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1、第五节 大气温度的空间分布,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,影响气温分布的主要因素有三，即纬度、海陆和高度,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,第二章 大气的热能和温度,通常以 1 月代表北半球的冬季和南半球的夏季， 7 月代表北半球的夏季和南半球的
2、冬季。,对冬季和夏季地球表面平均温度分布的特征，可作如下分析,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,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,最高温度带并不位于赤道上，而是冬季在 5o 一 10oN 处，夏季移到 20oN 左右。,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，而奢冬季最冷地区出现在东部西伯利亚和格陵兰地区。,在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的,二、对流层中气温的垂直
3、分布,在对流层中，总的情况是气温随高度而降低,对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比 下层小得多。在中层气温直减率平均为 0 . 5 一 0 . 6 l00m ， 上层平均为 0 . 65 一 0 . 75 l00m 。,对流层下层（由地面至 2km ）的气温直减率平均为 0.3-0.4 l00m 。 但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、 昼夜和天气条件的变化亦很大,夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层 （自地面至 300 一 50om 高度）气温直减率可大于干绝热率（可达 1.2-1.5 l00m ）,（一） 辐射逆温,由于地面
4、强烈辐射 冷却而形成的逆温， 称为辐射逆温,图 2 35 表明辐射 逆温的生消过程。,图中 a 为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形,在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层 也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地 面愈近，降温愈，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的 逆温（图 2 35b ),随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向 上扩展，黎明时达最强（图 2 35 中c。）,日出后，太阳辐射逐渐增强，逆温 便逐渐自下而上地消失（图 2 35 中 d 、 e ）,（二）湍流逆温,由于低层空气的湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温,（三）平流逆温,暖空气平
5、流到冷的地面或冷的水 面上，会发生接触冷却作用，愈近 地表面的空气降温愈多，而上层空 气受冷地表面的影响小，降温较少， 于是产生逆温现象。这种因空气的 平流而产生的逆温，称平流逆温,平流逆温的形成仍和湍流及辐射作用分不开,夜间地面辐射冷却作用，可使平流逆温加强，而白天地面辐射增温作用， 则使平流逆温翩，从而使平流逆温的强度具有日变化,（四）下沉逆温,当某一层空气发生下沉 运动时，因气压逐渐增大， 以及因气层向水平方向的辐 散，使其厚度减小（ hl h ）,当下沉到某一高度上，空气层 顶部的温度高于底部的温度，而 形成逆温,第三章 大气中的水分,大气从海洋、湖泊、河流及潮湿土壤的蒸发中或植物 的
6、蒸腾中获得水分。水分进入大气后，由于它本身的分子 扩散和空气的运动传递而散布于大气之中。在一定条件下 水汽发生凝结，形成云、雾等天气现象，并以雨、雪等降 水形式重新回到地面。地球上的水分就是通过蒸发、凝结 和降水等过程循环不已,第一节 蒸发和凝结,水相变化,水的三种形态：气态（水汽）、液态（水）和固态（冰），称为水的三相,1 水相变化的物理过程,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,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，这种平衡叫做动态平衡
7、,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。,2 水相变化的判据,假设 N 为单位时间内跑出水面的水分子数，n为 单位时间内落回水中的水汽分子数， 得到水和水汽 两相变化和平衡的分子物理学判据，即,Nn蒸发（未饱和） N=n动态平衡（饱和） Nn凝结（过饱和）,在气象工作中不测量 N 和 n ，所以不能直接应用以上判据,Ee蒸发（未饱和） E=e动态平衡（饱和） Ee凝结（过饱和）,水汽 e 与水汽密度成正比，而与 n 成正比， 所以e和 n 之间也成正比。这就是说，当水汽压e为 某一定值时，则有一个对应的n值。当在某一温度下， 水和水汽达到动态平衡时，水汽压 E 即为饱和水汽
8、 压，对应的落回水面的水 汽分子数为 n s， n s又等 于该温度下跑出水面的水分子数 N 。所以 E 正比于 N ，对照分子物理学判 据可得两相变化和平衡的饱 和水汽压判据,若 E s为某一温度下对应的冰面上的饱和水汽压， 与以上类似也可得到冰和水汽两相变化和平衡的判据,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， 冰只存在于0 以下 的区域，水汽虽然可 存在于 O 以上及 以下的区域，但其压 强却被限制在一定值 域下。,三相共存点,t 0.0076 E0 6.11hPa,OA 线和 OB 线分别表示水与水汽、冰与水汽两相共存时 的状态曲线。显然这两条曲线
9、上各点的压强就是在相应温度 下水汽的饱和水汽压，因为只有水汽达到饱和时，两相才能 共存。所以 OA 线又称蒸发线，表示水与水汽处于动态平衡 时水面上饱和水汽压与温度的关系。线上 K 点所对应的温度 和水汽压是水汽的临界温度 t ，和临界压力 , 高于临界温度时 就只能有气态存在了，因此蒸发线在 K点中断。OB称升华线， 它表示冰与水汽平衡时冰面上饱和水汽压与温度的关系。OC 线是融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系。O点 为三相共存点： t 0 = 0 . 0076 ， E0 = 6 . 11hPa 。上述三线 划分了冰、水、水汽的三个区域，在各个区域内不存在两相间 的稳定平衡,3 水
10、相变化中的潜热,蒸发过程中，由于具有较大动能的水分子脱出液面， 使液面温度降低。如果保持其温度不变，必须自外界供 给热量，这部分热量等于蒸发潜热 L , L 与温度有如下的 关系,当 t =0 时，有 L =2 . 5x 106J / kg 。而且 L 是随温 度的升高而减小的。不过在温度变化不大时， L 的变化是 很小的，所以一般取 L 为 2 . 5 x 106 / kg 。当水汽发生 凝结时，这部分潜热又将会全部释放出来，这就是凝结潜 热。在同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等。,二、饱和水汽压,要了解蒸发面是处于蒸发、凝结还是处于动态平衡 状态，就要将实有水汽压 e 与对应的饱和水汽压 E
11、 进 行比较,饱和水汽压与温度的关系可由克拉柏龙一克劳修司方程描述,式中 E 为饱和水汽压， T 为绝对温度， L 为凝结潜热， R 、为水汽的比气体常数,（一）饱和水汽压与温度的关系,积分（ 3 4 ）式，并将 L = 25 x 106 J/ kg , R 461 J/ kg K , T 0=273K , T = 273 + t , E 。 6 . 11hPa 代入，则得,根据（ 3 6 ）式的计算结果，列表 3 1,（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系,1 冰面和过冷却水面的饱和水汽压,在实际应用中，经常采用经验公式确定饱和水 汽压和温度的关系。最常用的比较准确的是马格努斯 经验公式, E
12、代表同温度下冰面饱和水汽压和过冷却水面饱和水 汽压之差： E = E 一 E 。其变化趋势如图中实线所示：自 O 开始，随着温度降低，差值迅速增大，至一 12 时达 最大值（ E 二 0 . 269hPa ）温度继续降低时，差值减小,（三）饱和水汽压与蒸发面形状的关系,不同形状的蒸发面上，水分子受到周围分子的吸引力是不同的,三个圆圈分别表示凸水面、平水面和凹水面对于 A 、 B 、 C 三点分子引力作用的范围。,A 分子受到的引力最小，最易脱出水面； c 分子受 到的引力最大，最难脱出水面； B 分子的情况介于二者 之间。因此，温度相同时，凸面的饱和水汽压最大，平 面次之，凹面最小。而且凸面的曲率愈大，饱和水汽压 愈大；凹面的曲率愈大，饱和水汽压愈小,三、影响蒸发的因素,它表明蒸发速度与饱和差（ E 一 e ）及分子 扩散系数（ A ）成正比，而与气压（P）成反比,（一）水源,（二）热源,（三）饱和差（ E 一 e ),四、湿度随时间的变化,水汽压与温度的日变化 一致，最高值出现在午后温 度最高、蒸发最强的时刻， 最低值出现在温度最低、蒸发 最弱的清晨,相对湿度的日变化主要决定于气温,相对湿度的日变化与 温度日变化相反，其最 高值基本上出现在清晨 温度最低时，最低值出 现在午后温度最高时,相对湿度的年变化 一般以冬季最大，夏 季最小,
