气到达地面，所以，地面温度白天往往高于大气温度。同时大气有能强烈吸收地面长波辐射 使地面辐射不易跑出大气层，同时，大气还向地面发射长波辐射，从而减少了地面失热，因 此大气对地面起了 保温作用，称为“大气温室效应”。据估算，如果没有地球大气的保 暖作用，地面的平均温度为将不是现在的15C而是-23℃，增加了38C。 四、地面净辐射R 地面由于吸收太阳辐射和大气辐射而获得热量，同时又不断向外发出辐射而失去热量。 单位时间、单位面积地面吸收和发射辐射能量的差叫地面净辐射(et)。如取地面获得辐射 有：R=R(1-a)+RR白天进多出少，夜间 少出多：夏季进多 季出多。地面净辐射的多少对生活和生长在其上的动植物来说十分重要，因为它决定了土埔 温度、空气温度、水分蒸发速度，也决定着露、雾、霜等天气现象的形成。有目的的改变地 面净辐射，就可以改变和改善气候和小气候条件。例如：减少反射率，可以增加R(北方房 子顶部多漆成红、绿、黑，而南方成白)。北方春天土壤增温促使春小麦生根发芽，可通过 撒黑粉、松土、灌水等措施或改变土壤颜色，以达到改变反射率的目的（见附图2.8为 五、地球一大气系统内的辐射平衡（大气上界Rw=1367w/m,实际只1/4(338w/)提向？圣 在减50%.太阳意座肩sh,又遗5o%,故巴有1/西进入“地一先夏绕”而被到用。把它定 为100%，则地球辐射量为114%， 太阳辐▣波 长波辐射（地球和大气） 热 量输送 大气上界击6兴 100%入云反射19%地反射进入宇宙6%一给字韦67% 大气反 无云 LE24% 层 H+G=5% 地球表面 地吸 给地面96 对太阳辐射而言：地面+47，大气+25，字宙+28：对地球辐射而言：地面-18，大气-54，字宙+72 G (附图n2.7-3太阳辐射穿过大气时的变化，见书P26,图2.6)，辐射平衡图见附图n2.9. 总之，地面获得+29%辐射，大气失去-29%，依此结果，根据两者各自的辐射特性，地 球将以每天25℃速度增温，大气将每天1℃速度冷却，而实际地球表面并没出现不断增温， 也没见大气慢慢冷却下去的现象。这是因为通过热量传送（占%），地面向大气（感热）和 地下土壤（土地热通量）输送热量，使之增温：还通过蒸发（潜热形式）把大量热量传到大 气当中去（占24%）。所以.R.=Rs(1-a)+R-R=H+LE+G 第三章温度 什么是气温呢？它是表示空气冷热程度的物理量。实际上是空气分子平均动能大小
气到达地面，所以，地面温度白天往往高于大气温度。同时大气有能强烈吸收地面长波辐射， 使地面辐射不易跑出大气层，同时，大气还向地面发射长波辐射，从而减少了地面失热，因 此大气对地面起了一个保温作用，称为“大气温室效应”。据估算，如果没有地球大气的保 暖作用，地面的平均温度为将不是现在的 15℃而是-23℃，增加了 38℃。 四、地面净辐射 Rn 地面由于吸收太阳辐射和大气辐射而获得热量，同时又不断向外发出辐射而失去热量。 单位时间、单位面积地面吸收和发射辐射能量的差叫地面净辐射（net）。如取地面获得辐射 为“+”，失去“-”。有：Rn=RS(1-α)+RLd-RLu.白天进多出少，夜间进少出多；夏季进多，冬 季出多。地面净辐射的多少对生活和生长在其上的动植物来说十分重要，因为它决定了土壤 温度、空气温度、水分蒸发速度，也决定着露、雾、霜等天气现象的形成。有目的的改变地 面净辐射，就可以改变和改善气候和小气候条件。例如：减少反射率，可以增加 RS（北方房 子顶部多漆成红、绿、黑，而南方成白）。北方春天土壤增温促使春小麦生根发芽，可通过 撒黑粉、松土、灌水等措施或改变土壤颜色，以达到改变反射率的目的（见附图 n2.8）。 五、地球—大气系统内的辐射平衡（大气上界 RSP0=1367w/m2 ,实际只 1/4(338w/m2 )提问？昼 夜减 50%，太阳高度角 sinhθ又减 50%，故只有 1/4 进入“地—气系统”而被利用。把它定 为 100%，则地球辐射量为 114%。 太阳辐射（短波） 长波辐射（地球和大气） 热 量输送 大气上界击 6% 100% 云反射 19% 地反射 3% 进入宇宙 5% 给宇宙 67% 大气反射 大 气 无云大气 云吸收 5% 给大气 109% 大气发射 163% LE 24% 层 吸 收 20% H+G=5% H 地球表面 地吸 47% 地反射 114% 给地面 96% 对太阳辐射而言：地面+47，大气+25，宇宙+28； 对地球辐射而言：地面-18，大气-54，宇宙+72 G （附图 n2.7-3 太阳辐射穿过大气时的变化，见书 P26，图 2.6）， 辐射平衡图见附图 n2.9。 总之，地面获得+29%辐射，大气失去 –29%，依此结果，根据两者各自的辐射特性，地 球将以每天 25℃速度增温，大气将每天 1℃速度冷却，而实际地球表面并没出现不断增温， 也没见大气慢慢冷却下去的现象。这是因为通过热量传送（占 5%），地面向大气（感热）和 地下土壤（土地热通量）输送热量，使之增温；还通过蒸发（潜热形式）把大量热量传到大 气当中去（占 24%）。所以，Rn=RS(1-α)+RLd-RLu=H+LE+G 第三章 温度 什么是气温呢？它是表示空气冷热程度的物理量。实际上是空气分子平均动能大小
的反映。当空气从地面或太阳辐射获得辐射能时，把吸收的部分辐射量变成热量，使分 子运动的平均速度增大，动能增加，气温也就升高。反之，当空气失去热量时，分子平 均速度减慢，动能减少，从而气温下降。因此气温是空气分子运动快慢和动能大小的 种反映 一、热量输送的方式 在自然界只要存在温度的梯度（即有高、低，不均匀），就会发生由高温向低温输 送的过程。这种输送有四种形式： L辐射R=Rr 前面己 在然界中射屋不需要任质下以电波（优量子）形式 开卫 行热量输送的。举例：晒太阳，坐火炉边烤火等。 2.分子传导molecular conduction 由于分子在不停地做若布朗运动，速度极快，分子有携带者各种物理属性，如热量、 水汽也多些) 运动时 碰撞，同时也进{ 着属性的交换，完成热量和水分的输送。这个过程就是分子传导过程。那么分子运动有 多快呢？ 气压P=13pv2,标准状态(T=273X,P=1013.25hpa)下的空气密度p。=1.293kg/m 计算，则V=485m/s=1746km/h,空气分子运动速度相当大。例：在海滩上，脚踏沙滩。 实际上分子传导非常重要：地表面的热量最开始是在()片流层(aminar薄片状的) 里以分子传导方式传导热量，穿过片流层后才到湍流(turbulent,.骚乱的)边界层，以对 流或湍流方式传热（见来业无象学P62圈3.3）。水分输送也是先由分子传导才能到达大 气中：(2)士壤中获得热量全部是由分子传导完成的：)人类与空气之间，动物表皮与 空气之间都是先在包括四周的片流边界层的分子传导 3.流体流动的热交换（气团湍流convection) 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（书P37,®2.19）或（见附图n3.1。它是一大团空气 一片流层以 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。气 团湍流又包括：①自由对流，②强迫对流 ①自由对流：由于下垫面不同，受热不同，所以空气密度不同，因浮力或重力产 生对流运动。例如：夏天下午太阳辐射强烈照射地面，地表空气强烈增温，空气密度下 降，浮力作用上升，形成对流，并把大量热量、水汽带到空中，进行交换后水汽凝结成 雨滴下来，所以夏季午后易产生雷阵雨。 强迫对流：由于下垫面有高山、森林、高大建筑物等，气团被迫抬升，与高处 空气进行热量、水汽等交换，完成输送。迎风坡，空气抬升降温，水汽凝结形成雨，而背风 面气流又下降、增温，所以造成大山两侧气温、降雨差异很大：迎风坡凉爽，降雨多：背 风气温高干操。（劣P89-90刻待郁会】 实际大气中，自由对流和强迫对流常同时存在，这种对流或湍流结果使上下气层空 气 ,热量 水汽等随时之充分交换， 是大气中最主要的热量交换输送方式。 4.潜热交换：相变change phase(蒸发、凝结、升华、凝华) 液态水变成气态水时需消耗大量热量，（反过来由汽态变成液态，要放出大量的热 量)。这种热能的转换就是相变。人出汗，汗水被蒸发就能带走大量热量，人就感到凉
的反映。当空气从地面或太阳辐射获得辐射能时，把吸收的部分辐射量变成热量，使分 子运动的平均速度增大，动能增加，气温也就升高。反之，当空气失去热量时，分子平 均速度减慢，动能减少，从而气温下降。因此气温是空气分子运动快慢和动能大小的一 种反映。 一、热量输送的方式 在自然界只要存在温度的梯度（即有高、低，不均匀），就会发生由高温向低温输 送的过程。这种输送有四种形式： 1.辐射 R=Rradiation 前面已讲过：在自然界中辐射量不需要任何介质情况下以电磁波（光量子）形式进 行热量输送的。举例：晒太阳，坐火炉边烤火等。 2.分子传导 molecular conduction 由于分子在不停地做着布朗运动，速度极快，分子有携带着各种物理属性，如热量、 水汽、CO2 等(北方大陆地区空气分子携带热量少，水汽少；而南方海边空气分子携带的 热量相对多些，水汽也多些)；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。这个过程就是分子传导过程。那么分子运动有 多快呢？ 气压 P=1/3ρav 2 , 标准状态（T0=273K，P0=1013.25hpa）下的空气密度 0 =1.293kg/m3 计算,则 V=485m/s=1746km/h，空气分子运动速度相当大。例：在海滩上，脚踏沙滩， 烫！ 实际上分子传导非常重要：地表面的热量最开始是在(1)片流层(laminar 薄片状的) 里以分子传导方式传导热量，穿过片流层后才到湍流（turbulent,骚乱的）边界层，以对 流或湍流方式传热(见农业气象学 P62 图 3.3)。水分输送也是先由分子传导才能到达大 气中；(2)土壤中获得热量全部是由分子传导完成的；(3)人类与空气之间，动物表皮与 空气之间都是先在包括四周的片流边界层的分子传导。 3.流体流动的热交换(气团湍流 convection) 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（书 P37，图 2.19）或（见附图 n3.1）。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。气 团湍流又包括：①自由对流，②强迫对流。 ① 自由对流：由于下垫面不同，受热不同，所以空气密度不同，因浮力或重力产 生对流运动。例如：夏天下午太阳辐射强烈照射地面，地表空气强烈增温，空气密度下 降，浮力作用上升，形成对流，并把大量热量、水汽带到空中，进行交换后水汽凝结成 雨滴下来，所以夏季午后易产生雷阵雨。 ② 强迫对流：由于下垫面有高山、森林、高大建筑物等，气团被迫抬升，与高处 空气进行热量、水汽等交换，完成输送。迎风坡,空气抬升降温,水汽凝结形成雨,而背风 面气流又下降、增温，所以造成大山两侧气温、降雨差异很大：迎风坡凉爽,降雨多；背 风气温高,干燥。(书 P189-190 划线部分） 实际大气中，自由对流和强迫对流常同时存在，这种对流或湍流结果使上下气层空 气混合，热量、水汽等随时之充分交换，是大气中最主要的热量交换输送方式。 4.潜热交换：相变 change phase(蒸发、凝结、升华、凝华) 液态水变成气态水时需消耗大量热量，（反过来由汽态变成液态，要放出大量的热 量）。这种热能的转换就是相变。人出汗，汗水被蒸发就能带走大量热量，人就感到凉
爽：例如，游完泳刚出水面时，由于身上的水蒸发散热，故感觉很凉快，但水一干人就 感到热了 ,热量单位 l.热容量C:heat capacity,它表示某物体温度每升高I℃所需要的热量J/c:(不管体积 多大质量多大。) 2.质量比热Cs:nass specific heat,.它表示单位质量物体，升高一度所需要热量J/kg.C 3.容积比热C,:volu pecific heat,它表示单位体积物体，每升高一度所需热量J/.℃ C与C,关系：C=pC J/m.C 例如：水C=4.19×10°J/.℃，空气C=0.0013×10J/.℃，两者相比，水大3223 倍，所以，水不易热，或者说水比空气热得慢。所以，当太阳照射时，水面不易温暖起来， 此时，地面很快加热，并加热了它上面的空气。只有内陆有“早穿棉袄晚空衫，围着火炉吃 西瓜”：而海边气候比拉温和，变化较慢，这是因为水的热容量大。 导热密 thermal conductivity,它表示物体对热量传导快慢的 一种能力J/血s.℃，即 单位时间，单位离宿1C传导的能童多少.：水拍C静正的术0胸aC 空气(10℃静止空气)K=0.021J/血s.℃，水导热比空气快28.1倍（见附图n3.2). 导热率只说明物体传导热量速度快慢，但由于各种物体的容积比热不同。水的K比空气大 28倍，可空气的G只是水的1/3223，所以，还是空气比水增温得快得多。为了说明物体增 温快慢就有热扩散系数K,也称导温率 5.热扩散系数K,thermal diffusion coefficient。(见附图n3.2)。x与K的关系是：K= KC,一K的单位为/s,K与K成正比(K大易升温)，C,与K成反比(C,大不易升温)。水 的K=0.15×10m/s,空气K=16×10m/s,空气热扩散比水大106.6倍。 、温度的时空变化 (一）垂直变化（空间变化） （农业无象学P49)气温垂直变化的三种类型（日射型、辐射型和过渡型）与（衣业 飞象学P45)土壤温度的垂直分布的三种类型。（见附图3.3.土气温随高深度的日变化. apse下降，inversion倒置 H空气 Day NightDay 十境 (二)日、年变化（时间变化） 先看图n3.4,图n35,图n3.6,土壤和空气温度日变化和年变化与太阳辐射的日变化 和年变化曲线相似，因为士壤和空气的热量是由于地面接受了太阳辐射增温后，再由地 面向上输送给空气，向下传导给土壤，空气和土壤才得以增温的，因此温度和辐射二者 有直接相关关系。 由于一日中太阳高度角由0→90→0，辐射日变化是一个正弦波曲线，所以土壤和空气
爽；例如，游完泳刚出水面时，由于身上的水蒸发散热，故感觉很凉快，但水一干人就 感到热了。 二、热量单位 1. 热容量 C：heat capacity,它表示某物体温度每升高 1℃所需要的热量 J/℃；(不管体积 多大质量多大。) 2. 质量比热 CS: mass specific heat，它表示单位质量物体，升高一度所需要热量 J/kg.℃ 3. 容积比热CV: volume specific heat，它表示单位体积物体，每升高一度所需热量J /m3 .℃ CS 与 CV 关系：CV=ρCS=J/m3 .℃ 例如：水 Cv=4.19×106 J/m3 .℃,空气 Cv=0。0013×106 J/m3 .℃，两者相比，水大 3223 倍，所以，水不易热，或者说水比空气热得慢。所以，当太阳照射时，水面不易温暖起来， 此时，地面很快加热，并加热了它上面的空气。只有内陆有“早穿棉袄晚空衫，围着火炉吃 西瓜”；而海边气候比较温和，变化较慢，这是因为水的热容量大。 4. 导热率κ，thermal conductivity,它表示物体对热量传导快慢的一种能力 J/m.s.℃,即 单位时间、单位距离，升高 1℃传导的能量多少。例如：水（指 4℃静止的水）κ=0.59J/m.s.℃， 空气（10℃静止空气）κ=0.021J/m.s.℃，水导热比空气快 28.1 倍(见附图 n3.2)。 导热率只说明物体传导热量速度快慢，但由于各种物体的容积比热不同。水的κ比空气大 28 倍，可空气的 Cv 只是水的 1/3223，所以，还是空气比水增温得快得多。为了说明物体增 温快慢就有热扩散系数 K，也称导温率。 5. 热扩散系数 K, thermal diffusion coefficient。(见附图 n3.2)。κ与 K 的关系是：K= κ/CV→K 的单位为 m 2 /s，κ与 K 成正比（κ大易升温），CV与 K 成反比（CV 大不易升温）。水 的 K=0.15×10-6 m 2 /s,空气 K=16×10-6 m 2 /s，空气热扩散比水大 106.6 倍。 三、温度的时空变化 （一） 垂直变化（空间变化） （农业气象学 P49）气温垂直变化的三种类型(日射型、辐射型和过渡型)与（农业 气象学 P45）土壤温度的垂直分布的三种类型。(见附图 n3.3,土气温随高深度的日变化。 lapse 下降,inversion 倒置) H 空气 Night Day 地表 T Night Day D 土壤 （二）日、年变化（时间变化） 先看图 n3.4，图 n3.5，图 n3.6，土壤和空气温度日变化和年变化与太阳辐射的日变化 和年变化曲线相似，因为土壤和空气的热量是由于地面接受了太阳辐射增温后，再由地 面向上输送给空气，向下传导给土壤，空气和土壤才得以增温的，因此温度和辐射二者 有直接相关关系。 由于一日中太阳高度角由 0→90→0，辐射日变化是一个正弦波曲线，所以土壤和空气