園林植物與溫PPT課件

1、 2.2.1 2.2.1 溫度及其變化規(guī)律溫度及其變化規(guī)律 一、空氣溫度一、空氣溫度 （一）氣溫變化的原因（一）氣溫變化的原因 空氣溫度是大氣的冷熱程度，只是一種現(xiàn)象，它實(shí)質(zhì)上是空氣內(nèi)能大小的表現(xiàn)。一般情況下，氣溫是指百葉箱內(nèi)離地面1.5m高度處的大氣溫度。 空氣內(nèi)能變化有兩種情況：一是由于空氣與外界有熱量交換而引起的，稱為非絕熱變化；二是由于外界壓力的變化使空氣膨脹或壓縮而引起的，空氣與外界沒有熱量交換，稱為絕熱變化。第1頁/共49頁 1 1 氣溫的非絕熱變化氣溫的非絕熱變化 （1）傳導(dǎo)：就是依靠分子的熱運(yùn)動(dòng)將熱能從一個(gè)分子傳遞給另一分子，而分子本身并沒有因此發(fā)生位置的變化 。空氣與地面之間

2、，空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間，當(dāng)有溫度差異時(shí)，就會(huì)因?yàn)閭鲗?dǎo)作用而交換熱量。 （2）輻射：物體之間不停地以輻射方式交換著熱量。大氣主要依靠吸收地面的長波輻射而增熱，同時(shí)，地面也吸收大氣放出的長波輻射，這樣它們之間就通過長波輻射的方式不停地交換著熱量?？諝鈭F(tuán)之間，也可以通過長波輻射而交換熱量。第2頁/共49頁（3）對(duì)流：當(dāng)暖而輕的空氣上升時(shí)，周圍冷而重的空氣便下降來補(bǔ)充，這種升降運(yùn)動(dòng)，稱為對(duì)流。通過對(duì)流、上下層空氣互相混合，熱量也就隨之得到交換。使低層的熱量傳遞到較高的層次，這是對(duì)流層中的熱量交換的重要方式。 （4）湍流：空氣的不規(guī)則運(yùn)動(dòng)稱為湍流，又稱亂流。湍流是空氣層相互之間發(fā)生摩擦或空氣流過粗糙不平的

3、地面時(shí)產(chǎn)生的。有湍流時(shí)，相鄰空氣團(tuán)之間發(fā)生混合，熱量也就得到了交換。湍流是摩擦層中熱量交換的重要方式。第3頁/共49頁（5）蒸發(fā)(升華)和凝結(jié)(凝華)：水在蒸發(fā)(或冰在升華)時(shí)要吸收熱量；相反，水汽在凝結(jié)(或凝華)時(shí)，又會(huì)放出潛熱。如果蒸發(fā)(升華)的水汽，不是在原處凝結(jié)(凝華)，而是被帶到別處去凝結(jié)(凝華)，就會(huì)使熱量得到傳送。例如，從地面蒸發(fā)的水汽，在空中發(fā)生凝結(jié)時(shí)，就把地面的熱量傳給了空氣。因此，通過蒸發(fā)(升華)和凝結(jié)(凝華)，也能使地面和大氣之間，空氣團(tuán)與空氣團(tuán)之間發(fā)生潛熱交換。由于大氣中的水汽王要集中在5公里以下的氣層中，所以這種熱量交換主要在對(duì)流層下半層起作用。第4頁/共49頁2 2

4、 氣溫的絕熱變化氣溫的絕熱變化 大氣中所進(jìn)行的各種過程，通常伴有不同形式的能量轉(zhuǎn)換。在能量轉(zhuǎn)換過程中，空氣的狀態(tài)要發(fā)生改變。在氣象學(xué)上，任一氣塊與外界之間無熱量交換時(shí)的狀態(tài)變化過程，叫做絕熱過程。 在大氣中，作垂直運(yùn)動(dòng)的氣塊，其狀態(tài)變化通常接近于絕熱過程。當(dāng)升、降氣塊內(nèi)部既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界交換熱量的過程，稱作干絕熱過程。氣塊每上升100m降低的溫度稱為干絕熱直減率，平均為-1/100m 。當(dāng)氣塊上升過程中，沒有與外界進(jìn)行熱量交換，但氣塊內(nèi)部發(fā)生了水相變化，稱作濕絕熱過程，氣塊每上升100m降低的溫度稱為濕絕熱直減率，平均為-0.5/100m 。第5頁/共49頁（二）（二） 大氣溫

5、度隨時(shí)間的變化大氣溫度隨時(shí)間的變化 1 1、氣溫的周期性變化、氣溫的周期性變化 (1)(1)氣溫的日變化氣溫的日變化 氣溫日變化的一般特點(diǎn)是：一天當(dāng)中有一個(gè)最高值，和一個(gè)最低值，最高值出現(xiàn)在午后兩點(diǎn)鐘左右（夏季14:00-15:000，冬季13:00-14:00），最低值出現(xiàn)在清晨日出前后。 氣溫日較差: 指一天當(dāng)中氣溫的最高值和最低值之差。它的大小反映了氣溫日變化的程度。第6頁/共49頁第7頁/共49頁 變化規(guī)律： 氣溫日較差的大小和緯度、季節(jié)、地表面性質(zhì)及天氣情況等有密切關(guān)系。各地太陽幅射日較差的大小，直接決定于正午太陽高度，而正午太陽高度因緯度和季節(jié)而不同。 緯度和海拔高度：低緯度地區(qū)由

6、于太陽輻射強(qiáng)度的日變化隨季節(jié)變化很小，氣溫日較差隨季節(jié)變化也很小。極地區(qū)域由于冬季有極夜，夏季有極晝，太陽輻射強(qiáng)度的日變化隨季節(jié)的變化不大，氣溫日較差隨季節(jié)的變化也不大。隨緯度升高而減小，隨海拔高度的升高而減小。 據(jù)統(tǒng)計(jì)，低緯度地區(qū)的氣溫日較差平均為12；中緯度地區(qū)為79；高緯度地區(qū)為34。第8頁/共49頁 季節(jié)：夏季有較大的正午太陽高度，因而有較大的太陽輻射的日較差和氣溫日較差：冬季反之。這一季節(jié)變化以中緯度地區(qū)最顯著，因?yàn)橹芯暥鹊貐^(qū)，太陽輻射強(qiáng)度日變化夏季比冬季大得多，”所以氣溫日較差也是夏季大于冬季。 地表面性質(zhì)：包括海陸、地勢(shì)、植被等的不同。就海陸的不同來說，氣溫日較差海洋小于陸地，凹

7、地大于平地，平地大于凸地；裸露地面大于有植被的地面，。 天氣狀況：晴天大于陰天。 由此可見，在任何地點(diǎn)，每一天的氣溫日變化，既有它一定的規(guī)律性，又不是前一天氣溫日變化的簡單重復(fù)，而是要考慮到上述諸因素的綜合影響。第9頁/共49頁(2)(2)氣溫的年變化氣溫的年變化氣溫的年變化和日變化在某些方面有著共同的點(diǎn)，如地球上絕大部分地區(qū)，在一年中月平均氣溫有一個(gè)最高值和一個(gè)最低值。由于地面儲(chǔ)存熱量的原因，使氣溫最高和最低值出現(xiàn)的時(shí)間，不是太陽輻射最強(qiáng)和最弱的一天(北半球夏至和冬至)，也不是太陽輻射最強(qiáng)和最弱一天所在的月份(北半球 6月和l2月)，而是比這一天要落后12個(gè)月。第10頁/共49頁 就北半球來

8、說，中、高緯度內(nèi)陸的氣溫以7月為最高，1月為最低；海洋上的氣溫以 8月為最高，2月為最低。 氣溫年較差：一年中月平均氣溫的最高值與最低值之差。 氣溫年較差的大小與緯度、海陸分布等因素有關(guān)。赤道附近，晝夜長短幾乎相等，最熱月和最冷月熱量收支相差不大，氣溫年較差很??；愈到高緯度地區(qū)，冬夏區(qū)分明顯，氣溫的年較差就很大，。例如我國的西沙群島(1650 ， N)氣溫年較差只有6，上海(31N)為25，海拉爾(4913，N)達(dá)到46.7。 高緯大于低緯；內(nèi)陸大于沿海；隨海拔升高而減小。第11頁/共49頁2 2、氣溫的非周期性變化、氣溫的非周期性變化 氣溫的變化還時(shí)刻受著大氣運(yùn)動(dòng)的影響，所以有些時(shí)候，氣溫的

9、實(shí)際變化情形，并不像上述周期性變化那樣簡單。例如3月以后，我國江南正是春暖花開的時(shí)節(jié)，就常常因?yàn)槔淇諝獾幕顒?dòng)有突然轉(zhuǎn)冷的現(xiàn)象。秋季，正是秋高氣爽的時(shí)候，往往也會(huì)因?yàn)榕諝獾膩砼R而突然回暖。即“倒春寒”和“秋老虎”。這種非周期性變化. 第12頁/共49頁（三）（三） 大氣溫度的空間分布大氣溫度的空間分布 1 1、氣溫的水平分布、氣溫的水平分布 氣溫的分布通常用等溫線圖表示。所謂等溫線就是通過地面上氣溫相等各地的連線。等溫線的不同排列表示不同的氣溫分布特點(diǎn)，如等溫線稀疏，則各地氣溫相差不大；等溫線密集，表示各地氣溫懸殊；等溫線平直，表示影響氣溫分布的因素較少；等溫線的彎曲，表示影響氣溫分布的因素較

10、多；等溫線的東西方向，表示溫度因緯度而不同，即以緯度為主要因素；等溫線和海岸平行，表示氣溫因距海遠(yuǎn)近而不同，即以距海遠(yuǎn)近為主要因素等等。 第13頁/共49頁第14頁/共49頁第15頁/共49頁 影響氣溫分布的主要因素：緯度、海陸和高度 為了消除高度影響，在繪制等溫線圖時(shí)，常把溫度值訂正到同一高度即海平面上，以便消除高度的因素，把緯度、海陸及其他因素更明顯地表現(xiàn)出來。 氣溫分布圖： 通常以1月代表北半球的冬季和南半球的夏季，7月代表北半球的夏季和南半球的冬季 對(duì)冬季和夏季地球表面平均溫度分布的特征，可作如下分析：第16頁/共49頁 （1）在南北半球的平均氣溫分布圖上，明顯地看出，赤道地區(qū)氣溫高，

11、向兩極逐漸降低，這是一個(gè)基本特征。在北半球，等溫線7月比1月稀疏。這說明北半球1月南北溫度差大于7月南北溫度差，這是因?yàn)?月太陽直射點(diǎn)位于南半球，北半球的高緯度地區(qū)不僅正午太陽高度較低，而且白晝較短；而北半球低緯地區(qū)，不僅正午太陽高度較高，而且白晝較長，因此1月北半球南北溫差較大。7月太陽直射點(diǎn)位于北半球，高緯地區(qū)有較低的正午太陽高度和較長的白晝，低緯地區(qū)有較高的正午太陽高度和較短的白晝，以致7月北半球南北溫差較小。 第17頁/共49頁（2）冬季北半球的等溫線在大陸上大致凸向赤道，在海洋上大致凸向極地，夏季相反。這是因?yàn)樵谕痪暥壬?，冬季大陸溫度比海洋溫度低，夏季比海洋溫度高的緣故。南半球因?/p>

12、地面積較小，海洋面積較大，因此等溫線較平直，遇有陸地的地方，等溫線也發(fā)生與北半球相類似的彎曲情況。海陸對(duì)氣溫的影響，通過大規(guī)模洋流和氣團(tuán)的熱量傳輸才顯得更為清楚。例如最突出的暖洋流和暖氣團(tuán)是墨西哥灣暖洋流和其上面的暖氣團(tuán)，使位于60N以北的挪威、瑞典1月平均氣溫達(dá)0-15，比同緯度的亞洲及北美洲東岸氣溫高1015。盛行西風(fēng)的40N處，在歐亞大陸靠近第18頁/共49頁大西洋海岸，由于海洋影響，1月平均氣溫在15以上；在亞洲東岸受陸上冷氣團(tuán)的影響，1月平均氣溫在-5以下。大陸東西岸1月份同緯度平均氣溫竟相差20以上。在北緯40度處的北美洲西岸1月平均氣溫靠近10，在東面大西洋海岸僅為0，相差亦達(dá)1

13、0。至于冷洋流對(duì)氣溫分布的影響，在南美洲和非洲西岸也是明顯的。此外，高大山脈能阻止冷空氣的流動(dòng)，也能影響氣溫的分布。例如，我國的青藏高原、北美的洛磯山、歐洲的阿爾卑斯山均能阻止冷空氣不向南而向東流動(dòng)。第19頁/共49頁（3）最高溫度帶并不位于理想赤道上，冬季在5一10N處，夏季移到20N左右。這一帶平均溫度1月和7月均高于24，故稱為熱赤道。熱赤道的位置從冬季到夏季有向北移的現(xiàn)象，因?yàn)檫@個(gè)時(shí)期太陽直射點(diǎn)的位置北移，同時(shí)北半球有廣大的陸地，使氣溫強(qiáng)烈受熱的緣故。 第20頁/共49頁 （4）南半球不論冬夏，最低溫度都出現(xiàn)在南極。 北半球僅夏季最低溫度出現(xiàn)在極地附近，而冬季最冷地區(qū)出現(xiàn)在東部西伯利亞

14、和格陵蘭地區(qū)。 根據(jù)現(xiàn)有記錄，世界上絕對(duì)最低氣溫出現(xiàn)在東西伯利亞的維爾霍揚(yáng)斯克和奧伊米亞康，分別為-69.8和-73， 1962年在南極記錄到新的世界最低氣溫為-90。世界絕對(duì)最高氣溫出現(xiàn)在索馬里境內(nèi)，為 63。 第21頁/共49頁2 2、對(duì)流層中氣溫的垂直分布、對(duì)流層中氣溫的垂直分布 . . 在對(duì)流層中，總的情況是氣溫隨高度而降低，整個(gè)對(duì)流層的氣溫直減率平均為0.65100米。實(shí)際上，在對(duì)流層內(nèi)隨高度的氣溫垂直變化是因時(shí)因地而不同的。 對(duì)流層的中層和上層受地表的影響較小，氣溫直減率的變化比下層小得多。在中層氣溫直減率平均為0.50.6100米，上層平均為0.650.75100米。第22頁/共

15、49頁對(duì)流層下層(由地面至2公里)的氣溫直減率平均為0.30.4100米。但由于氣層受地面增熱和冷卻的影響很大，氣溫直減率隨地面性質(zhì)，季節(jié)、晝夜和天氣條件的變化亦很大。但在一定條件下，對(duì)流層中也會(huì)出現(xiàn)氣溫隨高度增高而升高的逆溫現(xiàn)象。造成逆溫的條件是，地面輻射冷卻、空氣平流冷卻、空氣下沉增溫、空氣湍流混合等。但無論那種條件造成的逆溫，都對(duì)天氣有一定的影響。例如，它可以阻礙空氣垂直運(yùn)動(dòng)的發(fā)展，使大量煙、塵、水汽凝結(jié)物聚集在它的下面，使能見度變壞等等。下面分別討論各種逆溫的形成過程。第23頁/共49頁 (1)輻射逆溫 由于地面強(qiáng)烈輻射冷卻而形成的逆溫，稱為輻射逆溫。 圖2-33中a為輻射逆溫形成前的

16、氣溫垂直分布情形；在晴朗無云或少云的夜間，地面很快輻射冷卻，貼近地面的氣層也隨之降溫。由于空氣愈靠近地面，受地表的影響愈大，所以，離地面愈近，降溫愈多；離地面愈遠(yuǎn)，降溫愈少，因而形成了自地面開始的逆溫(圖233b)；隨著地面輻射冷卻的加劇，逆溫逐漸向上擴(kuò)展，黎明時(shí)達(dá)最強(qiáng)(圖233中c)；日出后，太陽輻射逐漸增強(qiáng)，地面很快增溫，逆溫便逐漸自下而上地消失(圖233中d、e)。 第24頁/共49頁 輻射逆溫厚度從數(shù)十米到數(shù)百米，在大陸上常年都可出現(xiàn)，以冬季最強(qiáng)。夏季夜短，逆溫層較薄，消失也快；冬季夜長，逆溫層較厚，消失較慢。在山谷與盆地區(qū)域，由于冷卻的空氣還有沿斜坡流入低谷和盆地的作用，因而常使低谷

17、和盆地的輻射逆溫得到加強(qiáng)，往往持續(xù)數(shù)天而不會(huì)消失。第25頁/共49頁第26頁/共49頁 (2)平流逆溫 暖空氣平流到冷的地面或冷的水面上，會(huì)發(fā)生接觸冷卻的作用，愈近地表面降溫愈多；而上層空氣受冷地表面的影響小，降溫較少，于是產(chǎn)生逆溫現(xiàn)象。這種因空氣的平流而產(chǎn)生的逆溫，稱平流逆溫(圖)。 但是平流逆溫的形成仍和湍流及輻射作用不能分開。因?yàn)榧仁瞧搅?，就具有一定風(fēng)速，這就產(chǎn)生了空氣的湍流，較強(qiáng)的湍流作用常使平流逆溫的近地面部分遭到破壞，使逆溫層不能與地面相聯(lián)，而且湍流的垂直混合作用使逆溫層底部氣溫降得更低，逆溫也愈加明顯。第27頁/共49頁 (3)下沉逆溫 如圖2-36所示，當(dāng)某一層空氣發(fā)生下沉運(yùn)動(dòng)

18、時(shí)，因氣壓逐漸增大，以及因氣層向水平方向的輻散，使其厚度減小(hh)。如果氣層下沉過程是絕熱的，而且氣層內(nèi)各部分空氣的相對(duì)位置不發(fā)生改變，這樣空氣層頂部下沉的距離要比底部下沉的距離為大，所以，其頂部空氣的絕熱增溫要比底部多。于是可能有這樣的情況，當(dāng)下沉到某一高度上，空氣層頂部的溫度高于底部的溫度，而形成逆溫。第28頁/共49頁第29頁/共49頁 (4)鋒面逆溫 對(duì)流層中，冷暖空氣相遇，暖空氣密度小，爬到冷空氣的上面，兩者之間形成一個(gè)傾斜的過渡區(qū)鋒面。在鋒面上，如果冷暖空氣的溫度差比較顯著，也可出現(xiàn)逆溫，這種逆溫稱為鋒面逆溫，如圖237所示，右邊是鋒的剖面，上面繪有等溫線；左邊是A點(diǎn)上空氣溫垂直

19、分布的情形。 由于鋒是從地面向冷氣團(tuán)上方傾斜的，因此鋒面逆溫只能在冷氣團(tuán)所控制的地區(qū)內(nèi)觀測(cè)到。而且，鋒面逆溫的高度與觀測(cè)點(diǎn)相對(duì)于地面鋒線的位置有關(guān)，觀測(cè)點(diǎn)距地面鋒線愈近，逆溫高度愈低。第30頁/共49頁第31頁/共49頁二、土壤溫度二、土壤溫度 當(dāng)土面獲得太陽當(dāng)土面獲得太陽輻射能轉(zhuǎn)換為熱能時(shí)，輻射能轉(zhuǎn)換為熱能時(shí)，大部分熱量消耗于土大部分熱量消耗于土壤水分蒸發(fā)和土壤與壤水分蒸發(fā)和土壤與大氣之間的湍流熱交大氣之間的湍流熱交換，一小部分被生物換，一小部分被生物活動(dòng)所消耗，只有很活動(dòng)所消耗，只有很少部分通過熱交換傳少部分通過熱交換傳導(dǎo)至土壤下層。導(dǎo)至土壤下層。1 1、土壤的熱量平衡、土壤的熱量平衡 （

20、一）影響下墊面溫度的因子（一）影響下墊面溫度的因子 第32頁/共49頁 土壤熱量收支 S單位時(shí)間內(nèi)土壤實(shí)際獲得或失掉的熱量； R輻射平衡； P土壤與大氣層之間的湍流交換量； LE水分蒸發(fā)、蒸騰或水汽凝結(jié)而造成的熱量損失或增加的量； Q土面與土壤下層的之間的熱交換量。 正負(fù)雙重號(hào)表示不同情況下有土溫增或減的不同方向一般情況下：一般情況下： 白天白天S為正值，即土壤溫度升高；為正值，即土壤溫度升高； 夜晚夜晚S為負(fù)值，土表不斷向外輻射損失熱量，溫度降低。為負(fù)值，土表不斷向外輻射損失熱量，溫度降低。S=RPLE+Q第33頁/共49頁2 2、土壤的熱學(xué)性質(zhì)、土壤的熱學(xué)性質(zhì) 土壤熱容量: 重量熱容量 容

21、積熱容量 土壤導(dǎo)熱率第34頁/共49頁土壤熱容量重量熱容量(Cm) 指單位重量土壤溫度升高或降低1需要吸收或放出的熱量（J/gK）。 v土壤容積熱容量(Cv)v是指單位容積土壤溫度升高或降低1需要吸收或放出的熱量(J/cm3K)。v容積熱容量一般不易測(cè)定，常通過重量熱容量來計(jì)算。v土壤容積熱容量 = 重量熱容量容重第35頁/共49頁影響熱容量的因素第36頁/共49頁影響土壤熱容量的因素 土壤中水分的熱容量最大，空氣的熱容量最小，固體土粒介于二者之間，且組成數(shù)量變化不大，對(duì)土壤熱量的變化影響小。 土壤空氣與水分之間組成數(shù)量變化大，互為消長，含水量是決定土壤熱量狀況的主要因素。 砂質(zhì)土中大孔隙多，

22、水少氣多，熱容量小，早春土溫上升快，被稱為“熱性土”； 粘質(zhì)土正相反，熱容量大，早春升溫慢，叫“涼性土”。第37頁/共49頁土壤導(dǎo)熱率v土壤導(dǎo)熱性指土壤獲得一定熱量后，除用于本身升溫外，還把一部分熱量傳送給鄰近土層。v土壤導(dǎo)熱性的大小用導(dǎo)熱率又稱導(dǎo)熱系數(shù)或?qū)崧蕘矶攘俊?土層厚度為1cm，兩端溫度相差1時(shí)，每秒鐘通過1cm土壤斷面的熱量叫做導(dǎo)熱率，單位是J/cmSK。 第38頁/共49頁影響導(dǎo)熱率因素 在土壤組成物質(zhì)中，空氣的導(dǎo)熱率最小，礦物質(zhì)的最大，水分的居中。 通常土壤礦物質(zhì)部分在組成上變化不大，而水氣比例變動(dòng)頻繁， 因此，土壤的導(dǎo)熱率主要取決于含水量及松緊孔隙狀況。 第39頁/共49頁圖

23、A4-1第40頁/共49頁 當(dāng)土壤干燥缺水時(shí)，土粒間的土壤孔隙當(dāng)土壤干燥缺水時(shí)，土粒間的土壤孔隙被空氣占領(lǐng)，導(dǎo)熱率就小。當(dāng)土壤濕潤時(shí)，被空氣占領(lǐng)，導(dǎo)熱率就小。當(dāng)土壤濕潤時(shí)，土粒間的孔隙被水分占領(lǐng)，導(dǎo)熱率增大。土粒間的孔隙被水分占領(lǐng)，導(dǎo)熱率增大。第41頁/共49頁Soil temperatureSoil temperature1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12二、土壤溫度的變化二、土壤溫度的變化第42頁/共49頁l土溫的影響因素土溫的影響因素緯度坡向坡度北半球南坡接受太陽輻射最多，東南坡、西南坡次之，東坡、北半球南坡接受太陽輻射最多，東南坡、西南坡次之，東坡、西坡、東北坡、西北

24、依次遞減，北坡最低。西坡、東北坡、西北依次遞減，北坡最低。北半球中緯度地區(qū)（北半球中緯度地區(qū)（3030600600）的南向坡，隨著坡度增加，接受太）的南向坡，隨著坡度增加，接受太陽輻射增加。陽輻射增加。緯度影響土壤表面接受太陽輻射的強(qiáng)度。緯度影響土壤表面接受太陽輻射的強(qiáng)度。 隨緯度由低到高，自南隨緯度由低到高，自南而北土壤表面接受的輻射強(qiáng)度減弱，土溫由高到低。而北土壤表面接受的輻射強(qiáng)度減弱，土溫由高到低。海拔高度海拔增高，大氣稀薄，透明度增加，散熱快，土壤吸收熱量增多，海拔增高，大氣稀薄，透明度增加，散熱快，土壤吸收熱量增多，所以高山土溫比氣溫高。由于高山氣溫低，地面裸露時(shí)，地面輻射所以高山土

25、溫比氣溫高。由于高山氣溫低，地面裸露時(shí)，地面輻射增強(qiáng)，隨著高度增加，土溫比平地的低。增強(qiáng)，隨著高度增加，土溫比平地的低。 土壤因素影響土溫變化的土壤因素，包括土壤結(jié)構(gòu)、質(zhì)地、松緊度、顏色、影響土溫變化的土壤因素，包括土壤結(jié)構(gòu)、質(zhì)地、松緊度、顏色、濕度、地表狀態(tài)及土壤水汽含量等。濕度、地表狀態(tài)及土壤水汽含量等。土壤因素影響土溫變化的土壤因素，包括土壤結(jié)構(gòu)、質(zhì)地、松緊度、顏色、影響土溫變化的土壤因素，包括土壤結(jié)構(gòu)、質(zhì)地、松緊度、顏色、濕度、地表狀態(tài)及土壤水汽含量等。濕度、地表狀態(tài)及土壤水汽含量等。第43頁/共49頁1 1、土溫日變化、土溫日變化 （1 1）土表溫度最高值出現(xiàn)在1313時(shí)左右，最低溫出現(xiàn)在將近日出的時(shí)候 正午太陽輻射最強(qiáng)，熱量差額仍為正，繼續(xù)升溫，午后1 1時(shí)達(dá)到平衡，此時(shí)達(dá)最高溫度。之后，太陽輻射減弱，熱量差額轉(zhuǎn)為負(fù)值，溫度開始下降，將近日出達(dá)到最低溫度。 （2 2）土壤溫度日較差隨深度的增加而減小 表層土壤溫度日較差較大，越往深層溫度日較差越小，到一定深度后，土壤溫度幾乎沒有變化。土壤溫度日變化消失的土層稱為日溫恒定層。具觀測(cè)，日溫恒定層的深度大約在1m1m以下的土層。 （3 3）土壤日最高溫度和日最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間隨著深度的增加而推后 深度每增加100m100m，土壤日最高和最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間約推