第3章 温度与农业

季节 最高气温 最低气温
夏季
冬季
14～15h
13～14h
05～06h
04～05h
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。
地形：凹地＞平地＞ 凸地 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 天气状况： 晴天＞阴天 近地层气温的年变化 最冷、最热月出现的时间
二、土壤温度的变化
时间变化
日变化
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40～80㎝，平均为60㎝。 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。
土壤温度的年变化 年恒温层（年温度不变层）：
日射型： 辐射型：
图中12时
图中0时 图中06时
上午转变型：
傍晚转变型：
近地气层温度的垂直分布
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：

T dT Z dZ
………… （4-10）
ΔZ：两高度高度差，ΔT两高度相应的气温差； γ＞0，气温随高度的增加而降低； 负号表示气温垂直分布的方向。 γ＜0，气温随高度的增高而升高。 γ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：0.65~0.75 ℃/hm
对流层中层：0.5~0.6 ℃/hm 对流层下层：0.3~0.4 ℃/hm
四、大气中的逆温
概念 逆温 在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气温 直减率为负值的这种现象称为逆温。 阻塞层(逆温层) 当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的
热量交换方式。
分类： 根据流体流动的方向性分为：对流、平流和乱流。 对流： 定义：流体在垂直方向上有规律的升降运动。
热力对流
分类 动力对流
作用：使上下层空气混合，产生热量交换。
平流： 定义：流体在水平方向上的流动。
作用：对大规模的热量传递和缓和地区之间、纬度之间 温度的差异起着很大作用。 乱流（湍流）： 定义：流体在各方向上的不规则运动。 热力乱流
第四节
空气温度
一、大气中的热量交换方式
交换方式 平流、对流、乱流、潜热交换。
作用 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。
二、空气温度的时间变化
近地层气温的日变化 极值温度出现的时间
分类：
容积热容量
质量热容量： 定义：单位质量的物质，温度变化１℃所需吸收或
放出的热量。
单位：J/(kg· ℃)(或J/(g· ℃))
计算：
Cm
容积热容量：
Q m (T2 T1 )
…………(4-1)
定义：单位体积的物质，温度变化１℃所需吸收或 放出的热量。
单位：J/(m3· ℃)(或J/(cm3· ℃)) 计算：
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（γ
d
=1）
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。
压的减小、温度的升高而减小。
六、大气静力稳定度
大气静力稳定度的概念 定义 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
远离原来平衡位臵的趋势或程度，称之为大气静力稳定度。
分类 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：
稳定 若气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气 块所处的气层，对于该气块而言是稳定的。 中性 若既无回到原位，又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
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。
二、热量收支(交换)方式
辐射热交换 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 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
逆温的实际应用 • •
？
农业上常利用逆温层防寒避冻（农业气候安全带）； 工业上避开逆温出现的时间来排放污染物质；
•
•
农产品避冻贮藏；
化学防治病虫害。
五、空气绝热变化
绝热与非绝热变化 非绝热变化：空气内能变化过程中，与外界进行热量交换。 绝热变化：空气内能变化过程中，未与外界进行热量交换。 热力学第一定律 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和对外作
土壤温度的年较差为零时的深度。
影响因子 纬度
垂直分布 日分布
日射型（受热型）：
图中13时 辐射型（放热型）： 图中01时 上午转变型（由辐射 型向日射型过渡）：
土壤温度垂直分布
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
土壤导热率影响因子： 土壤含水量 土壤孔隙度 导温率（导温系数、热扩散率）
定义及单位：
定义：单位容积的物质，通过热传导，由垂直方向获 得或失去λ 焦耳（J）的热量时，温度升高或降
低的数值称为导温率。
单位：ｍ2 /S(或㎝2 /S)
计算公式：
K

C
…………（4-5）
Ｋ：导温率，λ：导热率，Ｃ：容积热容量。
地面和土壤温度
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： 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。 一日内最高温度与最低温度之差。
一、地面温度和热量收支的关系
Λ：导热率， Q：热容量； ΔT/ΔZ：温度梯度，负号表示
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。
土壤导热率分析：
土壤成分 土壤矿物质 土壤有机质 水 空气 导热率（W/（㎝· ℃）） 0.0293 0.01997 0.00628 0.0002093
土壤中固体成分的导热率最大，水居中，空气最小。
T T0 d Z
………… （4-12）
空气湿绝热变化 概念
湿绝热过程 饱和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。
湿绝热直减率（γ
m
）
湿绝热过程中的温度变化率。 对γ m变化的解释 γ m不是常数，它是气压和温度的函数，随着气
h1
下沉 （辐 散）
h2
天气状况
h1>h2
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
暖空气
冷空气
融雪逆温 在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、
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5～10°N，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
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
融雪
吸热 冰雪面
地形逆温 在山区夜间，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
暖空气
冷空气
逆温层的特点
白天：
L E R
P
B
L R E B
P
R-P-B-LE=0 夜间： -R+P+B+LE=0
（白天）
（夜间）
地表面热量收支示意图
地表层昼夜热量收支平衡方程：
白天：
R L E P L R E
P
R-P-B-LE=Q 夜间：
Qs B
Qs
B
（白天）
（夜间）
地表层热量收支示意图
-R+P+B+LE= -Q
第二节
功dＷ之和。
dQ dU dW
………… （4-11）
空气干绝热变化 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。