A ， 为Z深度土壤平均温度，0
任何深度（m），t为任意时刻。
Tmax Tmin 为地表0cm处温度振幅，Z为 2
Z sin t D
Tmax T0 A, Tmin T0 A
ω指温度曲线的正弦角度，旋转一周为360©=2π，ω=2π/T，T为旋转 一周所用的时间，相对日变化而言，则T=24h，即24h完成360©旋转； 相对年变化，则T=365d。t是所求时刻时间。 Z D 从公式中可以看出：土壤温度振幅将按对数 e 规律衰减，土壤温 波峰值出现时间将按位相 Z D 滞后。所以，D是一个重要参数。
4. 潜热交换：水三相变化过程中伴随着潜热 交换，且相变潜热随温度而变化。 蒸发潜热与温度关系：L ＝ ２５００ － ２. ４t 式中， L 是蒸发潜热， 单位为J／g 。 当t ＝ ２０ ℃ 时， L ≈ ２５００J／g 。 当温度变化不很大时， L 的变化较小， 所 以在作物生长季节（１５ ～ ２５ ℃ 左 右） ， 一般取L ＝ ２４５０J／g 。
三、物体的热特性
1、 热容量C ( heat capacity ）:表示某物体温度每升高 1℃所需要的热量J/℃；
2 、质量热容Cm( mass specific heat ) : 表示单位质量物 体，升高一度所需要热量J/kg.℃ 3、定容热容CV (volume specific heat ) :表示单位体积物 体，每升高一度所需热量J /m3.℃
2. 气温的周期性变化 日变化和年变化
原因：日——太阳高度角，年——赤纬 • 什么是日较差?年较差? • 如果不考虑 下垫面（水、 陆等）的影响， 为什么日较差 随纬度的升高 而减小，而年 较差随纬度的 升高而增加？
• 日较差与农业生产的关系如何？
3.气温的非周期性变化
• 气温除了由于太阳辐射的作用引起的周期性的日、 年变化外， 在大气运动的影响下还会发生非周期 性的变化。例如， 春季正是春暖花开气温回升的 季节， 若有北方冷空气南下， 会使气温大幅度下 降， 发生倒春寒现象。秋季， 正是秋高气爽气温 下降的时候， 若有南方暖空气北上， 则会出现气 温突升的现象， 称为“秋老虎” 现象。 • 气温的非周期性变化， 可以加强或减弱甚至改变 气温的周期性变化。 • 实际上， 一个地方的气温变化是周期性变化和非 周性变化共同作用的结果， 如果前者的作用大， 则表现周期性变化； 相反， 就表现非周性变化。 从总的趋势和大多数情况来看， 气温变化的周期 性还是主要的。
第三章 温
度
第一节 热力学基本知识 一、基本概念和定律
• 温度：分子运动平均动能大小的反映。 • 内能：动能和势能。改变内能的物理过程有 做功和热传递两种方式。 • 热力学第一定律：能量守恒定律 W＋Q＝ΔE • 热力学第二定律：热量从高温物体传到低温 物体， 方向是不可逆的。
二、热量的传递方式
1、 辐射（Radiation）
5. 热扩散系数K (Thermal diffusion coefficient) （m2 / S）
• 说明物体增温快慢就有热扩散系数K，也称导温率。 K与λ 的关系：K= λ / CV （单位换算） 水：K=0· 14¬10-6 m2/S • 空气：K=20.5¬10-6 m2/S （空气大146· 4倍），空气升温快。 • 农田土壤中K大好还是K小好？ • 农田土壤湿度B=20%左右时，对农作物生长最为有利。
• 3.大气稳定度的判断
A）γ>γd B） γ<γm C） γ=γd D） γ=γm E）γm <γ<γd
绝对不稳定 绝对稳定 干中湿不稳 湿中干稳 条件不稳定。不稳定指谁？
（二）、 气温的非绝热变化
1.气温的垂直分布
１） 气温垂直梯度 • 气温垂直梯度又称气温直减率。在对流层中， 气温垂直梯 度的平均值约为０.6５ ℃ ／１００m 。实际上， 气温垂直 梯度随时间和高度的不同而变化。 • 一天中， 不同的时间气温的垂直分布规律也表现出较大的 差异。 • 白天， 下垫面在太阳辐射的作用下强烈升温， 以感热的形 式输送给近地面大气层，气温随高度升高而降低， 这种气 温变化类型称为日射型； • 夜间， 下垫面因辐射冷却， 失去热量而降温， 此时大气以 感热的形式由大气向下垫面输送， 气温随高度升高而增加， 为辐射型； • 在昼夜交替的过程中， 气温的垂直分布同时具有日射型和 辐射性的特征， 称为过渡型， 有从日射型向辐射型的过渡， 也有辐射型向日射型的过渡。
二、 土壤温度
1.土壤热交换方式 • 土壤温度的变化取决于与外界热量交换的状况。土壤表面 的温度变化主要是由于土壤表面热量收支不平衡引起的。土壤 表面热量交换方式包括辐射、分子传导、潜热交换、对流和湍 流交换等多种， 而土壤中热量交换则主要是分子传导。受太 阳辐射影响， 白天和夜晚土壤表面的热量收支差别较大。
２） 对流层中的逆温现象 • 一般地， 对流层气温是随着高度的增加而 递减的。在对流层中， 气温随高度增高而 升高的现象称为逆温。出现逆温的气层叫 做逆温层。 • 当发生逆温时， 冷而重的空气在下， 暖而 轻的空气在上， 不易形成对流运动， 使气 层处于稳定状态， 阻碍了空气垂直运动向 上发展， 因而在逆温层下部， 常聚集大量 的烟尘、水汽凝结物等， 使能见度变坏。 • 逆温按形成原因可分为辐射逆温、平流逆 温、下沉逆温、锋面逆温等类
AZ A0 e
Z D
A0 e 1 0.37 A0 , 振幅减少了 2 / 3
2）随离地表的距离向上或向下的增加，最高最 低温度出现的时间越来越滞后 ？滞后现象主要是因 为，热量的传导、输送需要有一定时间，所以每层 达到最高或最低的时间也越滞后。
4.土壤的温波方程
土壤温度的日，年变化曲线可用数学公式来表示：
T Z ,t T 0 A0 e
TZ
Z D
Cm与CV的关系：
CV=ρ .Cm
空气：CVa=0· 0013¬106
水：CVw=4· 18¬106 J/m3℃ J/m3℃
为什么水体增温慢(或水不易热)，水比空气热得慢？
4. 导热率λ (thermal Conductivity) J / m.S℃
表示物体对热量传导快慢的一种能力。 水（指4℃静止的水） λ =0.57J/m.s.℃， 空气（10℃静止空气） λ =0.025J/m.s.℃， 水导热比空气快22.8倍。导热率只说明物体传导热量速度快慢。 水的λ 比空气大22.8倍，可空气的Cv只是水的1/3483，所以，空气比 水增温得快得多。 • 为什么棉衣棉被可保暖？

那么，D=？ D 为土壤衰减深度（damp消沉、衰减、潮湿）
2 2K D ( , 这里, K为导温率, D的单位为 米, m), T
1. 土壤温波的振幅分析， AZ A0 e
Z D
衰减；由于D
与K成正式，所以，不同的K，D不同，也就是说衰减快慢 不同。 （1）当土壤深度Z=D(1个衰减深度)时，
第二节 温 度
一、大气温度
气温是表示空气冷热程度的物理量， 大气 温度状况是支配天气变化的重要因子之一。
气温变化反映空气内能大小的变化， 当空气 获得热量时， 内能增加， 温度升高， 当空气失 去热量时， 内能减少， 温度降低。
引起空气内能变化的原因可分为两种： 一种 是空气与外界没有热量交换， 内能变化是由于外 界对空气做功或空气对外做功引起的， 称为绝热 变化； 另一种则是空气与外界发生热量交换而引 起的dTi dQ Ldqs CP dT RT rm rd rd P C p dZ dZ m
饱和湿（moist）空气绝热上升时，如果只是膨胀降温，湿 绝热直减率 r =1℃/100m,但水汽既已饱和，就要因冷却而
m
发生凝结，同时释放凝结潜热而加热气块。所以，饱和湿空 气绝热上升时，因膨胀而引起的 r 减温率要比 r 小， m d =0.5℃/100m。
辐射能被体物吸收时发生热的效应，物体吸收的辐射能不同，所产生的 温度也不同。因此，辐射是能量转换为热量的重要方式。
2、分子传导(Molecular conduction)
分子在不停地做着布朗运动, 分子有携带着各种物理属性,如热量、水汽、 CO2等；当分子不断运动时，由于分子间互相碰撞，同时也进行着属性的交 换，完成热量和水分的输送。那么分子运动有多快呢？ 空气分子运动速度V=485m/s=1746km/h。
(一)、空气的绝热变化
大气中进行的物理过程，通常伴有不同形式的能 量转换。在能量转换过程中，空气的状态要发生改 变。在气象学上，任一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。在大气中，作 垂直运动的气块，其状态变化通常接近于绝热过程。
什么是绝热冷却？什么是绝热增温？ 什么是干绝热变化
3.流体热交换：对流、平流和湍流
对流(Convection)－空气垂直运动：
热力对流、强迫对流
湍流(Turbulence)－大团空气向垂直和水平方向作无 规律运动。大气湍流就是日常感觉到一阵阵的风， 它的风向和风速经常在变化，呈不规则的涡状运动， 所以又叫湍涡。它是一大团空气——片流层以外到 湍流层就是一大团一大团空气一起运动，使传导属 性的能力大大增强，速度大。 平流（Advection）－空气的水平运动（风）
气块绝热上升单位距离时的温度降低值，称为绝热垂直减 温率（绝热直减率或绝热垂直递减率）。 干绝热直减率 对干空气(dry)和未饱和的湿空气而言，称干绝热直减率。
g Ti dTi rd rd 1 rd CP T dZ d
湿绝热直减率
将热力学第一定律应用到饱和湿空气绝热变化过程，则有：
rm
1.气温的垂直变化 为什么γm﹤γd呢？ •γm 、γd 和γ有什么不同？
（比较r、 和
rm