第五章土壤空气与热量课件.ppt

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1、,土壤空气与近地表大气组成，主要差别：（1）土壤空气中的CO2含量高于大气（2）土壤空气中的O2含量低于大气（3）土壤空气中水汽含量一般高于大气（4）土壤空气中含有较多的还原性气体。,第一节 土壤空气一、土壤空气组成 表61土壤空气与大气组成差异,土壤空气的组成不是固定不变的，土壤水分、土壤生物活动、土壤深度、土壤温度、pH值，季节变化及栽培措施等都会影响土壤空气变化。随着土壤深度增加，土壤空气中CO2含量增加，O2含量减少，其含量相互消长,随着土壤深度增加，土壤空气中CO2含量增加，O2含量减少覆膜比露地CO2浓度高,O2含量减少,二、土壤空气的运动如果没有土壤通气性，土壤空气中的氧在很短时

2、期内就可能被全部耗竭。土壤与大气进行交换的机制有二:一是个别成份的分压梯度产生的-扩散 二是土壤与大气间由总压力梯度造成的整体交流 1、土壤空气的对流(整体交流)土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称质流。对流由高压区 低压区。土壤空气的对流受多种因素的影响:温度、气压,风力、降水和灌溉的挤压,第一节 土壤空气,2、土壤空气的扩散 在大气和土壤之间CO2和O2浓度的不同形成分压梯度，驱使土壤从大气中吸收O2，同时排出CO2的气体扩散作用，称为土壤呼吸。是土壤与大气交换的主要机制。土壤中CO2和O2的扩散过程分气相、液相两部分。通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤间的气体交流作用 通过不同

3、厚度水膜的扩散(溶解后扩散,CO2快过O2)两种扩散都可以用费克(Fick)定律表示：qd=Ddc/dx,气相扩散,液相扩散,第一节 土壤空气,式中：qd-扩散通量(单位时间通过单位面积扩散的质量)；dc/dx-浓度梯度；D-在该介质中扩散系数(其量纲为面积/时间)从公式可见，气体扩散通量(qd)与其扩散系数(D)和浓度梯度(dc/dx)或分压梯度(dp/dx)成正比。qd=(D/B)(dp/dx)B为分压梯度与浓度的比值浓度梯度是不易控制因素，所以只有调整扩散系数D来控制气体扩散通量。扩散系数D值的大小取决于土壤性质，通气孔隙状况及其影响因素(质地、结构、松紧程度、土壤含水量等,第一节 土壤

4、空气,式中：D0-自由空气中的扩散系数 S-未被水分占据的孔隙度()l-土层厚度 le-气体分子扩散通过的实际长度 l/le和S的值都小于 1 结构良好土壤中，气体在团聚体间大孔隙间扩散，而团聚体内小孔隙则较长时间保持或接近水饱和状态，限制团聚体内部通气性状。所以紧实大团块，即使周围大孔隙通气良好，在团块内部仍可能是缺氧。所以通气良好的旱地也会有厌气性微环境。同一土壤,不同的气体D也不同,如O2约为CO2的1.25倍,第一节 土壤空气,D=D0Sl/le,补充:土壤通气指标 1 总孔隙度5055%或60%，其中通气孔度要求810%，最好1520%。使土壤有一定保水能力又可透水通气。2 单位时间

5、通过单位断面（或单位土重）的CO2数量 土壤呼吸强度不仅作为土壤通气指标，而且是反映土壤肥力状况的一个综合指标。34,土壤孔隙度,土壤呼吸强度,土壤透水性,土壤氧化还原电位,第一节 土壤空气,第二节 土壤热量,土壤温度的重要性土壤的热状况直接反映在土壤温度上。土壤温度影响到土壤的形成和形状及植物的生育，在一定温度范围内，土壤温度越高，植物生长越快。如种子萌发 根系的生长 作物的生理过程 营养生长和生殖生长,一、土壤热量来源1 土壤热量的最根本来源。太阳常数1368w/m2。2 微生物分解有机质过程是放热过程。对大田影响微乎其微，在保护地的栽培和早春育秧中，施用有机肥并添加热性物质，如大量施用

6、半腐熟的马粪等，可促进植物生长或幼苗早发快长。3 地壳传热能力差，对土壤温度影响极小（54卡/年.CM2），一般可忽略不计。地热是一种能源,太阳辐射能,生物热,地热,二、土壤表面的辐射平衡及影响因素 第二节 土壤热量 1、地面辐射平衡 太阳直接短波辐射(I)地面短波反射(I+H)天空(大气)短波辐射(H)地面长波辐射 E 逆辐射(长波辐射)(G)I+H-投入地面的太阳总短波辐射(环球辐射）(I+H)-被地面反射出的短波辐射，(为反射率)r=EG-是土壤向大气进行长波辐射量(E)与大气升温反向土壤辐射量(G)的差值；以R代表地面辐射能的总收入减去总支出的平衡差值 R=(I+H)(I+H)+(GE

7、)=(I+H)(1)r,收入,支出,R为正，吸热，温度升高,地面辐射平衡示意图,2、影响地面辐射平衡的因素 太阳的辐射强度 主要取决于天气和日照角；晴天比阴天的辐射强度大。日照角越大，则单位面积接受的太阳能越多，（最大直角），一天内中午最大，投射角又受纬度和坡向坡度等影响。南坡增加度，相当于南移100公里（低纬度地区更明显）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。陆地表面的平均反射率为1035 入射角越大，反射率越小，（水面45为 5%，15为20%5 为55%）,第二节 土壤热量,地面有效辐射（r=EG）长波辐射，能

8、量不大，影响因素：云雾、水汽和风。强烈吸收和反射地面发出的长波辐射，减少有效辐射。海拔高度：海拔越高，空气密度，水汽，尘埃都少，逆辐射少地表特征：起伏地面大于平滑地面地面覆盖可减少有效辐射（减少了热量吸收）晚上土壤降温主要原因是有效辐射造成的，喷雾，熏烟可防止晴天无云的晚上温度过降,三、土壤热量平衡 当土面获得太阳辐射能转换为热能时，大部分热量消耗于土壤水分蒸发和土壤与大气之间的湍流热交换，一小部分被生物活动所消耗，只有很少部分通过热交换传导至土壤下层。据右图，设太阳辐射能有47%到地面，蒸腾消耗占23%，长波净辐射占14%，对流传导占10%。,第二节 土壤热量,土壤收支平衡表示式式中：S-单

9、位时间内土壤实际获得或失掉的热量；R-辐射平衡；（教材前后没呼应）P-土壤与大气层之间的湍流交换量；LE-水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量；B土面与土壤下层的之间的热交换量。正负双重号表示不同情况下有土温增或减的不同方向 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。,S=RPLE+B,第二节 土壤热量,第三节 土壤热性质一、土壤热容量 重量热容量(C)：指单位重量土壤温度升高1所需的热量(卡/克或J/g)。容积热容量(Cv)：指单位容积的土壤温度升高1所需的热量(卡/立方厘米或J/cm3)。,Cv=C土壤容重(

10、土),一般矿质土粒C为0.71 J/g,为 2.65 则mCv=0.712.65=1.9 J/cm3 有机质C为1.9 J/g,为1.3 则OCv=1.91.3=2.5 J/cm3 土壤水C或wCv均为4.2 土壤空气aCv=1.2610-3 J/cm3,单位体积土壤质量,土壤不同组分的热容量,土壤热量,Cv=mCvVm+OCvVo+wCvVw+aCvVa,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和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。气体的热容量可忽略，公式可简化为：Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.

11、2Vw J/(cm3)二、土壤导热率 1、概念 导热性-土壤具有的将所吸热量传到邻近土层的性质。导热率-单位厚度(1cm)土层，温差1，每秒经单位断面(1cm2)通过的热量卡数或焦耳数。,Q为传递的热量A为面积 T为时间,Q/AT表示单位时间,通过单位面积的热量.t1 和t2为土壤两端的温度,d为土层厚度(t1-t2)/d为温度梯度其单位为J/(cm.s.),土壤中固体的导热率最大,8.410-32.510-2,水其次,约为510-3,空气最小210-4,平均水是空气的25倍,固体部分是空气的100倍.对一个土壤,固体部分变化不大,调水是调节导热率的措施。增水,一是增加C,使土温变化缓慢,二是

12、增加导热率,水的导热率大于空气导热率，当土壤含水量低时，由于空气导热率很小，因此土壤导热率小，特别是疏松孔隙多的土壤，导热率小。若含水量低但土壤紧实，热量可通过土粒(矿物质)传导，导热率则较大。2、增大土壤导热率的意义 导热性好的湿润表土层白天吸收的热量易于传导到下层，使表层温度不易升高；夜间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，因而导热性好的湿润土壤昼夜温差较小。,第一节 土壤空气,（下层）土壤温度决定于土壤导热率和热容量。如果热量一定，土壤温度升高的快慢和难易决定于其热扩散率。土壤传递温度变化的性能,1、概念 指在标准状况下，在土层垂直方向上每厘米距离内，1的

13、温度梯度下，每秒流入1cm2土壤断面面积的热量，使单位体积(1cm3)土壤所发生的温度变化，以D表示。式中：土壤导热率；Cv土壤容积热容量,D=/Cv(cm2/s),三、土壤热扩散率,第三节 土壤热性质,影响和Cv：质地、松紧度、结构及孔隙状况等 土壤水的D=5.02110-3/4.18=1.210-3，土壤空气的D=2.09210-41.25510-3=0.17土粒的D=8.410-3-2.510-2/1.9=4.4210-31.310-2。土壤固相物质组成稳定，土壤扩散率主要取定于土壤水和空气的比例。当土壤含水率由小增到某一值时，D逐渐增加至最大值；此时含水量再增加，D反而变小。因为前期含

14、水量增加，和Cv都增大，但后期土壤含水量增大，虽然增大，但Cv增大更快一些，所以D反而逐渐减小。,第三节 土壤热性质,2、影响因素,P127 图6-4,质地的区别,第四节 土壤温度 一、土壤温度年变化 升温阶段，一般为1月至7月，7月达最高；降温阶段，一般是为7月至次年1月，1月达最低。土层愈深，最高温和最低温达到的时间落后于表层土壤，称为“时滞”。温度的变幅也随土层深度而缩小，至525米深处，土温年变幅消失,纬度不同有区别。,表层,二、土温日变化 土表温度最高值出现在当地时间14时左右(滞后于气温变化1小时)，最低温出现在日出之前。土温日变幅以表土最大，至40100cm深处变化幅度小甚至消失

15、土温的变化决定于辐射平衡的变化与土壤热性质:晴天,变幅大,阴天变幅小.植被的影响土壤质地、有机质含量、含水量、土色对土温变化都有显著的影响,主要是通过影响土壤的导热性来影响土温,三、影响土温变化的因素,纬度,坡向,坡度,纬度影响土壤表面接受太阳辐射的强度。随纬度由低到高，自南而北土壤表面接受的辐射强度减弱，土温由高到低。,北半球南坡接受太阳辐射最多，东南坡、西南坡次之，东坡、西坡、东北坡、西北北依次递减，北坡最低。,北半球中纬度地区（30600）的南向坡，随着坡度增加，接受太阳辐射增加。,地面覆盖后既减少吸热，也减少散热。,海拔高度,土壤因素,地面覆盖,海拔增高，大气稀薄，透明度增加，散热土壤吸收热量增多，所以高山土温比气温高。由于高山气温低，地面裸露时，地面辐射增强，随着高度增加，土温比平地的低。,影响土温变化的土壤因素，包括土壤结构、质地、松紧度、湿度、颜色、地表状态及土壤水含量等。,