傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）： 图中19时
15
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
16
海陆增温和冷却差异
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； 陆地吸收的太阳能分布在很薄的地表面上，而海水吸收的 太阳能分布在较厚的水层中；
d
干中性湿 不稳 绝对不稳定
35
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发展，因而又称阻塞 层。
36
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。
28
绝热冷却
气块上升：体积↑，对外做功→内能↓→T↓→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（γ
d
）
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。
d = 0.98℃/100m 1℃/100m
最低气温
日出前后 日出前后
19
2、日较差随高度的升高而减小。
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 季节：夏季＞冬季，一年中春季气温日较差最大 地形：凹地＞平地＞ 凸地 下垫面性质：
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 天气状况： 晴天＞阴天
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四、空气绝热变化
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d
Ｗ之和。
dQ dU dW
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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 气块下沉：体积↓，外界对空气块做功→内能 ↑→T↑→绝热增温。 因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。
24
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 ℃。 南半球不论冬夏，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。
现在７月或８月，地面最
冷月温度一般出现在１月 或２月。
12
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
13
土壤温度位相： 土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落
不稳定
若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。
32
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）的对比来判断。 判断方法：气块法
高度（m）
300 G>F 11℃ 11.2℃
γd=1
G=F 11℃ 11.0℃ 11℃ G<F 10.8℃
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：
根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。
对流： 定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。 热力对流 分类： 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。
4
平流：
200
12℃
12.0℃
12℃
12.0℃
12℃
12.0℃
100
13℃
12.8℃ γ=0.8
13℃
13.0℃ γ=1.0
13℃
13.2℃ γ=1.2
G<F
G=F
G>F
A: γ<γd 稳定
扰动方向
B: γ=γd 中性
合力方向
C: γ>γd 不稳定 33
对于未饱和空气 γ>γd 不稳定；γ=γd 中性；γ<γd 稳定。
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。
22
三、气温的空间变化
气温的水平分布
世界1月海平面气温（°C）的分布
等温线大部分（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。
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世界7月海平面气温（°C）的分布
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，而夏季则相反。
逆温层
暖空气
冷空气
41
融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、
6
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 农田：作物层
雪被和冰域：几分之一mm 疏松的耕地：几cm
7
活动面（作用面）： 定义：
辐射能、热能和水分交换最活跃，并能调节邻近
着不可替代的作用。
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二、空气温度的时间变化
气温的周期性变化 日变化 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。
季节 夏季 冬季 最高气温 14～15h 13～14h
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空气湿绝热变化 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。
湿绝热直减率（γ m ） 湿绝热过程中的温度变化率。 对γ m变化的解释 γ m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。
后越多。
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。 随纬度而不同： 低纬度深度浅：5-20m
高纬度深度深：25-30m
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土温垂直分布 日垂直分布
日射型（受热型）：
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）：
土壤温度垂直分布
图中07时
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。
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第三节
交换方式
空气温度
一、大气中的热量交换方式
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
现象，这种逆温称为平流逆温。
暖空气 暖空气
冷的下垫面
日变化 夜间加强，白天减弱。
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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
h1
下沉 （辐 散） h1>h2
h2
很厚的气层下沉
→
压缩变扁
→
顶部增温比底部多
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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。
气层（或土层）的辐射收支、温度高低或湿度大小的 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
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地面热量收支
P66
地表面昼夜热量收支平衡方程： 白天：
L E
R P B L R E B
R-P-B-LE=0
P
夜间： -R+P+B+LE=0
（白天）
（夜间）
地表面热量收支示意图
P—感热通量；B—土壤热通量； LE—潜热通量；R—辐射收支差额。
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地表层昼夜热量收支平衡方程：
白天：
R L E P L R E
P
R-P-B-LE=Q 夜间：
Q B
-Q
B
（白天）
（夜间）
地表层热量收支示意图
-R+P+B+LE= -Q
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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。
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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