农业气象学课件.ppt

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1、 农业气象学农业气象学2 2 农学专业2011级 第第2 2章章 温度温度2.1热量交换方式热量交换方式2.2土壤温度土壤温度2.3水层温度水层温度2.4空气温度空气温度2.5温度与农业生产温度与农业生产2.1热量交换方式热量交换方式 地球表面接受太阳辐射能，在下垫面本身、下垫面和空气、地球表面接受太阳辐射能，在下垫面本身、下垫面和空气、空气层之间，进行多种形式的热量交换，使地面温度、下层土壤空气层之间，进行多种形式的热量交换，使地面温度、下层土壤温度、大气温度发生变化。温度、大气温度发生变化。主要的热量交换方式有：主要的热量交换方式有：一一、分子热传导分子热传导 以分子运动来传递热量的过程称

2、为以分子运动来传递热量的过程称为分子热传导分子热传导。在土壤层中，热量交换是由分子热传导形式完成的。分子热传在土壤层中，热量交换是由分子热传导形式完成的。分子热传导过程的强弱对土壤层内热状况的形成有着重要意义。导过程的强弱对土壤层内热状况的形成有着重要意义。空气是热的不良导体，空气分子导热率很小，因而由传导方式空气是热的不良导体，空气分子导热率很小，因而由传导方式进行的热量转移比其他方式要少得多，多数情况下是可以忽略进行的热量转移比其他方式要少得多，多数情况下是可以忽略不计的。不计的。二、辐射二、辐射二、辐射二、辐射 地面和大气层之间的辐射热交换是始终存在的。地面和大气层之间的辐射热交换是始终

3、存在的。地面和大气层之间的辐射热交换是始终存在的。地面和大气层之间的辐射热交换是始终存在的。地面一方面地面一方面地面一方面地面一方面吸收吸收吸收吸收太阳辐射和大气逆辐射，同时也向太阳辐射和大气逆辐射，同时也向太阳辐射和大气逆辐射，同时也向太阳辐射和大气逆辐射，同时也向大气大气大气大气放射放射放射放射长波辐射。长波辐射。长波辐射。长波辐射。白天，当地面白天，当地面白天，当地面白天，当地面吸收的辐射超过放出的辐射吸收的辐射超过放出的辐射吸收的辐射超过放出的辐射吸收的辐射超过放出的辐射时，地面时，地面时，地面时，地面被加热被加热被加热被加热增温增温增温增温，并通过辐射或其他方式把热量传送到，并通过辐

4、射或其他方式把热量传送到，并通过辐射或其他方式把热量传送到，并通过辐射或其他方式把热量传送到大气层和深层土壤使大气和深层土壤温度增加；大气层和深层土壤使大气和深层土壤温度增加；大气层和深层土壤使大气和深层土壤温度增加；大气层和深层土壤使大气和深层土壤温度增加；夜间，地面夜间，地面夜间，地面夜间，地面放出的长波辐射超过吸收放出的长波辐射超过吸收放出的长波辐射超过吸收放出的长波辐射超过吸收的大气逆辐射，的大气逆辐射，的大气逆辐射，的大气逆辐射，结果使得地面损失热量，导致地面结果使得地面损失热量，导致地面结果使得地面损失热量，导致地面结果使得地面损失热量，导致地面温度下降温度下降温度下降温度下降，此

5、时，此时，此时，此时深层土壤和大气就反过来以各种方式向地面输送热深层土壤和大气就反过来以各种方式向地面输送热深层土壤和大气就反过来以各种方式向地面输送热深层土壤和大气就反过来以各种方式向地面输送热量，以维持地表面温度不致下降太多，结果使深层量，以维持地表面温度不致下降太多，结果使深层量，以维持地表面温度不致下降太多，结果使深层量，以维持地表面温度不致下降太多，结果使深层土壤和大气层损失热量，温度也出现下降。土壤和大气层损失热量，温度也出现下降。土壤和大气层损失热量，温度也出现下降。土壤和大气层损失热量，温度也出现下降。三、对流三、对流 空气在垂直方向上大规模的、有规律的升降运动空气在垂直方向上

6、大规模的、有规律的升降运动称为称为对流对流。根据其形成原因可分为如下两种：根据其形成原因可分为如下两种：热力对流（自由对流）热力对流（自由对流）形成原因形成原因：由热力原因引起的对流。：由热力原因引起的对流。热力对流发生在热力对流发生在低层气温剧烈增高或高层空气冷却低层气温剧烈增高或高层空气冷却时，此时上下层气温差异加大，造成低层空气密度时，此时上下层气温差异加大，造成低层空气密度较小，高层空气密度较大，高层的冷空气下沉，低较小，高层空气密度较大，高层的冷空气下沉，低层的暖空气上升，形成空气的不稳定状态。层的暖空气上升，形成空气的不稳定状态。热力对流的空气升降热力对流的空气升降速度快速度快，多

7、在，多在10 ms左右，但左右，但它的它的水平尺度小水平尺度小，多在，多在0.150 km之间，是之间，是中低纬度中低纬度温暖季节温暖季节经常发生的天气运动现象。经常发生的天气运动现象。动力对流（强迫对流）动力对流（强迫对流）形成原因形成原因：有动力原因形成的对流当空气水平流动遇到山脉等障碍物时被迫抬升，或者因受其他外力作用强迫抬升时发生的空气流动现象。动力对流的升降速度慢速度慢，一般在0.110 cms之间，但水平范围广范围广，可达到几百至几千千米。大气中的对流多数是由热力原因和动力原因共同引共同引起起的。对流的结果对流的结果使上下层空气混合，并发生热量交换。不同的对流运动带来不同的天气、气

8、候特征。一般在夏季及午后空气对流较强，冬季及清晨较弱。对流运动是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。四、平流四、平流 空气大规模的水平运动称为平流平流。冷平流：冷平流：空气经常大规模地在水平方向上流动着，当冷空气流经暖的区域时，可便当地温度下降，称之为冷平流；暖平流：暖平流：当暖空气流经冷的区域时，可使该区域的温度升高，称之为暖平流。平流运动对缓和地区之间和纬度之间的温度差异有很大作用，是水平方向上热量交换的主要方式。五、乱流（湍流）五、乱流（湍流）因为地面受热不均匀，或者空气沿一粗糙不平的下垫面移动时，常出现一种小规模的、无规则的升降气流或空气的涡旋运动，这种空气的不规则运动称为湍流湍

9、流，习惯上常叫乱流乱流。乱流可使空气在各个方向得到充分混合，并伴随着热量的交换。与对流相比，乱流的规模较小规模较小，但它更具有普遍性普遍性。乱流对缓和贴地气层的温度变化起着十分重要的作用，是地面和空气、空气和空气之间热量交换的重要方式之一。六、潜热交换六、潜热交换 下垫面受热后，因水分蒸发(升华)而消耗热量，使地面温度降低，这部分热量在大气中凝结(或凝华)释放出来，使气温增加，气象学上把因水的相态变化而引起的热量转移称为潜热潜热。潜热交换不仅在地面与空气间进行，也可在空气与空气之间进行。大气中水的潜热释放是中小尺度天气系统发生、发展的一种主要能源。潜热交换方式对于下垫面和空气温度变化都有直接影

10、响。2.2 土壤温度土壤温度一、地表层热量平衡一、地表层热量平衡 地表温度的升高或降低，均是由地表热量收支状况决定的。白天，地表收入的能量多于支出的能量，地表温度升高夜间，地表释放的热量多于吸收的热量，地表温度降低若收支平衡，则地表温度保持不变。根据能量守桓原理：地表层热量收支差额地表层热量收支差额(热量平衡热量平衡)地面热量收入一地面热量地面热量收入一地面热量支出支出 地表层的热量收入和支出项有：lR：地表层和空气间以辐射形式进行交换的热通量项（辐射差额）；lP：地表层和空气间以湍流形式进行交换的热通量项；图2-1 地面热量收支示意图lB：地表层和地表下层间以分子传导形式进行交换的：地表层和

11、地表下层间以分子传导形式进行交换的热通量项；热通量项；lLE：地表层与空气间以潜热形式进行交换的热通量：地表层与空气间以潜热形式进行交换的热通量项。项。白天，从日出后白天，从日出后1小时到日落前小时到日落前1小时左右的这段时间内，小时左右的这段时间内，地球表面吸收的太阳辐射地球表面吸收的太阳辐射大于大于地面有效辐射，地面有效辐射，辐射差辐射差额额R为正值为正值，辐射差额转变为热能，使地表面温度增加于是地表层开辐射差额转变为热能，使地表面温度增加于是地表层开始逐渐支出热量；以湍流方式进入空气的热通量始逐渐支出热量；以湍流方式进入空气的热通量P，使，使空气层升温空气层升温；以分子传导方式进入地表下

12、层的热通量以分子传导方式进入地表下层的热通量B，使地表下层增，使地表下层增温温；以潜热方式进人空气的热通量；以潜热方式进人空气的热通量LE，使气温升高，使气温升高。夜间，从日落前夜间，从日落前1小时至次日早晨日出后小时至次日早晨日出后1小时左右的这小时左右的这段时间，地面吸收的太阳辐射段时间，地面吸收的太阳辐射小于小于地面有效辐射，辐射地面有效辐射，辐射差额差额R为负值为负值，于是地面开始逐渐失去热量，使地表面，于是地面开始逐渐失去热量，使地表面温度降低，近地气层和地表下层分别以湍流温度降低，近地气层和地表下层分别以湍流P和和分子传分子传导导B的的形式形式传递给地表层热通量传递给地表层热通量，

13、同时，近地层水汽凝，同时，近地层水汽凝结于地表，以潜热结于地表，以潜热LE形式形式传递给地传递给地表层热通量。表层热通量。可见，夜间的各项收入和支出与白天正好相反，若可见，夜间的各项收入和支出与白天正好相反，若规定：地规定：地表层得到热量为正，失去热量为负，则可写成：表层得到热量为正，失去热量为负，则可写成：R=P+B+LE （2-1）(4-1)式为地表层热量平衡方程。是把地面看成为一个式为地表层热量平衡方程。是把地面看成为一个几何平面进行分析得来的，实际上土壤和空气，土壤几何平面进行分析得来的，实际上土壤和空气，土壤和下层土壤之间的能量交换是在一定的土壤厚度间进和下层土壤之间的能量交换是在一

14、定的土壤厚度间进行的。故可将行的。故可将(2-1)式的式的B项分解为表层土壤的热量收项分解为表层土壤的热量收支支Qs和下层土壤的热量收支和下层土壤的热量收支B之和之和(图图4-2)，则，则(4-1)式式可写成：可写成：Qs=R-P-B-LE （2-2）图2-2 地面层热量收支示意图QS为正值时，地表层得热大于失热，地面温度上升；为正值时，地表层得热大于失热，地面温度上升；QS为负值时，地表层得热小于失热，地面温度下降；为负值时，地表层得热小于失热，地面温度下降；QS0时，地表层得热等于失热，地面温度最高或最低。时，地表层得热等于失热，地面温度最高或最低。二、土壤的热力学特性二、土壤的热力学特性

15、 土壤的热力学特性包括：土壤的热力学特性包括：热容量、导热率、导温率热容量、导热率、导温率等。等。（一）热容量（一）热容量（CV）表示土壤容纳热量的能力。表示土壤容纳热量的能力。即单位体积的土壤，温度变化即单位体积的土壤，温度变化11时所吸收或放出的时所吸收或放出的热量，热量，单位是单位是Jm-3-1。CV=C （2-3）式（式（4-3）中，）中，CV为热容量，为热容量，C为土壤的比热，即单位为土壤的比热，即单位质量的质量的土壤温度变化土壤温度变化1所所吸收或放出的热量，吸收或放出的热量，为土壤密度，为土壤密度，即单位体积土壤的质量。即单位体积土壤的质量。显然地，当土壤失去或获取相同的热量时，

16、热容量显然地，当土壤失去或获取相同的热量时，热容量越大的土壤，生温或降温的幅度越小。越大的土壤，生温或降温的幅度越小。土壤热容量的大小主要决定于土壤的组成成分和组成比例，土壤热容量的大小主要决定于土壤的组成成分和组成比例，土壤热容量的大小主要决定于土壤的组成成分和组成比例，土壤热容量的大小主要决定于土壤的组成成分和组成比例，不同的土壤组成成分，具有不同的热容量，见表不同的土壤组成成分，具有不同的热容量，见表不同的土壤组成成分，具有不同的热容量，见表不同的土壤组成成分，具有不同的热容量，见表4-l4-l。表表表表2-1 2-1 土壤固体成分空气和水的热特性土壤固体成分空气和水的热特性土壤固体成分

17、空气和水的热特性土壤固体成分空气和水的热特性从表中可以看出，土壤空气的热容量最小；而土壤水分的从表中可以看出，土壤空气的热容量最小；而土壤水分的从表中可以看出，土壤空气的热容量最小；而土壤水分的从表中可以看出，土壤空气的热容量最小；而土壤水分的热容量最大，约为空气热容量的热容量最大，约为空气热容量的热容量最大，约为空气热容量的热容量最大，约为空气热容量的30003000多倍；土壤固体部多倍；土壤固体部多倍；土壤固体部多倍；土壤固体部分的热容量，约为水的分的热容量，约为水的分的热容量，约为水的分的热容量，约为水的0.50.5倍。倍。倍。倍。改变土壤热容量的主要因素：改变土壤热容量的主要因素：土壤

18、水分土壤水分 土壤热容量随土壤湿度的增大而增大。土壤热容量随土壤湿度的增大而增大。土壤空隙度土壤空隙度 土壤热容量随土壤空隙度的增大而减小。土壤热容量随土壤空隙度的增大而减小。在自然情况下，单位体积土壤孔隙的变化并不很大，在自然情况下，单位体积土壤孔隙的变化并不很大，所以热容量的改变，主要决定于土壤孔隙中水分的改所以热容量的改变，主要决定于土壤孔隙中水分的改变，也就是说主要决定于土壤湿度。变，也就是说主要决定于土壤湿度。土壤的孔隙度可以人为地改变。例如，翻犁土壤可使土壤的孔隙度可以人为地改变。例如，翻犁土壤可使孔隙度增大；镇压使空隙度减小。孔隙度增大；镇压使空隙度减小。（二）导热率（二）导热率

19、（）表示土壤传递热量的能力。表示土壤传递热量的能力。土壤土壤的导热率的导热率也称也称热导率热导率或或导热系数导热系数，是指单位，是指单位厚度厚度(1m)内温度相差内温度相差1时，在单位截面的土壤，每秒钟所通时，在单位截面的土壤，每秒钟所通过的热量。过的热量。单位是单位是Jm-1s-1-1或写为或写为Wm-1K-1。导热率的大小，也决定于土壤的导热率的大小，也决定于土壤的组成成分组成成分和和组成组成比例比例。从表从表2-1可以看出，土壤空气的导热率最小；土壤可以看出，土壤空气的导热率最小；土壤固体成分导热率最大；土壤水分的导热率居中，但固体成分导热率最大；土壤水分的导热率居中，但比空气的导热率大

20、比空气的导热率大20余倍。余倍。图2-3土壤空隙度对土壤导热率的影响 土壤的固体成分一般是不变的。因此，土壤的固体成分一般是不变的。因此，土壤湿度土壤湿度增增加时，土壤导热率变大；土壤空气多，加时，土壤导热率变大；土壤空气多，孔隙度孔隙度大，大，土壤导效率变小。土壤导效率变小。显然，土壤导热率随土壤的湿度和孔隙度的不同显然，土壤导热率随土壤的湿度和孔隙度的不同而变化而变化(图图4-3)。土壤中土壤中有机质含量有机质含量也影响导热率，有机质含量多，导也影响导热率，有机质含量多，导热率变小。热率变小。土壤热通量：土壤热通量：单位时间内通过单位面积的热量称为土壤热通量。单单位时间内通过单位面积的热量

21、称为土壤热通量。单位是位是Jm-2s-1或或J m-2。它与土壤垂直梯度成正比，则。它与土壤垂直梯度成正比，则写成：写成：（2-4）（三）导温率（三）导温率（K）表示土壤传递温度和消除层次间温度差异的能力。表示土壤传递温度和消除层次间温度差异的能力。导温导温率率是土壤的导热率是土壤的导热率A A与其热容量与其热容量C Cv v的比值。其定义为：的比值。其定义为：单位体积的土壤，由于流人单位体积的土壤，由于流人(或流出或流出)数量为数量为A A的热量后，的热量后，温度升高温度升高(或降低或降低)的数值，单位为的数值，单位为m m2 2s s-1-1，可用下式表，可用下式表达：达：（2-5）在其它

22、条件相同时，物体导温率越大，温度传播速度在其它条件相同时，物体导温率越大，温度传播速度越快，温度变化所及深度越深，各深度温度差异能很快越快，温度变化所及深度越深，各深度温度差异能很快消除。消除。由表由表4-1可知，导温率最大的是空气，空气的导温率可知，导温率最大的是空气，空气的导温率比水大百倍、比土壤固体颗粒大几十倍。因此，过湿比水大百倍、比土壤固体颗粒大几十倍。因此，过湿的沼泽土壤，热力特性极为不好，导温性很差。的沼泽土壤，热力特性极为不好，导温性很差。由公式由公式(2-5)可知，导温率与导热率大小成正比，与热可知，导温率与导热率大小成正比，与热容量成反比。容量成反比。土壤导温率直接决定着土

23、壤导温率直接决定着土壤温度的垂直分布土壤温度的垂直分布及及最高、最高、最低温度出现的时间最低温度出现的时间。在其他条件相同时，导温率越。在其他条件相同时，导温率越大，其表面温度变化越小，土壤内温度变化则越大。大，其表面温度变化越小，土壤内温度变化则越大。同时，土壤温度变化所及的深度也越深，各深度和地同时，土壤温度变化所及的深度也越深，各深度和地表面在最高和最低温度出现的时间相比较，就落后得表面在最高和最低温度出现的时间相比较，就落后得也越少。也越少。三、土壤中热量的传递三、土壤中热量的传递白天，土壤表面由于吸收太阳辐射而增温，并通过分白天，土壤表面由于吸收太阳辐射而增温，并通过分子热传导子热传

24、导向深处传递向深处传递热量；热量；夜间，土壤表面因有效辐射而首先冷却，热量便从土夜间，土壤表面因有效辐射而首先冷却，热量便从土壤深处壤深处向上输送向上输送。因此，土壤温度的变化首先从因此，土壤温度的变化首先从土壤表面土壤表面开始，然后开始，然后逐渐影响逐渐影响深层土壤深层土壤温度的变化，其变化幅度随深度的温度的变化，其变化幅度随深度的增加而减少，而且最高、最低温度出现的时间也随土增加而减少，而且最高、最低温度出现的时间也随土壤深度增加愈来愈推后。壤深度增加愈来愈推后。土壤中热量传递的数量与快慢还与土壤中热量传递的数量与快慢还与土壤的热特性土壤的热特性有关。有关。四、土壤温度的日、年变化四、土壤

25、温度的日、年变化 温度日、年变化的特征通常是用温度日、年变化的特征通常是用“较差较差”和和“极值出现时极值出现时刻刻”来描述。来描述。较差较差：即振幅。：即振幅。极值出现时刻极值出现时刻：是指最高温度或最低温度出现的时刻。：是指最高温度或最低温度出现的时刻。（一）土壤表面温度的日变化（一）土壤表面温度的日变化最高温度最高温度：土壤表面的最高温度出现在土壤表面的最高温度出现在13时左右。时左右。正午以后，太阳辐射虽然逐渐减弱，即土壤表面的热量正午以后，太阳辐射虽然逐渐减弱，即土壤表面的热量差额为正值，所以温度仍继续上升。到差额为正值，所以温度仍继续上升。到1313时左右，热量时左右，热量收支才达

26、到平衡收支才达到平衡(Qs0)，之后，热量差额为负值，温度，之后，热量差额为负值，温度逐渐下降。逐渐下降。最低温度最低温度 出现在将近日出的时候，即地表面热量差额由负值出现在将近日出的时候，即地表面热量差额由负值转为正值的平衡时刻。转为正值的平衡时刻。土壤温度日较差土壤温度日较差 一天中，土壤的最高温度与最低温度之差，称一天中，土壤的最高温度与最低温度之差，称土土壤温度日较差壤温度日较差。土壤表面温度日较差的大小与土壤表面的热量收土壤表面温度日较差的大小与土壤表面的热量收支和土壤的热特性有关，与季节、纬度、地形、土支和土壤的热特性有关，与季节、纬度、地形、土壤颜色、土壤自然覆盖以及天气条件等也

27、有关系。壤颜色、土壤自然覆盖以及天气条件等也有关系。太阳高度角太阳高度角 太阳高度角的大小决定地面接受太阳辐射的多少。太阳高度角的大小决定地面接受太阳辐射的多少。中午太阳高度角大的季节和地区中午太阳高度角大的季节和地区白天接受很多太阳辐白天接受很多太阳辐射，夜间以有效辐射方式支出热量，地面辐射差额的日射，夜间以有效辐射方式支出热量，地面辐射差额的日变化大，因而变化大，因而土壤表面温度的日较差也大土壤表面温度的日较差也大。反之，则小。反之，则小。地形地形 地形主要是影响空气乱流热交换。地形主要是影响空气乱流热交换。乱流的强弱决定丁地面和空气间热量变抉的多少。与乱流的强弱决定丁地面和空气间热量变抉

28、的多少。与平地相比，凸地由于通风良好，乱流交换旺盛，白天地平地相比，凸地由于通风良好，乱流交换旺盛，白天地面温度不易升高，夜间地面温度不易降低，因而面温度不易升高，夜间地面温度不易降低，因而凸地形凸地形的土壤温度日较差比平地形的小的土壤温度日较差比平地形的小；凹地形则相反，；凹地形则相反，土壤土壤温度日较差较大温度日较差较大。下垫面颜色下垫面颜色 土壤的颜色差异主要影响土壤的反射率。反射率不土壤的颜色差异主要影响土壤的反射率。反射率不同，土壤吸收的太阳辐射也不同。同，土壤吸收的太阳辐射也不同。一般是深色土壤表面的日较差比浅色土壤的大些。一般是深色土壤表面的日较差比浅色土壤的大些。导热率导热率

29、导热率大的土壤温度日较差小；导热率小的土壤，温导热率大的土壤温度日较差小；导热率小的土壤，温度日较差则大。度日较差则大。热容量热容量 热容量大的土壤，温度日较差小，热容量小的土壤，热容量大的土壤，温度日较差小，热容量小的土壤，温度日较差大。温度日较差大。天气天气 天气对土壤温度日较差也有一定的影响。天气对土壤温度日较差也有一定的影响。（二）土壤温度的年变化（二）土壤温度的年变化 土壤表面温度的年变化主要与地面接受的太阳辐射土壤表面温度的年变化主要与地面接受的太阳辐射年变化有关。年变化有关。在在北半球的中、高纬度地区北半球的中、高纬度地区，土壤表面月平均最高温，土壤表面月平均最高温度出现在七八月

30、份；月平均最低温度出现在一二月份。度出现在七八月份；月平均最低温度出现在一二月份。它们分别落后于太阳辐射最强它们分别落后于太阳辐射最强(夏至夏至)和最弱和最弱(冬至冬至)的的月份。月份。赤道附近赤道附近一年中太阳直射两次，因此土壤表面的温度一年中太阳直射两次，因此土壤表面的温度年年变化也有两个起伏，月平均最高温度分别出现在春变化也有两个起伏，月平均最高温度分别出现在春分和秋分之后；月平均最低温度分别出现在夏至和冬分和秋分之后；月平均最低温度分别出现在夏至和冬至以后。至以后。土温年较差土温年较差 一年中，土壤最高月平均温度与最低月平均温度之一年中，土壤最高月平均温度与最低月平均温度之差，称为差，

31、称为土温年较差土温年较差。土壤温度年较差的大小与土壤温度年较差的大小与纬度、地表状况、天气纬度、地表状况、天气等因等因子密切相关。子密切相关。土壤温度的土壤温度的年较差随纬度增高而增大年较差随纬度增高而增大，与日较差却相，与日较差却相反反(表表2-2)。这是由于太阳辐射的年变化是随纬度增高。这是由于太阳辐射的年变化是随纬度增高而增大的而增大的缘故。缘故。其他因子对年较差的影响与日较差大体相同。其他因子对年较差的影响与日较差大体相同。随着土壤深度的增加而减小，至一定的深度时，年较随着土壤深度的增加而减小，至一定的深度时，年较差为零，即土温在全年温度不变。在这个深度及其以差为零，即土温在全年温度不

32、变。在这个深度及其以下的层次叫常年恒温不变层，简称下的层次叫常年恒温不变层，简称常温层常温层。表2-2 不同纬度地面温度年较差四、土壤温度的垂直分布类型四、土壤温度的垂直分布类型 由于土壤中各层热量在太阳辐射的作用下，昼夜不由于土壤中各层热量在太阳辐射的作用下，昼夜不停地进行交换，使得土壤温度的垂直分布具有一定特停地进行交换，使得土壤温度的垂直分布具有一定特点。点。根据土温观测资料，土壤温度的垂直分布可归纳为根据土温观测资料，土壤温度的垂直分布可归纳为三种类型，三种类型，日射型日射型、辐射型辐射型、过渡型过渡型。日射型日射型土壤温度随深度的增加而降低土壤温度随深度的增加而降低的类型。的类型。一

33、般出现在一般出现在白天和夏季白天和夏季，是由土壤表面首先增热造成，是由土壤表面首先增热造成的，热量由地表向下层传递。的，热量由地表向下层传递。以以一日中一日中13时时和和一年中的一年中的7月份月份的土壤湿度垂直分布的土壤湿度垂直分布为代表。为代表。图4-4 一日中土温的垂直分布 图4-5 一年中土温的垂直分布 辐射型辐射型 土壤温度随深度的增加而增加土壤温度随深度的增加而增加的类型。的类型。一般出现在一般出现在夜间和冬季夜间和冬季，是由土壤表面首先冷却造成，是由土壤表面首先冷却造成的，热量由下的，热量由下层向地表传递。层向地表传递。以以一日中一日中01时时和和一年中的一年中的1月份月份的土壤温

34、度垂直分布为的土壤温度垂直分布为代表。代表。过渡型过渡型土壤上、下层温度的垂直分布分别具有日射型和辐射土壤上、下层温度的垂直分布分别具有日射型和辐射型的特征。型的特征。一般出现于昼与夜一般出现于昼与夜(或冬与夏或冬与夏)间的过渡时期。间的过渡时期。一天中有一天中有清晨过渡型清晨过渡型(图图4-4中中09时时)和和傍晚过渡型傍晚过渡型(图图4-4中中19时时)，一年中有，一年中有春季过渡型春季过渡型(图图4-5中中4月月)和和秋季过渡秋季过渡型型(图图4-5中中10月月)。六、土壤的冻结与解冻六、土壤的冻结与解冻土壤冻结土壤冻结 土壤冻结：土壤冻结：土壤温度土壤温度达达0以下时，土壤中水分与潮以

35、下时，土壤中水分与潮湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变得坚硬的现象。湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变得坚硬的现象。冻土：冻土：冻结后的土壤称为冻土。冻结后的土壤称为冻土。土壤水中含有盐类，必须在土壤水中含有盐类，必须在0以下才会结冰以下才会结冰。土壤大孔隙中的水分在温度稍低于土壤大孔隙中的水分在温度稍低于0时结冰，毛管时结冰，毛管中的水则在温度更低时结冰。中的水则在温度更低时结冰。影响土壤冻结深度的条件有积雪覆盖、植被状况、冬影响土壤冻结深度的条件有积雪覆盖、植被状况、冬季天气条件、土壤湿度、土壤结构、地势等。季天气条件、土壤湿度、土壤结构、地势等。l冬季严寒的地区土壤冻结深。冬季严寒的地区土壤冻结

36、深。l积雪覆盖和植被可使土壤冻结较浅。积雪覆盖和植被可使土壤冻结较浅。l湿度大的土壤较湿度小的土壤冻结较浅而且较晚。湿度大的土壤较湿度小的土壤冻结较浅而且较晚。l砂土较黏土冻结深。砂土较黏土冻结深。l疏松的土壤较紧实的土壤冻结深。疏松的土壤较紧实的土壤冻结深。l高地较低地冻结深。高地较低地冻结深。土壤解冻土壤解冻 春季，地面热量的收人大于支出，地表获得热量而增温，当温度上升到零度以上时，表层土壤开始融化，这种过程称为土壤解冻土壤解冻。土壤的解冻不单是从上向下一个方向进行，由于土壤深层的热量向上传导的结果，也使冻土从底部向上化冻，它们是双向的。土壤解冻过程随着春季温度的波动而变化，使土表出现时冻

37、时化、冻融交替的情况，极易产生冻拔害。我国各地区土壤冻结的情况我国各地区土壤冻结的情况我国我国冻土冻土深度自北向南减小深度自北向南减小，东北地区冻土层可达，东北地区冻土层可达3m以上；华北平原约以上；华北平原约1m以内；西北地区以内；西北地区1m以上；长以上；长江流域及西南部分地区不超过江流域及西南部分地区不超过5；长江流域以南很；长江流域以南很少有土壤冻结。少有土壤冻结。东北北部、内蒙古北部、青藏高原等地区冻结最早，东北北部、内蒙古北部、青藏高原等地区冻结最早，越往南，冻结日期越迟后越往南，冻结日期越迟后。依据我国的冻土资料分析，可粗略地认为日平均气温依据我国的冻土资料分析，可粗略地认为日平

38、均气温-3-5为为10 cm土层开始冻结的温度指标。土层开始冻结的温度指标。七、土温对植物的影响七、土温对植物的影响土温影响植物根系对水分和营养的吸收。土温影响植物根系对水分和营养的吸收。土温影响块根、块茎的形成。土温影响块根、块茎的形成。土温影响种子发芽、出苗。土温影响种子发芽、出苗。土温影响昆虫的发生。土温影响昆虫的发生。2.3 水体的温度水体的温度一、影响水体温度变化的因子一、影响水体温度变化的因子一、影响水体温度变化的因子一、影响水体温度变化的因子热容量热容量热容量热容量：水的热容量约比土壤大一倍，因此，当二者的吸热水的热容量约比土壤大一倍，因此，当二者的吸热水的热容量约比土壤大一倍，

39、因此，当二者的吸热水的热容量约比土壤大一倍，因此，当二者的吸热量或放热量相等时，水面升温或降温幅度应比土壤量或放热量相等时，水面升温或降温幅度应比土壤量或放热量相等时，水面升温或降温幅度应比土壤量或放热量相等时，水面升温或降温幅度应比土壤小一倍。小一倍。小一倍。小一倍。透明度透明度透明度透明度：水为半透明体。水为半透明体。水为半透明体。水为半透明体。在陆地上，太阳辐射被很薄的表土层所吸收，土壤在陆地上，太阳辐射被很薄的表土层所吸收，土壤在陆地上，太阳辐射被很薄的表土层所吸收，土壤在陆地上，太阳辐射被很薄的表土层所吸收，土壤表面增热剧烈。但对于水来说，太阳辐射可透入相表面增热剧烈。但对于水来说，

40、太阳辐射可透入相表面增热剧烈。但对于水来说，太阳辐射可透入相表面增热剧烈。但对于水来说，太阳辐射可透入相当深（几十米的水层）的水层中，所以水面温度的当深（几十米的水层）的水层中，所以水面温度的当深（几十米的水层）的水层中，所以水面温度的当深（几十米的水层）的水层中，所以水面温度的升高，要比地面小得多。升高，要比地面小得多。升高，要比地面小得多。升高，要比地面小得多。蒸发蒸发：水面耗于蒸发的热量大于陆地，水面的增热水面耗于蒸发的热量大于陆地，水面的增热因而缓和。因而缓和。热量传递方式热量传递方式：水中的热量传递方式与土壤完全不同。水中的热量传递方式与土壤完全不同。土壤中，热量传递的基本方式是分子

41、传导；土壤中，热量传递的基本方式是分子传导；在水中，则主要是在水中，则主要是乱流混合、对流作用和水平乱流混合、对流作用和水平流动流动，这种传热方式比分子传热快得多，能使，这种传热方式比分子传热快得多，能使水面的升温降温减慢几十倍。水面的升温降温减慢几十倍。二二、水面温度的变化特点、水面温度的变化特点 水体温度的日较差、年较差都比土壤小，这与水面净水体温度的日较差、年较差都比土壤小，这与水面净辐射的日、年变化有关。辐射的日、年变化有关。一天中，水面的最高温度出现在一天中，水面的最高温度出现在1516时，最低温度时，最低温度出现在日出后的出现在日出后的23h后，最高、最低温度出现的时间后，最高、最

42、低温度出现的时间都比土壤的极值迟后都比土壤的极值迟后23h。水面的温度日较差也很小。水面的温度日较差也很小。一年中，北半球高纬度地区水面月最高温度出现在一年中，北半球高纬度地区水面月最高温度出现在8月月份，月最低温度出现在份，月最低温度出现在23月份。月份。大洋中年较差最小，热带是大洋中年较差最小，热带是2.04.0，中纬度为，中纬度为5.08.0，深水湖和内海面的温度年较差约为，深水湖和内海面的温度年较差约为1520。月。月最高温度和月最低温度出现的时间大约是每深入最高温度和月最低温度出现的时间大约是每深入60 m落后落后1个月。个月。2.4 空气温度空气温度一一一一、气温随时间的变化、气温

43、随时间的变化、气温随时间的变化、气温随时间的变化 低层大气的热量来源于地面。所以空气温度随时间低层大气的热量来源于地面。所以空气温度随时间低层大气的热量来源于地面。所以空气温度随时间低层大气的热量来源于地面。所以空气温度随时间的变化和地表温度的变化情况有相同的规律。地面的变化和地表温度的变化情况有相同的规律。地面的变化和地表温度的变化情况有相同的规律。地面的变化和地表温度的变化情况有相同的规律。地面温度有周期性的变化，所以空气温度也有周期性的温度有周期性的变化，所以空气温度也有周期性的温度有周期性的变化，所以空气温度也有周期性的温度有周期性的变化，所以空气温度也有周期性的日变化和年变化。这种变

44、化，在近地气层里表现很日变化和年变化。这种变化，在近地气层里表现很日变化和年变化。这种变化，在近地气层里表现很日变化和年变化。这种变化，在近地气层里表现很最为显著。最为显著。最为显著。最为显著。（一）气温的日变化（一）气温的日变化（一）气温的日变化（一）气温的日变化最高值最高值最高值最高值 最高气温出现在最高气温出现在最高气温出现在最高气温出现在14141515时，比地面最高温度的出时，比地面最高温度的出时，比地面最高温度的出时，比地面最高温度的出现时间落后现时间落后现时间落后现时间落后1 12 2小时。小时。小时。小时。最低值最低值最低值最低值 最低气温出现在日出前后。最低气温出现在日出前后

45、。最低气温出现在日出前后。最低气温出现在日出前后。气温日较差气温日较差气温日较差气温日较差一天中，最高气温与最低气温之差，称为一天中，最高气温与最低气温之差，称为一天中，最高气温与最低气温之差，称为一天中，最高气温与最低气温之差，称为气温日较差。气温日较差。气温日较差。气温日较差。影响气温日较差的因素：影响气温日较差的因素：影响气温日较差的因素：影响气温日较差的因素：纬度纬度纬度纬度 气温日较差随着纬度的增加而减少。气温日较差随着纬度的增加而减少。气温日较差随着纬度的增加而减少。气温日较差随着纬度的增加而减少。季节季节季节季节 一般夏季气温日较差大于冬季，而一年中气温日较差在一般夏季气温日较差

46、大于冬季，而一年中气温日较差在一般夏季气温日较差大于冬季，而一年中气温日较差在一般夏季气温日较差大于冬季，而一年中气温日较差在春季最大。春季最大。春季最大。春季最大。地形地形地形地形 凸出地形气温日较差比平地小，低凹地形气温日较差比凸出地形气温日较差比平地小，低凹地形气温日较差比凸出地形气温日较差比平地小，低凹地形气温日较差比凸出地形气温日较差比平地小，低凹地形气温日较差比平地大。平地大。平地大。平地大。下垫面性质下垫面性质下垫面性质下垫面性质 陆地上气温日较差大于海洋，而且距海越远，日较差陆地上气温日较差大于海洋，而且距海越远，日较差陆地上气温日较差大于海洋，而且距海越远，日较差陆地上气温日

47、较差大于海洋，而且距海越远，日较差愈大。愈大。愈大。愈大。沙土沙土沙土沙土、深色土深色土深色土深色土、干松土的气温日较差，分别比黏土干松土的气温日较差，分别比黏土干松土的气温日较差，分别比黏土干松土的气温日较差，分别比黏土、浅色土和潮湿土大。浅色土和潮湿土大。浅色土和潮湿土大。浅色土和潮湿土大。在有植物覆盖的地方，气温日较差小于裸地。在有植物覆盖的地方，气温日较差小于裸地。在有植物覆盖的地方，气温日较差小于裸地。在有植物覆盖的地方，气温日较差小于裸地。天气状况天气状况天气状况天气状况 晴天气温日较差大于阴天；大风天气温日较差较小。晴天气温日较差大于阴天；大风天气温日较差较小。晴天气温日较差大于

48、阴天；大风天气温日较差较小。晴天气温日较差大于阴天；大风天气温日较差较小。海拔高度海拔高度海拔高度海拔高度 随着高度的增高，地面的影响变小，气温日较差也随随着高度的增高，地面的影响变小，气温日较差也随随着高度的增高，地面的影响变小，气温日较差也随随着高度的增高，地面的影响变小，气温日较差也随之减小，最高气温和最低气温出现的时间也逐渐落后之减小，最高气温和最低气温出现的时间也逐渐落后之减小，最高气温和最低气温出现的时间也逐渐落后之减小，最高气温和最低气温出现的时间也逐渐落后。（二）气温的年变化（二）气温的年变化 气温年较差：气温年较差：一年中，一年中，最热月最热月的平均气温与的平均气温与最冷月最

49、冷月的平均气温之差称为气温年较差。的平均气温之差称为气温年较差。影响气温年变化的因子有：影响气温年变化的因子有：纬度纬度 气温年较差随纬度的增高而增大。气温年较差随纬度的增高而增大。距海远近距海远近 距海越近年较差越小，距海越远年较差越大。距海越近年较差越小，距海越远年较差越大。地形与海拔地形与海拔 凸起地形年较差小于凹下地形；气温年较差随海拔升凸起地形年较差小于凹下地形；气温年较差随海拔升高而减小。高而减小。天气状况天气状况 云量和降水的影响。云量和降水的影响。表表2-3 2-3 纬度与气温年较差纬度与气温年较差 表表2-4 2-4 距海远近与气温年较差距海远近与气温年较差（三）气温的非周期

50、变化（三）气温的非周期变化 气温的变化除具有周期性的日、年变化外，还有非周气温的变化除具有周期性的日、年变化外，还有非周期性的变化。这种非周期的变化，往往是由于期性的变化。这种非周期的变化，往往是由于大规模的大规模的空气水平运动（冷暖气团）空气水平运动（冷暖气团）引起的。引起的。在在中、高纬度地区中、高纬度地区，平流的非周期性影响很强。，平流的非周期性影响很强。倒春寒与秋老虎：倒春寒与秋老虎：如我国春末夏初气温回暖的时候，如有西伯利亚冷空如我国春末夏初气温回暖的时候，如有西伯利亚冷空气南下，就会使气温大幅度下降气南下，就会使气温大幅度下降，24h内可降温内可降温10以以上上，称为，称为“倒春寒