第五讲土壤水、空气和热量

第六章土壤水分、空气和热量状况1

(5)相对含水量指土壤的实际含水量占田间持水量或饱和含水量的百分数。相对含水量（%）= 自然含水量 100 %
饱和含水量
相对含水量（%）=
自然含水量 100 % 田间含水量
一般农作物适宜的相对含水量为田间持水量的70~80％。以饱和含水量表示的相对含水量，多用于水利部门，在研究土壤微生物时也能用到它。
膜状水示意图
永久萎蔫点：膜状水部分可被作物利用，但由于移动很慢，补充不及时，在可利用水还未消耗完前，作物就会因膜状水补给不及而萎蔫。当作物呈现永久萎蔫时的土壤含水量称为永久萎蔫点（或称萎蔫湿度、临界水分）。
表61 各种作物的土壤萎蔫含水量(g· kg-1) 粗砂土水稻小麦玉米高粱豌豆番茄 9.6 8.8 10.7 9.4 10.2 11.1 细砂土砂质壤土 27 33 31 36 33 33 59 63 65 59 59 69 壤土 101 103 99 100 124 117 粘壤土 130 145 155 144 166 153
水层厚度（水mm）= 土层深度（mm）土壤容积含水量(％) = 土层深度（mm）土壤含水量（g· -1） 1/1000 容重 kg
(4)水的体积（M3）
为了和灌水、排水、计算灌水量一致，常用M3／亩或吨／亩来表示土壤中的
含水量：
土壤贮水量（M3／亩）= 水层厚度（mm） 1/1000 2000/3 = 2/3水层（mm）（式中 1/1000是将 mm变成 m ，2000/3是一亩地面积 666.7m2）
二是胶体表面对极性水分子的静电引力。
两种力作用的结果，使水分子牢固地被吸附在土壤颗粒的表面上。
水和空气界面上的弯月面力
水进入土壤，土粒对水分子的吸附力超过水分子之间的吸力，因而在土粒构成的毛管孔隙中形成凹形弯月面，弯月面使液面产生压力差，形成弯月面力。弯月面力（T）的大小与曲率半径（R）和水的表面张力（δ）及湿润角（α）的关系是：

土壤水分、空气、热量(1)

害、渍害。因此必须排除土壤多余的水分，主要包括排除地表积水、降低过高的地下水和除去土壤上层滞水。
2.土壤空气调节
• 对于一般旱作来说，发生通气不良、供氧不足的情况很少。土壤通气不良主要发生在那些质地粘重、通气孔隙度不足10％、气体交换缓慢的粘质土壤上。对于此类土壤可采取合理耕作结合增施有机肥料，以改善土壤结构、增加土壤通气孔隙。土体中水分过多不仅空气容量减少，而且阻碍土壤空气与大气的气体交换，这是地势低洼、地下水位高的易涝地区土壤通气性差的主要原因，对此应加强土壤水分管理，建立完整的排水系统，降低地下水位，及时排除渍涝。至于那些主要是由降(灌)水量大而造成的土壤过湿、表土板结而影响通气的，则应及时中耕、松土，破除地结皮等，土壤通气性就会大大改善。
壤水的收人大于支出，则土壤水分含量增加；反之，土壤水的支出
大于收入，则土壤水分含量降低。在农业生产实践中，土壤水分平衡的作用主要表现为：
①计算作物日耗水量例如，某玉米地在6月15日灌水前根层土壤含水量厚度为70mm，然后灌水55mm。6月25日测定同一根层的含水量厚度为81mm，假设灌水后的这段时间内无降雨过程，也没有土壤水分的深层渗漏，则在此期间玉米的日耗水量为：
• （1）土水势 • （2）土壤水吸力 • （3）土壤水分特征曲线
（1）土水势土水势(soil water potential)表示土壤水分在土—水平衡体系中所具有的能态。通常用水势(ψw)表示。由于土壤水分受到各种吸力的作用，有时还存在附加压力，所以其水势必然与参比系统不同，两者之差为土水势的量度。通常规定纯水池参比系统的水势能为零，因此，土水势一般为负值，它主要由以下几个分势组成。基质势(matric potential) 通常用ψm表示。对于非饱和土壤而言，由于基质吸力对水分的吸持，完成这一过程需要环境对它做功，所以基质势为负值；而饱和的土壤水不受基质吸持，故其基质势为零。

【实用】土壤空气及热量状况PPT文档

寒冷多风地区设置风障能降低风速，减少地面乱流和蒸发耗热的作用，可以有效地提高地温。
由缺二地O2球、土内壤部土中的的岩壤根浆系传空则导短至气而地粗表的，的根热更毛。数新量大（量减土少。壤空气与大气的交换） 1. 整体交换 W3—土壤水分蒸发所消耗的热量 R—其它方面所消耗的热量
土壤空气与土壤温度对植物生长的影响土壤吸收一定的热量后，除用于本身的升温外，还将热量传给临近土层。
土壤导热率：指厚度为1cm，两端温度相差1℃时，每秒钟通过1cm2土壤断面的焦耳数。（）
土壤导热率主要受含水量、松紧程度孔隙状况影响。土壤导热率随含水量的增加而增加，因为含水量增加后不仅在数量上水分增加易于导热，而且水分增加后使土粒间彼此相连，增加了传热途经。所以湿土比干土导热快。导热率低的土壤，昼夜温差大，导热率高的土壤昼夜温差小。
土壤中O2的分压总是低于大气，而CO2的分压总是高于大气。所以O2是从大气向土壤扩散，而CO2则是从土壤向大气扩散，正如人不断呼出CO2和吸进O2一样，因此，土壤气体交换被称为“土壤呼吸”。三、土壤的通气性土壤通气性是指土壤空气与大气进行交换以及土体允许通气的能力。土壤通气性的重要性：通气与大气的交流，不断更新其组成，使土体各部分组成趋向一致，如果土壤通气性差，土壤中的O2在短时间内可能被全部耗竭，而CO2的含量随之升高，以至妨碍作物根系的呼吸。
土壤微生物在分解有机质的过程中常放出一定的热量，但数量较少。
2 3. 地球内热由地球内部的岩浆传导至地表的热。但因地壳导热能力
差，因此这部分热量占的比例小，但温泉附近，这一热
源不可忽视。
二、土壤的热性质
1．土壤热容量
是指单位重量或单位容积的土壤，当温度增或减 1℃时所需要吸收或放出的热量，一般用焦耳数表示。

土壤和空气的热量交换方式和热特性

第一节土壤和空气的热量交换方式和热特性一、土壤和空气的热量交换方式在土壤和空气中，存在着多种形式的热量过程。

除分子热传导、辐射和对流这三种方式外，还存在着平流、乱流和因水的相变而引起的热量转移形式。

这些过程对土壤和空气层热状况的形成起着决定性作用。

（一）分子热传导以分子运动来传递热量的过程称为分子热传导。

在土壤层中，热量交换是由分子热传导形式来完成的。

分子热传导过程强弱对土壤层内热状况的形成有着重要意义。

但在空气中，由于空气是热的不良导体，其分子导热率很小，因而由传导方式进行的热量转移比其他方式要少得多，在多数情况下是可忽略不计的。

（二）辐射地面和大气层之间的辐射热交换是始终存在的。

地面一方面吸收太阳辐射和大气逆辐射，同时也向大气放出长波辐射。

白天当地面吸收的辐射超过放出的热量时，地面被加热增温，并通过辐射或其他方式把热量传送到大气层和土壤下层使之增温；夜间地面放出的长波辐射超过吸收的大气逆辐射，结果使得地面损失热量，导致地面温度下降，此时土壤深层和大气就反过来以各种方式向地面输送热量，以维持地表温度不致下降太多，结果使得土壤深层和大气层的温度也发生下降。

（三）对流1、对流的概念空气在铅直方向上的大规模升降运动。

2、对流的种类对流按产生的原因可分为两类：（1）热力对流（自由对流）发生在低层气温剧烈增高或高层空气冷却时，上下层气温差异加大，造成低层空气密度较小，高层空气密度较大的不稳定状态，因而很容易产生对流。

（2）动力对流（强迫对流）空气水平流动时遇到山脉等障碍物时被迫抬升或因其它外力作用强迫时发生的。

对流使上下层空气混合，并发生热量交换。

对流的空气升降速度有时可达10m/s以上，高度可达对流层顶部附近。

一般在夏季及午后对流较强，冬季及清晨较弱。

（四）平流大范围的空气水平运动称为平流。

冬季大规模冷空气南下，可使气温急剧下降，在24小时内甚至气温可下降十几度；夏季海洋上暖湿空气北上，可使它影响地区的气温升高。

第五章土壤空气和热量状况

氧气
二氧化碳
20.99
0.03
18.00-20.03 0.15-0.65
氮气 78.05
78.08-80.24
惰性气体 0.9389
—
表5一2 覆膜和裸露棉田土壤空气含量(%)
深度
/cm
0 5 10 15 20 30 50 平均
覆膜
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
－
－ 0.915 －
0.158 20.497 1.006 20.439
土壤空气中02的分压总是低于大气，C02 的分压总是高于大气，所以02从大气向土壤扩散，C02从土壤向大气扩散。二者之间不断的气体扩散交换，使土壤空气得到更新，这个过
程也称为土壤的呼吸过程。
土壤中气体的扩散过程同样可以用费克（FicK）
定律表示：即
dc q DS dx
式中，q表示扩散通量（单位时间通过单位面积扩散的质量）；
DS表示气体在该介质（土壤）中的扩散系数，具体代表气体在单位分压梯度下（或单位浓度梯度下），单位时间通过单位面积土体剖面的气体量。
散物C质表的示质某量种）气；体（02或C02）的浓度（单位容积扩
x表示扩散距离；
dc/dx表示浓度梯度。
三、土壤空气与作物生长及土壤肥力的关系（一）影响种子萌发
缺02会影响种籽内物质的转化和代谢活动，同时有机质嫌气分解所产生的醛类和有机酸等物质，能抑制多种植物种子的发芽。
露地
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
－ 0.056 0.056 －
0.70 20.649 0.211 20.653

第七章--水分、空气与热量PPT课件

CV=р·C
.
25
（二）土壤导热率
导热性:
土壤具有对所吸热量传导到邻近土层性质，称为导热性。导热性大小用导热率表示。
导热率:heat conductivity,thermal conductivity
在单位厚度（1厘米）土层，温差为1℃时，每秒钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数（）。其单位是J.cm-2.s-1.℃-1。
● 饱和含水量(saturated water content) 饱和含水量是指土壤中孔隙都充满水时的含水量。以干土质量或容积的百分量表示。
.
11
（二）土壤水的有效性(availability)
土壤水的有效性是指土壤水能
否被植物吸收利用及其难易程度。
不能被植物吸收利用的水称为无
效水,能被植物吸收利用的水称为有
又称多余水，是指土壤中充滞于充气孔隙中的水分。存在于土壤中的时间短，很快会因为重力作用而渗入或流出。
.
9
三、土壤水分常数及土壤水分有效性
（一）土壤水分常数(soil moisture constant)
在一定条件下的土壤特征性含水量称土壤水分常数。
●吸湿系数(hygroscopic coefficient) 最大吸湿水量
1、土壤空气与根系发育
2、土壤空气与种子萌芽
3、土壤空气与养分状况
4、Hale Waihona Puke 壤空气与植物病害.20
三、土壤空气的调节
1、调节土壤质地、结构，改善土壤孔隙状况
2、排水降低土壤含水量
.
21
第三节土壤热量
土壤中的热状况指土体中的热量分布及其动态变化。
.
22
一、土壤热来源

第四章土壤水空气热量

凋萎系数
最大分子持水量
毛管断裂含水量
田间持水量
毛管持水量
饱和持水量
吸湿水膜状水
毛管悬着水毛管上升水
重力水
无效水
有效水
多余水（旱地）
图3-4 土壤保持水分能量、水分常数与水分有效性的关系
表3-3 土壤质地与有效水最大含量的关系
土壤质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土
密度1.2-2.4，冰点是-78 ℃ ，105℃可烘出来。
影响因素：质地、气温、相对湿度。
对植物无效！
土粒
土粒
吸湿水层膜状水层
吸湿水示意图
土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。
土壤质地
紫色土粘土
黄壤重壤 4.11
潮土中壤 2.52
砂土砂土 0.8
吸湿系数 7.53 （%）
有吸风干土湿无水烘干土
毛管水的类型
1）悬着毛管水（capillary suspending water）：在地
形部位高，地下水位深的地方，降雨或灌水后，借毛管力保持的水分，与地下水无直接联系，同下面的干土层有明显的湿润线分界，好象悬着在上层土壤毛管孔隙中的水。 *田间持水量（field water capacity）：土壤毛管悬着水达到最多时土壤含水量。 *毛管断裂含水量（capillary disrupting moisture）当土壤含水量降低到一定程度时，较粗毛管中悬着水的连续状态出现断裂，蒸发速率明显降低，此时土壤含水量称为毛管断裂含水量。大约相当于该土壤田间持水量的75％左右。
膜状水示意图
根毛土粒土粒土粒rd D土粒
膜状水移动示意图

Ch45 土壤水分空气和热量

1. 土壤吸湿水
• 干燥的土粒靠分子引力从土壤空气中吸持的气态水称为吸湿水。的气态水称为吸湿水。干燥的土粒具有吸附空
气中气态水分子的能力，气中气态水分子的能力，这种能力是由于颗粒表面存在自由能并带有电荷，面存在自由能并带有电荷，而水分子是偶极分子的缘故。的缘故。
性质：性质：紧靠土粒表面的水分子受到的吸持力范围从10 Pa① 紧靠土粒表面的水分子受到的吸持力范围从109Pa-3.1MPa 10000～31atm）（10000～31atm）密度1.2～平均1.5g/cm 表现出固态水的性质。 ② 密度1.2～2.4g/cm3，平均1.5g/cm3，表现出固态水的性质。冰点低至-7.8℃ 不能移动，没有溶解能力。 ③ 冰点低至-7.8℃，不能移动，没有溶解能力。由于植物根系的渗透压一般只有15个大气压因此，个大气压，由于植物根系的渗透压一般只有15个大气压，因此，吸湿水对植物是一种无效水无效水。植物是一种无效水。
第四章土壤水分
第一节土壤水在农业生态系统中的重要性
土壤水的重要性：土壤水的重要性：
• 所有的水只有进入土壤转化为土壤水，才能被植物吸收利用。土壤水是作物吸水的最主要来源。。 • • 土壤水是土壤的最重要组成部分之一。土壤水是土壤的最重要组成部分之一。土壤水是土壤形成发育的催化剂；土壤水是土壤形成发育的催化剂；
• 土壤水并非纯水、而是稀薄的溶液。土壤水并非纯水、而是稀薄的溶液。土壤水实际上是指在105℃ 温度下从土壤中驱逐壤水实际上是指在 ℃ 出来的水。出来的水。
第二节土壤水基础知识
▲土壤含水量表达方式
通常把在l05一110℃ 通常把在l05一110℃温度下能从土壤驱逐出来