《农业气象学》PPT课件

1、，农业气象学2农学专业2011级，佐原健二温度，2.1热交换方式2.2土壤温度2.3水层温度2.4空气温度2.5温度和农业生产，2.1热交换方式，从地球表面接收太阳辐射能量，在底部面自身、底部面和空气、空气层之间进行多种形式的热交换，带来地面温度、下层土壤温度、大气温度变化第一，分子热导向分子运动传递热量的过程称为分子热导。在土壤层中，热交换是以分子热传导的形式进行的。分子热传导过程的强弱对土壤层热状态的形成有重要意义。空气是热的不良导体，空气分子的热导率很小，所以以传导方式执行的传热比其他方式少得多，大部分可以忽略。第二，辐射地板和大气之间的辐射热交换总是存在的。地面一方面吸收太阳辐射和大气

2、逆辐射，同时向大气发射长波辐射。如果比白天地面释放的辐射吸收更多的辐射，地面就会被加热变暖，通过辐射或其他方法向大气和深层土壤输送热量，从而增加大气和深层土壤的温度。晚上地面发出的长波辐射比吸收的大气逆辐射多，地面热量损失，地面温度降低。此时，深厚的土壤和大气以各种方式向地面输送热量，使地面表面温度保持不变，结果是深层土壤和大气的热量损失，温度也下降。第三，对流空气垂直方向大规模有规律的上升运动称为对流。根据其形成原因，可以分为热对流(自由对流)形成原因、热原因引起的对流等两种。热对流发生在低层气温急剧增加或高层空气冷却的时候，此时上层空气的温差增加，低层空气密度小，高层空气密度大，高层空气密

3、度大，高层冷空气下沉，低层温暖空气上升，形成空气不稳定的状态。热对流的空气上升速度快，高10毫秒左右，但其水平规模小，在0.150公里之间，是中纬度及低纬度温暖季节经常发生的天气运动现象。动态对流(强制对流)形成的原因：具有动态原因的对流空气水平流动遇到山脉等障碍物时强行上升或被其他外力强行上升时发生的气流现象。动力对流的升力速度慢，通常在0.110 CMS之间，但水平范围可以达到数百至数千米。大气对流大部分是热的原因和动力的原因一起发生的。对流的结果是混合上层空气，发生热交换。其他对流运动带来不同的天气和气候特性。一般来说，夏天和下午空气对流很强，冬天和早晨很弱。对流运动是地面和低层大气热量

4、向高水平传递的重要方法。第四，二流空气的大规模水平运动称为二流。冷二流：空气经常在水平方向大幅度运动，当冷空气通过温暖区域时，当地温度会下降，可以说是冷二流；温暖的双流：温暖的空气通过寒冷的区域时，这个区域的温度可以称为温暖的双流。二流运动对缓解区域间和纬度间的温差有很大作用，是水平方向换热的主要方法。5，湍流(湍流)在地面加热不均，或空气沿粗糙底部移动时，经常发生小尺寸的不规则升力空气或空气涡流运动，这种空气的不规则运动称为湍流，习惯上称为湍流。湍流从各个方向充分混合空气，伴随着热交换。湍流比对流规模小，但具有普遍性。湍流对缓解地带层温度变化起着非常重要的作用，是地面和空气、空气和空气之间热

5、交换的重要方法之一。，6，潜热交换底部受热后，蒸发(升华)水分，降低地面温度，这部分热量在大气中凝结(或冷凝)释放，气温增加，气象学上，水的想象态变化引起的热转移称为潜热。潜热交换不仅可以在地面和空气之间进行，还可以在空气和空气之间进行。大气中水的潜热释放是中小气象系统发生和发展的主要能源。潜热交换方式直接影响底座和空气温度的变化。2.2土壤温度，1，表面热平衡表面温度的升高或降低是由表面热收支条件决定的。比起白天支出的能量，地表收入的能量更多，地表温度夜间上升的话，地表释放的量比吸收的热量更多，地表温度降低的话，收支平衡的话，地表温度保持不变。根据能量守环原则：地面热裴秀智(热平衡)地面热收

6、入1地面热支出表面热收入和支出项目：r:地面表面和空气之间以辐射形式交换的热流量项目(辐射差异)；p:在表面和空气之间用湍流交换的热流项目；图2-1地面热裴秀智图，b:以表面和表面底部之间的分子传导形式交换的热流项目；LE:表面和空气之间以潜热交换的热流项目。白天日出后1小时到日落前1小时左右，从地球表面吸收的太阳辐射大于地面的有效辐射，辐射差额为r为正，辐射差额转化为热能，地面表面温度增加，表面开始慢慢消耗热量；湍流流入空气的热流p使空气层加热。以分子传导方式进入地表下层的热流b向地表下层添加温度；以潜热流入人空气的热流LE使气温上升。晚上，太阳下山1小时到第二天早晨日出后约1小时，从地面吸

7、收的太阳辐射比地面有效辐射小，辐射差r为负，因此地面开始逐渐失去热量，降低地面表面温度，地球附近的气体层和表面底部层以湍流p和分子传导b的形式分别传递到地表表面热流，而地层水汽以潜热LE的形式凝结在表面，传递到地表热流。可以看出晚上发生的收支与白天相反。也就是说，如果列从表面获得正列，而列失去负列，则可以将表达式R=P B LE (2-1) (4-1)写为表面热平衡方程式。把地面看作一个几何平面来分析，事实上土壤和空气、土壤和下层土壤之间的能量交换是在一定的土壤厚度之间进行的。因此，(2-1)式b项可分解为表土土壤的热树脂Qs和下层土壤的热树脂b的总和(图4-2)，(4-1)式可写如下：Qs=

8、R-P- B-LE (2-2)，图2-2原地面热收支图，Qs为正值时比表面损失热量大，地面温度升高。QS为负时，地面加热比失去热量更热，地面温度下降。在QS0中获得地表热等于失去热量，或地球温度最高或最低。其次，土壤的热力学特性土壤的热力学特性包括热容量、导热系数、热导率等。(a)热容量(CV)表示土壤接受热量的能力。单位体积的土壤，温度变化1吸收或释放的热量(Jm-3-1)。在CV=C (2-3)式(4-3)中，CV为热容量，C为土壤的比热。即单位质量的土壤温度变化1吸收或释放的热量是土壤密度，即单位体积土壤的质量。显然，当土壤失去或得到相同的热量时，热容量大的土壤温度下降或温度下降的程度会

9、很小。土壤热容量的大小主要取决于土壤的组成成分和组成比例，不同的土壤成分，不同的热容量。请参阅表4-l。表2-1从表中可以看出土壤固体成分空气和水的热特性是土壤空气的热容量最低的；土壤水分的热容量大约是空气热容量的3000倍以上。土壤固体部分的热容量约为水的0.5倍。，土壤热容量的主要因素变化：土壤水分的土壤热容量随土壤湿度的增加而增加。土壤空隙土壤热容量随土壤空隙率的增加而减少。在自然情况下，单位体积的土壤孔隙变化不大，热容量的变化主要取决于土壤孔隙的水分变化，即主要取决于土壤湿度。土壤的孔隙度可以人为地改变。例如，犁土可以增加孔隙率。管制减少了空隙。(b)导热系数()表示土壤传递热量的能力

10、。土壤的热导率或热导率，如果单位厚度(1m)内的温度相差1度，则表示单位截面土壤中每秒通过的热量。单位可以是Jm-1s-1-1或Wm-1K-1。导热系数的大小也取决于土壤的组成成分和组成比例。从表2-1可以看出，土壤空气的热导率最低。土壤固体成分的热导率最大。土壤水分的导热系数位于中心，但比空气的导热系数大20倍以上。图2-3土壤孔隙率对土壤热导率的影响，土壤的固体成分一般不变。因此，随着土壤湿度的增加，土壤热导率增大。土壤空气多，孔隙率大，土壤传导效率小。显然，土壤的热导率随土壤湿度和孔隙度而变化(图4-3)。土壤中的有机物含量也影响热导率，有机物含量多，热导率小。土壤热通量：通过单位时间单

11、位面积的热称为土壤热通量。单位为Jm-2s-1或J m-2。它按土壤的垂直斜率成比例记录。(2-4)，(3)电导率(k)表示土壤传递温度和消除层次之间温差的能力。导热系数是土壤的导热系数a与热容量Cv之比。定义为单位体积的土壤，流动人员(或径流)为a的热量时，温度上升(或下降)的数值，以m2s-1为单位可用的向下表示：(2-5)在其他条件相同的情况下，物体的温度电导率越大，温度传播速度越快，深度越深，消除了按深度划分的温差。从表4-1可以看出，最大的电导率是空气，空气的电导率比水大100倍，比土壤固体颗粒大几十倍。因此，潮湿的沼泽土壤的热特性很差，导热性能很差。从公式(2-5)中可以看出，导热

12、系数与热容成正比，与热容成反比。土壤电导率直接决定土壤温度的垂直分布，以及最高和最低温度出现的时间。其他条件相同时，电导率越大，表面温度变化越小，土壤内温度变化越大。同时，土壤温度变化越深，每个深度和地表表面在最高温度和最低温度下出现的时间就越落后。第三，土壤的传热白天，由于太阳辐射的吸收，土壤表面变暖，以及分子热传导，将热量输送到深处；晚上，土壤表面首先冷却到有效辐射，热量从土壤深度向上传递。因此，土壤温度的变化首先从土壤表面开始，然后逐渐影响深层土壤温度的变化，其变化宽度随着深度的增加而减少，最高、最低温度出现的时间也随着土壤深度的增加而逐渐推迟。土壤的传热量与速度快和土壤的热特性有关。第

13、四，土壤温度日，年变化温度日，年变化特征一般用“不好”和“极端发生时间”来描述。差：振幅。极限发生时间：指最高温度或最低温度出现的时间。(a)土壤表面温度日变化最高温度：土壤表面最高温度约13点。正午以后，太阳辐射越来越弱，也就是土壤表面的热量差异为正，因此温度持续升高。到13点，热收支达到平衡(Qs0)后，热差变为负值，温度逐渐降低。最低温度在表面温差由负变正的日出接近时出现。据说，土壤温度低的一天中，根据土壤最高温度和最低温度的差异，土壤温度较低。土壤表面温度的日不良大小与土壤表面的热收支及土壤的热特性有关，也与季节、纬度、地形、土壤颜色、土壤自然覆盖、气象条件等有关。太阳高角度太阳高角度

14、的大小决定了地面接收太阳辐射的杨怡。正午太阳高角度的季节和地区，白天允许太阳辐射大量，晚上以有效辐射方式支出热量，地面辐射差异的日变化较多，土壤表面温度的日交点很大。相反，它很小。地形地貌主要影响空气湍流热交换。湍流的强弱决定了地面和空气之间的热量暴露量。与平地相比，通风良好，湍流交换旺盛，白天地面温度不容易升高，夜间地面温度不容易下降，因此凸起地形的土壤温度低于平原的土壤温度。凹陷的地形相反，土壤温度较低。底垫颜色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。一般来说，深色土壤表面的日交点比浅色土壤大。热导率高的土壤温度每天都很低。热导率小的土壤，温度低的土壤。热

15、容量大的土壤，温度低的土壤，热容量小的土壤，温度低的土壤。天气对土壤温度的日热也有一定的影响。(b)土壤温度的年变化土壤表面温度的年变化主要与地面接收的太阳辐射的年变化有关。在北半球的中纬度和高纬度地区，土壤表面的月平均最高温度7月8日出现。月平均最低温度出现在1月1日。他们分别落后于太阳辐射最强的月亮(夏至)和最弱的月亮(冬至)。赤道附近，由于太阳一年直射两次，土壤表面温度年变化也有两个变化，月平均最高气温分别出现在春分和秋分后。月平均最低温度分别出现在夏天和冬至以后。土壤温度年差土壤最大月平均温度和最小月平均温度差，被称为土壤温度年差。土壤温度的年差异与纬度、表面状态、天气等密切相关。土壤

16、温度的年差异随纬度的增加而增加(表2-2)。因为太阳辐射的年变化随着纬度的升高而增大。其他因素对延边的影响几乎等于昼夜温差。随着土壤深度的增加，下降到一定深度，年气温不为零。也就是说，年气温不变。在这个深度和以下，被称为常年恒温不变层，这被称为常温层。表2-2徐璐不同纬向表面温度年差，4，土壤温度垂直分布类型，土壤各层的热量在太阳辐射作用下昼夜不断交换，因此土壤温度垂直分布具有一定的特性。根据土壤温度观测数据，土壤温度的垂直分布可以概括为三种类型：飞沙、辐射和转移类型。随着深度的增加，每日土壤温度下降的类型。一般而言，白天和夏天出现是由于土壤表面的第一次热增量，热量从表面向下传递。代表了一年中

17、13点和一年中7月的土壤水分垂直分布。图4-4日日日土壤温度的垂直分布也是4-5年中土壤温度的垂直分布，辐射型土壤温度随深度的增加类型。夜晚和冬天通常出现的是土壤表面先冷却后发生的，热量从下面传到地面。代表了一天中01点和一年中1月的土壤温度垂直分布。过渡土壤上、下温度的垂直分布分别具有日死性和放射性的特征。通常出现在白天和晚上(或冬天和夏天)之间的过渡期。一天中的清晨过渡(图4-4中的09点)和傍晚过渡(图4-4中的19点)，一年中的春天过渡(图4-5中的4月)和秋天过渡(图4-5中的10月)。VI。土壤冻结和解冻土壤冻结：土壤温度在0以下时，土壤水分和潮湿的土壤凝固或冻结使土壤变硬的现象。冻土：董洁的土壤称为冻土。土壤水含有盐，0以下才会结冰。土壤中的大孔