气象学课件温度

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1、Company Logo第三章第三章 温度温度v地面层与空气的热量交换方式地面层与空气的热量交换方式v土壤温度土壤温度v水层温度水层温度v空气温度的变化空气温度的变化v温度与农业生产温度与农业生产Company Logo第一节第一节 地面层与空气的热量交换方式地面层与空气的热量交换方式 地球表面接受太阳辐射能，在下垫面本身、下垫面和空气、空气层之间，进行多种形式的热量交换，使地面温度、下层土壤温度、大气温度发生变化。 主要的热量交换方式有：一一、 分子热传导分子热传导 以分子运动来传递热量的过程称为分子热传导分子热传导。v 在土壤层中，热量交换是由分子热传导形式完成的。分子热传导过程的强弱对土

2、壤层内热状况的形成有着重要意义。v 空气是热的不良导体，空气分子导热率很小，因而由传导方式进行的热量转移比其他方式要少得多，多数情况下是可以忽略不计的。Company Logo Company Logo三、对流三、对流 空气在垂直方向上大规模的、有规律的升降运动称为对流对流。 根据其形成原因可分为如下两种：v 热力对流（自由对流）热力对流（自由对流） 形成原因形成原因：由热力原因引起的对流。 热力对流发生在低层气温剧烈增高或高层空气冷却低层气温剧烈增高或高层空气冷却时，此时上下层气温差异加大，造成低层空气密度较小，高层空气密度较大，高层的冷空气下沉，低层的暖空气上升，形成空气的不稳定状态。 热

3、力对流的空气升降速度快速度快，多在10 ms左右，但它的水平水平尺度小尺度小，多在0.150 km之间，是中低纬度温暖季节中低纬度温暖季节经常发生的天气运动现象。Company Logov 动力对流（强迫对流）动力对流（强迫对流） 形成原因形成原因：有动力原因形成的对流 当空气水平流动遇到山脉等障碍物时被迫抬升，或者因受其他外力作用强迫拾升时发生的空气流动现象。 动力对流的升降速度慢速度慢，一般在0.110 cms之间，但水平范围广范围广，可达到几百至几千千米。 Company Logo 大气中的对流多数是由热力原因和动力原因共同引起共同引起的。 对流的结果对流的结果使上下层空气混合，并发生热

4、量交换。 不同的对流运动带来不同的天气、气候特征。 一般在夏季及午后空气对流较强，冬季及清晨较弱。 对流运动是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。Company Logo四、平流四、平流 空气大规模的水平运动称为平流平流。v 冷平流：冷平流： 空气经常大规模地在水平方向上流动着，当冷空气流经暖的区域时，可便当地温度下降，称之为冷平流；v 暖平流：暖平流： 当暖空气流经冷的区域时，可使该区域的温度升高，称之为暖平流。 平流运动对缓和地区之间和纬度之间的温度差异有很大作用，是水平方向上热量交换的主要方式。Company Logo 五五、乱流（湍流）、乱流（湍流） 因为地面受热不均匀，或者空气

5、沿一粗糙不平的下垫面移动时，常出现一种小规模的、无规则的升降气流或空气的涡旋运动，这种空气的不规则运动称为湍流湍流，习惯上常叫乱流乱流。v 乱流可使空气在各个方向得到充分混合，并伴随着热量的交换。v 与对流相比，乱流的规模较小规模较小，但它更具有普遍性普遍性。v 乱流对缓和贴地气层的温度变化起着十分重要的作用，是地面和空气、空气和空气之间热量交换的重要方式之一。Company Logo 六、潜热交换六、潜热交换 下垫面受热后，因水分蒸发(升华)而消耗热量，使地面温度降低，这部分热量在大气中凝结(或凝华)释放出来，使气温增加，气象学上把因水的相态变化而引起的热量转移称为潜热潜热。v 潜热交换不仅

6、在地面与空气间进行，也可在空气与空气之间进行。v 大气中水的潜热释放是中小尺度天气系统发生、发展的一种主要能源。v 潜热交换方式对于下垫面和空气温度变化都有直接影响。Company Logo一、地表层热量平衡一、地表层热量平衡 地表温度的升高或降低，均是由地表热量收支状况决定的。 白天，地表收入的能量多于支出的能量，地表温度升高； 夜间，地表释放的热量多于吸收的热量，地表温度降低； 若收支平衡，则地表温度保持不变。 根据能量守桓原理：地表层热量收支差额地表层热量收支差额(热量平衡热量平衡)地面热量收入一地面热量支出地面热量收入一地面热量支出 地表层的热量收入和支出项有：l R：地表层和空气间以

7、辐射形式进行交换的热通量项（辐射差额）；l P：地表层和空气间以湍流形式进行交换的热通量项；Company Logo图4-1 地面热量收支示意图l B：地表层和地表下层间以分子传导形式进行交换的热通量项；l LE：地表层与空气间以潜热形式进行交换的热通量项。Company Logo 白天，从日出后1小时到日落前1小时左右的这段时间内，地球表面吸收的太阳辐射大于地面有效辐射，辐射差额R为正值，辐射差额转变为热能，使地表面温度增加于是地表层开始逐渐支出热量；以湍流方式进入空气的热通量P，使空气层升温；以分子传导方式进入地表下层的热通量B，使地表下层增温；以潜热方式进人空气的热通量LE，使气温升高。

8、 夜间，从日落前1小时至次日早晨日出后1小时左右的这段时间，地面吸收的太阳辐射小于地面有效辐射，辐射差额R为负值，于是地面开始逐渐失去热量，使地表面温度降低，近地气层和地表下层分别以湍流P和分子传导B的形式传递给地表层热通量，同时，近地层水汽凝结于地表，以潜热LE形式传递给地表层热通量。Company Logo 可见，夜间的各项收入和支出与白天正好相反，若规定：地表层得到热量为正，失去热量为负，则可写成： R=P+B+LE （4-1） (4-1)式为地表层热量平衡方程。是把地面看成为一个几何平面进行分析得来的，实际上土壤和空气，土壤和下层土壤之间的能量交换是在一定的土壤厚度间进行的。故可将(2

9、-1)式的B项分解为表层土壤的热量收支Qs和下层土壤的热量收支B之和(图4-2)，则(4-1)式可写成： Qs=R-P- B-LE （4-2）Company Logo图4-2 地面层热量收支示意图v QS为正值时，地表层得热大于失热，地面温度上升；v QS为负值时，地表层得热小于失热，地面温度下降；v QS0时，地表层得热等于失热，地面温度最高或最低。Company Logo二、土壤的热力学特性二、土壤的热力学特性 土壤的热力学特性包括：热容量、导热率、导温率热容量、导热率、导温率等。等。（一）热容量（一）热容量（CV） 表示土壤容纳热量的能力。 即单位体积的土壤，温度变化1时所吸收或放出的热

10、量，单位是Jm-3-1。 CV=C （4-3） 式（4-3）中，CV为热容量，C为土壤的比热，即单位质量的土壤温度变化1所吸收或放出的热量，为土壤密度，即单位体积土壤的质量。 显然地，当土壤失去或获取相同的热量时，热容量越大的土壤，生温或降温的幅度越小。 Company Logo Company Logo改变土壤热容量的主要因素：v 土壤水分土壤水分 土壤热容量随土壤湿度的增大而增大。（WHY？）v 土壤空隙度土壤空隙度 土壤热容量随土壤空隙度的增大而减小。（WHY？） 在自然情况下，单位体积土壤孔隙的变化并不很大，所以热容量的改变，主要决定于土壤孔隙中水分的改变，也就是说主要决定于土壤湿度。

11、 土壤的孔隙度可以人为地改变。例如，翻犁土壤可使孔隙度增大；镇压使空隙度减小。Company Logo （二）导热率（二）导热率（） 表示土壤传递热量的能力。 土壤土壤的导热率的导热率也称热导率热导率或导热系数导热系数，是指单位厚度(1m)内温度相差1时，在单位截面的土壤，每秒钟所通过的热量。单位是Jm-1s-1-1或写为Wm-1K-1。 导热率的大小，也决定于土壤的组成成分和组成比例。 从表2-1可以看出，土壤空气的导热率最小；土壤固体成分导热率最大；土壤水分的导热率居中，但比空气的导热率大20余倍。 Company Logo图4-3土壤空隙度对土壤导热率的影响 土壤的固体成分一般是不变的。

12、因此，土壤湿度增加时，土壤导热率变大；土壤空气多，孔隙度大，土壤导效率变小。 显然，土壤导热率随土壤的湿度和孔隙度的不同而变化(图4-3)。Company Logo 土壤中有机质含量也影响导热率，有机质含量多，导热率变小。 土壤热通量：土壤热通量： 单位时间内通过单位面积的热量称为土壤热通量。单位是Jm-2s-1或J m-2。它与土壤垂直梯度成正比，则写成： （4-4）Company Logo（三）导温率（三）导温率（K） 表示土壤传递温度和消除层次间温度差异的能力。 导温率导温率是土壤的导热率A与其热容量Cv的比值。其定义为：单位体积的土壤，由于流人(或流出)数量为A的热量后，温度升高(或降

13、低)的数值，单位为m2s-1，可用下式表达： （4-5） 在其它条件相同时，物体导温率越大，温度传播速度越快，温度变化所及深度越深，各深度温度差异能很快消除。Company Logov 由表4-1可知，导温率最大的是空气，空气的导温率比水大百倍、比土壤固体颗粒大几十倍。因此，过湿的沼泽土壤，热力特性极为不好，导温性很差。v 由公式(4-5)可知，导温率与导热率大小成正比，与热容量成反比。 土壤导温率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。在其他条件相同时，导温率越大，其表面温度变化越小，土壤内温度变化则越大。同时，土壤温度变化所及的深度也越深，各深度和地表面在最高和最低温度出现

14、的时间相比较，就落后得也越少。Company Logo三、土壤中热量的传递三、土壤中热量的传递v 白天，土壤表面由于吸收太阳辐射而增温，并通过分子热传导向深处传递热量；v 夜间，土壤表面因有效辐射而首先冷却，热量便从土壤深处向上输送。 因此，土壤温度的变化首先从土壤表面开始，然后逐渐影响深层土壤温度的变化，其变化幅度随深度的增加而减少，而且最高、最低温度出现的时间也随土壤深度增加愈来愈推后。v 土壤中热量传递的数量与快慢还与土壤的热特性土壤的热特性有关。Company Logo四、土壤温度的日、年变化四、土壤温度的日、年变化 温度日、年变化的特征通常是用“较差”和“极值出现时刻”来描述。较差较

15、差：即振幅。极值出现时刻极值出现时刻：是指最高温度或最低温度出现的时刻。（一）土壤表面温度的日变化（一）土壤表面温度的日变化v 最高温度最高温度： 土壤表面的最高温度出现在13时左右。正午以后，太阳辐射虽然逐渐减弱，即土壤表面的热量差额为正值，所以温度仍继续上升。到13时左右，热量收支才达到平衡(Qs0)，之后，热量差额为负值，温度逐渐下降。Company Logov 最低温度最低温度 出现在将近日出的时候，即地表面热量差额由负值转为正值的平衡时刻。v 土壤温度日较差土壤温度日较差 一天中，土壤的最高温度与最低温度之差，称土壤温度日土壤温度日较差较差。 土壤表面温度日较差的大小与土壤表面的热量

16、收支和土壤的热特性有关，与季节、纬度、地形、土壤颜色、土壤自然覆盖以及天气条件等也有关系。Company Logo 太阳高度角太阳高度角 太阳高度角的大小决定地面接受太阳辐射的多少。 中午太阳高度角大的季节和地区白天接受很多太阳辐射，夜间以有效辐射方式支出热量，地面辐射差额的日变化大，因而土壤表面温度的日较差也大。反之，则小。 地形地形 地形主要是影响空气乱流热交换。 乱流的强弱决定丁地面和空气间热量变抉的多少。与平地相比，凸地由于通风良好，乱流交换旺盛，白天地面温度不易升高，夜间地面温度不易降低，因而凸地形的土壤温度日较差比平地形的小；凹地形则相反，土壤温度日较差较大。Company Log

17、o 下垫面颜色下垫面颜色 土壤的颜色差异主要影响土壤的反射率。反射率不同，土壤吸收的太阳辐射也不同。 一般是深色土壤表面的日较差比浅色土壤的大些。 导热率导热率 导热率大的土壤温度日较差小；导热率小的土壤，温度日较差则大。 热容量热容量 热容量大的土壤，温度日较差小，热容量小的土壤，温度日较差大。 天气天气 天气对土壤温度日较差也有一定的影响。Company Logo（二）土壤温度的年变化（二）土壤温度的年变化 土壤表面温度的年变化主要与地面接受的太阳辐射年变化有关。v 在北半球的中、高纬度地区北半球的中、高纬度地区，土壤表面月平均最高温度出现在七八月份；月平均最低温度出现在一二月份。它们分别

18、落后于太阳辐射最强(夏至)和最弱(冬至)的月份。v 赤道附近赤道附近一年中太阳直射两次，因此土壤表面的温度年变化也有两个起伏，月平均最高温度分别出现在春分和秋分之后；月平均最低温度分别出现在夏至和冬至以后。Company Logov 土温年较差土温年较差 一年中，土壤最高月平均温度与最低月平均温度之差，称为土温年较差土温年较差。 土壤温度年较差的大小与纬度、地表状况、天气等因子密切相关。 土壤温度的年较差随纬度增高而增大，与日较差却相反(表2-2)。这是由于太阳辐射的年变化是随纬度增高而增大的缘故。 其他因子对年较差的影响与日较差大体相同。 随着土壤深度的增加而减小，至一定的深度时，年较差为零

19、，即土温在全年温度不变。在这个深度及其以下的层次叫常年恒温不变层，简称常温层常温层。Company Logo表4-2 不同纬度地面温度年较差Company Logo四、土壤温度的垂直分布类型四、土壤温度的垂直分布类型 由于土壤中各层热量在太阳辐射的作用下，昼夜不停地进行交换，使得土壤温度的垂直分布具有一定特点。 根据土温观测资料，土壤温度的垂直分布可归纳为三种类型，日射型日射型、辐射型辐射型、过渡型过渡型。v 日射型日射型 土壤温度随深度的增加而降低的类型。 一般出现在白天和夏季，是由土壤表面首先增热造成的，热量由地表向下层传递。 以一日中13时和一年中的7月份的土壤湿度垂直分布为代表。 Co

20、mpany Logo图4-4 一日中土温的垂直分布 图4-5 一年中土温的垂直分布 Company Logov 辐射型辐射型 土壤温度随深度的增加而增加的类型。 一般出现在夜间和冬季，是由土壤表面首先冷却造成的，热量由下层向地表传递。 以一日中01时和一年中的1月份的土壤温度垂直分布为代表。v 过渡型过渡型 土壤上、下层温度的垂直分布分别具有日射型和辐射型的特征。 一般出现于昼与夜(或冬与夏)间的过渡时期。 一天中有清晨过渡型(图4-4中09时)和傍晚过渡型(图4-4中19时)，一年中有春季过渡型(图4-5中4月)和秋季过渡型(图4-5中10月)。Company Logo六、土壤的冻结与解冻六

21、、土壤的冻结与解冻v 土壤冻结土壤冻结 土壤冻结：土壤冻结：土壤温度达0以下时，土壤中水分与潮湿土粒发生凝固或结冰，使土壤变得坚硬的现象。 冻土：冻土：冻结后的土壤称为冻土。 土壤水中含有盐类，必须在0以下才会结冰。 土壤大孔隙中的水分在温度稍低于0时结冰，毛管中的水则在温度更低时结冰。 影响土壤冻结深度的条件有积雪覆盖、植被状况、冬季天气条件、土壤湿度、土壤结构、地势等。Company Logol 冬季严寒的地区土壤冻结深。l 积雪覆盖和植被可使土壤冻结较浅。l 湿度大的土壤较湿度小的土壤冻结较浅而且较晚。l 砂土较黏土冻结深。l 疏松的土壤较紧实的土壤冻结深。l 高地较低地冻结深。Comp

22、any Logov 土壤解冻土壤解冻 春季，地面热量的收人大于支出，地表获得热量而增温，当温度上升到零度以上时，表层土壤开始融化，这种过程称为土土壤解冻壤解冻。 土壤的解冻不单是从上向下一个方向进行，由于土壤深层的热量向上传导的结果，也使冻土从底部向上化冻，它们是双向的。 土壤解冻过程随着春季温度的波动而变化，使土表出现时冻时化、冻融交替的情况，极易产生冻拔害。Company Logov 我国各地区土壤冻结的情况我国各地区土壤冻结的情况 我国冻土深度自北向南减小，东北地区冻土层可达3m以上；华北平原约1m以内；西北地区1m以上；长江流域及西南部分地区不超过5 ；长江流域以南很少有土壤冻结。 东

23、北北部、内蒙古北部、青藏高原等地区冻结最早，越往南，冻结日期越迟后。 依据我国的冻土资料分析，可粗略地认为日平均气温-3-5为10 cm土层开始冻结的温度指标。Company Logo七、土温对植物的影响七、土温对植物的影响 土温影响植物根系对水分和营养的吸收。 土温影响块根、块茎的形成。 土温影响种子发芽、出苗。 土温影响昆虫的发生。Company LCompany LCompany Logo二二、水面温度的变化特点、水面温度的变化特点 水体温度的日较差、年较差都比土壤小，这与水面净辐射的日、年变化有关。 一天中，水面的最高温度出现在1516时，最低温度出现在日出后的23h后，最高、最低温度

24、出现的时间都比土壤的极值迟后23h。水面的温度日较差也很小。 一年中，北半球高纬度地区水面月最高温度出现在8月份，月最低温度出现在23月份。 大洋中年较差最小，热带是2.04.0，中纬度为5.08.0，深水湖和内海面的温度年较差约为1520。月最高温度和月最低温度出现的时间大约是每深入60 m落后1个月。Company LCompany LCompany LCompany Logo（二）气温的年变化（二）气温的年变化 气温年较差：气温年较差：一年中，最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差称为气温年较差。 影响气温年变化的因子有： 纬度纬度 气温年较差随纬度的增高而增大。 距海远近距海远近 距海

25、越近年较差越小，距海越远年较差越大。 地形与海拔地形与海拔 凸起地形年较差小于凹下地形；气温年较差随海拔升高而减小。 天气状况天气状况 云量和降水的影响。Company Logo表4-3 纬度与气温年较差 表4-4 距海远近与气温年较差Company Logo（三）气温的非周期变化（三）气温的非周期变化 气温的变化除具有周期性的日、年变化外，还有非周期性的变化。这种非周期的变化，往往是由于大规模的空气水平运动引起的。 在中、高纬度地区，平流的非周期性影响很强。 倒春寒与秋老虎：倒春寒与秋老虎： 如我国春末夏初气温回暖的时候，如有西伯利亚冷空气南下，就会使气温大幅度下降，24h内可降温10以上，

26、称为“倒春寒”。立秋以后，若有南方来的暖空气，可出现气温陡增现象，也称“秋老虎”。 实际上，一个地方空气温度的变化总是在周期性与非周期性中交替进行，气温的变化也是两者共同作用的结果。Company Logo Company Logo 0：随高度增加气温降低，称为常温大气； 0：随高度增加气温无变化，称为等温大气; 0：随高度增加气温升高，称为逆温大气。 在对流层中，气温垂直梯度平均约为0.65(100 m)。 气温垂直梯度的大小不是固定不变的，尤其是在近地气层变化极大. 一般说来，夏季、晴天气温垂直梯度数值较大，冬季、阴天气温垂直梯度较小。 垂直梯度愈大、空气层愈不稳定，对流运动愈强。Comp

27、any Logov 逆温逆温 气温随着高度的增加而升高的现象，称为逆温逆温(temperature inversion)。 出现逆温的气层，叫做逆温层逆温层。 逆温层是稳定度较大的气层。当逆温出现时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，使大气很难发生上下扰动，大气层处于稳定状态。 在逆温层中，空气垂直运动不能向上发展，水汽、烟尘等多集中在逆温层下部，出现雾或烟雾天气，逆温层的出现更加剧了大气污染。Company LCompany Logo Company Logo二、空气的绝热变化与大气稳定度二、空气的绝热变化与大气稳定度（一）空气的绝热变化（一）空气的绝热变化空气的绝热变化有干绝热变化和湿绝

28、热变化两种。v 空气的干绝热变化空气的干绝热变化 当一团干空气从地面绝热上升时，因周围气压随高度增加而不断降低，气块的体积则要不断外向膨胀，一部分内能用于反抗外界压力而做功，因而它的温度就会逐渐降低。 相反，当一团空气从高处绝热下降时，在下降过程中外界气压是逐渐增大的，外力压缩对它做功，这部分功转变为空气块的内能，因而它的温度就会逐渐升高。Company Logo 干空气在绝热上升过程中，每改变单位距离的温度变化称为干绝热直减率干绝热直减率(dry adiabatic lapse rate，DALR)，通常d表示。其值约为1(100 m)。也就是说，干空气在绝热上升中，每上升100 m，温度约

29、降低l；相反，在绝热下降中，每下降l00 m。温度约升高1。v 空气的湿绝热变化空气的湿绝热变化 如果湿空气在绝热升降中是未饱和的未饱和的，并假定下降过程中没有蒸发，那么，它的温度直减率和干绝热直减率相近，也是每升降100m，温度约变化1，但是，如果上升的湿空气中有水汽凝结，那么，由于凝结释放的潜热补偿了一部分因膨胀而消耗的内能，它的温度就将不是上升100 m下降1，而是小于1了。Company Logo表4-5 湿绝热直减率随气温和气压的变化 饱和空气在绝热上升(或下降)中都维持饱和状态，每改变单位距离(也取l00m)的温度变化，称为湿绝热直减率湿绝热直减率(wet adiabatic la

30、pse rate，WALR)，常以m表示。 湿绝热直减率不是固定不变的，它随着气温的降低而增大，随着气压的降低而减小。Company Logo 应该指出，气温垂直梯度和干绝热直减率d及湿绝热直减率m是完全不同的概念。 d和m是指气快在升降过程中，气快本身温度的变化率; 则表示实际大气中温度随高度的分布，也有人称其为环境空气的垂直温度梯度。Company Logo( (二二) )大气稳定度大气稳定度v 概念概念 大气稳定度大气稳定度(atmospheric stability)是指气块受任意方向扰动后返回或远离平衡位置的趋势和程度。v 具体而言，若一块空气受外力作用，产生垂直运动，当外力除去后，

31、可能出现三种情况： 若气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气块所处的气层对于该气块而言是稳定的。 若气块仍按原方向加速运动，则大气是不稳定的； 若气块既无回到原位又无继续加速向前的趋势，而是保持原有运动状态，则大气是中性的。Company Logov 大气稳定度的判断大气稳定度的判断 大气是否稳定，通常用气温直减率与上升气块的干绝热直减率d或湿绝热直减率m的对比来判断。 如图4-6所示，设有A、B、C三团空气，均位于200 m的高度上，这三团空气在做升降运动时，其温度按干绝热直减率变化率为1(100 m)；而周围空气的温度直减率是不相同的，分别为0.8(100m)、1(100m)、1.2/(100

32、m)。 从图中可见以下三种不同的稳定度。Company Logo图4-6 某空气未饱和时大气的稳定度Company Logov A团空气受到外力作用后，如果上升到300 m高度(如图上空矢线所示)，则其本身的温度11低于周围中气的温度112，因此，它向上的速度就要减小，并有返回原来高度的趋势(如图上虚矢线所示)；如果它下降到100 m高度，其本身温度13高于周围空气的温度128，因此它向下的速度就要减小，也有返回原来高度的趋势。 由此可见，当d时，大气是处于不稳定状态的。 同理，饱和空气做垂直运动时， d时，大气是处于不稳定状态的。Company Logo 综合所述，可得出以下几点结论:v 越

33、大，大气越不稳定;越小，大气越稳定。如果很小，甚至等于零或小于零(逆温)，它将阻碍对流的发展，所以习惯上常将逆温以及很小的气层称为阻挡层。v 当m时，一定是 d时，一定是 m ，称为绝对不稳定状态。v 当m B）表示。Company Logo 活动积温的表达式为： （4-7） 式中：n为生育期天数；ti为该生育期每天的平均气温；B为作物发育的生物学零度；Aa为生育期内的活动积温； tiB为高于下限温度的日平均温度即活动温度，为该生育期始日至终日(i-N)之和。l 有效积温有效积温 作物的某一生育期或全生育期中有效温度有效温度的总和为有效积温。 有效温度有效温度：日平均温度与生物学零度之差，用（

34、 ti -B）表示。Company Logo 有效积温的表达式可写为： （4-8） 式中，Ae为生育期内的有效积温。l 负积温负积温 指冬半年的一段时间内低于0的日平均气温之和。求算式为： （4-9）l 地积温地积温 一段时间内某一深度土壤温度的日平均温度之和，称为该深度的地积温。Company Logo 如求算10土层的地积温则可写成： （4-10） 式中，A10为10cm土层生育期内地积温；t10i为10土层日平均地温。（二）积温在农业生产中的应用及存在的问题（二）积温在农业生产中的应用及存在的问题 作为作物品种特性的一个主要指标。 可以作为物候期预报、收获期预报、病虫害发生时期预报的重要

35、依据，也可根据杂交育种、制种工作、父母本花期相遇，或者根据商品上市、交货期的要求，利用积温来推算适宜播种期。Company Logo 根据积温的多少确定某作物在某地能否正常成熟，预计能否高产、优质。 可以根据积温分析和确定各种种植制度提供依据。 还可以用积温作为气候指标，做出区划，标志着一地热量资源的多寡。 负积温的多少，有时可作为低温灾害的指标之一(如霜冻、低温冷害)，因为它可以在一定程度上反映低温的强度与持续时间的综合影响。 有的可采用日积温(度、时)来细致分析一天内植物生长发育动态与温度的关系。Company Logo复习思考题：1. 写出地面热量平衡方程，说明各项的物理意义。2. 土温

36、的日变化、年变化和垂直变化有哪些特点?3. 为什么低纬地区气温日较差大于高纬地地区？而气温年较差正好相反?4. 如何通过r、rd、rm判断大气的稳定度?5. 某水稻品种从播种至出苗的生物学下限温度为12，播下8天后出苗，这8天的日平均气温分别为；12.3、11.4、12.3、13.5、14.5、15.0、15.6、13.9。求该品种从播种至出苗的活动积温和有效积温。 Company Logo6. 湖南衡阳观测越冬二化螟幼虫。已知3月11日化蛹，蛹的有效积温是126.9，发育的起点温度是10.8，3月11日至4月中旬的日平均气温为16.3，问越冬二化螟什么时候可以开始羽化成虫？7名词解释:空气对流 乱流 气温垂直梯度 逆温 辐射逆温 平流逆温 农业界限温度CompanyLOGO