干絕熱直減率變化率為1(100 m)；而周?chē)諝獾臏囟戎睖p率是不相同的，分別為0.8(100m)、1(100m)、1.2/(100

32、m)。 從圖中可見(jiàn)以下三種不同的穩(wěn)定度。Company Logo圖4-6 某空氣未飽和時(shí)大氣的穩(wěn)定度Company Logov A團(tuán)空氣受到外力作用后，如果上升到300 m高度(如圖上空矢線所示)，則其本身的溫度11低于周?chē)袣獾臏囟?12，因此，它向上的速度就要減小，并有返回原來(lái)高度的趨勢(shì)(如圖上虛矢線所示)；如果它下降到100 m高度，其本身溫度13高于周?chē)諝獾臏囟?28，因此它向下的速度就要減小，也有返回原來(lái)高度的趨勢(shì)。 由此可見(jiàn)，當(dāng)d時(shí)，大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的。 同理，飽和空氣做垂直運(yùn)動(dòng)時(shí)， d時(shí)，大氣是處于不穩(wěn)定狀態(tài)的。Company Logo 綜合所述，可得出以下幾點(diǎn)結(jié)論:v 越大，大氣越不穩(wěn)定;越小，大氣越穩(wěn)定。如果很小，甚至等于零或小于零(逆溫)，它將阻礙對(duì)流的發(fā)展，所以習(xí)慣上常將逆溫以及很小的氣層稱(chēng)為阻擋層。v 當(dāng)m時(shí)，一定是 d時(shí)，一定是 m ，稱(chēng)為絕對(duì)不穩(wěn)定狀態(tài)。v 當(dāng)m B）表示。Company Logo 活動(dòng)積溫的表達(dá)式為： （4-7） 式中：n為生育期天數(shù)；ti為該生育期每