第三节 感热通量和气温

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1、第三节感热通量和气温一、感热通量地面与大气间，在单位时间内，沿铅直方向通过单位面积流过的热量称为感热通量，单位为W/m2或J/(cm2·min）。由于地面和大气间热量输送主要通过乱流扩散完成，故也称为地面与大气间乱流热交换。白天，在强烈日射下地温高于气温，感热通量由地面传送给上面较冷的空气并促其增热；夜间，地面辐射冷却，气温高于地温，感热通量为负值，热量由空气传送给地面并促使空气冷却。在空气层之间热量传送，也总是由暖的流向冷的气层。因此。在近地层，空气的增热与冷却的主要方式是地面与大气间的乱流热交换。感热通量可用类似于分子热传导的公式来描述，

2、即式中ρ是空气的密度，标准状态下ρ＝0.00129g/cm3；CP为定压比热，CP＝1.0×103J/(kg·℃)；为铅直空气温度梯度；KT为乱流交换系数。定压比热：等压情况下，单位质量空气温度升高一度所需要吸收的热量。KT可理解为当温度梯度为1℃时，单位时间、单位质量空气中所含热量，因乱流作用而沿铅直方向转移的数量。KT的单位为cm2/s或者m2/s。它的变化范围为由近于0至10000cm2/s或更大，因此它比分子导温率K大好几个量级。KT表示近地层乱流发展强烈程度，它随高度的增加而增大。因为在近地层，高度愈高，下垫面对乱流减弱影响愈小，有

3、利于乱流混合的加强。二、气温（一）气温日变化气温日变化特征与土温相似，一日中有一个最高值和一个最低值。最高值出现在14-15h，最低值出现在日出前后。当然由于季节和天气的影响，也可能提前或推后。但是，一日中气温最高值的出现总是在空气积累热量最多时，气温最低值则出现在空气贮存的热量最少时。影响气温日较差的因素1、纬度随纬度的增加，正午太阳高度降低，因此，气温日较差减小。低纬度地区平均气温日较差为10-12℃，中纬度地区为8-9℃，高纬度地区3-4℃或更小。2、季节夏季太阳高度角大，气温日较差比冬季大。但是，气温日较差的最大值不在夏季。而在春季。

4、例如北京7月气温日较差平均为10.2℃，而4月为13.9℃。这是因为日较差的大小，既决定于气温最高值，又决定于最低值。夏季昼长夜短，白天虽增温剧烈，但夜间来不及充分冷却。因而最低温度不够低。全年中气温日较差最小值出现在冬季。3、地形凸出地形（小丘、高地、山地）由于通风良好，空气易自由交换，气温日较差较小；凹下地形（谷地、盆地、河川）。由于地形遮蔽，扩散条件较差，白天在太阳辐射影响下，气温升得较高，而夜间因冷空气下沉结果，气温较低，因而使得日较差增大。各种地形相比较，气温日较差是盆地大于平原。平原大于山地，而高原比平地和山地都大，但小于盆地。4

5、、下垫面性质下垫面的热特性不同，气温日较差也不同。陆地上的气温日较差大于海洋，而且距海洋愈远，日较差愈大。沙漠及干燥土壤上的气温日较差大，潮湿土壤或水域上的日较差小。大洋上气温日较差仅1-2℃。有植物覆盖和雪覆盖地方，气温日较差小于裸地。林内气温日较差比空旷地小得多。5、天气状况晴天气温日较差大于阴天或多云天的气温日较差。6、海拔高度随着离地面的高度增加，下垫面的影响逐渐减小，气温日较差也随之减小，位相也逐渐落后，但远不如土壤明显。到2000m以上的自由大气中，气温日较差只有1-2℃或更小。（二）气温年变化气温年变化也有一个最高值和一个最低值

6、。一年中最高气温出现在夏季，大陆在7月，海上多在8月；最低气温出现在冬季，大陆上为1月，海上在2月。影响气温年较差的因素1、纬度气温年较差与气温日较差相反，随纬度的增加面增大（图3-7）。例如我国华南地区气温年较差为10-20℃，长江流域20-30℃，华北和东北30-40℃，东北北部40℃以上。2、下垫面性质气温年较差陆上大于海上，内陆大于沿海，凹地形大于凸地形，干燥地区大于湿润地区，裸地大于有植被的地方。3、海拔高度随海拔高度增加，年较差减小。（三）气温的非周期变化气温除有周期性日、年变化外，往往还由于大规模冷暖平流的活动而引起气温变化，这

7、种变化的幅度和时间没有一定的周期，视气流的冷暖性质和移动情况而定，称为气温的非周期变化。气温的非周期变化，可以加强或减弱甚至改变气温的周期性变化。实际上一个地方气温的变化是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。不过，从总的趋势和大多数情况来看，气温的周期性日、年变化还是主要的。（四）气温的铅直变化气温随高度的分布，称为温度层结。通常，气温随高度的增加而降低，是对流层气温分布的基本特征。这是因为地面是大气的主要而直接热源，其次水汽和固体杂质的分布在大气低层比高层多。它们吸收地面辐射能力强，因此离地面愈远气温愈低。1、气温直减率（r）高度每升高

8、100m气温降低的数值称为气温直减率，单位为t℃/100m。对流层平均气温直减率为0.65℃/100m。实际上气温直减率并非固定不变，它随离地面高度、季节和天气等条