《林业气象学》教学PPT课件559

林业气象学绪绪论论本章主要内容1 气象学的概念基本概念研究内容气象学的任务2 气象学在林业上的意义预定位置基本概念大气：由于地球引力的作用聚集在地球周围的一层深厚的空气层。气象学：应用物理学原理，数学物理方法研究大气中发生的各种物理现象和物理过程的科学。气象要素：定性或定量描述大气物理现象和大气状态特征的物理量。天气：一个地方某一瞬间大气状态和大气现象的综合。气候：一个地方多年间发生的大气状态，既包括极端状态，也包括平均状态。预定位置研究内容大气物理学：研究大气中的物理现象和物理过程天气学：研究大气中一切气象要素短时间的现象和变化规律气候学：研究气象要素长时间在空间分布和时间变化应用气候学：研究气象与其它科学的关系并为其服务大气化学：采用化学的方法去研究大气的变化预定位置气象学的任务研究大气状态，从定性和定量两个方面说明它的特性，找出控制它们发展的规律，从而掌握和利用有利的自然因素，控制和改造不利的自然因素，以保证各项事业的发展。预定位置林业上的意义采种：预测成熟期、采集期，种实处理与储存育苗工作：恰当的耕作、栽培、管理、灾害预防造林：适地适树森林经营：抚育采伐方式和强度、森林更新方式和主伐方式良种选育：良种优树、种子园的地址和母树林的位置病虫害防治：适当的天气条件进行防治护林防火：火险等级和火险预报采伐运输：采伐季节、木材运输与天气条件的关系园林绿化：气象条件和大气污染的关系、净化空气预定位置第一章第一章 大气大气本章主要内容1 大气的组成干洁空气 水汽 固体杂质和液体微粒2 大气的分层对流层 平流层 中间层 热成层 外层3 大气的基本物理性质主要的气象要素状态方程本章重点结束一、干洁空气定义大气中除水汽和杂质外的整个混合气体主要成份N2(78.08%)、O2(20.95%)、Kr(0.93%)、CO2(0.03%)Ne、He、Kr、Xe、H2、O3共占0.01%几种成份的作用N2O2O3CO2预定位置N2的作用冲淡氧，使氧化作用不致过于激烈某些植物通过菌根的作用，直接将大气中的氮改造为植物体内不可缺少的养料预定位置O2的作用生命所需有机物的燃烧、腐烂、分解影响大气中进行的各种化学反应过程预定位置O3的作用来源：主要是在太阳紫外线作用下，氧分子分解为氧原子再与另外的氧分子结合面而成；有机物的氧化；雷雨闪电分布：近地面含量极少，从10公里开始逐渐增加，12-15公里以上含量增加特别明显，20-25公里高度达最大值，再往上含量逐渐减少，到55-60公里上就极少了（为什么？）作用大量吸收太阳紫外线，使臭氧层增暖，影响大气温度的垂直分布使地面上的生物免受过多紫外线伤害预定位置CO2的作用来源：有要化合物氧化作用的产物分布：集中在20公里以下，白天、晴天、夏季少，夜晚、阴 天、冬季多；城市多，农村少；大陆上多，海洋上少作用：光合作用的主要原料强烈地吸收和放出长波辐射，对大气和地面的温度有一定的影响（温室效应）预定位置二、水汽来源：水面及潮湿陆面的蒸发及植物的蒸腾分布：随高度的增加，水汽含量减少，集中在2-3公里以下的 低层空气里，5公里只有地面的1/10含量：0.14%(容积百分比），随时空变化大作用：产生一系列天气现象，如云、雾、雨、雪等强烈地吸收和放出长波辐射，水相变化伴随着巨大的潜热转换，从而影响空气和地面的温度分布预定位置三、杂质（固体和液体）来源：主要是地面上的各种活动（风、工业排放等）分布：大气低层，含量随时间、地点和高度而异，城市多于 农村，陆地多于海洋，冬季多于夏季作用使大气能见度变差大气中水汽凝结的核心吸收一部份太阳辐射和阻挡地面放热，对地面和空气的温度产生一定的影响预定位置一、对流层高度：平均为11公里，低纬度为1718公里，中纬度为1012 公里，高纬度为89公里特征：随高度的增加，气温降低(平均0.65/百米)空气具有强烈的对流运动空气的温湿度水平分布不均匀分层：下层、中层、上层、对流层顶预定位置二、平流层范围：平均为1155公里特征随着高度的增加，温度升高(臭氧的影响)，由底部的-48.5升到顶部的-21铅直混合作用微弱，平流现象成为不同纬度间热量交换的重要方式水汽含量极少，基本上没有云雨现象预定位置三、中间层范围：平均为5585公里特征在5560公里内随高度增加温度升高；6085公里内随高度增加温度降低，平均由0 降至-100 在80公里以上空气非常稀薄，在太阳紫外线和宇宙线的作用下，大气物质开始电离，通常又把这层称为电离层。由于电子浓度的不同，电离层对电磁波反射的效果不同，以分为电离层D、E、F层，中间层的上部，就是D层所在的高度预定位置四、热成层范围平均为85800公里，120公里以上声波难以传播。特征温度随高度的增加迅速升高，100、120、140、160公里处的温度分别达-63 、82 、207 、302200公里以上空气处于高度的电离状态预定位置五、外层(散逸层)空气处于电离状态，这层的大气物质具有向星际空间散逸的特性，成为整个大气和星际空间的过渡地带，这层的热状况取决于许多因素，如太阳紫外辐射和微粒流，星际气体和地球大气的碰撞等，其中微粒流起主导作用。预定位置一、主要的气象要素气压(P)温度湿度风预定位置气压定义：单位水平面积上所受的大气静压力，其大小等于单位水平面积上大气柱的重量单位：百帕(hPa)或mm汞柱水银柱的重力W为：W=hsg而压强P为：P=W/s=hg以=13.595克/立方厘米，在气温为0，纬度为45的海平面上，h=76厘米，在这种情况下与水银柱重力相等的气压称为标准气压，以P0表示，则P0=13595.10.769.80665=101325牛顿/平方米 =1013.25百帕=760mm汞柱即1mm汞柱=1.33hPa或1hPa=0.75mm汞柱预定位置温度定义：表示物体冷热程度的物理量单位：摄氏度，华氏度F，开尔文K摄氏温标和华氏温标分别以纯水的冰点为0摄氏度和32华氏度，沸点(在标准气压下)为100摄氏度和212华氏度，两者的换算公式为：预定位置湿度定义：表示物体中水份含量多少的物理量表示方法水汽压（e）绝对湿度（a）比湿（q）混合比（M）露点（Td)相对湿度（R）饱和差（ew-e）温度露点差（T-Td）预定位置水汽压(e)是大气压强的一部份，它的大小视水汽含量的多少而定，它的单位和气压单位相同饱和水汽压(ew)：在一定温度下，空气中水汽达到最大含量时的水汽分压强。P一定时，随T升高ew增大纯水平水面上饱和水汽压与温度的关系可用马格纳斯经验公式表示，即：水面上：a=7.5，b=237.3冰面上：a=9.5，b=265.5ew还与蒸发面的物态、形状及蒸发面的溶液浓度等因子有关。当T一定时，ew冰 ew水，ew凹 ew平 ew溶液预定位置绝对湿度(a)定义：单位容积湿空气中所含水汽的质量单位：kg/m3表达式：l例：T=20 ,e=12hPa,a=8.910-3kg/m3 如果水汽压以mm 汞柱为单位，当t=16时，ae。所以在常温下往往以水汽压近似地代替绝对湿度。预定位置比湿(q)定义：单位质量湿空气中所含水汽的质量单位：g/g或g/kg表达式：q=mv/ma=0.622e/P(g/g)=622e/P(g/kg)例：已知P=1000hPa，e=12hPa，求q。解：q=62212/1000=7.5g/kg预定位置混合比(M)定义：湿空气中水汽质量与干空气质量之比单位：同比湿表达式：M=mv/md=0.622e/(P-e)(g/g)=622e/(P-e)(g/kg)由于比湿(混合比)是用水汽和湿空气(干空气)二者质量的比值来表示湿度的，当空气增暖或冷却而使容积改变时，虽然绝对湿度也随之改变，但只要在没有发生凝结的情况下，比湿是不会改变的，所以比湿具有保守的性质。它们在气象学上常用来判断气团的干湿性质和有关湿度的理论计算。预定位置露点(温度)（Td)在定压而无相变的情况下，湿空气达到饱和状态时的温度。露点高，表示水汽压大；露点低，则表示水汽压小。预定位置相对湿度(R)定义：空气中的实际水汽压与同温下的饱和水汽压之百分比。表达式：R=e/ew100%例如：T=20，e=12hPa，求R。解：由马格纳斯公式求出ew=23.4hPa R=12.0/23.4100%=51%注意：R的大小往往由T决定！预定位置饱和差(ew-e)定义：在某气温下的饱和水汽压和实际水汽压之差，用来表示空气达到饱和时所需要的水汽量。例如：e=12hPa时，在T=20时饱和差为23.4-12.0=11.4hPa，而在T=15时饱和差为17.0-12.0=5.0hPa，这表示在水汽压一定时，气温愈高，饱和差愈大，气温愈低，饱和差愈小，预定位置温度露点差(T-Td)表示当时的气温和露点之差。如当T=15，T-Td=5，指出了Td=10,在10时的饱和水汽压为12.3hPa，这就是当时的实际水汽压。如果当时的气温下降5，就是T-Td=0，e=ew，这时就达到饱和，因此对没有饱和的空气来说，露点总是低于气温的。预定位置风定义：空气的水平运动，包括风向和风速风向：就是风的来向，气象上一般分成16个风向，即：E、SEE、SE、SSE、S、SSW、SW、SWW、W、NWW、NW、NNW、N、NNE、NE、NEE风速：单位时间内空气所走过的距离，单位为m/s预定位置二、状态方程干空气的状态方程水汽的状态方程湿空气的状态方程状态方程的应用预定位置干空气的状态方程理想气体的状态方程理想气体的气压P，摩尔体积V和热力学温度T之间的关系为PV/T=常数，用R表示这个常数，于是：PV=RT。这就是理想气体的状态方程，R为摩尔气体常数。在标准状态下：P0=101325(N/m2)，V0=22.4138310-3(m3/mol)，T0=273.15K，所以R=P0 V0/T0=8.31441Jmol-1K-1对于一种摩尔质量为M的单位质量的理想气体，其状态方程为：PV=RT/M干空气的状态方程在通常情况下，可以认为大气和理想气体相近似。因为干空气是一种混合气体，其平均摩尔质量为Md=28.966g/mol，定义一摩尔的干空气的比气体常数为Rd：Rd=R/Md=8.31441/28.966=287.04J/kg/K于是干空气的状态方程可写为：Pd=dRdT由此可知：Pd一定：T，d；T，dT一定：Pd，d；Pd，d d一定：T，Pd；T，Pd 按分子运动论原理，气压是与单位容积中的气体分子数目成正比，同时又与气体分子的平均动能成正比。说明密度大或空气分子的平均运动速度较大时，气压也较大，反之变反。又由于气压和气温都与气体分子平均动能成正比，所以在密度一定时，气温增高，则气压增大。在实际大气中，当气温有变化时，密度也必将有变化，气温增高使密度减小，气压也就减小，所以一般夏季气压较低，冬季气压较高，也就是这个缘故。由状态方程可求得标准情况下的干空气密度为：d=Pd/RdT=101325/(287273)=1.293kg/m3预定位置水汽的状态方程在气态状况下，可以认为水汽和理想气体相近似，则水汽的状态方程可写成：e=v RwTRw为水汽的比气体常数，水汽的摩尔质量Mv=18.016g/mol，则水汽的比气体常数为：Rw=R/Mv=8.31441103/18.016=461.5J/kg/k以Rd和Rw相比较，有Rd/Rw=0.622或Rw/Rd=1.608比气体常数的物理意义是指在等压情况下，1克干空气或水汽的温度增高1度时膨胀所作的功。显然，因水汽相对分子质量比干空气为小，如果两者质量相同，水汽所作的功必大于干空气。预定位置湿空气的状态方程按混合气体的总压力等于各种气体分压力之和的道尔顿分压定律，湿空气就是干空气和水汽共存于同一体积和同一温度的统一体内。以P表示湿空气的压强，则P=Pd+e以a表示湿空气的密度，则a=d+v 由于有e/P很小，故与干空气状态方程相比较可知：如果干、湿空气的温度和气压相同时，湿空气的密度比干空气的密度为小。虚温的物理意义：在相同的气压条件下，假设干空气的密度和湿空气的密度相等时，干空气应具有的温度。显然虚温总是高于气温的，两者的差值在低温时小，在高温时较大，如P=1000hPa时，二者的差值在0时为0.6，在20时为2.6。因此，在气压相同的条件下，干湿空气的密度的差值在低温时较小，在高温时较大。预定位置状态方程的应用举例例1：证明绝对湿度a=2.1710-1e/Tkgm-3证：由绝对湿度的定义知，绝对湿度即为湿空气中的水汽密度，故A=e/RwT=(100/461.5)e/T =2.1710-1e/Tkgm-3(e为hPa)例2：证明比湿q=0.622e/P gg-1 =622e/P gkg-1例3：证明T v=T(1+0.61q)证：因为Tv=T(1+0.378e/P 将q=0.622e/P代入上式即得：T v=T(1+0.61q)预定位置本章重点一、名词解释：大气、气象要素、天气、气候、干洁空气、气压、水汽压、绝对湿度、比湿、露点、相对湿度、饱和差、风二简答题：1、天气和气候有什么区别和联系？2、臭氧和二氧化碳各有哪些作用？3、为什么大气中臭氧的含量在2025km处最大？4、水汽在大气中含量虽少，但它是天气变化的重要角色，为什么？5、大气在垂直方向上分为哪几层？6、对流层具有哪些基本特征？7、为什么对流层中温度随高度的升高而降低？三、计算：已知空气的相对湿度为80%，气压为1000hPa，气温为20，求空气的绝对湿度、比湿和虚温？预定位置第二章第二章 辐射能辐射能本章主要内容1 辐射的基本知识几个概念、几个定律2 太阳辐射太阳辐射光谱、太阳常数、太阳辐射在大气中的减弱、太阳高度和昼长、太阳辐射在大气中减弱的一般规律、到达地面的太阳辐射能、森林中的太阳辐射3 长波辐射地面辐射、大气辐射、地面有效辐射4 净辐射地面的净辐射、森林的净辐射本章重点结束一、有关辐射的几个基本概念辐射：自然界中的一切物体以电磁波的形式时刻不停地向外发射能量的方式辐射能：以辐射的方式向外发射的能量（焦耳，J）辐射通量(功率)：单位时间通过辐射体表面的辐射能（瓦，W）辐射通量密度：单位时间内通过单位辐射体表面的辐射能（瓦米-2，Wm-2)辐射强度：在单位时间内由单位立体角内(圆锥)射到与射线相垂直的单位面积上的辐射能量(瓦米-2球面度-1，Wm-2Sr-1)吸收率(a)：某物体的吸收辐射与投射到该物体表面的辐射之比反射率(r)：某物体的反射辐射与投射到该物体表面的辐射之比透射率(t)：某物体的透射辐射与投射到该物体表面的辐射之比a+r+t=1黑体：吸收率为1的物体预定位置二、有关辐射的基本定律基尔霍夫定律 在一定温度和相应波长下，任一物体的发射率，T与吸收率a，T的比值是一常数，即，T：a，T=常数 或者说物体的放射能力与吸收能力的比值为波长和温度的函数：(,T)/a(,T)=f(,T)基尔霍夫定律表明：(1)某物体在某一温度T，对于某一波长的放射能力与吸收能力的比值为常数；(2)吸收能力强的物体，也是放射能力强的物体；(3)当物体在温度T时放射出波长为的辐射能，则在此温度下也吸收同样波长的辐射能。普朗克定律绝对黑体放射能量在光谱中的分布可由此定律得出，它指出了绝对黑体的放射能力0(,T)随波长和温度而变的关系。在温度T时，黑体表面单位面积所放射的波长介于到+d 之间能量为：其中C1=2hc2，C2=hc/k，c=3108ms-1为光速，h=6.6310-34Js为普朗克常数，k=1.3810-23JK-1 为波尔兹曼常数，即C1=3.7410-16Wm2，C2=1.43810-2mK该定律指出了放射能量最大值的波长随着温度的增加而移向波长较短的区域，而且放射的总能量随着温度增加而增大斯蒂芬波尔兹曼定律绝对黑体在温度为T时放射的总能量E0(T)与其热力学温度T的四次方成正比：E0(T)=T4=5.6710-8Wm-2K-4为斯蒂芬波尔兹曼常数。该定律指出了黑体温度愈高，放射的总能量也愈大。例如：黑体温度T=1000K时E0=5.6710-810004=5.67104Wm2维恩位移定律绝对黑体放射能力最强所对应的波长与黑体的绝对温度的乘积为一常数，即：maxT=a(m)a=2898 mK=2.89810-3mK黑体的温度愈高，放射能力最强所对应的波长愈短，当黑体的温度不断升高，所发出的光就会由红橙转为青蓝。因此，高温物体辐射能量最大值所对应的波长为短波，如太阳辐射；低温物体辐射能量最大值所对应的波长为长波，如地球辐射。如：T=8000K，max=0.36 m(紫外区）T=6000K，max=0.48 m(绿青光部份）T=4000K，max=0.72 m(红光部份）T=2000K，max=1.45 m(红外区）大致温度在3800K至7600K，max落在可见光区，高于7600K时，max落在紫外区，低于3800K时max则位于红外区。太阳表面温度为6000K左右，总的放射能力为7348104Wm-2，放射出能量的99%位于波长0.154.0m，max=0.48 m，属于短波辐射，是地球上一切能量的主要来源。预定位置一、太阳辐射光谱定义：太阳辐射能随波长的分布分区：紫外区，波长小于0.39 m 可见光区，波长为0.390.76 m 红外区，波长大于0.76 m 各区能量所占比例及作用：紫外区：约占7%，能杀死病毒和病菌，过多的紫外线对生物有害，如日灼、生长停止、蛋白质凝固和血球溶解。可见光区：约占50%，最大放射能力所对应的波长位于此区中。它既有热效应，又有光效应。对光合作用、蛋白质的合成、动物视觉及其它生物现象都起作用。红外区：约占43%，波长小于1 m的辐射对植物延长生长起作用，而波长大于1 m的则主要是热效应预定位置二、太阳常数定义：在日地平均距离条件下，地球大气上界垂直于太阳光线面上的辐射通量密度。用S0表示大小：WMO在1981推荐的最佳值为13677Wm2订正：S0=S0(r0/r)2预定位置三、太阳辐射在大气中的减弱方式吸收作用大气中各种物质的吸收是有选择性的N2和O2的吸收很少，只是O2对波长小于0.2 m的紫外辐射有较为明显的吸收作用O3吸收波长小于0.29m的紫外辐射，2%CO2的吸收有波长为0.43m最强水汽的吸收带比较宽，在20 m处几乎全部吸收总之大气中的物质对可见光区的吸收非常小固体杂质吸收少因吸收减少19%散射作用大气散射：大气中各种气体分子和悬浮的尘埃等微小质点能把入射的电磁波以相同波长向四面八方发射。只改变方向，不损失能量分子散射：空气分子的直径小于射入辐射的波长并遵循蕾利散射定律，其散射能力与波长的四次方成反比。分子散射与波长有关，波长短的散射能力强，它对蓝紫光的散射能力比红光大9倍，所以晴朗无云的天空呈淡蓝色粗粒散射：无选择性，当大气中有许多粗粒，则天空呈白色因散射作用6%返回宇宙空间反射作用与波长无关大气中的云层及灰尘反射20%以上三种作用使到达地面的太阳辐射减少了45%预定位置四、太阳高度和昼长天球坐标以地球上的观测者为中心，以任意长度(可以看成无限长)为半径的球称为天球，也就是地球的无限扩大，把天空的天体都包括在天球内，天球上的位置只由方向(以角度表示)来决定，而与距离无关。两根平行线向同一方向延长相交于天球上的同一点，所以在任何地点对准同一颗星(北极星)的方向线是平行的，要确定天球上某天体的位置常用三种坐标系，即地平坐标、赤道坐标和黄道坐标。地平坐标：地面一点的铅直线与天球相交于天顶和天底，地平圈与天顶轴垂直，通过天顶和天底而与地平圈垂直的大圈为地平经圈，与地平圈平行的小圈称为地平纬圈，地平纬圈与地平圈间的角距为地平纬度。通过南点的地平经圈为起算点，向西计算(顺时针)的角距为地平经度。地平坐标就是用地平纬度(高度角)和地平经度(方位角)决定天体位置的坐标。赤道坐标：以地球中心为天球中心，地轴延长线与天球相交，交点称为天极，与天轴垂直的大圈为天球赤道，通过天极而与天球赤道相垂直的大圈称为时圈或赤经圈，与天球赤道相平行的小圈称为赤纬圈，赤纬圈与天球赤道的角距为赤纬，向北为正，向南为负，通过天顶和天底的时圈为子午圈。地球轨道面扩大与天球相交的大圈称为黄道，黄道与天球赤道以2327的角度相交，黄道与赤道的两个交点即为春分点与秋分点。通过春分点的时圈为计算某星球赤经的基点，按逆时针方向由0 至360，用时间表示，赤道坐标就是用赤经和赤纬决定天体位置的坐标。子午圈与通过某天体的时圈所成的角度为时角，由子午圈按顺时针方向计算，由0 至360 或顺、逆时针两方向计算，各由0 至180 ，顺正逆反。黄道坐标：通过黄道两极的大圈称为黄经圈，与黄道平行的小圈称为黄纬圈。在黄道上自 春分点起按逆时针方向计算的角度称为黄经，黄纬圈与黄道之间的角度称为黄纬。黄道坐标就是用黄经和黄纬决定天体位置的变化。太阳高度角和方位角球面三角的基本公式为：A、B、C为球面三角形的角，a、b、c为与它们相对应的边。地平坐标是时间和观测点位置的函数，对于某一观测点来说，太阳高度角和方位角可由地平坐标决定。但太阳在天球上位置的变动(对地球上来说是一种视动)则须由赤道坐标来决定。因此，把两种坐标结合起来，才可以求得适合于任一观测点的太阳高度角和方位角。太阳高度h：太阳光线与观测点地平圈间的夹角。太阳方位角D：子午圈与经过太阳的地平经圈之间的夹角。90-90-h90-在上图中，QQ为天球赤道，HH为地平圈，P为天北极，Z为天顶，O为观测者，S为太阳位置，h为太阳高度角，D为太阳方位角，为太阳赤纬，为观测点所在纬度。由天极P、天顶Z和太阳位置S之间的大圆弧所形成的球面三角形PSZ称为定位三角形。弧PS=90 为太阳极距，弧ZS=90 h为太阳天顶距，弧PZ=90 为观测点的余纬。弧PZ相当于观测点的子午圈，弧PS相当于太阳的时圈，因而P角就是时角，以角P=A，角Z=D=C，则弧ZS=a，弧PZ=b，弧PS=c代入球面三角公式可得：例：计算广州(=238N)1月15日(=2117)正午时(=0)的太阳高度角。将已知条件代入上式有：sin h=0.71427h=4535中午是时太阳高度角的计算：h=-+90(太阳在天顶以南)h=-+90(太阳在天顶以北)在计算时应根据时角的已知值来考虑所应在的象限。例：计算广州7月15日下午3时的太阳方位角。=238N，=2140，=45tan D=8.07806D=8257即南偏西8257，如果计算同日上午9时的太阳方位角，则=360 45，方位角在第四象限，即D=2773，东偏南73可照时间(昼长)太阳的视圆面中心从出地平线至入地平线之间的时间间隔：cos(0)=tan()tan()0表示半昼弧由0所得的时间为真太阳时，如果要得到地方平时，必须加以订正；由时差等于真太阳时减地方平时的关系，所以真太阳时减时差就是地方平时，每天的时差可从天文年历中查出，如果再由地方平时转换为北京时，则由某地与120 E的经度差按经度1 相当于4分钟的比例计算。例：计算广州1月15日的昼长。由=238N，=2117得：cos(0)=0.16642 0=8025=5时22分即17时22分日没，6时38分日出，2 0=10时44分为昼长时间。这一天的时差为-9分，所以地方平时为5时22分+9分=5时31分，转换为北京时,由120E与广州经度11313相差6 47，相当于时间27分，因而5时31分+27分=5时58分。当0，0 或0，0时，cos(0)90，昼长12小时，如北半球在春分至秋分时期或南半球在秋分至春分时期。当0，0 或0时，cos(0)0，0 90，昼长66 33)，cos(0)的绝对值就会大于1，这表示太阳在地平面以上的时间在24小时以上，纬度愈高，这种时间愈长。水平地面上太阳辐射日总量Q(理论值)单位时间单位水平地面上的太阳辐射量为：SS0 sin(h)S0(r0/r)2sin(h)则dt时间内的辐射总量为：dSS0(r0/r)2sin(h)dt从日出到日落积分得：将时间换成时角，忽略一天内的时差，则有d(2/T)dt，这里为一日周期(1440分)，于是就某一地点来说，为常数，在一天内值变动极小，也可视为常数，因而(0用弧度表示)例：求北京(3957)夏至日和冬至日的太阳辐射日总量。解：S0=1367Wm-2，T=144060s，=3957N，夏至日=23272=(r/r0)2=1.03280=118 18=1.9425弧度Q=13670.9682427501.9741.1515 =41915953.0Wm-2 d-1冬至日=23272=(r/r0)2=0.96750=68 42=1.1990弧度Q=1367/0.967527501.9740.3489 =13557586.0Wm-2d-1 在春、秋分日，=0，所以预定位置五、太阳辐射在大气中减弱的一般规律经过路程的长短单位气质(一个大气质量)：太阳位于天顶时，以单位面积太阳光束所穿过的大气柱的质量作为一个单位太阳斜穿时的大气质量m1/sinh=secZ大气透明程度透明系数(P)：当太阳位于天顶时，到达地面与太阳光垂直面上的太阳辐射通量密度S与大气上界太阳常数之比，即P=S/S0由于大气的吸收作用和分子散射作用是有选择性的，且随波长不同而异，因此P与波长有关，波长短的P小于波长长的P。h小时，短波散射多，余下的多为红橙光，所以早晚的太阳呈红色。贝尔减弱定律不同波长的太阳辐射，经过大气时被减弱的程度不同，对于单色辐射，设波长为的射入辐射通量为S，在大气中的射程为dl，于是被减弱的辐射通量密度dS=kSdl(单位面积)积分上式可得：P为过m个大气质量的平均透明系数。显然，太阳辐射经过大气层时，其减弱规律遵循指数规则，太阳辐射经过大气层后，不仅能量被减弱，而且其光谱成份也发生了变化预定位置六、到达地面的太阳辐射能水平地面上的太阳直接辐射通量密度(Sb)太阳直接辐射：在与太阳辐射方向相垂直的面上所接收到的直接来自太阳的那一部份太阳辐射通量密度。Sb=Ssinh=ScosZ=S0PmcosZ (朗伯余弦定律)Sb的变化规律：(1)日变化；(2)年变化；(3)纬度变化；(4)海拔变化；(5)云的变化。漫射辐射通量密度(Sd)太阳漫射辐射：来自整个天穹向下的散射辐射和反射的太阳辐射之和Sd的变化规律：(1)日变化；(2)年变化；(3)纬度变化；(4)海拔变化；(5)云的变化。总辐射通量密度(St)总辐射=直接辐射+漫射辐射Sd的变化规律：(1)日变化；(2)年变化；(3)纬度变化；(4)海拔变化；(5)云的变化。对于我国来说，总辐射的分布情况为：以青海、西藏高原地区为最大，达66887942106 Jm-2a-1，这是由于海拔高度高可以接受到较多太阳辐射的结果；西北和华北地区次之，这是因为这些地区晴朗干燥的天气较多，日照百分率较大；长江中下游地区云量较多，因而也是总辐射最少的地区，为37625016106 Jm-2a-1，特别是在四川一带为一个最小值的闭合中心。华南地区太阳辐射较多，但因云雨也多，总辐射的季节变化也很明显，一般是秋冬季大而春夏季小。地面反射辐射通量密度(Sr)反射率r：某一表面的反射辐射与投射到该表面的总辐射之比值。r的大小取决于表面组成成份的性质、颜色、形状、层次排列及太阳高度。h，r；r单叶r林冠；r新雪95%；颜色愈深，r愈小；r湿土B裸地 B植被内B干燥砂土预定位置二、森林的净辐射方程SfSfrSfaSftL0L0aL0rL0tLfLfrLfaLftL1L2林冠层的净辐射(BD)方程BD=(SfSfrSft)(LfLfrLft)+(L0L0rL0t)(L1+L2)=Sf(1rt)(LfL0)(1rt)(L1L2)林冠下的地表净辐射(BS)方程BS=Sft(1rs)(LftL2)(1rs)L0预定位置本章重点一、名词解释：辐射、辐射通量密度、太阳辐射光谱、太阳常数、分子散射、太阳高度、昼长、时角、单位气质、大气透明系数、太阳直接辐射、太阳漫射辐射，地面有效辐射、净辐射、地面净辐射二、问答题：1、为什么早晨的太阳呈红色，晴朗的天空呈蓝色？2、太阳辐射在大气中的减弱方式有哪些？3、掌握太阳高度、昼长及可能太阳辐射日总量的计算？4、直接辐射、漫射辐射、有效辐射、净辐射变化的一般规律？预定位置第三章第三章 感热与温度感热与温度本章主要内容1 土壤和空气的热量交换方式和热特性热量交换方式、热特性2 土壤热通量和土温土壤表面热量收支及其影响因子、土壤热通量及确定方法、土温的变化3 森林植物体贮热量和树温森林植物体贮热量的变化及确定方法、树木温度4 感热通量和气温感热通量、气温的变化5 空气的绝热变化和大气稳定度空气的绝热变化、大气稳定度6 生物学温度、界限温度和积温生物学温度、界限温度、积温本章重点预定位置一、热量交换方式分子热传导：以分子运动来传递热量的过程辐射：对流：空气在铅直方向上的大规模升降运动。分为动力和热力两类平流：大范围空气的水平运动乱流：空气的不规则运动，分为动力、热力和混合三类潜热转移：水相变化产生的热量转换。蒸发潜热为2.5106J/kg，升华潜热为2.834106J/kg以上几种热量交换方式中，除土壤热交换的主要方式是分子热传导外，地面和大气间热转移以辐射热交换最重要，在气层之间的热量交换以对流和乱流两种方式为主，平流作用对调节地区之间的热量差异起着重要作用，潜热输送对于大范围的能量交换以及重要天气过程的形成、演变都起着明显的作用。预定位置二、热特性热容量(cv)：重量热容量(比热c)：单位质量的物质温度变化1所吸收或放出的热量，单位为Jkg-1-1容积热容量(热容量cv)：单位体积的物质温度变化1所吸收或放出的热量，单位为Jm-3-1 cv=c显然，热容量大的物质受热后升温和失热后降温都较缓和，热容量小的物质受热后升温和失热后降温都较剧烈。在土壤中水和空气含量是变化的，所以土壤热容量也是变化的，它随土壤湿度的增加而增大，随土壤孔隙度增加而减小，因此干燥而疏松的土壤比潮湿而紧密的土壤热容量小，受热升温迅速而剧烈。表3-1 土壤固体成份、空气和水的热特性热特性热特性成份成份比热比热(c)c)J J kgkg-1-1 (10(103 3)热容量热容量(c cv v)J J mm-3-3 (10(106 6)导热率导热率()J/J/mm s s 导温率导温率(K)K)mm2 2/s/s(10(10-6-6)固体成份固体成份0.760.970.760.972.062.442.062.440.82.50.82.50.391.020.391.02空气空气1.0081.0080.00130.00130.0210.0211616水水4.24.24.24.20.590.590.140.14导热率()：物体内部传导热量快慢的能力，它是指1m深度内温度差为1 ，1秒钟通过1m2横截面的热通量，单位为Jm-1s-1 -1。在其它条件相同时，物体导热率愈大，其表面温度的升降就愈和缓。导热率亦主要决定于土壤中空气和水分含量的多少，土壤湿度增加，增大，孔隙度增大，减小。潮湿而紧实的土壤，导热性良好，白天得热后能迅速下传，地面升温缓慢，夜间地面失热后，下层热量迅速上传，地面降温缓慢。干燥而疏松的土壤，增温和冷却都较潮湿而紧实的土壤剧烈。导温率(K)：表示物体传递温度和消除层次间温度差异的能力，即单位体积的物体，由于流入(或流出)数量为的热量后，温度升高或降低的数值，单位为m2s-1K=/cv在其它条件相同时，物体导温率愈大，温度波由物体表面向里或由里向物体表面传播愈快，温度变化所及深度愈深，各深度温度差异能较快消除。在土壤中，随土壤湿度增加，导热率和热容量都是增大的，但两者变化速度是不同的，因此使导温率与土壤湿度的关系比较复杂。据研究，干土起初因湿度上升使导热率增大的速度超过热容量的增大速度，故K增大，但待土壤湿度增至一定程度后，增大不明显，而cv仍呈线性上升，K减小，因此，仅在2030%土壤湿度时，其导温性能最好，太干或太湿都不好。预定位置一、土壤表面热量的收支及其影响因子热量收支：土温的变化首先决定于土壤表面热量的收支状况，地面的热量收支可用热量平衡方程来表示：B=LE+P+Qs或Qs=B LEP白天，B0，用于LE、P、Qs；夜间，B高纬，内陆 沿海，夏季冬季(春季最大)，凹地平地凸地，阳坡阴坡，干土湿土，裸地覆盖地，晴天阴天，敝塞地通风地；随深度的增加，土温日较差减小，位相逐渐落后，到1米左右，土温无日变化，称为恒温层，平均深度每增加10cm，位相落后2.53.5小时。土温年变化：地表：中高纬最高在7月，最低在1月；低纬(云和降水的影响，变化复杂)，海南岛最高在6月，昆明最高在5月，赤道附近有两高(两分后)两低(两至后)；年较差随纬度升高而增大，随天气条件、下垫面状况的变化同日较差；随深度的增加，年较差减小，位相落后，年较差消失在低纬510米，中纬1520米，高纬约25米，称为年恒温层深度，在中纬度，深度每增加1米，位相落后2030天。土温的铅直变化：由(Sb+Sd)(1-r)与Ln的共同作用，使其铅直变化有两种基本类型和两种过渡类型。土温冻结和解冻：土壤冻结：中纬度的冬季及高纬度地区一年中大部份时间里土温可降到0度以下，这时土壤中的水分和潮湿土粒发生结冰，使整层土壤冻结成坚硬状态。冻结的影响因子有：气候条件、地形地势、土壤结构和湿度、积雪深度、植被覆盖等，寒冷而冬季长的地方，土壤冻结深，东北3米，西北1米以上，北京70厘米；总的说来，高山地区平原地区、干松土湿紧土、裸地植物覆盖。解冻：春季，太阳辐射增强，土温和气温上升，地表开始解冻，并逐渐向土壤深层融解。少雪而寒冷的冬季，冻结深，解冻由上向下和由下向上同时进行；多雪而寒冷的冬季，冻结浅，解冻从上向下进行；在高纬度地区，特别是亚洲东北部，夏季土壤不能完全解冻，仅解冻到一定深度，下层则长年冻结不化，形成永冻层。作用：冻结后，冰晶使土块破裂，土壤变疏松；解冻后，提高土壤透气性和水分渗透力，地下水位不深的地方，冻结使下层水向上输送，增加土壤含水量，增加浅根树种的抗风性，这些对春季植物生长有很大意义；另一方面，春季未解冻时，不能供给植物足够水分，但蒸腾已开始，植物失水，发生枯萎现象，出现生理干旱；冻结使体积膨胀，幼小植物根抬高，解冻后，土壤下落，幼小植株的根暴露在土层外，造成植物死亡，即所谓的冻拔害，东北及华北地区常发生。预定位置一、森林植物体贮热量的变化及确定方法森林植物体贮热量的变化森林植物体热量的贮存或消耗称为森林植物体贮热量的变化或称森林植物体热通量。确定方法：QD=cDDZDTJm-2s-1或Wm-2ZD为森林植物体平均有效厚度，ZD=V/w,T为相邻两时间森林植物体深度至ZD的平均温度差(后一时刻前一时刻)，QD白天变化在0.040.20Jcm-2min-1，昼夜平均近似为0。森林植物体不同部位的贮热量及其变化也是不同的，树干蓄积量占到林分或树木容积的8090%，而枝叶容积仅占1020%，因此树干中贮热量的变化比枝叶要大得多，因此在实际工作中，为了计算森林植物体的热通量，通常可忽略枝叶体积，直接用活立木木材蓄积量来计算ZD，其误差是很小的预定位置二、树木温度林冠枝叶的温度晴天：白天，T叶T气5，最大超过10 夜间，T叶T气-2，最多-4.2阴天：白天，T叶T气1210 夜间，T叶T气-1-2枝条温度与气温的关系与上类似，只是数值小些。树干温度孤立木：西南面温度最高，北面最低林内树干：树干温度的高低除决定于太阳辐射对树干照射时间和强度外，与周围环境的空气温度、树皮颜色、厚度和粗糙度等因子都有关；粗糙而厚的暗色树皮，有许多空气填充在树皮木栓细胞中，对太阳辐射的反射率小，导热性能差，使树皮表面增热、冷却都厉害，温度变化剧烈，而树干内部的温度变化则较缓和。预定位置一、感热通量(P)定义：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。其单位为Wm-2。P的确定：标准状态下，空气刻度=1.29kgm-3，定压比热cp=1.0103Jkg-1-1，T/z为铅直空气温度梯度，KT为乱流热交换系数。KT的物理意义：当温度梯度为1，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，单位为cm2s-1或m2s-1，其大小为01m2s-1。它比空气的导温率大好几个量级，KT表示近地层乱流发展强度，它随高度的增加而增大，地面愈粗糙愈有利于乱流运动的发展。水面的乱流发展情况与陆面有明显差异，白天，水面上由于蒸发的结果，层结较稳定，不利于乱流发展，KT较小；夜间蒸发减弱层结不稳定，有利于乱流的发展，KT反而比较大些。KT有明显的日变化，最大出现在午后，最小出现在清晨。P的变化：P决定于KT和T/z，最大在午后，最小在清晨；一般地有：山地平原、陆面水面、森林空旷地林内、干燥地区及干燥季节湿润地区及湿润季节。预定位置二、气温(1.5米)的变化日变化：Tmax在1415时，Tmin在日出前后；日较差受纬度、季节、天气、地形和下垫面性质的影响。随纬度升高而减小，低纬1012，中纬89，高纬34或更小；夏季大于冬季，春季最大；盆地高原平原山地；陆地海洋，裸地覆盖地，空旷地林内；晴天阴天和多云天气。随高度升高，地面影响减小，日较差减小，位相落后。年变化：Tmax；陆上在7月，海上在8月Tmin：陆上在1月，海上在2月，年较差，华南1012，长江2030，华北及东北3040，东北北部在40以上；其它同日变化。随高度的增加，年较差减小，位相落后。气温的非周期性变化：气温的铅直变化：温度层结：气温随高度的分布。气温直减率(r)：高度每升高100米的气温降低值，单位为/100米，r=T/z逆温：气温随高度的升高而增加的现象：按形成条件不同可分为以下几种：辐射逆温：晴朗微风的夜间形成，黎明前后强度最大，谷地、洼地和干燥地区易产生，中纬度大陆上常年可见，秋冬最多，厚度达几十米至几百米，极地可达几千米。预定位置平流逆温：秋冬季或春季，暖空气流到冷的下垫面上形成。湍流逆温：下沉逆温：锋面逆温：预定位置一、空气的绝热变化绝热：气块在铅直运动中与外界不发生热量交换。绝热冷却：气块因绝热上升而降温的现象(气块绝热上升，P外，V，对外作功，内能减小，T)。绝热增温：气块因绝热下降而增温的现象(气块绝热下降，P外，V，外界对其作功，内能增加，T)。空气的绝热变化：气块在铅直运动中所发生的绝热冷却和绝热增温的变化。这个变化过程称为绝热过程。干绝热直减率(rd)干绝热过程：一团干空气或未饱和的湿空气在作绝热上升或下降运动时，气块内部既没有发生水的相变，又没有与外界交换热量的过程，它是一种可逆的绝热过程。干绝热直减率：在干绝热过程中，气块温度随高度的变化率。rd=0.98/100米1/100米湿绝热直减率(rm):湿绝热过程：始终保持饱和状态的湿空气，在作绝热升降运动时，既有内能的变化，又有水相变化的过程，它也是一种可逆过程。湿绝热直减率：在湿绝热过程中，气块温度随高度的变化率，平均来说，rm=0.5/100米。在湿绝热过程中，一方面因绝热膨胀气块对外作功消耗内能，使气温降低；同时又因绝热冷却作用，使气块中部份水汽凝结放出潜热，对气块有升温作用，缓和了气块上升的绝热作用；下降过程则反过来。因此湿绝热直减率小于干绝热直减率。rm的大小与温度和气压有关：T，rm：这是因为温度较高时，饱和湿空气中所含水汽量比温度低时多，在绝热上升发生凝结时所释放的潜热多。P，rm：这是因为气压降低，空气密度减小，容积热容量也减小，由释放相等的潜热供给空气时，气压较低的空气由于潜热而增高的温度比气压较高时的空气为高。由于气温对rm的影响大于气压的影响，所以随高度增加，rm。预定位置二、大气稳定度定义：是指气层稳定的程度在气块处于平衡位置时，具有与周围大气相同的P、T和，当它受外力作用后，就沿绝热过程发生铅直运动，移动z高度后，气块状态变为P、T、，而周围大气状态为P、T、。除P=PT外，TT，。单位体积气块受两个力的作用：浮力q=g，重力G=g，浮举力f=q-G=g g单位质量气块所受的力就是加速度a：未饱和湿空气的稳定度：未饱和湿空气块上升z高度时，T=T0rdz，T=T0rzr rd的符号决定a与z 的方向是否一致，也就决定了大气是否稳定。当rrd时，a与z方向相同，大气不稳定当r=rd时，a=0，大气层结呈中性饱和湿空气的稳定度：当rrm时，a与z方向相同，大气不稳定当r=rm时，a=0，大气层结呈中性综上所述，可得如下稳定度判据：当rrm rd rm时，绝对不稳定当rd r rm时，条件性不稳定(一般情况)当r=rd时，中性平衡预定位置一、生物学浓度定义：所有对生物生命活动起作用的温度三个基点温度：生物学最低温度：某一生理活动过程起始的下限温度。生物学最适温度：某一生理活动过程最旺盛和最适宜的温度。生物学最高温度：某一生理活动过程能忍受的最高温度。生物学伤害温度和生物学致死温度：使植物或树木受到伤害或致死的温度，其温度值或者在生物学最低温度以下，或者在生物学最高温度以上。不同树种、不同生理活动过程与温度的关系是不同的。如：树木种子发芽，生物学最低温度一般为05，最适温度为2530，最高温度为3540；温带树种的光合作用，生物学最低温度为56，最适温度为2030，最高温度为4050预定位置二、界限温度定义：对植物(农作物和林木)的生长发育有指示和临界意义的温度，在农、林业上也称指标温度。主要的界限温度：0：表示开始冻结和解冻，0以上的持续日数为温暖期(生产期)，0以下的持续日数为寒冷期 5：表示在温带大多数农作物、果树和树木开始生长或停止生长的界限，称为生长期10以上表示农作物和大多数温带树木活跃生长，称为活跃生长期15以上持续期是喜温作物和喜温带树种的活跃生长期20以上持续期是热带和亚热带作物和树种的活跃生长期预定位置三、积温定义：植物在某一生长发育期或整个生长发育期所需的累积温度的总和，表明了植物在全部生长发育期或某一生长发育期对热量的总要求。活动温度和活动积温：活动温度：高于或等于生物学下限温度的温度。活动积温：作物或林木在某一生长发育期或整个生长发育期内全部活动温度的总和有效温度和有效积温：有效温度：活动温度与生物学下限温度之差有效积温：作物或林木在某一生长发育期或整个生长发育期内全部有效温度的总和有效积温常用在计算植物对热量要求上，也作为植物生育期的预报和病虫害预测预报上；而活动积温计算起来比有效积温方便，多用在农、林业气候分析和区划上预定位置本章重点一、名词解释：对流、平流、乱流、热容量、导热率、导温率、土壤热通量、土壤冻结、感热通量、逆温、空气的绝热变化、干绝热过程、湿绝热过程、大气稳定度、生物学温度、界限温度、活动积温、有效积温二、问答题：1、土壤和空气中的热量交换方式主要有哪几种？2、试用净辐射方程和热量平衡方程论述影响土温变化的可能因子？3、试述土温和气温的变化规律？4、土壤冻结和解冻有哪些利弊？5、乱流热交换系数的物理意义是什么？6、为什么气块在作绝热升降运动的过程中会有温度的变化？7、为什么湿绝热直减率小于干绝热直减率？8、为什么高温时rm小，而高压时rm大？9、掌握活动积温和有效积温的计算？预定位置第四章第四章 大气的运动大气的运动本章主要内容本章主要内容1 气压气压的定义和单位(略)，等压面、等压线和气压系统，气压阶和压高公式2 空气的水平运动风作用于空气中的力，自由大气中的风、近地层中的风3 大气环流模式概述单圈环流，三圈环流4 地方性风热力环流，海陆风，山谷风，焚风5 湍流边界层的概念、片流和湍流、湍流扩散方程、混合长的概念、判断湍流运动消长的里查逊数、湍流交换系数及其确定方法、感热通量和潜热通量的确定方法本章重点预定位置二、等压面、等压线、气压系统二、等压面、等压线、气压系统等压面：空间气压相等的各点所构成的面等压线：同一等高面上气压相等的各点连成的线气压系统：五种基本形式低压：中心气压最低，向四周气压逐渐升高的闭合等压线区域，形如盆地。高压：中心气压最高，向四周气压逐渐降低的闭合等压线区域，形如山丘。低压槽：低压向外延伸出来的狭长区域或一组不闭合等压线向气压高的一方突出的部份，槽线附近形如山谷。高压脊：高压向外延伸出来的狭长区域或一组不闭合等压线向气压低的一方突出的部份，脊线附近形如山脊。鞍形气压区：位置相对的两个高压和两个低压组成的中间区域，形似马鞍GGGDDD10201025103010201015101010051015101510201025102010201025101510151010100510101005HDD预定位置三、气压阶和压高公式三、气压阶和压高公式静力平衡方程大气中任一微小气块都要受到重力和外界大气压力的作用。对于处于静力平衡状态的体积为dxdydz的气块，垂直方向所受重力为g dxdydz，气块上下底面受到外界的压力差为dPdxdy，当两力相平衡时，可得：dP=gdz，方程说明：气压随高度的变化取决于空气密度和重力加速度由于g随高度变化小，所以气压随高度的变化主要决定于空气密度。均质大气密度为常数，对静力平衡方程积分可得：Z=T0Rd/g 取T0=300K，Rd=287Jkg-1K-1，g=9.8ms-2，代入上式可得z=8785.7m多元大气气温随高度的变化率(r)为常数，将r=dT/dz及状态方程=P/(RdT)代入静力平衡方程，并积分得：例：求在T0=275K时，P为P0的1/10的高度。当r=0.6hm-1时为z=275100/0.6(1-0.10.176)=15271m；当r=0.8hm-1时，z=14338m。在大气顶界，P=0，则z=T0/r，如果以T0=273K，r=0.6 hm-1，则z=45500m。等温大气大气温度为常数，将状态方程代入静力平衡方程，整理并积分可得：以Rd=287Jkg-1K-1，g=9.8ms-2，T=273(1+t/273)=273(1+t)代入上式并把自然对数变为以10为底的对数，可得：例1：已知低处气压P1=1000hPa，气温t1=20.0 ；高处气压P2=850hPa，气温t2=8，求高低处高度之差。解：tm=(t1+t2)/2=14z2-z1=18400(1+0.0036614)log(1000/850）=1365.2(米)例2：已知某测站的海拔高度为100米，某次气压观测值经过温度和重力订正后为1000hPa，气温为20，求海平面气压。解：z1=0，z2=100，P2=1000hPa，求P1由于海平面上的气温无法得到，一般采用由台站上测得的气温，换算到海平面上，即取r=0.6/hm(或取r=0.5/hm)，于是t1=20.6，t2=20，tm=20.3。logP1=log1000+100/18400(1+0.0036620.3)，P1=1011.7hPa气压阶(h)：单位气压高度差。h-dz/dP1/(g)RdT/Pg8000(1+t)/P29.3T/Pm/hPa例：已知低处气压P1=1000hPa，气温t1=20.0 ；高处气压P2=850hPa，气温t2=8，求高低处高度之差。解：tm=14，Pm=925hPa，h=8000(1+0.0036614)/9259.09m/hPaz2z1=h(P2P1)=9.09(150)=1363.7米表表4 42 2 不同气压和温度条件下的气压阶（不同气压和温度条件下的气压阶（m m）气压气压hPahPa 404020200 020204040100010006.76.77.47.48.08.08.68.69.39.37507508.98.99.99.910.710.711.511.512.412.450050013.413.414.714.716.016.017.317.318.618.637537517.917.919.719.721.321.322.922.924.824.810010067.267.273.673.680.080.086.486.492.892.8757589.389.398.798.7106.0106.0114.7114.7124.0124.0h大，表示改变单位气压所升降的高度大，即气压随高度改变慢。因此：温度一定时，气压愈高，气压阶愈小，气压随高度递减愈快；气压一定时，空气柱温度愈高，气压阶愈大，气压随高度降低愈