土壤空气和热量状况

土壤空气与近地 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 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。　　　第八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6－1　土壤空气与大气组成差异0.9878.8～80.240.15～0.6518.0～20.03土壤空气0.9878.050.0320.94近地表大气其它气体(%)N2(%)CO2(%)O2(%)气体二、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5～20％，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）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η--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/η)▽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=D0·S·l/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--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50～55%或60%，其中通气孔度要求8～10%，最好15～20%。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(I+H)×α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)×α-被地面反射出的短波辐射，(α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)×α]+(G­E)=(I+H)(1­α)­r收入支出2、影响地面辐射平衡的因素⑴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。⑵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、粗糙程度、含水状况、植被及其他覆盖物状况⑶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—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=R±P±LE+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=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λ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：λ→土壤导热率；Cv→土壤容积热容量D=λ/Cv(cm2/s)三、土壤热扩散率第三节土壤热性质影响λ和Cv：质地、松紧度、结构及孔隙状况等土壤水的D=5.021×10-3，土壤空气的D=2.092×10-4-1.255×10-3，土粒的D=8.4×10-3-2.5×10-2/1.9。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反而变小。因为前期含水量增加，λ和Cv都增大，但后期土壤含水量增大，虽然λ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5～20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13～14时，最低温出现在日出之前。土温日变幅以表土最大，至40～100cm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（30～600）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。