第二节 土壤热通量和土温

第二节 土壤热通量和土温一、影响土壤温度的因素 （一）土壤表面热量的收支土温的变化首先决定于土壤表面热量的收支状况。

地面的热量收支可用地面热量平衡方程来表示。

即B ＝LE+P+Q S （3－3） 式中B 为净辐射；P 为感热通量；LE 为潜热通量，E 为蒸发或凝结量，L 为蒸发或凝结耗热量（蒸发或凝结潜热），约等于2.5⨯106J/kg ， Q S 为土壤热通量。

将（3—3）式改写为： Q S ＝B-LE+P （3－4）感热通量（P ）：地面和大气间，在单位时间内，沿铅直方向通过单位面积流过的热量。

单位为：W/m 2或cal/(cm 2·min)。

土壤热通量（Q S ）：单位时间、单位面积上的土壤热交换量。

白天，净辐射B 为正值（日出后40-60分钟），一部热量消耗于LE 上，一部热量消耗于P 上，余下的热量进入土壤；夜间(日落前60-90分钟)，净辐射B 为负值，由LE 、P 和Q S 来补偿，土壤热通量方向与白天相反，也就是地面失去热量。

Q S 值的方向和大小，决定了土壤得失热量的多少，它直接影响到土壤温度的高低和变化。

由公式Q S ＝B-LE-P 可见，如果LE 和P 一定时，Q S 的值由净辐射B 值所决定。

净辐射绝对值愈大，地面得热或失热愈多，土温变化可能愈大。

如果B 值一定时，土壤愈潮湿，LE 增大，Q S 值减小，土温变化可能较缓和，感热通量值减小，气温变化也较缓和；土壤愈干燥，LE 减小，Q S 值增大，土温变化可能愈大，感热通量相应增大，气温变化愈大。

（二）土壤热属性当Q S 一定时，土温的高低和变化则决定于土壤热特性，如热容量、导热率和导温率。

土壤热容量和导热率愈大，土温变化则缓和；反之，土温变化较剧烈。

因此，土温的高低和变化主要决定于土壤的热收支和土壤热属性。

所以，所有影响土壤热收支和土壤热特性的因子都会影响到土温的高低和变化。

这些因子有纬度、季节、太阳高度、天气状况、斜坡方位和坡度、海拔高度、土壤种类、颜色、质地、土壤湿度和孔隙度、地面有无植物或其他覆盖物等等。

这些因子对土温的影响随时间和地点是不同的。

例如坡向和坡度的影响，在中纬度山地就很大，而在低纬度山地就较小。

因此，在考虑土温高低和变化时，要对影响土温的诸因子进行具体和综合分析，并找出其主导因子。

只有这样才能掌握土温的高低和变化规律。

二、土壤热通量及其确定方法白天，土壤表面在吸收净辐射后，一部分能量用于蒸发LE ，一部分用于与空气乱流热交换P ，只有一部分作为土壤热通量Q S ，借分子传导方式向土中传播热量；夜间，地表由于辐射冷却，除由LE 和P 补偿一部分外，一部分由Q S 从土中向土表传播。

土壤热交换过程：热量由地表向下层或由下层向地表传输的这个过程。

土壤热通量：单位时间、单位面积上的土壤热交换量，它的单位为J/(cm 2·min)或W/m -2或kWm -2（千瓦/米2）。

土壤热通量（ Q S ）的大小与热流方向的温度梯度及土壤导热率（λ）成正比，即如果用导温率来表示，因 ，ZT Q s ∂∂-=λVC K λ=ρC C V =故即土壤热通量与热流方向的土温梯度)(ZT ∂∂、土壤热容量和导温率成正比。

三、土壤温度由于太阳辐射有周期性的日变化和年变化，所以使得土壤温度（以下简称土温）和空气温度（以下简称气温）有周期性的日变化和年变化。

温度周期变化特征，通常以最高温度和最低温度之差（即较差）和最高温度与最低温度出现时间（即位相）来描述。

日较差：一日中最高温度与最低温度之差。

年较差：一年中最热月平均温度和最冷月平均温度之差。

（一）土温日变化 1、土温日变化土温在一昼夜内随时间发生的连续变化，称为土温日变化。

2、土温日变化的规律一天地表的最高温度出现在午后13时左右，比太阳辐射最大值出现时间稍落后。

落后的原因是最高温度出现时间是地面积累热量最多的时候。

中午虽然太阳辐射最强，但地面热量积累并未达最大值。

午后太阳辐射逐渐减弱，但地面仍有热量积累，温度继续上升，约13h 左右热量积累达最大值，此时地面温度达到最高值。

以后，地面得到的太阳辐射继续减少，土壤失热多于收入热量，地面温度开始降低，直至次日日出前后，地面因失热含热最少，出现地面最低温度（图3－3）。

3、影响土温日较差的因素土温日较差的大小，主要决定于地面热收支状况和土壤热特性。

（1）纬度：一般是低纬度大于高纬度。

（2）距离海洋的远近：内陆大于 沿海。

（3）季节：夏季大于冬季。

（4）地面状况：凹地大于平地；干土大于湿土；裸地大于有各种覆盖的地面（如植物、森林、雪覆盖等）；敝塞地大于通风地等等。

（5）坡向：阳坡大于阴坡。

（6）天气状况：晴天大于阴天。

（7）土壤深度：随着深度增加，土温日较差减小，位相也逐渐落后。

4、土温日变化恒温层土温无日变化的土层称为日恒温层。

白天，地表在得到热量后，热量向下传递被层层阻截，因而土壤增热随深度的增加而减小；夜间，土壤的降温也随深度的增加而减弱。

所以土温日较差随深度增加很快减小，大约到lm 左右深度，土温无日变化。

由于热量向深层传播需要时间，所以位相随深度的增加而落后。

按理论上估计，大约每深10cm ，落后2.5－3.5h 。

（二）土温年变化 1、土温年变化在中、高纬度地区，地表温度的最高值出现在7月，最低值出现在1月，分别落后于太阳辐射最强和最弱值月份约一个月（图3－4）。

低纬度地区，太阳辐射年变化小，地表温度主要受云量和降水的影响，故年变化复杂。

如海南岛的临高，因7月多云雨天气，月平均最高温度出现在6月，昆明因6月进入雨ZT KC Q s ∂∂-=ρ季，所以月平均最高温度出现在5月。

赤道附近，一年太阳直射2次，因此地表温度年变化也有两个起伏，月平均最高温度分别出现在春分和秋分之后，月平均最低温度分别出现在夏至和冬至以后。

2、影响土温年变化的因素表2 不同纬度地面温度年较差土温年较差的大小与纬度、季节、下垫面状况、天气条件等因子密切相关。

与日较差相反，随纬度的增加年较差增大，这是因为太阳辐射的年变化是随纬度的增加而增大的。

其他因子对土温年较差的影响与日较差大体相同。

表3－2是不同纬度地面的土温年较差。

3、土温年变化恒温层一年中土温无变化的深度，称为年变化恒温层深度。

土温年变化与日变化相似。

也是随土壤深度的增加，年较差减小，位相落后。

低纬度由于全年各月日射总量变化不大，所以年较差消失的深度为5~10m深度；中纬度地区消失于15~20m深度；高纬度地区较深，约为25m深度。

位相落后时间在中纬度，大约每深lm，落后20~30d。

（三）土温的铅直变化一天中，由于太阳辐射和地面有效辐射的作用，土温铅直变化有两种基本类型和两种过渡类型。

基本型有日射型和辐射型；过渡型有早上过渡型和傍晚过渡型。

1、日射型日间地面获得大量太阳辐射热。

温度急剧上升，热量由上向下传递。

此时土温铅直分布为由地表向下温度递减，而且减低的速度很快，称为日射型。

2、辐射型夜间地面辐射冷却温度降低，热量由下向上传递，土温随深度的增加而递增，这种土温的铅直分布，称为辐射型。

3、早上过渡型是夜间辐射型向白天日射型的过渡型。

日出后地面升温，上层土温迅速变成日射型，但下层仍保持辐射型。

此时，中间层温度最低。

所以，早上过渡型是土壤上层日射型和下层辐射型的土温铅直分布类型。

4、傍晚过渡型傍晚地面因辐射冷却温度下降，土壤上层出现辐射型，下层仍保持着日射型。

此种类型的土温分布为上层和下层温度低，中间层的温度高。

（四）土壤冻结和解冻中纬度的冬季及高纬度地区一年中大部分时间里，土温可降到0℃以下．这时土壤中的水分和潮湿土粒发生结冰，使整层土壤冻结成坚硬状态，称为土壤冻结。

温度在0℃以下的土层愈深，冻结层愈厚。

由于土壤水分中含有不同浓度的盐，盐分使冰点降低，所以土温在0℃时并不冻结，只有当温度降到0℃以下时，才会发生冻结现象。

季节性冻层、永冻层和返浆春季，太阳辐射增强，土温和气温上升，地表开始解冻，并逐渐向土壤深层融解。

在少雪和寒冷的冬季，土壤冻结较深，春季积雪层消失后，解冻是从上向下和从下向上两个方向传递热量的结果，土壤解冻过程是上下同时进行的。

在多雪的冬季，土壤冻结不深，解冻时是从下向上进行的。

早春化冻过程是随温度的波动而变化的，致使土壤时冻时化或日化夜冻。

在土壤刚开始解冻时，由于土壤尚未化冻，上层化冻后水分不能下渗，造成地面泥泞，称之为返浆。

返浆时使苗圃作业难以进行。

在高纬度地区，特别是在亚洲东北部，如我国东北北部地区，夏季土壤不能完全解冻，仅解冻到一定深度，下层则全年冻结不化形成永冻层。

生理干旱和冻拔害春季土壤尚未解冻时，不能供给植物足够水分，但蒸腾已开始，植物因蒸腾失水，发生枯萎现象，出现生理干旱。

土壤冻结时，由于体积膨胀，使幼小植物根抬高，当解冻时，土壤下落，使幼小植株的根暴露在土层外，造成植物的死亡，即所谓冻拔害。

在东北及华北地区经常发生这种现象。