第七章 土壤空气和热量状况.ppt(下载附件 4.06 MB)

要求

[1]掌握土壤空气的组成特点和运动方式，

[2]了解土壤热量的收支平衡及其影响因素，

[3]掌握土壤热容量、土壤导热率的概念及其应用意义，

[4]掌握土壤温度时空变化特征及其与气温变化的关系，

[5]了解土壤水、气、热的具体调节措施。

第七章土壤空气和热量

7.1  土壤空气

7.1.1 土壤空气(soil air)的数量与组成

  土壤空气与大气组成的数量差异     （容积%）

气 体           O2（%）      CO2（%）      N 2（%）     其他气体（%）

近地表的大气       20.94          0.03          78.05             0.98 土壤空气         18.0~20.03      0.15~0.65      78.8~80.24         0.98

土壤空气与近地表大气的组成差别主要有以下几点：

（1）土壤空气中的CO2含量高于大气    其主要原因在于土壤中生物的活动，有机质的分解和根的呼吸作用能释放出大量的CO2。

（2） 土壤空气中的O2含量低于大气    主要是由于微生物和根系的呼吸作用必须消耗O2，土壤微生物活动越旺盛，则O2被消耗的愈多，O2含量愈低，相应的CO2含量越高。

（3）土壤空气中水汽含量一般高于大气    除了表层干燥土壤外，土壤空气的湿度一般均在99%以上，处于水汽近饱和状态，而大气中只有下雨天才能达到如此状态。

（4）土壤空气中含有较多的还原性气体    一般地说，大气中还原性气体是极少的。而土壤在通气不良时，土壤中O2含量下降，微生物对有机质进行分解，会产生一定数量的还原性气体，如CH4、H2、H2S等。

土壤空气的组成不是绝对不变的，它会受土壤水分、土壤生物活动、土壤深度、土壤温度、土壤酸碱度、气候变化及栽培措施等因素的影响。

7.1.2  土壤空气的运动----土壤空气的更新

土壤空气与大气进行交换以及土体内部允许气体运动的性能，通常称为土壤的通气性。土壤空气运动的方式有两种：对流(convection)和扩散(diffusion)。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。

7.1.2.1 土壤空气的对流

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，流向由高压区流向低压区。

影响因素

气压  大气压力上升，一部分大气进入土壤孔隙；大气压力下降，土壤空气膨胀，使得一部分土壤空气进入大气。

温度  当土壤温度高于大气温度时，土壤中空气受热膨胀上升，扩散到近地表大气中，而大气下沉，则通过土壤孔隙渗入土中，形成冷热气体的对流，使土壤空气获得更新。

降水与灌溉  当降水或灌溉时，土壤的孔隙被水充塞，而把土壤孔隙中空气排出。反之，当土壤水减少时，大气的新鲜空气又会透进土体的孔隙中。在水分缓缓渗入时，土壤排出的空气数量多，而在下暴雨时，会有部分土壤空气来不及排出而封闭在土壤之中，这种被封闭的空气往往影响水分的运动。

地表风力

栽培措施

土壤空气对流可用下式描述：

    

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。

7.1.2.2 土壤空气的扩散

土壤空气的组成与大气比较，CO2的浓度高于大气，而O2的浓度低于大气，湿润的土壤空气中的水蒸汽，一般是近饱和的，而大气的水蒸汽，一般是不饱和的。这样就分别产生了土壤和大气之间气体的分压差。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扩散。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。

O2和CO2在土壤中的扩散过程，部分发生在气相，部分发生在液相。通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤间的气体交流作用，为气相扩散；而通过不同厚度水膜的扩散，则为液相扩散。这两种扩散过程都可以用费克（Fick）定律表示：

qd ＝ －Ddc/dx       

式中，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（O2或CO2）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。

对于气体来说，其浓度梯度常用分压梯度表示，则

qd＝－（D/B）（dp/dx）      

式中，B：偏压与浓度的比；

D：扩散系数，代表气体在单位分压或浓度梯度下，单位时间通过单位面积土体剖面的气体量。

7.2  土壤热量

7.2.1 土壤热量的来源

太阳的辐射能  土壤热量的最基本来源是太阳的辐射能。太阳辐射主要是短波辐射，其中99%的太阳能包含在0.3~4.0μm的波长内。当太阳辐射通过大气压层，其热量一部分被大气吸收散射，一部分被云层和地面反射，土壤吸收其中的一少部分。

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  由于地壳的传热能力较差，地面全年从地球内部获得热量不高于226 J/cm2。除在地热异常丰富的地区（如温泉、火山口附近）外，一般地热对土壤温度的影响较小。

7.2.2 土壤的热量平衡(soil heat balance)

热量平衡对土壤热量状况的影响是很显著的。当土壤表面所获得的太阳辐射能转换为热能时，这些热能大部分消耗于土壤水分蒸发与大气之间的热交换上，小部分被生物活动所消耗，极少部分通过热交换传送到土壤下层。单位面积上每单位时间内垂直通过的热量叫热通量，以R表示之，单位为J/（cm2·min），它是热交换量的总指标。

地面的热量平衡示意图

{北半球的年平均值，以2.03J/(c m2·min)为100}

土壤热量收支平衡可用下式表示：

S＝Q±P±LE＋R                 

式中，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(radiation balance)（表1）；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。

【表1】地面辐射平衡：

地面辐射平衡示意如图7—1。太阳辐射透过大气层时，大部分被大气中的水汽、云雾、CO2、O2、O3和尘埃等吸收、散射和反射，只有少部分直接到达土壤表面。直接到达地表的太阳能称为太阳直接辐射（I）。被大气散射和云层反射的太阳辐射能，通过多次的散射和反射，又将其中的一部分辐射到地球上，这部分辐射能是太阳的间接辐射能，一般称为天空辐射能，或大气辐射（H）。

太阳辐射到达地面后，一部分被地面反射，地面性质不同，其对辐射能的反射率也不一样。以a表示反射率，则

I＋H之和为投入地面的太阳总短波辐射，又称为环球辐射。被地面反射出的短波辐射则应等于（I＋H）×a 。

温度在绝对零度以上的物体，不停地向周围空间辐射能量，其辐射强度常用辐射温度和辐射波长表示。物质的温度越高，辐射的波长愈短。土壤表面接受太阳的短波辐射后，使土壤温度升高，土壤向大气进行长波辐射，其强度用E表示。与此同时，当大气因吸收热量而变热时，它便向地面产生长波逆辐射，其强度用G表示。这两种长波辐射的差值，即地面向四周的有效长波辐射，其强度用r表示：r＝E－G。

地面辐射能的总收入，减去总支出，所得的差数为吸收的地面辐射平衡差额，用ΣR表示：

ΣR＝[收入的短波辐射－支出的短波辐射]＋[收入的长波辐射－支出的长波辐射]

＝[（I＋H）－（I＋H）×a ]＋（G－E）

＝（I＋H）（1－a）－r              （7－5）

（7－5）式中，ΣR可以是某一段时间（瞬时、日、月、年）的总值。当ΣR为正（或负）值时，表明地面辐射收入大于支出（或支出大于收入），决定地面增温（或降温），所以ΣR值的大小表示增热与冷却程度的强弱。一般是白天ΣR为正值，地面增温；夜间ΣR为负值，地面冷却。

地面辐射平衡的影响因素

(1) 太阳的辐射强度    影响地面辐射平衡的因素主要是太阳的总辐射强度、地面的反射率和地面的有效长波辐射。太阳的总辐射强度主要取决于太阳光在地面的投射角，即日照角。

在一定纬度和高度下，由于地表的坡度和坡向不同，来自太阳的入射角也不同，因而使不同坡度上的辐射强度不同。在低纬度的热带地区，由于太阳光垂直照射地表，坡度和坡向对辐射的影响不大。在北半球，太阳的入射角南坡的，比平地、北坡大，因而太阳辐射强度一般也是比平地、北坡高。不同坡向的这种热量分布差异对物种的分布及其生长发育具有巨大的生态意义和农林生产意义。

(2) 地面的反射率    地面对太阳辐射的反射率与太阳的入射角、日照高度、地面的状况有关。太阳的入射角越大，反射率越低。土体的颜色、粗糙程度、湿润状况、地被物等都影响反射率。

(3) 地面有效辐射    影响地面有效辐射的因子有：云雾、水汽、风、海拔高度、地表

特征和地面覆盖等。云雾、水汽和风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；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；起伏、粗糙的地表比平滑表面辐射面大，有效辐射也大；导热性差的物体如森林枯枝落叶等覆盖地面时，可减少地表土壤的有效辐射。

】

各符号之间的正、负双重号，表示它们在不同情况下有增温或冷却的不同方向。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。

7.2.3 土壤热性质(soil thermal property)

辐射平衡所得热量和热量平衡所获得或损失的热量，能否以热通量形式传至下层土壤以升高土温，以及用来增加土温的热量能使土温增加多少，主要受土壤热性质的影响。

7.2.3.1 土壤热容量(soil heat capacity)

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。一般以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的关系是C＝CV·ρ。 ρ是土壤容量。不同土壤，其组成分各不相同，其C和CV也有很大差异。

土壤不同组分的热容量

土壤组成物质               重量热容量                   容积热容量                              [J/（g·℃）]              [J/（cm3·℃）]

粗石英砂                     0.745                        2.163 高岭石                       0.975                        2.410 石灰                         0.895                        2.435 腐殖质                       1.996                        2.525 土壤空气                     1.004                        1.255×10－3 土壤水分                     4.184                        4.184

不同土壤的固、液、气三相物质组成比例是不同的，所以CV可以表示为：

CV＝mCv·Vm+oCV·Vo+wCV·Vw+aCv·Va      

式中，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·℃)〕            

在土壤的固、液、气三相物质组成中，水的热容量最大，气体热容量最小，矿物质和有机质热容量介于两者之间。在固相组成物质中，腐殖质热容量大于矿物质，而矿物质热容量彼此差异较小。所以土壤热容量的大小主要决定于土壤水分多少和腐殖质含量。当土壤富含腐殖质而又含较多的水分时，热容量增大，但是土壤腐殖质是相对较稳定的组分，短期内难以发生重大变化，因而它对土壤热容量的影响也是相对稳定的。但是土壤水分却是经常变动的组分，而且在短时间内可能出现较大的变化，如降水后会使土壤含水量增大，因而影响土壤热容量的组分中，土壤水起了决定性作用。

7.2.3.2 土壤导热率

土壤具有将所吸热量传导到邻近土层的性能，称为导热性。其大小用导热率（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（1 cm2）通过的热量焦耳数。其单位是J/（cm2·s·℃）。土壤导热率的大小，决定于土壤固、液、气三相组成及其比例。其中固体部分导热率最大，空气导热率最小，水的导热率介于两者之间。

土壤不同组成分的导热率     

土壤组成分	导热率〔J/(cm2·s·℃)〕
石英                                   4.427×10－2 湿砂粒                                 1.674×10－2 干砂粒                                 1.674×10－3 泥炭                                   6.276×10－4 腐殖质                                 1.255×10－2 土壤水                                 5.021×10－3 土壤空气                               2.092×10－4

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。导热率在低湿度时与土壤容重成正比关系。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。

7.3  土壤温度

土壤温度是土壤热量状况的具体指标之一，土壤温度的变化决定于土壤的导热性和热容量。在一定的热量供给下，能使土壤温度升高的快慢和难易则决定于其热扩散率。

7.3.1 土壤温度(soil temperature)的时间变化

7.3.1.1 昼夜周期变化（表1） 

【表2】【太阳辐射的强度是周期性变化的，包括昼夜周期和年周期（季节周期）。所以，土温的变化亦出现这两种周期性，但出现的时间较滞后。就土壤的不同深度而言，由于土壤的导热性较小，因此，日间表土的温度高于下层，夜间则相反；夏季表土温度高于下层，冬季则相反。另外，在自然条件，白天干燥的表土层温度比湿润表土的温度高。湿润的表土层因导热性强，白天吸收的热量易于传导到下层，使表层温度不易升高，夜晚下层温度又向上层传递以补充上层热量的散失，使表层温度下降也不致过低，因而湿润土壤昼夜温差较小。

土温的年变化是指土温随一年四季发生的周期变化。一般来说，土温的四季变化与气温的变化类似，通常全年表土最低温度出现在1-2月份，最高温度出现在7-9月份。北方的土表温度从3月开始升高，7月达到最高点，以后又逐渐下降。随着土层深度的增加，土温的年变幅范围逐渐缩小，最高最低温度出现的时间亦逐渐推迟（如表7-4）。当达到相当深度以后，土温便终年不变。

表7－4  河南开封土温的年变化（℃）

土壤深度           春               夏             秋             冬 （cm）         （3~5月）       （6~8月）     （9~11月）     （12~2月）

20             15.3              27.8           17.5             3.3 50             14.3              26.3           18.4             4.9 100            12.3              23.2           19.5             8.2

引自文献[2]

图7－3  大气和土壤月平均温度变化图（引自文献[6]）

土壤表层温度随气温的变化而起伏波动，不同深度土壤温度的月变化如图7－3。深15cm表土层的平均温度在全年较气温为高；心土温度比气温则秋冬高，春夏低。一般来说，一年的月平均温度，除表土层温度在短时间内的变化可能很大外，心土的温度变化是相对平缓的，土温的全年变化是在晚秋一冬天一早春，表土层温度低于心土层；而在晚春－春天－早秋，则表土层温度高于心土层。土温季节变化的变幅随深度的增加而减小在高纬度消失于25m深处，在中纬度消失于15～20m深处，在低纬度则消失于5～10m深处。

不同深度土壤温度的日变化如图7－4。由于土壤热量主要来自太阳辐射，在温带地区太阳辐射使气温从早晨开始上升，到下午2时左右达到最高温，表土温度也随之上升。但由于土温的滞后现象，通常要在下午2时后或更迟的时间才达到最高温度。在晚间，土表温度常比次表层或心土层低。在较深的土层中，例如在离地表10~20cm处，土温的日变幅显著缩小，而且最高、最低温度出现时间亦逐渐推迟。土温的昼夜变幅随深度的增加而缩小，在一般情况下，80~100cm以下土层的温度昼夜变化就不明显了。

图7－4  夏季土壤温度的日变化图（引自文献[6]）

7.3.2 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。

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。

海拔高度  海拔增高，大气层的密度逐渐稀薄，土壤从太阳辐射吸收的热量增多，所以高山上的土温比气温高。但由于高山气温低，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。

地形等因子  地形对土壤温度的影响影响表现主要在坡向与坡度方面。

大体表现为北半球的南坡（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。

 

7.4  土壤水、气、热的调节

7.4.1 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，产生植物的涝害。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。

（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。

 

7.4.2 土壤水、气、热的调节

2.1 通过耕作和施肥，改善土壤的物理性质

2.2 灌溉和排水措施

2.3 混交、间种措施

2.4人工覆盖物