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《第二章温度2》ppt课件.ppt

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    • 本 章 内 容,热量交换方式,土壤温度,水体温度,空气温度,温度与农业生产,第二章 温度,二、辐射热交换,太阳辐射是地球表面增温的主要热源,一、分子传导,物体通过分子的热运动,传导热量的方式是土壤中热交换的主要方式,三、对流,流体在各个方向上流动时,随流体流动而进行的热量交换方式第一节 热量交换方式,辐射热交换是地表与大气之间热交换的主要方式,★ 定义:空气在垂直方向上大规模有规律的升降运动★作用: 使上下层空气混合,产生热量交换★ 定义:大规模空气在水平方向上的运动低层大气与高层大气热交换的主要方式,四、平流,水平方向上热交换的主要方式,★ 作用:缓和地区之间、纬度之间温度的差异有很大作用,五、乱流(湍流),★ 定义:空气在各方向上小规模的不规则运动低层大气热交换的主要方式,★ 近地气层乱流强度的时空变化:,陆地比海面强,山地比平原强,白天比夜间强,夏季比冬季强,六、潜热交换:,水汽在相态变化时所进行的热量交换,影响下垫面和大气层的温度变化,是天气演变的主角★ 乱流更具有普遍性,“无处不在、无时不有”,一、地面热量平衡,(白天或夏季),图2-1地表面热量收支示意图,1、地表面昼夜热量收支平衡方程:,白天:,R-P-B-LE=0,第二节 土壤温度,白天和夏季:地面净辐射R为正值,P、 B 、LE三项为负值,夜间:,-R+P+B+LE=0,夜间和冬季:R为负值,P、 B、LE三项为正值,,(夜间或冬季),箭头指向地面的是收入项,表示地面得到热量,为正值;箭头离开地面是支出项,表示地面损失热量,为负值。

      2、地表层昼夜热量收支平衡方程:,(白天或夏季),(夜间或冬季),白天:,R-P-B′-LE=Qs,夜间:,-R+P+B′+LE= -Qs,热量收支(交换)方式,地球表面吸收太阳辐射能后,会通过各种热量收支方式,产生能量的转换和输送而达到平衡,这样的物理过程称为热量平衡过程二、土壤的热特性,1、热容量,★ 定义:,在一定过程中,物体温度变化1℃所需吸收或放出的热量★ 分类:,,质量热容量(比热、比热容),容积热容量,♠ 质量热容量:,★ 定义:单位质量的物质,温度变化1℃所吸收或放出的热量★ 单位:J/(kg·℃)(或J/(g·℃)),♠ 容积热容量:,★ 定义:单位体积的物质,温度变化1℃所吸收或放出的热量★ 单位:J/(m3·℃)(或J/(cm3·℃)),★ 计算:,♠ Cm 、Cv 之间的关系:,(2-3),♠ 土壤热容量分析:见表2-1,在土壤的组成物质中,空气的热容量最小,水的热容量最大,固体成分介于两者之间2、导热率(热导率),♠ 定义,★ 指物体在单位厚度间、保持单位温度差时,其相对的两个面在单位时间内通过单位面积的热量★ 单位: J/(m·S·℃)(或W/(m·℃)),♠ 热流量方程:,Λ:导热率, Q:热容量; ΔT/ΔZ:温度梯度,负号表示热流方向由高温指向低温。

      ★ 方程的意义:,当其他条件相同时,导热率大的物质,热流量大,传热速度快;反之则小2-4),土壤中固体成分的导热率最大, 水居中,空气最小♠ 土壤导热率分析:见表2-1,♠ 土壤导热率影响因子:,★ 土壤湿度,★ 土壤孔隙度,3、 导温率(导温系数),★ 单位:m2 /S(或㎝2 /S),K:导温率,λ:导热率,Cv:容积热容量★ 定义:单位容积的物质,通过热传导,由垂直方向获得或失去λ焦耳(J)的热量时,温度升高或降低的数值称为导温率♠ 计算公式:,(2-5),♠ 土壤导温率分析:,砂土的热特性与土壤湿度的关系,★ 土壤湿度较小的 情况下,导温率 随着土壤湿度的 增大而增加;,★ 当土壤湿度增加 到一定程度后, 土壤到温率却随着土壤湿度的增大而减小;,★土壤导温率对土壤温度分布的影响:,直接决定着土壤温度的垂直分布及最高、最低温度出现的时间三、土壤温度的变化,◆表征温度变化的几个物理量:,较差:,指一定周期内,温度最高值与最低值之差日较差:,一天内最高温度与最低温度之差年较差:,一年中最热月平均温度与最冷月平均温度之差位相差:,最高温度与最低温度出现的时间差1、地面温度和热量收支的关系,地面温度变化与地面热量收支示意图 1.地面温度日变化曲线; 2.地面热量支出日变化曲线; 3.地面热量收入日变化曲线。

      Tm:地面最低温度;TM:地面最高温度,2、土壤温度的变化,(1)日变化:,★ 日恒温层(土温没有日变化):,土壤温度日较差为零时的深度一般深度约为40~80㎝,平均为60㎝★ 影响因子:,太阳高度角(纬度、季节)、土壤热特性、土壤颜色、地形、天气,由各因子综合影响,地面最低值出现在日出前,最高值出现在13时左右太阳高度角:随太阳高度角增大辐射日变化大,日较差也越大纬度增高,日较差减小土壤热特性:导热率大的土壤日较差小; 热容量大的土壤,温度日较差小.,土壤颜色:深色ΔT日>浅色ΔT日,地形:凹地 >平地 >凸地,天气:晴天ΔT日>阴天ΔT日,(2)年变化,★ 年恒温层(土壤温度没有年变化):,土壤温度的年较差为零时的深度低纬约5~10m处;中纬度约10~20m;高纬约25m左右★ 影响因子,纬度、土壤的自然覆盖、土壤热特性、地形、天气,陆地上最热月一般出现在7月,最冷出现在1月,海洋则分别出现在8月和2月表2-2不同纬度地面温度的年较差,定律一:最高和最低温度出现的时间随深度增加而落后,其落后的时间与土壤深度成正比.,日变化,大约深度每增加10cm,最高和最低温度出现的时间落后2.5~3.5小时.如地面最高温度出现的时间是13时,10cm处是16时,20cm处是19时……。

      年变化,深度每增加1m,年最高和最低温度约落后20~30天3)土壤中温度变化: 图2-3,定律二:若土壤深度按算术级数增加,则土壤温度的振幅按几何级数减小.,,如:地面温度日振幅(日较差的二分之一)为16℃,12cm处日振幅为8℃,即日振幅减小了1倍,则可推测在24cm处,日振幅为4℃,36cm处为2℃…….,定律三:不同周期的温度振幅随深度的减小不同,若使振幅缩小到同样倍数,它们的深度与其周期的平方根成正比公式2-8 ),对日变化和年变化的振幅,有年变化振幅=19.1×日变化振幅,如某地地温日振幅在12cm处减小一半,则年振幅减小一半的深度为19.1×0.12=2.29米,四、土壤温度的垂直分布:,★ 日射型:土壤温度随深度的增加而降低,土壤温度垂直分布,图中13时,★ 辐射型:土壤温度随深度的增加而增加,图中01时,★ 早上过渡型:由辐射型向日射型转变,早上或春季,图中07时,★ 傍晚过渡型:由日射型向辐射型转变,傍晚或秋季,图中19时,五、土壤的冻结和解冻,当土壤温度降到零度以下,土壤中水分与潮湿土粒发生凝固或结冰,使土壤变得非常坚硬,即土壤的冻结坚硬的土层并不十分厚,在它下面还是比较松软的土。

      含有冰晶的土就是冻土地理分布:,★ 冻结:,分布于高纬度地带和高山垂直带上部我国东北地区冻土层可达3米以上,华北平原约1米以内,西北地区在1米以上,秦岭淮河以南几乎没有冻土我国多年冻土分为高纬度和高海拔多年冻土高纬度多年冻土主要集中分布在大小兴安岭,面积为38~39万平方公里高纬度的多年冻土是欧亚大陆多年冻土南缘,平面分布服从纬度地带性规律,即纬度越高的地方冻土面积约大,厚度越厚高海拔多年冻土分布在青藏高原、阿尔泰山、天山、祁连山、横断山、喜马拉雅山,以及东部某些山地,如长白山、黄岗梁山、五台山、太白山等高海拔多年冻土形成与存在,受当地海拔高度的控制土壤的解冻:由上而下和由下而上同时解冻 冻土的应用:管道、房屋的地基,各地最大冻土的深度年平均温度低于-3~-5℃,一般都有永冻土我国永冻土面积约214.8万km²,其中大小兴安岭38.2、青藏高原150.0、祁连山13.4、天山9.8、阿尔泰山3.4.…五台山(2896m),年平均温度-4.1℃,1975年夏季在80cm处发现冻土,1976年夏季在1m处发现永冻土第三节 水层温度,一、影响水温变化的因子,★ 水面反射率小于陆地,★ 水的吸收率大于陆地,★ 水是半透明体,,★ 水的热容量大,★ 热量主要消耗于蒸发,★ 水是流体,通过乱流、对流、平流交换热量,二、水体温度的变化,★ 日变化:,水面最高温度出现在午后15~16h,最低温度出现在日出后的2~3h内。

      日较差:在中纬度湖面上2.0~5℃,洋面0.2~0.3℃(热带0.5-1.0℃、温带0.4℃ 、寒带0.1℃.日变化所及深度约30米★ 年变化:,水面最高温度一般出现在8月,最低温度则出现在2~3月★ 日、年较差:,均小于陆地,★ 位相:,最高温度和最低温度出现的时间,大约每深入60m落后一个月年较差:深水湖和内海表面的温度15~20℃,海洋上,热带地区为2~4℃,中纬度地区为5~8℃水温日较差和年较差随深度加深而减小,日变化消失层深度可达15~20m,年变化可传到100~150m深处★垂直变化:,湖泊水温的垂直分布,★ 夏季:水表层趋于等温分布在等温层以下有一个跃变层跃变层以下是等温层★ 冬季:水温的垂直分布几乎呈等温状态当水面温度降到4℃以下时,表层冷水不再下沉,使水面以下的水温在4℃左右等温层 跃变层 等温层,一般,湖水在温度接近4°C时密度最大,当密度随深度增加时,湖水稳定;密度随深度减小时,产生对流混合,发生上下循环,或称翻转如融冰之后,湖水增温,表面水的密度增加,水团下沉,湖水上下循环当湖面增温至 4°C以上,上下循环终止秋冬时期,湖水冷却,也发生类似过程,当湖面冷却至4°C以下时,这一过程即告停止。

      水温的垂向分布温带双循环湖有下列情况:①夏季,表层水温较高,底层较低,但不低于 4℃,称为正温成层;②秋季,表面冷却引起湖水循环,湖水上下层温差与密度差逐渐减小,当上层水温接近 4℃时,形成同温现象;③冬季,当温度降至4℃以下,表层水温较低,底层较高,但不高于4℃,称为逆温成层;④春季,湖泊解冻以后,湖面开始增温,引起湖水循环,当上层水温接近4℃,再度形成上下同温现象第四节 空气温度,热量交换方式:,平流、对流、乱流、潜热交换一、空气温度的日变化和年变化,1、日变化:,最高温度出现在14~15时,比地面最高温度出现的时间落后1-2个小时最低温度出现在日出前.,影响气温日较差的因素: 纬度、季节、地形、下垫面的性质、天气条件等纬度:随纬度的增高日较差减小,热带气温日较差平均10~20℃,温带平均8~9℃,极地平均3~4℃季节:一般夏季气温日较差大于冬季,而一年中气温日较差在春季最大,地形:凹地>平地>凸地,天气条件:晴天>阴天、有风 无风,下垫面的性质:海洋 陆地、沙土>粘土、深色土>浅色土 、干松土>潮湿土,海拔高度:随海拔高度的增加,日较差减小,2、年变化:,最冷、最热月出现的时间:,影响气温年较差的因子:,纬度、距海远近、地形和海拔、云量和降水,★ 纬度:随纬度增加而增大。

      表2-3,★ 距海远近:远海区>近海区 表2-4,★ 地形及天气状况:同与日较差,3、气温的非周期变化,“倒春寒”,“秋老虎”,★ 世界上气温变化最剧烈的地方——美国的南达科他州的斯比尔菲什那里曾经在2分钟内,气温从-4℃猛升到45℃,人们一下子度过了几个季节,实际上,一个地方气温的变化是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果,4、气温的空间变化,1、水平分布特点:,等温线(特别是南半球)趋向东西向排列,由赤道向两极逐渐降低,北半球1月比7月的等温线密集,则说明冬季的温差大于夏季;赤道附近的气温年变化很小,随着纬度的增加,年变化幅度也增大不同季节,气温水平分布不同,在水平方向上温度的分布有以下特点★ 最高温度不位于赤道,冬季在5~10°N,夏季在20°N ★ 世界冷极在南极,为-90 ℃ (乔治峰),热极在索马里 境内,为63 ℃。

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