通过以下交换方式,空气与地面、空气与空气之间交换热量,空气的温度发生变化。 (1)辐射热交换: 是地面与大气间热交换的主要方式,除此之外在空气和空气间也进行着。 (2)分子传导: 是空气与地面、空气与空气之间热交换的主要方式 (3)流体流动热交换 空气间的热交换方式,包括对流、乱流、平流三种 (4)潜热交换(水分相变): 地面水分蒸发或升华时,要吸收地面的热量,当这部分水汽在空气中凝结或凝华时 又把潜释放出来给大气,大气便间接从地面获得热量,实际上恰似地面蒸发出去的水 分远多于在地面凝结的水分,通过水相变化,使潜热转移。 第二节土壤温度 地表面的热量收支 地面热量收支差额:地表面的温度变化主要由地表面热量收支不平衡引起的,地面热 量的收入与支出之差。 二、土壤的热特性 (一)热容量 1、比热:单位质量的物质,温度变化1℃所需吸收或放出的热量 2、容积热容量:单位体积的物质,温度变化1℃所需吸收或放出的热量 土壤是由固体成分和不定量的水及空气组成,一般来说,各成分的容积热容量大小为 水>固>气 (二)热导率(导热系数) 1、热导率(入):温度垂直梯度为1k/m时,单位时间通过单位水平截面积的热量。 一般来说,土壤中各成分的热导率大小为:固>水>气 、热通量(B):单位时间内通过某横截面积的热量,公式为: B=-入△T/△Z 其中,ΔT/ΔZ为土壤温度垂直梯度,入是热导率。 3、导温率(K)(热扩散率):单位容积的物质,通过热传导由垂直方向获得或失去入 J的热量时,温度升高或降低的数值。 、土壤温度的日、年变化 较差:指某一周期内,最高温度和最低温度之差, 位相:指最高和最低温度出现的时间。 (一)日变化:是土表日间增热和夜间冷却引起土壤温度的昼夜变化,这种昼夜间 土壤温度的连续变化称为日变化 1、日较差:一天中土壤温度有一个最高值和一个最低值,两者之差为土温日较差
通过以下交换方式，空气与地面、空气与空气之间交换热量，空气的温度发生变化。 （1）辐射热交换： 是地面与大气间热交换的主要方式，除此之外在空气和空气间也进行着。 （2）分子传导： 是空气与地面、空气与空气之间热交换的主要方式。 （3）流体流动热交换： 空气间的热交换方式，包括对流、乱流、平流三种。 （4）潜热交换（水分相变）： 地面水分蒸发或升华时，要吸收地面的热量，当这部分水汽在空气中凝结或凝华时， 又把潜释放出来给大气，大气便间接从地面获得热量，实际上恰似地面蒸发出去的水 分远多于在地面凝结的水分，通过水相变化，使潜热转移。 第二节 土壤温度 一、地表面的热量收支 地面热量收支差额：地表面的温度变化主要由地表面热量收支不平衡引起的，地面热 量的收入与支出之差。 二、土壤的热特性 （一）热容量 1、 比热：单位质量的物质，温度变化 1℃所需吸收或放出的热量。 2、 容积热容量：单位体积的物质，温度变化 1℃所需吸收或放出的热量。 土壤是由固体成分和不定量的水及空气组成，一般来说，各成分的容积热容量大小为： 水>固>气 （二）热导率（导热系数） 1、热导率（入）：温度垂直梯度为 1k/m 时，单位时间通过单位水平截面积的热量。 一般来说， 土壤中各成分的热导率大小为：固>水>气 2、热通量（B）：单位时间内通过某横截面积的热量，公式为： B=-入∆T/∆Z 其中，∆T/∆Z 为土壤温度垂直梯度，入是热导率。 3、导温率（K）（热扩散率）：单位容积的物质，通过热传导由垂直方向获得或失去入 J 的热量时，温度升高或降低的数值。 三、土壤温度的日、年变化 较差：指某一周期内，最高温度和最低温度之差。 位相：指最高和最低温度出现的时间。 （一）日变化：是土表日间增热和夜间冷却引起土壤温度的昼夜变化， 这种昼夜间 土壤温度的连续变化称为日变化。 1、日较差：一天中土壤温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为土温日较差
2、影响因素: 太阳高度:正午时刻太阳高度大的季节或地区,日较差也大 土壤热特性:随其热导率和热容量和增大而减小 土壤颜色:深色比浅色土壤表面日较差大 地形:凹地>平地>凸地 天气:晴天>阴天 为什么正午时的土壤温度不是一天中的最大值? 正午以后太阳辐射虽然减弱,但土壤表面吸收的太阳辐射仍大于其由乱流交换和分子 传导,蒸发等方式所支出的热量,即此时土壤表面的热量收支差额仍为正值,所以温 度仍继续上升,直到13时左右,土壤表面的热量收支达到平衡时,其温度才达到最 高值,此后,土表得热少于失热,温度逐渐下降,到次日日出时,热量的收支达到平 衡,出现一日中的最低值 (二)年变化 在北半球,高纬度地区,土壤表面月平均最高温度一般出现在7、8月,最低温度 出现在1、2月。 年变幅(温度年较差):一年中最高月平均温度与最低月平均温度之差 1、影响因素 纬度:随纬度的增大而增大 土壤自然覆盖:裸露土壤的年较差比处于自然覆盖下的大 土壤热特性、地形、天气条件等对年较差的影响与日较差大体相同 四、土壤温度的铅直分布 1、日射型:土壤温度随深度的增加而降低的类型。 2、辐射型:土壤温度随深度的增加而增加的类型。 3、过渡型:土壤上、下层温度的垂直分布分别具有(一)和(二)的特征 五、土壤的冻结和解冻 一)土壤的冻结: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, 使土壤变为坚硬的现象 二)土壤的解冻:春季由于太阳辐射増强和土壤深层热量上传,使冻土逐渐融解的 现象 第四章大气中的水分 第一节蒸发 、水面蒸发 水面蒸发的物理本质
2、影响因素 ： 太阳高度：正午时刻太阳高度大的季节或地区，日较差也大 土壤热特性：随其热导率和热容量和增大而减小 土壤颜色：深色比浅色土壤表面日较差大 地形：凹地>平地>凸地 天气：晴天>阴天 为什么正午时的土壤温度不是一天中的最大值？ 正午以后太阳辐射虽然减弱，但土壤表面吸收的太阳辐射仍大于其由乱流交换和分子 传导，蒸发等方式所支出的热量，即此时土壤表面的热量收支差额仍为正值，所以温 度仍继续上升，直到 13 时左右，土壤表面的热量收支达到平衡时，其温度才达到最 高值，此后，土表得热少于失热，温度逐渐下降，到次日日出时，热量的收支达到平 衡，出现一日中的最低值 。 （二）年变化 在北半球，高纬度地区，土壤表面月平均最高温度一般出现在 7、8 月，最低温度 出现在 1、2 月。 年变幅（温度年较差）：一年中最高月平均温度与最低月平均温度之差。 1、 影响因素 纬度：随纬度的增大而增大 土壤自然覆盖：裸露土壤的年较差比处于自然覆盖下的大 土壤热特性、地形、天气条件等对年较差的影响与日较差大体相同 四、土壤温度的铅直分布 1、 日射型：土壤温度随深度的增加而降低的类型。 2、 辐射型：土壤温度随深度的增加而增加的类型。 3、 过渡型：土壤上、下层温度的垂直分布分别具有（一）和（二）的特征。 五、土壤的冻结和解冻 （一）土壤的冻结：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， 使土壤变为坚硬的现象。 （二）土壤的解冻：春季由于太阳辐射增强和土壤深层热量上传，使冻土逐渐融解的 现象。 第四章 大气中的水分 第一节 蒸发 一、水面蒸发 1、 水面蒸发的物理本质
液体中的水分不停的运动着,当液面上的一些速度很大分子能克服液体的内聚力时 就能脱离液面而跑到空气中去,这些分子由于受到液面分子的吸引力及互相碰撞,有 部分又返回液面中来,当脱离液面的分子数多于返回液面的分子数时,即为蒸发过 程;相反,若返回液面的分子数多于脱离液面的分子数时,为凝结过程;当脱离液面 和返回液面的分子数相等时,即为饱和状态,此时蒸发量为零 2、蒸发耗热(L) 概念:一克水蒸发为同温度下的水汽所消耗的热量 表达式:L=2500-2.39t 3、水面蒸发的影响因素 温度:温度越高,蒸发越快 空气饱和度:空气饱和度越大,蒸发越快 气压:气压越高,蒸发越慢 风速:风速越大,蒸发越快 蒸发面性质:在条件相同的情况下,水面的大于雪和冰面的 蒸发面形状:蒸发面形状越凸,蒸发越快 、土壤水分蒸发 1、土壤水分蒸发三阶段 第一阶段:土壤经降水或灌溉后,完全处于饱和状态,蒸发主要发生在地表,蒸发所 减少的水分在土壤毛细管力的作用下,不断由下层输送水分补充地表。 第二阶段:地表干旱,下层土壤含水量逐渐减少,蒸发面降低,蒸发的水汽通过干地 层孔隙进入大气 第三阶段:土壤含水量低于植物发生萎蔫时的含水量,土壤水分的毛细管运动已经停 止,只能以气态水的形式从地下通过干土层向大气扩散 2、影响因素 气象因素和土壤湿度:第一阶段气象因素影响较大,土壤湿度越大,蒸发越快 土壤性质:砂土>壤土>粘土,土壤结构不良、耕作粗放、地表不平、大颗粒多,则 蒸发快,反之则小 土壤表面状况:粗糙的土壤表面>平滑的土壤表面,深色土表>浅色土表,植被覆盖 下的土壤蒸发弱 地形:高地蒸发强 坡地方位:南坡>北坡 植物蒸腾 概念:植物体内的水分通过体表以气态水的形式向外界大气输送的过程。 蒸腾系数:植物形成单位重量干物质,所消耗的水量。 阻抗公式E=k(es-ea)/(ra+rs) es、ea分别蒸发面与空气的水汽压,ra、rs分别为空气和叶子阻力,K为气孔充分张开
液体中的水分不停的运动着，当液面上的一些速度很大分子能克服液体的内聚力时， 就能脱离液面而跑到空气中去，这些分子由于受到液面分子的吸引力及互相碰撞，有 一部分又返回液面中来，当脱离液面的分子数多于返回液面的分子数时，即为蒸发过 程；相反，若返回液面的分子数多于脱离液面的分子数时，为凝结过程；当脱离液面 和返回液面的分子数相等时，即为饱和状态，此时蒸发量为零。 2、蒸发耗热（L） 概念：一克水蒸发为同温度下的水汽所消耗的热量。 表达式：L＝2500－2.39t 3、水面蒸发的影响因素 温度：温度越高，蒸发越快 空气饱和度：空气饱和度越大，蒸发越快 气压：气压越高，蒸发越慢 风速：风速越大，蒸发越快 蒸发面性质：在条件相同的情况下，水面的大于雪和冰面的 蒸发面形状：蒸发面形状越凸，蒸发越快 二、土壤水分蒸发 1、土壤水分蒸发三阶段 第一阶段：土壤经降水或灌溉后，完全处于饱和状态，蒸发主要发生在地表，蒸发所 减少的水分在土壤毛细管力的作用下，不断由下层输送水分补充地表。 第二阶段：地表干旱，下层土壤含水量逐渐减少，蒸发面降低，蒸发的水汽通过干地 层孔隙进入大气。 第三阶段：土壤含水量低于植物发生萎蔫时的含水量，土壤水分的毛细管运动已经停 止，只能以气态水的形式从地下通过干土层向大气扩散。 2、影响因素 气象因素和土壤湿度：第一阶段气象因素影响较大，土壤湿度越大，蒸发越快 土壤性质：砂土＞壤土＞粘土，土壤结构不良、耕作粗放、地表不平、大颗粒多，则 蒸发快，反之则小 土壤表面状况：粗糙的土壤表面＞平滑的土壤表面，深色土表>浅色土表，植被覆盖 下的土壤蒸发弱 地形：高地蒸发强 坡地方位：南坡＞北坡 三、植物蒸腾 概念：植物体内的水分通过体表以气态水的形式向外界大气输送的过程。 蒸腾系数：植物形成单位重量干物质，所消耗的水量。 阻抗公式 E=k（eS-ea）/ (ra+rs) eS、ea分别蒸发面与空气的水汽压，ra、rs 分别为空气和叶子阻力，K 为气孔充分张开
时rs为1或2scm;植物蒸腾所消耗的水分,用蒸腾系数来表示。蒸腾系数是作物形 成一克干物质所消耗的水量,即 Kr=Tu(水)/d(干物质) 四、蒸散 蒸散为蒸发和蒸腾之和 (一)蒸发与单纯土面蒸发的区别 1.蒸散不仅限于土面水分的蒸发,还包括植物根层的水分 2.植物通过叶面气孔的张开和关闭,可以调节植物的蒸腾 3.蒸腾作用主要在白天进行,而蒸发日夜都在进行 4.蒸散中的蒸发面,不仅是土壤表面,而且还包括植物的叶面。 (二)影响蒸散的因素 .土壤水分与土壤毛细管传导特性 2.辐射差额 3.植物因素 第二节空气湿度 表示空气温度的方法 )水汽压和饱和水汽压 1、水汽压(e):大气中水汽所产生的分压强 2、饱和水汽压(E):空气达饱和时的水汽压 3、饱和水汽压的影响因素 温度:随其增大而增大 物态:水面的大于冰面的 蒸发面形状:凸面大于平面大于凹面 液体的浓度:随其增大而减小 (二)绝对湿度(a):单位容积空气中的水汽含量 (三)相对湿度(r):空气中实际水汽与同温度下饱和水汽压百分比。 (四)饱和差(d):某一温度下的饱和水汽压与同温度下的实际水汽压之差 五)露点(Td):当空气中水汽含量不变且气压一定时,降低温度,使未饱和空气 达饱和时具有的温度,称之露点。 、空气湿度的日变化和年变化 (一)绝对湿度的日变化 类型有两种: 1、单波型:绝对湿度最大值出现在午后14、15时,最小值出现在日出前后 2、双波型:绝对湿度在一天中有两个最大值分别在8、9时和20、21时,两个最小 值分别出现在日出前和午后14、15时
时 rs 为 1 或 2s/cm；植物蒸腾所消耗的水分，用蒸腾系数来表示。蒸腾系数是作物形 成一克干物质所消耗的水量，即： KT=Tu（水）/rd（干物质） 四、蒸散 蒸散为蒸发和蒸腾之和。 （一）蒸发与单纯土面蒸发的区别 1．蒸散不仅限于土面水分的蒸发，还包括植物根层的水分。 2．植物通过叶面气孔的张开和关闭，可以调节植物的蒸腾。 3．蒸腾作用主要在白天进行，而蒸发日夜都在进行。 4．蒸散中的蒸发面，不仅是土壤表面，而且还包括植物的叶面。 （二）影响蒸散的因素 1．土壤水分与土壤毛细管传导特性 2．辐射差额 3．植物因素 第二节 空气湿度 一、表示空气温度的方法 （一）水汽压和饱和水汽压 1、 水汽压（e）:大气中水汽所产生的分压强 2、 饱和水汽压（E）：空气达饱和时的水汽压 3、 饱和水汽压的影响因素： 温度：随其增大而增大 物态：水面的大于冰面的 蒸发面形状：凸面大于平面大于凹面 液体的浓度：随其增大而减小 （二）绝对湿度（a）：单位容积空气中的水汽含量。 （三）相对湿度（r）：空气中实际水汽与同温度下饱和水汽压百分比。 （四）饱和差（d）：某一温度下的饱和水汽压与同温度下的实际水汽压之差 （五）露点（Td）：当空气中水汽含量不变且气压一定时，降低温度，使未饱和空气 达饱和时具有的温度，称之露点。 二、空气湿度的日变化和年变化 （一）绝对湿度的日变化 类型有两种： 1、 单波型：绝对湿度最大值出现在午后 14、15 时，最小值出现在日出前后 2、 双波型：绝对湿度在一天中有两个最大值分别在 8、9 时和 20、21 时，两个最小 值分别出现在日出前和午后 14、15 时
(二)绝对湿度的年变化 其变化一般与气温的年变化一致 (三)相对湿度的日变化 内陆地区:其日变化与气温日变化成反比:近海地区:其日变化与气温日变化成正比 (四)相对温度的年变化 般来说,其年变化与气温年变化相反,但我则不然 空气湿度的垂直分布 在对流层中,绝对湿度随高度升高而减小,相对湿度随高度升高可能增加也可减小 第三节凝结与凝华 、水汽凝结条件 (一)空气中的水汽达到饱和或过饱和 1、增大水汽压 2、减小饱和水汽压 大气中常见的降温过程有: 辐射冷却接触冷却混合冷却绝热冷却 (二)凝结核 1、大气中存在的液态、固态、或气态的微粒,能使水汽凝结,是水汽凝结的核心 2、分类:吸湿性和非吸湿性两种 3、促进凝结的原因 凝结核能促进凝结的主要原因,是凝结核吸附水汽分子的能力比水汽分子之间的相互 并合力要强。同时,凝结核的存在使水滴半径增大、曲率减小,从而使饱和水汽压减 小,容易发生凝结。 二、水汽凝结物 按水汽凝结现象发生的高度不同,可分为两类 (一)地表面或物体表面的水汽凝结现象 、露和霜 当空气由于地面冷却而降温达到露点时,空气达到饱和,继续降温,其多余的水 汽就会在地面或地面物体上凝结。若地面温度高于0C,则凝结物为水滴,称为露。 若地面温度低于0C,则凝结物为疏松结构的白色冰晶,称为霜 形成露和霜的有利大气条件是晴朗微风的夜晚。 原因:因为无云或少云的夜晚,地面有效辐射大,地面降温剧烈。微风有利于地 面充分辐射冷却。完全平静无风时,只能使最贴近地面的一层空气冷却,难于生成大 量的露。风过大,低层冷空气和高层较暖空气容易发生强烈混合,使低层空气不能达 到足够的冷却程度,因而不利露、霜的形成 2、雾淞和雨淞一树桂和冻雨
（二）绝对湿度的年变化 其变化一般与气温的年变化一致 （三）相对湿度的日变化 内陆地区：其日变化与气温日变化成反比；近海地区：其日变化与气温日变化成正比 （四）相对温度的年变化 一般来说，其年变化与气温年变化相反，但我则不然。 三、空气湿度的垂直分布 在对流层中，绝对湿度随高度升高而减小，相对湿度随高度升高可能增加也可减小 第三节 凝结与凝华 一、水汽凝结条件 （一）空气中的水汽达到饱和或过饱和 1、 增大水汽压 2、 减小饱和水汽压 大气中常见的降温过程有： 辐射冷却 接触冷却 混合冷却 绝热冷却 （二）凝结核 1、大气中存在的液态、固态、或气态的微粒，能使水汽凝结，是水汽凝结的核心 2、分类：吸湿性和非吸湿性两种 3、促进凝结的原因： 凝结核能促进凝结的主要原因，是凝结核吸附水汽分子的能力比水汽分子之间的相互 并合力要强。同时，凝结核的存在使水滴半径增大、曲率减小，从而使饱和水汽压减 小，容易发生凝结。 二、水汽凝结物 按水汽凝结现象发生的高度不同，可分为两类： （一）地表面或物体表面的水汽凝结现象 1、露和霜 当空气由于地面冷却而降温达到露点时，空气达到饱和，继续降温，其多余的水 汽就会在地面或地面物体上凝结。若地面温度高于 0C，则凝结物为水滴，称为露。 若地面温度低于 0C，则凝结物为疏松结构的白色冰晶，称为霜。 形成露和霜的有利大气条件是晴朗微风的夜晚。 原因：因为无云或少云的夜晚，地面有效辐射大，地面降温剧烈。微风有利于地 面充分辐射冷却。完全平静无风时，只能使最贴近地面的一层空气冷却，难于生成大 量的露。风过大，低层冷空气和高层较暖空气容易发生强烈混合，使低层空气不能达 到足够的冷却程度，因而不利露、霜的形成。 2、雾淞和雨淞－树桂和冻雨