土壤水分空气和热量状况.pptx

《土壤水分空气和热量状况.pptx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《土壤水分空气和热量状况.pptx（70页珍藏版）》请在taowenge.com淘文阁网|工程机械CAD图纸|机械工程制图|CAD装配图下载|SolidWorks_CaTia_CAD_UG_PROE_设计图分享下载上搜索。

1、所有的水只有进入土壤转化为土壤水，才有利于植物吸收利用。土壤水是作物吸水的最主要来源。p 土壤水是土壤的最重要组成部分之一。p 土壤水是土壤形成发育的催化剂；p 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出来的水。第一节 土壤水分第1页/共70页水分进入土壤后，受三种力的作用被保持在土壤中：一是土粒和水界面上的吸附力二是水和空气界面上的弯月面力三是地心引力（重力）土粒和水界面上的吸附力由两种力所组成：一是水分子与土粒间的分子吸力：包括固相表面剩余表面能对邻近水分子的作用、范德华力、氢键。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

2、在土壤颗粒的表面上。一、土壤水分的保持和类型一、土壤水分的保持和类型1.土壤水的保持 第2页/共70页水和空气界面上的弯月面力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（）及湿润角（）的关系是：湿润角rTR第3页/共70页2、土壤水的类型和性质水分进入土壤后，受土粒吸附力、弯月面力和重力的作用，或保持在土壤中，或发生渗透流出土体。由于土壤水分受到不同类型和大小力的作用，反映出不同的水分性质，依据水分在土壤中存在的形态，可将土壤分为

3、吸湿水、膜状水、毛管水和重力水。（1 1）吸湿水）吸湿水 干土从空气中吸着水汽所保持的水称为吸湿水。吸湿水达最大量时的土壤含水量百分数，称为最大吸湿量或吸湿系数。为什么土壤有吸收水汽的“力”:分子吸力表面能 静电引力电荷土土粒粒HHHHHHHHHHHHHH最大吸湿量HHHHHH第4页/共70页土土粒粒HHHHHHHHHHHHHH最大吸湿量HHHHHH109Pa(1万大气压)3106Pa(31大气压)土壤吸湿水所受吸力？影响吸湿水的数量的因素：u质地比表面u有机质数量沙土0.510gkg-1(0.5-1%)壤土2050gkg-1(2-5%)粘土5065gkg-1(5-6.6%)腐殖土120200

4、gkg-1(12-20%吸湿水的性质：密度大，溶解性差，冰点低，无移动第5页/共70页（2 2）膜状水）膜状水膜状水的保持力：为土粒吸附最大吸湿量后所剩余的分子引力，它不能吸附 吸湿水层外动能较大的水汽分子，但能吸附动能较小的液 态水分子。因此，水分子所受吸力比吸湿水小，一般在 31066105Pa左右。膜状水：土粒与液态水接触时，被吸附在吸湿水膜之外的水分。土土粒粒HHHHHHHHHHHHHH最大吸湿量HHHHHHHHHHHHHHHHHH最大分子持水量3106Pa(31大气压)6.2105 Pa(6.2大气压)15105 Pa (15大气压)植物可吸收第6页/共70页膜状水的性质：同液态水相

5、似，但粘滞性较高，密度在1.25gcm-3），溶解能力较小，移动慢（一般在0.20.4mmh-1），只能从水膜厚处向水膜薄处移动，作物根毛与它接触时才能被吸收，远不能满足根系大量吸水需求。最大分子持水量：膜状水达到最大量时的土壤含水量百分数称为最大分 子持水量。一般为最大吸湿量的24倍。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）。第7页/共70页粗砂土细砂土砂质壤土壤土粘壤土水稻小麦玉米高粱豌豆番茄9.68.810.79.410.21

6、1.127333136333359636559596910110399100124117130145155144166153表61 各种作物的土壤萎蔫含水量(gkg-1)生育期土层(cm)质地萎蔫含水量苗期拔节期抽雄期020050050轻壤中壤轻壤中壤轻壤中壤4070501005090表62 玉米不同生育期的土壤萎蔫含水量(gkg-1)第8页/共70页毛管水的特点：第一，它是既能被土壤保持又能被作物利用的有效水分。所受引力为102Pa6105Pa，比作物根的吸水力（106Pa）小。第二，有溶解养分的能力，能在毛管力作用下，向各个方向移动，且速度快（1030mmh-1），可迅速将养分输送到作物根

7、部。（3 3）毛管水）毛管水毛管水毛管水：在毛管力作用下，保存于土壤毛管孔隙中的水分。根据毛管水是否与地下水衔接，可将毛管水分为毛管上升水和毛管悬着水两类。毛管上升水：与地下水相连，由地下水补给的毛管水为毛管上升水。毛管上升水上升高度（H）服从茹林公式：第9页/共70页 此式表明：孔径愈细，水分上升愈高，孔径愈粗，水分上升愈低。例如：当时 ；当时，。(式中：r为孔隙半径，单位为cm)毛管水上升高度在农业生产中有重要意义。与地下水能否供给作物利用和土壤盐渍化有关。在地下水位13m的情况下，毛管上升水是供给植物的主要水分。当地下水位达到临界深度（引起土壤表层开始盐渍化的地下水埋藏深度）时，在干旱和

8、半干旱的地区可能有盐渍化的危险。毛管上升水达到最大量时的土壤含水量称毛管持水量或持水当量毛管持水量或持水当量。土土 粒粒毛管上升水示意图地下水位第10页/共70页田间持水量的意义：田间持水量的意义：田间持水量是土壤在田间条件下所能保持的最大水量（但一般略低于毛管持水量），是直接关系到作物的生长发育有效水量。田间持水量是是一个相对稳定的水分常数。它不同与土壤自然含水量，后者是土壤的实际含水量，是随时变化而变化的，不是常数。田间持水量可作为土壤灌水定额的最高指标，用简式表示：灌水定额=田间持水量 灌水前土壤实际含水量+灌水期间水分的蒸发量和渠道渗漏损失量。毛管悬着水借助于毛管力保持在上层土壤毛管孔

9、隙中的水分，它与来自地下水并不相连，好像悬挂在上层土壤中一样，故称之为毛管悬着水。土土 粒粒毛管悬着水示意图当毛管悬着水达到最大量时的土壤含水量，称为田间持水量。在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。第11页/共70页影响田间持水量的大小的因素主要有：质地、有机质含量、结构、松紧状况等。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水断裂量。大约相当于该土壤田间持水量的75左右。（4 4）重力水）重力水当进入土壤中的水分超过毛管力保持的田间持水量时，多余的水分受重力作用沿非毛管孔隙向下移动，这种受重力作用，能够从土壤中排除出去的水

10、分叫重力水。重力水的意义：在水田，重力水是水稻的有效水分，但需经常排水换气。在旱田，重力水虽可为作物利用，但长期滞留土壤中会妨碍通气，迅速渗漏又易造成养分流失，所以重力水经常是多余水分。当土壤孔隙全部被水分充满时的土壤含水量称为饱和含水量或全蓄水量饱和含水量或全蓄水量。可作为土壤容水能力或降水渗透量的指标。在水田可作为计算灌水量的依据。第12页/共70页二、土壤水分含量的有效性二、土壤水分含量的有效性 1.1.土壤含水量的表示方法(1)重量含水量（质量含水量）指单位重量的烘干土中水分含量的百分数。单位为gkg-1，常用符号m表示。土壤重量含水量(gkg-1)=m=(2)容积含水量单位容积的土壤

11、中,水分容积所占的百分数，无量纲，常用符号v表示。土壤容积含水量()=v=重量含水量（gkg-1）1/1000100%容重第13页/共70页(3)3)水层厚度（水层厚度（mmmm）为了便于和大气降水、蒸发和作物耗水量之间进行比较，土壤贮水量常用mm水层深度表示。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（gkg-1）1/1000容重 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 2

12、）(4)4)水的体积（水的体积（M M3 3）第14页/共70页(5)5)相对含水量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（%）=相对含水量（%）=一般农作物适宜的相对含水量为田间持水量的7080。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。第15页/共70页2、土壤含水量的测定方法烘干法 有经典烘干法（105110下烘68h）和快速烘干法（红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等）。(2)中子法图6-5 中子仪工作原理此法是把一个快速中子源和慢中子探测器置于套管中，埋入土内。中子源（如镭、镅、铍）以很高速度放射出快中子，当它们

13、与水中的氢原子碰撞时，就会改变运动方向，失去部分能量而变成慢中子。土壤水愈多，产生的慢中子就愈多。慢中子被探测器量出，经过校正可求出土壤水的含量。此法虽较精确，但只能测出较深土层中的水，不能用于表土含水量测定。第16页/共70页 TDR系统类似一个短波雷达系统。依据电磁波理论，电磁脉冲在导电介质中传播时，其传播速度与介质的介电常数的平方根成反比。一般土壤中，土粒和空气的介电常数均较低（分别约为5和1），而自由水的介电常数高达（20）。故土壤介电常数(a)与土壤V有很好的相关性。由TDR系统测定电磁脉冲在波导棒中的传播时间t再换算成a，即可用下面的经验公式求得土壤的含水量：V 5.3 10-2

14、10-2 a 5.5 10-4 a2+4.3 10-6 a3 (3)TDRTDR法（法（时域反射仪）TimeDomainReflectometry第17页/共70页3 3、土壤水分的有效性、土壤水分的有效性 土土粒粒HHHHHHHHHHHHHH最大吸湿量HHHHHHHHHHHHHHHHHH最大分子持水量3106Pa105 Pa迟效水15105 Pa凋萎含水量HHHHHHHHHHHHHH105 Pa田间持水量HHHHHHHH0 Pa吸湿水膜状水毛管水重力水速效水毛管断裂含水量第18页/共70页土壤最大有效水范围(%)=田间持水量萎蔫湿度。土壤实际有效水范围(%)=土壤实际含水量萎蔫湿度。第19页

15、/共70页三、土壤水的能量概念三、土壤水的能量概念土壤水的形态分类存在很多不足之处。首先，不同形态之间往往没有截然的界限；其次，不能正确反映土壤植物大气连续体（SPAC）中水分变化。为此，人们开始运用“能量”观点来研究土壤水分。由于水在土壤中的运动很慢，所以它的动能一般可以忽略不计，而由位置和内部条件造成势能对水分运动起着支配作用。最先用“势值”能态研究土壤水的是白金汉（1907年），1950年以后，这方面的研究有了长足进展。土壤土壤A砂土砂土10%土壤土壤B粘土粘土15%水水流流向向何何方方？第20页/共70页1、土水势及其分势、土水势及其分势（1 1）土水势的概念）土水势的概念土水势是指土

16、壤水的势能。其定义为在标准大气压下，等温可逆地把 一定高度的无限少量的纯水移动到土壤中所需作的功（指单位重量的 水所需的功，用t表示）。土水势的绝对值无法求得，通常是假定标准状态下纯水的自由能为 零，而将某一点土壤水的自由能与纯水的自由能的差值作为土水势。在自然状态下，土壤水受吸附力、毛管力、重力、气压、渗透压等力 的作用，其势能必然要降低，所以，土水势的值要小于纯水。根据土壤水所受作用力的来源不同，可将其分解为基质势、压力势、重力势及溶质势四个分势：基质势（m）由吸附力、毛管力所引起的土水势的变化，称为基质势（m），由于它小于纯水故为负值，土壤含水量越高，基质势也越高。当土壤水分饱和时基质势

17、最大，m 0。第21页/共70页压力势（压力势（p p）在土壤水分饱和情况下，土壤水受压力（静水压、气压）作用所发生的势能的变化，称为压力势（p）。只有当土壤水分饱和时才有压力势，在水分不饱和的土壤中，压力势为0。土表水仅受大气压，p为零，内部的水还受静水压作用而大于零，p通常为正值。对于饱和土壤水位以下深度位h处，体积为V的土壤水的压力势为：p=w ghV 溶质势（S S）土壤水中溶质的存在引起的势能的变化，称为溶质势或渗透势（S）。由于他的存在束缚水分运动，故一般为负值。溶质势的大小等于渗透压，但符号相反。土壤溶质浓度越高，溶质势越低。溶质势只有对半透膜的水分运动起作用。对水分运动影响较小

18、，但对根系吸水有重要影响。第22页/共70页重力势（g g）由重力作用而引起的土水势变化。称为重力势（g）。重力势驱动土壤水运动，任何时后重力势都存在。高于参比面时为正，反之为负，参比面处重力势为零。单位质量土壤水的重力势为：g=gz 尔格/克 单位容积土壤水的重力势为：g=wgz 达因/厘米 单位重量土壤水的重力势为：g=z 厘米总水势 t=m+p+s+g 在不同的情况下，土壤总水势的各分势组成是不同的。在饱和条件下，t=p+g，在不饱和条件下，t=m+g 考察根吸水时，t=m+s。第23页/共70页第24页/共70页土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力，但并不是指

19、土壤对水的吸力。S S m+s 如何用水吸力和水势判断水分运动的方向？请回答。绝对正值绝对正值2、土壤水吸力 一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与 m相等，但符号相反。第25页/共70页3、土水势的优点及定量表示方法可以用来比较不同的土壤水分的运动方向。如某砂土的含水量为100gkg-1，土水势为104Pa，另一粘土的含水量为150gkg-1，土水势为106Pa，当这两个土壤接触时，水分可由含水量低的砂土流向含水量高的粘土。因为在上述情况下，砂土的土水势高于粘土，只有在土水势达到平衡后，土壤水才停止运动。可表征SPAC的水分运动。能提供一些更为精确的测定手段。（1）土水势来说明土壤水分问题的优点

20、第26页/共70页（2 2）土壤水能量的表示方法）土壤水能量的表示方法常用“单位数量土壤水的势能值“定量表示土水势。单位数量可以是单位质量、单位容积或单位重量，最常用的是单位容积和单位重量。单位质量 由g=Mghgh(功)单位容积 由p=wghV wgh（压强）单位重量 由g=Mghh（水柱高）土水势的标准单位：帕土水势的标准单位：帕（Pa）厘米水柱 1 atm=1033厘米水柱 1 bar=0.9896atm=1020厘米水柱 1 bar=100000 Pa pF=log(|)单位：cm水柱由于基质吸力高到上万大气压，表示很不方便，曾用厘米水柱对数表示，称pF,如基质吸力为10000厘米水柱

21、则pF=4。第27页/共70页4、土水势的测定图 6-7 张力计测基质势土水势的测定方法很多，主要有用于基质势测定的张力计法、压力模仪法和总水势测定的蒸气压法等。（1）张力计测基质势法平衡水汽压法是把含水土样放在一密闭容器内，让土壤水分自然蒸发，经二周时间后，使空气中的水汽和土壤水达平衡，平衡后各部自由能相等，用热电偶湿度计测定汽态水相对湿度（P/P0）就可算出土壤总水势值。102logP/P0（Jkg-1）水汽压测定法测定的水势范围低于3106Pa。（2）土壤总水势的水汽压测定法第28页/共70页（3 3）压力模仪法 5、土壤水分特征曲线 土壤水分含量与土壤水吸力作成的关系曲线，称为土壤水分

22、特征曲线。土壤由湿变干和由干变湿得到的脱水曲线和吸水曲线不是重合的，这种现象称为“滞后现象”。第29页/共70页沙土比粘土明显第30页/共70页水分特征曲线的用途：水分特征曲线的用途：第四，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。首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率 之间的换算。其次，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。第三，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。第31页/共70页(1)(1)土壤水的饱和流运动土壤水的饱和流运动 饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，服从饱和状态下多孔介质的达西定律。即：

23、单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯度成正比。四、土壤水分运动1、液态水运动 式中：K为饱和流导水率第32页/共70页饱和导水率的特点：饱和率是常数 是土壤导水率的MAXMAX 主要取决于土壤的质地和结构。沙质土 壤质土 粘质土影响饱和导水率的因素质地：水通量与孔隙半径4次方呈正比。结构：土壤结皮对土壤饱和导水率有显 著影响。有机质含量和粘土矿物种类。(2)(2)土壤水的非饱和流运动土壤水的非饱和流运动 土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流，其表达式为：式中：为非饱和导水率，亦称作水力传导度，d/dx为总水势梯度。第33

24、页/共70页2、气态水运动土壤气态水运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度：（1）“夜潮”现象 多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。（2）“冻后聚墒”现象 冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。第34页/共70页五、入渗、土壤水的再分布五、入渗、土壤水的再分布1、土壤入渗 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）。第35页/共70页第36页/共70页2、土

25、壤水的再分布 土壤水的再分布：土壤水入渗过程结束后，水在重力和吸力梯度影响下在土壤中向下移动重新分布的过程。土壤水的再分布是土壤水的不饱和流。第37页/共70页六土壤植物大气连续体(SPAC)(Soil-plant-atmospherecontinuum)由水势引起水由土壤进入植物体，再向大气扩散的体系。沙漠植物在200800万帕时仍能生存。105Pa第38页/共70页七、土壤水分与作物生长指一定容积土壤内水分收入和支出的平衡。在农田，主要是指根层12m深度以内土壤水的平衡。根层内含水量的变化（水），等于这阶段内土壤水收入（水收）与支出(水支)的差。即：水=水收水支（水收主要是降水和灌水、地表

26、径流水和毛管上升水等。水支主要有地表径流、渗漏、土面蒸发和植物蒸腾。1、土壤水分平衡2、作物生长对水分的要求 不同作物的蒸腾系数（不同作物的蒸腾系数（gkg-1）作物蒸腾系数作物蒸腾系数谷子311马铃薯636高粱322棉花646玉米368紫苜蓿831小麦513南瓜834大麦534第39页/共70页一、土壤空气的组成和特点一、土壤空气的组成和特点土壤空气与大气组成的比较（容积土壤空气与大气组成的比较（容积%）第二节第二节 土壤空气和热量状况土壤空气和热量状况表69 土壤空气与大气组成的比较（容积）气体OCO2N2其它气体近地区大气20.940.0378.08Ar、Ne、He、Kr等土填空气20.

27、0318.000.1500.6578.080.24CH4、H2S、NH3等第40页/共70页土壤空气和进地面大气空气组成的差异土壤空气和进地面大气空气组成的差异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土壤空气中的水汽含量一般高于大气 4土壤空气中含有较高量的还原性气体（CH4等）土壤空气组成显然不是固定不变的。第41页/共70页深度深度/cm/cm覆覆 膜膜露露 地地05-0107-2905-0107-29CO2O2CO2O2CO2O2CO2O200.9150.0560.05650.15820.4971.00620.4390.7020.6490.21120.6531

28、00.42020.3971.06020.2750.10420.5130.27920.668150.25020.4860.86519.9530.13420.8570.38520.506200.48320.4781.34820.0600.15020.1210.40620.634300.57319.8651.15920.0050.31320.1811.15720.362500.92219.9291.52019.6980.40220.1981.28119.873平均平均0.61520.1241.26819.9530.26920.3290.84720.022 覆膜和裸露棉田在不同生长期内土壤空气含量(%

29、)第42页/共70页土壤空气的变化规律：土壤空气的变化规律：随着土层深度的增加，土壤空气中CO2含量增大，O2含量减少，无论在膜地或露地均是如此；气温和土温升高，根系呼吸加加强，微生物活动加快，土壤空气中CO2含量增加，夏季CO2含量最高；覆膜田块的CO2含量明显高于未覆稻草原露地，而O2则反之；土壤空气中的CO2和O2的含量是相互消长的，二者的总和维持在1922%之间。第43页/共70页二、土壤空气的运动二、土壤空气的运动 土壤空气的运动主要有对流和扩散两种方式。在表层土壤中，对流和扩散两种方式同时存在。下层土壤中，空气的运动主要是扩散。（一）对流（一）对流 对流，又称质流。指土壤与大气间由

30、总气压梯度推动的气体整体流动。驱动力是总气压梯度，对流总是由高压区向低压区运动。土壤空气的对流可用如下方程来描述：土壤空气的对流可用如下方程来描述：qv=-（k/）p qv为单位时间内通过单位横截面积的空气容积；k为通气孔隙透气率；空气粘度系数；p空气压力的三维梯度。第44页/共70页引发引发气压梯度气压梯度变化的主要因素有：变化的主要因素有：1 1、气候变化：、气候变化：气压升高，大气进入土壤；气压升高，大气进入土壤；反之反之土壤空土壤空气进入气进入 大气。气温高于土温，大气。气温高于土温，大气进入土壤，大气进入土壤，反之土壤空气进入大气。风力也可使大气进反之土壤空气进入大气。风力也可使大气

31、进入土壤。入土壤。2 2、降水、灌溉和土面蒸发：、降水、灌溉和土面蒸发：降水、灌溉可使降水、灌溉可使土壤空气进入大气。土壤空气进入大气。土土面蒸发面蒸发可使大气进入土壤。可使大气进入土壤。第45页/共70页（二）、土壤空气扩散扩散（二）、土壤空气扩散扩散气气体体扩扩散散是指气体分子由分压大处向分压小处的运动，是由气体分子的热运动（或称布朗运动）引起的。土壤中气体扩散过程也可用Fick第一定律表示。式中：q表示体积扩散通量LT-1；Ds表示土壤中气体表观扩散系数L2T-1 C表示气体容积分数(浓度)L3L3 x表示扩散距离 L第46页/共70页若用扩散气体的分压若用扩散气体的分压(P)(P)代替

32、浓度，方程为：代替浓度，方程为：式中式中 表示浓度与分压的换算常数（比值）。表示浓度与分压的换算常数（比值）。由于土壤空气是在孔隙中扩散，故土壤空气的由于土壤空气是在孔隙中扩散，故土壤空气的扩散系数扩散系数D D 远比大气的远比大气的D D0 0小，两者的关系为：小，两者的关系为：D/DD/D0 0=A Va=A Va A A为常数，指土层厚度和真实扩散途径的比值。一般取；为常数，指土层厚度和真实扩散途径的比值。一般取；VaVa为气相率。为气相率。第47页/共70页第48页/共70页（三）土壤通气性的指标（三）土壤通气性的指标 土壤通气性土壤通气性是泛指土壤空气与大气进行交换以及土体内部允许气

33、体扩是泛指土壤空气与大气进行交换以及土体内部允许气体扩散和通气的能力。散和通气的能力。1气相率（容积分数或充气孔隙度）2、土壤的空气组成（分析CO2和O2等的含量）3、土壤氧扩散率ODR（oxygen diffusion rate）4、土壤通气量 指在单位时间内，单位压力下，进入单位体积土壤中的 气体总量（CO2和O2），常用单位是毫升 厘米-2 秒-1。5、呼吸商 RQ=CO2/O2第49页/共70页第50页/共70页（四）土壤通气性的调节2、土壤通气性的调节 (1)调节土壤水分含量 （2)改良土壤结构 （3）通过各种耕作手段来调节土壤通性 对旱作土壤，有中耕松土，深耙勤锄，打破土表结壳，疏

34、松耕层等措施；对于水田土壤，可通过落水晒田、晒垡，搁田及合理的下渗速率等措施。1、土壤通气性于作物生长 （1）影响根系发育（2）影响种籽萌发（3）影响作物抗病性（4）影响土壤微生物活动和养分状况 第51页/共70页第三节 土壤热状况一、土壤热量的来源和平衡（一）土壤热量的来源（一）土壤热量的来源 1 1、太阳的辐射能、太阳的辐射能 垂直于太阳光下一平方厘米的黑体表面在垂直于太阳光下一平方厘米的黑体表面在一分钟内吸收的辐射能常数），称作太阳常数，一分钟内吸收的辐射能常数），称作太阳常数，一般为一般为2 2/min/min。9999的太阳能包含在微米的波长内，这一的太阳能包含在微米的波长内，这一范

35、围的波长通常称为范围的波长通常称为短波辐射短波辐射。第52页/共70页 当太阳辐射通当太阳辐射通过大气层时，其热过大气层时，其热量一部分被大气吸量一部分被大气吸收散射，一部分被收散射，一部分被云层和地面反射，云层和地面反射，土壤吸收其中的一土壤吸收其中的一少部分。少部分。HIEa第53页/共70页2、生物热、生物热据估算，含有机质4的土壤，每英亩耕层有机质的潜能为6.281096.99109KJ，相当于2050吨无烟煤的热量。生产实践中，可通过施用热性有机肥料的措施来提高地温。3、地球内热、地球内热 地面从地球内部获得的热量为223 J/cm223 J/cm2 2yy，数量很小，但在一些地热异

36、常地区（温泉、火山附近），地热的作用不可忽视。第54页/共70页（二）土壤热量平衡（二）土壤热量平衡土壤热量平衡是指一年中土壤热量的收支情况。可用公式表示为：S=W1+W2+W3+R 式中：S为土壤表面接收的太阳辐射能量；W1地面热辐射损失的热量；W2用于土壤增温的的热量；W3土壤表面水分蒸发消耗的热量；R其它方面消耗的热量在太阳辐射能量为一固定量的情况下，如果能减少W1、W3和R等方面的热量消耗，土壤温度就可以增加，反之，土壤温度就会降低。在农业生产上，常采用中耕松土、地面覆盖、设置风障、塑料大棚等措施来调节土壤的温度状况。第55页/共70页 指单位质量（重量）或容积的土壤温度每升高（或降低

37、）1所需要（或放出的）热量。C代表质量（重量）热容量，单位是Jg-1-1。Cv代表容积热容量，单位是（Jcm-3-1）。Cv=C 土壤的容积热容量（Cv）可用下式表示：Cv=mCvVm+oCvVoCv=mCvVm+oCvVowCvVw+aCvVawCvVw+aCvVa 因空气的热容量很小，可忽容不计，故土壤热容量可简化为：Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw(JcmCv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw(Jcm-3-3 C C-1-1)二、土壤热性质二、土壤热性质1、土壤热容量第56页/共70页表表6-1 6-1 不同土壤组分的热容量不同土壤组分的热容量第57页/共70页2 2、土壤导热

38、率 土壤的热传导性质，称为土壤的热传导性质，称为导热性导热性。导热量（。导热量（Q Q）与面积（）与面积（A A）和时间）和时间（T T）及温度梯度）及温度梯度（t t1 1-t-t2 2）/d/d成正比，可用下式表示：成正比，可用下式表示：Q=AT（t1-t2）/d 式中：为导热率，指单位厚度土层d（1cm），温差（t1-t2）为1时，每秒钟通过单位断面（1厘米2）的热量。其单位是-2.s-1.-1。第58页/共70页第59页/共70页 当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔占领，导热率就小。当土壤湿润时，土

39、粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。隙被水分占领，导热率增大。湿土热传导示意图干土热传导示意图第60页/共70页 在标准状况下，在土层垂直方向上每厘米距离内，11的温度梯度下，每秒流入1cm1cm2 2土壤断面的热量，使单位体积（1cm1cm3 3）土壤所发生的温度变化。其大小等于土壤导热率/容积热容量之比值。上式中:为土壤导热率，Cv为土壤容积热容量。3、土壤的热扩散率第61页/共70页1 1、土壤温度的季、月变化、土壤温度的季、月变化三、土壤温度的变化三、土壤温度的变化第62页/共70页土壤温度的日变化土壤温度的日变化第63页/共70页第64页/共70页(1(1）海拔高度对土壤温度的影响 在

40、山区随着高度的增加，土温比平地的土温低。（2 2）坡向与坡度对土壤温度的影响 坡地接受的太阳辐射因坡向和坡度而不同；不同的坡向和坡度上，土壤蒸发强度不一样，土壤水和植物覆盖度有差异，土温高低及变幅也就迥然不同。南坡的土壤温度和水分状况可以促进早发、早熟。（3 3）土壤的颜色和地表覆盖对土壤温度的影响 土壤颜色深的，吸收的辐射热量多，红色、黄色的次之，浅色的土壤吸收的辐射热量小而反射率较高。在极端情况下，土壤颜色的差异可以使不同土壤在同一时间的土表温度相差2 244，园艺栽培中或农作物的苗床中，有的在表面覆盖一层炉碴、草木灰或土杂肥等深色物质以提高土温。2、影响土温变化的环境条件第65页/共70

41、页植物生长要求一定的温度范围，一般植物生长的最低温度约在05左右，并随着温度的升高而加强。植物生长最适温度2030，超过3540生长迅速下降，以至停止，甚至会引起热害。1、土温与种子发芽、出苗四、土壤温度与作物生长四、土壤温度与作物生长表6 17 不同作物种子发芽出土的平均温度作物对温度要求能发芽的土温()备注向日葵、甜菜、荞麦等各种麦类、大麻、首蓿等大豆、土豆、谷子等玉米水稻、高梁、棉花、芝麻等不高较低较高高最高3412681012121467可出苗25可出苗（需1520天）低温易烂籽 2、土温与根系生长 24时开始有微弱的生长，在10以上根系生长比较活跃，超过30时，对根系生长不利。3、土

42、温与作物的生理过程第66页/共70页1 1、土壤含水量愈低，其热容量越小，导热率愈低土壤升温越快、土壤含水量愈低，其热容量越小，导热率愈低土壤升温越快()()2 2、灌溉可降低土壤表层土的昼夜温差。、灌溉可降低土壤表层土的昼夜温差。()()3 3、中耕松土，可降低土壤表层土的热容量，而促进表土升温。、中耕松土，可降低土壤表层土的热容量，而促进表土升温。()()4 4、一日之内土壤上下各层温度变化是同步的。、一日之内土壤上下各层温度变化是同步的。()()5 5、土壤热量全部来源是太阳辐射。、土壤热量全部来源是太阳辐射。()()6 6、土温的变化与土壤肥力的高低无关。、土温的变化与土壤肥力的高低无

43、关。()()7 7、土壤热容量随土壤容重和含水量的增加而增大、土壤热容量随土壤容重和含水量的增加而增大()()。8 8、土壤有机质含量越高，其热容量越大。、土壤有机质含量越高，其热容量越大。()()9 9、土壤热扩散率随含水量的增加而增加，随热容量的增大而减小。、土壤热扩散率随含水量的增加而增加，随热容量的增大而减小。()()1010、热扩散率表示土壤升温的难易，导热率表示是热传导的快慢。、热扩散率表示土壤升温的难易，导热率表示是热传导的快慢。()()课堂测验课堂测验快速判断！快速判断！第67页/共70页 本章小结：本章小结：一、概念一、概念 土壤呼吸土壤呼吸 呼吸商呼吸商 气体扩散气体扩散

44、Eh Eh 土壤通气性土壤通气性 土土壤壤热热容容量量 土土壤壤导导热热率率 土土壤壤热热扩扩散散率率 土土壤壤热热状状况况 二问答题二问答题 1 1、土壤空气的组成有何缺点、土壤空气的组成有何缺点?2 2、土壤通气、土壤通气 性对土壤肥力有何影响性对土壤肥力有何影响?3 3、土壤、土壤EhEh的意义是什么的意义是什么?4 4、如何调节土壤的通气性、如何调节土壤的通气性?第68页/共70页 课堂测验：课堂测验：1 1、土壤空气质量的好坏关键不在其含量而于其质量、土壤空气质量的好坏关键不在其含量而于其质量()()2 2、土壤空气和大气某些组成含量有差异，其他则是相同的、土壤空气和大气某些组成含量

45、有差异，其他则是相同的()()。3 3、土壤空气是水汽饱和的土壤空气是水汽饱和的()()4 4、土壤空气中的、土壤空气中的COCO2 2的数量是越低越好的数量是越低越好()()5 5、土壤空气的组成是时刻变化的、土壤空气的组成是时刻变化的()()6 6、土壤水分含量的变化导致土壤通气性的变化、土壤水分含量的变化导致土壤通气性的变化()()。7 7、土壤和土壤空气是矛盾的，永远无法调和的、土壤和土壤空气是矛盾的，永远无法调和的()()8 8、在土壤、在土壤 通气性中，对流比扩散更重要通气性中，对流比扩散更重要()()9 9、土壤、土壤EhEh值主要由氧体系的氧化还原电位来决定。值主要由氧体系的氧化还原电位来决定。()()1010、土壤通气的好坏主要受含水量和结构性的影响、土壤通气的好坏主要受含水量和结构性的影响()()。第69页/共70页感谢您的观看！第70页/共70页