农业基础气象 4

第二章

温度

主要内容第一节下垫面和近地层温度变化的因素第二节土壤温度及其变化第三节水体温度及其变化第四节空气温度及其变化第五节空气温度的绝热变化与大气稳定度第六节温度与植物生命活动第一节下垫面和近地层温度变化的因素一、土壤的热性质不同土壤在得到或失去相同热量后，温度升高或降低的程度是不同的，这是由于不同性质的土壤，具有不同热性质的缘故。土壤的热性质包括土壤的热容量、导热率和导温率等。（1）土壤的热容量在一定过程中，土壤温度变化1℃所需吸收或放出的热量，称为土壤的热容量(heatcapacity)。它取决于土壤本身的性质与温度，描述土壤热容量的物理量有容积热容量和质量热容量等。（1）土壤的热容量1.容积热容量单位体积的土壤，温度升高或降低1℃所需吸收或放出的热量，称为容积热容量(volumetricheatcapacity)，即：

式中，Cv为容积热容量；V为土壤的体积。Cv的单位为J/(m3·℃)或WJ/(㎝3·℃)。（1）土壤的热容量2.质量热容量单位质量的土壤，温度升高或降低1℃所需吸收或放出的热量，称为质量热容量，又称比热容(specificheatcapacity)，即：式中，Cm为质量热容量；ΔQ为所需热量；m为土壤的质量；T2和T1分别表示状态Ⅱ和状态Ⅰ的温度。Cm单位为J/(㎏·℃)或J/(g·℃)。对于气体而言，常用定容比热和定压比热表示。（1）土壤的热容量容积热容量(CV)和质量热容量(Cm)及土壤密度(ρ)之间的关系为：

在研究土壤温度变化时，多采用容积热容量。热容量大的物质得到或失去相同热量时，升温和降温都较热容量小的物质变化缓和。

（1）土壤的热容量

表1在20℃和1013.25hPa时土壤组成成分的热特性

土壤组成成分比热/(J·g-1·℃-1)容积热容量/(J·㎝-3·℃-1)导热率/(W·㎝-1·℃-1)导温率/(㎝2·s-1)土壤矿物0.7321.9250.02930.01522土壤有机质2.0832.7080.019970.00738水4.1864.1860.006280.0015空气1.0050.00130.00020930.16103（2）土壤的导热率导热率(coefficientofthermalconductivity)是物质传导热量的能力，又称为热导率，导热系数。其具体定义为：在物体内部垂直于导热方向取两个相距1米，面积为1平方米的平行平面，若两个平面的温度相差1K，则在1秒内从一个平面传导至另一个平面的热量就规定为该物质的导热率。（2）土壤的导热率土壤的导热率用来表示传导土壤热量的强度，它表示1cm厚度的土层，温度差1℃时，每秒钟经断面1cm2通过的热流量，其单位是J/(㎝·S·℃)或W/(㎝·℃)。（2）土壤的导热率物质的导热率只取决于物质本身的物理性质。土壤导热率的大小取决于它的主要三种组成成分所占的比例。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。（2）土壤的导热率导热率大说明土壤传递热量的能力强，传递热量的速度快，在同一时间内传递的热量越多。当温度垂直梯度相同时，导热率大的土壤，热量容易传入深层或从深层得到热量，因而表层土壤温度变化小。（3）土壤的导温率物体内热量的转移速度和数量取决于物质的导热率，而由热量的得失产生的温度升降的快慢用导温率表示，即：单位容积的土壤通过热传导由垂直方向获得或失去热量(单位为J)时，温度升高或降低的数值称为土壤的导温率，也称热扩散率。（3）土壤的导温率它是表示土壤因热传导而消除层次间温度差异能力的物理量。单位为m2/s或cm2/s。可用下式表示：式中，K为导温率；λ为导热率；Cv为容积热容量。（3）土壤的导温率土壤导温率与导热率成正比，与热容量成反比。因此，凡影响土壤导热率和热容量的因素都影响土壤导温率的大小。土壤导温率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。图1土壤热特性随土壤水分的变化二、物质与外界之间的热量传递方式物质温度的高低，实质上是其内能大小的体现，当物质获得热量时内能增加，温度升高，当失去热量时，内能减少，温度降低。二、物质与外界之间的热量传递方式引起物质内能变化的原因分两种：①由于物质与外界有热量交换引起，称为非绝热变化；②物质与外界没有热量交换，而是由外界压力的变化，使物质膨胀或压缩引起的，称为绝热变化。物质与外界的热量交换是通过辐射、分子传导、潜热交换、对流、平流、乱流等方式进行的。(一)辐射热交换辐射是热量传递的基本方式之一，任何温度在绝对零度以上的物体，都能通过辐射的放射和吸收，进行着热量交换。土壤与空气以及空气各层之间的辐射热交换。白天，地面给空气的长波辐射超过了空气本身放射的辐射，因此气温升高；夜间，大气放射的辐射超过了它收入的辐射，所以大气各层的温度都逐渐降低。(二)分子传导热交换当物体内部存在温差时，在物体内部没有宏观位移的情况下，热量会从高温部分传到地温部分；此外，不同温度的物体互相接触时，热量也会在相互之间没有物质位移的情况下，从高温物体传递到地温物体。这样一种热量传递的方式被称为传导。(二)分子传导热交换任何物质都是由处于运动状态的分子组成，物质通过分子碰撞，产生了表现为热量传导的动能交换，称为分子传导热交换(memberheatexchange)。(三)潜热交换物质在进行相态变化时所发生的热量交换称为潜热交换(latentheatexchange)。自然状态下的水经常发生相态变化，使地面与大气之间发生热量交换。(三)潜热交换当地面水分蒸发(升华)时，要吸收地面的一部分热量，当这部分水汽在空气中凝结(凝华)时，又把潜热释放出来给大气，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上凝结(凝华)时，地面从大气获得了热量。潜热交换不仅在地面与空气间进行，在空气与空气之间也可以进行。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。(四)流体热交换流体可以通过发生相对位移而进行热交换，这种热交换一般分为对流、平流和乱流三种形式。①对流：流体在垂直方向上有规律的升降运动②平流：流体在水平方向上的流动③乱流：流体在各方向上的不规则运动，也称湍流。空气乱流分热力乱流和动力乱流两种。三、下垫面的热量收支差额(一)地面的热量收支差额地面可看做是一个没有热量贮存的活动面，地面的温度变化取决于地面热量收支差额，即地面热量的收入与支出之差。白天，当地面吸收的热量多于放出的热量时，地面就会增热升温；反之，夜间，当地面热量收支差额为负值时，地面就会冷却降温。如果地面的热量收支差额相等，则其温度保持不变，这时达到热量平衡。热量收支差额是决定地面温度变化的重要因素。(一)地面的热量收支差额左图表示的是白天地面热量收支情况，用公式表示：R=-P-B-LE其中，R为辐射收支差额，为正值。P为感热通量，以乱流热交换方式进入空气；B为以分子传导方式进入下层土壤的热通量；LE为地面水分蒸发或水汽凝结时消耗或放出的潜热通量（E为蒸发或凝结量，L为汽化潜热，2.5kJ/g）。(一)地面的热量收支差额（白天）地面热量收支示意图（图中各项均以指向地面为正，相反方向为负，即地面得到热量为正，失去热量为负）(一)地面的热量收支差额（夜间）左图表示的是夜间地面热量收支情况，用公式表示：R=P+B+LE夜间：地面辐射收支差额R为负值，地面因辐射消耗能量而不断降温，使地面温度低于邻近气层和土层，于是空气及下层土壤以热通量P及B的方式向地表输送热量，同时，与地面接触的空气达到饱和状态时，又会释放凝结潜热LE给地面。地面热量收支示意图（图中各项均以指向地面为正，相反方向为负，即地面得到热量为正，失去热量为负）(二)土壤表层的热量收支差额土壤表层的热量收支差额Qs为热量平衡，见左图。土壤表层热量收入或支出方程：白天：Qs=R-P-B-LE夜间：Qs=-R+P+B+LE式中，Qs为正值时，土壤表层得热大于失热，地球表层温度上升；Qs为负值时，土壤表层得热小于失热，则地球表层温度下降。土壤表层热量收支示意图（图中各项均以指向地面为正，相反方向为负，即地面得到热量为正，失去热量为负）(二)土壤表层的热量收支差额地球表层热量收支各项在不同时间和不同性质的下垫面上是不同的，可导致地面温度变化产生差异。例如，在白天，当土壤较干燥时，地面净辐射R用于空气增热的热量P较多，而土壤蒸发消耗的热量LE和传给下层土壤的热量B都很少，使土壤表层热量收支差额Qs值较大，土壤表层增温较快；当土壤较潮湿时，用于土壤蒸发的热量较多，蒸发耗热包括土壤蒸发和植物蒸腾，LE项显著增大，同时向下层土壤传递的热量B也较多，使土壤表层的热量收支差额Qs值较小，故温度变化较缓和。(三)土壤表面的热量收支差额在气候学上研究地区年热量的收支情况，根据观测资料表明，各个地区土壤表面既无热量积累，也无热量亏损。因此，Q的年平均值可视为零。如果把地球表面视为一个几何面，可表示为：

0=Q=R±P±B±LE

即R=P+B+LE上式即为地面热量平衡方程。(三)土壤表面的热量收支差额地面热量平衡方程的物理意义：1.R(辐射收支差额)为土壤吸收的净辐射热量2.LE为水相变化时地面得失的热量3.P是土壤和空气间的热交换量4.B为土壤分子传导热通量(单位时间内通过单位横切面积的热量)5.Q为土壤表层热量的收入、支出量第二节土壤温度及其变化左图为地面温度变化和地面热量收支的关系。一天中地面最高温度不是出现在地面净得热量最多的时刻(正午)，而是在地面累积热量最多时(午后)出现。白天日出后地面开始得热多于失热，土壤中有热能不断贮存，温度上升。一、地面温度变化和地面热量收支的关系地面温度变化与地面热量收支示意图a.地面温度日变化曲线；b.地面热量支出日变化曲线；c.地面热量收入日变化曲线

TD为地面最低温度；TG为地面最高温度土中温度的日变化与地面温度的日变化相比较，浅层土壤温度在一天内也呈连续性变化，有一个最高值和一个最低值，土表温度日较差最大，越向深层越小，至一定深度后，日较差(dailyrange)为零，该深度为土温日不变层深度，一般土壤日不变层深度为40~80㎝，平均为60㎝。二、土壤温度的日变化通常，白天地面吸热多的地区和季节，向下传递的热量多，日变化消失层深。所以，低纬度和夏季比高纬度和冬季为深。二、土壤温度的日变化土壤温度的年变化也随深度的增加而减小，直到一定深度时年较差为零。这个深度为年温不变层深度。年温不变层深度随纬度而不同，在低纬，一年中地面获得的太阳辐射总量变化不大，年温不变层深度浅，年较差消失于5~20m处；高纬地区深，消失于25m左右。各层土壤最热月和最冷月出现的时间也随深度的增加而延迟，平均每深1m延迟20~30d。三、土壤温度的年变化土壤温度的垂直分布四种类型1.日射型(受热型)白天土壤表面获得大量辐射能后，地面温度急剧升高，这时温度垂直分布特点为地面温度最高，温度随深度增加而降低，愈近地面变化愈大。以图中13时为代表。四、土壤温度的垂直变化一天中土壤温度的垂直分布2.辐射型(放热型)夜间地面由于辐射冷却而降温，地面温度最低，其温度垂直分布与白天相反，即温度随深度增加而增加。以图中1时为代表。四、土壤温度的垂直变化一天中土壤温度的垂直分布3.过渡型(1)清早过渡型：这是由辐射型向日射型过渡的分布型。以图中7时为代表。(2)傍晚过渡型：以图中19时为代表。四、土壤温度的垂直变化一天中土壤温度的垂直分布五、土壤温度垂直传递规律

五、土壤温度垂直传递规律2.土壤温波方程根据土温实测资料，地面温度的日周期和年周期变化，可写成如下的谐函数：式中，A0为地面温度波的振幅；φ0为初位相；T是周期，考虑日变化时为24h；θ(0，t)表示时间的地表温度；θ0为地面日平均温度。五、土壤温度垂直传递规律利用上式可得热传导方程的解为：式中，导温系数K作为常数，日平均温度项此处取的线形为(θ0+γZ)。五、土壤温度垂直传递规律3.温度振动向深层土壤传播的规律(1)温度振动的振幅按下式随深度而减小上式说明，如深度按算术级数增加(0、Z、2Z……)，则对应的振幅按几何级数而减小(A0∶A1Z：A2Z=1：e-2：e-2Z)。到了某一深度，振幅趋近于零，温度的振幅就消失了。五、土壤温度垂直传递规律3.温度振动向深层土壤传播的规律(2)最高温度和最低温度出现的时间随深度增加而落后。落后的值与深度成正比，由下式决定：深度每增加10cm，日最高温度和最低温度落后2.5~3.5h。深度每增加1m，年最高温度和最低温度落后20~30d。五、土壤温度垂直传递规律

第三节水体温度及其变化(一)水体中的辐射特性水体对辐射的影响首先反映在反射率的差异上。水面的反射率比陆面的反射率小，特别是当太阳高度很大的时候表现更明显。一、水体中热量传播的特点由实际观测数据，从海洋冰体边缘到赤道地区的海面上，平均反射率从5%到10%~14%，而陆面上无雪被时的平均反射率为10%~30%，比水面大得多。卫星测定的反射率表明，从赤道到两极，反射率是增加的，在同一纬度上海洋反射率小于大陆，海洋吸收辐射比陆地上大10%~20%。一、水体中热量传播的特点(一)水体中的辐射特性水体是一种具有一定透明度的流体，太阳辐射能在水体中传播，它可以用比尔定律来表示不同深度水体的传播情况。一、水体中热量传播的特点

一、水体中热量传播的特点(二)水体中的热量平衡特性水陆的比热、容积热容量不同，海水的比热平均为3.87J/(g·℃)，容积热容量大于4.18×105J/(m3·℃)。陆地因地表性质不同，比热亦不同，但都很小，土壤容积热容量在平均温度下约为2.05×105~2.43×105J/(m3·℃)。海洋有更大的热量贮存能力，使海洋温度的日、年变化大大小于陆地。一、水体中热量传播的特点海洋水体有较大的水平流动，尤其是海洋环流进行着海洋热量的水平交换，而陆地则不能进行这种水平交换。因此，有冷流海洋的赤道地区也有较低的水温，较高纬度有暖流的海洋也有较高的水温，而陆地上是不能出现这种现象的。一、水体中热量传播的特点水温的日变化：最高温度出现在午后3~4h，最低温度出现在日出后2~3h。水温的年变化：极值出现的时间，深水湖和内海要比陆地滞后一个月左右。最高温度出现在8月，最低温度出现在2~3月。二、水体温度的日变化和年变化水面温度日较差和年较差都比地面温度小。在中纬度湖面上，温度日较差约为2~5℃，海面温度日较差更小，高纬度地区约为0.1℃；中纬度地区为0.1~0.2℃；热带地区约为0.5℃。大洋中日较差平均只有0.2~0.3℃。深水湖和内海表面的温度年较差为15~20℃，海洋的温度年较差更小，热带地区为2~4℃，中纬度地区为5~8℃。二、水体温度的日变化和年变化水温日较差和年较差随深度加深而减小，水温日变化消失层深度达15~20m，水温的年变化可传到100~150m深处。随深度的增加，水温位相落后，最高温度和最低温度出现的时间，大约是每深入60m落后一个月。二、水体温度的日变化和年变化暖季，水表层趋于等温分布。在等温层以下，温度随深度很快降低，为水温垂直梯度跃变层。跃变层以下，几乎是等温层。冬季，水体表面有效辐射强，水温下降，密度增大，表层较冷，水温垂直分布几乎呈等温状态。当降到4℃以下，表层冷水不再下沉，水温在4℃左右。三、水体温度的垂直变化水体温度的垂直分布示意图第四节空气温度及其变化一、空气温度的周期性变化空气温度简称气温，人们通常说的气温是指距离地面1.5m高度处的空气温度，在百叶箱内测得的。气温是表示空气冷热程度的物理量，也是决定天气变化的重要因子之一，所以，气温是天气预报的重要项目和依据。一、空气温度的周期性变化（1）空气温度的日变化气温日较差因受纬度、季节、地形、天气和下垫

面性质的影响而不同。（2）空气温度的年变化影响气温年较差的因子：纬度、距海远近。（1）空气温度的日变化①纬度：气温日较差随纬度的增加而减小。这是因为一天中太阳高度的变化是随纬度的增高而减小的。同为干旱地区的热带气温日较差平均为10~20℃，温带为8~9℃，极地只有3~4℃；低纬普遍多雨日较差不大。（1）空气温度的日变化②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春季最大。因为虽然夏季太阳高度角大，日照时间长，白天温度较高，但由于中高纬度地区昼长夜短，冷却时间不长，使夜间温度也较高，故夏季气温日较差小于春季。（1）空气温度的日变化③地形：凸出地形因风速较大，乱流作用较强，气温日较差比平地小。低凹地形，空气与地面接触面积大，通风不良，且在夜间常为冷空气泄流汇合之地，故气温日较差较平地大。④天气状况：晴天气温日较差大于阴天。大风天，气温日较差小。（1）空气温度的日变化⑤下垫面性质:下垫面的热特性和对太阳辐射吸收能力的不同，使气温日较差也不同。陆地上气温日较差大于海洋，而且距海愈远，日较差愈大。沙土、深色土、干松土壤上的气温日较差，分别比黏土、浅色土和潮湿土壤大。在有植物覆盖的地方，气温日较差小于裸地。（2）空气温度的年变化①纬度:气温年较差随纬度的增高而增大，因为随纬度的增高，太阳辐射能的年变化增大，所以纬度愈高，气温年较差愈大。赤道地区，气温年较差仅为1℃左右，中纬度地区20℃左右，高纬度地区可达30℃。（2）空气温度的年变化②距海远近：水的热特性决定了海洋升温与降温比陆地缓和，故距海近的地方受海洋的影响，年较差小，越向大陆中心，年较差越大。一般情况下，温带海洋上年较差为11℃，大陆上年较差可达20~60℃。地形及天气状况等对气温年较差的影响与对日较差的影响相同。二、空气温度的非周期性变化气温除具有周期性的日、年变化以外，在大规模的冷暖平流影响下，还会产生非周期变化。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。在中高纬度地区，由于冷暖空气交替频繁，气温非周期性变化比较明显。二、空气温度的非周期性变化在春末夏初气温回升后，若有北方冷空气南下，会使气温大幅度下降；在秋末冬初，若有南方暖空气北上，则会出现气温突升的现象。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。三、空气温度的垂直变化

对于整个对流层的气温直减率，平均为0.65℃/100m。实际上，各个高度的气温直减率是不同的，而且随时间也有变化。这是因为地面是大气主要而直接的热源，且大气低层水汽和杂质含量高，吸收长波辐射能力强，所以离地面愈近，温度愈高，递减越快；反之则愈低，递减越慢。三、空气温度的垂直变化对流层的中层和上层受地面的影响较小，气温直减率的时空变化比下层小得多。中层气温直减率为0.5~0.6℃/100m，上层平均为0.65~0.75℃/100m。在对流层下层的气温直减率平均为0.3~0.4℃/100m，由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随季节和昼夜的变化极为明显。三、空气温度的垂直变化第五节空气温度的绝热变化与大气稳定度一、空气的绝热变化空气的绝热变化有：干空气的绝热变化

湿空气的绝热变化(一)干空气的绝热变化热力学第一定律指出：任一孤立系统由状态Ⅰ微小变化至状态Ⅱ时，从外界吸收的热量dQ，等于该系统内能的变化dU和对外做功dW之和，即：(一)干空气的绝热变化干空气或未饱和的湿空气(没有水汽凝结)与外界之间无热量交换时(dQ=0)的状态变化过程，称为空气的干绝热过程(dryadiabaticprocess)。(一)干空气的绝热变化空气的干绝热过程可引起空气绝热增温和绝热冷却。当气块在下降过程中，因外界气压增大，外界对气块做功，在绝热的条件下，所做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。(一)干空气的绝热变化当气块在上升过程中，因外界气压减小，气块体积膨胀，对外做功，在气块与外界无热量交换的情况下，做功所需的能量，只能由其本身内能来负担，因此，气块降温。这种因气块绝热上升而使温度下降的现象，称为绝热冷却。(二)湿空气的绝热变化未饱和的湿空气上升时，先按干绝热过程降温，到达凝结高度后水汽达饱和时就开始出现凝结。如果饱和气块继续上升，其凝结出来的水滴或冰晶不脱离原气块，始终跟随气块上升或下降。(二)湿空气的绝热变化

(二)湿空气的绝热变化

二、大气静力稳定度(一)大气静力稳定度的概念

(二)大气静力稳定度的判别法大气是否稳定，通常用环境空气的温度直减率(γ)与上升气块的干绝热直减率(γd)或湿绝热直减率(γm)的对比进行判断。(二)大气静力稳定度的判别法以未饱和空气为例图中，A、B、C三团空气均位于200m高度上。这三团空气在作升降运动时，其温度按干绝热直减率变化均为1℃/100m，而环境空气温度直减率不同，分别为0.8℃/100m、1℃/100m、1.2℃/100m，从图中可见三种不同稳定度未饱和空气的稳定度A.γ<γd

稳定；B.γ=γd

中性；C.γ>γd不稳定(二)大气静力稳定度的判别法A团空气受外力作用后按干绝热直减率递减，故在300m处气块温度应为11℃，而环境温度按γ变化，故为11.2℃，此时空气块密度大于环境空气的密度。气块受到的重力大于浮力，其合力向下与扰动方向相反，因而能抑制气块继续上升，所以气层稳定。未饱和空气的稳定度A.γ<γd

稳定；B.γ=γd

中性；C.γ>γd不稳定(二)大气静力稳定度的判别法同理，如果空气块A从200m下降到100m，其温度也按干绝热直减率升温，温度由12℃升到13℃，而环境气温是12.8℃。这时气块密度比环境空气小，气块的重力小于浮力，所以气块受的合力向上，与原始推动力相反，同样抑制原有的垂直运动，气层稳定。未饱和空气的稳定度A.γ<γd

稳定；B.γ=γd

中性；C.γ>γd不稳定(二)大气静力稳定度的判别法B团空气受外力作用后，不管上升或下降，在任何高度上，气块温度与环境温度相等。作用在气块上的重力与浮力相等，即合力为零，环境空气给气团的加速度为零。所以当γ=γd时，对未饱和空气而言，大气为中性状态。未饱和空气的稳定度A.γ<γd

稳定；B.γ=γd

中性；C.γ>γd不稳定(二)大气静力稳定度的判别法C团空气(图1)受外力作用后，如果上升到300m高度，其本身温度11℃高于环境空气的温度10.8℃，故要加速上升；如果下降到100m高度，其本身温度13℃低于周围空气的温度13.2℃，故加速下降。大气处于不稳定状态。未饱和空气的稳定度A.γ<γd

稳定；B.γ=γd

中性；C.γ>γd不稳定第六节温度与植物生命活动土壤温度是植物生命活动的重要因子之一。土壤温度对植物种子发芽、幼苗的生长以及根系的发育和活动具有非常重要的意义。只有当土壤中具有一定的热量时，种子才能发芽，根系才能开始生长，幼苗才能出土。一、土壤温度与植物生命活动土壤温度适宜时，根才能较好地吸收土壤中的水分和溶解于水中的营养物质，使作物茁壮成长。如果土壤温度降到一定界限以下，则根系的活动减弱，在土壤温度很低时，根系完全停止活动。一、土壤温度与植物生命活动周期性变温对植物有机物质的积累具有重要意义。以气温的日变化周期对植物的影响为例，白天光合作用和呼吸作用同时进行，而夜间只有呼吸作用。如果气温的日变幅大，即白天气温高，光照充足，光合作用强，植物制造的有机物质多；而夜间温度低，呼吸作用弱，消耗的有机物质少，植物有机体积累的营养物质较多。反之，植物有机体的营养物质就少。所以，气温日变幅大的地区，作物产量高，品质也较好。二、周期性变温对植物的影响举例：（1）青藏高原(气温日周期变化大)种植的白菜、萝卜都比低海拔气温日变化小的地区大得多，小麦的千粒重可达40~50g。新疆的哈密瓜与吐鲁番的葡萄含糖量高，香甜可口等，也是由于新疆气温日较差大。周期性变温配合光周期的长短，对作物、果树的生长发育也有一定的影响。二、周期性变温对植物的影响举例：（2）马铃薯块茎的形成，在夜间温度低时，可能与日照长度无关，而在夜间温度高时，则只有在长日照下才能形成块茎。柑橘类果树在中等高温时，只有在短日照下才能开花，低温下在长日照时也能开花。二、周期性变温对植物的影响三、三基点温度和农业界限温度与植物生命活动(一)三基点温度植物生命活动都需要在一定温度范围内才能进行，植物的每一生命活动都有其最高温度、最低温度和最适温度，称为三基点温度。其中，生长发育的最低温度又称生物学零度。植物、变温动物和微生物都是在某种适温下生命活动最为活跃，在最低最高温度以外生物停止生长发育，但仍能维持生命。(一)三基点温度(一)三基点温度不同生物的三基点温度不同。例如，鸡在20℃舍温下产蛋率最高，低于7℃或高于25℃产蛋率都会下降。大多数鱼类在20~30℃水温下生长良好，低于15℃或高于30℃都不爱吃食，生长速率下降。作物种类最低温度最适温度最高温度小麦3~4.520~2230~32大麦3~4.52028~30玉米8~1030~3240~44水稻10~1230~3236~38棉花13~152835甜菜4~52528~30烟草13~142835油菜4~520~2530~32牧草3~42630表1各种作物的三基点温度(℃)(一)三基点温度同一生物不同品种的三基点温度也有差异。大多数茶树品种生长的最低温度在10℃左右，有的品种在10℃以上，有的则低于10℃；最适温度变化在19~30℃范围内；最高温度为30℃左右。(一)三基点温度同一种生物不同发育期及不同生命过程的三基点温度是不同的。如水稻秧苗生长要求至少13~15℃的水温，但到灌浆期则要求达到20℃以上。(二)农业界限温度温度与农业生产有着密切的关系，在分析气候对农业生产的影响时，除使用日平均气温和三基点温度外，还经常使用农业界限温度，农业界限温度是指具有普遍意义的，标志着某些物候现象或农事活动的开始、转折或终止的日平均温度。(二)农业界限温度农业气候上常用的界限温度有稳定通过的日平均气温0℃、5℃、10℃、15℃和20℃。这些温度具有特殊的农业意义。例如：0℃：土壤冻结或解冻，越冬作物停止生长或者早春土壤开始解冻。从早春日平均气温通过0℃到初冬通过0℃期间为“农耕期”，低于0℃的时期为“农闲期”。(二)农业界限温度5℃：华北的冻土基本融化，喜凉作物开始活跃生长，多数树木开始生长，深秋则通过5℃对越冬作物进行抗寒锻炼，土壤开始日消夜冻，多数树木落叶。10℃：春季喜温作物开始播种，喜凉作物开始迅速生长。秋季喜温谷物基本停止灌浆，其他喜温作物也停止生长。大于10℃期间为喜温作物生长期，与无霜期大体吻合。(二)农业界限温度15℃：春季通过15℃初日为水稻适宜移栽期和棉花开始生长期。秋季通过15℃日为冬小麦适宜播种期的下限。大于15℃期间为喜温作物的活跃生长期。20℃：春季通过20℃初日为热带作物开始生长期，水稻分蘖迅速增长。秋季低于20℃对水稻抽穗开花不利，易形成冷害导致空壳。初终日之间为热带作物的生长期。(二)农业界限温度除了常用的农业界限温度外，各地区还针对当地农事活动或重要的物候现象，确定了补充的界限温度，例如，以3℃代表冬小麦返青，12℃代表杂交水稻播种，等等。农业界限温度在农业气候分析中具有重要意义。在植物其它生活因子基本满足的条件下，在一定的温度范围内，温度和植物生长发育成正比，而且只有当温度累积到一定总量（或总和）时，植物的发育才能完成。这一温度总和被称为积温。四、积温及其应用积温学说可归纳为以下3个基本论点：①在其他条件得到满足的前提下，温度因子对生物的发育起着主要作用。②生物开始发育要求一定的下限温度。对于某些时段的发育，还存在着上限问题。③完成某一阶段的发育需要一定的积温。四、积温及其应用(一)积温的种类与求算方法积温有不同的表达形式，其中应用最为广泛的是活动积温和有效积温。(一)积温的种类与求算方法1.活动积温高于生物学下限温度的日平均温度称为活动温度。生物某一生育期或全生育期中活动温度的总和，称为活动积温。即：n为该时段日数，ti为第i日平均温度，B为该发育阶段的生物学零度(生物学下限温度)。(一)积温的种类与求算方法2.有效积温活动温度与生物学下限温度的差值称为有效温度。生物某一生育期或全生育期中有效温度的总和，称为有效积温。即：n为该时段日数，ti为第i日平均温度，B为该发育阶段的生物学零度(生物学下限温度)。(一)积温的种类与求算方法3.净效积温净效积温学说认为：实际温度超过该生育期的最适温度时，其超过部分对生物的发育是无效的，其活动温度应以最适温度代替，此时的净效积温等于最适温度减去生物学下限温度。生物在某一发育期或整个生育期中，净效温度的总和，称为净效温度。(一)积温的种类与求算方法如果实际温度在生物学下限温度与最适温度之间，则净效温度等于有效温度。净效积温常用来预测杂交水稻制种时的花期，其表达式为：A'为净效积温；t0为最适温度；B为生物学下限温度；n为B<ti≤t0天数；m为生育期温度超过t0的天数。(二)积温的不稳定性不论是活动积温还是有效积温，都存在着不稳定的现象，即使在同一地区，同一作物品种所要求的积温值，各年也不一样。(二)积温的不稳定性造成积温不稳定的原因是多方面的，其主要原因有以下几个方面：①积温学说是建立在假定作物生长发育在其它的环境因子（光、CO2、水、作物群体因子等）处于最适宜条件下，温度起主导作用的理论基础上的。但是