积 温 - 四川农业大学

1、第一节第一节 热量收支热量收支第二节第二节 地面和土壤的温度地面和土壤的温度第三节第三节 空气的温度空气的温度空气的绝热变化空气的绝热变化和大气稳定度空气的绝热变化和大气稳定度大气稳定度大气稳定度一块空气有热量的收入或支出时，可以引 起温度变化。但是，如是不与外界交换热 量，仅由空气本身的体积变化，根据热力 学第一定律dQ=dU+dW,也会引起这块空 气温度的改变。空气块与环境不发生热量 交换，称为绝热条件。绝热情况下的温度 变化过程，叫绝热变化过程。空气的绝热变化空气的绝热变化干绝热变化湿绝热变化干空气或未饱和的湿空气(没有水汽凝结)与 外界之间无热量交换时的状态变化过程， 称为空气的干绝热过程。当气块下降时， 绝热增温；反之，绝热冷却。在大气静力 条件下(即气块的气压时时都与周围大气的 气压处于平衡)，干绝热升降引起的温度随 高度的变化率( d =-dT/dZ )，称为干绝热 直减率。据计算， d = 0.98/hm，实际工 作中取 d = 1/hm 。 饱和空气，即在上升和下降时空气都维持饱和状 态，这时，温度的绝热变化称为湿绝热变化。其温 度变化率称为湿绝热直减率，用 m 表示

2、。因饱和空 气上升时，温度随高度的变化是由两种作用引起的 ：一种是由气压变化引起的，另一种是由水汽凝结 时释放潜热引起的。故当空气上升时，气压使温度 降低，水汽凝结造成温度升高；当空气下降时，气 压使温度升高，蒸发使温度降低，这两种过程相互 作用，使得有水汽凝结时，空气的升降所引起的温 度变化幅度要比没有水汽凝结时小。因此，一般情 况下， 。 大气稳定度 大气的稳定性 大气稳定度的概念 大气稳定度的判断假如有一块空气受外力 作用，产生垂直运动，当外 力除去后，可能出现三种情 况：若气块逐渐减速，趋 向于回到原位，则大气是稳 定的；若气块仍按原方向 加速运动，则大气是不稳定 的；若气块既没回到原位 ，又无继续加速向前的趋势 ，而是保持原有运动状态， 则大气是中性的。大气稳定度是表示大 气层结(温度和湿度垂 直分布)对气块能否产 生对流的一种潜在能 力的度量。必需注意 ，它并不是表示气层 中已经存在的垂直运 动，而是用来描述大 气层结对于气块在受 外力扰动而产生垂直 运动时，会起什么影 响(加速、减速或等匀 速)。结 论1. 愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。 2. 当 d 时，必然

3、 m ，无论空气是否达 到饱和，大气总是处于不稳定状态，因而称为绝 对不稳定。 3.当 d m时，对于饱和空气来说，大气是处 于不稳定状态的；对于未饱和空气来说，大气是 处于稳定状态的。这种情况称为条件不稳定。第一节 热量收支 物质的热属性 热量收支（交换）方式 热量收支（平衡）土壤、水和空气土壤、水和空气一般物质一般物质平流 (流体水平方向上的流动)对流 (流体垂直方向上的流动)辐射 流体在加速地作水 平流动时，它的内 部将发生无规则的 湍动，称湍流。当 流体加速地流经不 平的下垫面时，在 起伏物体的两方形 成涡流。湍流和涡 流统称为乱流。流体的各向流动 热量收支的方式热量收支的方式分子传导 乱流 潜热交换 物质的热属性物质的热属性热容量热容量导热率导热率导温率导温率导热率与容积热容量之比可作为物质发生 温度变化的指标，称导温率(K)，即：K /C 单位：厘米2 秒-1一克物质温度升高(或降低)一度所吸收(或放出)的热量，称为质量热容量(焦克-1 度-1 )， 又称比热或比热容。1立方厘 米的物质温度升高(或降低)一度所吸收(或放出)的热量，称为容积热容量(焦厘米-3 度-1 )。容

4、积热容量( Cv )与质量热容量(S)的关系：Cv = Cm 单位厚度间、保持单位温度差时，其相对的 两个面在单位时间中通过单位面积的热量， 称为导热率(焦厘米-1度-1 秒-1 )。导热率( ) 表示物质输送热量的能力。容积热容量 土壤温度的变化潮湿 or 干燥 导热率 导温率 湿度（潮湿 or 干燥）孔隙度(紧密粘重 or 疏松) 12% （ /C ） 土壤温度的时间变化土壤温度的变化土壤温度的变化影响土温变化影响土温变化的因素及调控土壤温度土壤温度的垂直分布返回日变化土壤温度的时间变化土壤温度的时间变化年变化年变化一天中，土表最高 温度出现在13时左右， 最低值出现在日出前。一天中土壤最高温度 与最低温度之差称为土 温日较差。土表日较差 最大，越向深层，较差 越小，至一定深度后较 差为零。中高纬度，土表温度年 变化特点：最热月出现在 7、8月，最冷月出现在1 、2月；低纬度受云量、 降水的影响较大。土温年较差随深度的增 加而减小，直至一定深度 时年较差为零，这个深度 以下的层次叫土温不变层 （如图）。以19时为代表，此 时上层是放热型，下 层是受热型放热型： 土壤温度的垂直分布土

5、壤温度的垂直分布以01时为代表，土 温随深度增加而升高 ，热量由下向上输送受热型 ： 清晨转变型 ： 傍晚转变型 ： 以09时为代表，此 时5厘米以上是受热 型，以下是放热型以13时为代表，土 温随深度增加而降低 ，热量由上向下输送 影响土温变化的因素土壤湿度 土壤颜色 土壤机械组成和有机质 地面覆盖物 地形和天气条件 返回三、热量收支（平衡） （一）活动层和活动面 （二）地面热量收支 （三）地表层的热量收支R P B LE Q是指能够调节自身内部及相邻其他物质的辐 射、热量、水分分布完全吸收的物质层。凡 是辐射能、热能和水分交换最活跃，从而能 调节邻近气层（或土层）的辐射收支、温度 高低或湿度大小的物质面，称 活动面。辐射差额( R ) 地面热量收支地面热量收支地面与下层 的热量交换 ( B ) 潜热( LE ) 地面与近地 气层的热量 交换( P ) R P B LE0空气的温度变化 大气中的热量交换方式（了解） 空气温度的变化（时间变化、空间分布） 空气绝热变化 大气静力稳定度 大气中的逆温近地层气温的 日变化空气温度的时间变化空气温度的时间变化近地层气温近地层气温 的年变化的年

6、变化一天中，最高气温 出现在14时左右，最低 值出现在日出前后。气温日较差随纬度（ 增高而减小）、季节（ 夏季冬季，春季最大 ）、地形（凸地平地 凹地）、下垫面性质 （海洋陆地）和天气状 况（晴阴）。大陆性气候区和季风 性气候区，一年中最热 月出现在7月，最冷月出 现在1月；海洋性气候区 分别出现在8月和2月。影响年较差的因子有 纬度(增高而增大）、距 海远近及地形和天气状 况等。近地层气温的近地层气温的 非周期性变化非周期性变化三、气温的空间分布 (一)近地层气温的水平分布 (二)对流层气温的垂直变化 (三)近地层气温的垂直分布气温随高度变化的程度，是用单位高度内气温 的变化值，即气温垂直梯度来表示，又称气温 直减率。常用 表示，即在对流层中 平均为0.65/hm近地层气温的垂直分布 日射型 气温随高度增加而降低，以12时为 代表。 辐射型 气温随高度增加而增加，以0时为 代表。 上午转变型 下部为日射型，上部为辐射型 ， 以6时为代表。 傍晚转变型 下层为辐射型，上层为日射型 ， 以18时为代表。近地层气温的水平分布 等温线大部分（尤其是南半球）趋向于接 近东西向排列，赤道地区气温高，向两极 逐渐降低。 冬季北半球的等温线在大陆上大致凸向赤 道，在海洋上大致凸向极地,而夏季相反。 最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在 510N处处，夏季位于20N附近。 冷极出现现在南极，为为-90；热热极出现现在索 马马里境内，为为63。大气中的逆温 在一定条件下，气温随高度的增加而增加 ，气温直减率为负值的现象称为逆温，发 生逆温的气层称为逆温层（又称阻塞层） 。 逆温按其形成的原因，可分为辐射逆温、 湍流逆温、平流逆温、下沉逆温、 地形逆 温、 锋面逆温和融雪逆温等。

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