土壤空气和热状况.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。,第六章 土壤空气和热量状况第一节 土壤空气一、土壤空气组成 表61土壤空气与大气组成差异,二、土壤空气含量 土壤空气含量=总孔度-水分容积百分率 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。三、土壤空气与作物生长 1、土壤空气与根系,第一节 土壤空气,若土壤空气

2、中O2的含量小于9或10，根系发育就会受到影响，O2含量低至5以下时，绝大多数作物根系停止发育。O2与CO2在土壤空气中互为消长，当CO2含量大于1时，根系发育缓慢，至520，则为致死的含量。土壤空气中还原性气体，也可使根系受害，如H2S使水稻产生黑根，导致吸收水肥能力减弱，甚至死亡。2、土壤空气与种子萌发 种子萌发，所需氧气主要由土壤空气提供，缺氧时，葡萄糖酒精发酵，产生酒精，使种子受害。,第一节 土壤空气,3、土壤空气与微生物活动（1）土壤空气影响微生物活动，影响有机质转化。通气良好 利于有机质矿质化。（2）根系吸收养分，需通气良好条件下的呼吸作用提供能量。4、土壤空气状况与作物抗病性（1

3、）植物感病后，呼吸作用加强，以保持细胞内较高的氧水平，对病菌分泌的酶和毒素有破坏作用。（2）呼吸提供能量和中间产物，利于植物形成某些隔离区阻止病斑扩大。（3）伤口呼吸增强，利于伤口愈合，减少病菌侵染。,第一节 土壤空气,四、土壤空气与大气痕量温室气体的关系 大气中痕量温室气体（CO2、CH4、N2O、氯氟烃化合物）导致的气候变暖，是人们关注的重大环境问题。土壤向大气释放温室气体，因此说土壤是大气痕量温室气体的源。土壤对大气中温室气体的吸收和消耗，称为汇。五、土壤空气的运动 1、土壤空气的对流 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。,第一节 土壤空气,总压力

4、梯度的产生：气压变化、温度梯度、土壤表层风力、降水或灌溉等。qv-空气的容积对流量（单位时间通过单位横截面积的空气容积）“-”-表示方向 k-通气孔隙通气率-土壤空气的粘度 p-土壤空气压力的三维（向）梯度 从公式可见 空气对流量随土壤透气率和气压梯度增加而增大,土壤对流公式：qv=-(k/)p,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 通过不同厚度水膜

5、的扩散 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。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,D=D0Sl/le,第一节 土壤空气,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-

6、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。,第一节 土壤空气,六、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

7、性,土壤氧化还原电位,第一节 土壤空气,第二节 土壤热量 一、土壤热量来源1 土壤热量的最根本来源。太阳能的99%为短波辐射。当太阳辐射通过大气层时，一部分热量被大气吸收散射，一部分被云层和地面反射，而土壤只吸收其中一少部分。2 微生物分解有机质过程是放热过程。释放的热量一部分作为微生物能源，大部分用来提高土温。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，可忽略不计,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(

8、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)=(I+H)(1)r,收入,支出,2、影响地面辐射平衡的因素 太阳的辐射强度 主要取决于气候；晴天比阴天的辐射强度大。天气条件相同条件下取决于太阳光在地面上的投射角(日照角)，投射角又受纬度和坡向坡度等影响。地面的反射率 太阳入射角、日照高度、地面状况，地面状况又包括颜色

9、、粗糙程度、含水状况、植被及其他覆盖物状况 地面有效辐射 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。,第二节 土壤热量,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-单位时间内土壤实际获得或失掉的热量；R-辐射平衡；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

10、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(Cp)：指单位重量土壤温度升高1所需的热量(卡/克)。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)。由于土壤组成分复杂，每种成分的热容量都不一样，不同成分的容重也不一样。,Cv=Cp土壤容重,Cv=mCvVm+OCvVo+wCvVw+aCvVa,式中：mCv、OCv、wCv和aCv分别为土壤矿物质

11、、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：影响土壤热容量组分中，土壤水有决定性作用。从土壤三相角度看，液相的土壤水分的热容量最大，气相最小；,Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw J/(cm3),第三节 土壤热性质,固相中，腐殖质热容量与其他成分相比有明显优势，其他各组分热容量彼此差异不大，所以土壤热容量大小主要决定于土壤水分多少和腐殖质含量。但是有机质含量比较固定，很难在短期内改善，只有水分是易变量，可以通过灌排调节土温。二、土壤导热率 1、概念 土壤具有的将所吸热量传到邻近土

12、层的性质。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。,导热性,导热率,第三节 土壤热性质,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,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

13、决定于其热扩散率。,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，土壤空气的D=2.09210-4-1.25510-3，土粒的D=8.410-3-2.510-2/1.9。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

14、而变小。因为前期含水量增加，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,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520米深处，土温年变幅消失。二、土温日变化 土表温度最高值出现在当地时间1314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。,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，散热快，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、颜色、湿度、地表状态及土壤水汽含量等。,