第四章 温度 第一节 热量交换方式 第二节 土壤温度 第三节 空气温度 第四节 空气的绝热变化与大气稳定度 第五节 与林业生产相关的温度指标

第一节 热量交换方式 一、分子热传导 二、辐射 三、对流 四、平流 五、乱流、 六、潜热交换

分子热传导 对流 辐射

一、分子热传导 以分子运动来传递热量的传热方式。 是土壤层中热量交换的主要形式。 二、辐射 是地气间热量交换的主要方式。

是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。 三、对流（convection） 定义 空气在垂直方向上的大规模升降运动。 种类 按产生原因可分为 热力对流 由物体内部温度不同引起的。 动力对流 由动力作用而引起的，通常发生 在空气水平运动遇山时被迫抬升时 是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。

热力对流 动力对流

是水平方向上热量交换的主要方式。 四、平流（advection ） 定义 大范围的空气水平运动称为平流 种类 按热力分类法可分为 暖空气流经冷的区域，使当地气温上升 暖平流 冷平流 冷空气流经暖的区域，使当地气温降低 是水平方向上热量交换的主要方式。

五、乱流（turbulence ） 定义 空气的不规则运动称为乱流或湍流。 种类 动力乱流 热力乱流 混合乱流 乱流由于是摩擦层空气运动普遍存在的形式，所以达到高度仅有1-1.5km。按乱流形成原因分为 种类 动力乱流 空气流经凹凸不平的下垫面或遇障碍物时产生的 热力乱流 地面和近地层空气受热不均匀产生的 混合乱流 热力和动力原因共同作用产生的 是摩擦层中地空气间热量交换的重要方式。

平流 乱流

空气 大气上界 平流 平流 对流 乱流 辐射 凝结放热 地面 潜热交换 分子热传导 水分蒸发吸热 地表面 土壤

六、潜热交换 定义 因水的相变而引起的热量转移称为潜热交换 地气间、空气与空气之间进行热量交换的方式

第二节 土壤温度 一、土壤表面的热量收支 二、土壤温度的变化 三、土壤的冻结和解冻

一、土壤表面的热量收支 B＝LE+P+Qs 土壤热通量 净辐射 潜热通量 感热通量 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地面热量平衡方程来表示。 单位均为W/m2 B＝LE+P+Qs 土壤热通量 净辐射 潜热通量 感热通量 E为蒸发或凝结量，L为蒸发或凝结潜热，约等于2.5106J/kg

昼夜土壤热量是如何达到平衡的？ 土壤热通量（Qs）：单位时间、单位面积上的土壤热交换。 感热通量（P）： 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。也称为乱流交换热。 土壤热通量（Qs）：单位时间、单位面积上的土壤热交换。 昼夜土壤热量是如何达到平衡的？

白天，B>0 ; P<0 ; LE<0 ; Qs<0 潜热交换 乱流 P 地表面 余下热量流在土壤中，供其内部增温，Qs<0 Qs 白天，B>0 ; P<0 ; LE<0 ; Qs<0 分子热传导 由能量守恒可知，白天地表面获得的热量主要用于三方面的消耗

夜间，B<0 ; P>0 ; LE>0 ; Qs>0 乱流 P 潜热交换 Qs 深层土壤也传递热量给地表作补偿，Qs>0 地表面 夜间，B<0 ; P>0 ; LE>0 ; Qs>0 分子热传导 由能量守恒可知，夜间地表面损失的热量主要通过三方面进行补偿

二、土壤温度的变化 一般地，描述温度周期性变化特征常用 （ ）最高温度和最低温度之差 （ ）最高温度与最低温度出现时间 较差 位相 （ ）最高温度和最低温度之差 （ ）最高温度与最低温度出现时间 较差 位相 也称为“相时” 一日中最高温度与最低温度之差——日较差 土温日较差：一日中土壤最高温度与最低温度之差 气温日较差：一日中空气最高温度与最低温度之差 土温年较差：一年中最热月平均土壤温度和最冷月平均土壤温度之差 气温年较差：一年中最热月平均空气温度和最冷月平均空气温度之差 一年中最热月平均温度和最冷月平均温度之差——年较差

一天中，土壤表面最高温度出现在13时左右，最低值出现在日出前后。 （一）土壤温度的时间变化 一天中，土壤表面最高温度出现在13时左右，最低值出现在日出前后。 位相 日 变 化 随深度增加，位相逐渐落后 较差 土温的日较差随纬度的增加是减小的 土表日较差最大，越向深层，日较差越小，至一定深度（0.4m—1m）后日较差为零，此深度为日恒稳层。 随深度增加，土温日较差减少

土壤温度的日变化曲线 大约每深10cm， 位相落后2.5－3.5h。 13 16 19

（一）土壤温度的时间变化 年 变 化 中高纬度，土表温度年变化特点：最热月出现在7-8月，最冷月出现在1-2月 位相 随深度增加，位相逐渐落后 较差 土温的年较差随纬度的增加是增大的 土温年较差随深度的增加而减小，直至一定深度时年较差为零，这个深度以下的层次叫土温年恒温层 随深度增加，土温年较差减少

低纬度由于全年各月日射总量变化不大，所以年较差消失的深度为5－10m；中纬度地区消失于15-20m深度；高纬度地区较深，约为25m深度。 在中纬度，大约每深lm，位相落后20—30d。 土壤温度的年变化曲线 低纬度由于全年各月日射总量变化不大，所以年较差消失的深度为5－10m；中纬度地区消失于15-20m深度；高纬度地区较深，约为25m深度。

（二）土壤温度的垂直分布 日射型 辐射型 早上过渡型 傍晚过渡型 由于土壤中各层热量昼夜不断地进行交换，使得土壤温度的垂直分布具有一定的特点。根据观测结果，可将土壤温度的垂直分布归纳为两种基本类型和两种过渡类型。 以13时或7月为代表，土温随深度增加而降低，热量由地表向下层传递。出现在白天或夏季 日射型 辐射型 以01时或1月为代表，土温随深度增加而升高，热量由土壤下层向地表传递。出现在夜间或冬季 早上过渡型 以09时或4月为代表，是夜间辐射型向白天日射型的过渡型。土壤上层为日射型，下层为辐射型，中间层温度最低。出现在清晨或春季。 傍晚过渡型 以19时或10月为代表，是白天日射型向夜间辐射型的过渡型。土壤上层为辐射型，下层为日射型，中间层温度最高。出现在傍晚或秋季。

日射型 早上过渡型 傍晚过渡型 辐射型 土壤温度的垂直分布曲线 地表面 土温 10℃ 20℃ 30℃ 40℃ 0m 10m 最低温度 20m 最高温度 30m 土壤深度 辐射型

四、土壤冻结和解冻 寒冷季节，当土温降到0℃以下时，土壤中的水分和潮湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变得非常坚硬，称为土壤冻结，也叫冻土。 春季，由于太阳辐射增强，土温和气温上升，使冻结的土壤逐渐融解的过程，叫土壤的解冻。 土壤解冻

长江以南，西南地区，深度不足5cm； 华北平原1m； 西北地区达1m以上； 东北地区2-3m； 大小兴安岭地区下层有永冻层。

冻土器

土壤冻结和解冻过程示意图 冻结过程是从上向下进行的 解冻过程是上下同时进行的，使冻结在中间某一位置消失 若冻结不深，解冻过程只从下向上进行。 土壤表面 返浆：在土壤解冻初期， 由于冻土还未化冻， 上层解冻后的水分不能下渗， 常造成地面泥泞，称为返浆。 解冻过程 冻结不深 冻结过程 冻土深度 冻结过程是从上向下进行的 解冻过程是上下同时进行的，使冻结在中间某一位置消失 若冻结不深，解冻过程只从下向上进行。

第三节 空气温度 一、气温的时间变化 二、气温的垂直分布

热源不同

一天中，气温最高值出现在14：00-15:00左右，最低值出现在日出前后。 一、气温的时间变化（周期性变化） 一天中，气温最高值出现在14：00-15:00左右，最低值出现在日出前后。 位相 日 变 化 日较差 随纬度的增加是减小的 一般的夏季大于冬季，最小值在冬季；但是在中高纬度地区，最大值则在春季 纬度 季节 凹地>平地>凸地 地形 陆地>海洋（距海愈远愈大）；砂土>黏土；深色土>浅色土；干松土壤>潮湿紧密土壤；空旷地>林内 下垫面性质 天气状况 晴天>阴雨天

一、气温的时间变化（周期性变化） 年 变 化 位相 年较差 一年中，中高纬度内陆地区最热月出现在7月，最冷月出现在1月；而海洋上则8月最高，2月最低。 位相 年 变 化 年较差 随纬度的增加是增大的 纬度 地形 凹地>平地>凸地 下垫面性质 陆地>海洋（距海愈远愈大）； 云雨少的地方>云雨多的地方 天气状况

一、气温的时间变化（非周期性变化） 春季低温“倒春寒” 秋季高温“秋老虎” 秋末冬初“小阳春” 由于大规模冷暖平流的活动而引起气温的变化幅度和时间无一定周期，视气流的冷暖性质和移动情况而定，称为气温的非周期性变化。 我国有些地方把这时节的气候叫做“十月小阳春”的习惯,指的是立冬至小雪节令这段时间,一些果树会开二次花,呈现出好似春三月的暖和天气。 在春季天气回暖过程中，常因冷空气的侵入，使气温明显降低，对作物造成危害，这种“前春暖，后春寒”的天气称为倒春寒。倒春寒是南方早稻播种育秧期的主要灾害性天气，是造成早稻烂种烂秧的主要原因。 秋老虎是中国民间指立秋(8月8日左右)以后短期回热天气。一般发生在8、9月之交，持续日数约7-15天。这种天气出现的原因是南退后的副热带高压又再度控制江淮及附近地区，形成连日晴朗、日射强烈，重新出现暑热天气，人们感到炎热难受，故称“秋老虎”。 春季低温“倒春寒” 秋季高温“秋老虎” 秋末冬初“小阳春”

20℃ 24℃ 五道梁位于被世人称为“生命禁区”青藏高原和西部高山地区，地高天寒，长冬无夏。藏北高原7月平均气温低于8℃，五道梁7月平均气温为5.4℃，是全国最低值。 28℃

－24℃ －20℃ －16℃

原因一：由于地面是大气增温的主要热量来源 原因二：水汽和气溶胶粒子在近地面层比较多， 二、气温的垂直分布 对流层中气温的垂直分布特点是？ 气温随高度的增加而降低。 为什么对流层内气温随高度增加是降低的呢？ 原因一：由于地面是大气增温的主要热量来源 原因二：水汽和气溶胶粒子在近地面层比较多， 吸收地面辐射能力强，气温也就越高

二、气温的垂直分布 规定： 气温随高度增加而降低，为正值，r>0 气温随高度增加而增加，为负值，r<0 气温随高度变化的程度，是用单位高度内气温的变化值，即气温垂直梯度来表示，又称气温直减率。 常用r表示，r在对流层中平均为0.65℃/100m， 规定： 气温随高度增加而降低，为正值，r>0 气温随高度增加而增加，为负值，r<0 气温随高度增加而不变， r=0 定义 在铅直方向上，高度每增加100m，空气温度的变化值。单位为℃/100m

逆温 定义 逆温：是指气温随高度增加而升高的现象。r<0 逆温层：是指出现逆温的气层称为逆温层。

逆温 按形成原因来分 种类 因下垫面辐射冷却而形成的，多形成晴朗无风或微风的夜晚。 辐射逆温 平流逆温 由暖空气平流到冷的下垫面上，使下层空气冷却而形成的。多出现在秋冬季或春季。 暖平流

辐 射 逆 温 的 形 成 24时 3时 6时 高度 逆温未出现 低层形成逆温 逆温层增厚 9时 12时 低层逆温消失 逆温层全部消失

逆温在农林业生产上的应用 利 弊 ①在一定程度上可以抑制沙尘暴的发生 ②逆温出现在高空，对飞机的飞行极为有利 ③冬季熏烟雾防霜冻时，使烟雾弥漫在低层 ④果树栽培、嫁接中，避开低温层，免遭低温危害 ⑤防治病虫害，杀虫剂喷洒 可以抑制沙尘暴的发生，因为沙尘暴发生的条件是大风、沙尘、强对流运动。形成沙尘暴的条件主要是干旱、大风、沙尘、较旺盛的上升气流（有利于沙尘扬起）。若大气对流层中出现逆温现象，可抑制沙尘暴。 逆温出现在高空，对飞机的飞行极为有利。因为飞机在飞行中不会有大的颠簸，飞行平稳。提高了能见度，使飞行更加安全。 冬季熏烟雾防霜冻时，使烟雾弥漫在低层。 弊 阻碍了空气的垂直对流运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，使能见度变差，使大气污染更为严重。

第四节 空气的绝热变化和大气稳定度 一、空气的绝热变化 二、大气稳定度

一、空气的绝热过程 1、绝热过程 当空气与外界存在着热量交换时所产生的温 度变化，称为空气温度的非绝热过程。 由热力学第一定律可知： dQ=dE+dW 绝热变化时dQ=0 当空气与外界存在着热量交换时所产生的温 度变化，称为空气温度的非绝热过程。 假设空气块在铅直运动中与外界不发生热量交换，既无热量输入，也无热量输出，这种过程称为绝热过程。

绝热增温 绝热冷却 气温增加 气温降低 外界做功 对外做功 体积减小 体积膨胀 气压升高 气压减小

2、绝热增温与绝热冷却 当气块上升时，由于周围气压减小，气块体积膨胀，对外作功，气块温度降低，这种因绝热上升而降温现象叫绝热冷却。 当气块下降时，由于周围气压增强，气块体积减小，外界对气块作功， 气块温度上升,这种因绝热下沉而增温现象叫绝热增温。 由于空气中水汽含量不同，气块作铅直运动时，其温度变化情况是不同的。

3、绝热过程的分类 干绝热递减率 湿绝热递减率 饱和湿空气在上升过程中，既有内能的变化也有水相的变化 一团饱和的湿空气块 一团干空气或未饱和的湿空气块 绝热过程 湿绝热过程 饱和湿空气在上升过程中，既有内能的变化也有水相的变化 干绝热过程 一团干空气或未饱和的湿空气所进行的绝热升降过程 干绝热递减率 湿绝热递减率

干绝热递减率 干空气和未饱和湿空气在干绝热过程中，气块温度随高度的变化率称为干绝热递减率。 以rd表示。 rd=1℃/100m是常量

湿绝热递减率 饱和湿空气在湿绝热过程中，气块温度随高度的变化率。以rm表示。 湿绝热递减率总是小于干绝热递减率的。一般rm随温度升高而降低，随气压升高而增加，但平均而言，rm=0.5℃/100m。

r与rm、rd的区别 ①定义不同： r是指在垂直方向上，高度每增加100m，空气（气块四周环境）温度的变化值。

r与rm、rd的区别 ②联系与区别 r不涉及空气的运动，只是说明某一地点、某一时刻高度上气温的分布状况，其值随高度而变化，是一变量，是针对气层而言的。 rd与rm是描述气块在上升或下降过程中气块温度的变化。近似为一常数，是针对气块而言的。

二、大气稳定度 首先从一个熟悉的例子说明稳定度的概念。 定义 大气中温度、湿度的垂直分布 定义 指大气层稳定程度的物理量，又称为大气层结稳定度。它是决定垂直运动能否发展的内部因子 首先从一个熟悉的例子说明稳定度的概念。 不稳定 中性 稳定

P=Pˊ，T≠Tˊ，ρ≠ ρˊ f =ρg 空气块 T´，P´，ρ´ T，P，ρ G=mg =ρˊg

判别稳定度的基本公式 设合力为F，加速度为a， 则 F=f-G=（ρ -ρˊ）g 所以 a=（ρ-ρˊ）g/ ρˊ 由状态方程得 ρ=P/RT ρˊ=Pˊ/RTˊ 而P=Pˊ所以可得 判别稳定度的基本公式 a=（Tˊ-T）g/T 当Tˊ>T时，a>0 大气处于不稳定状态 当Tˊ<T时，a<0 大气处于稳定状态 当Tˊ=T时，a=0 大气处于中性状态

稳定 中性 不稳定 r=0.7 r<rd r=1.0 r=rd r=1.2 r>rd 干空气或未饱和湿空气的稳定度 高度m 10. 8℃ 11℃ 300 11℃ 11.3℃ 11℃ 11.0℃ 200 12℃ 12.0℃ 12℃ 12.0℃ 12℃ 12.0℃ B C A 100 12.7℃ 13℃ 13℃ 13.2℃ 13℃ 13.0℃ 干空气或未饱和湿空气的稳定度

判别稳定度的常用公式 r<rd a<0 稳定 r>rd a>0 不稳定 r=rd a=0 中性 干空气或 未饱和湿空气的稳定度 r<rm a<0 稳定 r>rm a>0 不稳定 r=rm a=0 中性 饱和湿空气的稳定度

总结 r<rm<rd 绝对稳定 r>rd>rm 绝对不稳定 rd>r>rm 条件性不稳定 饱和稳定 饱和不稳定 未饱和稳定 未饱和不稳定 rm rd 条件性不稳定 绝对不稳定 绝对稳定 r<rm<rd 绝对稳定 r>rd>rm 绝对不稳定 rd>r>rm 条件性不稳定 r=rd>rm 未饱和中性，饱和不稳定 r=rm<rd 未饱和稳定，饱和中性

典型例题 设山高为1000m，一团未饱和湿空气在迎风坡山脚时的温度为20℃，露点为16.5℃，当它上升到山顶时，水汽已全部凝结并离开气块。求该团空气上升到山顶时的温度是多少？越过山顶后到达背风坡山脚时气温为多少？

过程分析 背风坡 迎风坡 此时的温度为饱和时的温度即露点温度 饱和的湿空气 干绝热过程 湿绝热过程 rd升温 rm降温 凝结高度 未饱和的湿空气 未饱和的湿空气

气流越山时的温度变化如何？ rm=0.5℃/100m rd=1℃/100m t1=?℃ rm rd rd t2=?℃ 饱和湿空气 t1=?℃ rm 未饱和湿空气 饱和湿空气 td=16.5 ℃ rd 1000m rd dz t2=?℃ 未饱和湿空气 t0=20℃ ,td=16.5 ℃

相关课下作业（选做）网上已发布 一团温度为20℃，凝结高度为500m的未饱和湿空气，越过3000m的山岭，试求该湿空气块越过山顶以后在背风坡山脚处的温度？ 选做 必做

第五节与林业生产相关的温度指标 一、生物学温度 二、界限温度 三、积温

一、生物学温度 定义 25-30℃ 0-5℃ 35-40℃ 对于林木生长发育的各种生理活动起作用的温度 最适 温度 最低 温度 最高 温度 林木生理活 动过程最旺 盛、最适宜 的温度。 林木生理 活动过程 起始的 下限温度。 林木生理 活动过程 能忍受的 最高温度。

二、界限温度 对植物包括农作物和林木的生长发育有指示和临界意义的温度，也称为指标温度 定义 界限温度 20℃ 15℃ 5℃ 0℃ 10℃ 最适 温度 最低 温度

二、界限温度 0℃表示 开始解冻 或冻结。 5 5℃为生物生长或停止的界限。 10 10℃以上为大多数林木活跃生长的温度。 15 20 最适 0℃表示 开始解冻 或冻结。 5 5℃为生物生长或停止的界限。 10 10℃以上为大多数林木活跃生长的温度。 15 15℃以上的持续天数为喜温树种的活跃生长期。 20 20℃以上的持续天数为热带、亚热带树种的活跃生长期。 最适 温度 最低 温度

三、积温 积温 植物在某一生长发育期或整个生长发育期其所需的累积温度总和叫积温。 定义 种类 活动积温 有效积温 最适 温度 最低 温度 植物的生长发育除要求一定的温度范围和温度持续期外，对持续期温度的逐日累积总数也有一定要求，只有积累到一定温度总数才能完成其生长发育。 植物在某一生长发育期或整个生长发育期其所需的累积温度总和叫积温。 定义 最适 温度 最低 温度 种类 积温 活动积温 有效积温

活动积温 y=Σti≥B （当ti＜B时，计为0） 也叫生物学下限温度，植物有效生长的下限温度，用B表示。 高于或等于生物学下限温度的温度 生物学零度 活动温度 高于或等于生物学下限温度的温度 活动积温 作物或林木某一生长发育期或整个生长发育期全部活动温度的总和。 y=Σti≥B （当ti＜B时，计为0）

Eg： 林木种子发芽的生物学下限温度为 B=5℃，若某四天的平均温度为 8℃，6℃，4℃，5℃, 求活动积温？ 首先判断8℃，6℃，5℃为活动温度， 4℃不是活动温度， 因此求出活动积温为 y=Σti≥B＝6+8+5=19℃。

有效积温 X=Σ（ti≥B－B） 活动温度与生物学下限温度之差。 作物或林木某一生长发育期或整个生长发育期全部有效温度的总和。 有效温度

Eg： 某林木种子B=5℃，测某五天的 日平均温度为 8℃，6℃，4℃，7℃，3℃， 求有效积温？ 首先判定活动温度为 8℃，7℃，6℃， 计算有效温度为3℃，2℃，1℃， 因此求出有效积温为X=6℃。

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