第一节 土壤和空气的热量交换方式和热特性
第四章土壤空气和热量
二、土壤通气性
• 土壤通气性泛指土壤空气与大气进行交换、 不同土层之间气体扩散或交换的能力。
（一）土壤通气性的重要意义
• 其重要性在于补充氧气。 • 如果没有大气氧气的补充，土壤中的氧气 将迅速被耗尽，缺氧将严重影响根系的正 常生长，影响好气微生物的活动，从而影 响土壤养分的有效化。一些有毒的还原性 物质的累积将毒害根系，严重时会使植物 死亡。 • 因此，土壤必须具有一定的通气性。
（二）土壤通气性的机制
1、气体扩散 指某种气体由于分压梯度而产生的移动。 这是土壤与大气进行气体交换的主要形式。 土壤呼吸: O2（大气） 土壤 CO2（土壤） 大气
2、气体整体流动
• 由于土壤空气与大气之间存在总压力梯度 而引起的气体运动，称为整体流动。 • 温度、气压、降水、灌溉水的挤压等都可 以引起气体的整体流动。
• R随时间而变（年、月、日、瞬间） • 当R为正值，地面辐射收入大于支出，地 面增温； • 当R为负值，地面辐射收入小于支出，地 面降温； • 一般白天R为正值，地面增温； • 夜间R为负值，地面降温。
（二）影响地面辐射平衡的因素
1、太阳辐射强度 ---太阳的总辐射强度取决于气候（天气）情 况。 ---晴天的辐射强度比阴天大； ---日照角越大，单位面积上接受的热量越多， 辐射强度越高（中午，垂直，最高） ---北半球的南坡，太阳入射角比平地大，土 温比平地高；南坡土温比北坡高。
四、土壤热性质
一、土壤热容量（C） 土壤热容量指单位质量或容积的土壤每升 高（或降低）1º C所需要（或放出）的热容 量。 C = Cv*ρ ρ:土壤容重
• 水的热容量最大（4.184）; • 气体的热容量最小(1.255*10-3); • 矿物质(2.163-2.435)和有机质(2.515)热 容量介于其中。 • 在固相组成物质中，腐殖质热容量大于 矿物质。 • 土壤热容量主要取决于水分含量的多少 和腐殖质含量。
《农业气象学》课件第二章 温度
农业气象学第二章温度第一节热量交换方式一、辐射热交换是地面与大气之间热交换的主要方式，也在空气和空气之间进行二、分子传导是土壤中热交换的主要方式；三、流体流动热交换1.对流热力对流; 由热力原因引起的，通常发生在低层气温剧烈增高或高层温度冷却时动力对流:由动力作用而引起的，通常发生在空气水平运动遇山时被迫抬升时2.乱流:当地面受热不均匀，或空气沿粗糙不平的下垫面移动时，常出现一种小规模、无规则的升降气流或空气的涡旋运动3.平流:大范围空气的水平运动四、潜热交换:通过相变转移热能的方式第二节土壤温度一.地表的热量收支R = Q(1 - r)- F = P+ Qs+ LEQs:土壤热通量 LE: 潜热热通量 L : 汽化热 P : 乱流交换热通量二、土壤热特性土壤热特性包括：容积热容量: 单位体积的物质，温度变化 1℃所需吸收或放出的热量.导热率: 当土壤温度垂直梯度为1℃/m时，单位时间通过单位截面积上的热量。
导温率:土壤的导热率与容积热容量之比。
单位：m2·s-1三.土温的变化(一)土壤表面温度的日变化1.日变化规律:最低值出现在日出前,最高值出现在13时左右2.影响土温日较差因素：1)太阳高度角:辐射日变化大,日较差也越大.2)土壤热特性：λ大的土壤ΔT较小; Cm大的土壤,温度日较差较小.3)土壤颜色:深色ΔT日＞浅色ΔT日4) 地形:凹地ΔT日＞平地ΔT日＞凸地ΔT日5)天气:晴天ΔT日＞阴天ΔT日(二) 土壤表面温度的年变化:土壤表面月平均平均最高温度一般出现在7～8月，最低出现在1～2月.(三)温度在土壤中传播规律1)土层深度按算术级数增加，而土壤温度的振幅按几何级数减小.2)最高和最低温度出现的时间随深度增加而落后,其落后的时间与土壤深度成正比.大约深度每增加10cm,最高和最低温度出现的时间落后2.5～3.5小时.（四）土壤温度的垂直分布1 日射型：土壤温度随浓度的增加而降低。
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：
土壤学(第六章)-土壤空气和热量状况PPT课件
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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。 气相扩散：通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤 间的气体交流作用
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。
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二、土壤空气含量(soil air content)
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。
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表6－2 覆膜和裸露棉田在不同生长期内土壤空气含量 （%）
覆膜
气压变化、温度梯度、土壤表层风力、降水或灌溉 等。
土壤对流公式：qv=-(k/η)▽p 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）；
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；
负号表示方向。
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。
(3) 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(bourgeon)
6土壤空气和热量状况
第三节
土壤热性质
土壤导热率
导热性指土壤具有的将所吸热量传到邻近土层 的性质。 导热率（λ）指单位厚度(1cm)土层，温差1℃， 每秒经单位断面(1cm2)通过的热量卡数。 土壤不同组分导热率不同
土壤组成成分 石英 湿砂粒 干砂粒 泥炭 腐殖质 土壤水 土壤空气
导热率（J/(cm·s·℃)） 4.427×10-2 1.674×10-2 1.674×10-3 6.276×10-4 1.255×10-2 5.021×10-3 2.092×10-4
第三节
土壤热性质
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·℃) 土壤的每种成分的热容量都同
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。
第六章 土壤空气和热量状况
土壤空气 土壤热量 土壤热性质 土壤温度
第一节 土壤空气
土壤空气组成
土壤空气组成
土壤空气的组成是可变的 土壤空气的组成与大气有明显差异 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 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 组成的变化
第三节
土壤热性质
土壤热扩散率
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。 D=λ/ Cv(cm2/s) 就一定土壤而言，土壤的热扩散率主要决定于 土壤水和空气的比例。
第四节
土壤温度
第一节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。
《土壤空气和热状况》PPT课件
Cv=Cp×土壤容重 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=mCv·Vm+OCv·V精选op+ptwCv·Vw+aCv·Va
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第三节 土壤热性质
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；
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
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2
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。
（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。
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 地热 地壳传热能力差，对土壤温度影响极小，可忽略不计
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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
收入
支出
太阳直接短波辐射(I)
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%。
第七章土壤空气与热量状况
3、少量空气可溶解水中，例如氧气
第一节 土壤空气
二、土壤空气对作物生长影响
1、影响根系发育养分吸收 1）根系吸收O2呼出CO2 、O2； 根系呼吸能力减弱，吸收养分水分能力下降，影响大小依次为：
K>Ca>Mg>N>P 2）影响根系生长；
通性好土壤，根系长，颜色浅，根毛多，吸收能力强； 长期缺氧，根系短粗，颜色暗，根毛少，吸收能力弱。 3）CO2 多，易霉菌生长，作物易生病。
第二节 土壤的氧化还原反应
二、土壤氧化还原指标
1、氧化还原电位Eh。单位mv 由于土壤溶液中氧化态物质和还原态物质的浓度关系而产生的电位称Eh。
0.0592[氧] EhE0 n lg[还]
测定用铂电极，参比电极用甘汞电极 2、电子活度的负对数(Pe) Pe=-lg[e-]
PePe0 1nlg[[还 氧]]
2、影响根系生长 不同植物适宜根系生长土温不同 小麦12-16℃ 玉米24-28℃ 豆类22-26℃ 水稻30-35℃ 温度低，受冻害，呼吸作用弱，根生长受抑制，吸收养分能力低。 温度高，呼吸作用旺盛，不利碳水化合物积累，根系发生本质化至根尖，
根毛区减少，降低水分、养分吸收。 西瓜为什么昼夜温差大，甜
种氧化剂，把还原态物质氧化为氧化态，溶解氧气减少，还原态物质增加。 2、土壤氧化还原平衡体系
氧 铁 锰 氮 硫 有机碳 氢
第二节 土壤的氧化还原反应
一、土壤的氧化还原体系
3、土壤氧化还原平衡体系共同特点 1）包括有机体系和无机体系，这些体系的反应有可逆的，半可逆的和不可 逆的。 例如，有机体系为半可逆或不可逆的。 2）有生物的参与 例如，微生物对有机质分解 例如，铁细菌，硫细菌，硝化细菌，亚硝化细菌，反硝化细菌 3）土壤是不均质多相体系。Eh变异较大，多次测定，取平均值。 4）土壤中氧化还原平衡体系经常会变动。
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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。
平流是空气在水平方向热量转移的重要方式，其结果可缓和地区之间、纬度之间的温度差异。
（五）乱流
1、乱流的概念
空气的不规则运动称为乱流或湍流。
乱流是摩擦层空气运动普遍存在的形式。
2、乱流的种类
（1）热力乱流
由于下垫面增热而使空气稳定性破坏，或不同下垫面受热不均而产生的热力乱流。
（2）动力乱流
由于近地层气流速度随高度不同引起各气层间内摩擦，气流与下垫面摩擦或气流与各种障碍物的摩擦和碰撞等动力原因而产生的动力乱流。
乱流是摩擦层中热量交换的重要方式，它使热量由地表向大气转移，对缓和近地层温度变化起着重要作用。
乱流也是下垫面向大气输送热量、水汽、CO2等物理属性的重要方式。
白天乱流与对流相结合，使大气中热量交换过程加强；夜间对流停止，乱流也随温度降低和风速减小而减弱，热交换也减少了。
（3）混合乱流
热力和对流原因共同作用产生的乱流称为混合乱流。
（六）潜热转移
气象学上把因水的相变引起的热量转移称为潜热转移。
用LE表示，L是蒸发潜热或凝结潜热，E为蒸发量或凝结量。
蒸发潜热：单位质量的水蒸发为同温度下的水汽消耗的热量称为蒸发潜热。
凝结潜热：单位质量的水汽凝结为同温度下的水放出的热量称为凝结潜热。
一般取值为2.5⨯106J/kg。
升华潜热：单位质量的冰升华为同温度下的水汽消耗的热量称为升华潜热，升华潜热与凝华潜热两者在数值上相等，取值为2.834⨯106J/kg。
上述几种方式中，除土壤热交换的主要方式是分子热传导外，地面和大气间热转移以辐射交换最为重要；在气层之间的热量交换以对流和乱流两种方式为主，特别在白天，空气中热量交换几乎完全决定于乱流和对流作用。
平流作用对调节地区之间的热量差异起着重要作用。
最后潜热输送对于大范围的能量交换以及重要天气过程的形成、演变都起着明显的作用。
二、热特性
（一）热容量
1、重量热容量（C）
单位重量的物质温度每变化1℃所吸收或放出的热量称为重量热容量或比热。
单位为J/（kg·℃）。
2、容积热容量（C v）
单位体积的物质温度每变化1℃所吸收或放出的热量称为容积热容量，简称热容量。
单位为J/（m3·℃）。
3、重量热容量和容积热容量的关系
C v＝C·ρ
很显然，在相同的条件下，容积热容量大的物质在得到或失去相同的热量后升温和降温都较缓和；容积热容量小的物质在得到或失去相同的热量后升温和降温都较剧烈。
水的热容量是空气的3000倍，水的导热率是空气的30倍。
土壤中固体成分的热容量差别不大，变化在 2.06-2.44⨯106J/（m3·℃）之间，约为水的热容量的1/2，而水的热容量约为土壤空气热容量的3000多倍。
通常土壤热容量随土壤湿度的增加而增大，随土壤孔隙度的增加而减小。
水具有最大的热容量，因而水域春夏得热后升温和缓，秋冬失热后降温也和缓。
表1 土壤固体成分、空气和水的热特性
（二）导热率
物体内部传导热量快慢的能力用导热率（λ）表示。
它是指1m深度的土壤，温差为1℃，1s钟通过1m2横截面的热通量，单位为J/（m·s·℃）。
在其他条件相同的情况下，物体的导
热率愈大，其表面温度的升降也就愈和缓。
土壤固体颗粒的导热率比空气大几十倍、甚至一、二百倍，比水也要大几倍，而水的导热率又比空气大三十倍。
一般来说，根据实验数据，土壤矿物学性质对于土壤热力特性的影响是不大的。
因此，土壤导热率主要决定于土壤中空气和水分含量的多少。
随着土壤湿度的增加，土壤导热率增大；随着土壤孔隙度增多，土壤导热率变小。
潮湿而紧实的土壤导热率良好，白天地面得热后能迅速下传，地面升温缓慢，夜间地面失热后，下层热量迅速上传补充，土壤降温也缓慢。
干燥而疏松的土壤，增温和冷却都将较潮湿而紧实的土壤剧烈。
（三）导温率
导热率只表示物体转移热量快慢的能力，并不能决定温度的变化。
因为温度的变化除与热量传递速度有关外，同时还决定于物体的热容量。
为了表示物体温度的变化速率，用导热率与热容量之比作指标，并称为导温系数或导温率（K）。
导温率（K）：它表示物体传递温度和消除层次间温度差异的能力。
其定义为：单位体积的物体，由于流入（或流出）数量为λ的热量后，温度升高（或降低）的数值，其单位为m2/s（平方米/秒）。
可用下式表示：K＝λ/C v
在其他条件相同的情况下，物体导温率大，温度由物体表面向里或由里向物体表面传播愈快，温度变化所及深度愈深，各深度温度差异能较快消除。
导温率最大的是静止的空气，空气的导温率比水大百倍，比土壤固体颗粒大几十倍。
因此，过湿的沼泽土壤，热力特性极为不好，导温很差。
由导温率的公式可知，导温率与导热率大小成正比，与热容量成反比。
在土壤中，随土壤湿度增加，导热率和热容量都增大，但两者变化速度是不同的，因此导温率与土壤湿度的关系是复杂的。
据研究，干土起初因湿度上升使导热率增大的速度超过热容量增大的速度，故导温率是增大的，也就是干土变湿的初期，导温性能变好。
但待土壤湿度增至一定程度后，导热率增大已不显著，而热容量仍随湿度线性上升，反而使导温率减少了。
因此，仅在某一适中的土壤湿度时（据研究在20－30％时），土壤的导温性最好，太干或太湿都不好。
在近地气层，空气不是处于静止状态，而是处于乱流状态，乱流状态下空气的导温率（又称为乱流交换系数或感热交换系数）比土壤空气分子的导温率大得多，一般增大几千上万倍，有时大3－5个量级（即×103-105）。
所以，在有乱流运动的空气中，只需考虑乱流导温率，可忽略分子导温率。