3.第二章温度

地面最高温度
2、土壤温度的变化 （1）日变化： 最高值出现在13时左右。 ★ 日恒温层（土温没有日变化）： 地面最低值出现在日出前,
为什么不 是12点辐 射最强时 温度最高
土壤温度日较差为零时的深度。 一般深度约为40～80 ㎝，平均为60㎝。 ★ 影响因子： 太阳高度角（纬度、季节）、土壤热 特性、土壤颜色、地形、天气，由各 因子综合影响
♠ 热流量方程：
T B Z
负号表示热流方向由高温指向低温。
★ 方程的意义：
（2-4）
λ：导热率， B：热通量； ΔT/ΔZ：温度梯度，
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：见表2-1
土壤中固体成分的导热率 最大，水居中，空气最小。
♠ 土壤导热率影响因子：
B
（夜间或冬季） 箭头指向地面的是收入项，表示地面得到热量， 为正值；箭头离开地面是支出项，表示地面损失热 量，为负值。
2、地表层昼夜热量收支平衡方程： 白天 R – P - B` - LE = Qs
R L E Qs B P
L E
R P Qs B
（白天或夏季）
（夜间或冬季） -R + P + B` + LE = -Qs
第二节
一、地面热量平衡
土壤温度
1、地表面昼夜热量收支平衡方程： 白天
R L E B P
R-P-B-LE=0
图2-1地表面热量收支示意图
图2-1（白天或夏季）
白天和夏季：地面净 辐射R为正值，P、 B 、 LE三项为负值
夜间
L E
R
P
-R+P+B+LE=0
夜间和冬季：R为负 值，P、 B、LE三项为 正值
太阳高度角：随太阳高度角增大辐射日变化大, 日较差也越大。纬度增高，日较差减小。 土壤热特性：导热率大的土壤日较差小; 热容量 大的土壤,温度日较差小. 土壤颜色:深色ΔT日＞浅色ΔT日 地形:凹地 ＞平地 ＞凸地
天气:晴天ΔT日＞阴天ΔT日
（2）年变化
陆地上最热月一般出现在7月，最冷出现
在1月，海洋则分别出现在8月和2月。 ★ 年恒温层（土壤温度没有年变化）： 土壤温度的年较差为零时的深度。低纬约5～ 10ｍ处；中纬度约10～20m；高纬约25ｍ左右。 纬度、土壤的自然覆盖、 土壤热特性、地形、天气
地带性规律，即纬度越高的地方冻土面积约大，
厚度越厚。高海拔多年冻土分布在青藏高原、 阿尔泰山、天山、祁连山、横断山、喜马拉雅 山，以及东部某些山地，如长白山、黄岗梁山、 五台山、太白山等。高海拔多年冻土形成与存
在，受当地海拔高度的控制。
年平均温度低于-3～-5℃，一般都有永冻土。 我国永冻土面积约214.8万km² ，其中大小兴安岭 38.2、青藏高原150.0、祁连山13.4、天山9.8、 阿尔泰山3.4.…..五台山（2896m），年平均温度 -4.1℃，1975年夏季在80cm处发现冻土，1976年 夏季在1m处发现永冻土。 土壤的解冻：由上而下和由下而上同时解冻。 冻土的应用：管道、房屋的地基，各地最大冻土 的深度。
第二章 温度
热量交换方式 土壤温度 水体温度 空气温度 温度与农业生产
2011年1月我国异常偏冷 平均气温1961年来最低
全国1月平均气温历年变化（1961-2011年） 1月以来，冷空气活动非常频繁，除青藏高原及周边地区气温偏 高外，全国其余大部地区气温较常年同期偏低2～4℃，其中新疆 中北部、内蒙古中西部、宁夏、甘肃北部、贵州中南部、湖南南 部、江西西南部、广东西北部、广西等地偏低4℃以上。
图2-3
图2-3不同深度土壤温度日变 化曲线
定律一：最高和最低温度出现的时间随深 度增加而落后,其落后的时间与土壤深度 成正比.
日变化，大约深度每增加10cm,最高和最低温 度出现的时间落后2.5～3.5小时.如地面最高温度 出现的时间是13时，10cm处是16时，20cm处是19 时……。年变化，深度每增加1m,年最高和最低温 度约落后20～30天。
较差： 日较差：
指一定周期内，温度最高值与最低值之差。 一天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。
位相差：
最高温度与最低温度出现的时间差。
1、地面温度和热量收支的关系
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．地面热量收入日变化曲 线。 Tm：地面最低温度；TM：
★
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， 土壤到温率却随着 土壤湿度的增大而 减小；
砂土的热特性与土壤湿度的关系
★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、土壤温度的变化
◆表征温度变化的几个物理量：
★ 影响因子
表2-2不同纬度地面温度的年较差 地名 纬度N° 年较差（℃） 广州 23°08′ 13.5 长沙 28°12′ 29.1 汉口 30°38′ 30.2 郑州 34°43′ 31.1 北京 39°48′ 34.9 沈阳 41°46′ 40.3 哈尔滨 45°41′ 46.4 西安？
（3）土壤中温度变化：
土壤孔隙度 土壤湿度
3、 导温率（导温系数） ★ 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

Cv
（2-5）
Ｋ：导温率，λ：导热率，Ｃｖ：容积热容量
♠ 土壤导温率分析：
2011年全国气温距平实况图
2010年1月全国平均气温距平实况分布图(℃)
第一节
一、分子传导
热量交换方式
物体通过分子的热运动，传导热量的方
式。是土壤中热交换的主要方式
二、辐射热交换 辐射(长波）热交换是地表与大气 之间热交换的主要方式 三、对流 流体在各个方向上流动时，随流 体流动而进行的热量交换方式。 太阳辐 射是地
水温的垂向分布。温带双循环湖有下列情况：①夏 季，表层水温较高，底层较低，但不低于 4℃，称 为正温成层；②秋季，表面冷却引起湖水循环，湖 水上下层温差与密度差逐渐减小，当上层水温接近 4℃时，形成同温现象；③冬季，当温度降至4℃以 下，表层水温较低，底层较高，但不高于4℃，称为 逆温成层；④春季，湖泊解冻以后，湖面开始增温， 引起湖水循环，当上层水温接近4℃，再度形成上下
第三节
水层温度
一、影响水温变化的因子
★ 水的热容量大 ★ 水是半透明体， ★ 水是流体，通 过乱流、对流、 平流交换热量 ★ 水面反射率小于陆地 ★ 水的吸收率大于陆地
★ 热量主要消耗于蒸发
二、水体温度的变化 ★ 日变化： 水面最高温度出现在午后15～16h， 最低温度出现在日出后的2～3h内。 日较差：在中纬度湖面上2.0～5℃，洋面 0.2～0.3℃（热带0.5-1.0℃、温带0.4℃ 、寒 带0.1℃.日变化所及深度约30米。 ★ 年变化： 水面最高温度一般出现在8月，最
同温现象。 海水冻结时产生的冰 晶,是淡水冰
淡水在0℃结冰，叫做冰点。海水的冰点是一 个不确定的温度。海水中含有大量的盐，所以海 水冰点的变化与海水盐度和密度有密切的关系。
海水的凝固点低于淡水，并且随着盐度的增加而降 低。当海水表面趋向于结冰温度时，密度增大，海 面海水下沉，引起水的垂直对流，进行混合。表层 水开始结冰，析出盐类而使邻近水层的盐度增大， 使邻近的海水的凝固点再次下降。因此，海洋只有 混合均匀，从表层到海底各深度的水温接近凝固点 时，海面才会凝固结冰。所以，海冰不象湖水河水 结冰那样容易。
（2-3）
♠ 土壤热容量分析：见表2-1 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。
2、导热率（热导率） ♠ 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 过单位面积的热量。
★
单位： J/（m· ℃）(或Ｗ/（m· S· ℃）)
定律二：若土壤深度按算术级数增加பைடு நூலகம்则土壤 温度的振幅按几何级数减小.
如：地面温度日振幅（日较差的二分之一） 为16℃，12cm处日振幅为8℃，即日振幅减小了1 倍，则可推测在24cm处，日振幅为4℃，36cm处 为2℃…….
定律三：不同周期的温度振幅随深度的减小不 同，若使振幅缩小到同样倍数，它们的深度与其 周期的平方根成正比。（公式2-8 ） 对日变化和年变化的振幅，有年变化振幅＝ 19.1×日变化振幅，如某地地温日振幅在12cm处 减小一半，则年振幅减小一半的深度为 19.1×0.12＝2.29米
差异有很大作用
五、乱流（湍流）
低层大气热交 换的主要方式
★ 定义： 空气在各方向上小规模的不规则运动 热力乱流 ★ 分类： 动力乱流
★ 近地气层乱流强度的时空变化：
陆地比海面强 白天比夜间强 山地比平原强 夏季比冬季强
★ 乱流更具有普遍性，“无处不在、无时不有” 六、潜热交换： 水汽在相态变化时所进行的热量交换，影 响下垫面和大气层的温度变化，是天气演变的 主角。
低温度则出现在2～3月。
★ 日、年较差：
★ 位相：
均小于陆地
最高温度和最低温度出现的时间，
大约每深入60ｍ落后一个月。 年较差：深水湖和内海表面的温度15～20℃， 海洋上，热带地区为2～4℃，中纬度地区为5～ 8℃。 水温日较差和年较差随深度加深而减小， 日变化消失层深度可达15～20ｍ，年变化可 传到100～150ｍ深处。
地理分布： 分布于高纬度地带和高山垂直带上部。 我国东北地区冻土层可达3米以上，华北 平原约1米以内，西北地区在1米以上， 秦岭淮河以南几乎没有冻土。
我国多年冻土分为高纬度和高海拔多年冻土。 高纬度多年冻土主要集中分布在大小兴安岭，
面积为38～39万平方公里。高纬度的多年冻土
是欧亚大陆多年冻土南缘，平面分布服从纬度
★垂直变化：
等温层
跃变层
★
等温层
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
湖泊水温的垂直分布
下的水温在4℃左右。
一般，湖水在温度接近4°C时密度最大，当 密度随深度增加时，湖水稳定；密度随深度减 小时，产生对流混合，发生上下循环，或称翻 转。如融冰之后，湖水增温，表面水的密度增 加，水团下沉，湖水上下循环。当湖面增温至 4°C以上，上下循环终止。秋冬时期，湖水冷 却，也发生类似过程，当湖面冷却至4°C以下 时，这一过程即告停止。 深冬时节，江河封冻，而海面 却波涛汹涌，海浪起伏
吸收或放出的热量。
★ 单位：J/(kg· ℃)(或J/(g· ℃))
♠ 容积热容量： ★ 定义：单位体积的物质，温度变化１℃所 吸收或放出的热量。
★ 单位：J/(m3· ℃)(或J/(cm3· ℃)) ★ 计算：
Q Cv V (T2 T1 )
♠ Cm 、Cv 之间的关系：
m Cv C C v
夜间
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。
热量收支(交换)方式
二、土壤的热特性
1、热容量
在一定过程中，物体温度变
★ 定义：
化１℃所需吸收或放出的热量。
质量热容量（比热、比热容） ★ 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
四、土壤温度的垂直分布：
土壤温度垂直分布
受热型
★
日射型：土壤温度随深度的增加而降低 .13时
放热型
★
辐射型：土壤温度随深度的增加而增加。01时 早上过渡型：由辐射型向日射型转变，早上或春季 图中07时
★
★
傍晚过渡型：由日射型向辐射型转变，傍晚或秋季 图中19时
五、土壤的冻结和解冻
★ 冻结：
当土壤温度降到零度以下，土壤中水分与潮湿土粒发 生凝固或结冰，使土壤变得非常坚硬，即土壤的冻结。 坚硬的土层并不十分厚，在它下面还是比较松软的土。 含有冰晶的土就是冻土。
球表面
增温的 主要热 源
低层大气与高层大气热交换的主要方式 ★ 定义： 空气在垂直方向上大规模有规律
的升降运动
热力对流 ★作用： 使上下层空 气混合，产生热量交换 动力对流 四、平流 ★ 定义：
★ 分类：
水平方向上热交 换的主要方式
大规模空气在水平方向上的运动
★ 作用：缓和地区之间、纬度之间温度的