白河防洪整治工程监理周报第一期

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热量收支地面和土壤温度空气温度我国的温度分布2第一节热量收支

热量平衡过程地球外表吸收太阳辐射能后，会通过各种热量收支方式，产生能量的转换和输送而到达平衡，这样的物理过程称为热量平衡过程。一、物质的热属性

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3

辐射热交换

任何温度在绝对零度以上的物体，通过辐射的放射和吸收而进行的热量交换方式。

分子传导热交换

物质通过分子碰撞，所产生的表现为热量传导的动能交换方式。

这是地球和太阳、地球与宇宙空间之间能量交换的唯一方式，也是地面和大气之间能量交换的主要方式。

土壤中热交换的主要方式，也是贴地气层和地面之间热量交换的重要方式。4

流体运动热交换

流体在各个方向上流动时，热量随流体运动而输送的热量交换方式。

分类：

对流：根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。

定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。

分类：热力对流动力对流

作用：使上下层空气混合，产生热量交换。是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。

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定义：流体在水平方向上的流动。

平流：

作用：对大规模的热量传递和缓和地区之间、纬度之间温度的差异起着很大作用。

乱流〔湍流〕：定义：流体在各方向上的不规那么运动。

分类：热力乱流动力乱流6

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

潜热交换物质在进行相态变化时所发生的热量交换。7三、热量收支(平衡)

活动层和活动面活动层〔作用层〕：

定义：

能够调节自身内部及相邻其它物质层的辐射、热量、水分分布的物质层。

不同物质活动层厚度：

砂土：几mm

水：几m～几十m

雪被和冰域：几分之一mm

疏松的耕地：几cm农田：作物层

8活动面〔作用面〕：

定义：辐射能、热能和水分交换最活泼，并能调节邻近气层〔或土层〕的辐射收支、温度上下或湿度大小的物质面。农田内、外活动面〔作物封行后〕：

外活动面：作物最密集的部位

内活动面：地面9

地面热量收支RLEPBRLEPB（白天）

地表面热量收支示意图

（夜间）地外表昼夜热量收支平衡方程：白天：R-P-B-LE=0夜间：-R+P+B+LE=0P66P—感热通量；B—土壤热通量；LE—潜热通量；R—辐射收支差额。10

地表层昼夜热量收支平衡方程：Q

-Q

RLEPBLERPB（白天）（夜间）地表层热量收支示意图白天：R-P-B-LE=Q夜间：-R+P+B+LE=-Q11第二节地面和土壤温度

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：一日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。

绝对年较差：年极端最高气温与极端最低气温之差。

位相：最高温度与最低温度出现的时间。

12一、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

一天中地面最高温度、地面最低温度出现在地面热量收支相抵〔平衡〕的时刻。

对于北半球而言,一年中地面最热月温度，一般出现在７月或８月，地面最冷月温度一般出现在１月或２月。

13二、土壤温度的变化

时间变化

日变化日恒温层〔土温日不变层〕：土壤温度日较差为零时的深度。

日恒温层深度：一般深度约为40～80㎝，平均为60㎝。

日恒温层的影响因子：纬度、季节、土壤热特性14

土壤温度的年变化年恒温层〔年温度不变层〕：土壤温度的年较差为零时的深度。

土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落后越多。

土壤温度位相：

低纬度深度浅：5-20m随纬度而不同：高纬度深度深：25-30m15

土温垂直分布

日垂直分布日射型〔受热型〕：土壤温度垂直分布图中13时辐射型〔放热型〕：图中01时上午转变型〔由辐射型向日射型过渡〕：图中07时黄昏转变型〔由日射型向辐射型过渡〕：图中19时16

影响土温变化的因素

土壤本身的物理特性：

土壤含水量、热容量、导热率、导温率

土壤颜色、土壤机械组成及腐殖质

外界条件：

地形起伏、地面覆盖物

天气、气候条件

纬度、季节、太阳高度角17同样的太阳辐射下，海洋吸收的太阳能多于陆地吸收的太阳能；海陆增温和冷却差异陆地吸收的太阳能分布在很薄的地外表上，而海水吸收的太阳能分布在较厚的水层中；海面蒸发量大，失热较多，水温不易升得太高；而陆面温度容易升高；岩石和土壤的比热小于水的比热。

18第三节空气温度一、大气中的热量交换方式

交换方式以平流热交换、对流热交换、乱流热交换、潜热交换为主。

作用

平流：主宰季节更替和天气冷暖变化。

对流：是对流性降水的主要原因。

乱流：对一些低云和雾的生消起重要的作用。

潜热交换：对气温的升降、大气中水分的三态相变起着不可替代的作用。19

气温的周期性变化日变化二、空气温度的时间变化

近地层气温的变化主要取决于下垫面温度的变化，变化特点有：

1、位相比地面落后，且随高度的升高而推迟。1.5m高处日最高温度出现在14~15时左右，最低气温出现在日出前后。2、日较差随高度的升高而减小。季节最高气温最低气温夏季14～15h日出前后冬季13～14h日出前后20

影响气温日较差的因子

纬度：随φ

↑而↓

(h↓);φ↑,t白低，夜间有效辐射小

天气状况：陆地＞海洋裸地＞覆盖地沙土、深色土、干松土＞粘土、浅色土、潮湿土

下垫面性质：晴天＞阴天

地形：凹地＞平地＞凸地

季节：夏季＞冬季，一年中春季气温日较差最大21年变化特点：回归线以外的地区为单波型：最高为7月,最低为1月,海上落后一个月；回归线之间赤道附近地区为双波型：最高为4、10月，最低为7，1月。原因：太阳直射点的季节变化，在赤道附近地区，一年有两次太阳直射。22

气温年较差的影响因子

纬度：随纬度增加而增大。

距海远近：远海区＞近海区

地形及天气状况：同与日较差气温的非周期变化

由大规模冷暖空气活动所引起,出现在季节交替之际。由气候异常如厄尔尼诺效应、拉尼娜效应引起。23三、气温的空间变化气温的水平分布等温线大局部〔尤其是南半球〕趋向于接近东西向排列，气温从赤道向两极逐渐降低。世界1月海平面气温〔°C〕的分布24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，而夏季那么相反。世界7月海平面气温〔°C〕的分布25

最高温度不位于赤道，冬季在5～10°N，夏季在20°N。

赤道附近的气温年变化很小，随着纬度的增加，年变化幅度增加。

世界冷极在南极，为－90℃，热极在索马里境内，为63℃。南半球不管冬夏，最低温度都出现在南极；而北半球仅夏季最低温度出现在极地附近，冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。26

对流层气温的垂直变化

气温直减率

定义：气温随高度变化的程度。单位为℃·hm-1

表达式：

ΔZ：两高度高度差，ΔT两高度相应的气温差；负号表示气温垂直分布的方向。γ＞0，气温随高度的增加而降低；γ＜0，气温随高度的增高而升高。γ的绝对值越大，气温随高度变化差异越大。27

空气干绝热变化

热力学第一定律

任一孤立系统由状态Ⅰ微小变化至状态Ⅱ时，从外界吸收的热量dＱ，等于该系统内能的变化dＵ和对外作功dＷ之和。四、空气绝热变化28

干绝热过程的几个概念

干绝热过程空气是干空气或未饱和的湿空气〔没有水汽凝结〕，与外界之间无热量交换时〔dQ=0〕的状态变化过程。

绝热增温因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。

气块下沉：体积↓，外界对空气块做功→内能↑→T↑→绝热增温。29

绝热冷却因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热冷却。干绝热直减率〔γd〕

在大气静力平衡的条件下，干空气和未饱和的湿空气因作干绝热升降运动而引起气块温度随高度的变化率，称之为干绝热直减率。气块上升：体积↑，对外做功→内能↓→T↓→绝热冷却。d

=0.98℃/100m1℃/100m30

概念

湿绝热过程

饱和湿空气在上升或下降的绝热变化过程中，会产生水的相变，从而释放或吸收热量使空气块的内能发生变化，称此过程为湿绝热过程。

湿绝热过程中的温度变化率。

对γm变化的解释γm不是常数，它是气压和温度的函数，随着气压的减小、温度的升高而减小。

空气湿绝热变化湿绝热直减率〔γm〕31

大气静力稳定度的概念处在静力平衡状态中的空气块因受外力因子的扰动后，大气层结〔温度和湿度的垂直分布〕有使其返回或远离原来平衡位置的趋势或程度，称之为大气静力稳定度。

定义

分类假设有一块空气在外力的作用下，产生垂直运动，但外力除去后：32

中性假设既无回到原位，又无继续加速先前的运动趋势，而是保持原有运动状态，这时气块所处的气层，对于该气块而言是中性的。

不稳定假设气块按原方向加速运动，这时气块所处的气层，对于该气块而言是不稳定的。

稳定假设气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气块所处的气层，对于该气块而言是稳定的。33

大气静力稳定度的判断

判断标准通常用气温直减率〔γ〕与上升气块的干绝热直减率〔γd〕或湿绝热直减率〔γm〕的比照来判断。扰动方向高度（m）10020030013℃12℃11℃13℃12℃11℃13℃12℃11℃γ=0.8γ=1.0γ=1.211.2℃12.0℃12.8℃11.0℃12.0℃13.0℃10.8℃12.0℃13.2℃G>FG<FG=FG=FG>FG<FA:γ<γd稳定B:γ=γd中性C:γ>γd不稳定合力方向

判断方法：气块法γd=134

对于未饱和空气γ>γd不稳定；γ=γd中性；γ<γd稳定。

对于饱和湿空气γ>γm不稳定；γ=γm中性；γ<γm稳定。

综合判据γ>γd

时，大气为绝对不稳定，且γ愈大，大气愈不稳定；γ＜γm＜γd时，大气为绝对稳定，且γ愈小，大气愈稳定；

γm<γ<γd时，大气为条件性不稳定。35以上判定方法可用如下的数轴表示：md绝对稳定绝对不稳定条件性不稳定干稳湿中性干中性湿不稳36五、大气中的逆温

概念

逆温

在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温直减率为负值的这种现象称为逆温。

阻塞层当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状态，阻碍了空气垂直运动向上开展，因而又称阻塞层。37逆温的分类〔按成因〕辐射逆温、湍流〔即乱流〕逆温、平流逆温、下沉逆温、地形逆温、锋面逆温和融雪逆温等。

辐射逆温

定义：夜间由地面、雪面或冰面、云层顶部等辐射冷却形成的逆温。

厚度：一般为200～300ｍ。高纬地区冬季有时可达2,000ｍ左右。

出现时间：大陆上常年都可出现，以冬季最强，夏季最弱。38

湍流逆温

定义：由于空气的湍流混合而形成的逆温。

形成过程高度温度BACDE逆温层湍流混合层（γ<γd）（湍流减弱层）AB:气层原来的气温分布CD:湍流混合后的气温分布DE:逆温层的气温分布39

平流逆温

定义暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却，愈近地外表的空气降温愈多，而上层空气受冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温现象，这种逆温称为平流逆温。

日变化夜间加强，白天减弱。

冷的下垫面暖空气暖空气40

下沉逆温

定义

因整层空气下沉而造成的逆温，称为下沉逆温。

形成过程h1h2下沉（辐散）h1>h2很厚的气层下沉→压缩变扁→顶部增温比底部多41

其他逆温

锋面逆温冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方，在冷暖空气交界面附近〔即锋面附近〕出现的逆温，称为锋面逆温。逆温层冷空气暖空气42

融雪逆温在积雪地区，因暖空气流经冰、雪外表产生融冰、融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这种逆温称为融雪逆温。暖空气吸热融雪冰雪面43

地形逆温

在山区夜间，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温，称为地形逆温。冷空气暖空气冷空气暖空气在山区进行综合开发利用，选择厂址、设计烟囱高度等要考虑逆温层的高度，尽可能防止逆温层对大气污染物的不利影响。逆温层非常稳定，可以阻碍空气垂直运动的开展，阻止