1、第三节 大气的增温和冷却,一、海陆的增温和冷却的差异二、空气的增温和冷却 （一）气温的非绝热变化 （二）气温的绝热变化 1、气块的概念和基本假定 2、绝热过程,3、泊松方程（干绝热方程）,T / T0 = ( P / P0 ) 0.286(P0、T0)表示空气块的初始状态，(P、T)表示空气块最终的状态。此方程表示了初态和终态之间的内在联系，即绝热变化时温度随气压变化的具体规律。,4、干绝热直减率,一团干空气或未饱和的湿空气块绝热上升时，单位距离的温度降低值。用 d表示。 d =（dTi / dZ)d 理论上计算出 d 1.0oC/100m，即在干绝热过程中，气块每上升100m，温度降低约1o
2、C；气块每下降100m，温度升高约1oC。 若气块起始温度为To，干绝热上升Z高度后，其温度为：T=To - d Z,20oC,21oC,100m,干空气升降时的绝热变化, d与（气温直减率） 的含义完全不同,1、d 是气块本身的降温率； 是周围大气温度随高度的分布。2、 d近似常数，；可有不同数值，不是一个常数，0.65oC/100m只是平均值，它可大于、小于或等于d ，并随高度而变化。,5、湿绝热直减率,（补充） 饱和湿空气在与周围没有热量交换而始终保持着饱和时所发生的过程，称湿绝热过程。 为了研究方便，认为饱和湿空气块在绝热上升过程中可能出现以下极端情况： 认为气块绝热上升时所产生的凝结
3、物全部留在气块内，随气块一起上升，当气块从上升运动转为下降时，绝热增温又会引起水滴的蒸发，以维持气块呈饱和状态。 由于气块绝热上升过程中水汽凝结所得到的潜热与气块绝热下降过程中水滴蒸发所失去的潜热相等，过程是可逆的，称为可逆湿绝热过程。 这种极端情况相当于只有云而无降水的情况。,饱和湿空气块绝热上升时，单位距离的温度降低值。以m表示。 m = （dTi / dZ)m 设1克饱和湿空气中含有水汽qs克，绝热上升，凝结了dqs克水汽，所释放出的潜热为：dQ=L dqs 应用热力学第一定律，得到湿绝热方程（238）式。 此式说明，饱和湿空气上升时，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
4、引起，另一种是由水汽凝结时释放潜热引起。,由此推导得：m = d + L / Cp dqs / dZL水汽的凝结潜热； Cp空气的定压比热；dqs 水汽的凝结量；dZ高度的变化量。,饱和湿空气绝热上升时，一方面，同干空气和未饱和湿空气一样，因膨胀作功消耗内能而降温；另一方面，又因绝热冷却作用，使气块中部分水汽凝结放出潜热，使温度降低值变小，所以m d 。m = d + L / Cp dqs / dZ 上升， dZ 0，凝结， dqs 0则 dqs / dZ 0 所以m d,m是一个变量 (是P、T的函数）,它随气温的降低而增大 因为温度高，E大，空气中水汽含量大，绝热上升时凝结的水汽量就多，所
5、释放的潜热就多，气温下降得少一些。如：2019，1m3饱和空气有1g水汽凝结； 0 -1， 1m3饱和空气只有0.33g水汽凝结。表24,它随气压的降低而减小 因为气压降低，密度减小，体积热容量（物体升高1所需的热量）减小。由相等的潜热供给空气时，气压较低的空气由于潜热而增高温度必然比气压较高的空气为多。表24,由表24可看出，对m影响最大的是温度。 如1000hpa，当温度从20改变到 20时， m值增大约一倍；而当温度为20时，气压从1000hpa改变到700hpa， m值只减小0.06 /100m。 因此，当饱和湿空气上升时，温度愈来愈低，水汽凝结量很小， m逐渐增大而接近于d 。,O,
6、T,H,湿绝热线,干绝热线,干绝热线和湿绝热线,1、 d近于常数（约为1oC/100m）故干绝热线呈一直线。,2、 m d ，所以干绝热线在左，湿绝热线在右。同一高度上，TmTd。,Tm,Td,3、湿绝热线下部：下陡上缓；上部：与干绝热线平行。下面温度高， m小，上面温度低， m大。到高层水汽凝结愈来愈多，而空气中水汽的含量愈来愈少，接近干空气， m与 d相近。,（温度对数压力图）,未饱和空气在绝热上升初期，温度按干绝热直减率（ d）下降；到某一高度后，因冷却而成为饱和空气，再继续上升，其温度按湿绝热直减率（ m）下降。 饱和湿空气下降时，其温度变化有两种情况： 若饱和湿空气中含有水滴或冰晶，
7、在它下降过程中，由于水滴的蒸发和冰晶的升华要消耗一部分热量，因而增温率小于 d 。 若饱和湿空气中没有水滴或冰晶，在它下降过程中，由于绝热增温，空气由饱和状态变为不饱和状态，其温度要按干绝热直减率（ d）增温。,以上讨论了绝热变化和非绝热变化。 同一时间对同一空气团而言，温度的变化常是两种原因共同引起的。当空气团停留在某地或在地面附近作水平运动时，P变化小，气温的非绝热变化是主要的。 当空气团作升降运动时，P变化快，气温的绝热变化是主要的。,三、空气温度的个别变化 和局地变化,个别变化：单位时间内个别空气质点的温度变化。空气质点在大气中不断地改变位置，不易直接观测。局地变化：某一固定地点空气温
8、度随时间的变化。如：气象站不同时间的温度观测记录。,平流变化,由于空气的移动所造成的某地温度的变化。冷空气向暖空气方面流动的情形，称为冷平流。使空气温度局地降低。 暖空气向冷空气方面流动的情形，称为暖平流。使空气温度局地升高。,它们之间的关系：,如：预报北京的温度,蒙古国 高空：西北气流近地层：20,北京 近地层：0,要考虑两方面的作用：,1、据空气的移动，预计36小时后， 蒙古冷空气将移到北京；北京应 下降20 。平流变化,2、冷空气移动过程中本身温度的 变化。个别变化 。冷空气南下时 吸收下垫面的热量，据估计，将升 高10。,所以：北京36小时后，降温10。,局地变化 = 平流变化 + 个
9、别变化,以上为定性说明，教材上还作了定量 分析，得到公式2 57（45），表明：,温度的局地变化决定于：1、空气平流运动传热过程引起的局地气温变化；平流变化2、空气垂直运动传热过程引起的局地气温变化；一般，上升，气温降低；下沉，气温升高。（绝热变化）3、热流入量（非绝热变化）；收入，气温升高；支出，气温降低。,个别变化,四、大气静力稳定度,许多天气现象的发生，都和大气稳定度有着密切的关系。,（一）大气静力稳定度的概念,大气中对流运动能否得到发展，对流发展的强弱与持续时间的长短，主要取决于大气本身的层结状态（层结大气中温度和湿度等要素的垂直分布）。通常以在静止大气中受到垂直方向冲击力的一气块，在
10、不同大气层结的影响下所产生的不同的运动状态来判断大气层结的稳定情况。（这种方法称为气块法）,大气静力稳定度（大气层结稳定度）是指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。 它表示在大气层中的个别空气块是否安于原在的层次，是否易于发生垂直运动，即是否易于发生对流。,假如有一团空气受到对流冲击力的 作用，产生了向上或向下的运动， 则可能出现以下三种情况：,1、气团受力移动后，逐渐减速（a0），并有返回原高度的趋势，这时的气层对该气团而言是稳定的。 2、气团一离开原位就逐渐加速（a0），并有远离原高度的趋势，这时的气层对该气团而言是不稳定的。 3、气团被推到某一高度后，既不加速也不减速
11、（a=0），这时的气层对该气团而言是中性气层。,注意：,大气静力稳定度只是用来描述大气层结对于气块的垂直运动起什么影响（加速、减速或等速）的一个概念， 这种影响只有当气块受到外界的冲击力以后才能表现出来， 它并不表示大气中已经存在的垂直运动状态。,大气静力稳定度与大气中对流发展的强弱密切相关，例如： 在稳定的大气层结下，对流运动受到抑制，常出现雾、层状云、连续性降水或毛毛雨等天气现象。 而在不稳定的大气层结时，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水、雷暴及冰雹等天气现象。 所以分析大气静力稳定度对天气预报和大气污染预报具有重要意义。,下面计算加速度 a,Pi Ti i,Pio Tio io,
12、Z,Po To o,P T ,气块扰动前后的状态,当气块处于平衡位置时，具 有与四周大气相同的气压、温度 和密度，即Pio= Po ， Tio = To ， io = o 。,当它受到扰动后，就按绝热过 程上升，经Z后其状态为Pi ， Ti ， i ；而这时四周大气的状态为P，T， 。根据准静力条件有Pi =P，而 Ti T， i 。,Pi Ti i,浮力g,重力ig,单位体积气块受力示意图,单位体积气块受到两个力的作用， 一是四周大气对它的浮力g ，方向 垂直向上；另一是本身的重力ig，方 向垂直向下，二者的合力称为层结内 力，以f表示，f=g- ig。,单位体积 V=1,P T ,据牛顿第
13、二定律，f=ma，m=vi g- ig= ia，所以 a=（ - i / i）g， 由=P/RT， i=Pi/RTi及P=Pi代入，则,a=,Ti - T,T,g,此式是判别稳定度的基本公式,a=（Ti-T / T）g,当空气块温度比周围空气温度高，即TiT时，a 0，它将受到一向上的加速度。当空气块温度比周围空气温度低，即TiT时，a 0，它将受到向下的加速度。当空气块温度与周围空气温度相同，即Ti=T时，a=0，垂直运动将不会发展。,综上所述，某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的气块比周围空气轻还是重的问题。比周围空气重，倾向于下降；轻则倾向于上升；一样重，则既不倾向于下降也不倾向于上升
14、。 空气的轻重决定于P和T，在P相同的情况下，空气的相对轻重问题，实际上就是T的问题（=P/RT）。 一团空气比周围空气冷一些，则重一些，则倾向下降，这一气层是稳定的。反之，这团空气比周围空气暖一些，则轻一些，倾向上升，这一气层是不稳定的。若气团与周围温度相同，轻重一样，气层中性。,上式仅表示气块处于空间某一层次的情况，若要知道气块在整层空气中运动的情况，就得逐层加以判别，这样使用不方便。 因此需要找出与大气层结（大气中的温度、湿度随高度的分布状况；它可以利用无线电探空仪等仪器测知。）相联系的稳定度判据。,（二）判断大气稳定度的基本方法 （对比、d、m ),1、干空气和未饱和湿空气的稳定度判据
15、,当气块上升Z高度时，气块的温度为：Ti=Ti0- d Z周围空气温度为：T=T0- Z起始温度相等： Ti0 = T0,所以，a=g,- d,T,Z,当 d时，a0，则层结是稳定的； 当 d时，a0，则层结是不稳定的； 当 =d时，a=0，则层结是中性的。,13,12,11,13,12,11,13,12,11,100m,200m,300m,11.2,12.0 ,12.8 ,11.0 ,12.0 ,13.0 ,10.8 ,12.0 ,13.2 , d = d d =0.8 =1.0 =1.2,A B C,高度,层结曲线：大气温度随高度变化曲线 状态曲线：上升空气块的温度随高度变化曲线,Z Z1
16、 Ti TZ0T, d,Ti T 重，沉稳定,Z Z1 Ti TZ0T, = d,Ti=T 中性,Z Z1 T TiZ0T, d,TiT 轻，升 不稳定,2、饱和湿空气的稳定度判据,当气块上升Z高度时，气块的温度为：Ti=Ti0- mZ周围空气温度为：T=T0- Z起始温度相等： Ti0 = T0,所以，a=g,- m,T,Z,当 m时，a0，则层结是稳定的； 当 m时，a0，则层结是不稳定的； 当 =m时，a=0，则层结是中性的。,3、几点结论,1、愈大，大气愈不稳定； 愈小，大气愈稳定。如果很小，甚至等于0（等温）或小于0（逆温），将是对流运动的障碍。所以习惯上常将逆温、等温及很小的气层称
17、为阻挡层。 2、当 m时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态，因而称为绝对稳定；当 d时，则相反，称为绝对不稳定。 3、当d m时，对于作垂直运动的饱和空气而言，层结是不稳定的；对于作垂直运动的未饱和空气而言，层结是稳定的。这种情况称为条件性不稳定状态。 若知道了某地某气层的值，就可分析当时大气的稳定度。,应该注意的是，大气层结曲线的值并不时处处相等的，因此气块法只能判断较薄气层（此时才能假定是常数）的层结稳定度。 另外，气块法的稳定度判据是在以下两个假定条件下得到的： 气块在升降过程中不与周围空气发生质量、能量的交换，即其状态变化是绝热的；周围大气没有升降运动，即周围大气是静止的。
18、这些假定显然与大气的实际情况不完全符合，所以，气块法只能做到定性正确。 但由于气块法简便易做，所以在实际工作中常应用它。,另外，稳定气层虽不利于对流的发展，但绝不能认为对流在其中不能发展。 如果在起始高度上有强烈的局部增温，尽管当时 m ，气块的垂直加速度仍然可以大于零。 相反，在 d的气层中，如果没有冲击力，气块不会产生对流，更不会发展对流。,第四节 大气温度随时间的变化,气温的变化可分为周期性变化和非周期性变化两大类。由地球的自转和公转引起的气温变化，在时间上是以一日或一年为周期的，所以叫气温的周期性变化。由于大气的水平运动所引起的没有明显周期的变化，称为气温的非周期性变化。,一、气温的周
19、期性变化,（一）气温的日变化 大气边界层（摩擦层）的温度主要受地表面增热与冷却作用的影响而发生变化。 如，白天，当地表吸收太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、湍流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使大气温度随之升高； 夜间，地表因放射长波辐射而冷却，使边界层大气温度随之降低。因而引起边界层大气温度的日变化。地表面对边界层大气温度的影响与地表性质有关。冷暖洋流也影响洋面上空的大气。 大气中的水平运动与垂直运动都会引起局地气温的变化。,1、特点：,P51图230 一个最高值：14点左右 一个最低值：日出前后，由于日出时间随纬度和季节不同，因而最低温度出现的时间是不完全相同的。
20、,为什么最高气温不出现在正午日射最强的时候（12点），而在午后两点钟左右呢？,大气的热量主要来源于地面；地温的高低决定于地面储存热量的多少。 日出后，随着太阳辐射的增强，地面吸收太阳短波辐射所得到的热量，愈来愈大于地面因长波辐射而失去的热量，地面热量盈余，地温升高。地面长波辐射随之增强，大气吸收了地面长波辐射后，气温也上升。直到正午，一直如此。 正午以后，太阳辐射强度开始减弱，但地面得到的热量仍比失去的多，收入仍大于支出，所以地温继续升高，长波辐射继续加强，气温也随之仍然继续升高。 午后一点（13时）左右，地面失热比得到多，地温开始下降。由于地面热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在
21、14时左右。 气温下降至日出以前地面储存的热量减至最少为止。,2、气温日较差,一天中气温的最高值与最低值之差。 它的大小可反映气温日变化的程度。影响因子： （1）纬度：低纬高纬； 热带12、温带89、极圈内34； 因太阳高度角的日变幅随纬度增加而减小。,（2）季节：夏冬,中纬最显著：如重庆七月9.6，一月5.1。 中纬，正午太阳高度角随季节而有较大差异，夏季正午太阳高度角比冬季大得多。 热带，由于正午太阳高度角终年少变，气温日较差随季节变化很小。 极地，由于冬季有很长一段时间是极夜，夏季很长一段时间是极昼，太阳辐射的日变化随季节变化的程度不大，所以气温日较差随季节变化也不大。,（3）地形：凹地
22、凸地；山谷山峰,因为在凹陷地方，空气体积受到一定限制，而且空气与四周坡地相接触，所以白天空气迅速增热，而夜间又强烈变冷。此外，夜间冷却的空气由四周顺坡而下，汇集谷地。凹陷处风力微弱，空气与自由大气的交换也进行得很缓慢。相反，在凸出地形顶部，空气交换便利，白天从自由大气不断地流来新鲜空气，因此丘顶空气的增热就受到限制。夜间，由于与土壤接触而变冷的空气顺斜坡流至低地，而为来自周围自由大气中较暖的空气所代替，所以气温下降不强烈。,（4）地表性质：一般说来，温度变化剧烈的表面，气温日较差也较大。,陆海，内陆沿海， 沙漠地区潮湿地区，旱田水田， 沙土粘土，深色土浅色土， 裸露地面有植被的地方， 植被稀疏
23、的地方植被覆盖度大的地方,（5）天气状况：晴阴,P51图231 有云层存在，则白天地面得到的太阳辐射少，最高气温比晴天低。而在夜间，云层覆盖又不易使地面热量散失，最低气温反而比晴天高。,气温的日变化与农业生产有密切关系，它可以影响农作物的生长发育速度、有机物质积累、产品质量和产量等。 对大部分农作物来说，以白天气温在2232和夜间气温在1220这样的日变化为宜。 白天的温度有利于加强光合作用，制造较多的有机物质；夜间的温度有利于降低呼吸作用，减少有机物质的消耗，增加糖分和蛋白质的积累，因而农作物子实饱满，品质较好，易获得优质高产。,（二）气温的年变化,1、特点：（12个月的月平均气温） 绝大部
24、分地区：一个最高值：北半球，陆7月，海8月一个最低值：北半球，陆1月，海2月不在太阳辐射 最强的一天：北半球夏至，6月21、22日 最弱的一天：北半球冬至，12月2123日 而是要落后12个月,2、气温年较差,一年中月平均气温的最高值与最低值之差。影响因子： 纬度：高纬低纬（与日较差相反） 赤道附近，昼夜长短几乎相等，最热月和最冷月热量收支相差不大，气温年较差很小；愈到高纬地区，冬夏区分明显，气温年较差很大。 P52图232 海陆：陆海,据气温年较差的大小及最高、最低值出现的时间，可将全球分成四种类型：,1、赤道型：曲线1 两个最高值、两个最低值，年较差很小 2、热带型：曲线2 一个最高值、一
25、个最低值，年较差不大 3、温带型：曲线3 一个最高值、一个最低值，年较差较大 4、极地型：曲线4、5 一个最高值、一个最低值，年较差很大,二、气温的非周期性变化,指在时间上没有像周期性变化那样有规律的气温变化。 可以发生在一日和一年的任何时间，而且大多是由气团的交替、空气的平流所引起的。 变化幅度和时间没有一定的周期。 在中、高纬，气温的非周期性变化非常明显。,温带地区，春秋两季这种扰乱更加显著。 例如，我国34月份是江南春暖花开、水稻育秧的好季节，但常因冷空气南下，气温突然下降，出现“倒春寒”，常引起烂秧； 如2005年3月初，武汉温度似初夏，但3月11日下雪。 秋季，正是秋高气爽的时候，也
26、常会因为暖空气的来临而出现“小阳春”或“秋老虎”天气。热带地区下午的雷雨，可以打乱一天中最高气温出现的时间。,实际上，某地气温的变化是周期性变化和非周期性变化共同影响的结果。 从总的趋势和大多数情况来看，气温日变化和年变化的周期性还是主要的。,第五节 大气温度的空间分布,一、气温的水平分布,气温的水平分布通常用等温线图表示。 等温线：地面上气温相等地点的连线。即同一等温线上，各处温度相等。等温线的不同排列表示气温分布的不同特点：稀疏相差不大， 密集悬殊平直影响因素少，弯曲影响因素多东西向纬度， 与海岸平行海陆,等温线图有两种：,一是海平面等温线图，它是消除高度影响的气温分布图。 气温的主要影响
27、因素：纬度、海陆、高度 绘图时常把温度值订正到海平面上（将高山、高原的气温按当地的平均气温直减率订正到海平面，把纬度、海陆及其它因素更明显地表现出来。地理科学经常采用这种等温线图。二是实际等温线图，就是根据各地的实际气温值绘制的等温线图。它清楚地表示出一个地区的温度分布。在生产实际中被广泛应用。,等温线的间隔，因需要而不同，有1、2、4、5、10等。在垂直于等温线的方向上，单位距离（经线上一度，即111km，有时也取100km）温度的变化，称为水平温度梯度。,P54图233、P55图234,1月：北半球冬季、南半球夏季 7月：北半球夏季、南半球冬季 最上面、最下面各一排数字：经度 最左边、最右
28、边外侧各一列数字：纬度 赤道0o，北半球取的面积大一些，南半球取的面积小一些。 粗实线等温线，等温线两端（纬度数值内侧）都标有数值，若闭合，则正北方开口处标有数值。 细实线海岸线,冬夏地球表面平均气温分布特征（赤道高，向两极逐渐降低基本特征）,1、在北半球，1月等温线比7月密集，南北温差大。因为1月太阳直射点位于南半球 高纬：h低，昼较短（北极圈内有极夜） 低纬：h较高，昼较长 因而南北温差大 7月太阳直射点位于北半球 高纬：h低，昼较长（北极圈内有极昼） 低纬：h较高，昼较短 因而南北温差较小,2、北半球：冬季等温线在大陆上凸向赤道，在海洋上凸向极地；夏季相反。 南半球：大陆面积小，等温线平
29、直，遇有陆地，也发 生弯曲。,海陆分布、洋流等的影响：,1月，陆地降温快，同一纬 度上，陆地温度低于海洋：,7月，陆地升温快，同一纬 度上，陆地温度高于海洋：,在太平洋和大西洋的北部，1月等温线急剧地向北极凸出，还反映了暖流（黑潮、阿留申暖流、墨西哥湾暖流等）巨大的增暖作用。,7月等温线沿非洲和北美的西岸向南凸出，这是受加那利寒流与加利福尼亚寒流影响的结果。,在南半球的夏季，等温线沿非洲和南美的西岸向北弯曲，这是受本格拉寒流与秘鲁寒流影响的结果。,3、最高温度： 冬：5o10oN，夏：20oN 热赤道，1月和7月均高于24 北半球年有效总辐射最大值在20oN左右；太阳直射点从冬到夏北移；北半球
30、陆地面积广大，夏季强烈受热。 4、最低温度： 南半球：南极 北半球：夏极地冬东西伯利亚、格陵兰（-44、-40）,复习思考题：1、何谓非绝热变化、绝热过程、干绝热过程？2、如何用 、 d、 m三者之间的关系来判断大气稳定度？ 作业题： 1、 有一山高1000m，如果一块含一定水汽尚未饱和的空气在山脚时温度为10oC，升到300m时开始饱和，到山顶水汽已全部凝结，并离开气块，剩下的干空气块从山顶下沉，问到山脚时温度是多少？（ m =0.5oC/100m） 2、 、 d、 m三者有何不同？为何 m总小于d ？ 3、设某饱和湿空气团在200m高处温度为18，且与周围大气温度相同。当其受力后，向上运动至500m高处，温度降为16.5。假设周围空气的温度直减率为0.65/100m，对于该空气团而言，大气层结是否稳定？为什么？,
