第二章 温度

R P
R-P-B-LE=0
B
B
夜间：
-R+P+B+LE=0
（白天）
（夜间）
地表面热量收支示意图
2、土壤热量平衡
考虑土壤厚度时 白天：
R L E Q L E R P -Q B
R-P-B-LE=Q
P
夜间： -R+P+B+LE= -Q
B
（白天）
（夜间）
地表层热量收支示意图
第二节 土壤、水层及气温变化 一、土壤温度变化
2、水温日变化和年变化
水 平 海 分 布 水 温 度 分 布 规 垂 律 直 分 布 同一海区 不同纬度海区 夏季水温高、冬季水温低 纬度较低处水温较高，纬度较高 处水温较低 暖流经过海区水温较高寒流经过 海区水温较低 水温由表层向深层递减，1 000 米以下垂直温差减小 主要存在于海水表层，水层越深， 变化越小
逆温是指在一定条件下，气温随高度的增高而增加，气 温直减率为负值的现象。逆温按其形成原因，可分为辐 射逆温、平流逆温、湍流逆温、下沉逆温等类型。 （1）辐射逆温：是指夜间由地面、雪面或冰面、 云层顶等辐射冷却形成的逆温。 （2）平流逆温：是指当暖空气平流到冷的下垫面 时，使下层空气冷却而形成的逆温。 （3）下沉逆温：低凹谷地内，由于夜间冷空气下沉聚集 于谷底，把原来低谷内的暖空气抬高，从谷底向上就形 成逆温。由于逆温层的存在，致使坡地上某一高度，夜 间气温较高，称为暖带。
1、土壤温度年变化
升温阶段，一般为1月至7月，7月达最高；
降温阶段，一般是为7月至次年1月，1月达
最低。
土层愈深，最高温和最低温达到的时间落后于表层土壤， 称为“时滞”。温度的变幅也随土层深度而缩小，至 5～20米深处，土温年变幅消失。
一、土壤温度变化
2、土温日变化
土表温度最高值出现在当地时间13～14时，最低 温出现在日出之前。
2、土壤热量平衡
土壤收支平衡表示式 式中：
S=R±P±LE+B
S-单位时间内土壤实际获得或失掉的热量； R-辐射平衡； P-土壤与大气层之间的湍流交换量； LE-水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量 损失或增加量； B—土面与土壤下层的之间的热交换量。
2、土壤热量平衡
不考虑土壤厚度时 白天：
R L E P L E
因空气的热容量很小，可忽略不计，故土壤热容量可简化为： Cv＝1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw〔J/(cm3· ℃) 〕
影响土壤热容量的因素
水分、空气、矿质土粒及有机质 土壤温度变化主要受含水量、质地的影响
2、土壤导热率
导热性:
土壤吸收一定热量后，一部分用于它本身升温，一部分 传送给其邻近土层。土壤具有将所吸热量传导到邻近土层的性 能，称为导热性。
琵琶湖水温的垂直分布
下的水温在4℃左右。
3、调节农田水温的方法
主要使灌溉水得到停积暴晒加温的 条件。修筑中小型水库，积蓄泉水， 开迂回的灌溉水沟，都可以使低温 的水，停积暴晒的时间加长，升高 温度。
三、空气温度变化
（一）空气温度
温度是表示物质冷热程度的物理量，具体指 温标上的标度。目前工作中都采用1968年的国际 实用温标，即国际实用摄氏度。
• •
•
世界1月海平面气温分布图
世界7月海平面气温分布图
（五）气温的非周期性变化
气温除具有周期性日、年变化规律 外，在空气大规模冷暖平流影响下， 还会产生非周期性变化。如我国江 南地区3月份出现的“倒春寒”天气， 秋季出现的“秋老虎”天气，便是 气温非周期性变化的结果。
（六）大气中的逆温
1. 概念及形成条件
（四）空气温度的水平分布
气温水平分布的特点：
• •
等温线分布的总趋势大致与纬圈平行。 同纬度夏季海面气温低于陆面，冬季海面气温高于陆 面，等温线发生弯曲。 洋流对海面气温的分布有很大影响。 近赤道地区有一个高温带，月平均温度高于24℃，称 为热赤道。 南半球无论冬、夏，最低气温均出现在南极；北半球 最低气温冬季出现在高纬度大陆，夏季出现在北极地 区。
Q / AT Qd λ＝ (t - t ) / d 或 AT (t - t ) 1 2 1 2
土壤不同组成分的导热率
土壤组成分 导热率〔J/(cm2· s· ℃ )〕
石英
湿砂粒 干砂粒 泥炭 腐殖质 土壤水 土壤空气
4.427×10－2
1.674×10－2 1.674×10－3 6.276×10－4 1.255×10－2 5.021×10－3 2.092×10－4
1、水温升降特性
（ 1 ）水的容积热容量约比土壤大 1 倍， 因此当两者的吸热或放热相等时，水面升 温或降温幅度应比土壤小1倍。 （ 2）水为一半透明液体，在陆地上，太 阳辐射被很薄的表土层所吸收（约十分之 几毫米的薄层），土壤增热剧烈；但对于 水来说，太阳辐射可以透入相当深的水层 （几十米），约只一半的能量为10厘米以 上的水层所吸收，所以水面温度的升高要 比地面缓和得多。
温度 (℃)
33 31 29 27 25 23 21 0
气温 (℃) 15 10 5 0
4
8 1 2 1 6 2 0 2 4h
晴天
阴天
- 50 4
8 1 2 1 6 2 0 2 4h
（三）空气温度的年变化规律
大陆性气候区和季风性气候区，一 年中最热月和最冷月分别出现在7月 和 1 月，海洋性气候区落后 1 个月左 右，分别在8月和2月。
1、水温升降特性
（ 3）水面消耗于蒸发的热量大于陆地， 水面的增热因此缓和，这种差别在降水稀 少的陆地和海洋之间表现最为突出。 （ 4）水中的热量传递方式与土壤完全不 同。土壤中，热量传递的基本方式是分子 传导，而在水中，则主要通过乱流混合和 对流作用，这种方式比分子传热要快得多， 能使水面温度升降减慢几十倍。
土温日变幅以表土最大，至40～100cm深处变化 幅度小甚至消失。
3、土壤温度的垂直分布
一天中土壤温度的垂直分布一般分为日射型、辐射 型、上午转变型和傍晚转变型等 4种类型。一年中土 壤温度的垂直变化可分为放热型（冬季，相当于辐 射型），受热型（夏季，相当于日射型）和过渡型 春季和秋季，相当于上午转变型和傍晚转变型）。
本章主要内容
1、土壤的升温和降温； 2、土壤、水体及空气温度的变化；
3、空气的绝热变化和大气稳定度；
4、气温与农业生产之间的关系
第一节 土壤的升温和降温
一、土壤的热性质
是指土壤在热学方面所具有的特性，包括热容量、 导热率和导温率。
1、土壤热容量
单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降 低）1℃所需要（或放出的）的热量，被称为土 壤热容量。
以C代表质量（重量）热容量[单位是J/g·℃）]，CV 代表容积热容量[单位是J/（cm3·℃）]。C与CV的关 系为: CV＝C·ρ ρ 是土壤密度。
土壤不同组分的热容量
土壤组成物质
重量热容量 [J/（g· ℃）]
容积热容量 [J/（cm3· ℃）]
粗石英砂 高岭石 石灰 腐殖质 土壤空气 土壤水分
4、影响土温变化的因素
纬度影响土壤表面接受太阳辐射的强度。 纬 度
随纬度由低到高，自南而北土壤表面接
受的辐射强度减弱，土温由高到低。 北半球南坡接受太阳辐射最多，东南坡、 西南坡次之，东坡、西坡、东北坡、西北 依次递减，北坡最低。
坡 向 坡 度
北半球中纬度地区（30～600）的南向坡， 随着坡度增加，接受太阳辐射增加。
0.745 0.975 0.895 1.996 1.004 4.184
2.163 2.410 2.435 2.525 1.255×10-3 4.184
土壤不同组分的热容量
不同土壤的固、液、气三相物质组成比例是不同的，所以Cv可 表示为:
Cv＝mCv· Vm+oCv· Vo+wCv· Vw＋aCv· Va mCv、oCv、wCv和aCv分别为土壤矿物质、有机质、水和空气的 容积热容量，Vm、Vo、Vw、Va分别为土壤矿物质、有机质、水和 空气Leabharlann Baidu单位体积土壤中所占的体积比。
0.0033-0.0050
2.512
二、土壤的升温和降温
1、土壤表面的辐射平衡 地面辐射平衡
太阳直接短波辐射(I) 地面短波反射(I+H)×α 天空(大气)短波辐射(H) 地面长波辐射 E 逆辐射(长波辐射) (G) I+H-投入地面的太阳总短波辐射(环球辐射 (I+H)×α-被地面反射出的短波辐射，(α为反射率) r=EG-是土壤向大气进行长波辐射量(E)与大气升温反向 土壤辐射量(G)的差值； 以R代表地面辐射能的总收入减去总支出的平衡差值
纬度相当海区
总趋势
时空变化
时间变化 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。 年变化： 水面最高温度一般出现在8月，最低 温度则出现在2～3月。 日、年较差： 均小于陆地 位相： 一年中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。
垂直变化
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
土壤空气 0.0013 土壤水分 4.187
1.00 4.187
0.00021-0.00025 0.1615-0.1923 0.0054-0.0059 0.0013-0.0014
矿质土粒 1.930
土壤有 机质
0.712
1.930
0.0167-0.0209
0.0084-0.0126
0.0087-0.0108
导热率:
导热性大小用导热率（λ）表示，即在单位厚度（1cm） 土层，温差为1℃时，每秒钟经单位断面（1cm2）通过的热量 焦耳数。其单位是J/（cm2· s· ℃）。
导热率的计算
热量的传导是由高温处到低温处，设土壤或其它物质两 端的温度为t1、t2，土壤的厚度为d，在一定时间(T)内 流动的热量为Q。则一定时间内单位面积(A)上流过的热 量为Q/AT。两端间的温度梯度为(t1-t2)/d，故导热率 根据定义为：
第二章 温度
引言：一定的环境温度是植物生活的 必要条件之一，但目前还很难在大面 积上作人工控制的就是作物环境温度 --土壤温度和日温度，两者中对气温 的调节有局限性，所以，农作物的栽 培界限，主要受气温决定的。
本章重点
1、土壤的主要热性质； 2、土壤、水体及空气温度的变化特点； 3、影响土壤、水体及空气温度日变化和年变 化的环境因素；
海 拔 高 度
土 壤 因 素
海拔增高，大气稀薄，透明度增加，散热 快，土壤吸收热量增多，所以高山土温比 气温高。由于高山气温低，地面裸露时， 地面辐射增强，随着高度增加，土温比平 地的低。 影响土温变化的土壤因素，包括土壤结构、 质地、松紧度、颜色、湿度、地表状态及
土壤水汽含量等 。
地面覆盖后既减少吸热，也减少散热。
矿物质虽然导热率最大，但它是相对稳定而不易变 化的。而土壤中的水、气总是处于变动状态。因此， 土壤导热率的大小主要决定于土壤孔隙的多少和含 水量的多少。
干土
湿土
当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领， 导热率就小；当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占 领，导热率增大。因而湿土比干土导热快。
3、导 温 率
地 面 覆 盖
二、水层温度变化
水层温度变化主要受水的容积热容量大 的影响，以及水是半透明流体、具有乱流 混合作用的综合影响。能把表层吸收的太 阳辐射传递到深层水。这种由表面向深层 的热传递使水域的温度年较差和日较差变 化比相应的土壤温度较差小得多，在最冷 月和最热月落后时间一致时，如一个月， 土壤只需加深 1 米，而水层必须加深 60 米。
R=[(I+H)(I+H)×α] + (GE) = (I+H)(1α)­ r
2、土壤热量平衡
当土面获得太阳辐射能转 换为热能时，大部分热量 消耗于土壤水分蒸发和土 壤与大气之间的湍流热交 换，一小部分被生物活动 所消耗，只有很少部分通 过热交换传导至土壤下层。 据右图，设太阳辐射 能有 47% 到地面，蒸腾消 耗占 23% ，长波净辐射占 14%，对流传导占10%。
• 土壤导热系数或热扩散系数，指在标准状况下，
在土层垂直方向上每厘米距离内有 1K的温度梯
度，每秒流入1cm2土壤断面面积的热量，使单
位体积（1cm3）土壤所发生的温度变化。
• K=λ /Cv,
• λ :导热率， Cv：热容量（容积）。
土壤组成的热特性
土壤组 成分 容积热容量 重量热容量 g-1· K-1) （J· cm-1·K-1) (J· 导热率 （J· cm-1· s-1· K-1) 导温率 (cm2 ·s-1)
绝对温度、摄氏温度、华氏温度： （1）绝对温度=摄氏温度+273.15 （2）摄氏温度=5/9×（华氏温度-32）
（3）华氏温度=9/5×摄氏温度+32
（二）空气温度的日变化规律
空气温度的日变化与土壤温度的日变 化一样，只是最高、最低温度出现的 时间推迟，通常最高温度出现在 14— 15 时，最低温 度 出 现 在 日 出 前 后 的 5—6时。