第三章 温 度

null第三章 温 度第三章 温 度 第一节 大气温度 第二节 土壤温度 第三节 温度与农业 第一节 温 度 第一节 温 度 地面辐射是低层大气的直接热源 。 （一）气温的绝热变化 空气块在铅直运动中，与外界不发生热量交换时的变化称为绝热变化。 空气块与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫做绝热过程。 干绝热变化；干绝热直减率：γd=1℃/100m 。 湿绝热变化; 湿绝热直减率：γm=0.5℃/100m 。 气温直减率 γ= 0.65℃/100m。 强调：物理意义不同。 一、大气温度 非绝热变化：在大规模空气缓慢的运动中 气温变化： 绝热变化：在空气块铅直运动中。nullnull湍流、对流是对流层中热量交换的主要方式； 地面与空气之间主要是辐射； 气团与气团之间主要是对流、湍流，其次是蒸发凝结来进行 热交换。 在日常分析中某地气温变化时，主要考虑温度平流，空气的 垂直运动，空气与外界的热交换。 近地面垂直运动较小，可忽略； 地面与大气的热交换是局地气温日变化和年变化的主要因子。 冷暖气团运动引起的温度平流是气温非周期变化的主要因子。null 地面辐射是低层大气的直接热源 。 2. 绝热变化: 空气团在垂直运动中，与外界没有热量交换，即既无热量输入，也无热量输出的变化过程称为～。 干绝热变化； 湿绝热变化; 气温直减率 γd；1℃/100m 。 γm；0.5℃/100m 。 γ： 0.65℃/100m。 强调：物理意义不同。 一、大气温度1.非绝热变化 空气与外界交换热量的主要方式，即传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结（包括升华、凝华）。null二、气温的时空变化 气温的日变化； 气温的周期变化： 气温的年变化： 气温随时间 的变化 气温的非周期变化： 气温的垂直变化： 1.大气温度的周期变化1.大气温度的周期变化两种周期：年变化和日变化。 气温的周期性变化类似于正弦函数的变化，因此可 用与正弦函数类似的几个特征量来表示其变化规 律。 表示正弦函数的特征量有： 平均值 振幅 位相null 气温的日变化： 气温日较差：△T = Tmax-Tmin 影响气温日较差的因子： （1） 纬度: 高纬度小，低纬度大。 （2）季节：夏季＞冬季, 春季＞夏季。 （3） 地形: 凸地日小，凹地日大。 （4）下垫面性质: 海洋小，大陆大。 （5）天气: 阴雨天小，晴天大。 （6）海拔高度: 高海拔日较差小，低海拔日较差大。 null气温的年变化： 一年中有一个月平均气温最高值，一个最月平均气温最低值。 7月； 8月， 1月， 2月 。 气温年较差：一年中月平均气温的最高值与最低值 之差。 3.气温非周期性变化：在中纬度地区最为显著。 “倒春寒”，“秋老虎”。 一个地方的气温变化是由周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。气温周期性变化是主要的。 null 气温年变化按纬度分为四种类型： 赤道型：两个最高值。年较差小。 热带型：一个高值和低值。冬夏至后。年较 差不大。 温带型：一个高值和低值。1、7月。年较差 较大。 极地型：一个高值和低值。冬季漫长寒冷、 夏季短而暖。年较差很大是其特 征。 null 影响年较差的四个因子： （1）纬度: （2）海陆分布： （3）距海远近： 。 （4）海拔高度: 高海拔比低海拔年较差小。 nullnullnullnull 气温的垂直分布 气温直减率γ：0.65℃/100m 。 逆温：温度随高度的增加而增加的现象。该层空气层称为 逆温层。 逆温层不利于空气对流使有害气体不易扩散造成环境污染（冬天的隐性杀手） 对流层中的逆温： 辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、湍流逆温、锋面逆温。 掌握逆温在农业上的应用 逆温在农业生产上的应用： （1）逆温防霜冻； （2）利用清晨逆温现象喷洒农药防病虫害； （3）寒冷季节农副产品的凉晒； （4）果树的嫁接与安全过冬； （5）在山区进行综合开发利用，多考虑逆温 ；null辐射逆温： 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。 nullnull二、大气稳定度大气静力稳定度的概念： 气块受冲击后的可能出现的三种情况： 加速运动、相对不运动、相对停止。 不稳定、 稳定、 中性 大气稳定度：指气块受垂直方向扰动后，返回或远离原平衡位 置的趋势和程度。二、判断大气稳定度的基本方法二、判断大气稳定度的基本方法由此可见空气的稳定度取决于气块与周围空气的温度差。 nullnull 综上所述，可以得出如下几点结论： 1.γ愈大，大气愈不稳定；γ愈小，大气愈稳定。如果 γ很小，甚至等于零（等温）或小于零（逆温），将对流 发展的障碍。 2.当γ＜γm时，大气总是处于稳定状态的，因而称为 绝对稳定；当γ＞γd时则相反，因而称为绝对不稳定。 3.当γd＞γ＞γm时，对于饱和空气来说，大气是不稳 定的；对于未饱和空气来说，大气是稳定的。这种情况称为 条件性不稳定。 大气稳定度直接影响大气中对流发展的强弱： 稳定的大气层结：对流运动受到抑制。雾、层状云、连 续性降水； 不稳定大气层结：对流运动发展旺盛。积状云、阵性降 水、冰雹； nullnullRnHL.EGHRnL.EG地表面的热量收支第二节、土壤温度 1.土壤的热交换方式 分子传导null 二、物体的热特性1.热容量 （C） :物体容纳热量的能力。 某物体温度升高或降低1 ℃所需吸收或放出的热量。质量热容量（Cm）：表示单位质量物质，温度升高或降低 1℃所需吸收或放出的热量。 定容热容量（Cvs）:单位体积物质温度升高或降低1 ℃所需 吸收或放出的热量。 ρCm= Cvs 2.热导率（导热率）（λ）：物体传递热量的能力。 当温度垂直梯度为1℃/m,单位时间通过单位水平截面积所 传的热量（J/℃•m•s）。即土层厚度为1m，两边温差为1.0℃ 时，两个相对应的单位面积，每秒钟所传递的热量。热流量方程null 3.热扩散率或导温率（K）（表征物体增温快慢的物理量） 是指在一定的热量得失情况下，物体温度变化快慢程度。 K=λ/CV （m2/s ） 讨论：不同热扩散率土壤的意义。 上述三种表述物体热属性的物理量，在气象和土壤研究中常用到。 因为农业气象就是研究土壤——植物——大气。null 日变化：日较差。影响土壤表面温度日较差主要因子： 太阳高度、 土壤热特性、土壤颜色、 地形、天气 年变化 ：年较差。（振幅、位相） 7、8月；1、2月。 三.土壤温度的日、年变化null四.土壤的温波方程（描述土壤温度时空分布的方程） 由于土壤温度的周期性日、年变化曲线非常有规律，呈现 正弦曲线，所以可用土壤温波方程来描述地面以下任何一 个深度，任一时刻的温度。ω=2π/τ表示z深度t时刻的土壤温度， 地面平均温度(℃) 地面温波振幅 地面最高温度地面最低温度温度曲线的正弦角度， D:土壤衰减深度 K：热扩散率 τ:周期24h;365dnull假设z=0，则可以得到地表面的温波方程 （1）土壤温度振幅度按指数规律衰减.（2）土壤温波峰值出现时间滞后规律:土壤深度为D时，土壤温度振幅减少到地面的37%； 土壤深度为2D时，土壤温度振幅减少到地面的14% ; 土壤深度为3D时，土壤温度振幅减少到地面的5%。 当土壤深度增加到z=3D时，其振幅已经减小到地面温度振幅的5%，温度振幅基本消失，人们常把土壤深度3D处称为恒温层。如果我们知道某地的土温衰减深度D，就很容易估算出某地恒温层的大致深度。 null例如， 已知某地为中等含水量，中等密度的土壤，其热扩散率K=0.5×10-6m2/s左右。那么它的土温日衰减深度D日为： 土温年衰减深度：D年=0.12×19.1=2.29（m）将土壤剖面多层，分开计算。p59计算土壤日、年恒温层的意义。土壤温波方程的应用： a.计算恒温层nullb.计算土壤最高温度和最低温度出现的时间例：某农田为含40%空隙度的黏土，经观测，地表最高温度出现在12：30分，问10㎝深度日最高温度温度将何时出现？解：结果表明：10㎝深处温度位相比地表滞后5.46小时，10㎝深度出现最高温度的时间为：土壤深度每增加10㎝：日最高、最低温度约滞后2.0～3.5h； 土壤深度每增加1㎝：年最高、最低）温度 约滞后20～30d。null例：土壤剖面四层 K1=0.2×10-6 K2=0.1×10-6 K3=0.5×10-6 K4=0.3×10-6 null1520253035 4045土壤温度℃5101520深 度（㎝）01时091913 日射型 土壤温度的垂直分布 （日、年）土温的分布有四种类型： 日射型、辐射型、过渡型（清晨过渡型、傍晚过渡型）。