第四章--溫度37.ppt

關(guān)于溫度 溫度 表示物體的冷熱程度的物理量 物體分子平均動能大小的反映 常用的溫標(biāo)有三種 攝氏 t 標(biāo)準(zhǔn)氣壓 1013 25hpa 純水冰點(diǎn)為0 沸點(diǎn)為100 絕對K T 規(guī)定 273 16 為0K T 273 16 t 華氏F 純水冰點(diǎn)為32 沸點(diǎn)為212 F 1 8 t 32 第一節(jié)熱量收支 熱量平衡過程 地球表面吸收太陽輻射能后 會通過各種熱量收支方式 產(chǎn)生能量的轉(zhuǎn)換和輸送而達(dá)到平衡 這樣的物理過程稱為熱量平衡過程 一 物質(zhì)的熱屬性 熱容量 定義 在一定過程中 物體溫度變化 所需吸收或放出的熱量 分類 質(zhì)量熱容量 比熱 比熱容 容積熱容量 質(zhì)量熱容量 定義 單位質(zhì)量的物質(zhì) 溫度變化 所需吸收或放出的熱量 單位 J kg 或J g 計算 4 1 容積熱容量 定義 單位體積的物質(zhì) 溫度變化 所需吸收或放出的熱量 4 2 4 3 單位 J m3 或J cm3 計算 Cm Cv之間的關(guān)系 土壤熱容量分析 在土壤的組成物質(zhì)中 空氣的熱容量最小 水的熱容量最大 固體成分介于兩者之間 導(dǎo)熱率 熱導(dǎo)率 定義及單位 定義 指物體在單位厚度間 保持單位溫度差時 其相對的兩個面在單位時間內(nèi)通過單位面積的熱流量 或者單位溫度梯度 在1m長度內(nèi)溫度降低1K 在單位時間內(nèi)經(jīng)單位導(dǎo)熱面所傳遞的熱量 單位 J m S 或 m 熱流量方程 4 4 導(dǎo)熱率 Q 熱流量 T Z 溫度梯度 負(fù)號表示熱流方向由高溫指向低溫 方程的意義 當(dāng)其他條件相同時 導(dǎo)熱率大的物質(zhì) 熱流量大 傳熱速度快 反之則小 土壤中固體成分的導(dǎo)熱率最大 水居中 空氣最小 土壤導(dǎo)熱率分析 土壤導(dǎo)熱率影響因子 土壤含水量 土壤孔隙度 導(dǎo)溫率 導(dǎo)溫系數(shù) 熱擴(kuò)散率 定義及單位 單位 2 S 或 2 S 4 5 導(dǎo)溫率 導(dǎo)熱率 容積熱容量 定義 單位容積的物質(zhì) 通過熱傳導(dǎo) 由垂直方向獲得或失去 焦耳 J 的熱量時 溫度升高或降低的數(shù)值稱為導(dǎo)溫率 計算公式 土壤導(dǎo)溫率分析 砂土的熱特性與土壤濕度的關(guān)系 土壤濕度較小的情況下 導(dǎo)溫率隨著土壤濕度的增大而增加 當(dāng)土壤濕度增加到一定程度后 土壤導(dǎo)溫率卻呈現(xiàn)出減小的趨勢 土壤導(dǎo)溫率對土壤溫度分布的影響 直接決定著土壤溫度的垂直分布及最高 最低溫度出現(xiàn)的時間 二 熱量收支 交換 方式 輻射熱交換 任何溫度在絕對零度以上的物體 通過輻射的放射和吸收而進(jìn)行的熱量交換方式 分子傳導(dǎo)熱交換 物質(zhì)通過分子碰撞 所產(chǎn)生的表現(xiàn)為熱量傳導(dǎo)的動能交換方式 流體運(yùn)動熱交換 流體在各個方向上流動時 熱量隨流體運(yùn)動而輸送的熱量交換方式 根據(jù)流體流動的方向性分為 對流 平流和亂流 定義 流體在垂直方向上有規(guī)律的升降運(yùn)動 作用 使上下層空氣混合 產(chǎn)生熱量交換 定義 流體在水平方向上的流動 分類 對流 平流 作用 對大規(guī)模的熱量傳遞和緩和地區(qū)之間 緯度之間溫度的差異起著很大作用 亂流 湍流 定義 流體在各方向上的不規(guī)則運(yùn)動 亂流交換系數(shù) 當(dāng)單位質(zhì)量的空氣渦團(tuán)所含物理屬性的梯度等于 時 因亂流作用所引起該物理屬性的通量 單位 2 S 近地氣層亂流強(qiáng)度的時空變化 陸地比海面強(qiáng) 山地比平原強(qiáng) 白天比夜間強(qiáng) 夏季比冬季強(qiáng) 潛熱交換 物質(zhì)在進(jìn)行相態(tài)變化時所發(fā)生的熱量交換 三 熱量收支 平衡 活動層和活動面 活動層 作用層 定義 能夠調(diào)節(jié)自身內(nèi)部及相鄰其它物質(zhì)層的輻射 熱量 水分分布的物質(zhì)層 不同物質(zhì)活動層厚度 砂土 幾mm 水 幾m 幾十m 雪被和冰域 幾分之一mm 疏松的耕地 幾cm 農(nóng)田 作物層 活動面 作用面 定義 輻射能 熱能和水分交換最活躍 并能調(diào)節(jié)鄰近氣層 或土層 的輻射收支 溫度高低或濕度大小的物質(zhì)面 農(nóng)田內(nèi) 外活動面 作物封行后 外活動面 作物最密集的部位 內(nèi)活動面 地面 地面熱量收支 地表面晝夜熱量收支平衡方程 白天 R P B LE 0 夜間 R P B LE 0 地表層晝夜熱量收支平衡方程 白天 R P B LE Q 夜間 R P B LE Q 第二節(jié)地面和土壤溫度 表征溫度變化的幾個物理量 較差 指一定周期內(nèi) 溫度最高值與最低值之差 日較差 一日內(nèi)最高溫度與最低溫度之差 年較差 一年中最熱月平均溫度與最冷月平均溫度之差 絕對年較差 年極端最高氣溫與極端最低氣溫之差 位相 最高溫度與最低溫度出現(xiàn)的時間差 一 地面溫度和熱量收支的關(guān)系 地面溫度變化與地面熱量收支示意圖1 地面溫度日變化曲線 2 地面熱量支出日變化曲線 3 地面熱量收入日變化曲線 Tm 地面最低溫度 TM 地面最高溫度 一天中地面最高溫度 地面最低溫度出現(xiàn)在地面熱量收支相抵 平衡 的時刻 對于北半球而言 一年中地面最熱月溫度 一般出現(xiàn)在 月或 月 地面最冷月溫度一般出現(xiàn)在 月或 月 二 土壤溫度的變化 時間變化 日變化 日恒溫層 土溫日不變層 土壤溫度日較差為零時的深度 日恒溫層深度 一般深度約為40 80 平均為60 日恒溫層的影響因子 緯度 季節(jié) 土壤熱特性 土壤溫度的年變化 年恒溫層 年溫度不變層 土壤溫度的年較差為零時的深度 土壤溫度位相落后于地面溫度 土層越深 位相落后越多 土壤溫度位相 土溫垂直分布 日垂直分布 日射型 受熱型 土壤溫度垂直分布 圖中13時 輻射型 放熱型 圖中01時 上午轉(zhuǎn)變型 由輻射型向日射型過渡 圖中07時 傍晚轉(zhuǎn)變型 由日射型向輻射型過渡 圖中19時 年垂直分布 放熱型 受熱型和過渡型 影響土溫變化的因素 土壤本身的物理特性 土壤含水量 熱容量 導(dǎo)熱率 導(dǎo)溫率 土壤顏色 土壤機(jī)械組成及腐殖質(zhì) 外界條件 地形起伏 地面覆蓋物 天氣 氣候條件 緯度 季節(jié) 太陽高度角 第三節(jié)水體的溫度 一 水體熱量傳播的特點(diǎn) 水體中的輻射特點(diǎn) 水體反射率小于陸地 5 水體吸收率大于陸地 太陽輻射能在水體中傳播 不同深度水體的傳播情況遵循比爾定律 即 4 8 水體易吸收長波 散射短波 水中懸浮物散射長波 SZ Z深度處的太陽輻射通量密度 S0 水體表面的太陽輻射通量密度 Z 測點(diǎn)深度 水體消光系數(shù) 水體中的熱量平衡特性 熱量平衡公式 R0 H LE Q A 4 9 R0 水體凈輻射量 H 水面與大氣熱量交換的感熱通量密度 LE 水體的潛熱通量密度 Q 水體熱儲存變量 A 因水體流動產(chǎn)生的水平方向的熱輸送通量密度 特性 海洋熱量平衡的主要輸出項(xiàng)是水體蒸發(fā)潛熱 海洋可以通過洋流來在水平方向傳送熱量 水體溫度的變化 時間變化 日變化 水面最高溫度出現(xiàn)在午后15 16h 最低溫度出現(xiàn)在日出后的2 3h內(nèi) 年變化 水面最高溫度一般出現(xiàn)在8月 最低溫度則出現(xiàn)在2 3月 位相 一年中最高溫度和最低溫度出現(xiàn)的時間 大約每深入60 落后一個月 垂直變化 琵琶湖水溫的垂直分布 夏季 水表層趨于等溫分布 在等溫層以下有一個躍變層 躍變層以下是等溫層 冬季 水溫的垂直分布幾乎呈等溫狀態(tài) 當(dāng)水面溫度降到4 以下時 表層冷水不再下沉 使水面以下的水溫在4 左右 第四節(jié)空氣溫度 一 大氣中的熱量交換方式 交換方式 以平流熱交換 對流熱交換 亂流熱交換 潛熱交換為主 作用 平流 主宰季節(jié)更替和天氣冷暖變化 對流 是對流性降水的主要原因 亂流 對一些低云和霧的生消起重要的作用 潛熱交換 對氣溫的升降 大氣中水分的三態(tài)相變起著不可替代的作用 80卡 液 597 汽 二 空氣溫度的時間變化 空氣內(nèi)能變化表達(dá)式 U W Q 絕熱與非絕熱變化 絕熱變化 空氣內(nèi)能變化過程中 未與外界進(jìn)行熱量交換 非絕熱變化 空氣內(nèi)能變化過程中 與外界進(jìn)行熱量交換 近地層氣溫的日變化 極值溫度出現(xiàn)的時間 影響氣溫日較差的因子 緯度 隨緯度增加而減小 天氣狀況 近地層氣溫的年變化 最冷 最熱月出現(xiàn)的時間 地形 凹地 平地 凸地 季節(jié) 夏季 冬季 一年中春季氣溫日較差最大 氣溫年較差的影響因子 緯度 隨緯度增加而增大 距海遠(yuǎn)近 遠(yuǎn)海區(qū) 近海區(qū) 地形及天氣狀況 與日較差同 近地層氣溫的非周期變化 由大規(guī)模冷暖空氣活動所引起 出現(xiàn)在季節(jié)交替之際 由氣候異常如厄爾尼諾效應(yīng) 拉尼娜效應(yīng)引起 三 氣溫的空間變化 近地層氣溫的水平分布 等溫線大部分 尤其是南半球 趨向于接近東西向排列 氣溫從赤道向兩極逐漸降低 冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向赤道 在海洋上大致凸向極地 夏季北半球的等溫線在大陸上大致凸向極地 在海洋上大致凸向赤道 最高溫度不位于赤道 冬季在5 10 N 夏季在20 N 赤道附近的氣溫年變化很小 隨著緯度的增加 年變化幅度增加 世界冷極在南極 為 90 喬治峰 熱極在索馬里境內(nèi) 為63 近地氣層溫度的垂直分布 近地層氣溫的垂直分布 日射型 圖中12時 輻射型 圖中0時 上午轉(zhuǎn)變型 圖中06時 傍晚轉(zhuǎn)變型 圖中18時 中國氣候特征 氣溫 中國氣候特征 四川盆地高山圍繞 夜間云量多 極端最低溫度只有雷州半島以南大于0 熱帶北線 冬季0 等溫線穿過了淮