第二章温度

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1、第二章第二章 温度温度 第一节第一节 土壤温度土壤温度 第二节第二节 空气温度空气温度 第三节第三节 温度与农业生产温度与农业生产 q要求深刻理解和熟练掌握的重点内容： 温度日较差、年较差、气温垂直梯度、逆温的概 念 土壤温度和空气温度变化及影响因素 三基点温度、农业界限温度、积温及其在农业生 产中的应用 q要求一般理解和掌握的内容： 热量交换方式 q难点： 空气绝热变化 返回第二章 第一节第一节 土壤温度土壤温度 一、土壤的增温和冷却 （一）地面热量平衡 地面温度的变化主要是由于地面热量收入不平 衡引起的。地面热量的收入与支出之差，称为 地面热量平衡，又称地面热量收支差额。 地面热量平衡方程

2、： R=P+B+LE+QS （2-1） R: 以辐射的方式进行的热交换，即地面净辐射； P: 地面与近地气层之间的热量交换； B: 地面与下层土壤的热量交换； LE: 通过水分的蒸发或凝结而进行的热量交换； QS：地面热量收支差额。 地面热量收支情况见图2-1。 R P L E B R P L E B （白天）（夜间 ） 土壤表层热量平衡方程式： QS=RPBLE （2-2） QS为正值时，表层土壤得热大于失热，地表层 温度上升； QS为负值时，表层土壤得热小于失热，则地表 层温度下降。 地表层热量收支情况见图2-1。 R P L E B R P L E B （白天）（夜间 ） QS QS （

3、二）土壤的热特性 不同性质的土壤吸收或放出相同的热量，其 温度变化并不相同，主要原因是土壤热学性不同。 土壤的热特性主要有土壤热容量（容积热容量）和 土壤导热率等。 1.热容量 单位容积土壤温度升高（或降低）1所需吸 收（或放出）的热量单位是Jm3。 当不同的土壤吸收或放出相同热量时，热容量 大的土壤，升温或降温缓慢，即温度变化小。反之 ，热容量小的土壤温度变化大。 表2-1 土壤各组成成分的热特性 热特性 成份 容积热容量（C ） （Jm） 导 热 率（ ） （Jms ） 土 壤 固体（2.062.43106 ） 0.82.8 空气0.00131060.021 水4.19106 0.59 土

4、壤由各固体成分和不定量的水及空气组成。 由表2-1可看出，在土壤组成的物质中，空气的热容 量最小，水的热容量最大，固体成分介于二者之间 。一般土壤各固体成分的热容量差别不大。因此， 影响土壤热容量改变的主要因素是土壤中水分和空 气所占的比例。一般地，土壤热容量随着土壤水分 的增加而增大，随着土壤空气的增加而减小。潮湿 紧密的土壤热容量大，所以昼夜升温或降温缓慢。 相反，干燥疏松的土壤，空气多水分少，土壤热容 量小，所以昼夜升温或降温剧烈。 2.土壤导热率 导热率:指物体在单位厚度间，保持单位温度差 时，其相对的两个面在单位时间内通过单位面积的 热流量。通常指土层厚度为1cm两端温度相差1， 在

5、1cm2面积上，每秒钟所通过的热量。单位为： J/(ms)或W/(m) 土壤导热率表示土壤内由温度高的部分向温度低 的部分传递热量的能力。导热率大的土壤，昼间土 表受热后，热量容易向深层传递，土表留存的热量 相对较少；而夜间土表冷却时，深层热量也容易往 上传递。因此，导热率大的表层土壤昼夜热能贮存 变化小，深层则相反。 土壤导热率的大小取决于土壤各固体成分和不定量 的水分和空气所占的比例。 由表2-1可知，土壤中固体成分导热率最大，水的导 热率居中，空气最小。通常情况下，土壤固体成分 很少变化，且各固体组成成分的导热率相差也较小 。所以，土壤导热率主要决定于土壤中水分和空气 含量的多少，即土壤

6、含水量和土壤孔隙度。它随土 壤湿度的增大而增大，随土壤孔隙度的增加而减小 。干燥疏松的土壤导热率小，昼夜温度变化大；而 潮湿紧密的土壤导热率大，昼夜温度变化小。此外 ，有机质含量增多，可使导热率变小。 二、土壤温度的变化二、土壤温度的变化 由于地球的自转和公转，使到达地 面的太阳辐射及地面和土壤的热量收支 呈现周期性的日、年变化，因而土壤温 度也相应的表现出周期性的变化规律。 温度的这种周期性变化特征，可以用最 高值、最低值、较差和位相来描述。 较差 一定周期内，最高值与最低值之差。 温度日较差 一日内最高温度和最低温度之 差。 温度年较差 一年中最热月平均温度和最冷 月平均温度之差。 温度绝

7、对年较差 年极端最高气温与极端最 低气温之差。 位相 指最高温度和最低温度出现的时间差 。 （一）土壤温度随时间的变化 日变化 年变化 浅层土壤温度在一天中呈连续性 变化，有一个最高值和一个最低值， 土表温度的日较差最大，越向深层越 小，到一定深度后，日较差为零，该 深度为土壤日不变层（或称日恒温层 ）深度，一般约为4080cm，平均 60cm。土壤温度位相落后于地面温度 ，土层越深，位相落后越多。一般深 度每增10cm，TM、Tm出现时间落后约 2.53.5h。 土壤温度年变化也随着深度 的增加而减少，直到一定深度时 年较差为零，这个深度为年温不 变层（或称年恒温层）深度，低 纬约为520m

8、，高纬约为25m左 右。各层土壤最热月和最冷月出 现时间也随深度增加而延迟，平 均每深1m约延迟2030d。 (二)土壤温度的垂直分布 一天中，土壤温度的垂直分布可归纳为四种基本 类型（图2-5） 日射型（受热型） 辐射型（放热型） 上午转变型 傍晚转变型 一年中土壤温度的垂直分布可分为放热型（冬季） 、受热型（夏季）与过渡型（春季和秋季）三种。 4月 （三）土壤的冻结与解冻 1.土壤的冻结 当土壤温度降低到0以下时， 土壤中水分与潮湿土粒发生凝固或结冰，使土 壤变得非常坚硬，称土壤冻结。 2.土壤解冻 春季由于太阳辐射增强和土壤深度 的热量向上传递，使冻土融解，称为土壤解冻 。 返回第二章

9、第二节第二节 空气温度空气温度 一、空气的升温和降温 (一)热传递与热交换 流体流动热交换 潜热交换 辐射热交换 分子传导 大气是流体，以流体 运动热交换为主。在平流、 对流、乱流三种形式中，平 流热交换的作用最大，它在 气温变化中扮演着主角，主 宰着季节更替和天气冷暖的 变化；对流热交换作用次之 ，它是对流性降水形成的主 要原因；乱流交换则对一些 低云和雾的生消起着重要的 作用。 地面水分蒸发（升华）时，要 吸收地面一部分热量，当这部 分水汽在空气中凝结（凝华） 时，又把热量释放出来给大气 。大气便间接地从地面获得了 热量。反之当空气中的水汽在 地面凝结（凝华）时，地面获 得了热量。这种热量

10、交换方式 不仅在地面与空气间进行，空 气与空气之间也可以进行。 地面辐射被大气吸收，使空气增 热。而大气辐射使本身冷却。辐 射是地面与大气之间热量交换的 主要方式。 分子传导是依靠分子热运动将热 量从一个分子传递给另一个分子 。它是土壤中热量交换的主要方 式。由于空气是热的不良导体所 以地面与空气，空气与空气之间 靠分子传导方式传递的热量很少 。 (二) 绝热变化 空气块在垂直运动过程中与外界不发生热 量交换而引起的温度变化称为绝热变化。气块 在上升过程中，因外界气压减小，气块体积膨 胀，对外做功使其内能消耗，因此气块降温。 这种气块因绝热上升而使温度下降的现象称为 绝热冷却。反之气块在下降过

11、程中，因外界气 压增大，气块体积被压缩，外界对气块做功， 增加气块的内能，因而温度升高。这种因气块 绝热下沉而使温度升高的现象称为绝热增温。 由于空气中水汽含量不同，空气在作垂直 运动时，其温度变化情况是不同的。 vv 干绝热变化干绝热变化 干绝热过程 干空气或 未饱和的湿空气，与外 界之间无热量交换时的 状态变化过程，称为空 气的干绝热过程。空气 的干绝热过程可引起空 气绝热增温和绝热冷却 （见右图）。 气块 气块 绝热 冷却 P 内能 T 绝热 增温 P 内能 T 干绝热直减率 在大气静 力条件下，干空气和未饱 和的湿空气作干绝热程升 降运动而引起气块的温度 随高度的变化率，称为干 绝热直

12、减率，用d表示。 即： d = 1/hm 湿绝热变化湿绝热变化 气块 气块 绝热 冷却 P 内能 T 绝热 增温 P 内能 T vv 湿绝热变化湿绝热变化 湿绝热过程：饱和湿空气 与外界之间无热量交换时的 状态变化过程，称为空气的 湿绝热过程。 湿绝热直减率：湿绝热过 程中的温度变化率，称为 湿绝热直减率，用m表示。 m不是常数，是气压和 温度的函数。受气压变化 和水汽凝结、蒸发两种过 程相互作用的影响，饱和 湿空气升降时其温度变化 比未饱和湿空气要缓慢（ m 冬季；凸 地平地；沙土、 深色土、干松土黏土、浅色土 、潮湿土；晴天阴天、大风天 。 大陆性气候区和季风性 气候区，一年中最热月和最

13、冷月分别出现在7月和1月， 海洋气候区分别出现在8月和 2月。 影响气温年较差的因子有 纬度、距海远近、地形及天 气状况等。气温年较差随的 上升而上升，距海近年较差 小，越向大陆中心年较差越 大；凸地平地 ；晴天阴天；无风天有风 天。 气温在空气大规模的冷 暖平流影响下会产生非周期 变化。这种变化的幅度和时 间没有一定的周期，视气流 的冷暖性质和运动状况而不 同。例如，春季正是气温回 升的季节，若有北方冷气团 南下，会使气温大幅度下降 ，发生“倒春寒”现象；秋季 ，若有南方暖空气北上，则 会出现气温骤升的现象，形 成“秋老虎”天气。 （二）气温的垂直分布 1. 气温垂直梯度 气温垂直梯度(气温

14、直减率)： 是指高度每变化100m，气温的变化数值。 常用表示。 据观测可知，对流层内气温直减率平均为 0.65100m。但是，这个数值并不是固定不变的 ，而是随季节、天气以及距离地面的高度而定。 2. 对流层中的逆温现象 逆温：在一定条件下，气 温随高度的增高而增高，气 温直减率为负值的这种现象 称为逆温。 发生逆温的气层称逆温层 。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。 逆温种类 辐射逆温 湍流逆温 平流逆温 下沉逆温 地形逆温 锋面逆温 融雪逆温 返回第二章 农业生产对逆 温的利用：寒冷 季节晒晾农副产 品、熏烟防霜、 喷洒农药、山区 农业综合规划等 。

15、 第三节第三节 温度与农业生产温度与农业生产 一、三基点温度 v 三基点温度 生物的生命活动都要在一定的温度范围 内进行，不论是一般的生命活动还是生长、 发育，都有三个温度基本点，即维持生长发 育的生物学下限温度、最适温度和生物学上 限温度，这三者合称为三基点温度。 v 五基点温度 在三基点温度之外，还存在最低、最高 致死温度，合称五基点温度。 不同生物的三基点温度是不同的。 同一生物不同品种的三基点温度有差异。如 茶树生长的最低温度有的品种在10以上，有 的则低于10；最适温度在1928范围内， 最高温度为30左右。 同一种生物不同生物阶段三基点温度不同。 如水稻秧苗生长要求至少1315的水温，但 到灌浆期则要求到20以上。 同一作物、同一生长发育期内不同的生理 过程中，三基点温度不同。如光合作用的 最低温度为05，最适温度为2025 ，最高温度为4050；而呼吸作用分别 为-10、3640和50。 作物种类最低温度最适温度最高温度 小麦 玉米 水稻 烟草 豆 34.5 810 1012 1314 12 2022 3032 3032 28 30 3032 4044 3638 35 35 表2-2 几种作物生长的三基点温度 三基点温度都不是一个具体的温度数值，而 是有一定的变化范围。 无论是生存