气象学 第三章

气象学第三章第一页，共四十七页，编辑于2023年，星期日本章主要内容 §1土壤和空气的热量交换方式和热特性 热量交换方式、热特性 §2土壤热通量和土温 土壤表面热量收支及其影响因子、土壤热通量及确定方法、土温的变化 §3森林植物体贮热量和树温 森林植物体贮热量的变化及确定方法、树木温度 §4感热通量和气温 感热通量、气温的变化 §5空气的绝热变化和大气稳定度 空气的绝热变化、大气稳定度 §6生物学温度、界限温度和积温 生物学温度、界限温度、积温本章重点预定位置第二页，共四十七页，编辑于2023年，星期日一、热量交换方式分子热传导：以分子运动来传递热量的过程辐射：对流：空气在铅直方向上的大规模升降运动。分为动力和热力两类平流：大范围空气的水平运动乱流：空气的不规则运动，分为动力、热力和混合三类潜热转移：水相变化产生的热量转换。蒸发潜热为2.5×106J/kg，升华潜热为2.834×106J/kg第三页，共四十七页，编辑于2023年，星期日以上几种热量交换方式中，除土壤热交换的主要方式是分子热传导外，地面和大气间热转移以辐射热交换最重要，在气层之间的热量交换以对流和乱流两种方式为主，平流作用对调节地区之间的热量差异起着重要作用，潜热输送对于大范围的能量交换以及重要天气过程的形成、演变都起着明显的作用。预定位置第四页，共四十七页，编辑于2023年，星期日二、热特性热容量(cv)： 重量热容量(比热c)：单位质量的物质温度变化1℃所吸收或放出的热量，单位为J·kg-1·℃-1

容积热容量(热容量cv)：单位体积的物质温度变化1℃所吸收或放出的热量，单位为J·m-3·℃-1 cv=ρ·c

显然，热容量大的物质受热后升温和失热后降温都较缓和，热容量小的物质受热后升温和失热后降温都较剧烈。第五页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 在土壤中水和空气含量是变化的，所以土壤热容量也是变化的，它随土壤湿度的增加而增大，随土壤孔隙度增加而减小，因此干燥而疏松的土壤比潮湿而紧密的土壤热容量小，受热升温迅速而剧烈。表3-1土壤固体成份、空气和水的热特性热特性成份比热(c)J·kg-1·℃(×103)热容量(cv)J·m-3·℃(×106)导热率(λ)J/m·s·℃导温率(K)m2/s(×10-6)固体成份0.76~0.972.06~2.440.8~2.50.39~1.02空气1.0080.00130.02116水4.24.20.590.14第六页，共四十七页，编辑于2023年，星期日导热率(λ)： 物体内部传导热量快慢的能力，它是指1m深度内温度差为1℃，1秒钟通过1m2横截面的热通量，单位为J·m-1·s-1·℃-1。

在其它条件相同时，物体导热率愈大，其表面温度的升降就愈和缓。 导热率亦主要决定于土壤中空气和水分含量的多少，土壤湿度增加，λ增大，孔隙度增大，λ减小。潮湿而紧实的土壤，导热性良好，白天得热后能迅速下传，地面升温缓慢，夜间地面失热后，下层热量迅速上传，地面降温缓慢。干燥而疏松的土壤，增温和冷却都较潮湿而紧实的土壤剧烈。第七页，共四十七页，编辑于2023年，星期日导温率(K)：

表示物体传递温度和消除层次间温度差异的能力，即单位体积的物体，由于流入(或流出)数量为λ的热量后，温度升高或降低的数值，单位为m2·s-1K=λ/cv

在其它条件相同时，物体导温率愈大，温度波由物体表面向里或由里向物体表面传播愈快，温度变化所及深度愈深，各深度温度差异能较快消除。 在土壤中，随土壤湿度增加，导热率和热容量都是增大的，但两者变化速度是不同的，因此使导温率与土壤湿度的关系比较复杂。据研究，干土起初因湿度上升使导热率增大的速度超过热容量的增大速度，故K增大，但待土壤湿度增至一定程度后，λ增大不明显，而cv仍呈线性上升，K减小，因此，仅在20~30%土壤湿度时，其导温性能最好，太干或太湿都不好。预定位置第八页，共四十七页，编辑于2023年，星期日一、土壤表面热量的收支及其影响因子热量收支： 土温的变化首先决定于土壤表面热量的收支状况，地面的热量收支可用热量平衡方程来表示：B=LE+P+Qs

或 Qs=B－LE－P

白天，B>0，用于LE、P、Qs

；夜间，B<0，由LE、P、Qs来补充。Qs的方向和大小决定第九页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

了土壤得失热量的多少，直接影响到土温的高低和变化。由公式可见：LE、P一定，│B│↑，│Qs│↑，土温变化可能愈大；B一定，土壤愈潮湿，LE↑，Qs↓，土温变化可能较缓和，P↓，气温变化也较缓和，土壤愈干燥，LE↓，Qs↑

，土温变化可能较大，P↑，气温变化也较大；Qs一定，土温的高低和变化则决定于土壤热特性，如热容量、导热率和导温率，λ、cv愈大，土温变化则缓和，反之亦反。 因此，土温的高低和变化主要决定于土壤的热收支和土壤的热特性，所有影响第十页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 土壤热收支和土壤热特性的因子都会影响到土温的高低和变化，主要有纬度、季节、太阳高度、天气状况、斜坡方位和坡度、海拔高度、土壤种类和颜色、质地、土壤湿度和孔隙度、地面有无植物和其它覆盖物等，且这些因子对土壤温度的影响随时间和地点而不同。预定位置第十一页，共四十七页，编辑于2023年，星期日二、土壤热通量及其确定方法土壤热通量(Qs)

土壤热交换过程：热量由地表向下层或由下层向地表传输的过程。 土壤热通量密度：单位时间单位面积上的土壤热交换量，单位为W·m-2。 的大小与热流方向的温度梯度成正比，比例系数为λ。第十二页，共四十七页，编辑于2023年，星期日Qs的确定方法： 在实用中采用苏联采依金的近似计算方法： 上式中前一项表示0~20cm层平均热含量的变化，后一项表示通过20cm的平均热通量，各项说明如下：

τ=t2－t1 (时间间隔，一般取3小时，以分钟为单位。

S1=20×(0.082Δt0＋0.333Δt5＋0.175Δt10＋0.156Δt15＋0.004Δt20) ℃·cm第十三页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 Δt0，Δt5，…分别为0、5cm各深度处相邻两次观测时间内的土温差。 τ为以小时为单位， 表示20cm和10cm土温在τ时间间隔的平均，K为导温率

K=M/N cm2·h-1M=26.67×(0.06Δt0＋Δt5＋1.62Δt10＋Δt15＋0.06Δt20) ℃·cm2N=6×[(D8+D20)／2＋D11＋D14＋D17]℃·h第十四页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

这里Δt0，Δt5，…分别为0、5cm各深度处20时与08时的土温差。D8，D11，…表示各时土温分布的特征量：

D=(t0+t20)/2-t10 t0，t10，t20为各时次0，10，20cm的土温Qs的变化： 日变化：最大在地面温度最高前2~3小时，最低在18~19时前后 年变化：最大在7月，最小在10月预定位置第十五页，共四十七页，编辑于2023年，星期日三、土温的变化由于太阳辐射有周期性的日、年变化，从而使得土、气温也有周期性的日、年变化。温度的变化特征以最高温度和最低温度之差及其出现的时间(即较差和位相)来描述。土温日变化：

土温在一昼夜内随时间的连续变化。 地表：Tmax在13时(落后Qmax)，Tmin出现在日出前后；土温日较差的大小决定于地面的热收支和土壤的热特性，低纬>高纬，第十六页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

内陆>沿海，夏季>冬季(春季最大)，凹地>平地>凸地，阳坡>阴坡，干土>湿土，裸地>覆盖地，晴天>阴天，敝塞地>通风地；随深度的增加，土温日较差减小，位相逐渐落后，到1米左右，土温无日变化，称为恒温层，平均深度每增加10cm，位相落后2.5~3.5小时。土温年变化： 地表：中高纬最高在7月，最低在1月；低纬(云和降水的影响，变化复杂)，海南岛最高在6月，昆明最高在5月，赤道附近有两高(两分后)两低(两至后)；年较差随纬度升高第十七页，共四十七页，编辑于2023年，星期日第十八页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 而增大，随天气条件、下垫面状况的变化同日较差；随深度的增加，年较差减小，位相落后，年较差消失在低纬5~10米，中纬15~20米，高纬约25米，称为年恒温层深度，在中纬度，深度每增加1米，位相落后20~30天。土温的铅直变化： 由(Sb+Sd)(1-r)与Ln的共同作用，使其铅直变化有两种基本类型和两种过渡类型。土温冻结和解冻：

土壤冻结：中纬度的冬季及高纬度地区一年中大部份时间里土温可降到0度以下，这时第十九页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

土壤中的水分和潮湿土粒发生结冰，使整层土壤冻结成坚硬状态。冻结的影响因子有：气候条件、地形地势、土壤结构和湿度、积雪深度、植被覆盖等，寒冷而冬季长的地方，土壤冻结深，东北3米，西北1米以上，北京70厘米；总的说来，高山地区>平原地区、干松土>湿紧土、裸地>植物覆盖。 解冻：春季，太阳辐射增强，土温和气温上升，地表开始解冻，并逐渐向土壤深层融解。少雪而寒冷的冬季，冻结深，解冻由上向下和由下向上同时进行；多雪而寒冷的冬季，冻结浅，解冻从上向下进行；在高纬度地区，特别是亚洲东北部，夏季土壤不能完全解冻，仅解冻到一定深度，下层则长年冻结不化，形成永冻层。第二十页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 作用：冻结后，冰晶使土块破裂，土壤变疏松；解冻后，提高土壤透气性和水分渗透力，地下水位不深的地方，冻结使下层水向上输送，增加土壤含水量，增加浅根树种的抗风性，这些对春季植物生长有很大意义；另一方面，春季未解冻时，不能供给植物足够水分，但蒸腾已开始，植物失水，发生枯萎现象，出现生理干旱；冻结使体积膨胀，幼小植物根抬高，解冻后，土壤下落，幼小植株的根暴露在土层外，造成植物死亡，即所谓的冻拔害，东北及华北地区常发生。预定位置第二十一页，共四十七页，编辑于2023年，星期日一、森林植物体贮热量的变化及确定方法森林植物体贮热量的变化 森林植物体热量的贮存或消耗称为森林植物体贮热量的变化或称森林植物体热通量。 确定方法： QD=cD·ρD·ZD·ΔT J·m-2·s-1或W·m-2 ZD为森林植物体平均有效厚度，ZD=V/w′,ΔT为相邻两时间森林植物体深度至ZD的平均温度差(后一时刻－前一时刻)，QD白天变第二十二页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

化在0.04~0.20J·cm-2·min-1，昼夜平均近似为0。 森林植物体不同部位的贮热量及其变化也是不同的，树干蓄积量占到林分或树木容积的80~90%，而枝叶容积仅占10~20%，因此树干中贮热量的变化比枝叶要大得多，因此在实际工作中，为了计算森林植物体的热通量，通常可忽略枝叶体积，直接用活立木木材蓄积量来计算ZD

，其误差是很小的预定位置第二十三页，共四十七页，编辑于2023年，星期日二、树木温度林冠枝叶的温度晴天：白天，T叶－T气≈5℃，最大超过10℃ 夜间，T叶－T气≈-2℃，最多-4.2℃阴天：白天，T叶－T气≈1~2℃10℃ 夜间，T叶－T气≈-1~-2℃枝条温度与气温的关系与上类似，只是数值小些。树干温度第二十四页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 孤立木：西南面温度最高，北面最低 林内树干： 树干温度的高低除决定于太阳辐射对树干照射时间和强度外，与周围环境的空气温度、树皮颜色、厚度和粗糙度等因子都有关；粗糙而厚的暗色树皮，有许多空气填充在树皮木栓细胞中，对太阳辐射的反射率小，导热性能差，使树皮表面增热、冷却都厉害，温度变化剧烈，而树干内部的温度变化则较缓和。预定位置第二十五页，共四十七页，编辑于2023年，星期日一、感热通量(P)定义：地面与大气间，在单位时间内，沿铅直方向通过单位面积流过的热量。其单位为W·m-2。P的确定：第二十六页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

标准状态下，空气刻度ρ=1.29kg·m-3，定压比热cp=1.0×103J·kg-1·℃-1，T/z为铅直空气温度梯度，KT为乱流热交换系数。

KT的物理意义：当温度梯度为1℃，单位时间，单位质量空气中所含热量，因乱流作用而沿铅直方向转移的数量，单位为cm2·s-1或m2·s-1，其大小为0~1m2·s-1。它比空气的导温率大好几个量级，KT表示近地层乱流发展强度，它随高度的增加而增大，地面愈粗糙愈有利于乱流运动的发展。水面的乱流发展情况与陆面有明显差异，白天，水面上由于蒸发的结果，层结较稳定，不利于乱流发展，第二十七页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 KT较小；夜间蒸发减弱层结不稳定，有利于乱流的发展，KT反而比较大些。

KT有明显的日变化，最大出现在午后，最小出现在清晨。P的变化：P决定于KT和T/z，最大在午后，最小在清晨；一般地有：山地>平原、陆面>水面、森林>空旷地>林内、干燥地区及干燥季节>湿润地区及湿润季节。预定位置第二十八页，共四十七页，编辑于2023年，星期日二、气温(1.5米)的变化日变化：Tmax在14~15时，Tmin在日出前后；日较差受纬度、季节、天气、地形和下垫面性质的影响。随纬度升高而减小，低纬10~12℃，中纬8~9℃，高纬3~4℃或更小；夏季大于冬季，春季最大；盆地>高原>平原>山地；陆地>海洋，裸地>覆盖地，空旷地>林内；晴天>阴天和多云天气。随高度升高，地面影响减小，日较差减小，位相落后。第二十九页，共四十七页，编辑于2023年，星期日年变化：

Tmax；陆上在7月，海上在8月

Tmin：陆上在1月，海上在2月

Φ↑，年较差↑，华南10~12℃，长江20~30℃，华北及东北30~40℃，东北北部在40℃以上；其它同日变化。随高度的增加，年较差减小，位相落后。气温的非周期性变化：气温的铅直变化： 温度层结：气温随高度的分布。 气温直减率(r)：高度每升高100米的气温降低值，单位为℃/100米，r=－T/z第三十页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 逆温：气温随高度的升高而增加的现象： 按形成条件不同可分为以下几种： 辐射逆温：晴朗微风的夜间形成，黎明前后强度最大，谷地、洼地和干燥地区易产生，中纬度大陆上常年可见，秋冬最多，厚度达几十米至几百米，极地可达几千米。预定位置第三十一页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 平流逆温：秋冬季或春季，暖空气流到冷的下垫面上形成。 湍流逆温： 下沉逆温： 锋面逆温：预定位置第三十二页，共四十七页，编辑于2023年，星期日一、空气的绝热变化绝热：气块在铅直运动中与外界不发生热量交换。绝热冷却：气块因绝热上升而降温的现象(气块绝热上升，P外↓，V↑，对外作功，内能减小，T↓)。绝热增温：气块因绝热下降而增温的现象(气块绝热下降，P外↑，V↓，外界对其作功，内能增加，T↑)。第三十三页，共四十七页，编辑于2023年，星期日空气的绝热变化：气块在铅直运动中所发生的绝热冷却和绝热增温的变化。这个变化过程称为绝热过程。干绝热直减率(rd)干绝热过程：一团干空气或未饱和的湿空气在作绝热上升或下降运动时，气块内部既没有发生水的相变，又没有与外界交换热量的过程，它是一种可逆的绝热过程。干绝热直减率：在干绝热过程中，气块温度随高度的变化率。rd=0.98℃/100米≈1℃/100米第三十四页，共四十七页，编辑于2023年，星期日湿绝热直减率(rm):

湿绝热过程：始终保持饱和状态的湿空气，在作绝热升降运动时，既有内能的变化，又有水相变化的过程，它也是一种可逆过程。 湿绝热直减率：在湿绝热过程中，气块温度随高度的变化率，平均来说，rm=0.5℃/100米。第三十五页，共四十七页，编辑于2023年，星期日在湿绝热过程中，一方面因绝热膨胀气块对外作功消耗内能，使气温降低；同时又因绝热冷却作用，使气块中部份水汽凝结放出潜热，对气块有升温作用，缓和了气块上升的绝热作用；下降过程则反过来。因此湿绝热直减率小于干绝热直减率。rm的大小与温度和气压有关：T↑，rm↓：这是因为温度较高时，饱和湿空气中所含水汽量比温度低时多，在绝热上升发生凝结时所释放的潜热多。P↓，rm↓：这是因为气压降低，空气密度减小，容积热容量也减小，由释放相等的潜热供给空气时，气压较低的空气由于潜热而增高的温度比气压较高时的空气为高。由于气温对rm的影响大于气压的影响，所以随高度增加，rm↑。预定位置第三十六页，共四十七页，编辑于2023年，星期日二、大气稳定度定义：是指气层稳定的程度在气块处于平衡位置时，具有与周围大气相同的P、T和ρ，当它受外力作用后，就沿绝热过程发生铅直运动，移动Δz高度后，气块状态变为P′、T′、ρ′，而周围大气状态为P、T、ρ。除P=P′T外，T≠T′，ρ≠ρ′。单位体积气块受两个力的作用：浮力q=ρg，重力G=ρ′g，浮举力f=q-G=ρg－ρ′g单位质量气块所受的力就是加速度a：第三十七页，共四十七页，编辑于2023年，星期日未饱和湿空气的稳定度：未饱和湿空气块上升Δz高度时，T′=T0－rd·Δz，T=T0－r·Δzr－rd的符号决定a与Δz的方向是否一致，也就决定了大气是否稳定。

第三十八页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

当r<rd时，a与Δz方向相反，大气稳定 当r>rd时，a与Δz方向相同，大气不稳定 当r=rd时，a=0，大气层结呈中性饱和湿空气的稳定度： 当r<rm时，a与Δz方向相反，大气稳定 当r>rm时，a与Δz方向相同，大气不稳定 当r=rm时，a=0，大气层结呈中性第三十九页，共四十七页，编辑于2023年，星期日

综上所述，可得如下稳定度判据： 当r<rm<rd时，绝对稳定 当r>rd>rm时，绝对不稳定 当rd>r>rm时，条件性不稳定(一般情况)

当r=rd时，中性平衡预定位置第四十页，共四十七页，编辑于2023年，星期日一、生物学浓度定义：所有对生物生命活动起作用的温度三个基点温度： 生物学最低温度：某一生理活动过程起始的下限温度。 生物学最适温度：某一生理活动过程最旺盛和最适宜的温度。 生物学最高温度：某一生理活动过程能忍受的最高温度。第四十一页，共四十七页，编辑于2023年，星期日 生物学伤害温度和生物学致死温度：使植物或树木受到伤害或致死的温度，其温度值或者在生物学最低温度以下，或者在生物学最高温度以上。 不同树种、不同生理活动过程与温度的关系是不同的。 如：树木种子发芽，生物学最低温度一般为0~5℃，最适温度为25~30℃，最高温度为35~40℃；温带树种的光合作用，生物学最低温度为5~6℃，最适温度为20~30℃，最高温度为40~50℃预定位置第四十二页，共四十七页，编辑于2023年