第五章 土壤水、热、气、肥及其相互关系土壤学课件
合集下载
（土壤学讲义）第5章土壤水
第五章土壤水第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定第二节土壤水的能态第三节土壤水的运动第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定一、土壤水分类型（一）吸湿水(紧束缚水)1、定义：由于固体土粒表面的分子引力和静电引力对空气中水汽分子的吸附力而被紧密保持的水分。
2、性质：其厚度只有2-3个水分子层，无溶解力、不导电、不能自由移动，也不能为植物利用。
3、大小：决定于土壤质地、腐殖质等影响决定于大气的湿度和温度当空气相对湿度达95%—100%时,土壤吸湿水量可达最大值，这时称为最大吸湿量。
（二）膜状水(松束缚水)1．定义：指当吸湿状态土粒与液态水接触时，还可再吸附一层很薄的水膜，称其为膜状水。
2．性质：其厚度可达到几十个水分子，部分可以被植物吸收利用，移动极为缓慢。
3．大小：决定于土壤的比面以及土壤溶液浓度。
膜状水达最大时的土壤含水量叫最大分子持水量。
（三）毛管水1、定义：由土壤毛管孔隙的毛管引力所保持的水分，称为毛管水。
2、类型：(1)毛管上升水定义：指地下水随毛管上升而被保持在土壤中的水分，称为毛管上升水。
最大水量称为毛管持水量。
毛管上升水与地下水位有水压联系：地下水位适当作物吸收地下水位过深作物不能吸收地下水位过浅作物受湿害（2）毛管悬着水定义：指在地下水位很深的地区，降雨或灌水之后，由于毛管力保存在土壤上层中的水分称为毛管悬着水。
当毛管悬着水达到最大数量时的土壤含水量叫田间持水量。
性质：毛管水是土壤中可以移动的、对植物最有效的水分，而且毛管水中还溶液解有可供植物利用的易溶性养分。
大小：与土壤质地、腐殖质含量及结构状况有关。
（四）重力水定义：指土壤含水量超过田间持水量时，多余水分受重力支配向下渗透，这部分水分叫重力水。
土体全部孔隙都充满水，这时土壤含水量叫饱和持水量（全持水量）。
二、土壤含水量的表示方法（一）质量百分数即土壤中水分的质量与干土质量的比值勤。
（二）容积百分数即单位土壤总容积中水分所占的容操作分数，又称容积湿度、土壤水的容积分数。
土壤水、空气和热量
第五章土壤水、空气和热量主要教学目标：学会分析土壤肥力要素水、气、热之间的关系。
由于土壤水分的重要作用，因此首先要求学生掌握土壤水的形态学观点和能量学观点。
在基本知识掌握的基础上,并能系统地处理土壤水、气、热三者的相互关系和调节措施。
主要内容：第一节土壤水的类型第二节土壤水分含量的表示方法第三节土壤水分能量的分析第四节土壤水分的管理与调节第五节土壤空气和热量第六节土壤水、气、热的相互关系第一节土壤水的类型土壤学中的土壤水是指在一个大气压下，在105℃条件下能从土壤中分离出来的水分.土壤中液态水数量最多,对植物的生长关系最为密切。
液态水类型的划分是根据水分受力的不同来划分的，这是水分研究的形态学观点。
这一观点在农业、水利、气象等学科和生产中广泛应用。
一、吸湿水土壤颗粒从空气中吸收的汽态水分子。
从室外取土，放在室内风干若干时间后，表面上看似乎干燥了，但把土壤放在烘箱中烘烤，土壤重量会减轻；再放置到常温常压下，土壤重量又会增加，这表明土壤吸收了空气中的水汽分子。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力作用所引起的，一般来说，土壤中吸湿水的多少,取决于土壤颗粒表面积大小和空气相对湿度。
由于这种作用的力非常大，最大可达一万个大气压，所以植物不能利用此水,称之为紧束缚水。
二、膜状水土粒吸足了吸湿水后，还有剩余的吸引力，可吸引一部分液态水成水膜状附着在土粒表面，这种水分称为膜状水。
重力不能使膜状水移动，但其自身可从水膜较厚处向水膜较薄处移动,植物可以利用此水。
但由于这种水的移动非常缓慢（0.2-0.4mm/d),不能及时供给植物生长需要，植物可利用的数量很少.当植物发生永久萎蔫时，往往还有相当多的膜状水。
三、毛管水当把一个很细的管子(毛细管)插入水中后，水分可以上升的较高于水平面,并保持在毛细管中。
毛管水：由于毛管力的作用而保持在土壤中的液态水。
毛管水可以有毛管力小的方向移向毛管力大的方向，毛管力的大小可用Laplace公式计算：P = 2T/r式中的P为毛管力，T为水的表面张力,r为毛管半径。
最新土壤学第五章土壤水PPT课件
则重力势为正，反之，重力势为负。 （4）压力势 (pressure potential)Ψp
标准状态水的压力为1个大气压，但在土壤中的水所 受到的压力，在局部地方就不一定为1个大气压。
如果土壤中有水柱或水层，就有一定的静水压；悬 浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。若存在上述状 况则Ψp为正值。
土水势Ψt=Ψm+Ψs+Ψg+Ψp
15
（三）土壤水的有效性(availability) 土壤水的有效性(availability)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 利用的水称为有效水。
最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。
表5-1 土壤 重壤土 粘土
田间持水量(%) 12 18
22
24
26 30
凋萎系数(%)
3
5
6
9
11 15
有效水最大含量(%) 9 13
16
15
15
116 5
(hygroscopic coefficient)
(wilting coefficient)
(field capacity)
(saturated water content)
改进快速法——红外线烘干法、微波炉烘干法、 酒精烘干法、酒精烧失法等。
风干土— 烘干土 水分= ————————×100%
烘干土
2.中子法
简便、较精确。但只能用于较深土层水分测定，不能用 于土表薄层土。有机质中的氢也会影响H2O的测定结果。
3.TDR法（时域反射仪法）
第二节 土壤水的能态
一、土水势及其分势
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
标准状态水的压力为1个大气压，但在土壤中的水所 受到的压力，在局部地方就不一定为1个大气压。
如果土壤中有水柱或水层，就有一定的静水压；悬 浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。若存在上述状 况则Ψp为正值。
土水势Ψt=Ψm+Ψs+Ψg+Ψp
15
（三）土壤水的有效性(availability) 土壤水的有效性(availability)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 利用的水称为有效水。
最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。
表5-1 土壤 重壤土 粘土
田间持水量(%) 12 18
22
24
26 30
凋萎系数(%)
3
5
6
9
11 15
有效水最大含量(%) 9 13
16
15
15
116 5
(hygroscopic coefficient)
(wilting coefficient)
(field capacity)
(saturated water content)
改进快速法——红外线烘干法、微波炉烘干法、 酒精烘干法、酒精烧失法等。
风干土— 烘干土 水分= ————————×100%
烘干土
2.中子法
简便、较精确。但只能用于较深土层水分测定，不能用 于土表薄层土。有机质中的氢也会影响H2O的测定结果。
3.TDR法（时域反射仪法）
第二节 土壤水的能态
一、土水势及其分势
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
第五章土壤空气与土壤热量状况PPT课件
问题：土壤空气质量如何满足作物生长
需求的？
有资料表明：如果土壤不具备通气性，那 么，土壤空气中O2仅能够作物根系呼吸消 耗12～40个小时，可见，土壤气体更新是 多么重要。土壤是如何通气的呢？
.
19
二、土壤空气的更新
★土壤空气与大气的交换方式
气体扩散 整体对流
1. 气体扩散（90%）
气体分子由浓度高处→
各有其独立的运动发展变化规律各自与环境状况息息相关相互联系相互制自与环境状况息息相关相互联系相互制虽然它们均受土壤原始质地组成的强烈影响虽然它们均受土壤原始质地组成的强烈影响但也可以通过人为耕作施肥灌溉等措施但也可以通过人为耕作施肥灌溉等措施得到改善其中结构性的改善是关键
复习回顾 1、2
第五章 土壤空气与土壤热量
P114
土壤热平衡应用
S=Q±P±LE±R
农业生产中，常采用中 耕松土，地表覆盖，设 置风障，塑料大棚等措 施以调节土壤温度。
.
36
★ 2.土壤热量状况
①土温的日变化
土壤表层:
最低温出现于早晨5-6点 最高温出现在下午13-14点
表层变化幅度大，约每深10㎝可滞后 2.5-3.5小时,至40－100cm深处变化幅 度小甚至消失,
0.0209 1.9259
有机质 1.9259 2.5121
沙土是“热性
土”，粘土是
“冷性土”，为
P112
什么？
土壤水分 4.1868 4.1868 土壤空气 1.0048 0.0013
.
30
（二）土壤导热性
1.土壤导热率：
土 厚 1cm ， 两 端 温 差 1℃ 时 ， 每 秒 钟 通 过 1cm2土壤断面的热量。
土壤空气及热状况ppt课件
14
一、土壤热量的来源
第二节 土壤热性质及热平衡 （soil heat）
❖ （二）生物热
▪ 据估算，含有机质4％的土壤，每m2耕层有机质的潜能为 6.28×109～6.99×109KJ，相当于燃烧4.94 ～12.36kg无烟煤
▪ 可用于升高低温，促进早春出苗或返青
❖ （三）地球内热
▪ 核能-但除个别浅表地热可直接利用地区外，对土壤热量影响不大
（4）土壤组成,性质: ,有机质含量高, 含水多则热容大 （5）地面覆盖：可减少吸热与放热，导热性差的物体如秸
杆等覆盖可减少地面的有效辐射,深色物质促进吸热 18
第二节 土壤热性质及热平衡
1.辐照量不等于热量积累 2.气象条件、海拔和纬度共同作用决定积温
19
第二节 土壤热性质及热平衡
三、土壤的热量平衡 ❖ 土壤热量收支平衡可用下式表示：
土石壤热容灰随土壤容重和含水量的增加0而.8增95大，黏土比例上升热容升高
利用Fe2客O3土法可以改变土壤热容，但收0效.6慢82
Al2O3 腐殖质
0.908 1.996
2.410 2.435
－ － 2.515
土壤空气
1.004
1.255×10-3
土壤水分
4.184
常见土壤组分的热容量
4.184
22
＝Q /AT或 Qd (t1t2)/d AT (t1t2)
水是热的良导体 空气是热的不良导体 因此水分多导热性好，空气多导热性差
23
第三节 土壤热性质
二、土壤导热率
❖ 土壤缺水，土粒间孔隙被空气占据，导热率降低 ❖ 土壤湿润，土粒间孔隙被水分占领，导热率升高
二、土壤导热率
第三节 土壤热性质
一、土壤热量的来源
第二节 土壤热性质及热平衡 （soil heat）
❖ （二）生物热
▪ 据估算，含有机质4％的土壤，每m2耕层有机质的潜能为 6.28×109～6.99×109KJ，相当于燃烧4.94 ～12.36kg无烟煤
▪ 可用于升高低温，促进早春出苗或返青
❖ （三）地球内热
▪ 核能-但除个别浅表地热可直接利用地区外，对土壤热量影响不大
（4）土壤组成,性质: ,有机质含量高, 含水多则热容大 （5）地面覆盖：可减少吸热与放热，导热性差的物体如秸
杆等覆盖可减少地面的有效辐射,深色物质促进吸热 18
第二节 土壤热性质及热平衡
1.辐照量不等于热量积累 2.气象条件、海拔和纬度共同作用决定积温
19
第二节 土壤热性质及热平衡
三、土壤的热量平衡 ❖ 土壤热量收支平衡可用下式表示：
土石壤热容灰随土壤容重和含水量的增加0而.8增95大，黏土比例上升热容升高
利用Fe2客O3土法可以改变土壤热容，但收0效.6慢82
Al2O3 腐殖质
0.908 1.996
2.410 2.435
－ － 2.515
土壤空气
1.004
1.255×10-3
土壤水分
4.184
常见土壤组分的热容量
4.184
22
＝Q /AT或 Qd (t1t2)/d AT (t1t2)
水是热的良导体 空气是热的不良导体 因此水分多导热性好，空气多导热性差
23
第三节 土壤热性质
二、土壤导热率
❖ 土壤缺水，土粒间孔隙被空气占据，导热率降低 ❖ 土壤湿润，土粒间孔隙被水分占领，导热率升高
二、土壤导热率
第三节 土壤热性质
第五章土壤水、热、气、肥及其相互关系
1.3.1.1吸湿水: 干燥的土粒由于分子引力和静电引力的 存在而从空气中吸收水份的性质称为吸 湿性，所紧密吸附的水分就称为吸湿水. 特点: <1>.吸湿水的数量与大气温、湿度有关, 大 气温度愈低、湿度愈大, 吸湿量愈大; 也与质地有关,质地愈重,吸湿性愈强,吸 湿量也愈大.
<2>.吸湿水受土粒引力极大{31～10000个大气 压},无溶解力,不导电,在土壤中不能自由运动, 与土粒作整体运动. 同时,植物根系的根吸力一般只有10～20个大 气压,所以吸湿水不能被一般植物吸收利用.
年变化 － （太阳辐射能的季节变化） 呈现两个阶段, 升温阶段, 2~7月; 降温阶段, 8~1月; 最高温7月, 最低温1月. 随土层加深年变幅也减小, 在5~20米处消 失.
影响土温的因素： 一切影响土壤热量收入或支出的因素最终都将 影响土壤温度的高低, 可分为环境因素和土壤 内部因素两大类. 环境因素: a. 土壤所处的纬度 随着纬度的增加, 太阳入射角减小, 单位面积土 壤得到的太阳辐射能减少, 故纬度越高, 土温越 低.
第 五 章 土壤水、热、气、 肥及其相互关系
土壤水、热、气、肥4大因素 ：
各有其独立的运动发展变化规律 各自与环境状况息息相关 共存于土壤体系中，相互联系、相 互制约的。
第 一 节
土壤热性质
1- 土壤的热量来源 土壤热量主要来自4个方面，太阳辐射能、地热、 生物热和化学热。 1-1 太阳辐射： 任何物体，温度高于绝对零度 (－273 ℃) 时, 都要以电磁波的方式向外辐射能量。 太阳表面温度高达6000 ℃, 它要以电磁波 的方式向外辐射大量能量, 这种能量是土壤热 量的主要来源, 一般每cm2每分钟可得到1.9 卡 的热量.
土壤水、空气和热量ppt课件
水势是除温度以外的所有影响水的化学 势的各种因素之和。因此，土水势由各 种分势组成：
ψ = ψm+ ψp+ ψs+ ψg….
1、基质势（基模势，ψm）
由于土壤的基质吸力（即弯月面力和吸附力） 对水份的吸持而引起的水份势值的降低，成为 基质势。
一般以纯自由水的水势为零作为参比标准，所 以基质势是负值。
在土壤物理、农田水利学、水文学等学 科中经常使用。
（1）水深（Dw） 指在一定厚度（h）和一定面积土壤中所 含水量相当于同面积水层的厚度。
Dw= θv.h
单位可以用cm或mm，
（2）绝对水体积（容量）
指一定面积一定厚度土壤所含水量的体 积，量纲为L3。 V方/公顷，
V方/亩
第二节、土壤水的能态
毛管水具有自由水的特点，能溶解溶质， 移动速度快，可以满足作物的需要，是 作物可以利用的土壤水分的主要形态。
根据毛管水与地下水的联系情况和所处 的地形部位，可以将其分为毛管上升水 和毛管悬着水。
（1）毛管悬着水
降雨或灌溉以后，由于毛管力的作用而 保留在土壤上层的水分，称为毛管悬着 水。
进入土壤的自由水，由于受到各种力的 作用，它的活动能力减弱了。换句话说， 与相同条件下的纯自由水相比，土壤水 所含的能量降低了。
如果把同样温度、高度和大气压等条件 条件的纯自由水的水势等为零，则土水 势为负值。
所谓土水势，就是指土壤水的势能与纯 自由水的能量之差。
从热力学角度出发，可以将土壤水的势 能看成是土壤水和标准水之间化学势的 差异。
含水量越高，基质势的绝对值越低。 当土壤水分处于饱和状态时，基质势趋于零。
因此，基质势对非饱和土壤的水势运动和保持 有极其重要的作用。
ψ = ψm+ ψp+ ψs+ ψg….
1、基质势（基模势，ψm）
由于土壤的基质吸力（即弯月面力和吸附力） 对水份的吸持而引起的水份势值的降低，成为 基质势。
一般以纯自由水的水势为零作为参比标准，所 以基质势是负值。
在土壤物理、农田水利学、水文学等学 科中经常使用。
（1）水深（Dw） 指在一定厚度（h）和一定面积土壤中所 含水量相当于同面积水层的厚度。
Dw= θv.h
单位可以用cm或mm，
（2）绝对水体积（容量）
指一定面积一定厚度土壤所含水量的体 积，量纲为L3。 V方/公顷，
V方/亩
第二节、土壤水的能态
毛管水具有自由水的特点，能溶解溶质， 移动速度快，可以满足作物的需要，是 作物可以利用的土壤水分的主要形态。
根据毛管水与地下水的联系情况和所处 的地形部位，可以将其分为毛管上升水 和毛管悬着水。
（1）毛管悬着水
降雨或灌溉以后，由于毛管力的作用而 保留在土壤上层的水分，称为毛管悬着 水。
进入土壤的自由水，由于受到各种力的 作用，它的活动能力减弱了。换句话说， 与相同条件下的纯自由水相比，土壤水 所含的能量降低了。
如果把同样温度、高度和大气压等条件 条件的纯自由水的水势等为零，则土水 势为负值。
所谓土水势，就是指土壤水的势能与纯 自由水的能量之差。
从热力学角度出发，可以将土壤水的势 能看成是土壤水和标准水之间化学势的 差异。
含水量越高，基质势的绝对值越低。 当土壤水分处于饱和状态时，基质势趋于零。
因此，基质势对非饱和土壤的水势运动和保持 有极其重要的作用。
土壤学第5章
(1)、土水势：指土壤水在各种力作用下势能的变化；
请注意：在不 同的情况下， 土壤总水势的 各分势组成是 不同的。
总水势： t=m+p+s+g
(2)、土壤水吸力：指土壤承受一定吸力情况下所处的能态。只包括 基质吸力和渗透吸力。
一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与m相等，但符号 相反。
土 壤 水
第一节 土壤含水量
土壤含水量是土壤重要性状之一，在测定许多理化性质如O.M，养分 含量，以及农田排灌方面都要用到。土壤许多测定数据，都是以干土为基 础的(即在105-1100C下烘干重)，必须先测定含水量，将湿土换算成干土。
一、以水分重量占干土重量百分数表示---含水量(重量%) 土壤含水量(重量%) = (水重/干土重) x 100 = (W湿-W干)/W干 x 100 W湿=W干(1+含水量) W干=W湿/(1+含水量)
四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发
（一） 土壤入渗（soil water infiltration)** 一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程， 但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土 壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
二、土壤持水曲线(土壤水分特征曲线)
定义：土壤水吸力与土壤含水量之间的相关曲线
影响因素 •质地 •结构 •温度 •滞后现象
土壤水分特征曲线的用途：
A、可利用它进行土壤水吸力和含水率之间的换算； B、土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布； C、土壤水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤 水分的有效性； D、应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时, 水分 特征曲线是必不可少的重要参数
请注意：在不 同的情况下， 土壤总水势的 各分势组成是 不同的。
总水势： t=m+p+s+g
(2)、土壤水吸力：指土壤承受一定吸力情况下所处的能态。只包括 基质吸力和渗透吸力。
一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与m相等，但符号 相反。
土 壤 水
第一节 土壤含水量
土壤含水量是土壤重要性状之一，在测定许多理化性质如O.M，养分 含量，以及农田排灌方面都要用到。土壤许多测定数据，都是以干土为基 础的(即在105-1100C下烘干重)，必须先测定含水量，将湿土换算成干土。
一、以水分重量占干土重量百分数表示---含水量(重量%) 土壤含水量(重量%) = (水重/干土重) x 100 = (W湿-W干)/W干 x 100 W湿=W干(1+含水量) W干=W湿/(1+含水量)
四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发
（一） 土壤入渗（soil water infiltration)** 一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程， 但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土 壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
二、土壤持水曲线(土壤水分特征曲线)
定义：土壤水吸力与土壤含水量之间的相关曲线
影响因素 •质地 •结构 •温度 •滞后现象
土壤水分特征曲线的用途：
A、可利用它进行土壤水吸力和含水率之间的换算； B、土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布； C、土壤水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤 水分的有效性； D、应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时, 水分 特征曲线是必不可少的重要参数
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
早春土温过低时, 不利于作物种子的萌发, 可大量施用羊粪, 马粪等含水少的有机肥, 利用其分解释放的热来提高土温, 加速作 物种子的萌发.
1-4 化学热 ：
土壤中, 一些化学反应也是放热的过程, 但数量极少, 对土温几乎没有影响.
2 . 土壤的热性质
土壤的热性质是指土壤对光和热的反 应特点.
持水少的土壤Cv小, 早春升温快, 有利于 大春的种子萌发, 农民称热性土.
2-4 土壤导热率 表层土壤吸热后，热量要传导。 指在厚度为1CM, 面积为1平方厘米的断面 上, 当温度相差1℃时每秒钟通过的热量. 表示方法: λ 卡/ 厘米·秒·度 表达意义 : 表示土壤内部传导热的能力。
导热率大的土壤, 传热快, 表土温度日 变幅小, 表土与底土温差小,整个土体温度 较均匀。
b. 土壤所处的海拔
一般来说, 海拔每升高100米, 温度降低 0.5~0.6度, ≥10 ℃的积温减少150~ 200 ℃ /年.
海拔越高，土温越低。
( 原因 主要是海拔升高, 大气温度下降, 密度减小, 大气逆辐射减弱 )
c. 土壤所处的坡向
在北半球 , 南坡向阳, 太阳入射角大, 单位面积土壤得到的辐射能多, 土温高.
由于土壤的温度也高于绝对零度, 故土壤本身 也要以电磁波的方式向外辐射能量, 这种辐射, 使土壤热量减少, 土温降低。
大气逆辐射:
近地层大气得到土壤辐射后, 温度升高, 高于绝 对零度, 也要以电磁波的方式向周围辐射能量, 其中有部分返还地表, 返还地表的这部分大气 辐射就称为大气逆辐射, 它使土壤热量增加, 温 度提高.
反之, 表土温日变幅大, 表土与底土温 差大, 整个土体的温度差异大。
影响因素
土壤纯固体颗粒的导热率 0.005卡/厘米·秒·度
土壤空气
0.000055卡/厘米·秒·度
土壤水分
0.0013卡/厘米·秒·度
a. 主要受紧实度影响, 土壤越紧实, 由固相导热, 导热率高.
b. 受土壤水气比例的影响, 水多气少, 土壤的导 热率大.
土壤实际辐射损失热量 == 土壤辐射 一 大气逆辐射
土壤辐射： 地面覆盖 、 地面温度 。 大气逆辐射：大气密度 、 大气温度。
2-3 土壤热容量
指单位体积的土壤, 当温度每增高或降低 土1℃时，所吸收或放出的热量.
表示 : Cv
卡/ Cm3 ·度
表达的意义:
表示土壤稳温性的强弱, 热容量大的土壤, 土温升高1度需较多的热才能升高, 稳温 性强, 反之, 稳温性弱.
呈现两个阶段, 升温阶段, 2~7月; 降温阶段, 8~1月; 最高温7月, 最低温1月.
随土层加深年变幅也减小, 在5~20米处消 失.
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ影响土温的因素：
一切影响土壤热量收入或支出的因素最终都将 影响土壤温度的高低, 可分为环境因素和土壤 内部因素两大类.
环境因素:
a. 土壤所处的纬度
随着纬度的增加, 太阳入射角减小, 单位面积土 壤得到的太阳辐射能减少, 故纬度越高, 土温越 低.
影响因素 : 一一水气比例
土壤纯固相颗粒的Cv为0.5~0.6卡/Cm3·度
土壤空气
0.0003 卡/Cm3·度
土壤水分
1 卡/Cm3·度
一般土壤纯固相颗粒的数量比例变化不大;
而水、气比例变化很大, 且水份的热容量远大于 空气的热容量,.
故水多气少的土壤Cv大, 水少气多的土壤Cv小.
热容量的生产影响： 生产中, 易积水的土壤Cv大,早春土温随 气温回升慢, 不利于大春播种,称冷性土.
含水量愈高, 吸热性愈强. 土表状况 粗糙土表反射光弱, 吸热强： 平坦土表反射光强，吸热弱。
2-2 土壤散热性 土壤散失热量的能力.
土壤热量散失主要与水分蒸发, 土壤辐射, 和大气逆辐射有关.
水分蒸发: 蒸发1克水分, 约需吸收580卡的热量, 所 以, 随着水分的蒸发,热量即散失了.
土壤辐射:
北坡属阴坡, 得到的辐射能少. 一般南 坡土温比北坡高5~7 ℃左右。
d.土表是否有覆盖
土表覆盖一方面减少土壤得到的太阳辐射 能, 使土温不易提高;
另一方面又可阻止土壤辐射, 减少热量损失, 使土温不易降低.
所以, 覆盖的综合效果是使土温变幅减小, 与 裸地相比, 最高温下降, 最低温提高.
土壤内部因素:
3. 土温的变化规律及其影响因素: 土温的变化规律－－昼夜变化；年变化。
昼夜变化：
（由于表土白天吸热，夜晚散热）
表土的最高温度在下午1~2点，最低温度出现 在早晨太阳出来之前，约6~8点。
底土的最高温度和最低温度的出现时间均落 后于表土，且随深度增加变幅减小，在35~100 厘米处消失。
年变化 － （太阳辐射能的季节变化）
第 五 章 土壤水、热、气、 肥及其相互关系
土壤水、热、气、肥4大因素 ：
各有其独立的运动发展变化规律 各自与环境状况息息相关 共存于土壤体系中，相互联系、相 互制约的。
1-3 生物热:
微生物分解有机质是一个放热的过程, 一 般情况下, 总量也很小, 对土温的影响小, 但在生产中有特殊的作用, 。
包括土壤的吸热性、散热性、热容量、 及导热率.
2-1 土壤吸热性 指土壤对太阳辐射能的吸收能力. 表示方法: 吸收率 = 1 － 反射率
地表反射光强度 反射率 = —————————— ( % )
到达地表辐射强度
影响因素 : 土表颜色 颜色愈深, 吸热性愈强, 反之, 愈弱. 土壤含水量
c. 有机质含量 有机质对土温有两个作用相反的影响：
一方面颜色深, 增加土壤吸热使土温提高; 另一方面, 增加土壤蓄水使土温不易提高.
高寒山区土温过低是生产中的主要矛盾, 要 注意控制土壤有机质含量.
4. 土壤温度对农业生产和土壤肥力的影响
a. 影响作物类型的分布: 土壤温度与气温是一体的, 宏观地控制着大范围的作
a. 土壤水气比例
若土壤水多气少, 热容量大, 导热率高, 土温不易升降而趋稳定, 变幅小.
若土壤水少气多, 热容量小, 导热率低, 土温易急剧升降不稳定, 变幅大.
生产中, 这两种情况都不好, 应控制水 气比例来调节土温在一个恰当范围.
b. 表土颜色 深色土吸热多土温高; 浅色土吸热少土温低.
1-4 化学热 ：
土壤中, 一些化学反应也是放热的过程, 但数量极少, 对土温几乎没有影响.
2 . 土壤的热性质
土壤的热性质是指土壤对光和热的反 应特点.
持水少的土壤Cv小, 早春升温快, 有利于 大春的种子萌发, 农民称热性土.
2-4 土壤导热率 表层土壤吸热后，热量要传导。 指在厚度为1CM, 面积为1平方厘米的断面 上, 当温度相差1℃时每秒钟通过的热量. 表示方法: λ 卡/ 厘米·秒·度 表达意义 : 表示土壤内部传导热的能力。
导热率大的土壤, 传热快, 表土温度日 变幅小, 表土与底土温差小,整个土体温度 较均匀。
b. 土壤所处的海拔
一般来说, 海拔每升高100米, 温度降低 0.5~0.6度, ≥10 ℃的积温减少150~ 200 ℃ /年.
海拔越高，土温越低。
( 原因 主要是海拔升高, 大气温度下降, 密度减小, 大气逆辐射减弱 )
c. 土壤所处的坡向
在北半球 , 南坡向阳, 太阳入射角大, 单位面积土壤得到的辐射能多, 土温高.
由于土壤的温度也高于绝对零度, 故土壤本身 也要以电磁波的方式向外辐射能量, 这种辐射, 使土壤热量减少, 土温降低。
大气逆辐射:
近地层大气得到土壤辐射后, 温度升高, 高于绝 对零度, 也要以电磁波的方式向周围辐射能量, 其中有部分返还地表, 返还地表的这部分大气 辐射就称为大气逆辐射, 它使土壤热量增加, 温 度提高.
反之, 表土温日变幅大, 表土与底土温 差大, 整个土体的温度差异大。
影响因素
土壤纯固体颗粒的导热率 0.005卡/厘米·秒·度
土壤空气
0.000055卡/厘米·秒·度
土壤水分
0.0013卡/厘米·秒·度
a. 主要受紧实度影响, 土壤越紧实, 由固相导热, 导热率高.
b. 受土壤水气比例的影响, 水多气少, 土壤的导 热率大.
土壤实际辐射损失热量 == 土壤辐射 一 大气逆辐射
土壤辐射： 地面覆盖 、 地面温度 。 大气逆辐射：大气密度 、 大气温度。
2-3 土壤热容量
指单位体积的土壤, 当温度每增高或降低 土1℃时，所吸收或放出的热量.
表示 : Cv
卡/ Cm3 ·度
表达的意义:
表示土壤稳温性的强弱, 热容量大的土壤, 土温升高1度需较多的热才能升高, 稳温 性强, 反之, 稳温性弱.
呈现两个阶段, 升温阶段, 2~7月; 降温阶段, 8~1月; 最高温7月, 最低温1月.
随土层加深年变幅也减小, 在5~20米处消 失.
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ影响土温的因素：
一切影响土壤热量收入或支出的因素最终都将 影响土壤温度的高低, 可分为环境因素和土壤 内部因素两大类.
环境因素:
a. 土壤所处的纬度
随着纬度的增加, 太阳入射角减小, 单位面积土 壤得到的太阳辐射能减少, 故纬度越高, 土温越 低.
影响因素 : 一一水气比例
土壤纯固相颗粒的Cv为0.5~0.6卡/Cm3·度
土壤空气
0.0003 卡/Cm3·度
土壤水分
1 卡/Cm3·度
一般土壤纯固相颗粒的数量比例变化不大;
而水、气比例变化很大, 且水份的热容量远大于 空气的热容量,.
故水多气少的土壤Cv大, 水少气多的土壤Cv小.
热容量的生产影响： 生产中, 易积水的土壤Cv大,早春土温随 气温回升慢, 不利于大春播种,称冷性土.
含水量愈高, 吸热性愈强. 土表状况 粗糙土表反射光弱, 吸热强： 平坦土表反射光强，吸热弱。
2-2 土壤散热性 土壤散失热量的能力.
土壤热量散失主要与水分蒸发, 土壤辐射, 和大气逆辐射有关.
水分蒸发: 蒸发1克水分, 约需吸收580卡的热量, 所 以, 随着水分的蒸发,热量即散失了.
土壤辐射:
北坡属阴坡, 得到的辐射能少. 一般南 坡土温比北坡高5~7 ℃左右。
d.土表是否有覆盖
土表覆盖一方面减少土壤得到的太阳辐射 能, 使土温不易提高;
另一方面又可阻止土壤辐射, 减少热量损失, 使土温不易降低.
所以, 覆盖的综合效果是使土温变幅减小, 与 裸地相比, 最高温下降, 最低温提高.
土壤内部因素:
3. 土温的变化规律及其影响因素: 土温的变化规律－－昼夜变化；年变化。
昼夜变化：
（由于表土白天吸热，夜晚散热）
表土的最高温度在下午1~2点，最低温度出现 在早晨太阳出来之前，约6~8点。
底土的最高温度和最低温度的出现时间均落 后于表土，且随深度增加变幅减小，在35~100 厘米处消失。
年变化 － （太阳辐射能的季节变化）
第 五 章 土壤水、热、气、 肥及其相互关系
土壤水、热、气、肥4大因素 ：
各有其独立的运动发展变化规律 各自与环境状况息息相关 共存于土壤体系中，相互联系、相 互制约的。
1-3 生物热:
微生物分解有机质是一个放热的过程, 一 般情况下, 总量也很小, 对土温的影响小, 但在生产中有特殊的作用, 。
包括土壤的吸热性、散热性、热容量、 及导热率.
2-1 土壤吸热性 指土壤对太阳辐射能的吸收能力. 表示方法: 吸收率 = 1 － 反射率
地表反射光强度 反射率 = —————————— ( % )
到达地表辐射强度
影响因素 : 土表颜色 颜色愈深, 吸热性愈强, 反之, 愈弱. 土壤含水量
c. 有机质含量 有机质对土温有两个作用相反的影响：
一方面颜色深, 增加土壤吸热使土温提高; 另一方面, 增加土壤蓄水使土温不易提高.
高寒山区土温过低是生产中的主要矛盾, 要 注意控制土壤有机质含量.
4. 土壤温度对农业生产和土壤肥力的影响
a. 影响作物类型的分布: 土壤温度与气温是一体的, 宏观地控制着大范围的作
a. 土壤水气比例
若土壤水多气少, 热容量大, 导热率高, 土温不易升降而趋稳定, 变幅小.
若土壤水少气多, 热容量小, 导热率低, 土温易急剧升降不稳定, 变幅大.
生产中, 这两种情况都不好, 应控制水 气比例来调节土温在一个恰当范围.
b. 表土颜色 深色土吸热多土温高; 浅色土吸热少土温低.