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绪论
§1气象学的概念
一、气象学的定义
气象学：研究大气中所发生的各种物理现象和物理过程，探讨其演变规律和变化，并直接或间接用于指导实践为人类服务的学科。
地球表面被一层厚厚的大气所包围，这层气体通常称为地球大气，简称大气。大气中不断地进行着各种各样的物理过程，如大气的增热与冷却、水分的蒸发与凝结等，伴随着各种物理过程便发生和出现了各种各样的物理现象，冷、热、干、湿、风、霜、雨、雪、雷电、华虹、晕等。
气象要素：定性或定量描述大气物理现象和状态所采用的特征量。
如：气压、温度、湿度、降水、蒸发、风云、能见度、辐射以及各种天气现象。各种气象要素之间是相互联系、相互制约的。
二、气象学的研究领域
气象学在发展的过程中形成了许多分支学科：天气学、气候学、大气物理学、动力气象学、应用气象学、大气探测学以及人工影响天气学等。
1、天气学：是一门研究大气中各种天气现象发生、发展的规律，并运用这些规律预报未来天气的一门学科。
天气：是指一个地方瞬时或较短时间内的风、云、降水、温度、气压等气象要素的综合状态，也就是我们能够看到和感受到的对日常生产、生活产生影响的阴、晴、冷、暖、干、湿等大气现象。
2、气候学：是研究气候的特征及其形成和变化规律，综合分析评价各地气候资源及其与人类关系的学科。
气候：是在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动的长时间相互作用，在某一时段内大量天气过程的综合，它不仅包括该地多年来经常发生的天气状况，而且包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。极端天气事件如干旱、暴雨洪涝、低温冷害、热浪、雪崩、台风、雷暴以及沙尘暴等。
＊天气是代表一个较短时间，一般具有多变性，在同一时间内不同地区的天气不完全一样，同一地区不同时间内的天气也常常是不同的。5d-短期天气过程；5-10d-中期天气过程；10d -3个月-长期天气过程。
＊气候是代表一个较长的时间，一般比较稳定，而且一个地方的气候特征受它所在的纬度、高度、海陆相对位置等影响较大。
3、大气物理学：是一门研究大气的物理现象，物理过程及其演变规律的科学。包括大气光学、辐射学、大气声学、大气电学、云雾物理学、微气象学等。
4、动力气象学：是一门应用物理学和流体力学定律，研究大气运动的动力过程、热力过程以及它们之间的相互关系。
5、应用气象学：将气象学的原理、方法和成果应用于人类社会经济活动的各方面，同各专业学科相结合而形成的边缘学科，它包括农业气象学、森林气象学、水文气象学、海洋气象学以及污染气象学等。
6、大气探测学：包括气象仪器学、卫星气象学、雷达气象学等。主要进行地面、高空和专业性的气象探测。
三、气象学的基本任务
气象学不仅研究大气的变化规律，而且要根据所掌握的规律预测大气的变化和发展过程，使人们在生产实践中充分利用气象和气候资源，控制局部天气和改造小气候。
§2农林气象学的概念、任务及其研究方法
一、农林气象学的概念
农林气象学是研究农林业与气象条件之间关系及相互作用规律的一门学科，是应用气象学的重要组成部分。
二、农林气象学的基本任务
1、农林业气象监测
2、农林业气象情报和预报
3、农林业气象资源的开发利用与保护
4、农林业小气候的利用与调节
5、农林业气象灾害规律的掌握及灾害防御
6、农林业气象基础理论的研究
三、农林业气象学的研究方法
1、分期播种法
主要是研究各种不同的气象条件对作物生长发育的影响，及作物对气象条件的要求的数量指标。
2、地理播种法
气候条件不同，土壤条件、农业技术措施相同，进行平行观测。研究同一品种在不同气候条件下的生长发育。
＊平行观测（联合观测）: 气象观测和物候、农作物生长情况同时记录，以分析各种因子的影响。
3、地理分期播种法
4、人工气候实验法
5、气候分析法
§3农林气象学发展简史（自学）
§4大气的组成及垂直分布
一、大气的组成
大气由多种气体、水滴、冰晶及其它固体杂质混合而成，按其成分可以概括为三大类：
1、干空气：大气中，除水分和固体杂质以外的整个混合气体，称为干洁空气，主要成分是N2 、O2、Ar约占总容积的99.97%。干洁大气中对人类活动影响比较大的成分是氮、氧、臭氧和二氧化碳。臭氧能强烈吸收紫外线，在距离地面20-25km的高度达到最大；二氧化碳属于温室气体，它能强烈吸收和放射长波辐射，对空气和地面有增温效应，多集中于大气底部20km以下的气层内。
2、水分：是大气中唯一可以发生相变的部分，以水汽、水滴和冰晶三种状态存在。水汽在相变过程中要吸收或放出潜热，所以大气中水汽含量的多少能直接影响地面和空气的温度，从而影响天气的变化；调节大气的湿度并完成热量的转移；大气中的水汽能强烈吸收长波辐射，参与大气的温室效应。
3、固体杂质：其中无机物质包括燃烧产生的烟粒，被风卷起的尘土、微粒、海洋中浪花溅起在空中水分蒸发后留下的盐粒，火山爆发后进入大气的火山灰，流星燃烧后的灰烬。有机杂质如植物的花粉、孢子、微生物。
它的存在可使大气能见度变坏，但它能充当水汽凝结核，对云、雨的形成起重要作用；这些微粒还能吸收一部分太阳辐射和阻挡地面放热，对地面和空气温度也有一定的影响。
二、大气的垂直结构
大气的底界是地球表面，但是其顶界是模糊的，地球和星际气体之间不存在一个截然的界面把它们分开，而是逐渐过渡的。为了实际的应用，仍可将大气划定一个大致的上界。一种是根据大气中物理现象极光出现的高度，作为大气的物理上界，高度约在1000-1200km。另一种是以大气密度接近星际气体密度的高度作为大气的上界，大气上界约在2000-3000km高度处。
大气在垂直方向上的物理性质是有显著差异的。根据温度、成分、电荷等物理性质，同时考虑到大气的垂直运动等情况，可将大气分为五层。
1、对流层
对流层是地球大气中最低的一层。对流层是非常薄的，不及整个大气层厚度的1％。但是，由于地球引力的作用，这一层却集中了整个大气3/4的质量和几乎全部的水汽。空气通过对流和湍流运动，高、低层的空气进行交换，使近地面的热量、水汽、杂质等易于向上输送，云、雾、雨雪等主要大气现象都出现在此层。对流层是对人类生产、生活影响最大的一个层次，也是气象学、气候学研究的重点层次。对流层厚度因纬度和季节的不同而不同：热带较厚，寒带较薄；夏季较厚，冬季较薄。赤道地区对流层厚度可达16～18千米，中纬度地区约10～12千米，两极地区约7～8千米。
对流层有三个主要特征：由于对流层主要是从地面得到热量，①气温随高度增加而降低。平均而言，高度每增加100m，气温则下降约0.65℃，这称为气温直减率，也叫气温垂直梯度。由于地表面的不均匀加热，②有强烈的垂直对流运动和不规则的乱流运动。③气象要素水平分布不均匀：由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
在对流层的最下层称为行星边界层或摩擦层。其范围一般是自地面到1—2km高度。行星边界层以上的大气层称为自由大气。在自由大气中，地球表面的摩擦作用可以忽略不计。在对流层的最上层，介于对流层和平流层之间，还有一个厚度为数百米到1—2km的过渡层，称为对流层顶。这一层的主要特征是：气温随高度的增加突然降低缓慢，或者几乎不变，成为上下等温。
2、平流层
自对流层顶到55km左右为平流层。其特点是：
①温度随高度增加得以迅速增高，造成显著的暖层。温度受地面影响很小主要与大量臭氧能够直接吸收太阳辐射有关。虽然30km以上臭氧的含量已逐渐减少，但这里紫外线辐射很强烈，
②平流层内气流比较平稳，空气的垂直混合作用显著减弱。
③平流层中水汽和尘埃含量极少，大多数时间天空是晴朗的。
有时对流层中发展旺盛的积雨云也可伸展到平流层下部。在高纬度20km以上高度，有时在早、晚可观测到贝母云（又称珍珠云）。平流层中的微尘远较对流层中少，但是当火山猛烈爆发时，火山尘可到达平流层，影响能见度和气温。
3、中间层
自平流层顶到85km左右为中间层。气温随高度增加而迅速下降，并有相当强烈的垂直运动。
原因：由于这一层中几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短的太阳辐射又大部分被上层大气（热层）吸收掉了。
4、热层
热层又称热成层或暖层，它位于中间层顶以上，其特点如下：
①气温随高度的增加而迅速增高。这是由于波长小于0.175μm的太阳紫外辐射都被该层中的大气物质（主要是原子氧）所吸收的缘故。
其中热层没有明显的顶部。通常认为在垂直方向上，气温从向上增温至转为等温时，为其上限。这一层空气密度很小，在270公里高度处，空气密度约为地面空气密度的百亿分之一。
②在热层中空气处于高度电离状态，其电离的程度是不均匀的。
据研究高层大气（在60km以上）由于受到强太阳辐射，迫使气体原子电离，产生带电离子和自由电子，使高层大气中能够产生电流和磁场，并可反射无线电波，从这一特征来说，这种高层大气又可称为电离层，正是由于高层大气电离层的存在，人们才可以收听到很远地方的无线电台的广播。
5、散逸层
这是大气的最高层，又称外层。
这一层中气温随高度增加很少变化。
由于温度高，空气粒子运动速度很大，又因距地心较远，地心引力较小，所以这一层的主要特点是大气粒子经常散逸至星际空间，本层是大气圈与星际空间的过渡地带。
第一章 太阳辐射
太阳辐射是地面的基本能量来源，太阳辐射通过下垫面引起大气的增温、冷却，地面和大气在获得太阳辐射的同时，本身也放射长波辐射，大气中的一切物理过程和物理现象，都是由太阳辐射、地面辐射和大气辐射供给能量而发生和发展的。
§1日地关系与季节形成
一、日地关系
地球在太空中不停地进行着绕太阳的公转，同时又绕地轴自西向东的自转。
地球公转的轨道面为一近圆形的椭圆，太阳位于椭圆的一个焦点上。在一年中地球距太阳最近的时间约在每年的1月3日，距离为1.47×108km，这时地球在轨道上的位置称为近日点；地球距太阳最远的时间约在每年的7月4日，距离为1.52×108km，这时地球在轨道上的位置称为远日点。
1、黄道：地球绕太阳公转的轨道是一个椭圆形的曲线，这个公转的轨道称为黄道。
2、二十四节气的形成
在黄道上自黄经0°起按逆时针方向计算的角度称为黄经，自黄经0°起每隔15°定一节气（15天），全年共二十四节气，6个节气为一个季节。
＊天文季节：从天文角度出发,以两分两至节气或按月份划分的季节,称为天文季节。其划分方法是：春分至夏至为春季；夏至到秋分为夏季；秋分到冬至为秋季；冬至到春分为冬季。以月份划分的季节是：3-5月为春季；6-8月为夏季；9-11月为秋季；12-2月为冬季。
＊气候季节：以气候要素的分布关况为依据划分的季节。中国的气候季节最早是由张宝汗（1934）研究的。在《中国四季之分配》一文中，提出以候（五天）平均气温低于10℃为冬季，高于22℃为夏季，10-22℃之间为春秋过渡季，并划出各地四季的长短。
二、季节的形成
地球绕太阳公转有两个重要的特点：
1）地轴与地球公转轨道面始终保持66°33′的交角。黄道面与赤道面的夹角叫做黄赤交角。
2）地轴在宇宙空间的倾斜的方向始终保持不变。
思考:黄赤交角变大或缩小,直射点的范围会发生怎样的变化?
这样,地球在公转时,有时北半球倾向太阳,有时南半球倾向太阳,引起太阳直射地球的位置不断改变（这样引起同一地点在直射点移动时接受到的太阳照射的强烈和太阳光线的角度不同）导致地面获得太阳能量发生周期性的变化,于是便产生了地球上的季节更替现象。
1、赤纬（δ）：是太阳平行光线垂直照射地球表面时阳光所在的地理纬度。在一年中，赤纬变动于南北纬23.5°之间。在北半球取正+23.5°，南半球取负-23.5°。
1）春分日、秋分日太阳直射赤道，δ=0°。
2）北半球，夏至日太阳直射北回归线，δ=+23.5°。
3）北半球，冬至日太阳直射南回归线，δ=-23.5°。
地球各地太阳辐射状况，除受太阳直射点的影响，此外还与太阳在天空中的位置有关。
2、太阳高度角（h）:对于地球上的某个地点，太阳高度是指太阳光的入射方向和地平面之间的夹角。
太阳高度是决定地球表面获得太阳热能数量的最重要的因素。太阳高度角随着太阳时角ω,太阳赤纬δ和地理纬度φ的变化而变化。任意时刻的太阳高度角的计算公式： sin h＝sin φ sin δ＋cos φ cos δ cos ω
ω以当地时间的正午为零度，下午为负，上午为正，每小时15°(对于不在120度东经线上的任何地点，它的正午时间绝对不会是北京时间12时)。
ω=15°（t-12）
＊t当地时间,12当地时间的正午而非北京时间
＊北京时间-我国采用北京所在的东八时区的区时作为标准时间，称为北京时间。北京时间是东经120度经线的平太阳时，不是北京的当地平太阳时。北京的地理位置为东经116度21′，以120度经线为中心，向左，向右各7.5度之内的地区都以120经线的时间为准，北京时间比世界标准时间要早8小时。
＊格林威治时间:地球一周被分成24等份，每一等份为一个时区。这样一个时区是经度15度。一天24小时，所以相差一个时区就相差一个小时。经度零度即子午线的时间为世界标准时间。由于子午线穿越伦敦附近的格林威治市，故称格林威治时间，这也是英国的标准时间。北京的经度是116度21分，所以在子午线往东第八个时区内。即东八时区。8×15＝120，所以东八时区的区时为东经120度的时间，就是北京时间。
那么北京时间是在哪里进行计算和发布的呢？是来自陕西省蒲城县境内的国家授时中心(详细地址：陕西省西安市临潼区书院东路3号)。之所以选择这里，是考虑：陕西地处大陆腹地，离中国大地原点仅100公里，发射的时间信号便于覆盖全国；当地地质构造稳定，授时中心因地震等自然灾难被毁坏的系数极小；由于其重要性，建立在内陆地区比较安全。
＊大地原点:亦称大地基准点，即国家水平控制网中推算大地坐标的起标点。大地原点是人为界定的一个点，利用它我们可以精确地知道自己的地理位置所在，也因此所谓的GPS全球定位系统才有意义。是科学家们勘察计算了很久才确定了这个原点。自此中国任何一寸土地都可以用精确的大地坐标标示。上个世纪70年代，中国决定建立自己独立的大地坐标系统。通过实地考察、综合分析，最后将我国的大地原点，确定在咸阳市泾阳县永乐镇石际寺村境内。
1)日升日落，同一地点一天内太阳高度角是不断变化的。日出日落时角度都为零度，正午时太阳高度角最大。正午时时角为0°，以上公式可以简化为：
对于北半球而言，H＝90°－(φ－δ)
对于南半球而言，H＝90°－(δ－φ)
2)赤道上,在春分日和秋分日的正午h=90°，一年中太阳高度角有两次最大和两次最小。
3）北回归线上，在夏至日正午h=90°，一年，正午太阳高度角有一次最大和一次最小。
4）北回归线以北的纬度无太阳直射，全年以夏至日最高，冬至日最低。
5）赤道与北回归线之间，一年中正午太阳高度角有两次最大和一次最小。
三、昼夜的形成与变化
1、昼夜的形成
在地球自转的过程中，总有半个球面朝向太阳，另半个球面背向太阳。朝向太阳的半球称昼半球，背向太阳的半球称夜半球，昼半球和夜半球的分界线，叫晨昏线。晨昏线与纬圈交割把纬圈分成两段圆弧，处于昼半球的弧段称为昼弧，处于夜半球的弧段称为夜弧。当地球自西向东自转时，昼半球的东侧进入黑夜，夜半球的东边进入白天，由此形成了地球上的昼夜交替。
2、昼夜的变化
1）春分日、秋分日地球各地昼夜均是12小时。
2）从春分到秋分日的夏半年，北半球各地可照时间长于12小时，而且纬度越高，白昼越长，夏至日白昼达一年中的最长，在北极圈内可出现极昼现象。
3）从秋分到春分的冬半年，北半球各地可照时间短于12小时，而且纬度越高，白昼越短，冬至日白昼达一年中的最短，在北极圈内可出现极夜现象。
4）赤道上终年昼夜等分。
3、昼长（可照时间、天文日照时间）：在没有地形、地物等遮蔽的条件下，太阳中心从东方地平线升起到西方地平线落下，一天可能照射的最大小时数。（太阳光线直接照射地面）昼长计算不讲
各地日出日落时间可从中国科学院国家授时中心 http://www.time.ac.cn查出来。
广州市（北纬23°06′）在夏至日这一天,日出时间为05：43 ，日落时间为19：16 （授时中心给出的东八区时间）。昼长约为14个小时。
呼和浩特市（北纬40°48′）在夏至日这一天,日出时间为05 ：03，日落时间为20：09 （授时中心数据） ，昼长约为15个小时。
2）由于云、雾等天气现象，或地物障碍的影响，使太阳光实际照射的时间减少，每日太阳光实际照射地面的时间叫实照时数。
3）曙暮光时间：在日出前、日落后的一段时间内，虽然太阳直射光不能直接投射到地面上，但地面仍可得到大气的散射光，称为曙暮光。
4）光照时间=可照时间+曙暮光时间
5）日照百分率：实照时数/可照时数×100%
§2太阳辐射
一、辐射的基本知识
1、辐射与辐射能
自然界中的一切物体都以电磁波的方式向四周放射能量，这种传播能量的方式称为辐射，通过辐射传播的能量称为辐射能。辐射是能量传播方式之一，也是太阳能传播到地球的唯一途径。
辐射能是通过电磁波的方式传输的。电磁波的波长范围很广，从波长10-10μm的宇宙射线，到波长达几千米的无线电波。气象学所研究的波长范围从0.15-120μm。太阳辐射是一种短波辐射,既有光效应,又有热效应,主要波长范围0.15-4μm，肉眼看得见的是从0.4－0.76μm的波长，这部分称为可见光。地面和大气逆辐射的主要波长范围为3-120μm，称为长波辐射。
2、辐射能的度量
1）辐射通量（φ）：也叫辐射功率.电磁波能量的传输率，即表示单位时间内通过空间某一个面的辐射能。J/s.w
2)辐射通量密度（E）：单位时间内通过单位面积的辐射能量称为辐射通量密度（E），单位是W/m2。
辐射通量密度没有限定辐射方向，分为入射通量密度和放射通量密度。其数值的大小反映物体放射能力的强弱，故称之为辐射能力或放射能力。
3)光通量密度(E1):单位面积上通过或到达的光通量。单位为lm•m-2,或lx
＊光通量指人眼所能感觉到的辐射能量,它等于单位时间内某一波段的辐射能量和该波段的相对视见率的乘积。人眼对于不同的波长光的视觉灵敏度是不同的。一般来说，人眼对黄绿光最为敏感。对红光、紫光就比较迟钝，而对红外光、紫外光就没有视觉反应。一般是取人眼对波长0.55μm的黄绿光的视见率为1，而其它可见光的视见率大部分小于1。一个物体所发出的电磁辐射视觉效果的好与坏，不仅仅决定于其中的可见光成分的多少，而且还决定于不同视见率光波成分的相对比例
2、物体对辐射能的吸收、反射与透射.
投射到物体上的辐射并不能被全部吸收，其中一部分被反射，一部分可能透过物体。
物体吸收率、反射率和透射率大小随着辐射的波长和物体的性质而改变。
α+r+t=1
3、辐射的基本定律
黑体——对外来辐射，不论波长如何，能全部吸收，而不透射与反射的理想物体，由于被任何波长的光照射时均呈黑色，故名黑体，是最好的吸收体和放射体，其放射能力只与波长和温度有关。
1) 基尔荷夫定律
当热量平衡时（温度不变），物体对于某一波长的辐射能力与物体对该波长的吸收率之比为一恒量。其比值为绝对黑体在同一温度下对同一波长的辐射能力。基尔荷夫定律把一般物体辐射、吸收和黑体辐射联系起来，从而有可能通过黑体辐射的研究来了解一般物体的辐射，极大地简化了一般辐射的问题。
2）斯蒂芬-波耳兹曼定律
物体的放射能力是随温度、波长而改变的。黑体的辐射能量与其表面绝对温度的四次方成正比。E = σT4 σ—斯蒂芬波耳兹曼常数，σ=5.67×10-8W•m-2•K-4。
3）维恩位移定律
黑体辐射能力极大值所对应的波长与其绝对温度成反比。
如果波长以微米为单位，则常数C=2896μm•K ＝ 2896μm•K。 因此，物体的温度愈高，辐射能力最大值所对应的波长愈短,即黑体辐射最大辐射能力的波长随温度升高而向短波方向移动。
二、太阳辐射
1、太阳辐射光谱和太阳常数
1）太阳辐射光谱：太阳辐射中辐射能按波长的分布。太阳辐射光谱的能量分布-紫外线区占6.3%,可见光区占52.1%,红外线区占41.6%。
2）太阳常数（s0）:当日地处于平均距离时，在大气上界，垂直于太阳光线的1㎝2面积内，1min内获得的太阳辐射能量，称太阳常数。大致为1370W/m3。
2、太阳辐射在大气中的减弱
太阳辐射光谱穿过大气后的主要变化有：总辐射能有明显的减弱；辐射能随波长的分布变得极不规则；波长短的辐射能减弱的更为显著。原因有以下几个方面：
1）大气对太阳辐射的吸收。
大气中吸收太阳辐射的主要成分有：水汽、氧、臭氧、二氧化碳及固体杂质等物质对太阳辐射的选择性吸收，太阳辐射被大气吸收后转变成热能。
⑴二氧化碳、水汽的吸收带在红外线区，对太阳辐射的减弱作用不大。
⑵臭氧在波长0.2-0.3μm的紫外线区有很强的吸收带,能使太阳辐射总能量减少2%。
⑶氮气和氧在小于0.2μm处有微弱的吸收。
⑷悬浮在大气中的水滴、杂质等也能吸收太阳辐射，但作用很小，当有沙暴、火山爆发时才会有比较显著的吸收。
综上所述：大气对可见光的吸收几乎是透明的。可以认为，低层大气不是主要直接吸收太阳辐射而增温的。
2）大气对太阳辐射的散射
大气吸收所引起的辐射减弱，主要发生在紫外、红外与微波区，而大气的散射对太阳辐射的减弱主要发生在可见光区。
散射：大气中的各种分子、尘粒、云滴等微小质点，能把入射的电磁波向四面八方发射，这种现象叫散射。散射并不像吸收那样把辐射能转变成热能，而是改变辐射的方向，使辐射一部分返回宇宙。
⑴分子散射：散射质点的直径比入射辐射的波长小时,散射的强度与其波长的四次方成反比,所发生的散射称为分子散射。分子散射具有选择性，对蓝紫光的散射能力最强，比对红光的散射约大8倍，也就是说对红光的透射率大。
晴天时，大气中的水汽、尘埃等杂质很少，大气散射以分子散射为主，太阳辐射中波长较短的蓝紫光被散射的多，呈许多的蓝紫光散射中心，所以晴朗的天空呈蔚蓝色。
（2）粗粒散射：太阳辐射遇到直径比波长大一些的质点时产生的散射，没有选择性，辐射的各种波长都同样地被散射。因此，浮尘天气时天空呈灰白色。
3）大气的云层和尘埃对太阳辐射的反射。
大气中云层和较大颗粒的尘埃能将太阳辐射中的一部分能量反射到宇宙中去。反射对各种波长没有选择性，所以反射光呈白色，云的反射作用最为显著，
总之，太阳辐射有30%被散射或漫射回宇宙，20%被大气的云层直接吸收，50%到达地面被吸收。
3、影响太阳辐射在大气中减弱的因素
太阳辐射通过大气时受到减弱的程度，主要取决于太阳辐射在大气中经过的路径长短和大气透明程度。
1）大气光学质量(m)：太阳辐射穿过大气层的路径长短可以用大气质量来表示。太阳辐射倾斜照射时太阳光线在大气中的路程是垂直入射时路程的倍数。
太阳辐射穿过大气的路程愈长，它被减弱的愈多，反之愈少。
假设：当太阳位于天顶时，光线垂直到达海平面（标准大气压）时所穿过的大气路径定为一个大气质量，斜穿或不在海平面上、气压不等于标准大气时m＞1。
从图中我们可以看出，当太阳光线倾斜入射时，所经大气路径的长短可由太阳高度角推算m=1/ sin h。
2）大气透明系数（ p）：以阳光透过一个大气质量后的太阳辐照度与透过前辐照度之比。P=sm/sm-1 ，P值表明辐射通过大气后的削弱程度，
举例：当太阳位于地平线时，太阳高度比较低，太阳辐射的路程长，太阳光谱中可见光部分波长较短的蓝紫光散射较多，波长较短的红橙光被削弱的少，所以地平线上的太阳呈现红色。
3、当大气透明系数为P，太阳辐射穿过m个大气质量后，到达与太阳光线垂直的面上的太阳辐射通量密度可由P=sm/sm-1 推导出，当m=1时，P=s1/s0 ，s1=s0•P当m=2时，P=s2/s1，s2=s0•P2 ，以此类推，sn=s0•Pn,当穿过m个大气质量后，sm=s0•Pm （贝尔减弱定律）
三、到达地面的太阳辐射（Q）
到达地面的太阳辐射由两部分组成：一是以平行光线的形式直接投射到地面上的太阳直接辐射（s′）；二是经散射后自天空投射到地面的散射辐射（Ｄ）
1、太阳直接辐射（s′）
s′＝sm•sinh= s0•Pm•sinh= s0•Pcsch•cosE(朗伯余弦定律)
太阳高度角主要影响太阳辐射以散布的面积。散布的面积大，单位面积的水平面所获得的太阳辐射能就愈小。太阳高度角和大气透明系数是影响太阳直接辐射的主要因子。
2、散射辐射(D)：经过散射后经天空投射到地面上的太阳辐射。
假设散射辐射有一半返回太空,另一半不虑大气的吸收作用到达水平面上,散射辐照度为: D=1/2 sinh•s0(1-pm)
散射辐射的强弱和太阳高度角及大气透明度有关，太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也相应地增强，反之亦然。大气透明度主要影响参与散射的质点的多少。
3、Q= s′+ D
阴天时，日出前后，地面接受的太阳辐射主要是散射辐射。
4、地面吸收的太阳总辐射
Q(1-r) r为地面反射率。
§3地面、大气辐射和地面净辐射
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直接吸收很少，而水、陆、植被等地球表面却能大量吸收太阳辐射，并经转化供给大气、从这个意义来说，下垫面是大气的主要热源。
一、地面辐射和大气辐射
地面能吸收太阳的短波辐射,同时按其本身的温度向外放射长波辐射,大气对太阳短波辐射吸收很少,但对地面的长波辐射却能强烈吸收。大气也按其本身的温度,向外放射长波辐射。
长波辐射：波长大于4μm的辐射，它只有热效应，而没有光效应，因此也称为热辐射。我们把地面和大气的辐射称为长波辐射。地面和大气辐射的波长范围在红外区（3-120μm）。
1、大气对长波辐射的吸收
1）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。
2）大气对长波辐射的吸收除8-12μm外，吸收率近于1，因此地面辐射有20%透过这一波段射向宇宙空间，把这一波段称为“大气窗口”。根据维恩位移定律：地面辐射能力最大的波长为9.7μm。
2、大气逆辐射和地面有效辐射
1）大气逆辐射（G）；大气长波辐射指向地面的部分，大气逆辐射使地面因放射辐射而损失的能量得到一定的补偿，由此可以看出大气对地面有一种保暖作用，这种作用称为大气的保温效应。
2）地面有效辐射（F）：表示地面与大气在长波辐射交换过程中地面能量的得失，在数值上等于地面放射的长波辐射（μ）与地面吸收的大气逆辐射之差。
3）地面有效辐射（F）：表示地面与大气在长波辐射交换过程中地面能量的得失，在数值上等于地面放射的长波辐射（μ）与地面吸收的大气逆辐射之差。F=μ-G
通常情况下,地面温度高于大气温度,所以F为正值,这意味着地面经常失去热量,只有在逆温及空气湿度很大的情况下,F才有可能为负值,这时地面才能通过长波辐射的交换获得热量。
影响有效辐射的主要因子：
地面温度；空气温度；地面与空气温度的差值；云状云量；空气湿度；海拔高度。
二、地面辐射差额（净辐射、辐射平衡）
地表面由于吸收太阳总辐射和大气逆辐射而获得热量，同时又以其本身的温度不断向外放出辐射而丢失热量，地球表面既有辐射能的收入，也有辐射能的支出。地面能量的收支情况，是由短波和长波辐射收支作用的总和来决定的。
1、地面辐射差额（R）
某段时间内单位面积地表面所吸收的太阳总辐射和其有效辐射之差。
R = (s′+D)(1－r)－F
当阴天时s′=0，R = D(1－r)－F;夜间短波收入为0, R =－F
2、净辐射的变化
1）日变化
白天，(s′+D)(1－r)＞ F ，R为正值，太阳的短波辐射起主导作用，地面升温，最大值略偏于正午。
夜间，地面得不到太阳辐射，所以R =－F，地面以长波支出而损失热量，地面降温。
日出后1－1.5h由负值转为正值，日落前1－1.5h由正值转为负值。
2）年变化
夏季为正，冬季为负,最大值出现在6月份(或7月份),最小值出现在12月份,与正午太阳高度角的年变化一致.我国大致在39°N以南的地区,各月净辐射值都为正值; 39°N以北的地区,冬季的某些年份净辐射为负值,而且纬度越高,负值时间越长。全球绝大部分地区地面辐射差额年平均值均为正值，只有在高纬度和某些终年积雪区才是负值，就整个地球表面来说是收入大于支出的。
问题：如何测太阳辐射日总量？
§4太阳辐射与农业生产
太阳辐射是地球上生物有机体的主要能量源泉，植物的光合作用使得所有的有机体与太阳辐射之间发生了最本质的联系，太阳辐射以光合效应、热效应和形态效应对植物的生长发育产生影响。
太阳辐射的光谱成分、光照度、光照时间以及植物利用太阳能的多少，影响着植物的生长发育、产量的高低，以及植物的地理分布。
一、太阳辐射光谱对植物的作用
1、不同光谱成分对植物的作用
种子的形成、开花及果实着色；植物的成形；光周期现象，光合作用的强弱等等。
2、光合有效辐射
太阳辐射中对植物光合作用有效的光谱成分称为光合有效辐射。光合有效辐射的波长范围与可见光接近。
二、光照度与植物生长发育
光照度通过影响植物的光合作用来影响植物的生长发育。光合作用与光饱和点，光合作用与光补偿点。
强光有利作物生殖器官的发育，相对的弱光照有利于营养生长。
三、光照时间与植物生长发育
1、植物的光周期
光周期是植物生长发育对昼夜长短的不同反应。即白天光照和夜间黑暗的交替与它们的持续时间对植物开花有很大的影响，称为光周期现象。根据光照长短与开花的关系可将植物分为三类：长日性植物；短日性植物；中间性植物。
2、光照时间与作物引种
作物引种要遵循气候相似的原则。
四、光能利用率及提高途径
1、光能利有率：是指单位土地面积上作物收获物中所贮存的能量与同期投射到该单位面积的太阳辐射能或光合有效辐射之比。
Eu=△W•H/∑Q 其中，Eu为光能利用率；H为单位干物质燃烧时释放的能量，也称折能系数，△W为测定期间单位土地面积上干物质的增量；∑Q是同期的总辐射或光合有效辐射总量。
2、提高光能利用率的途径
1）充分利用生长季；2）选育高效的作物品种；3）采取合理的栽培技术措施；4）提高叶片的光合效率；5）加强田间管理，改善作物群体的生态环境。
第二章 温度
§1土壤和空气的热量交换方式和热特性
一、热量交换方式
1、分子热传导：是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，地气、空气团之间有温度差异时，就会以传导方式交换热量。除贴地气层中较为明显外，空气和地面作为不良导体，以传导方式传热很少。
2、辐射：是物体之间依各自温度以辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。
3、对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称为对流。是对流层中热量交换的主要方式。（热力对流、动力对流）对流是地面和低层大气的热量向高层传递的重要方式。
4、湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称为乱流。是在空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。湍流是摩擦层中热量交换的主要方式。
5、平流：大范围的空气的水平运动。是空气在水平方向上热量的主要转移方式，其结果可以缓和地区之间、纬度之间的温度差异及热量状况。（寒潮）
6、潜热转移：气象学把因水的相变而引起的热量转移称潜热转移。如蒸发和凝结。
二、热特性
1、热容量
重量热容量：单位质量的物质温度变化1℃所吸收或放出的热量，称为重量热容量或比热（C），单位是J/(kg. ℃。
容积热容量（热容量）Cr：单位体积的物质温度变化1℃时，所吸收或放出的热量，称容积热容量（热容量）。单位J/cm-3•1℃-1。
热容量大的物质受热升温或失热后降温都比较缓和。水的热容量＞土壤固体热容量＞空气热容量，土壤的热容量是变化的，因土壤含水量和孔隙度是变化的。土壤湿度增加C增加；土壤孔隙度增加,C减小。干燥疏松的土壤与紧密粘重的土壤相比，热容量前者小于后者。
冬季寒潮来临前，通过灌水提高土壤热容量，达到防冻的目的。春季时，通过翻耕土壤，降低热容量，提高白天土壤温度。
2、土壤导热率λ：当物体不同部位之间存在温差时，就会产生热量的传递，热流的方向总是由高温指向低温。土壤导热率是单位距离（厚度1m）内，温度相差1℃时，在单位截面上，每秒钟所通过的热量，单位J•m-1•s-1•℃-1。
在其他条件相同时，土壤导热率越大，热量越容易传入深层或从深层得到热量，其表面温度升降愈缓和。土壤固体导热率＞水的导热率＞空气导热率。影响土壤导热率大小的因子是土壤含水量和土壤孔隙度。潮湿而紧实的土壤与干燥疏松土壤相比，白天表面增温和夜间降温要缓和。
3、导温率 K：表示物体传递热量和消除层次间温度差异的能力。
其他条件相同时，物体的K越大，温度波由物体表面向里或由里向物体表面传播越快，温度变化涉及的深度越深，各深度温度差异消除的越快。
§2 土壤的热量收支和土温
一、土壤表面的热量收支(裸地)
四项：以辐射方式进行的热量交换R = D(1－r)－F即净辐射；
地面与下层土壤间热量交换B-分子热传导；
地面与近地气层之间的热量交换P-乱流；
通过水分的蒸发与凝结进行的热量交换LE-潜热转移。
R=B-P-LE(把地面看作是一个几何平面得来)实际上土壤和空气,土壤和下层土壤之间的能量交换是一定的土壤厚度间进行的。上述的B可分解为Q-表层土壤的热量收支和B′-下层土壤的热量收支。
1、白天，从日出后的一小时到日没前一小时左右，R为正值。地面吸收的R转变成热能后，温度高于邻近气层和下层土壤，于是以乱流方式进入空气的热容量P和以分子热传导方式进入下层土壤的热通量B′，还有用于土壤水分蒸发随水汽进入空气中的LE部分。热量平衡方程：Qs=R-B′-P-LE
2、夜间，地面辐射差额为负，地面因辐射冷却，温度低于邻近的气层和下层的土壤，于是空气及下层土壤有热通量P和B′流向地表面，同时近地面的水汽因辐射冷却降温凝结(当空气温度下降到露点温度时,大概在凌晨2-3点左右)放出热时LE还给地面。热量平衡方程：Qs=-R+B′+P+LE
Q：是表面层土壤在单位时间内净收或支出的热量，Q为正值，地表面得热升温。Q为负值，地表面失热降温。
二、土壤温度的变化
太阳辐射的周期性日变化和年变化，使得土壤温度也相应的表现出周期性的日变化和年变化。温度的这种周期性的变化特征，可以用较差和位相来描述。较差又称变幅，是指一个周期内，最高温度与最低温度的差值。位相又称时相，是最高温度与最低温度出现的时间。
1、土温的日变化
1）土温在一昼夜内随时间发生的连续性变化，叫土温的日变化。
2）地表的最高温度出现在午后13时左右，比太阳辐射最大值出现的时间落后，正午时刻太阳辐射达到最大值，但地面热量的积累并未达到最大值，还有热量积累，Q1仍为正值，所以土温继续上升，约到午后13左右达到最大值，此时 Q1为零。土壤表面的热量积累达最大值，出现最高温度。地面温度的高低，并不直接决定于吸收太阳辐射能的多少，而取决于储存热量的多少。
3）最低温度出在次日将近日出时，13时以后，土表得热少于失热，温度逐渐下降，Q值为负值，地面不仅无热量积累，而且消耗原来贮存的热量，因此，地面温度下降，日落后太阳辐射完全断绝，Q值的绝对值越来越大，将近日出时，土壤表面经过一整夜的冷却，通过长波辐射失去的能量越来越少，几乎完全由分子热传导、水相变化送来的热量予以补偿，土壤表面热量积累达极小值。故而出现最低温度。
4）随土壤深度的增加，土温日较差变小，位相也逐渐落后。土壤日变变化化深度可达1m左右，1m 深度以下，土温无日变化。
5）土温日较差大小的影响因子：
夏季土温日较差大于冬季；内陆上土温日较差大于沿海；随纬度升高，土温日较差变小（正午太阳高度角随纬度的增高而减小）；晴天土温日较差大于阴天；有作物覆盖的土壤比裸地的土壤温度日较差小。
2、土温的年变化
1)在中、高纬度地表温度最高值出现在7月，最低值出现在1月，分别落后于太阳辐射最强和最弱值的月份一个月。
2）随纬度的升高，土温年较差越大，与土温日较差随纬度的升高而减小恰好相反，这是由于太阳辐射的年变化是随着纬度的增加而变大。
3）低纬度地区，太阳辐射的年变化不大，所以土温的年变化也不大。
4）一年中土温无变化的深度为年变化恒温层深度，在这个深度以下的层次叫常温层。
5）中纬度地区位相落后大约为20-30d/1m。
三、土温的铅直变化
由于土壤中各层热量昼夜不断地进行交换，使得土壤温度的垂直分布也具有一定的特点：
1、日射型（受热型）白天获得热量，由地表向下传输，随深度的增加温度递减。（13时）
2、辐射型（放热型）夜间放射热量，热量由土壤深处向上传输，温度自上而下递增。（01时）
3、过渡型
1）清晨过渡型：辐射型向日射型转变，上层开始升温，下层仍为辐射型。（09时）
2）傍晚过渡型：日射型向辐射型转变，上层开始辐射降温，下层仍保持日射型。（19时）
四、土温对植物的影响
大多数作物根区温度在20-30℃时生长最快。
1、土温影响植物根系对水分和养分的吸收；
2、土温影响植物块根、块茎；
3、土温影响种子发芽、出苗；
4、土温影响昆虫的发生。
§3 空气温度的变化
低层空气的热量主要来自下垫面，因此空气温度的变化与下垫面温度变化具有相同的日、年周期变化规律，辐射是气温周期性变化的主要驱动因素。而且这种变化在50m以下的近地气层表现得更为显著。此外，在大范围空气的水平运动影响下，空气温度还会产生非周期性变化。
一、气温的周期性变化
1、气温的日变化
大气边界层的温度主要受地表面增热和冷却作用的影响而发生变化。白天，当地表面接收了太阳辐射能而逐渐增热，通过辐射、分子运动、乱流及对流运动和潜热输送等方式将热量传递给边界层大气，使边界层大气温度随之升高；夜间，地表因放射长波辐射而冷却，使边界层温度也随之降低。因而引起边界层大气温度的日变化。
1)近地层气温的日变化的特征是：一天中出现两个极值，一般情况下午后14-15时出现最大值，早晨日出以后随着太阳辐射的增强，大气中吸收了地面放出的热量，气温也随着上升，到了正午太阳辐射达到最强。正午后，太阳辐射强度减弱，但地面得到的热量比失去的热量还是多些，所以地温继续上升，长波辐射继续加强，气温也随着不断的升高，到午后一定时刻，地面得到的热量因太阳辐射的进一步减弱而小于失去的热量，地温开始下降，地温由上升转为下降的时刻通常在午后13时左右，由于地面的热量传递给空气需要一定的时间，所以最高气温出现在午后14时左右，随后气温便逐渐下降，一直下降到清晨日出前后，大气储存的热量减至最少为止。所以最低气温出现在清晨日出前后而不是半夜。
1)影响气温日变化的因子
⑴纬度-随纬度的增加，气温日较差减小，热带12℃、温带8-9℃、极圈3-4℃；⑵季节-在中、高纬度地比较明显，一般夏季气温日较差大于冬季，一年中气温日较差最大值出现在春季而不是夏季。⑶地形-日较差凸出地形小于平原、平原小于凹地。 凸出地形因风速较大，乱流作用较强，经常受到日变化不大的高层空气的调剂。低凹地形，空气与地面接触面积大，加之通风不良，与较高层大气的交换作用弱，且夜间常为冷空气泻流汇合之地，气温日较差较平地大。⑷下垫面性质-陆地上气温日较差大于海洋，而且距海愈远，日较差愈大；有植被的地区，气温日较差小于裸地。⑸天气状况-明朗干燥地区的日较差大于阴天潮湿的地区。⑹海拔高度-海拔高度越高，气温日较差越小。
2、气温的年变化
1）气温的年变化与地面温度年变化十分相似，一年中有一个最高值和一个最低值。
大陆上的最高值出现在7月，最低值出现在1月。海洋上推后一个月，分别是8月和2月。
2）影响气温年变化的因子
气温年较差：一年中最热月和最冷月平均气温之差。
⑴纬度 气温年较差随纬度的增高而增大；与太阳辐射年变化一致。
⑵距海远近 距海近的地方受海洋影响大，气温年较差小，越向大陆中心受海洋的影响越小，年较差越大。
海拔高度、地形的影响与对日变化的影响相似。
二、气温的非周期性变化
气温除具有周期性的日、年变化之外，在空气大规模的冷、暖平流运动的影响下，还会产生非周期性变化。在中、高纬度地区尤为明显。
气温的非周期性变化，可以加强或减弱甚至改变气温的周期性变化。实际上，一个地方气温的变化是周期性变化和非周期性变化共同作用的结果。
三、气温的垂直变化
气温随高度增加而降低，是对流层的基本特征之一。
1、气温垂直递减率（气温直减率、气温垂直梯度г）：高度每变化100m，气温变化的值。其单位是℃/100m。在对流层中，г的平均值为0.65℃/100m。气温随高度的分布称为温度层结。气象学上规定，当г为正值时，表示气温随高度的增加而降低，г为负值时，表示气温随高度的增加而增加。
2、对流层中的逆温现象
1）逆温：在一定条件下，对流层中会出现气温随高度的增高而增高的现象，称为逆温现象。
当逆温发生时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流运动，使气层处于稳定状态，阻碍了空气垂直向上发展。
2）逆温的种类：
根据其形成的原因可划分为：
⑴辐射逆温：地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
在晴朗无风或微风的夜晚，地面辐射冷却，贴近下垫面的气层也随之降温，越靠近下垫面的空气，降温越快，而距下垫面较远的空气，降温较少，于是便形成了自地面开始的逆温层，黎明前后强度达到最大。
形成辐射逆温的有利条件：
天气条件-晴朗微风或仅有高云存在时的天气，风速2-3m/s最为适宜。
低云能强烈减弱地面有效辐射，不利于降温。风速过大，会加强空气的垂直混合作用。完全无风时，只能形成很薄的逆温层。
地形和土壤条件-山谷或洼地有利于辐射逆温的产生，导热性能差的土壤容易形成逆温。
⑵平流逆温：暖空气平流到冷的下垫面上，使下层空气冷却而形成的逆温。
逆温的强度取决于暖空气与冷的下垫面之间温差的大小，温差越大，平流逆温的强度越强。平流逆温可以出现在一天中的任何时刻，有时可以连续几昼夜。
§4 空气的绝热变化
空气的冷热程度实质上是空气内能的大小的表现。空气内能变化既可以是空气与外界的热量交换引起（通过分子热传导、辐射、对流、湍流、潜热转移等方式进行的非绝热变化），也可由外界的压力变化对空气做功，导致空气膨胀或压缩而引起（绝热变化）。
一、空气的绝热变化
空气块在铅直运动中与外界不发生热量交换，也就是无热量输入，也无热量输出，但由于体积的膨胀和收缩而发生的绝热冷却和绝热增温的变化，称为空气的绝热变化。
空气块在做绝热上升和下降过程中，温度变化的辐度因空气块水汽含量不同而异。
1、干绝热直减率
气块绝热升降单位距离（100m）时的温度变化值，称绝热垂直递减率。对于干空气和未饱和的湿空气来说，则称干绝热直减率，以rd表示。≈ 0.98℃/100m
在实际工作中rd＝1℃/100m，在干绝热过程中，空气块每上升100m，温度约下降1℃。 rd 与r（气温直减率）的含义是不同的。rd 是干空气在绝热升降过程中气块本身的变温率，它近似于常数；而r是表示周围大气的温度随高度的分布情况。
2、湿绝热直减率：饱和湿空气绝热升降单位距离（100m）时的温度变化值，称为湿绝热直减率，以rm表示。rm不是常数，而是气压和温度的函数，一般要小于rd，其平均值为0.5℃/100。
二、大气静力稳定度
大气中的对流运动，有时发展的十分剧烈，有时受到抑制或减弱。空气垂直运动的强弱，决定于大气稳定度。
1、大气稳定度的有关概念
1）大气稳定度：是指空气块受任意方向的扰动后返回或远离平衡位置的趋势或程度。它表示在大气层中的个别空气块是否安于原来的层次，是否易于发生对流。
2）气块受任意方向扰动后，可能出现三种情况：
受力后位移减速，有返回原高度的趋势，这时的气层对该气团是稳定的；
受力后位移加速，有远离起始高度的趋势，这时的气层对该气团是不稳定；
受力后位移不加速也不减速，这时的气层对该空气团而言是中性气层。
2、判别大气稳定度的基本方法
某一气层是否稳定，实际上就是某一运动的空气块与周围空气相比是轻还是重的问题。比周围空气重，倾向于下降，比周围空气轻，上升。空气的轻重取决于气压和气温，在气压相同的情况下，两团空气的相对轻重问题，实际上是气温的问题。
大气是否稳定，用周围空气的温度直减率（r）与上升气块的干绝热直减率（rd）或湿绝热直减率（rm）的对比来判断。
1)r愈大，大气愈不稳定，r愈小，大气愈稳定。r很小甚至等于零（等温）或小于零（逆温），那将是对流发展的障碍。
2)当r＜rm时，不论空气是否达到饱和，大气总是处于稳定状态的，因而称为绝对稳定；当r＞rd时则相反，称绝对不稳定。
3)rd＞r＞rm时，对饱和空气来说，大气是处于不稳定状态的，对作垂直运动的未饱和空气来说，大气又是处于稳定状态的，称为条件性不稳定状态。
4) r=rm时，对于作湿绝热升降运动的气块而言，大气是中性的，而对于干空气或未饱和湿空气而言，大气是稳定的。
5）r=rd时，对于作干绝热升降运动的气块而言，大气是中性的，而对于饱和湿空气而言，大气是不稳定的。
§5 生物学温度、界限温度和积温
适宜的温度是作物生存及生长发育的重要条件之一，一方面温度影响植物的生长、分布；另一方面，还影响植物的发育速度；此外，温度对植物病虫害的发生、发展有很大的影响。温度主要从强度、变化和持续时间三个方面对植物产生影响。
一、植物生命活动的基本温度
植物要在自然界得以生存并繁衍下去，首先要在生命存在的前提下才能进行生长、发育。对绝大多数植物而言，维持生命的温度一般在-10-50℃；生长的温度在5-40℃之间；发育的温度在10-35℃之间。
对于植物的每个阶段又都有3个基本温度；简称三基点温度，即最适温度、最低温度和最高温度。
二、温周期现象
据研究，植物生长和产品品质，在有一定昼夜变温的条件下比恒温条件要好，这种现象称为“温周期现象”。
三、界限温度
具有生物学普遍意义的，标志着某种物候现象或农事活动的开始、终止及转折的日平均温度。农业上常用的界限温度有：0℃、5℃、10℃、15℃、20℃。物候现象:生物长期适应温度条件的周期性变化,形成与此相适应的生长发育节律。这种现象叫物候现象。
四、积温
1、积温：作物的生长是在一定的温度下开始的，而且是在累积了一定的温度总数后完成的，某一时段内逐日平均气温的总和称为积温。
2、积温的种类
1）活动积温Y：高于生物学下限温度的日平均温度称为活动温度。一段时间内活动温度的总和称为活动积温。
生物学下限温度(B)：某作物或作物品种开始发育的下限温度称为生物学最低温度，又称为生物学零度。Y=∑ti (ti＞B,当ti≤B时，ti计为零) ti-B为有效温度。
2）有效温度A：作物或林木某一生长发育期或整个生长发育期内全部有效温度之和。
A=∑（ti-B）（ ti＞B，当ti≤B时ti-B计为零）
3）负积温：冬季一段时间内低于0℃的日平均温度的总和。
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