气象学 第三章
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导温率， λ、cv愈大，土温变化则缓和，反
之亦反。
因此，土温的高低和变化主要决定于土壤 的热收支和土壤的热特性，所有影响
本讲稿第十页，共四十七页
土壤热收支和土壤热特性的因子都会影响到
土温的高低和变化，主要有纬度、季节、太 阳高度、天气状况、斜坡方位和坡度、海拔 高度、土壤种类和颜色、质地、土壤湿度和 孔隙度、地面有无植物和其它覆盖物等，且 这些因子对土壤温度的影响随时间和地点而 不同。
▪ Qs的确定方法：
在实用中采用苏联采依金的近似计算方法：
Qs
cv
S1
1K0S2
上式中前一项表示0~20cm层平均热含量的变化，
后一项表示通过20cm的平均热通量，各项说明 如下：
τ。=t2－t1 (时间间隔，一般取3小时，以分钟为单位
S1=20×(0.082Δt0＋0.333Δt5＋0 .175Δt10＋0.156
▪ 土温年变化：
地表：中高纬最高在7月，最低在1月；低纬 (云和降水的影响，变化复杂)，海南岛最高 在6月，昆明最高在5月，赤道附近有两高 (两分后)两低(两至后)；年较差随纬度升高
本讲稿第十七页，共四十七页
本讲稿第十八页，共四十七页
而增大，随天气条件、下垫面状况的变化同 日较差；随深度的增加，年较差减小，位相 落后，年较差消失在低纬5~10米，中纬 15~20米，高纬约25米，称为年恒温层深度， 在中纬度，深度每增加1米，位相落后 20~30天。
Δt15＋0.004Δt20)
℃·cm
本讲稿第十三页，共四十七页
Δt0，Δt5 ，…分别为0、5cm各深度处相邻 两次观测时间内的土温差。
S 2 t2 0 t10 C h
τ为以小时为单位， t 20表和示t1200cm和10cm土温 在τ时间间隔的平均，K为导温率
K=M/N cm2·h-1 M= 26.67×(0.06Δt0＋Δt5＋1.62Δt10＋Δt15＋0.06Δt20)
▪ 土温的铅直变化：
由(Sb+Sd)(1-r)与Ln的共同作用，使其铅直变 化有两种基本类型和两种过渡类型。
▪ 土温冻结和解冻：
土壤冻结：中纬度的冬季及高纬度地区一年 中大部份时间里土温可降到0度以下，这时
本讲稿第十九页，共四十七页
土壤中的水分和潮湿土粒发生结冰，使整层土壤 冻结成坚硬状态。冻结的影响因子有：气候条件、 地形地势、土壤结构和湿度、积雪深度、植被覆 盖等，寒冷而冬季长的地方，土壤冻结深，东北 3米，西北1米以上，北京70厘米；总的说来， 高山地区>平原地区、干松土>湿紧土、裸地>植 物覆盖。
解冻：春季，太阳辐射增强，土温和气温上升， 地表开始解冻，并逐渐向土壤深层融解。少雪而 寒冷的冬季，冻结深，解冻由上向下和由下向上 同时进行；多雪而寒冷的冬季，冻结浅，解冻从 上向下进行；在高纬度地区，特别是亚洲东北部， 夏季土壤不能完全解冻，仅解冻到一定深度，下 层则长年冻结不化，形成永冻层。
本讲稿第二十页，共四十七页
本讲稿第六页，共四十七页
▪ 导热率(λ)：
物体内部传导热量快慢的能力，它是指1m 深度内温度差为1 ℃ ，1秒钟通过1m2横截 面的热通量，单位为J·m-1·s-1·℃ -1。 在其它条件相同时，物体导热率愈大，其表 面温度的升降就愈和缓。 导热率亦主要决定于土壤中空气和水分含量 的多少，土壤湿度增加， λ增大，孔隙度增大， λ
K= λ/cv 在其它条件相同时，物体导温率愈大，温度波由物体表面向 里或由里向物体表面传播愈快，温度变化所及深度愈深，各 深度温度差异能较快消除。
在土壤中，随土壤湿度增加，导热率和热容量都是增大的， 但两者变化速度是不同的，因此使导温率与土壤湿度的关系 比较复杂。据研究，干土起初因湿度上升使导热率增大的速 度超过热容量的增大速度，故K增大，但待土壤湿度增至一定
土温日变化：
土温在一昼夜内随时间的连续变化。 地表：Tmax在13时(落后Qmax)，Tmin出现在日出 前后；土温日较差的大小 决定于地面的热收支 和土壤的热特性，低纬>高纬，
本讲稿第十六页，共四十七页
内陆> 沿海，夏季>冬季(春季最大)，凹地> 平地>凸地，阳坡>阴坡，干土>湿土，裸地> 覆盖地，晴天>阴天，敝塞地>通风地；随深 度的增加，土温日较差减小，位相逐渐落后， 到1米左右，土温无日变化，称为恒温层， 平均深度每增加10cm，位相落后2.5~3.5小 时。
成份
J·kg-1·℃
(×103)
固体成份 0.76~0.97
热容量(cv) J·m-3·℃ (×106)
2.06~2.44
空气 水
1.008 4.2
0.0013 4.2
导热率(λ) J/m·s·℃
0.8~2.5 0.021 0.59
导温率(K) m2/s
(×10-6) 0.39~1.02
16 0.14
本讲稿第二十五页，共四十七页
预定位置
一、感热通量(P)
▪ 定义：地面与大气间，在单位时间内，沿铅 直方向通过单位面积流过的热量。其单位为 W·m-2。
▪ P的确定：
Pcp
KT
T z
本讲稿第二十六页，共四十七页
标准状态下，空气刻度ρ=1.29kg·m-3，定压 比热cp=1.0×103J·kg-1·℃-1，T/ z为铅直 空气温度梯度，KT为乱流热交换系数。 KT的物理意义：当温度梯度为1℃，单位时 间，单位质量空气中所含热量，因乱流作用 而沿铅直方向转移的数量，单位为cm2·s-1或 m2·s-1，其大小为0~1m2·s-1。它比空气的导 温率大好几个量级， KT表示近地层乱流发展 强度，它随高度的增加而增大，地面愈粗糙 愈有利于乱流运动的发展。水面的乱流发展 情况与陆面有明显差异，白天，水面上由于 蒸发的结果，层结较稳定，不利于乱流发展，
本讲稿第四页，共四十七页
预定位置
二、热特性
▪ 热容量(cv)：
重量热容量(比热c)：单位质量的物质温度变化1℃所吸收或放
出的热量，单位为J·kg-1·℃-1 容积热容量(热容量cv)：单位体积的物质温度变化1℃所吸收 或放出的热量，单位为J·m-3·℃-1
cv=ρ· c 显然，热容量大的物质受热后升温和失热后降温都较缓和，
§5 空气的绝热变化和大气稳定度 空气的绝热变化、大气稳定度
§6 生物学温度、界限温度和积温
生物学温度、界限温度、积温 本章重点
本讲稿第二页，共四十七页
预定位置
一、热量交换方式
▪ 分子热传导：以分子运动来传递热量的过程
▪ 辐射： ▪ 对流：空气在铅直方向上的大规模升降运动。分为动力和热
力两类 ▪ 平流：大范围空气的水平运动 ▪ 乱流：空气的不规则运动，分为动力、热力和混合三类 ▪ 潜热转移：水相变化产生的热量转换。蒸发潜热为
作用：冻结后，冰晶使土块破裂，土壤变疏
松；解冻后，提高土壤透气性和水分渗透力， 地下水位不深的地方，冻结使下层水向上输 送，增加土壤含水量，增加浅根树种的抗风 性，这些对春季植物生长有很大意义；另一 方面，春季未解冻时，不能供给植物足够水 分，但蒸腾已开始，植物失水，发生枯萎现 象，出现生理干旱；冻结使体积膨胀，幼小 植物根抬高，解冻后，土壤下落，幼小植株 的根暴露在土层外，造成植物死亡，即所谓 的冻拔害，东北及华北地区常发生。
本讲稿第十一页，其确定方法
▪ 土壤热通量(Qs)
土壤热交换过程：热量由地表向下层或由下 层向地表传输的过程。 土壤热通量密度：单位时间单位面积上的土 壤热交换量，单位为W·m-2。 的大小与热流方向的温度梯度成正比，比例 系数为λ。
Qs T zcK T z
本讲稿第十二页，共四十七页
本讲稿第二十三页，共四十七页
预定位置
二、树木温度
▪ 林冠枝叶的温度
晴天：白天，T叶－T气≈5℃，
最大超过10℃
夜间，T叶－T气≈-2℃，最多
-4.2℃ 阴天：白天，T叶－T气
≈1~2℃10℃
夜间，T叶－T气≈
-1~-2℃
枝条温度与气温的关系与上类似， 只是数值小些。
▪ 树干温度
本讲稿第二十四页，共四十七页
或
Qs = B －LE－P
白天，B>0，用于LE、P、 Qs ；夜间， B<0，由LE、P、 Qs来补充。 Qs的方向和大 小决定
本讲稿第九页，共四十七页
了土壤得失热量的多少，直接影响到土温的 高低和变化。由公式可见：LE、P一定， │B│↑，│Qs│↑，土温变化可能愈大；B一定， 土壤愈潮湿，LE↑， Qs↓，土温变化可能较 缓和，P↓，气温变化也较缓和，土壤愈干燥， LE↓ ， Qs↑ ，土温变化可能较大，P↑，气温 变化也较大； Qs一定，土温的高低和变化 则决定于土壤热特性，如热容量、导热率和
本讲稿第二十一页，共四十七页
预定位置
一、森林植物体贮热量的变化及 确定方法
▪ 森林植物体贮热量的变化
森林植物体热量的贮存或消耗称为森林植物体贮 热量的变化或称森林植物体热通量。 确定方法： QD=cD·ρD·ZD·ΔT J·m-2·s-1或W·m-2 ZD为森林植物体平均有效厚度， ZD =V/w′, ΔT为 相邻两时间森林植物体深度至ZD的平均温度差(后 一时刻－前一时刻)， QD白天变
孤立木：西南面温度最高，北面最低
林内树干：
树干温度的高低除决定于太阳辐射对树干照 射时间和强度外，与周围环境的空气温度、 树皮颜色、厚度和粗糙度等因子都有关；粗 糙而厚的暗色树皮，有许多空气填充在树皮 木栓细胞中，对太阳辐射的反射率小，导热 性能差，使树皮表面增热、冷却都厉害，温 度变化剧烈，而树干内部的温度变化则较缓 和。
▪ Qs的变化：
日变化：最大在地面温度最高前2~3小时， 最低在18~19时前后
年变化：最大在7月，最小在10月
本讲稿第十五页，共四十七页
预定位置
三、土温的变化
▪ 由于太阳辐射有周期性的日、年变化， 从而使得土、气温也有周期性的日、年 变化。温度的变化特征以最高温度和最 低温度之差及其出现的时间(即较差和位 相)来描述。
气象学 第三章
本讲稿第一页，共四十七页
本章主要内容
§1 土壤和空气的热量交换方式和热特性 热量交换方式、热特性
§2 土壤热通量和土温 土壤表面热量收支及其影响因子、土壤热通量及确定方法、土 温的变化
§3 森林植物体贮热量和树温 森林植物体贮热量的变化及确定方法、树木温度
§4 感热通量和气温 感热通量、气温的变化
2.5×106J/kg，升华潜热为2.834×106J/kg
本讲稿第三页，共四十七页
▪ 以上几种热量交换方式中，除土壤热交 换的主要方式是分子热传导外，地面和 大气间热转移以辐射热交换最重要，在 气层之间的热量交换以对流和乱流两种 方式为主，平流作用对调节地区之间的 热量差异起着重要作用，潜热输送对于 大范围的能量交换以及重要天气过程的 形成、演变都起着明显的作用。
减小。潮湿而紧实的土壤，导热性良好，白天得热后能迅速下 传，地面升温缓慢，夜间地面失热后，下层热量迅速上传，地 面降温缓慢。干燥而疏松的土壤，增温和冷却都较潮湿而紧实 的土壤剧烈。
本讲稿第七页，共四十七页
▪ 导温率(K)：
表示物体传递温度和消除层次间温度差异的能力，即单位 体积的物体，由于流入(或流出)数量为λ的热量后，温度 升高或降低的数值，单位为m2·s-1
程度后， λ增大不明显，而cv仍呈线性上升，K减小，因此， 仅在20~30%土壤湿度时，其导温性能最好，太干或太湿都
不好。
本讲稿第八页，共四十七页
预定位置
一、土壤表面热量的收支及其影响因子
▪ 热量收支：
土温的变化首先决定于土壤表面热量的收支
状况，地面的热量收支可用热量平衡方程来 表示：
B=LE+P+Qs
热容量小的物质受热后升温和失热后降温都较剧烈。
本讲稿第五页，共四十七页
在土壤中水和空气含量是变化的，所以土壤热容量也是变
化的，它随土壤湿度的增加而增大，随土壤孔隙度增加而 减小，因此干燥而疏松的土壤比潮湿而紧密的土壤热容量 小，受热升温迅速而剧烈。
表3-1 土壤固体成份、空气和水的热特性
热特性 比热(c)
本讲稿第二十二页，共四十七页
化在0.04~0.20J·cm-2·min-1，昼夜平均近似 为0。
森林植物体不同部位的贮热量及其变化也是 不同的，树干蓄积量占到林分或树木容积的 80~90%，而枝叶容积仅占10~20%，因此 树干中贮热量的变化比枝叶要大得多，因此 在实际工作中，为了计算森林植物体的热通 量，通常可忽略枝叶体积，直接用活立木木 材蓄积量来计算ZD ，其误差是很小的
℃·cm2 N=6×[(D8+D20)／2＋D11＋D14＋D17] ℃·h
本讲稿第十四页，共四十七页
这里Δt0，Δt5 ，…分别为0、5cm各深度处 20时与08时的土温差。 D8，D11，…表示各 时土温分布的特征量：
D=(t0+t20)/2-t10 t0，t10，t20为各时次0，10，20cm的土温
之亦反。
因此，土温的高低和变化主要决定于土壤 的热收支和土壤的热特性，所有影响
本讲稿第十页，共四十七页
土壤热收支和土壤热特性的因子都会影响到
土温的高低和变化，主要有纬度、季节、太 阳高度、天气状况、斜坡方位和坡度、海拔 高度、土壤种类和颜色、质地、土壤湿度和 孔隙度、地面有无植物和其它覆盖物等，且 这些因子对土壤温度的影响随时间和地点而 不同。
▪ Qs的确定方法：
在实用中采用苏联采依金的近似计算方法：
Qs
cv
S1
1K0S2
上式中前一项表示0~20cm层平均热含量的变化，
后一项表示通过20cm的平均热通量，各项说明 如下：
τ。=t2－t1 (时间间隔，一般取3小时，以分钟为单位
S1=20×(0.082Δt0＋0.333Δt5＋0 .175Δt10＋0.156
▪ 土温年变化：
地表：中高纬最高在7月，最低在1月；低纬 (云和降水的影响，变化复杂)，海南岛最高 在6月，昆明最高在5月，赤道附近有两高 (两分后)两低(两至后)；年较差随纬度升高
本讲稿第十七页，共四十七页
本讲稿第十八页，共四十七页
而增大，随天气条件、下垫面状况的变化同 日较差；随深度的增加，年较差减小，位相 落后，年较差消失在低纬5~10米，中纬 15~20米，高纬约25米，称为年恒温层深度， 在中纬度，深度每增加1米，位相落后 20~30天。
Δt15＋0.004Δt20)
℃·cm
本讲稿第十三页，共四十七页
Δt0，Δt5 ，…分别为0、5cm各深度处相邻 两次观测时间内的土温差。
S 2 t2 0 t10 C h
τ为以小时为单位， t 20表和示t1200cm和10cm土温 在τ时间间隔的平均，K为导温率
K=M/N cm2·h-1 M= 26.67×(0.06Δt0＋Δt5＋1.62Δt10＋Δt15＋0.06Δt20)
▪ 土温的铅直变化：
由(Sb+Sd)(1-r)与Ln的共同作用，使其铅直变 化有两种基本类型和两种过渡类型。
▪ 土温冻结和解冻：
土壤冻结：中纬度的冬季及高纬度地区一年 中大部份时间里土温可降到0度以下，这时
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土壤中的水分和潮湿土粒发生结冰，使整层土壤 冻结成坚硬状态。冻结的影响因子有：气候条件、 地形地势、土壤结构和湿度、积雪深度、植被覆 盖等，寒冷而冬季长的地方，土壤冻结深，东北 3米，西北1米以上，北京70厘米；总的说来， 高山地区>平原地区、干松土>湿紧土、裸地>植 物覆盖。
解冻：春季，太阳辐射增强，土温和气温上升， 地表开始解冻，并逐渐向土壤深层融解。少雪而 寒冷的冬季，冻结深，解冻由上向下和由下向上 同时进行；多雪而寒冷的冬季，冻结浅，解冻从 上向下进行；在高纬度地区，特别是亚洲东北部， 夏季土壤不能完全解冻，仅解冻到一定深度，下 层则长年冻结不化，形成永冻层。
本讲稿第二十页，共四十七页
本讲稿第六页，共四十七页
▪ 导热率(λ)：
物体内部传导热量快慢的能力，它是指1m 深度内温度差为1 ℃ ，1秒钟通过1m2横截 面的热通量，单位为J·m-1·s-1·℃ -1。 在其它条件相同时，物体导热率愈大，其表 面温度的升降就愈和缓。 导热率亦主要决定于土壤中空气和水分含量 的多少，土壤湿度增加， λ增大，孔隙度增大， λ
K= λ/cv 在其它条件相同时，物体导温率愈大，温度波由物体表面向 里或由里向物体表面传播愈快，温度变化所及深度愈深，各 深度温度差异能较快消除。
在土壤中，随土壤湿度增加，导热率和热容量都是增大的， 但两者变化速度是不同的，因此使导温率与土壤湿度的关系 比较复杂。据研究，干土起初因湿度上升使导热率增大的速 度超过热容量的增大速度，故K增大，但待土壤湿度增至一定
土温日变化：
土温在一昼夜内随时间的连续变化。 地表：Tmax在13时(落后Qmax)，Tmin出现在日出 前后；土温日较差的大小 决定于地面的热收支 和土壤的热特性，低纬>高纬，
本讲稿第十六页，共四十七页
内陆> 沿海，夏季>冬季(春季最大)，凹地> 平地>凸地，阳坡>阴坡，干土>湿土，裸地> 覆盖地，晴天>阴天，敝塞地>通风地；随深 度的增加，土温日较差减小，位相逐渐落后， 到1米左右，土温无日变化，称为恒温层， 平均深度每增加10cm，位相落后2.5~3.5小 时。
成份
J·kg-1·℃
(×103)
固体成份 0.76~0.97
热容量(cv) J·m-3·℃ (×106)
2.06~2.44
空气 水
1.008 4.2
0.0013 4.2
导热率(λ) J/m·s·℃
0.8~2.5 0.021 0.59
导温率(K) m2/s
(×10-6) 0.39~1.02
16 0.14
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预定位置
一、感热通量(P)
▪ 定义：地面与大气间，在单位时间内，沿铅 直方向通过单位面积流过的热量。其单位为 W·m-2。
▪ P的确定：
Pcp
KT
T z
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标准状态下，空气刻度ρ=1.29kg·m-3，定压 比热cp=1.0×103J·kg-1·℃-1，T/ z为铅直 空气温度梯度，KT为乱流热交换系数。 KT的物理意义：当温度梯度为1℃，单位时 间，单位质量空气中所含热量，因乱流作用 而沿铅直方向转移的数量，单位为cm2·s-1或 m2·s-1，其大小为0~1m2·s-1。它比空气的导 温率大好几个量级， KT表示近地层乱流发展 强度，它随高度的增加而增大，地面愈粗糙 愈有利于乱流运动的发展。水面的乱流发展 情况与陆面有明显差异，白天，水面上由于 蒸发的结果，层结较稳定，不利于乱流发展，
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预定位置
二、热特性
▪ 热容量(cv)：
重量热容量(比热c)：单位质量的物质温度变化1℃所吸收或放
出的热量，单位为J·kg-1·℃-1 容积热容量(热容量cv)：单位体积的物质温度变化1℃所吸收 或放出的热量，单位为J·m-3·℃-1
cv=ρ· c 显然，热容量大的物质受热后升温和失热后降温都较缓和，
§5 空气的绝热变化和大气稳定度 空气的绝热变化、大气稳定度
§6 生物学温度、界限温度和积温
生物学温度、界限温度、积温 本章重点
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预定位置
一、热量交换方式
▪ 分子热传导：以分子运动来传递热量的过程
▪ 辐射： ▪ 对流：空气在铅直方向上的大规模升降运动。分为动力和热
力两类 ▪ 平流：大范围空气的水平运动 ▪ 乱流：空气的不规则运动，分为动力、热力和混合三类 ▪ 潜热转移：水相变化产生的热量转换。蒸发潜热为
作用：冻结后，冰晶使土块破裂，土壤变疏
松；解冻后，提高土壤透气性和水分渗透力， 地下水位不深的地方，冻结使下层水向上输 送，增加土壤含水量，增加浅根树种的抗风 性，这些对春季植物生长有很大意义；另一 方面，春季未解冻时，不能供给植物足够水 分，但蒸腾已开始，植物失水，发生枯萎现 象，出现生理干旱；冻结使体积膨胀，幼小 植物根抬高，解冻后，土壤下落，幼小植株 的根暴露在土层外，造成植物死亡，即所谓 的冻拔害，东北及华北地区常发生。
本讲稿第十一页，其确定方法
▪ 土壤热通量(Qs)
土壤热交换过程：热量由地表向下层或由下 层向地表传输的过程。 土壤热通量密度：单位时间单位面积上的土 壤热交换量，单位为W·m-2。 的大小与热流方向的温度梯度成正比，比例 系数为λ。
Qs T zcK T z
本讲稿第十二页，共四十七页
本讲稿第二十三页，共四十七页
预定位置
二、树木温度
▪ 林冠枝叶的温度
晴天：白天，T叶－T气≈5℃，
最大超过10℃
夜间，T叶－T气≈-2℃，最多
-4.2℃ 阴天：白天，T叶－T气
≈1~2℃10℃
夜间，T叶－T气≈
-1~-2℃
枝条温度与气温的关系与上类似， 只是数值小些。
▪ 树干温度
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或
Qs = B －LE－P
白天，B>0，用于LE、P、 Qs ；夜间， B<0，由LE、P、 Qs来补充。 Qs的方向和大 小决定
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了土壤得失热量的多少，直接影响到土温的 高低和变化。由公式可见：LE、P一定， │B│↑，│Qs│↑，土温变化可能愈大；B一定， 土壤愈潮湿，LE↑， Qs↓，土温变化可能较 缓和，P↓，气温变化也较缓和，土壤愈干燥， LE↓ ， Qs↑ ，土温变化可能较大，P↑，气温 变化也较大； Qs一定，土温的高低和变化 则决定于土壤热特性，如热容量、导热率和
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预定位置
一、森林植物体贮热量的变化及 确定方法
▪ 森林植物体贮热量的变化
森林植物体热量的贮存或消耗称为森林植物体贮 热量的变化或称森林植物体热通量。 确定方法： QD=cD·ρD·ZD·ΔT J·m-2·s-1或W·m-2 ZD为森林植物体平均有效厚度， ZD =V/w′, ΔT为 相邻两时间森林植物体深度至ZD的平均温度差(后 一时刻－前一时刻)， QD白天变
孤立木：西南面温度最高，北面最低
林内树干：
树干温度的高低除决定于太阳辐射对树干照 射时间和强度外，与周围环境的空气温度、 树皮颜色、厚度和粗糙度等因子都有关；粗 糙而厚的暗色树皮，有许多空气填充在树皮 木栓细胞中，对太阳辐射的反射率小，导热 性能差，使树皮表面增热、冷却都厉害，温 度变化剧烈，而树干内部的温度变化则较缓 和。
▪ Qs的变化：
日变化：最大在地面温度最高前2~3小时， 最低在18~19时前后
年变化：最大在7月，最小在10月
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预定位置
三、土温的变化
▪ 由于太阳辐射有周期性的日、年变化， 从而使得土、气温也有周期性的日、年 变化。温度的变化特征以最高温度和最 低温度之差及其出现的时间(即较差和位 相)来描述。
气象学 第三章
本讲稿第一页，共四十七页
本章主要内容
§1 土壤和空气的热量交换方式和热特性 热量交换方式、热特性
§2 土壤热通量和土温 土壤表面热量收支及其影响因子、土壤热通量及确定方法、土 温的变化
§3 森林植物体贮热量和树温 森林植物体贮热量的变化及确定方法、树木温度
§4 感热通量和气温 感热通量、气温的变化
2.5×106J/kg，升华潜热为2.834×106J/kg
本讲稿第三页，共四十七页
▪ 以上几种热量交换方式中，除土壤热交 换的主要方式是分子热传导外，地面和 大气间热转移以辐射热交换最重要，在 气层之间的热量交换以对流和乱流两种 方式为主，平流作用对调节地区之间的 热量差异起着重要作用，潜热输送对于 大范围的能量交换以及重要天气过程的 形成、演变都起着明显的作用。
减小。潮湿而紧实的土壤，导热性良好，白天得热后能迅速下 传，地面升温缓慢，夜间地面失热后，下层热量迅速上传，地 面降温缓慢。干燥而疏松的土壤，增温和冷却都较潮湿而紧实 的土壤剧烈。
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▪ 导温率(K)：
表示物体传递温度和消除层次间温度差异的能力，即单位 体积的物体，由于流入(或流出)数量为λ的热量后，温度 升高或降低的数值，单位为m2·s-1
程度后， λ增大不明显，而cv仍呈线性上升，K减小，因此， 仅在20~30%土壤湿度时，其导温性能最好，太干或太湿都
不好。
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预定位置
一、土壤表面热量的收支及其影响因子
▪ 热量收支：
土温的变化首先决定于土壤表面热量的收支
状况，地面的热量收支可用热量平衡方程来 表示：
B=LE+P+Qs
热容量小的物质受热后升温和失热后降温都较剧烈。
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在土壤中水和空气含量是变化的，所以土壤热容量也是变
化的，它随土壤湿度的增加而增大，随土壤孔隙度增加而 减小，因此干燥而疏松的土壤比潮湿而紧密的土壤热容量 小，受热升温迅速而剧烈。
表3-1 土壤固体成份、空气和水的热特性
热特性 比热(c)
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化在0.04~0.20J·cm-2·min-1，昼夜平均近似 为0。
森林植物体不同部位的贮热量及其变化也是 不同的，树干蓄积量占到林分或树木容积的 80~90%，而枝叶容积仅占10~20%，因此 树干中贮热量的变化比枝叶要大得多，因此 在实际工作中，为了计算森林植物体的热通 量，通常可忽略枝叶体积，直接用活立木木 材蓄积量来计算ZD ，其误差是很小的
℃·cm2 N=6×[(D8+D20)／2＋D11＋D14＋D17] ℃·h
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这里Δt0，Δt5 ，…分别为0、5cm各深度处 20时与08时的土温差。 D8，D11，…表示各 时土温分布的特征量：
D=(t0+t20)/2-t10 t0，t10，t20为各时次0，10，20cm的土温