第三章 大气何土壤的热能何温度3

null第三章 大气和土壤的热能和温度第二节 太阳辐射的短波辐射 第三章 大气和土壤的热能和温度null一、太阳辐射光谱和太阳常数太阳辐射中辐射能按波长的分布，称为太阳辐射光谱。 大气上界太阳光谱能量的分布与6000K的黑体的光谱能量分布曲线相似，可把太阳辐射看作黑体辐射。最大辐射能所对应的波长为0.475微米可见光区的太阳辐射占太阳总辐射的50％，红外区占43％，紫外区占7％。null一、太阳辐射光谱和太阳常数 太阳常数是一个用来衡量地球所获得太阳辐射能多少的常数，是假定地球位于日地平均距离处时，地球大气上界、垂直于太阳光线的单位面积上在单位时间内接受到的太阳辐射的全谱总能量。 太阳常数 大气上界在日地平均距离 时与太阳光垂直的平面上的太阳分光辐照度 null一年中，绝大多数情况下日地距离不处于日地平均距离处null二 、大气上界的太阳辐射能任意时刻大气上界与阳光垂直的平面上所接受的太阳辐照度 太阳常数 任意时刻的日地距离 日地平均距离 进行日地距离订正null二 、大气上界的太阳辐射能大气上界水平面上的太阳辐射能到达水平面上的太阳辐照度 当地纬度太阳赤纬，即太阳直射点的纬度时角，午前为负，午后为正。1小时等于15度。很多情况下太阳光线和接收面不垂直， 要求 对教师党员的评价套管和固井爆破片与爆破装置仓库管理基本要求三甲医院都需要复审吗 水平面上的太阳辐射能，需要求水平面上的太阳辐射能null太阳常数为垂直于太阳光线的方向上的辐射能，水平面上所接收到的太阳辐射能与太阳常数和太阳高度角之间的关系为null三、到达大气上界的太阳辐射日总量日地距离订正因素 求算大气上界水平方向上的太阳辐射能总量，在一天中从日出到日落对任何时刻的太阳辐射能公式进行积分即可得到。null三、到达大气上界的太阳辐射日总量null三、到达大气上界的太阳辐射日总量 (1)北回归线以北的任一纬度上，一年中太阳辐射能日总量夏至日最大，冬至日最小。而南回归线以南的南半球各纬度上，一年中太阳辐射日总量冬至日最大，夏至日最小。（2）北极地区，夏季有极昼，冬季有极夜，南半球相反。所以北极地区太阳辐射日总量夏季较大，冬季为零。而南极地区相反。（3）南北回归线之间的地区，一年中太阳高度角相差不大，所以太阳辐射日总量一年中相差不大。但在极地附近，因有极昼与极夜出现，因此太阳辐射日总量差异较大。 （4）南、北半球接收的太阳辐射日总量的分布是不对称的。 null四、太阳辐射在大气中的减弱（一）大气对太阳辐射的吸收作用1、大气的吸收光谱null大气中吸收太阳辐射的物质主要是氧、臭氧、水汽和液态水、其次是二氧化碳、甲烷、一氧化二氮、尘埃等。太阳辐射被大气吸收后变成了热能，因而使太阳辐射减弱。（一）大气对太阳辐射的吸收作用null（一）大气对太阳辐射的吸收作用2、大气中各种成分对太阳辐射的吸收null（一）大气对太阳辐射的吸收作用（1）氧和臭氧 氧对太阳辐射的吸收带主要在0.25微米以下的紫外区，吸收很强。臭氧在紫外区和可见光区都有吸收带 。 null波长小于0.12微米处有一宽吸收带，吸收能力较强 氧在可见光区的吸收带：位于0.69微米附近 和 0.76微米附近，吸收能力较弱 氧气的吸收带null哈特来(Hartley)带，波长范围0.22～0.3微米之间 ，吸收最强；哈金斯（Huggins）吸收带，波长为0.32～0.36微米 较弱臭氧在可见光区的吸收带：波长范围在0.44～0.75微米 臭氧的吸收带红外波段臭氧比较强的吸收带是4.7微米、9.6微米和14.1微米。 臭氧的吸收：紫外区的吸收带使波长小于0.29微米的紫外辐射不能达到地面；可见光区的吸收对太阳辐射的削弱较强null（一）大气对太阳辐射的吸收作用（2）水汽的吸收光谱2、水汽和液态水水汽对太阳辐射的吸收带和吸收线主要位于红外区 ，在红外区从波长0.70～2.85微米之间有7个主要的吸收带 null（一）大气对太阳辐射的吸收作用水汽和液态水的吸收带水汽在可见光区和红外区都有不少吸收带，但吸收最强的是在红外区，从0.93～2.85微米之间。太阳辐射能主要集中在短波的可见光部分，所以水汽的吸收对太阳辐射的削弱并不多。null（一）大气对太阳辐射的吸收作用（3）二氧化碳二氧化碳在波长大于2微米的红外区有若干个吸收带，比较强的中心位于2.7微米、4.3微米和15微米。 null二氧化碳的吸收带null（一）大气对太阳辐射的吸收作用 大气对太阳辐射的吸收，平流层以上主要是氧和臭氧对紫外辐射的吸收，平流层至地面主要是水汽对红外辐射的吸收。整层大气吸收削弱掉太阳辐射能的19%。大气直接吸收的太阳辐射并不多，特别是对对流层大气来说，太阳辐射不是主要的直接热源。 null（二）大气对太阳辐射的散射作用光线通过密度或者折射率不均匀分布的介质时，除在光的传播方向外，在其他方向也可以见到光，这种现象称为光的散射，在传播方向之外的光称为散射光。 大气中可以造成散射的物质有空气分子、气溶胶（除云滴、降水以外的一切固体和液体悬浮微粒）、云雾（空气中散布着的液态微粒）和雨滴等。散射与吸收的区别：吸收将辐射能转变为热能；散射只改变辐射的传递方向，使太阳辐射以质点为中心向四面八方传播，经过散射，一部分太阳辐射就到不了地面。nullnull（二）大气对太阳辐射的散射作用1、分子散射（瑞利Rayleigh散射） 太阳辐射遇到直径比其波长小的空气分子发生的散射称为分子散射，辐射的波长愈短，散射得愈强。对于一定的分子来说，散射能力与波长的四次方成正比。当太阳辐射通过大气时，由于空气分子散射的结果，波长较短的光被散射得较多。雨后天晴天空呈现蓝色是因为太阳辐射中青蓝光的波长较短，容易被大气散射的缘故。正是因为有空气分子对太阳辐射的散射我们才能看到蓝色的天空，如果没有散射，白昼的太空看起来也是完全黑暗的。nullnull日出和日落时天空呈现红色是因为波长较短的蓝光在穿越较长的路径中大部分被散射掉，只剩下波长较长的红色光的原因。null1、分子散射 分子散射还有一个特点是质点散射对于其光学特性来说是对称的球形 （二）大气对太阳辐射的散射作用null2、粗粒散射（米散射）（二）大气对太阳辐射的散射作用太阳辐射遇到悬浮在空气中的尘埃、烟尘、水滴等比光的波长尺度大的粗粒时所产生的散射叫粗粒散射。粗粒散射的散射质点对于其光学特性来说不再是对称的球形，于入射光方向伸长。散射质点愈大，偏对称程度更加增大。粗粒散射没有选择性，对所有波长的辐射都同样散射 当空气中存在很多尘埃或雾滴时呈现灰白色的原因是粗粒散射null粗粒散射下，在射入光方向上的散射能量，分别超过了在射入光线的相反方向和垂直方向上能量的2.37及2.85倍。null（三）云层对太阳辐射的反射 大气中的云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分反射到宇宙中去。其中云的反射作用最为显著，太阳辐射遇到云时被反射一部分或大部分。反射对各种波长没有选择性，所以反射光成白色。云层的反射能力随云状和云的厚度不同，高云（云底高度大于6000米）的反射率约为25％；中云（云底高度在2000米～6000米之间）的反射率为50％；低云（云底高度低于2000米）的反射率为65％null太阳辐射经过厚厚的大气层，由于吸收、散射和反射三种减弱作用仅有43%的太阳辐射能量能到达地面，不仅使太阳辐射发生明显减弱，而且太阳辐射光谱也发生了变化。 null曲线1是大气上界太阳辐射光谱 曲线2是臭氧层下的太阳辐射光谱，臭氧主要吸收紫外线和部分可见光 曲线3是同时考虑到分子散射作用的光谱，在短波部分的散射削弱比长波部分强 曲线4是进一步考虑到粗粒散射作用后的光谱，粗粒散射对波长没有选择性 曲线5是将水汽吸收作用也考虑在内的光谱，可以近似地看成是地面观测到的太阳辐射光谱 null总结：在三种削弱方式中，反射作用最重要，尤其是云层对太阳辐射的反射最为明显，另外还包括大气散射回宇宙以及地面反射回宇宙的部分； 散射作用形成了达到地面的散射辐射；（从到达地面的总辐射角度来看，散射作用对太阳辐射的削弱并不显著，只是改变了辐射达到地面的方式； 吸收作用的削弱最小null就全球平均而言，太阳辐射约有30％被散射和漫射回宇宙空间，成为行星反射率（包括云层的反射、空气分子的散射朝向宇宙空间的那一部分，以及地面对太阳辐射的反射） 20％被大气和云层直接吸收转换为大气的热能 50%到达地面被地面吸收null 五、到达地面的太阳辐射 太阳以平行光的方式，投射到地面上的那一部分辐射能，称为直接辐射 ，通常以到达水平面上的太阳直接辐射的辐照度来表示直接辐射的大小 （一）直接辐射 从此公式中可以发现，影响太阳直接辐射的因素很多，主要的是太阳高度角和大气透明度null1、太阳高度角（1）太阳高度角不同时，等量的太阳辐射在地面上的散布面积不同。太阳高度角越小，其在水平面上散布的面积越大，投射到水平面上的太阳辐射与太阳高度角的正弦成正比。（2）太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，太阳辐射被减弱越多，到达地面的太阳直接辐射越少。nullnull关于大气光学质量 在地面为 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 气压时，太阳光垂直照射到地面所经路程中，单位截面积的空气柱的质量，称为一个大气质量。即把太阳位于天顶时，光线穿过大气经过的最短路径作为一个单位大气质量。它表示倾斜方向太阳光的路程为铅直方向的太阳光的路程的倍数。 nullnull2、大气透明度关于大气透明系数P：整层大气在垂直方向上的透过率称为透明系数 透过一个大气质量的辐射强度与进入该大气辐射强度之比，表示辐射通过大气后的削弱程度 在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样null关于大气透明系数 （1）空气透明系数随大气中的湿度的增加而减小。一般冬季湿度小，夏季湿度大，所以，冬季的大气透明系数较夏季为大 （2）空气透明系数随大气中含尘量的增加而减小，一般极地含尘量最小，所以大气透明系数随纬度的增加而增大 （3）空气透明系数随大气质量数的增加而增大 null太阳辐射透过大气层后的减弱与大气透明系数和通过大气质量之间的关系，可用布格公式表示 到达地面的太阳辐射强度 太阳常数大气透明系数 大气质量数 如果大气透明系数一定，大气质量数以等差级数增加，则透过大气层到达地面的太阳辐射，以等比级数减少。 null（一）直接辐射 直接辐射随太阳高度角的增大而增加 直接辐射有显著的日变化，在无云的天气条件下，一天中，直接辐射一般是正午最大，最小值是日出日落时刻。 直接辐射也有显著的年变化，这种变化主要决定于太阳高度角的年变化。 直接辐射还随纬度而改变null（二）散射辐射 1、空气分子的散射2、气溶胶粒子的散射散射辐射：地平面上每单位时间在单位面积上接收到的来自天空一切方向的散射辐射及反射的短波辐射量。散射辐射的强度也和太阳高度角和大气透明度有关。 散射辐射是一种短波辐射，其能量分布，比直接辐射更集中于波长较短的光谱区。 nullnull（三）总辐射 同时到达地面上的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为总辐射 总辐射直接辐射散射辐射nullnull四川盆地多云雾，是我国年总辐射量最小的地区 青藏高原南部，是我国总辐射最大的地区 null（三）总辐射 总辐射估算公式大气上界太阳辐射日总量日照百分率null（四）地面对太阳辐射的反射第三章 大气和土壤的热能和温度第三节 地面和大气的辐射 第三章 大气和土壤的热能和温度null太阳辐射虽然是地球上的主要能源，但因为大气本身对太阳辐射吸收很少，而水、陆、植物等地球表面（又称为下垫面）却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给大气，从这个意义上来说，下垫面是大气的直接热源。 null一、地面和大气的长波辐射地面辐射是指由地面发射的指向大气的辐射。它大部分被大气所吸收，只有一小部分直达宇宙空间。大气不容易让地面辐射通过。 大气辐射是指大气发射的长波辐射，它一部分向下到达地面，一部分被周围的大气吸收，只有小部分到达宇宙空间。 null一、地面和大气的长波辐射地球长波辐射的相对辐射率地面的相对辐射率大气的相对辐射率地面温度大气温度相对辐射率：又称为比辐射率，其大小为地面或大气的辐射能力与同一温度下黑体辐射能力的比值，在数值上等于吸收率。null土壤、草地、沙粒等地面对长波辐射的吸收率都接近于0.90，并且可以看作是吸收率与波长无关的黑体。在一般情况下，地面的相对辐射率取0.90—0.95。 雪面的相对辐射率最大，所以实际工在红外波段，可以把雪面当作黑体 （只是针对红外波段如此，其他波段未必）null例子：地面温度为15℃，以相对辐射率 ，则可算得地面的长波辐射为在温度15℃时地面最强的辐射能位于10μm左右的光谱范围内。 null地面平均温度约为300K，对流层大气的平均温度约为250K，同样我们可以根据上述两个定律计算出地面和大气的热辐射中有95％以上的能量集中在3～120μm的红外波段，其辐射能最大波长在10～15μm范围内，所以我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。（主要集中在长波波段，并非不包括短波，只是短波部分的能量非常少）。 null二、大气对长波辐射的吸收大气对太阳辐射吸收很少，但是对长波辐射的吸收却非常强烈。大气中对长波辐射的吸收起重要作用的成分有水汽、液态水、二氧化碳和臭氧等。 null大气天窗大气吸收某一波长的辐射，它同时也放射这一波长的辐射。（基尔霍夫定律）大气在整个长波段，除8～12微米一段外，其余的透射率近于1，即吸收率于8～12微米处最小，透明度最大称为“大气之窗”。这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，所以地面辐射有20%的能量透过这一窗口射向宇宙空间。 大气对于地面放射的14微米以上的远红外辐射，几乎能全部吸收，可以看成近于黑体。 null大气天窗的存在，有利于从气象卫星上接收红外波段以了解低空云层 null水汽对长波辐射的吸收最为显著，除8～12微米波段的辐射外，其他波段都能吸收，并以6微米附近和24微米以上波段的吸收最强，所以水汽是最主要的吸收物质。液态水对长波辐射的吸收性质与水汽相近，只是作用更强一些，厚度大的云层，同黑体相近，所以可把云体表面当作黑体表面。根据基尔霍夫定律，水汽的长波吸收能力强，其长波辐射能力也强，因而干燥地区夜间降温强烈，而湿润地区由于地面在夜间能接收较多的大气辐射而使降温和缓。 null二氧化碳有两个主要的吸收带。中心分别位于4.3微米和14.7微米，第一个吸收带位于温度为200~300开的绝对黑体放射能量曲线的末端，它的作用不大；第二个吸收带从12.9~17.1微米，比较重要 null9.6微米附近有一狭窄的臭氧吸收带 null三、大气中长波辐射的传播特点1、太阳辐射中的直接辐射是平行辐射，地面和大气的辐射是漫射辐射。在红外波段，到达地面太阳的长波辐射能量辐射远远小于地面和大气放射的辐射，所以太阳的长波辐射可以忽略不计。2、太阳辐射在大气中传播时，仅考虑大气对太阳辐射的削弱作用，而不用考虑大气本身的辐射的影响。但考虑长波辐射在大气中的传播时，不仅要考虑大气对长波辐射的吸收，而且还要考虑大气本身的长波辐射。null3、由于大气中气体分子和尘粒的尺度比长波的波长要小的多，因此它们对长波辐射的散射作用非常微弱。相对于吸收作用来说，长波辐射的散射完全可以忽略。4、大气对长波辐射的吸收比其对太阳辐射的吸收要大得多。 三、大气中长波辐射的传播特点null四、大气逆辐射和地面有效辐射（一）大气逆辐射和大气保温效应 大气辐射指向地面的部分称为大气逆辐射。 大气容易让太阳辐射进入地面，而不容易让地面长波辐射逸出大气（因为有大气逆辐射），从而使地面温度有所升高的效应，称为大气保温效应。 nullnull四、大气逆辐射和地面有效辐射（二）地面有效辐射大气逆辐射地面对大气辐射的吸收率地面长波辐射地面有效辐射地面发射的辐射与地面吸收的大气逆辐射之差，称为地面有效辐射。null四、大气逆辐射和地面有效辐射（二）地面有效辐射影响地面有效辐射的因子有：地面温度、空气温度、风力、云况、海拔高度和下垫面的性质等。 一般情况下湿热的天气有效辐射比干冷时小，有云覆盖时比晴天有效辐射小。 空气混浊度大时比空气干洁时有效辐射小；在夜间风大时有效辐射小；海拔高度高的地方有效辐射大；有逆温时有效辐射小，甚至可出现负值。 平滑地表面的有效辐射比粗糙地表面有效辐射小，有植物覆盖时的有效辐射比裸地的有效辐射小 第三章 大气和土壤的热能和温度第四节 辐射差额 第三章 大气和土壤的热能和温度null物体收入辐射能与支出的辐射能的差值称为净辐射或辐射差额 一、辐射差额（Net radiation)在没有其它方式进行热交换时，辐射差额决定物体的升温或降温。辐射差额不为零，说明物体收支的辐射能量不平衡，就会有升温或降温产生，如果辐射差额为零，物体的温度保持不变。 null（一）地面的净辐射太阳直接辐射大气逆辐射地面长波辐射某段时间内，单位面积地表面所吸收的总辐射和它的有效辐射之差，称为地面净辐射 地面有效辐射太阳散射辐射太阳总辐射null（一）地面的净辐射地面净辐射太阳总辐射地面反射率地面有效辐射null（一）地面的净辐射null地面获得辐射能为正：包括太阳直接辐射、太阳散射辐射、大气放射；地面失去辐射能为负：包括地面反射辐射、地面放射辐射可能为正也可能为负的项目是辐射差额和地面有效辐射。辐射差额日变化特征null白天地面净辐射的变化与太阳总辐射的变化趋势基本是一致的，一般是靠近正午前达最大值 地面净辐射由正值转为负值和由负值转为正值的时间，分别出现在日落前1～1.5小时和日出后1小时 null在一年中，一般夏季净辐射为正值，冬季为负值，最大值出现在较暖的月份，最小值出现在较冷的月份。 赣州代表我国南方地区，地面净辐射月最大值出现在7月 北京代表我国北方地区，地面净辐射月最大值出现在6月 敦煌代表我国南方地区，地面净辐射月最大值出现在6月 null（二）大气的净辐射大气的辐射差额整个大气层的辐射差额某一层大气的辐射差额null（二）大气的净辐射大气吸收的太阳辐射地面有效辐射大气上界有效辐射null（二）大气的净辐射整层大气的净辐射 整层大气吸收的太阳辐射 地面长波有效辐射 大气上界长波有效辐射 null（二）大气的净辐射整层大气的净辐射是负值，大气要靠地面给予对流热传导及潜热释放等方式来维持热平衡 nullnull（三）地——气系统的净辐射太阳直接辐射大气逆辐射地面长波辐射地面有效辐射太阳散射辐射太阳总辐射大气吸收的太阳辐射地面有效辐射大气上界有效辐射null（三）地——气系统的净辐射地气系统净辐射地面吸收的太阳辐射大气吸收的辐射大气上界长波有效辐射 null（三）地——气系统的净辐射 就个别地区来说，地一气系统的净辐射既可以为正，也可以为负。但就整个地一系统来说，这种净辐射多年来是没有什么变化的，即对整个地一气系统来说，它所吸收的辐射能量和放射出的辐射能量是相等的，从而使全球达到辐射平衡。 nullnull第三章 大气和土壤的热能和温度第五节 土壤温度 第三章 大气和土壤的热能和温度null一、地面能量平衡方程当地面净辐射Rg不为零时，地面因为辐射能交换就有了能量的收入，这些能量主要用于空气和土壤的加热以及地球表面植被、海洋、湖泊等水分的蒸发 根据能量守恒原理，达到下垫面的热能应该等于下垫面热能的总支出。研究下垫面与周围环境热能交换的收支状况，并用适当的数学形式表示出来，就是地面（下垫面）的能量平衡方程。 null地面净辐射，地面因辐射平衡获得能量为正，失去能量为负地面与低层大气之间的感热交换。地面因感热交换获得能量为正，失去能量为负地面与低层大气之间的潜热交换。地面因潜热交换获得能量为正，失去能量为负地面与土壤下层之间的热交换。地表面获得能量为正，失去能量为负P是地球表面植物光合作用及其它各种热量转换通量密度，M是地球表面动植物新成代谢引起的热量转换和植物组织内部及植物冠层中热量储存通量密度null经常见到的地表能量平衡方程在大陆上，全年的土壤热通量G = 0，因而E0= H+ LE在沙漠地区，全年G=LE=0，所以E0= HnullQ+qR地面长波有效辐射LEHG地面长波有效辐射LEHG地面热量收支示意图null二、影响地面温度变化的因子（一）地面的热量差额当地面吸收的热量多于放出的热量时（例如白天），即Q＞0时，地面就会增热生温；反之，当地面的热量差额为负值时（例如夜间），即Q＜0时，地面就会冷却降温。如果地面的热量收支相等，即Q=0时，则其温度保持不变，这时达到了热量平衡 null二、影响地面温度变化的因子（二）土壤的热学性质 不同土壤吸收或放出同样的热量温度变化不同，这主要是由于土壤的热学性质不同造成的 1、热容量（Heat capacity）：表示某物体温度升高或者降低1℃所需要吸收或者放出的热量。用C表示，单位是J/℃。土壤质量热容（Heat capacity of soil at constant mass）：单位质量的物质温度升高或者降低1℃所需要吸收或者放出的热量。用表示Cm ，单位是J/（㎏·℃）。null土壤定容热容（Heat capacity of soil at constant volume）：单位体积的物质温度升高或者降低1℃所需要吸收或者放出的热量。用Cvs 表示，单位是J/（m3·℃）。null水的热容量最大，空气最小，土壤中的固体成分热容量变化不大，所以，土壤的热容量随含水量的增加而增大，随孔隙度的增大而减小 null2、导热率λ（Thermal conductivity)：土壤垂直温度梯度为1℃/米时，单位时间流经单位水平截面积的土壤的热量。单位为J/m·K·s。表示物体传递热量的能力。影响导热率的最主要的因子，是土壤孔隙度和土壤含水量。3、热扩散率（Thermal diffusivity)：也叫导温率，指单位容积的物质，由于流入（出）了数量为λ的热量后，温度升高或降低的数值，它的大小与土壤热导率成正比与土壤热容量成反比，其单位为㎡/s，是导出单位，非定义单位。 null土壤的热容量随含水量的增加而增大，随孔隙度的增大而减小； 土壤的热导率谁土壤孔隙度的增加而减小，随土壤湿度的增加而增加。null土壤热导率和热容量都随土壤湿度的增加而增大，但这两者增大的速率不同。在土壤湿度较小的情况下，随着土壤湿度的增大土壤热扩散率增加，但当土壤湿度超过一定数值后，因热导率的增加不显著，而土壤定容热容仍随湿度线性增加，所以土壤热扩散率反而下降了 null热扩散率大的土壤白天当获得太阳辐射能后，它很快将表层得到的热量传递导土壤深层，这样土壤表层温度就不会过高；夜间，当土壤表面由于地面有效辐射失去热量时，它又可以把土壤深层的热量很快传递到土壤表层，使土壤表层的夜间温度不致太低。因此这种土壤的地面温度不易出现极端值（白天地温过高，夜间地温又过低。如果土壤的热扩散率很小，白天，它不易将地表的热量迅速传递到土壤深层，使白天地表温度过高；夜间，它又不易将深层的热量传递到地表，致使夜间地表面温度过低。所以这种土壤很容易出现极端温度。热扩散率大的土壤温度变化不大热扩散率小的土壤温度变化很大null三、地面（土壤）温度的日、年变化规律（一）土壤温度的日变化土壤温度具有明显的日变化，晴天时，一日内，最高温度出现在13时左右，最低温度出现在日出时 土壤表面的最高温度之所以出现在午后而不是太阳辐射最强的正午是因为地温的高低不取决于当时地面吸收的太阳辐射的多少，而是取决于地面储热量（热量差额）的多少 影响土壤表面温度日较差的因子影响土壤表面温度日较差的因子1、太阳高度角 正午太阳高度角大的地区和季节，一日内太阳高度角的变化就大，太阳辐射的日变化也大，因而土壤表面温度的日较差就大。 正午太阳高度角随纬度的增高是减小的，所以土壤表面的温度的日较差也随纬度的增高而减小。 影响土壤表面温度日较差的因子影响土壤表面温度日较差的因子2、土壤的热学性质 导热率大或容积热容量大的土壤其温度日较差都小 3、土壤颜色 深色土壤表面比浅色土壤表面温度日较差大 4、地形 主要影响湍流交换，凸地日较差小，凹地日较差大 5、天气 晴天土壤表面温度日较差比阴天大。原因是云层在白天能削弱太阳辐射而在晚上又能向地面投射较多的大气逆辐射，减小了地面有效辐射。null土壤温度的日较差在土壤表面是最大的，随深度的增加日较差值很快减小，至25厘米深处日较差已经很小。在日较差减小的同时，最高温度和最低温度出现的时间也随深度的增大而落后。 null三、地面（土壤）温度的日、年变化规律（二）土壤温度的年变化地面温度的年变化，主要决定于太阳辐射能的年变化。在北半球的中、高纬度地区，土壤表面月平均温度一般出现在7、8月份，最低温度出现在1、2月份它们分别落后于太阳辐射最强的夏至和最弱的冬至月份。赤道地区，月平均最高温度出现在春分和秋分之后；最低温度出现在夏至、冬至之后。 null与日变化相似，土壤温度年较差也随深度的增加而变小，其极值出现的时间也随深度的增加而落后。但土壤温度年变化的传播深度远比日变化传播的深度为大，平均约为8～24米，个别情况可达到30米。 null四、土壤温度的垂直分布规律在一天当中，由于太阳辐射的作用，土壤温度的垂直分布也有不同，归纳起来有四种基本类型 null 1、日射型：日间当地面获得大量辐射热时，地面温度急骤上升，热量由上层向下输送。此时，温度的垂直分布由上层向下递减，而且速度很快 四、土壤温度的垂直分布规律null 2、辐射型：夜间，当地面由于辐射冷却而温度降低时，就会出现与日间恰好相反的情况，即温度将随深度递增，热通量方向将由地中指向地面，地面依靠来自深层的热量输入，使其温度下降缓和些，这种温度分布就称为辐射型 四、土壤温度的垂直分布规律null 3、早上过渡型：这是由于夜间辐射型向日射型过渡的分布型。日出之后，地面净辐射很快由负变成正，地表温度开始上升，于是上层温度分布迅速地变成日射型。但在下层仍然保持辐射型，此时土壤中间层的温度最低，所以，早上过度型就是上层日射型下层辐射型 四、土壤温度的垂直分布规律null 4、晚上过渡型：此型在傍晚出现。这时，地面因辐射冷却温度下降，上层开始出现辐射型，但是下层仍然保持日射型，此型下的温度分布是上层和下层都比较低，中层的温度最高 四、土壤温度的垂直分布规律第三章 大气和土壤的热能和温度第六节 空气温度 第三章 大气和土壤的热能和温度