TRƯỜNG ĐẠI HỌC AN GIANG
KHOA NÔNG NGHIỆP - TÀI NGUYÊN THIÊN NHIÊN
BỘ MÔN KHOA HỌC CÂY TRỒNG
CHỦ ĐỀ
CHẾ ĐỘ NHIỆT
BÁO CÁO MÔN HỌC
KHÍ TƯỢNG VÀ THỦY VĂN NÔNG NGHIỆP
AN GIANG, 2014
1
TRƯỜNG ĐẠI HỌC AN GIANG
KHOA NÔNG NGHIỆP - TÀI NGUYÊN THIÊN NHIÊN
BỘ MÔN KHOA HỌC CÂY TRỒNG
CHỦ ĐỀ
CHẾ ĐỘ NHIỆT
Nhóm thực hiện:
1. Trần Thị Hồng Vân
2. Nguyễn Thị Thùy Trang
3. Phạm Thị Ngọc Hân
4. Nguyễn Linh Tuấn
5. Nguyễn Thành Đồng
6. Nguyễn Văn Thành
7. Chau Sóc Nương
AN GIANG, 2014
2
MỤC LỤC

3
DANH SÁCH BẢNG, BIỂU ĐỒ
Bảng số Tên bảng, biểu đồ Trang
Bảng 2.1: Nhiệt dung thể tích và nhiệt dung trọng lượng của một số loại đất 9
Bảng 2.2: Độ ẩm đất của một số loại đất……………………………………… 9

Bảng 2.3: Hệ số dẫn nhiệt của một số loại đất ………………………10
Biểu đồ 2.1: Mối quan hệ giữa nhiệt dung thể tích và độ ẩm đất……… ……… 9
Biểu đồ 2.2: Gradient của đất…………………………………………………… 11
Biểu đồ 2.3: Hệ số nhiệt của đất………………………………………………… 12
Biểu đồ 2.4: Biến thiên nhiệt độ đất hàng ngày………………………………… 13
Biểu đồ 2.5: Biến thiên nhiệt độ hàng năm…………………………………… 13
Biểu đồ 2.6: Quy luật lan truyền nhiệt độ theo chiều sâu…………………………14
Biểu đồ 4.1: Giới hạn nhiệt độ với quang hợp……………………………………21

4
DANH SÁCH HÌNH
Hình số Tên hình Trang
Hình 2.1: Nhiệt độ ảnh hưởng đến quá trình sống cùa vi sinh vật…………. 6
Hình 2.2: Nhiệt độ ảnh hưởng đến chu trình nước………………………… 6
Hình 2.3: Cân bằng bức xạ mặt đất khi bức xạ thuần âm và dương……… 7
Hình 2.4: Các thành phần của cân bằng nhiệt mặt đất ban ngày………… 8
Hình 4.1: Nhiệt độ không khí tác động đến hoạt động nông nghiệp………. 17
Hình 4.2: Biến thiên nhiệt độ hàng ngày …………………………………. 19
Hình 4.3: Sự biến thiên nhiệt độ theo cao……………………………… 19
5
CHƯƠNG 1
GIỚI THIỆU
1.1 – Giới thiệu về chế độ nhiệt.
Người ta gọi sự phân bố của nhiệt độ và sự biến đổi liên tục của nhiệt độ là chế độ nhiệt.
Chế độ nhiệt là một yếu tố quan trọng đối với môi trường và các sinh vật đang sinh sống trong
đó.
Sự trao đổi nhiệt xảy ra là do quá trình bức xạ, nghĩa là do quá trình không khí phát xạ và
hấp thụ bức xạ mặt trời, mặt đất và những lớp không khí khác. Hai là do quá trình trao đổi
nhiệt phân tử giữa không khí và mặt đất và quá trình trao đổi nhiệt do rốitrong khí quyển. Ba
là do quá trình trao đổi nhiệt giữa mặt đất và không khí xảy ra do bốc hơi và ngưng kết hay

băng kết tiếp đó của hơi nước.
Ngoài ra, sự biến đổi của nhiệt độ không khí còn có thể xảy ra không do quá trình trao đổi
nhiệt, nghĩa là nó có thể biến đổi đoạn nhiệt. Như ta đã biết, những sự biến đổi đoạn nhiệt có
liên quan với sự biến thiên của khí áp, nhất là trong chuyển động thẳng đứng củakhông khí.
Sự biến đổi nhiệt độ ở một vị trí địa lý nhất định phụ thuộc vào sự biến đổi cá thể của
trạng thái không khí và quá trình bình lưu được gọi là sự biến đổi địa phương. Những dụng cụ
khí tượng như nhiệt kế, nhiệt ký đặt cố định ở một nơi nào đó ghi những sự biến đổi địa
phương của nhiệt độ không khí (cho ta khái niệm biến đổi địa phương theo thời gian của nhiệt
độ và được biểu diễn bằng đạo hàm riêng : ∂T/∂t. Nhiệt kế trên khinh khí cầu bay theo gió và
như vậy luôn luôn nằm trong một khối khí nhất định, sẽ chỉ rõ sự biến đổi cá thể của nhiệt độ
trong khối khí (cho ta khái niệm biến đổi cá thể theo thời gian của nhiệt độ và được biểu diễn
bằng đạo hàm toàn phần: dT/dt.
1.2 – Mục tiêu nghiên cứu.
Nhằm giới thiệu cho các bạn sinh viên hiểu về chế độ nhiệt của đất, chế độ nhiệt của
nước, chế độ nhiệt của không khí. Để từ đó có các biện pháp sử dụng và cải thiện chế độ nhiệt
một cách hợp lý nhằm giải thiểu ảnh hưởng của chế độ nhiệt đế sự sinh trưởng và phát triển
của cây trồng.
6
CHƯƠNG 2
CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐẤT
2.1 – Cân bằng nhiệt mặt đất.
Nhiệt độ đất là một trong những yếu tố môi trường quan trọng tác động đến đời sống
của sinh vật. Nhiệt độ đất ảnh hưởng đến quá trình bốc hơi và ngưng tự hơi nước trên mặt đất
và trong lòng đất. Nhiệt độ của đất gia tăng chủ yếu là do Mặt Trời cung cấp, trong lòng đất
dung nham cũng tỏa nhiệt lên lớp vỏ nhưng lượng nhiệt này không đều.
7
Hình 2.1: Nhiệt độ ảnh hưởng đến quá trình sống của vi sinh vật
(Nguồn Internet)
Hình 2.2: Nhiệt độ ảnh hưởng đến chu trình nước
(Nguồn Internet)





Đầu tiên ta hãy xét những điều kiện nhiệt của mặt đất và của những lớp trên cùng của
thổ nhưỡng. Điều đó rất cần thiết vì nó liên quan đến sự nóng lên và lạnh đi của mặt đất
phần lớn do trao đổi nhiệt với những lớp trên cùng của thổ nhưỡng và vùng chứa nước bằng
con đường bức xạ hay không bức xạ.
Cân bằng nhiệt mặt đất là hiệu số giữa phần năng lượng nhận được và mất đi của mặt
đất. Phương trình cân bằng nhiệt mặt đất:
B’ = B - LE + V + P
Trong đó:
B: bức xạ thuần (net radiation)
L: tiềm nhiệt bốc hơi (latent heat)
E: lượng nước bốc hơi (evaporation)
V: lượng nhiệt trao đổi với khí quyển (sensible heat)
P: lượng nhiệt trao đổi với lớp đất sâu
Ban ngày: B>0; LE, V và P<0; B’>0 mặt đất nóng lên
Ban đêm: B<0; LE, V và P>0, B’<0 mặt đất lạnh đi
Hình 2.3: Cân bằng bức xạ mặt đất khi bức xạ thuần âm và dương
(Nguồn Physics of Environment anh Climate)
Thông thường cân bằng bức xạ ban ngày có giá trị dương, ban đêm có giá trị âm.
Ngoại trừ ở vùng địa cực quanh năm băng tuyết, cân bằng bức xạ ở những vùng khác đều có
giá trị dương, trong đó cân bằng bức xạ ở vùng xích đạo và vùng nội chí tuyến có trị số lớn
nhất.Cân bằng bức xạ âm thì mặt đất mất nhiệt và lạnh đi nhanh chóng.
Tuy nhiên, tổng đại số của lượng nhiệt thu chi trên mặt đất phải bằng không. Điều
này được biểu diễn bằng phương trình cân bằng nhiệt của mặt đất:
( I sin h + i)(1 − A) − Ew = −H − LE – G (1)
Để viết phương trình này, đầu tiên ta hợp nhất bức xạ hấp thụ và bức xạ hữu hiệu vào
công thức cân bằng bức xạ (R).Ta ký hiệu lượng nhiệt thu được hay truyền cho không khí là

H, gọi lượng nhiệt thu chi đó trao đổi nhiệt với những lớp thổ nhưỡng và lớp nước sâu hơn là
G. Lượng nhiệt mất đi cho quá trình bốc hơi hay thu được do ngưng kết trên mặt đất kí hiệu là
LE. Ở đây L là ẩn nhiệt bốc hơi ngưng kết (600 cal/g đối với nước và 680 cal/g đối với băng),
E là khối lượng nước bốc hơi hay ngưng kết.
8
Hình 2.4: Các thành phần của cân bằng nhiệt mặt đất ban ngày
( Nguồn Trần Minh Công)
Phương trình cân bằng nhiệt ban ngày có ý nghĩa là: Đại lượng cân bằng bức xạ trên
mặt đất cân bằng với sự truyền nhiệt không do bức xạ (hình 2.4). Ban ngày các dòng không
bức xạ hướng từ mặt đất về phía khí quyển còn ban đêm chúng có hướng ngược lại, từ phía
khí quyển về phía mặt đất.
Ban đêm do không có Mặt Trời thành phần cân bằng bức xạ chỉ còn thành phần phát
xạ. E* do đó phương trình cân bằng bức xạ đối với ban đêm có dạng:
−Ew = +H + LE + G
Cần lưu ý là phương trình (1) có thể áp dụng đối với khoảng thời gian bất kỳ cũng như
đối với thời kỳ nhiều năm cân bằng nhiệt của mặt đất có thể bằng 0, song điều đó không có
nghĩa là nhiệt độ mặt đất không biến đổi. Khi sự truyền nhiệt hướng xuống dưới,thì một phần
nhiệt lượng từ phía trên tới sẽ truyền từ mặt đất xuống các lớp sâu, còn phần lớn giữa lại ở lớp
trên cùng của thổ nhưỡng hay khối nước (lớp hoạt động). Khi đó nhiệt độ của lớp này, cũng
chính là nhiệt độ của mặt đất sẽ tăng. Ngược lại, khi nhiệt truyền qua mặt đất từ dưới lên vào
khí quyển thì nhiệt lượng mất đi trước hết là từ lớp hoạt động của thổ nhưỡng hay khối nước,
kết quả là nhiệt độ mặt đất giảm.
2.2 – Các đặc tính nhiệt lực của đất.
2.2.1 - Nhiệt dung của một số loại đất.
Nhiệt dung là đại lượng dùng để đánh giá khả năng nóng lên nhanh hay chậm của đất.
Nhiệt dung được chia làm hai loại là nhiệt dung thể tích (Cv) và nhiệt dung trọng lượng. Nhiệt
dung thể tích và nhiệt dung trọng lượng có quan hệ tác động qua lại lẫn nhau.
+ Nhiệt dung thể tích (Cv): là lượng nhiệt cần thiết làm cho một cm3 đất nóng lên 1
o
C

(cal.cm
-3
.độ
-1
)
+ Nhiệt dung trọng lượng (Cp): là lượng nhiệt cần thiết làm nóng cho 1 gam đất nóng
lên 1
o
C (cal.g
-1
.độ
-1
)
Bảng 2.1: Bảng nhiệt dung thể tích và nhiệt dung trọng lượng của một số loại đất
9
Loại đất Cp Cv
Cát 0.18 0.49
Sét 0.23 0.59
Than bùn 0.48 0.60
Không khí trong đất 0.24 0.0003
Nước 1.00 1.00
Quan hệ giữa Cv và Cp: Cv = d.Cp trong đó d là tỳ trọng (g.cm
-3
).
Độ ẩm cũng ảnh hưởng đến nhiệt dung của từng loại đất.
Biểu đồ 2.1: Mối quan hệ giữa nhiệt dung thể tích và độ ẩm đất
Bảng 2.2: Bảng độ ẩm đất của một số loại đất
Loại đất Độ ẩm đất (%)
0 20 50 80 100
10


Đất cát 0.35 0.40 0.48 0.58 0.63
Đất sét 0.26 0.36 0.53 0.72 0.90
Đất bùn 0.15 0.30 0.52 0.75 0.90
Than bùn 0.20 0.32 0.56 0.79 0.94
2.2.2 – Hệ số dẫn nhiệt của đất (λ).
Hệ số dẫn nhiệt của đất là đại lượng dùng để đánh giá khả năng truyền nhiệt của các
loại đất
Định nghĩa: Là lượng nhiệt truyền qua một đơn vị diện tích là 1cm
2
trong một giấy
ứng với gradient nhiệt độ thẳng đứng là 1độ.cm
-1
. Đơn vị cal.cm
-1
.giây
-1
.độ
-1

Hệ số dẫn nhiệt của các loại đất khác nhau rất khác nhau phụ thuộc vào hệ số dẫn
nhiệt của các chất cấu tạo nên đất, các loại khoáng trong đất, độ ẩm và độ xốp của đất.
Bảng 2.3: Hệ số dẫn nhiệt của một số loại đất
Loại đất
λ
Bột phenspat 0.0058
Đá vôi 0.0019
Cát khô 0.00026
Cát ẩm(20%) 0.00252
Hạt sét 0.0044

Phấn viết 0.0022
Nước 0.0013
Không khí 0.00005
2.2.3 – Gradient nhiệt độ đất.
Gradient nhiệt độ đất là đại lượng dùng để chỉ mức độ chênh lệch nhiệt độ giữa các
lớp đất.
a = -dt/dz= -(t
2
-t
1
)/(z
2
-z
1
)
Trong đó a: gradient nhiệt độ đất
dt: hiệu số nhiệt độ giữa 2 lớp đất (
o
C)
11
dz: khoảng cách giữa hai lớp đất (cm)
z
1
: độ sâu lớp đất trên (cm); z
2
: độ sâu lớp đất dưới
t
1
: nhiệt độ ở lớp đất z
1

(
o
C) t
2
: nhiệt độ ở lớp đất z
2
(
o
C)
Biểu đồ 2.2: Gradient của đất
2.2.4 – Lưu lượng nhiệt và hệ số truyền nhiệt của đất.
Lưu lượng nhiệt của đất: là đại lượng dùng để chỉ lượng nhiệt được truyền từ lớp đất
này đến lớp đất khác trong một khoảng thời gian xác định.
Q = - λ. a. n
Trong đó Q: lưu lượng nhiệt của đất (cal.cm
-2
)
λ : hệ số dẫn nhiệt của đất
n: đơn vị thời gian
a: gradient nhiệt độ của đất
dấu (-) chỉ chiều hướng truyền nhiệt
Ban ngày a<0 nên Q>0, như vậy nhiệt độ truyền từ lớp đất mặt xuống lớp đất sâu.
Ban đêm a>0 nên Q<0, nhiệt độ truyền từ lớp đất sâu lên lớp đất mặt.
Hệ số truyền nhiệt độ của đất (k): là đại lượng đánh giá tốc độ truyền nhiệt độ trong
các lớp đất.
k = λ/Cv
Trong đó k: hệ số truyền nhiệt (cm
2
/giây)
λ : hệ số dẫn nhiệt (cal/cm.giây.

0
C
-1
)
Cv: nhiệt dung của đất (cal.cm
-3.0
C
-1
)
12
Tỷ trọng của đất càng tăng thì k càng lớn. k lớn nhất khi độ ẩm đất vào khoảng 10-
20%.
Biểu đồ 2.3: Hệ số nhiệt của đất
2.3 – Các yếu tố ảnh hưởng đến nhiệt độ đất.
- Địa hình và địa thế của đất
+ Ở BBC, đất dốc hướng nam luôn có nhiệt độ cao hơn hướng Bắc và ngược lại ở
NBC.
+ Đất dốc hướng Nam có nhiệt độ cao hơn so với đất bằng phẳng
- Biện pháp làm đất
+ Đất trồng trọt có biên độ nhiệt độ lớp đất mặt cao hơn sovới đất không trồng trọt.
- Thành phần cơ giới của đất
- Lượng mùn trong đất
+ Mùn làm giảm nhiệt dung và hệ số dẫn nhiệt của đất, tăng khả năng giữ nước và hấp
thụ bức xạ mặt trời (màu đậm).
+Ở vùng nhiệt đới ẩm, chế độ nhiệt của đất mùn tương đối ôn hòa do có độ ẩm cao,
tuy nhiên, nếu là đất mùn thiếu ẩm sẽ có biên độ nhiệt độ cao.
- Nước và không khí trong đất
- Lớp phủ thực vật
+ Giảm khả năng hấp thụ bức xạ mặt trời của mặt đất nhưng lại tăng khả năng giữ lại
bức xạ sóng dài mặt đất

+ Do vậy có chế độ nhiệt ôn hòa hơn so với đất trống.
13
2.4 – Biến thiên nhiệt độ đất.
Biến thiên hàng ngày
Thời gian xuất hiện các cực trị của nhiệt độ đất
- Tmax: 13 – 14h
- Tmin: 4 – 5h
Biên độ dao động của nhiệt độ đất:
∆t = Tmax - Tmin
Các yếu tố ảnh hưởng tới ∆t: mùa khí hậu, vĩ độ địa lý, địa hình, lớp phủ thực vật, tính
chất đất, hàm lượng nước và không khí trong đất, màu sắc đất, và trạng thái thời tiết.
Biểu đồ 2.4: Biến thiên nhiệt độ của đất hàng ngày
Biến thiên hàng năm
Thời gian xuất hiện cực trị: T6 – T7; T1 – T2 đối với MB.
T3 – T5; T11 – T12 đối với MN.
Biên độ dao động nhiệt độ đất:
∆t = Tmax - Tmin
Các yếu tố ảnh hưởng tới ∆t: vĩ độ địa lý, lớp phủ thực vật và tính chất đất
14
Biểu đồ 2.5: Biến thiên nhiệt độ hàng năm
2.5 – Quy luật lan truyền nhiệt độ theo chiều sâu.
- Chu kỳ dao động của nhiệt độ đất không đổi ở tất cả các độ sâu.
θπ
kz
oz
ett
/−
∆=∆
- Biên độ dao động của nhiệt độ đất giảm dần theo cấp số nhân khi
độ sâu tăng theo cấp số cộng

Trong đó ∆t
z
: biên độ nhiệt độ ở độ sâu z (
0
C)
∆t
o
: biên độ nhiệt độ ở mặt đất (
0
C)
θ: chu kỳ dao động của nhiệt độ đất (ngày hoặc năm)
k: hệ số truyền nhiệt độ của đất
(0,003 - 0,008 cm
2
/giây tuỳ theo độ ẩm đất)
- Thời gian xuất hiện các cực trị muộn dần theo độ sâu
τ = Δz.2
-1
.√θ/πk

τ là độ muộn (ngày hoặc giờ); z là độ sâu; θ là chu kỳ dao động của nhiệt độ; k là hệ
số truyền nhiệt độ của đất (0,003 - 0,008 cm
2
/giây tuỳ theo độ ẩm đất)

- Những độ sâu có độ giảm biên độ nhiệt độ như nhau tỷ lệ với nhau theo căn số bậc
hai của chu kỳ dao động.
z
1
/z

2
= 1/√365 = 1/19

Trong đó: z
1;
z
2
là độ sâu của tầng đất mà biên độ nhiệt độ ngày bằng biên độ nhiệt độ
năm.
15
Biểu đồ 2.6: Quy luật lan truyền nhiệt độ theo chiều sâu
2.6 - Ảnh hưởng của nhiệt độ tới cây trồng.
- Quá trình nảy mầm của hạt giống
Sự nảy mầm chỉ xẩy ra trong khoảng nhiệt độ thích hợp, nhiệt độ càng cao càng thuận
lợi cho quá trình nảy mầm
VD: lúa chỉ nảy mầm khi nhiệt độ đất cao hơn 11
o
C; T
optimum
của sắn MAus10 là
14.8
o
C – 36.6
o
C và MAus7 là 12.5
o
C – 39.8
o
C; Hạt hướng dương, ngô, đậu tương nảy mầm
rất kém khi nhiệt độ ngày/đêm là 21/12

o
C ở tuần đầu sau khi gieo.
- Hoạt động của bộ rễ
+ Nhiệt độ quá cao hoặc quá thấp đều có hại cho bộ rễ
+ Rễ cây nhạy cảm với nhiệt độ hơn so với bộ phận thân lá.
+ Nhiệt độ thấp làm ngưng trệ quá trình hút nước và dinh dưỡng của cây (≤ tbio-min)
+ Nhiệt độ cao hơn 35oC làm giảm sự phát triển của rễ cọc.
- Hoạt động của vi sinh vật đất
- Phong hoá đất
- Sâu bệnh sống trong đất
2.7 – Biện pháp cải thiện nhiệt độ đất.
- Thay đổi nhiệt dung và hệ số dẫn nhiệt của đất:
+ Làm đất kỹ, bón phân hữu cơ và xới xáo thường xuyên để làm giảm nhiệt dung giúp
đất hấp thu tốt bức xạ mặt trời.
+ Tưới nước đủ ẩm, làm tăng hàm lượng sét (cày sâu dần, tưới phù sa, bón Kaolinit…
để làm tăng nhiệt dung của đất, giảm khả năng hấp thu nhiệt vào mùa hè.
- Che phủ đất để chống bức xạ trực tiếp, làm giảm khả năng bức xạ sóng dài từ mặt đất
+ Mùa đông
Che phủ mặt đất bằng các vật có màu sẫm, kết hợp tưới nước đủ ẩm
16
Trồng cây theo hàng, luống để bức xạ mặt trời dễ dàng chiếu xuống mặt đất
+ Mùa hè
Che phủ mặt đất bằng rơm rạ, làm giàn che nắng cho cây con, hoặc trồng cây che phủ
(keo dậu, muồng, cốt khí…)
- Xác định thời vụ cây trồng thích hợp
17
CHƯƠNG 3
CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA NƯỚC
Khối nước biển trên các đại dương là kho dự trữ và điều hòa nhiệt khỗng lồ và quan
trọng đối với việc duy trì và phát triển của sinh giới. Quá trình nóng lên và lạnh đi chậm hơn

đất vì nhiệt dung của nước khá lớn.
Bức xạ Mặt Trời chiếu xuống nước hấp thu chủ yếu ở lớp nước mặt, còn xuống sâu thì
bị hạn chế. Hàng ngày, khoảng 15 – 16g là thời điểm nước đạt nhiệt độ cao nhất và thấp nhất
vào khoảng 4 – 5g. Trong năm, tháng có nhiệt độ nước cao nhất khoảng tháng 8 và thấp nhất
khoảng tháng 2.
Quá trình đốt nóng và những đặc tính nhiệt của những lớp trên mặt thổ nhưỡng và
những lớp trên cùng của những vùng chứa nước có những sự khác biệt rõ rệt. Trong thổ
nhưỡng truyền nhiệt theo chiều thẳng đứng bằng con đường truyền nhiệt phân tử, còn trong
khối nước linh động, nhiệt còn lan truyền do xáo trộn rối của các khối nước có hiệu quả hơn
nhiều.
Quá trình rối trong vùng chứa nước trước hết gây nên do dòng chảy và sóng. Nhưng
ban đêm, vào mùa lạnh ngoài quá trình loạn lưu, còn có quá trình đối lưu nhiệt: lớp nước lạnh
ở trên mặt hạ xuống do mật độ lớn và được thay thế bằng lớp nước nóng hơn từ phía dưới. Ở
đại dương và biển, hiện tượng bốc hơi cũng đóng vai trò quan trọng trong quá trình xáo trộn
các lớp nước và trao đổi nhiệt có liên quan. Do quá trình bốc hơi mạnh từ mặt biển, lớp nước
trên cùng trở nên mặn và nặng hơn, do nó hạ xuống sâu hơn.
Ngoài ra, bức xạ thâm nhập vào nước sâu hơn vào thổ nhưỡng. Cuối cùng, nhiệt dung
của nước lớn so với thổ nhưỡng. Với cùng một lượng nhiệt, khối lượng nước được đốt nóng
đến nhiệt độ thấp hơn khối lượng thổ nhưỡng. Kết quả là dao động nhiệt độ hàng ngày trong
nước lan xuống sâu chừng vài chục mét, trong thổ nhưỡng chỉ đến 1 m hay nhỏ hơn. Dao
động nhiệt độ hàng ngày trong nước lan truyền xuống sâu vài trăm mét, còn trong thổ nhưỡng
chỉ 10 – 20 m. Nhiệt lượng tới mặt nước ban ngày và ban đêm truyền xuống những lớp nước
nằm tương đối sâu và đốt nóng một lớp nước dày. Nhiệt độ của lớp nước trên cùng và mặt
nước ít tăng.
Ban đêm và mùa đông, lượng nhiệt của lớp nước trên mặt mất đi được nhiệt dự trữ ở
những lớp sâu truyền lên bù lại. Vì vậy nhiệt độ ở mặt nước giảm chậm. Khi mặt thổ nhưỡng
mất nhiệt, nhiệt giảm rất nhanh, vì nhiệt lượng dự trữ trong lớp mỏng trên mặt mất đi rất
nhanh mà ít được nhiệt từ dưới bù lại. Kết quả là ban ngày và mùa hè, nhiệt độ trên mặt thổ
nhưỡng lớn hơn trên mặt nước nhiều , ban đêm và vào mùa đông ngược lại nhiệt độ của nó
nhỏ hơn. Điều dó có nghĩa là dao động nhiệt độ hàng ngày và hàng năm trên mặt thổ nhưỡng

lớn hơn nhiều so với trên mặt nước.
Do những khác biệt trong sự truyền nhiệt nêu ở trên, vùng chứa nước qua mùa nóng
tích trữ lượng nhiệt tương đối lớn, trong những lớp nước tương đối dày. Sau đó vào mùa lạnh,
nhiệt lại truyền cho khí quyển. Ngược lại, thổ nhưỡng trong mùa nóng ban đêm mất phần lớn
lượng nhiệt thu được ban ngày , do đó lượng nhiệt tích trữ cho mùa đông nhỏ.
18
CHƯƠNG 4
CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA KHÔNG KHÍ
4.1 – Sự nóng lên và lạnh đi của không khí.
Nhiệt độ không khí là nguồn tài nguyên thiên nhiên được tái tạo, nó tác động trực tiếp
đến mọi hoạt động của con người. Nhiệt độ không khí là một trong những nguyên nhân gây
ra những hiện tượng thời tiết phức tạp.
Hình 4.1 – Nhiệt độ không khí tác động đến hoạt động nâng nghiệp. (Nguồn Internet)
Không khí hấp thu nhiệt từ bức xạ Mặt Trời khoảng 14%. Mặt đất hấp thu khoảng
44%. Do khả năng dẫn nhiệt kém nên lớp không khí tiếp xúc với mặt đất và mặt nước được
làm nóng lên nhiều, lớp không khí trên cao nóng lên được là do sự truyền nhiệt.
Sự truyền nhiệt của không khí chia làm:
- Sự dẫn nhiệt phân tử
Q
v
= -λdt/dz
Trong đó Q
v
: thông lượng dẫn nhiệt phân tử (cal cm
-2
.giây
-1
)
λ:hệ số dẫn nhiệt của không khí: 0,000048 cal cm
-1

giây
-1
độ-
1
dt/dz::gradient nhiệt độ của không khí
0
C cm-
1
)
- Trao đổi nhiệt bằng quá trình đối lưu
- Trao đổi nhiệt bằng quá trình loạn lưu
- Trao đổi nhờ tiềm nhiệt ngưng kết hơi nước
Q
E
= L. m
nước

Trong đó L là tiềm nhiệt (600 cal g
-1
) cho quá trình bốc hơi và ngưng tụ
m
nước
là lượng nước bốc hơi hoặc ngưng tụ
- Bức xạ nhiệt của Mặt Trời
Càng lên cao nhiệt độ không khí càng giảm. (Cứ mỗi khi độ cao tăng lên 1.000 mét
thì nhiệt độ lại giảm trung bình khoảng 6,5 °C).
19
Quá trình trao đổi nhiệt giữa mặt đất và không khí tạo nên một trạng thái cân bằng động.
Cân bằng này khi lệch về phía không khí làm cho không khí nóng lên, khi lệch về phái mặt
đất làm cho không khí lạnh đi.

Không khí mất nhiệt là do các nguyên nhân:
+ Mặt đất lạnh hấp thu nhiệt từ không khí.
+ Phát xạ nhiệt vào vũ trụ.
+ Khi đi qua các vùng áp thấp bị bốc lên cao.
Nhiệt độ không khí biến đổi trong quá trình một ngày cùng với nhiệt độ mặt đất. Vì
không khí nóng lên và lạnh đi do mặt đất, nên biên độ của biến trình ngày của nhiệt độ
trong lều khí tượng nhỏ hơn trên mặt thổ nhưỡng trung bình khoảng một phần ba.Tuy nhiên,
biến trình nhiệt độ ngày có thể biến đổi rất lớn. Điều đó tuỳ thuộc vào ảnh hưởng của sự biến
thiên của lượng mây đối với sự biến thiên của điều kiện bức xạ trên mặt đất. Ngoài ra biến
trình ngày của nhiệt độ cũng phụ thuộc vào quá trình bình lưu nhiệt, nghĩa là phụ thuộc vào
quá trình di chuyển tới của các khối khí có nhiệt độ khác biệt thay thế khối khí tại đại phương.
Do những nguyên nhân nói trên cực tiểu nhiệt độ có thể xuất hiện ban ngày, còn cực
đại vào ban đêm. Biến trình ngày của nhiệt độ có thể hoàn toàn mất hẳn nếu đường cong biểu
thị sự biến đổi của nhiệt độ có dạng phức tạp và bất thường. Nói một cách khác biến trình
ngày thường bị mờ đi hay bị che lấp bởi những biến thiên không có chu kỳ của nhiệt độ.
Ví dụ, ở Hà Nội tháng 1, cực đại hàng ngày của nhiệt độ đo được vào sau buổi từ 12
đến 14 giờ khoảng 22oC nhưng khi có gió mùa đông bắc, nhiệt độ buổi trưa có thể giảm tới
16 – 17oC.
4.2 – Chế độ nhiệt của không khí.
Trong khí hậu học, người ta thường xét biến trình ngày của nhiệt độ không khí xác
định qua thời kỳ nhiều năm. Trong biến trình ngày đã lấy trung bình này, những biến đổi
không có chu kỳ của nhiệt độ xuất hiện tương đối đều vào tất cả các giờ trong ngày, chúng
triệt tiêu lẫn nhau. Chính vì vậy, đường cong biến trình ngày nhiều năm của nhiệt độ có dạng
đơn giản với dạng dao động hình sin.
Đại lượng biên độ ngày của nhiệt độ phụ thuộc vào nhiều nhân tố. Trước hết nó được
xác định bởi biên độ ngày của nhiệt độ trên mặt thổ nhưỡng. Biên độ nhiệt độ trên mặt thổ
nhưỡng càng lớn thì biên độ nhiệt độ không khí càng lớn. Nhưng biên độ ngày của nhiệt độ
trên mặt thổ nhưỡng căn bản phụ thuộc vào lượng mây.
Biến thiên hàng ngày
Thời gian xuất hiện cực trị: 13g – 14g; 4g – 5g

Biên độ nhiệt độ ngày đêm
+ Vĩ độ địa lý (nhiệt đới 10-12
0
[25
0
], ôn đới 8-9
0
, cực đới 3-4
0
)
+ Mùa trong năm + Địa hình + Thời tiết
+ Khoảng cách đến bờ biển + Mặt đệm
20
Hình 4.2 – Biến thiên nhiệt độ hàng ngày. (Nguồn Internet)
Biến thiên hàng năm
- Thời gian xuất hiện cực trị: T4 – T7
- Biên độ nhiệt độ năm
+ Vĩ độ địa lý: càng tăng thì ∆t năm càng tăng; chia ra làm 4 kiểu biến thiên nhiệt độ
năm trên trái đất
+ Kiểu xích đạo: biến thiên kép, ∆t năm nhỏ (lục địa 6 – 10
0
C; biển 1
0
C)
+ Kiểu nhiệt đới: biến thiên đơn; ∆t lục địa 10-20
0
C, biển 5
0
C
+ Kiểu ôn đới: biến thiên đơn; ∆t cao: lục địa 20-40

0
C, biển 10-20
0
C
+ Kiểu cực đới: mùa đông kéo dài, mùa hè ngắn; ∆t rất cao, lục địa 65-75
0
C, đại
dương 20-30
0
C
+ Mặt đệm, độ cao so với mực nước biển
Biến thiên theo chiều thẳng đứng
- Ban ngày nhiệt độ giảm dần theo độ cao
- Ban đêm nhiệt độ giảm chậm, cá biệt tăng theo độ cao (nghịch nhiệt).
- Gradient nhiệt độ lớn nhất ở lớp khí quyển gần mặt đất và giảm dần theo độ cao
- Dẫn tới biên độ nhiệt độ ngày đêm giảm dần theo độ cao
Hình 4.3 – Sự biến thiên nhiệt độ theo độ cao (trong điều kiện lý tưởng). (Nguồn Internet)
21



 



!
4.3 – Các chỉ tiêu nhiệt độ không khí.
- Nhiệt độ trung bình
Trung bình ngày
Trung bình một giai đoạn khí hậu

- Nhiệt độ tối cao và tối thấp
Tối cao và tối thấp tuyệt đối
Tối cao và tối thấp trung bình
Tối cao và tối thấp sinh vật học
- Tổng nhiệt độ trung bình (tích ôn trung bình):

Đánh giá tiềm năng nhiệt của một vùng
Phân vùng khí hậu, bố trí cơ cấu mùa vụ
- Tổng nhiệt độ hoạt động (tích ôn hoạt động)
Phản ánh nhu cầu nhiệt của sinh vật và mỗi giai đoạn sinh trưởng
- Tổng nhiệt độ hữu hiệu (tích ôn hữu hiệu)
Phản ánh nhu cầu nhiệt của sinh vật và mỗi giai đoạn sinh trưởng, phát triển của chúng
Sử dụng để dự báo các thời kỳ vật hậu của cây trồng.
- Giới hạn nhiệt độ sinh học
• Nhiệt độ tối thấp sinh vật học (bio-minimum):
– Là nhiệt độ thấp nhất mà tại đó cây trồng ngừng sinh trưởng, phát triển
– Phụ thuộc vào loại cây, giống (nguồn gốc), điều kiện sống…
• Lúa mì: -6 đến -10
0
C
• Bông, đay, mía, thuốc lá: 13-14
0
C
• Ngô: nhiệt đới 13
0
C, ôn đới 10
0
C
– Thời kỳ phát dục: Mẫn cảm hơn vào thời kỳ ra hoa (lúa thời kỳ ra hoa 18-
20

o
C)
• Nhiệt độ tối thích (bio-optimum):
– Là khoảng nhiệt độ thuận lợi nhất cho quá trình sinh trưởng, phát triển.
– Nhiệt độ càng tăng quá trình sinh trưởng càng thuận lợi (Vant-Hoff)
– Thông thường nằm trong khoảng 20 và 30
0
C.
• Nhiệt độ tối cao sinh vật học (bio-maximum)
22
 "!
– Là nhiệt độ cao nhất mà tại đó cây trồng ngừng sinh trưởng , phát triển.
• Nhiệt độ cận tối thấp:
– Cây trồng sinh trưởng, phát triển kém do độ nhớt của nguyên sinh chất tăng.
Nhiệt độ thấp là yếu tố hạn chế.
• Nhiệt độ cận tối cao:
– Nhiệt độ cao là yếu tố hạn chế sinh trưởng , phát triển. Cây trồng hô hấp mạnh
nên tiêu hao nhiều dinh dưỡng, sức sống giảm.
4.4 - Ảnh hưởng của nhiệt độ đối với sinh vật.
- Ảnh hưởng tới tốc độ phát dục (phản ứng cảm ôn):
+ Tích ôn hữu hiệu là 1 hằng số
+ Nhiệt độ giảm rút ngắn TG sinh trưởng và
ngược lại khi tăng.
+ Dự tính số ngày phát dục:
- Hiện tượng cảm ứng nhiệt hình thành hoa:
+ Giai đoạn xuân hoá.
+ Nhiệt độ xuân hoá.
+ Xử lý xuân hoá cho hoa loa kèn, đào quả…
- Cường độ quang hợp và hô hấp của cây
Biểu đồ 4.1: Giới hạn nhiệt độ đối với quang hợp (Mavi,1994)

4.5 – Các biện pháp điều tiết nhiệt độ không khí.
- Nghiên cứu nắm vững yêu cầu nhiệt độ của các loại cây trồng.
- Trồng rừng phòng hộ
23
- Che phủ mặt đất (trồng cây, cỏ, v.v…)
- Dùng nhà kính
- Canh tác đúng thời vụ
CHƯƠNG 5
KẾT LUẬN
Chế độ nhiệt phụ thuộc vào nhiều yếu tố khác nhau như địa hình, vĩ độ địa lý của từng
vùng miền khác nhau,… Những yếu tố này ảnh hưởng trực tiếp tới chế độ nhiệt và gián tiếp
đến thời tiết và khí hậu. Chế độ nhiệt của đất, không khí và nước có tác động qua lại lẫn nhau.
Chính vì điều này mà chế độ nhiệt ảnh hưởng sâu sắc đến hoạt động nông nghiệp. Biên độ
nhiệt ngày và đêm là một quy luật giúp cân bằng nhiệt luôn luôn diễn ra ổn định.
24
TÀI LIỆU THAM KHẢO
1. Trần Công Minh. 2007. Khí hậu và khí tượng đại cương. Trường ĐH Quốc gia Hà
Nội.
2. Phạm Văn Quang. 2007. Khí tượng thủy văn nông nghiệp. Trường ĐH An Giang.
3. Lê Thông. 2008. Địa lí 12 nâng cao. Bộ Giáo dục và Đào tạo.
4. Đỗ Phước Hảo. 2010. Chế độ nhiệt đất và không khí.
5. Nguyễn Yến Vy. 2006. Chế độ nhiệt của không khí.
6. Vũ Tấn Phương. 2002. Chế độ nhiệt của đất.
7. />25