第一节气温 热力学第一定律在大气中的表达式(根据能量守恒定律) d Q=Cp dT-RTdp/p d T=dQ/Cp +rTdp/Cpp 式中Q单位质量空气由于辐射、湍流等引起的热量变化;C是空气的定压比热,对 于单位质量的干空气,实测C2=1.005J/g.k;R为比气体常数,对干空气来说,比气体 常数R=0.287J/g.k 由上式可看出,空气温度的变化不仅与空气的热量交换有关,而且和本身的气压变化 有关。 、海陆增温和冷却差异的原因 、水的容积热容量约比土壤大一倍,因此在热量收支相同的情况下,水面升温和降 温幅度比土壤小一倍 2、水为半透明体,太阳辐射可透入相当深的水层中,约一半的能量为表层所吸收, 另一半被其以下水层吸收,故水面升温比地面小得多 3、水面消耗于蒸发的热量大于陆地,水面增温因缓和 4、水具有流动性,其传热方式主要靠乱流和对流作用,因此,水面温度的变化比土 壤表面小得多 空气的增温和冷却 由空气与外界进行热量交换引起内能变化,称非绝热变化,止仳。。,,如气温的日变 化和年变化 在气象学上,任一气块与外界之间无热量交换,即Q=0时的状态变化过程,叫做绝 热过程 (一)干绝热过程: 1、概念:将升、降气块内部既没有发生水相变化,又没有与外界交换热量的过程, 称作干绝热过程。研究中,大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的。 2、干绝热方程(亦称泊松方程): T/T=(P/P0)026 从方程中可以看出,在干绝热过程中气块温度的变化唯一决定于气,压的变化,当气压 降低时,温度也降低,反之亦然 3、干绝热直减率: 气块绝热上升单位距离时的温度降低值,称绝热直减率。对于干空气和未饱和湿空气 来说,则称干绝热直减率。以γd表示,实际工作中取其值为1.0℃/100m 注意:yd与Y的含义是完全不同的。yd是干空气在绝热上升过程中气块本身的降 温率,它近似于常数,而γ是表示周围大气的气温随高度的分布情况。Y可以有不同 数值,即可大于、小于或者等于γd
第一节 气温 热力学第一定律在大气中的表达式（根据能量守恒定律）： dQ=CpdT–RTdp/p dT=dQ/Cp+RTdp/Cpp 式中 dQ 单位质量空气由于辐射、湍流等引起的热量变化；Cp 是空气的定压比热，对 于单位质量的干空气，实测 Cp=1.005J/g.k;R 为比气体常数，对干空气来说，比气体 常数 Rd=0.287 J/g.k。 由上式可看出，空气温度的变化不仅与空气的热量交换有关，而且和本身的气压变化 有关。 一、海陆增温和冷却差异的原因 1、水的容积热容量约比土壤大一倍，因此在热量收支相同的情况下，水面升温和降 温幅度比土壤小一倍 2、水为半透明体，太阳辐射可透入相当深的水层中，约一半的能量为表层所吸收， 另一半被其以下水层吸收，故水面升温比地面小得多 3、 水面消耗于蒸发的热量大于陆地，水面增温因缓和 4、 水具有流动性，其传热方式主要靠乱流和对流作用，因此，水面温度的变化比土 壤表面小得多 二、空气的增温和冷却 由空气与外界进行热量交换引起内能变化，称非绝热变化，止 仳。。，，如气温的日变 化和年变化。 在气象学上，任一气块与外界之间无热量交换，即 dQ=0 时的状态变化过程，叫做绝 热过程。 （一）干绝热过程： 1、概念：将升、降气块内部既没有发生水相变化，又没有与外界交换热量的过程， 称作干绝热过程。研究中，大气的垂直运动过程可近似看作是绝热的。 2、干绝热方程(亦称泊松方程)： T/T0=（P/PO）0.286 从方程中可以看出,在干绝热过程中气块温度的变化唯一决定于气，压的变化,当气压 降低时,温度也降低,反之亦然。 3、干绝热直减率： 气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称绝热直减率。对于干空气和未饱和湿空气 来说，则称干绝热直减率。以γd 表示，实际工作中取其值为 1.0℃/100m。 注意：γd 与γ的含义是完全不同的。γd 是干空气在绝热上升过程中气块本身的降 温率，它近似于常数，而γ是表示周围大气的气温随高度的分布情况。γ可以有不同 数值，即可大于、小于或者等于γd
(二)湿绝热过程 1、概念:饱和湿空气在上升过程中,与外界没有热量交换,该过程称为湿绝热过程。 2、湿绝热直减率: 饱和湿空气绝热上升的减温率,称为湿绝热直减率,以γm表示。其不是常数,但γ m总小于Yd。原因如下 因在湿绝热过程中,气块上升冷却引起凝结,释放潜热,对气块的降温有补偿作用 而气块在下沉增热时,空气块中携带的云滴蒸发,由于蒸发耗热,下沉时的增温也比 干绝热增温少,故γm总小于γd。 (三)位温和假相当位温 1、位温:空气在干绝热过程中,把各层中的气块都循着干绝热过程订正到一个标准 度,即1000hpa处,这时所具有的温度称为位温,以O表示 2、假相当位温:假设水汽一经凝结,其凝结物即脱离原上升的气块而降落,而把潜 热留在气块中来加热气团,这种过程称为假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结 降落时,所释放的潜热,就使原气块的位温提高到了极值,这个数值称为假相当位 用O3c来表示。 四、大气的稳定度 (一)概念:气块受到作任何方向扰动后,大气层结(即温、湿度的垂直分布),使 它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度,叫大气垂直稳定度,又叫大气静力稳 定度或层结稳定度。 (二)静止大气中,假如空气块受到外力作用,空气块运动情况 1、空气块逐渐减速,大气层结使其具有返回平衡位置的趋势,称这种大气是稳定的 2、空气加速向上、向下运动,大气层结不能使其返回原来平衡位置,称之为不稳定 的 3、空气块被推到任何高度,都能与周围空气达到平衡,既不继续运动,也不返回原 来的位置,称之为中性大气。 (三)大气垂直稳定度的判据 、γ>γd时,必然是γ>γd>Ym,对饱和或未饱和空气都是不稳定的。故称此气层 是绝对不稳定的 2、Y<ym时,必然,因此不论气块是否饱和,大气都是稳定的,故称此气层是绝 对稳定的 3、Y=yd的气层,对于作干绝热升降运动的气块而言是中性的,而对于作湿绝热升 降运动的气块而言,大气是不稳定的 4、Y=ym;y<Yd的气层,对于作湿绝热升降运动的气块而言,大气是中性的,而 对干空气而言大气是稳定的。 5、Ym<y<yd的气层,对于干空气与未饱和湿空气而言,大气是稳定的,但对饱和 空气而言则是不稳定的,故称这种气层为条件性不稳定
（二） 湿绝热过程 1、概念：饱和湿空气在上升过程中，与外界没有热量交换，该过程称为湿绝热过程。 2、湿绝热直减率： 饱和湿空气绝热上升的减温率，称为湿绝热直减率，以γm 表示。其不是常数，但γ m 总小于γd。原因如下： 因在湿绝热过程中，气块上升冷却引起凝结，释放潜热，对气块的降温有补偿作用， 而气块在下沉增热时，空气块中携带的云滴蒸发，由于蒸发耗热，下沉时的增温也比 干绝热增温少，故γm 总小于γd。 （三）位温和假相当位温 1、位温：空气在干绝热过程中，把各层中的气块都循着干绝热过程订正到一个标准 高度，即 1000hpa 处，这时所具有的温度称为位温，以 Ө 表示。 2、假相当位温：假设水汽一经凝结，其凝结物即脱离原上升的气块而降落，而把潜 热留在气块中来加热气团，这种过程称为假绝热过程。当气块中含有的水汽全部凝结 降落时，所释放的潜热，就使原气块的位温提高到了极值，这个数值称为假相当位温， 用 Өse来表示。 四、大气的稳定度 （一）概念：气块受到作任何方向扰动后，大气层结（即温、湿度的垂直分布），使 它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，叫大气垂直稳定度，又叫大气静力稳 定度或层结稳定度。 （二）静止大气中，假如空气块受到外力作用，空气块运动情况 1、 空气块逐渐减速，大气层结使其具有返回平衡位置的趋势，称这种大气是稳定的。 2、 空气加速向上、向下运动，大气层结不能使其返回原来平衡位置，称之为不稳定 的。 3、 空气块被推到任何高度，都能与周围空气达到平衡，既不继续运动，也不返回原 来的位置，称之为中性大气。 （三）大气垂直稳定度的判据 1、γ>γd 时，必然是γ>γd>γm，对饱和或未饱和空气都是不稳定的。故称此气层 是绝对不稳定的。 2、γ<γm 时，必然，因此不论气块是否饱和，大气都是稳定的， 故称此气层是绝 对稳定的。 3、γ=γd 的气层，对于作干绝热升降运动的气块而言是中性的，而对于作湿绝热升 降运动的气块而言，大气是不稳定的。 4、 γ=γm；γ<γd 的气层，对于作湿绝热升降运动的气块而言，大气是中性的，而 对干空气而言大气是稳定的。 5、 γm<γ<γd 的气层，对于干空气与未饱和湿空气而言，大气是稳定的，但对饱和 空气而言则是不稳定的，故称这种气层为条件性不稳定
(四)大气垂直稳定度与天气的关系 1、在稳定的大气层结下,对流运动受到抑制,常出现雾、层状云、连续性降水等天 气现象。 2、在不稳定层结下,对流运动发展旺盛,常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现 象 (五)不稳定能量 在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时,气块的温度将高于 周围环境的气温,浮力大于重力。向下运动时,情况相反,重力大于浮力。两种情况 下气块都会发生向上或向下的加速运动,该气块的动能增加。显然。这是由储藏在大 气中的不稳定能量转化而来的,不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始 位置后作加速运动的能量。 五、气温的时间变化 (一)日变化 日中,通常最高温度出现在14、15时,最低温度出现在日出前后 1、影响因素 纬度:气温日较差随纬度的增大而减小 季节:夏季>冬季 云:晴天>阴天 地形:凹地>平地>凸地 地面状况:陆地>海洋沙土>粘土深色土>浅色土 (二)年变化 1、北半球,中高纬度大陆地区,一年中最高温度与最低温度分别出现在7月和1月, 海洋上分别出现在8月和2月 2、影响因素 纬度:气温年较差随纬度的增大而增大 距海远近:距海越近,年较差越小 海拔高度与地形:年较差随海拔高度的增加而减小,凸地小于凹地 云量和降水:随其增加而减少 (三)非周期变化 它是由大规模的冷暖空气水平运动和云量的突变而引起的。如阴雨天骤然放晴,晴天 突然转阴等。这种变化对农作物的生长发育带来不利的影响 五、气温的空间分布 (一)气温的水平分布 气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线 等温线的不同排列,反映出不同的气温分布特点。如等温线稀疏.则表示各地气温相 差不大。等温线密集,表示各地气温悬殊。等温线平直,表示影响气温分布的因素较
（四）大气垂直稳定度与天气的关系 1、 在稳定的大气层结下，对流运动受到抑制，常出现雾、层状云、连续性降水等天 气现象。 2、 在不稳定层结下，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现 象。 （五）不稳定能量 在不稳定气层中的空气块一旦离开原来的位置而向上运动时，气块的温度将高于 周围环境的气温，浮力大于重力。向下运动时，情况相反，重力大于浮力。两种情况 下气块都会发生向上或向下的加速运动，该气块的动能增加。显然。这是由储藏在大 气中的不稳定能量转化而来的，不稳定能量就是气层中可使单位质量空气块离开初始 位置后作加速运动的能量。 五、气温的时间变化 （一）日变化： 一日中，通常最高温度出现在 14、15 时，最低温度出现在日出前后 1、 影响因素： 纬度：气温日较差随纬度的增大而减小 季节：夏季＞冬季 云：晴天＞阴天 地形：凹地＞平地＞凸地 地面状况：陆地＞海洋 沙土＞粘土 深色土＞浅色土 （二）年变化： 1、 北半球，中高纬度大陆地区，一年中最高温度与最低温度分别出现在 7 月和 1 月， 海洋上分别出现在 8 月和 2 月 2、 影响因素： 纬度：气温年较差随纬度的增大而增大 距海远近：距海越近，年较差越小 海拔高度与地形：年较差随海拔高度的增加而减小，凸地小于凹地 云量和降水：随其增加而减少 （三）非周期变化 它是由大规模的冷暖空气水平运动和云量的突变而引起的。如阴雨天骤然放晴，晴天 突然转阴等。这种变化对农作物的生长发育带来不利的影响 五、气温的空间分布 （一）气温的水平分布 气温的分布通常用等温线图表示。所谓等温线就是地面上气温相等的各地点的连线。 等温线的不同排列，反映出不同的气温分布特点。如等温线稀疏．则表示各地气温相 差不大。等温线密集，表示各地气温悬殊。等温线平直，表示影响气温分布的因素较
少。等温线的弯曲,表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列,表示 温度随纬度而不同,即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行.表示气温距海远近而 不同,即以距海远近为主要因素等等。 影响气温分布的主要因素有三,即纬度、海陆和高度。但是,在绘制等温线图时.常 把温度值订正到同一高度即海平面上,以便消除高度的因素。从而把纬度、海陆及其 它因素更明显地表现出来 首先,在全球平均气温分布图上,明显地看出,赤道地区气温高,向两极逐渐降 低,这是一个基本特征。在北半球,等温线7月比1月稀疏。这说明1月北半球南北 温度差大于7月。这是因为1月太阳直射点位于南半球,北半球高纬度地区不仅正午 太阳高度较低,而且白昼较短,而北半球低纬地区,不仅正午太阳高度较高,而且白 昼较长,因此1月北半球南北温差较大。7月太阳直射点位于北半球,高纬地区有较 低的正午太阳高度和较长的白昼,低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼,以 致7月北半球南北温差较小 其次,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。这是因为在同一纬度上,冬季大陆温度比海洋温度低,夏季大陆湍度比海 洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小,海洋面积较大,因此等温线较平直,遇有 陆地的地方,等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响,通过大 规模洋流和气团的热量传输才显得更为淸楚。 再次,最高温度带并不位于赤道上,而是冬季在5°一10N处,夏季移到20N左 右。这一带平均温度1月和7月均高于24℃,故称为热赤道。热赤道的位置从冬季 到夏季有向北移的现象,因为这个时期太阳直射点的位置北移,同时北半球有广大的 陆地,使气温强烈受热的缘故。 最后,南半球不论冬夏,最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现 在极地附近,而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区 (二)气温的垂直分布 在对流层中,总的情况是气温随高度而降低,这首先是因为对流层空气的增温主 要依靠吸收地面的长波辐射,因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多,气温乃 愈高。离地面愈远,气温愈低。其次,愈近地面空气密度愈大,水汽和固体杂质愈多 因而吸收地面辐射的效能愈大,气温愈高。愈向上空气密度愈小,能够吸收地面辐射 的物质一一水汽、微尘愈少,因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为0.65℃ /100m。实际上,在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的 但在一定条件下,对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆 温的条件是,地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无 论那种条件造成的逆温,都对天气有一定的影响。例如,它可以阻碍空气垂直运动的 发展,使大量姻、尘、水汽凝结物聚集在其下面,使能见度变坏等等。下面分别讨论 各种逆温的形成过程
少。等温线的弯曲，表示影响气温分布的因素较多。等温线沿东西向平行排列，表示 温度随纬度而不同，即以纬度为主要因素。等温线与海岸平行．表示气温距海远近而 不同，即以距海远近为主要因素等等。 影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度。但是，在绘制等温线图时．常 把温度值订正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素。从而把纬度、海陆及其 它因素更明显地表现出来。 首先，在全球平均气温分布图上，明显地看出，赤道地区气温高，向两极逐渐降 低，这是—个基本特征。在北半球，等温线 7 月比 1 月稀疏。这说明 1 月北半球南北 温度差大于 7 月。这是因为 1 月太阳直射点位于南半球，北半球高纬度地区不仅正午 太阳高度较低，而且白昼较短，而北半球低纬地区，不仅正午太阳高度较高，而且白 昼较长，因此 1 月北半球南北温差较大。7 月太阳直射点位于北半球，高纬地区有较 低的正午太阳高度和较长的白昼，低纬地区有较高的正午太阳高度和较短的白昼，以 致 7 月北半球南北温差较小。 其次，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。这是因为在同一纬度上，冬季大陆温度比海洋温度低，夏季大陆湍度比海 洋温度高的缘故。南半球因陆地面积较小，海洋面积较大，因此等温线较平直，遇有 陆地的地方，等温线也发生与北半球相类似的弯曲情况。海陆对气温的影响，通过大 规模洋流和气团的热量传输才显得更为清楚。 再次，最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在 5 0 一 l0 0 N 处，夏季移到 200 N 左 右。这一带平均温度 1 月和 7 月均高于 24℃，故称为热赤道。热赤道的位置从冬季 到夏季有向北移的现象，因为这个时期太阳直射点的位置北移，同时北半球有广大的 陆地，使气温强烈受热的缘故。 最后，南半球不论冬夏，最低温度都出现在南极。北半球仅夏季最低温度出现 在极地附近，而冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。 （二）气温的垂直分布 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主 要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃 愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多， 因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射 的物质一—水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为 0.65℃ ／100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。 但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆 温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无 论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的 发展，使大量姻、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论 各种逆温的形成过程
1、概念:在一定条件下,对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象 2、逆温的作用: 逆温的存在,可使气层处于最稳定状态,故农业生产上常利用逆温。如将晾晒的农副 产品置于一定高度之上以免受冻,熏烟防霜冻保温效果好,防病虫害时,喷药不致向 上乱飞,同时如果逆温存在于近地面,由于阻挡烟尘,污染体等有害物向上传递,将 会造成大量积聚,使能见度变坏,空气质量恶劣,严重可造成污染事件的发生 (三)形成条件: 1、辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。 2、湍流逆温 由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。 3、平流逆温 因空气平流产生的逆温 4、下沉逆温 因整层空气下沉而造成的逆温。 5、锋面逆温 当冷暖空气的温度差别很大时,穿过锋面时,发生转折,就可以出现逆温。 此外,还有融雪逆温、洼地逆温等。 六、空气温度的局地变化 (一)空气温度的个别变化和局地变化 1、个别变化 单位时间内个别空气质点温度的变化称作空气温度的个别变化,也就是空气块在运动 过程中随时间的变化,包括绝热变化和非绝热变化 2、局地变化: 某一固定地点的空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。 3、平流变化 由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化 某地区温度的局地变化是平流变化与个别变化之和。 (二)影响空气温度局地变化的因素 1、空气平流运动引起的局地气温变化 温度的水平平流变化,能从天气图上加以确定,简称为温度平流。冷空气向暖空气方 面流动的情形,称为冷平流。相反,为暖平流 2、空气铅直运动引起的局地气温变化 般情况下,Y<γd,当出现上升运动时,温度降低:当出现下沉运动时,温度升高; 如y=yd,则空气的垂直运动不引起局地气温的变化 3、非绝热热量交换引起的局地气温变化
1、概念：在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。 2、逆温的作用： 逆温的存在，可使气层处于最稳定状态，故农业生产上常利用逆温。如将晾晒的农副 产品置于一定高度之上以免受冻，熏烟防霜冻保温效果好，防病虫害时，喷药不致向 上乱飞，同时如果逆温存在于近地面，由于阻挡烟尘，污染体等有害物向上传递，将 会造成大量积聚，使能见度变坏，空气质量恶劣，严重可造成污染事件的发生。 （三）形成条件： 1、辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。 2、湍流逆温 由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。 3、平流逆温 因空气平流产生的逆温。 4、下沉逆温 因整层空气下沉而造成的逆温。 5、锋面逆温 当冷暖空气的温度差别很大时，穿过锋面时，发生转折，就可以出现逆温。 此外，还有融雪逆温、洼地逆温等。 六、空气温度的局地变化 （一）空气温度的个别变化和局地变化 1、个别变化： 单位时间内个别空气质点温度的变化称作空气温度的个别变化，也就是空气块在运动 过程中随时间的变化，包括绝热变化和非绝热变化。 2、局地变化： 某一固定地点的空气温度随时间的变化称作空气温度的局地变化。 3、 平流变化： 由于空气的移动所造成的某地温度的变化称为温度的平流变化。 某地区温度的局地变化是平流变化与个别变化之和。 （二）影响空气温度局地变化的因素 1、空气平流运动引起的局地气温变化 温度的水平平流变化，能从天气图上加以确定，简称为温度平流。冷空气向暖空气方 面流动的情形，称为冷平流。相反，为暖平流。 2、 空气铅直运动引起的局地气温变化 一般情况下，γ<γd，当出现上升运动时，温度降低；当出现下沉运动时，温度升高； 如γ=γd，则空气的垂直运动不引起局地气温的变化。 3、非绝热热量交换引起的局地气温变化