农业气象学第二章温度课件

1、第二章 温 度 土壤温度 空气的温度 温度与农业 热量交换方式第一节 热量交换方式 辐射热交换地面大气热交换的主要方式 任何温度在绝对零度以上的物体，通过辐射的放射和吸收而进行的热量交换方式。 分子传导热交换土壤中热交换的主要方式 物质通过分子碰撞，所产生的表现为热量传导的动能交换方式。 流体流动热交换 流体在各个方向上流动时，热量随流体流动而输送的热量交换方式。 根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。 定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。 作用：使上下层空气混合，产生热量交换。 分类： 对流： 分类热力对流动力对流 作用：对大规模的热量传递和缓和地区之间、纬度之间 温度的差异起着很

2、大作用。 乱流（湍流）主要发生在贴地层 定义：流体在各方向上的不规则运动。 分类：热力乱流动力乱流 定义：流体在水平方向上的流动。 平流： 近地气层乱流强度的时空变化： 陆地比海面强 山地比平原强 白天比夜间强 夏季比冬季强 潜热交换物质在进行相态变化时所发生的热量交换。 地面热量收支RLEPBRLEPB（白天） 地表面热量收支示意图 （夜间） 地表面昼夜热量收支平衡方程：白天：R-P-B-LE=0夜间：-R+P+B+LE=0一、地面热量收支(平衡)第二节 土壤温度 地表层昼夜热量收支平衡方程：Qs Qs RLEPBLERPB（白天）（夜间）地表层热量收支示意图白天：R-P-B-LE=Q夜间：

3、-R+P+B+LE= -Q 热量平衡过程 地球表面吸收太阳辐射能后，会通过各种热量收支方式，产生能量的转换和输送而达到平衡，这样的物理过程称为热量平衡过程。二、土壤的热属性 热容量 定义：在热交换过程中，物体温度变化所需吸收或放出的热量。 分类：质量热容量（比热、比热容）容积热容量 质量热容量： 定义：单位质量的物质，温度变化所需吸收或 放出的热量。 单位：J/(kg)(或J/(g) 计算： 容积热容量： 定义：单位体积的物质，温度变化所需吸收或 放出的热量。 单位：J/(m3)(或J/(cm3) 计算： Cm 、Cv 之间的关系： 土壤热容量分析：土壤成分容积热容量（J/（3 ）土壤矿物质土

4、壤有机质水空气1.9252.7084.1860.0013 在土壤的组成物质中，空气的热容量最小，水的热容量最大，固体成分介于两者之间。 导热率（热导率） 定义及单位： 定义：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。 单位： J/（mS）(或/（m）) 热流量方程：导热率， Q：热容量； T/Z：温度梯度，负号表示热流方向由高温指向低温。 方程的意义： 当其他条件相同时，导热率大的物质，热流量大，传热速度快；反之则小。 土壤成分导热率（W/（） 土壤矿物质土壤有机质水空气0.02930.019970.006280.0002093 土壤中固体成分的

5、导热率最大，水居中，空气最小。 土壤导热率分析： 土壤导热率影响因子： 土壤含水量 土壤孔隙度 单位：2 /S(或2 /S) ：导温率，：导热率，：容积热容量。 定义：单位容积的物质，通过热传导，由垂直方向获 得或失去焦耳（J）的热量时，温度升高或降 低的数值称为导温率。 计算公式： 导温率（导温系数、热扩散率） 定义及单位： 土壤导温率分析：砂土的热特性与土壤湿度的关系 土壤湿度较小的 情况下，导温率 随着土壤湿度的 增大而增加； 当土壤湿度增加 到一定程度后， 土壤导温率却呈 现出减小的趋势。 土壤导温率对土壤温度分布的影响： 直接决定着土壤温度的垂直分布及最高、最低温度出现的时间。三 、

6、地面和土壤温度的变化 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差。 、地面温度和热量收支的关系（日变化和年变化）地面温度变化与地面热量收支示意图1地面温度日变化曲线；2地面热量支出日变化曲线；3地面辐射收入日变化曲线。Tm：地面最低温度；TM：地面最高温度 一天中地面最高温度、地 面最低温度出现在地面热 量收支相抵（平衡）的时 刻。 一年中地面最热月温度， 一般出现在月或月， 地面最冷月温度

7、一般出现 在月或月。 、土壤温度的变化 时间变化 日变化 日较差的影响因子：(1)太阳高度 (2)土壤热特性 (3)土壤颜色 (4)地形 (5)天气 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4080，平均为60。 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。 日恒温层的影响因子：纬度、季节、土壤热特性 土壤温度位相： 土壤温度位相落后于地面温度，土层越深，位相落后越多。 年较差：纬度 深度 极值：出现时间，位相。 四、土壤温度的垂直分布 日分布 日射型（受热型）：土壤温度垂直分布图中13时 辐射型（放热型）：图中01时 上

8、午转变型（由辐射型向日射型过渡）：图中07时 傍晚转变型（由日射型向辐射型过渡）：图中19时 年分布 放热型、受热型和过渡型。 影响土温变化的因素 土壤本身的物理特性： 土壤湿度 土壤颜色 土壤机械组成及腐殖质 外界条件： 地面覆盖物 地形和天气条件 五、土壤的冻结和解冻 土壤冻结：当土壤温度降低到0以下时，土壤中方水分与潮湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变得非常坚硬，这就是土壤冻结。冻结的土壤称为冻土。 影响因素 天气 土壤结构 土壤湿度 地势 地表积雪 植被状态 分布：自北向南逐渐减少 土壤冻结的影响： 土壤解冻后变疏松，利于空气流通和水分渗透 地下水位不深的地区使得下层水汽向上扩散，增加耕作

9、层水分储量 增加乔木抗风性造成植物生理干旱掀耸现象 相关措施播种前 镇压土壤农产品窖藏考虑最大冻土深度三、 水体的温度、水体热量传播的特点 水体中的辐射特点 水体反射率小于陆地 水体吸收率达于陆地 水体易吸收长波，散射短波，水中悬浮物散射长波。 水体中的热量平衡特性 热量平衡公式 R0HLEQAR0：水体净辐射量，H：水面与大气热量交换的感热通量密度；LE：水体的潜热通量密度；Q：水体热储存变量；A：因水体流动产生的水平方向的热输送通量密度。 特性 海洋热量平衡的主要输出项是水体蒸发潜热。 海洋可以通过洋流来在水平方向传送热量。 水体温度的变化 时间变化 日变化： 水面最高温度出现在午后151

10、6h，最低温度出现在日出后的23h内。 年变化： 水面最高温度一般出现在8月，最低温度则出现在23月。 日、年较差：均小于陆地 位相： 最高温度和最低温度出现的时间，大约每深入60落后一个月。 垂直变化 琵琶湖水温的垂直分布 夏季：水表层趋于等温分布。在等温层以下有一个跃变层。跃变层以下是等温层。 冬季：水温的垂直分布几乎呈等温状态。当水面温度降到4以下时，表层冷水不再下沉，使水面以下的水温在4左右。 第二节 空气温度一、大气中的热量交换方式 空气与下垫面辐射、分子传导、潜热交换。 大气中 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

11、用。 潜热交换：对气温的升降、大气中水分的三态相变起 着不可替代的作用。 绝热与非绝热变化绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。 近地层气温的日变化 极值温度出现的时间 影响气温日较差的因子 纬度：随纬度增加而减小。 季节：夏季冬季，一年中春季气温日较差最大。季节最高气温最低气温夏季1415h0506h冬季1314h0405h二、空气温度的时间变化 天气状况： 下垫面性质：陆地海洋覆盖地裸地沙土、深色土、干松土粘土、浅色土、潮湿土晴天阴天 近地层气温的年变化 最冷、最热月出现的时间 最热月最冷月大陆性气候区季风气候区7月1月海洋

12、性气候区8月2月 地形：凹地平地 凸地 气温年较差的影响因子 纬度：随纬度增加而增大。 距海远近：远海区近海区 地形及天气状况：同与 日较差 近地层气温的非周期变化三、气温的空间变化 近地层气温的水平分布 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。 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。 最高温度不位于赤道，冬季在510N，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 度也增加。 世界冷极在南极，为90 （乔治峰），热极在索马里 境内，为63 。 近地层气温的垂直分布近地气层温度的垂直分布 日

13、射型：图中12时 辐射型：图中0时 上午转变型：图中06时 傍晚转变型：图中18时 对流层气温的垂直变化 气温直减率 定义：气温随高度变化的程度。 表达式： Z：两高度高度差，T两高度相应的气温差；负号表示气温垂直分布的方向。 0，气温随高度的增加而降低；0，气温随高度的增高而升高。的绝对值越大，气温随高度变化差异越大。 各个层次上的气温直减率 整个对流层平均气温直减率：0.65/hm 对流层上层： 0.30.4 /hm 对流层中层：0.50.6 /hm 对流层下层： 0.650.75 /hm 空气干绝热变化四、空气绝热变化 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

14、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 当空气块下降过程中，因外界气压增大，外界对气块作功，在绝热的条件下，所作的功只能用于增加气块的内能，因而气块温度升高。这种因气块下沉而使温度上升的现象，称为绝热增温。 绝热冷却 当空气块上升过程中，因外界气压减小，气块体积膨胀，对外作功，在绝热的条件下，作功所需的能量，只能由其本身内能来负担，因而气块温度下降。这种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（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。 概念 湿绝热过程 饱和

15、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。 湿绝热过程中的温度变化率。 对m变化的解释 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。 空气湿绝热变化 湿绝热直减率（m ）五、大气静力稳定度 大气静力稳定度的概念 处在静力平衡状态中的大气，空气因受外力因子的扰动后，大气层结（温度和湿度的垂直分布）有使其返回或远离原来平衡位置的趋势或程度，称之为大气静力稳定度。 定义 分类 稳定 假如有一块空气在外力的作用下，产生垂直运动，但外力除去后： 若气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气块所处的气层，对于该气块而

16、言是稳定的。 中性 若既无回到原位，有无继续加速先前的趋势，而是保持原有运动状态，这时气块所处的气层，对于该气块而言是中性的。 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。 大气静力稳定度的判断 判断标准 通常用气温直减率（）与上升气块的干绝热直减率（d）或湿绝热直减率（m）的对比来判断。 判断方法扰动方向高度（m）100200300131211131211131211=0.8=1.0=1.211.212.012.811.012.013.010.812.013.2GFGFGFA: d 不稳定合力方向 对于未饱和空气d 不稳定；=d 中性；m 不稳定；=m 中性

17、；m 稳定。 综合判据 愈大，大气愈不稳定； md时，大气为绝对稳定； mh2 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 天气状况 下沉逆温常与辐射逆温结合形成一个从地面开始有数百米厚的逆温层，并出现温度升高，干燥晴朗的好天气。 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。 逆温层冷空气暖空气 融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这种逆温称为融雪逆温。 暖空气吸热融雪冰雪面 地形逆温 在山区夜间

18、，由于山上冷空气沿斜坡向下移动到低洼地区并聚积于底部，使原来在洼地底部的较暖空气被迫抬升形成的逆温，称为地形逆温。 冷空气暖空气冷空气暖空气 逆温的实际应用 农业上常利用逆温层防寒避冻；工业上避开逆温出现的时间来排放污染物质。 第三节 温度与农业一、植物生命活动的基本温度 三基点温度对大多数植物来说，维持生命的温度一般在-1050之间，生长温度在540之间，发育温度在1035之间。温度对于植物生命、生长和发育过程的影响有3个基本点温度，简称三基点温度，即最适温度、最低温度和最高温度。生命温度生长温度发育温度致死 最低 最适 最高 致死10 0 5 10 20 30 35 40 50（ ） 受害

19、、致死温度植物遇低温而导致的受害或致死，称冷害和冻害。在冻结温度以上的低温危害称冷害或寒害，冻结温度以下的危害则称为冻害。植物因温度过高而造成的危害称热害。温度日较差大有利于有机质的积累。温度日较差大还有利于作物品质的提高。气温年较差也影响着作物的生长发育，而且必要的高温对某些喜热作物是不可缺少的。 二、周期性变温对植物的影响在三基点温度之外，还可以确定最高与最低受害、致死温度，统称为5个基本温度指标。三、农业界限温度 0以上持续的日数称为农耕期。 5以上持续日数称生长期或生长季。 10以上的持续时期为喜温作物的生长期。 15表示喜温作物积极生长。 20是水稻安全抽穗、开花的指标。 对农业生产具有普遍意义的，标志某些重要物候现象或农事活动的开始、终止或转折的温度叫农业界限温度，简称界限温度。四、土温对植物的影响 大多数作物根区温度在2030时生长最快。土温对作物的影响主要有以下几个方面： 土温影响种子发芽、出苗 土温与根系的生长