土壤温度与大气温度的关系及原因
土壤温度
地面以下土壤中的温度。土壤温度主要指与花木生长发育直接有关的地面 下浅层内的温度
01 基本介绍
03 调节 05 性质影响
目录
02 关系 04 热量来源
土壤温度（soil temperature）是指地面以下土壤中的温度。土壤温度主要指与花木生长发育直接有关的地 面下浅层内的温度，测试土壤温度的方法主要是插入法。
热量来源
太阳的辐射能 生物热
地球内热 周期性变化
ห้องสมุดไป่ตู้
土壤吸收的热量首先决定于到达地球的有效太阳辐射能的数量。在相对少云干旱区，有75%的太阳辐射能可 以到达地面。与此相反，在多云湿润区，只有35% ~ 40%的太阳辐射能到达地面。大概只有5% ~ 15%的净辐射在 土壤及植被中以热能储存起来。 任何特殊地点的太阳辐射能主要决定于气候。
在0一40℃之间，细胞质的流动随升温而加速。在20一30℃的范围内，温度升高能促进有机质的输送。温度 过低，影响营养物质的输送率，阻碍作物生长。在0一35℃范围内，温度升高能促进呼吸，但对光合作用的影响 较小，所以低温有利于作物体内碳水化合物的积累。适宜的土壤温度还能促进作物的营养生长和生殖生长。
调节
谢谢观看
1
耕作
2
灌溉和排水
3
施肥
4
覆盖
5
设置风障
耕作措施可以调节土壤，垄作、中耕、深翻、镇压、培土等措施，由于改变了太阳的入射角、土壤空隙度、 土壤水分状况等，均可起到调节土壤的作用。“锄头底下有火”，北方早春气温低，当土壤含水量较高时，土温 不易上升，对春播和作物出苗不利，可采用深锄，松表土，散表熵，提高地温。作为苗期，早中耕，地发暖，通 过深耕，可以提高土温，同时加强土壤的稳温性。起垄种植能增加土壤表面及近地层气温，并有利于排水，据测 定，垄作5 cm深处，日平均土温能增加2 ℃~ 3 ℃，温度日较差比平地高3 ℃~ 4 ℃，最低洼下湿地和某些作物 的良好的耕作种植形势。
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。
土体温度梯度与热平衡的关系
土体温度梯度与热平衡的关系说到土体的温度梯度和热平衡，哎呀，这个话题可不简单！不过呢，我们今天就轻松聊聊，像老朋友一样，别紧张。
咱们得搞明白，什么叫做“土体温度梯度”吧。
其实呢，它就是土壤中不同深度的温度变化情况。
简单点说，就是越往下土层温度就会发生变化，而这个变化不是随便的，它和土壤的热传导、热对流、热辐射等因素紧密相关。
而所谓的热平衡呢，就是土壤在白天吸收了多少热量，晚上又散失掉多少热量。
想象一下白天太阳晒得你浑身发烫，晚上却又凉快下来，这就是热平衡的一个直观体现。
没错，就是这么简单。
好了，咱们得说说这温度梯度和热平衡之间的关系了。
大家都知道，地球表面的温度白天和晚上差得可大了，尤其是沙漠地带，一天之内可以像过山车一样上下波动。
不过，土体不是这么容易受影响的。
它可有自己的“脾气”，并不会因为外界温度一下变高或者变低就随便改变自己的状态。
反而呢，土壤有一种“懒散”的性质，会慢慢地吸收或者释放热量，就像一块铁板，刚开始接触热源时，它不急着变热，等到一段时间后，才会一点一点儿热起来。
那就是它在“慢慢适应”外界环境。
你可能会问，这和热平衡有什么关系呢？嘿，热平衡其实就是通过这种“慢热”的方式保持的。
它并不会让土体的温度剧烈波动，而是通过各种因素慢慢地达到一个平衡点。
比如说，土体的导热系数越高，温度就传得越快，热量就能迅速在土层之间流动，平衡也就达成得比较快。
而如果导热性差，热量就会积累在表层，深层的土壤温度变化就没那么明显，直到外部环境的变化影响到一定程度，才会逐渐扩展到深层。
再说了，土壤的水分含量也是影响温度梯度的一个重要因素。
咱们知道，水可是热的“好朋友”。
它能够储存和传递热量，比土壤中的干燥部分更有效。
就像咱们用水壶烧水，水比土壤更容易吸热，对吧？如果土壤湿润，水分就像一个天然的“温度调节器”，它在日间吸热，晚上再慢慢散热，帮助土壤维持温度的稳定，避免外部温差太大。
如果是干土，那就完全是两回事了，热量几乎无法储存，白天一晒，晚上就散得差不多，温度落差大得不得了。
气温-大气受热过程及影响因素
纬度高（48°N附近）， 冬季寒冷而漫长，害 虫（虫卵）不易越冬； 夏季气温日较差大， 日低温较低，不利于 虫害生存和繁殖
地表或接近地表的岩石，在温度变化等的作用下，在原地 发生机械破碎而不改变岩石化学成分的作用叫物理风化作用. 通常情况下，气温日较差大的地区，物理风化作用强烈.据 此完成1～2题.
思考：如果某地阴雨 天气多，气温日较差 是增大还是缩小？如 果是大面积湖泊呢？
读气温日变化曲线图，回答：
1.A、B两条曲线中，可能表示阴 天气温变化的是
2.如果是海陆差异，表示陆地气 温变化的是
3.若图示为我国某城市8月份两条街道的气温日变化曲线，
则图中代表绿化街道气温变化的是
，由此说出绿地
对城市的主要作用。
气温年较差小于10°C，海洋性显著 气温年较差大于15°C，大陆性特征明显
气温年较差的分布规律：
(1)陆地气温年较大; (2)海洋气温年较差较小; (3)高原地区气温年较差小;
(4)温带内陆干旱区气温年较大,热带沙漠区气温年较差小; (5)热带地区年较差最小，温带地区最大。
气温年较差变化的影响因素
1.图中表示枯雪年膜内平均温度日变化的曲线是 A. ① B. ② C. ③ D. ④
B
四条曲线分别是当地寒冷期（12月至次年2月）丰、枯雪年的平均气温日 变化和丰、枯雪年的膜内平均温度日变化。首先膜内有保温作用，应高于 当地的实际温度，排除③④。枯雪年，降水少，总体温度低，大气对太阳 辐射的削弱作用和保温作用都弱，所以气温日较差大。丰雪年降水多，云 层厚温差小，且积雪覆盖有保温作用，所以选②。
(5)下垫面性质
①下垫面的比热容大→增温和降温速度都慢→昼夜温差小(如海洋 的昼夜温差一般小于陆地)。陆地上气温日较差大于海洋，且距海越 远，日较差越大。
表土层土壤温度的日变化规律
按照 １ ∶ １ 体积比进行配制ꎻ 全沙单独配制ꎮ 每个处
１８ ９２℃ 之间ꎬ 不同时刻的地温变化规律表现为１４ ∶ ００>
计ꎮ
温差范围介于 ０ ８４~ １０ ９１℃ 之间ꎬ ８ ∶ ００ 和１０ ∶ ００的温
按照体积比 １ ∶ １、 １ ∶ ２、 １ ∶ ５ 进行配制ꎻ 黄土与沙
理设置 ４ 次重复ꎬ 花盆在室外布 置 采 用 随 机 区 组 设
(１. 陕西省土地工程建设集团有限责任公司ꎬ 陕西 西安 ７１００７５ꎻ
２. 陕西地建土地工程技术研究院有限责任公司ꎬ 陕西 西安 ７１００７５ꎻ
３. 自然资源部退化及未利用土地整治工程重点实验室ꎬ 陕西 西安 ７１００７５ꎻ
４. 陕西省土地整治工程技术研究中心ꎬ 陕西 西安 ７１００７５)
摘 要: 本研究利用砒砂岩和黄土作为改良材料ꎬ 将其与风沙土按照一定的比例进行混合ꎬ 利用地温计测定复配
随着全球气温的升高ꎬ 土壤地表温度也表现出逐渐升
高的趋势ꎬ 究其原因是大气环境与地表随时在进行着
能量交换ꎬ 所以气温的升高也会引起地温的上升ꎬ 同
时地温也是衡量土壤地表热能的物理量ꎬ 其变化比气
温变化更具保守性和滞后性
[３ꎬ４]
ꎮ 而地温作为一个重
增幅显著高于夏季和秋季ꎬ 藏西部的狮泉河地区地表
２０ｃｍ 浅层的地气温年度差异小于深层土壤ꎮ 在沙荒
地地区ꎬ 土壤地温对土壤水分的蒸发、 植被构成、 养
分迁移等会有至关重要的作用 [８] ꎮ 目前ꎬ 关于沙荒地
地温特征的研究还未见报道ꎬ 本试验将砒砂岩、 黄土
与沙按照一定的比例进行复配ꎬ 探讨外源添加材料对
要的气象指标参数ꎬ 与气温、 空气湿度等都是引起天
沙地的温度缓冲性ꎬ 研究结果可为砒砂岩与沙复配土
气象学第4章
B：地表层和地表下层间以分子传导形式进行交换的热通量 项； LE：地表层与空气间以潜热形式进行交换的热通量项。
图4-1 地面热量收支示意图
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白天，从日出后1小时到日落前1小时左右的这段时间内，地 球表面吸收的太阳辐射大于地面有效辐射，辐射差额R为正值， 辐射差额转变为热能，使地表面温度增加．于是地表层开始逐 渐支出热量；以湍流方式进入空气的热通量P，使空气层升温； 以分子传导方式进入地表下层的热通量B，使地表下层增温；以 潜热方式进人空气的热通量LE，使气温升高。 夜间，从日落前1小时至次日早晨日出后1小时左右的这段时 间，地面吸收的太阳辐射小于地面有效辐射，辐射差额R为负 值，于是地面开始逐渐失去热量，使地表面温度降低，近地气 层和地表下层分别以湍流P和分子传导B的形式传递给地表层热 通量，同时，近地层水汽凝结于地表，以潜热LE形式传递给地 表层热通量。
（4-5） 在其它条件相同时，物体导温率越大，温度传播速度越 快，温度变化所及深度越深，各深度温度差异能很快消除。
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由表4-1可知，导温率最大的是空气，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，导温性很差。 由公式(4-5)可知，导温率与导热率大小成正比，与热容量 成反比。 土壤导温率直接决定着土壤温度的垂直分布及最高、最低温 度出现的时间。在其他条件相同时，导温率越大，其表面温度 变化越小，土壤内温度变化则越大。同时，土壤温度变化所及 的深度也越深，各深度和地表面在最高和最低温度出现的时间 相比较，就落后得也越少。
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完成的。分子热传 导过程的强弱对土壤层内热状况的形成有着重要意义。 空气是热的不良导体，空气分子导热率很小，因而由传导方式 进行的热量转移比其他方式要少得多，多数情况下是可以忽略 不计的。
大气温度
四、空气绝热变化
空气干绝热变化 热力学第一定律 任一孤立系统由状态Ⅰ微小变化至状态Ⅱ时，从外 界吸收的热量dＱ，等于该系统内能的变化dＵ和对外作 功dＷ之和。
dQ dU dW
………… （4-11）
干绝热过程的几个概念 干绝热过程 空气是干空气或未饱和的湿空气（没有水汽凝 结），与外界之间无热量交换时（dQ=0）的状态变化 过程。 绝热增温 当空气块下降过程中，因外界气压增大，外界对 气块作功，在绝热的条件下，所作的功只能用于增加 气块的内能，因而气块温度升高。这种因气块下沉而 使温度上升的现象，称为绝热增温。
量最大，固体成分介于两者之间。 导热率（热导率） 定义及单位： 定义：指物体在单位厚度间、保持单位温度差时，其
相对的两个面在单位时间内通过单位面积的热
流量。
单位： J/（m· S· ℃）(或Ｗ/（m· ℃）) 热流量方程：
T Q Z
热流方向由高温指向低温。 方程的意义：
…………（4-4）
压的减小、温度的升高而减小。
五、大气静力稳定度
大气静力稳定度的概念 定义 处在静力平衡状态中的大气，空气因受外力因子的扰 动后，大气层结（温度和湿度的垂直分布）有使其返回或
远离原来平衡位臵的趋势或程度，称之为大气静力稳定度。
分类 假如有一块空气在外力的作用下，产生垂直运 动，但外力除去后： 稳定 若气块逐渐减速，趋于回到原位，这时气 块所处的气层，对于该气块而言是稳定的。
………… （4-10）
ΔZ：两高度高度差，ΔT两高度相应的气温差； 负号表示气温垂直分布的方向。 γ＞0，气温随高度的增加而降低； γ＜0，气温随高度的增高而升高(逆温)。
第七章 土壤空气
2、土壤空气是不均匀的
土壤中的空气，由于受到生物活动的影响， 在各处是不均匀的，有时，各点之间的差别是
3、土壤空气中CO2的含量远远超过大气 大气中CO2的含量约为0.03%，而在土壤中
可高达0.16～0.65%。
这一特点有利于土壤中矿物质的化学风化, 对提供矿质养分有积极作用。
4、土壤空气中氧气的含量总是低于大气 这是生物消耗的结果，在严重时对植物根
因地面上的风和气体流动而产生的空气机械 搅动，会推动表层土壤空气的整体流动，也是造 成土壤空气与大气进行整体交流的因素。
(二) 气体扩散（soil air diffusion) 气体的扩散，是由个别气体的分压梯度而产
生的移动。
这是土壤通气的主要机制。
土壤中生物的生命活动，使土壤空气中CO2 的浓度不断增加，O2的浓度不断减少，因而造成
在通气良好的土壤中，土壤溶液中氧分压较 高，溶液中的铁大部分呈氧化态(Fe3+ )存在，只 有很少一部分铁没有氧化，呈Fe2+ 状态。
如果通气不好，则Fe2+的浓度增高。
Fe3+和Fe2+之间的转化，可以通过铂电极 反应出来。
在土壤中插入一个铂电极，则Fe2+和铂电极 接触时，就有可能将电子传给它，使电极带阴电 荷，相应地，Fe2+被氧化成Fe3+；
水所充塞，同时把相应体积的空气排挤出土体； 而当水分由于再分布或蒸腾、蒸发而降低时，大 气中的新鲜空气又会进入土体的孔隙之内。
需要注意的是，如果水分迅速进入土壤， 则可能有一部分空气被封闭在土体内，成为受 挤压的气泡，此时水分的进入对空气的更新作 用就受到限制，同时，空气也影响水的运动和
3、大气气压的变化
一般认为，ODR的数值应大于3×10-7— 4×10-7克/cm2·min，低于2×10-8克/cm2·min， 根系生长就会受阻。
土壤学土壤空气和热量状况
15 0.25 20.49 0.87 19.95 0.13 20.86 0.39 20.51
20 0.48 20.48 1.35 20.06 0.15 20.12 0.41 20.63
30 0.57 19.87 1.16 20.01 0.31 20.18 1.16 20.36
50 0.92 19.93 1.52 19.70 0.40 20.20 1.28 19.87
D=D0·S·l/le
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。
结构良好的土壤中，气体在团聚体间的大孔隙间 扩散，而团聚体内的小孔隙则较长时间保持或接近水饱 和状态，限制团聚体内部的通气性状。所以紧实的大团 块，即使周围大孔隙通气良好，在团块内部仍可能是缺 氧的。所以通气良好的旱地也会有厌气性的微环境。
六、土壤通气指标
1.土壤孔隙度 总孔隙度50～55%或60%，其中通气孔度要求
8～10%，最好15～20%。这样可以使土壤有一定 保水能力又可透水通气。 2.土壤呼吸强度(intensity of soil respiration)
覆膜
露地
05-01
07-29
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
Cቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ2
O2
CO2
O2
0
—
— 0.92 —
— 0.06 0.06
—
5 0.16 20.50 1.01 20.44 0.07 20.65 0.21 20.65
10 0.42 20.40 1.06 20.28 0.10 20.51 0.28 20.67
简述土壤水气热的关系
简述土壤水气热的关系
土壤水气热是具有特定关系的三个物质，它们与土壤的健康及人类生态的平衡有关。
按照土壤的复杂性，它们的关系可以概括为水-气-热的运动，它们与土壤结构及矿物组分有紧密的联系。
土壤水气热之间彼此相互作用，并影响土壤的水化学特性、温度特性、有机质含量等。
首先，土壤水、气和热之间的关系是有机的。
土壤水分有润湿和干燥两种状态，土壤湿润时，吸附水分分布均匀，水分易于通过土壤，渗透率高，水分利用率较高，气体易挥发蒸发。
当土壤湿润时，气体的含量会减少，并会影响土壤的热特性，从而影响土壤的酸碱度。
另外，当土壤水分过低时，土壤气体的含量会增加，并会影响土壤温度特性，从而影响土壤的有机质积累。
其次，土壤水气热还受到土壤结构、矿物组分的影响。
土壤结构会影响土壤水分的分布和渗透性，从而影响土壤水的利用率，以及土壤气体的扩散、蒸发和温度特性。
土壤矿物组分也会影响土壤水分的分布和渗透性，并影响土壤的有机质积累。
此外，土壤水气热之间的关系也受到外界因素的影响。
外界因素如气温、降雨量、日照强度等，都会影响土壤温度、湿度、pH值等。
由于气温高会增加蒸腾，因而影响土壤水分的分布和渗透性；降雨会增加土壤水分含量，会影响土壤有机质积累；而日照强度会影响土壤气体的含量及水分的分布和渗透性。
总之，土壤水气热之间存在着复杂的关系，它们与土壤的健康
及人类生态的平衡有紧密的联系。
要维护土壤的健康，除了要注重土壤结构、矿物组分的调控外，还要加强土壤水气热的管理，保持它们之间的均衡，同时尤其要重视外界的影响，妥善应对气温、降雨量、日照强度等变化，以保证土壤能尽可能地发挥其功能。
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土壤温度与大气温度的关系及原因
土壤温度与大气温度的关系及原因：空气温度高，植物生长旺。
土壤温度高，作物根系旺。
一般情况是气温比地温高，但冷冻天气地温比气温高点点。
两种物质的导热系数不同。
空气热传导速度慢，土壤快。
也就是说同样环境升温除去空气流动对温度影响，土壤升温快，空气慢。
反之亦然。
但是理论上排出时间限制及外来影响的话应该是一样的。
空气温度比土壤温度高。
两者之间对作物的发芽及生长有利。
因季节而异，夏季一般空气温度高于土壤温度，冬季土壤温度高于空气温度。
夏天空气温比土温高，冬天土温比空气温度高。