5,气温空间分布ppt课件

.,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，为0.450.55/100m），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。,.,P54图233、P55图234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。（Why）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、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（1月），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）（Why）,.,.,二、对流层中气温的垂直分布,一般规律：气温随高度增高而降低。（why）原因：1、吸收地面长波辐射2、空气密度、水汽和固体杂质分布：平均：0.65/100m（不是常数）上层：0.650.75/100m，变化小中层：0.50.6/100m，变化小下层：0.30.4/100m，变化大（地面性质、季节、昼夜、天气条件，如夏季午后）,.,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。逆温层的气温直减率为负值，是稳定度较大的气层。该层冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，很难使大气发生上下扰动，大气处于稳定状态。逆温层可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏，造成严重的空气污染等。,.,（一）辐射逆温,由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。,Z,T,形成前,Z,T,入夜开始发生,Z,T,黎明达最强,Z,T,日出后减弱,Z,T,消失,.,一般说来，中、高纬度大陆地区产生辐射逆温的现象最多，常年都可以出现，以冬季最强。因为冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。逆温层厚度可从数十米到数百米。在极地，因地面非常冷，辐射逆温常可达数千米厚。在低洼地区，由于冷空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使其辐射逆温加强，常持续数天而不消失。（地形逆温）,.,人们往往认为早晨的空气最新鲜，这其实是误解。在一天中，上午10点左右和下午3-4点空气最为新鲜；早晨、傍晚和晚上空气污染较严重，因为，在夜间、早晨和傍晚易出现逆温层。白天，当太阳出来后，地面温度迅速上升，逆温层就会逐渐消散。于是污染物也就很快扩散了。一般到上午10点以后，地面空气就很新鲜了。因此，早晨锻炼身体时间应选择在日出以后，最好选择上午10点和下午3-4点，因为，这时的空气最新鲜。,.,（二）湍流逆温,由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。,高度,气温,A,B,d,湍流混合层,湍流运动中，按d变化上升：使上层空气降温；下沉：使下层空气升温。充分混合后，气层的就逐渐趋近于d。,D,C,E,DE为逆温层,.,因湍流逆温出现在湍流混合层的顶部，所以其离地的高度随湍流层的厚薄而定；湍流强时，湍流层厚，它所在的高度就高；反之，高度就低。一般它都位于摩擦层的中上部。其厚度不大，一般不超过几十米。也称乱流逆温、涡动逆温。,.,（三）平流逆温,暖空气平流到冷的下垫面上而形成的逆温。,与辐射作用、湍流分不开。,夜间地面辐射冷却，使之加强；白天辐射增温作用，使之减弱。使之具有强度日变化。,平流，风速，湍流使之不能与地面相联；使之愈加明显。,Z,T,无暖平流时,产生暖平流后,假想无湍流时的平流逆温,湍流层,逆温层,.,平流逆温厚度一般不大，但水平范围却很广。热带气团向高纬度地区推进时，就可出现大范围的平流逆温现象。一支范围很小的暖气流经过冷地面，也可形成小区域的平流逆温。冬半年，在中纬度沿海地区，因海陆温差显著，当海上暖空气流到大陆时，常出现平流逆温。当暖空气流经冰、雪面时，一般也会产生平流逆温。如果冰、雪表面因暖空气的流过发生融冰或融雪现象，吸收了一部分热量，使得平流逆温得到加强，这样的逆温称为雪面逆温或冰面逆温。,.,（四）下沉逆温（压缩逆温）,因整层空气下沉压缩增温而形成的逆温。,3500m,3000m,-12,-10,1700m,1500m,下沉时，P增大，气层厚度减小；干绝热下沉,增18，为6,增15，为5,下沉的空气层来自高空，水汽含量少；下沉后温度上升，E增大，f（=e/E100%）显著减小，空气干燥。因此有下沉逆温时，天气晴好。,.,由于近地层空气经常存在着乱流，温度变化不大，如果高层空气下沉距离较大，绝热增温较多，下沉逆温仅出现在乱流层的顶部，并不能到达近地面。下沉逆温多出现在高气压区内，范围很广，厚度较大，在离地数百米至数千米的高空都可能出现。冬季，下沉逆温常与辐射逆温结合在一起，形成一个从地面开始有数百米的深厚的逆温层。,.,还有锋面逆温实际上，大气中出现的逆温常常是由几种原因共同形成的。,.,（补充）农业指标温度和积温,一、农业指标温度：1、日平均温度0：温暖期/农耕期2、日平均温度5：生长期3、日平均温度10：活跃生长期4、日平均温度15：喜温作物的活跃生长期5、日平均温度20：热带、亚热带作物的活跃生长期,.,二、积温：是指在某一时期内，某一界限温度以上的温度总和，也称活动积温。一般是把日平均气温10期间的逐日温度累加起来。有效积温：是指作物高于其生长的生物学最低温度的温度总和。,.,第二章小结,太阳不停地给地球输送巨大的能量。大气中一切现象的发生、发展都和太阳辐射有关，因为大气中所发生的各种物理过程，主要是依靠所获得的太阳辐射来进行的。无论是太阳辐射投送到地面上来，还是地面辐射返回太空，都要通过大气层，因而都要受到削弱。相比而言，大气对地面辐射的削弱比对太阳辐射的削弱要大得多。因而，地球上有了大气层，就如同花房有了玻璃窗一样，太阳辐射容易进来，地面辐射却不容易出去，使得地球的寒暖变化不致于过分剧烈。,.,到达地面的太阳辐射的多少主要由太阳高度角所决定，随着太阳高度角的不同，各纬度的地面所获得的太阳辐射是有差异的，对一定地点而言，地面所获得的太阳辐射还随时间而变化，但就整个地球多年平均状况来看，地球收入的热量与支出的热量是相等的，即热量收支平衡。所以，全球的平均气温比较稳定。,.,气温的变化实质上是空气内能变化的反映。引起气温变化的原因，有绝热变化和非绝热变化两种情况。当空气停留在某地或沿水平方向运动时，非绝热变化是主要的，当空气团垂直方向作较快的运动时，绝热变化是主要的。空气的绝热变化有干绝热过程和湿绝热过程两种。空气与外界交换热量的方式有辐射、传导、对流、湍流、蒸发和凝结等。（个别变化）,.,某地气温的变化（局地变化）是平流变化（冷平流或暖平流）和个别变化之和。具体来说，温度的局地变化决定于：空气平流运动传热过程引起的局地气温变化、空气垂直运动传热过程引起的局地气温变化、热流入量的影响。,.,大气是否稳定，可以从与d或与m的对比中作出判断。当m时，大气处于绝对稳定状态；当d时，大气处于绝对不稳定状态；当dm时，大气处于条件性不稳定状态。,.,由于太阳辐射有日、年变化，相应地，气温也有日、年变化。此外，空气的运动和天气情况对某地气温的变化也有一定的影响，从而影响到气温的水平分布和空间分布。在对流层中，随着高度的增高，气温通常是降低的。但在一定条件下也会出现逆温。它们有阻碍垂直运动和使逆温层下能见度变坏的共同特征。,.,第三章大气中的水分,.,水分是人类生产和生活中必不可少的物质，它和气温一样，是气候的重要因子。一个地区的水分状况影响该地区的土壤、植被和气候类型。即使气温相同的地带，由于降水量的不同，也会造成土壤和植被明显的差异。,.,大气中的水分来源于地表江、河、湖、海、潮湿土壤的蒸发以及植物的蒸腾作用等。水分进入大气以后，由于它本身的分子扩散和气流的传递，逐渐散布于大气中，使大气具有不同的潮湿程度，即大气湿度。在一定的条件下，水汽发生凝结，产生云、雾等天气现象，并以雨、雪等形式重新回到地面。地球上的水分就是通过蒸发、凝结和降水等过程循环不已。这些物理过程对地气系统的热量平衡和天气变化起着非常重要的作用。本章着重阐明大气中水分相变的物理过程，云、雾和降水的形成，以及人工影响云雨的基本原理。,.,第一节蒸发和凝结,.,一、水相变化,各种气体的液化都必须在其临界温度和临界压力之下才能实现。水汽的临界温度为374，临界压力为2.21105hPa。大气温度和压力远远低于它们。而且气温也常低于冰的融解温度。所以，在大气的常温常压下，水汽是唯一能从一种形态（相）转变为另一种形态的成份，而且往往三种形态（气态、液态和固态）同时存在于大气中。水相变化在自然界里是永不停息地进行着的，而大气“舞台”上，如果缺少了水分这个经常在变换着状态的“角色”，那么一切天气变化也就无法“表演”了。,.,1、水相变化的物理过程,水的相变，从分子运动论的观点看，是各相之间分子交换的结果。如：在水和水汽两相共存的系统中，水分子在不停地运动着。在水的表层中运动较快的分子，就有可能克服周围水分子对它的吸引力和束缚作用，跑出水面，变成水汽分子。同时，接近水面的一部分水汽分子，又可能受水面水分子的吸引或相互碰撞，运动方向不断改变，其中有些向水面飞去而重新落回水中。,.,单位时间内，跑出水面的水分子数正比于具有大速度的水分子数，即该数与温度成正比。因为：温度越高，速度大的水分子就越多，单位时间内，跑出水面的水分子也越多。落回水中的水汽分子数则与系统中水汽的浓度有关。水汽的浓度越大，单位时间内落回水中的水汽分子也越多。,.,起初，系统中的水汽浓度不大，单位时间内，跑出水面的水分子比落回水中的水汽分子多，系统中的水就有一部分变成了水汽，这就是蒸发过程。蒸发的结果使系统内的水汽浓度加大，水汽压也就增大了，此时分子碰撞的机会增多，落回水中的水汽分子也就增多。,.,若继续下去，就有可能在同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水汽分子恰好相等，系统内的水量和水汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫动态平衡（进出水面的分子数相等）动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压（E）。,.,2、水相变化的判据,设：单位时间内跑出水面的水分子数为N单位时间内落回水面的水分子数为n则：Nn蒸发（未饱和）N=n动态平衡（饱和）Ne蒸发（未饱和）E=e动态平衡（饱和）Ee升华Es=e动态平衡Ese凝华以上说明水相变化可由实测的e与同温度下的E/Es之间的比较来判定。,.,水的位相平衡图：,t(),e(hpa),-16-12-8-40,8642,水的三种相态分别存在于不同的温度和压强条件下。,水只存在于0以上的区域；,水,冰只存在于0以下的区域；,冰,水汽可存在于0以上及以下的区域；但e被限制。,水汽,O,A,OA：表示水与水汽共存时的状态曲线；其上各点压强即相应温度下的E；蒸发线，表示水与水汽处动态平衡时水面上E与t的关系。,K,K：临界温度tk=374，临界压力Ek=2.2105hpa,蒸发线在K中断。,B,OB：表示冰与水汽共存时的状态曲线；其上各点压强即相应温度下的E；升华线，表示冰与水汽处动态平衡时冰面上E与t的关系。,B,OB：表示过冷水与水汽动态平衡时水面上E与t的关系。过冷水蒸发线。,C,OC：融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系。,.,水的位相平衡图：,t(),e(hpa),-16-12-8-40,8642,冰,水汽,O,B,B,C,所有曲线交于O点，O是水、水汽、冰三相共存时所需的温度和压力条件，t0=0.0076，E0=6.11hpa，三相点。,各个区域内，不存在两相间的稳定平衡。,231,如图中的1、2、3点（温度相等）：,点1位于OA线之下，e1E，多余的水汽要产生凝结；,点3位于OA线上，e3=E，水和水汽处于平衡状态。,还可看出：水和水汽处动态平衡时，水面上的E随t升高而增高；冰和水汽处动态平衡时，冰面上的Es随t升高而增高。,.,3、水相变化中的潜热,在水相转变的同时，也发生能量转换。从分子运动论的观点来看，温度是内能的反映；内能大，温度高；内能小，温度低。蒸发时，从水面跑出的都是具有较大动能的水分子，使液面温度降低。若保持温度不变，必须自外界供给能量，这部分热量，就是潜热。L=（2500-2.4t)103(J/kg)2.5106J/kg当水汽发生凝结时，这部分潜热将会全部释放出来，即为凝结潜热。同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等，皆为2.5106J/kg。,.,同理，冰升华为水汽的过程中也要消耗热量。这热量包含两部分：由冰融化为水所需消耗的融解潜热和由水变为水汽所需消耗的蒸发潜热。融解潜热为3.34105J/kg同温度下，升华潜热与凝华潜热相等，皆为（2.5106+3.34105）J/kg，即2.8106J/kg。,.,二、饱和水汽压,上面的论述说明，要判断蒸发面是处于蒸发、凝结还是处于动态平衡，就要将实有水汽压e与相应的饱和水汽压E进行比较，因而有必要对E加以研究。饱和水汽压E与蒸发面的温度、性质（水面、冰面、溶液面等）、形状（平面、凹面、凸面）之间，有密切关系。,.,（一）纯水面饱和水汽压与温度的关系,克拉柏龙克劳修司方程，,积分，得：,E=E0e,8.5t,273+t,上式说明，纯水面饱和水汽压随温度增高按指数规律迅速增大。,P62：表3.1，两排数据基本一致,可看出：1、E随温度增高逐渐增大。（Why）,因为蒸发面温度越高，水分子平均动能越大，单位时间内跑出水面的水分子越多；只有水面上水汽分子的密度较大时，落回的分子数才能与跑出的分子数相等。,2、表中温度间隔10，E的变量越来越大。,.,重要结论：,1、空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要影响。高温时，E大，空气中所能容纳的水汽量增多，因而能使原已处于饱和状态的蒸发面变为不饱和，重新出现蒸发。相反，若降低饱和空气的温度，由于E减小，空气所能容纳的水汽量减少，多余的水汽就会凝结出来。,.,2、E随温度改变的量，在高温时比低温时大。或对于饱和空气，降低同样的温度，高温时凝结的水汽量比低温时多。如：由35降到30，凝结量为9.2g/m3，而由15降到10，凝结量为3.4g/m3。因此，在高温饱和空气中形成的云雾要浓一些，含水量较大。这就是暴雨多发生在暖季里的道理。,.,（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系,注意：自然界的蒸发面很多，它们具有不同的性质和形状。由于蒸发面的性质和形状不同，其中的分子受到它周围分子的引力也不同，分子要跑出蒸发面也就有难、有易。对分子容易跑出的蒸发面来说，单位时间内跑出的分子多；只有当蒸发面上的水汽密度比较大时，落回的分子才能与跑出的分子相等。对分子难以跑出的蒸发面来说，单位时间内跑出的分子少；蒸发面上的水汽密度比较小时，落回的分子就能与跑出的分子相等。因此，在温度相同时，分子容易跑出的蒸发面的E比较大，分子难以跑出的蒸发面的E就比较小。,.,1、冰面和过冷却水面的饱和水汽压,一般来说，水温在0以下时就会结冰；但对云雾的观测表明，有时水温虽降到0以下，甚至-20-30仍不结冰，处于这种情况下的水，称为过冷却水。,过冷却