第七章土壤空气和热量

第七章土壤空气和热量

内容提要 • 土壤空气与大气的组成差异 • 土壤空气的运动方式 • 土壤热量来源及土壤的热量平衡 • 土壤热容量及计算 • 土壤导热率 • 土壤水、气、热三者相互关系

第一节土壤空气

土壤空气 一、土壤空气的数量与组成土壤空气与土壤水分存在于土体孔隙内，在一定容积的土壤中，在孔隙度不变的情况下，两者所占的容积比数量，土壤空气随土壤水分而变化，而且呈相应的消长关系。

土壤空气 通气良好的土壤，其空气组成接近于大气，若通气不良，则土壤空气组成与大气有明显的不同。土壤空气与大气组成的数量差异（容积%）一般越接近地表的土壤空气与大气组成越相近，土壤深度越大，土壤空气组成与大气差异也越大。

土壤空气 土壤空气中的CO2含量高于大气土壤空气与近地表大气组成的差别土壤空气中的O2含量低于大气土壤空气中水汽含量高于大气土壤空气中含有较多的还原性气体

土壤空气 二、土壤空气的运动土壤与外界不断地进行气体的交换，如果土壤空气和大气不进行交换，土壤空气中的氧气可能会由于土壤生物的存在，而在12-40h被消耗无余。土壤空气运动的方式有两种：对流和扩散。影响土壤空气运动的因素有气象因素、土壤性质及营林耕作措施等。气象因素主要有气温、气压、风力和降水等。

土壤空气 土壤空气的对流对流是指土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称为质流。对流的流向一般是由高压区流向低压区。 qv是空气的容积对流量，即单位时间通过单位横截面积的空气容积；k为通气孔隙透气率；是土壤空气粘度；p为土壤空气压力的三维梯度。土壤空气对流可用下式描述： qv=-(k/)p

土壤空气 土壤空气的扩散气体扩散是指气体分子由浓度大（或分压大）处向浓度小（或分压小）处的运动。 qd：扩散通量（单位时间通过单位面积扩散的质量）； D：在该介质（土壤）中扩散系数（其量纲为面积/时间）； c：某种气体的浓度（单位容积扩散物质的质量）； x：扩散的距离； dc/dx：浓度梯度。土壤气体扩散可用Fick第一定律表示： qd=-Ddc/dx

土壤空气 CO2 O2 在分压梯度的作用下，驱使CO2气体分子不断从土壤中向大气扩散，同时使O2分子不断从大气向土壤空气散。土壤的这种从大气中吸收O2，同时排出CO2的气体扩散作用，被称为土壤呼吸。土壤呼吸强度是土壤代谢能力的标志，也是衡量土壤肥力的指标之一。一般情况下，这种扩散作用是土壤与大气交换的主要机制。

第二节土壤热量

土壤热量 一、土壤热量的来源太阳辐射能:土壤热量的最基本来源。生物热:微生物分解有机质的过程是放热的过程。释放的热量，一部分被微生物自身利用，而大部分可用来调节土温。地球内热

土壤热量 二、土壤表面的辐射平衡及影响因素地面辐射平衡

土壤热量 地面辐射平衡 ΣR＝[（I＋H）－（I＋H）×a ]＋（G－E） I ＋ H：太阳辐射，投入地面的太阳总短波辐射；（I＋H）×a：反射，被地面反射出的短波辐射； a：地面反射率； E：地面辐射，土壤向大气进行的长波辐射； G：大气逆辐射，大气向地面产生长波逆辐射。一般是白天ΣR为正值，地面增温；夜间ΣR为负值，地面冷却。

土壤热量

土壤热量 地面辐射平衡的影响因素 1. 太阳的辐射强度日照角越大，地面接受的太阳辐射越多。 2. 地面的反射率太阳的入射角越大，反射率越低，反之越大。土壤的颜色、粗糙程度、含水状况，植被及其他覆盖物等都影响反射率。

土壤热量 3. 地面有效辐射影响地面有效辐射的因子有：（1）云雾、水汽和风：它们能强烈吸收和反射地面发出的长波辐射，使大气逆辐射增大，因而使地面有效辐射减少；（2）海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增加而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增大；（3）地表特征：起伏、粗糙的地表比平滑表面辐射面大，有效辐射也大；（4）地面覆盖：导热性差的物体如秸杆、草皮、残枝落叶等覆盖地面时，可减少地面的有效辐射。

土壤热量 三、土壤的热量平衡土壤热量收支平衡可用下式表示： S＝Q±P±LE＋R S为土壤在单位时间内实际获得或失掉的热量；Q为辐射平衡；L为水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量；P为土壤与大气层之间的湍流交换量；R为土面与土壤下层之间的热交换量。一般情况下，白天热量平衡方程计算出S为正值，即土壤温度升高；夜晚S为负值，土表不断向外辐射损失热量，温度降低。

土壤热量 四、土壤热性质土壤热容量单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降低）1℃所需要（或放出的）的热量，被称为土壤热容量。以C代表质量（重量）热容量[单位是J/（g·℃）]，CV代表容积热容量[单位是J/（cm3·℃）]。C与CV的关系为: CV＝C·ρ ρ是土壤密度。

土壤热量 土壤不同组分的热容量

土壤热量 不同土壤的固、液、气三相物质组成比例是不同的，所以Cv可表示为: Cv＝mCv·Vm+oCv·Vo+wCv·Vw＋aCv·Va mCv、oCv、wCv和aCv分别为土壤矿物质、有机质、水和空气的容积热容量，Vm、Vo、Vw、Va分别为土壤矿物质、有机质、水和空气在单位体积土壤中所占的体积比。因空气的热容量很小，可忽略不计，故土壤热容量可简化为： Cv＝1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw〔J/(cm3·℃)〕

土壤热量 导热性: 土壤吸收一定热量后，一部分用于它本身升温，一部分传送给其邻近土层。土壤具有将所吸热量传导到邻近土层的性能，称为导热性。导热率: 导热性大小用导热率（λ）表示，即在单位厚度（1cm）土层，温差为1℃时，每秒钟经单位断面（1cm2）通过的热量焦耳数。其单位是J/（cm2·s·℃）。土壤导热率

土壤热量 导热率的计算热量的传导是由高温处到低温处，设土壤或其它物质两端的温度为t1、t2，土壤的厚度为d，在一定时间(T)内流动的热量为Q。则一定时间内单位面积(A)上流过的热量为Q/AT。两端间的温度梯度为(t1-t2)/d，故导热率根据定义为：

土壤热量 土壤不同组成分的导热率

土壤热量 矿物质虽然导热率最大，但它是相对稳定而不易变化的。而土壤中的水、气总是处于变动状态。因此，土壤导热率的大小主要决定于土壤孔隙的多少和含水量的多少。干土湿土当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导热率就小；当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。因而湿土比干土导热快。

第三节土壤温度

土壤温度 一、土壤温度的时间变化大气和土壤月平均温度变化图

土壤温度 夏季土壤温度的日变化图

土壤温度 二、土壤温度的空间变化土壤温度的空间变化主要受纬度、海拔高度及地形等因子的影响。 1、纬度纬度增高，地面所接受的辐射能减少，所以高纬度地区的土壤温度一般低于低纬度地区。 2、海拔高度由于高山气温低，当地面裸露时，地面辐射增强，所以在山区随着海拔高度的增加，土温还是比平地的土温低。

土壤温度 3. 地形等因子地形对土壤温度的影响主要表现在坡向与坡度方面。北半球的南坡（即阳坡），太阳光的入射角大，接受的太阳辐射和热量较多，蒸发也较强，土壤较干燥，土温比平地要高。北坡（即阴坡）的情况与南坡则相反。坡度越陡，南、北坡向的温差就越大。

第四节土壤水、气、热的调节

水气热调节 一、土壤水、气、热的关系土壤水、气、热是组成土壤肥力的重要因素，三者是互为矛盾，又互相制约的统一体。 1. 土壤水和空气土壤水和空气共存于土壤孔隙，它们之间有着相互消长的数量关系。土壤含水量达到全容水量时，其大小孔隙往往充满水，造成土壤的通气状况不良。当土壤含水量达到田间持水量时，其大多数大孔隙充满了空气。当土壤含水量进一步降低，有许多毛管孔隙也为空气充满。这时容易造成土壤水的供应不良，形成植物的旱害。

水气热调节 2. 土壤水和土壤温度湿土温度上升慢，下降也慢，不同土层深度的温度梯度也比较小；干土温度上升快，下降也快，而且不同土层深度的温度梯度也比较大。 3. 土壤热量对土壤水、气的影响当土温较高时，土壤的蒸发量也较大，土壤易于失水干燥，易于通气。土壤不同层次中的温度梯度还可引起土壤水分的运动，即从热处向冷处的运动；特别是土壤冻结时可导致上层滞水，促使土壤过湿和通气不良。

水气热调节 二、土壤水、气、热的调节措施通过耕作和施肥，改善土壤的物理性质灌溉和排水措施混交、间种措施采用人工覆盖物

第七章 土壤空气和热量