第 七 章 土 壤 空 气 和 热 量

内容提要： 土壤空气与大气的组成差异 土壤空气的运动方式 土壤热量来源 土壤热容量及计算 土壤导热率 土壤水、气、热三者相互关系

第一节 土 壤 空 气

土壤空气 一、土壤空气的数量与组成 土壤空气与土壤水分存在于土体孔隙内，在一定容积的土壤中，在孔隙度不变的情况下，两者所占的容积比数量，土壤空气随土壤水分而变化，而且呈相应的消长关系。

通气良好的土壤，其空气组成接近于大气，若通气不良，则土壤空气组成与大气有明显的不同。 土壤空气与大气组成的数量差异（容积%） 气 体 O2（%） CO2（%） N 2（%） 其他气体（%） 近地表大气 20.94 0.03 78.05 0.98 土壤空气 18.0~20.03 0.15~0.65 78.8~80.24 0.98 一般越接近地表的土壤空气与大气组成越相近，土壤深度越大，土壤空气组成与大气差异也越大。

土壤空气中的CO2含量高于大气 土壤 空气 与近 地表 大气 土壤空气中的O2含量低于大气 组成 的差 别 土壤空气中水汽含量高于大气 土壤空气中含有较多的还原性气体

土壤空气 二、土壤空气的运动 土壤与外界不断地进行气体的交换，如果土壤空气和大气不进行交换，土壤空气中的氧气可能会由于土壤生物的存在，而在12-40h被消耗无余。 土壤空气运动的方式有两种：对流和扩散。 影响土壤空气运动的因素有气象因素、土壤性质及营林耕作措施等。气象因素主要有气温、气压、风力和降水等。

对流是指土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称为质流。对流的流向一般是由高压区流向低压区。 土壤空气 土壤空气的对流 对流是指土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称为质流。对流的流向一般是由高压区流向低压区。 土壤空气的扩散 气体扩散是指气体分子由浓度大（或分压大）处向浓度小（或分压小）处的运动。

散，同时使O2分子不断从大气向土壤空气散。土壤的 这种从大气中吸收O2，同时排出CO2的气体扩散作用， 被称为土壤呼吸。 在分压梯度的作用下， 驱使CO2气体分子不 断从土壤中向大气扩 散，同时使O2分子不断从大气向土壤空气散。土壤的 这种从大气中吸收O2，同时排出CO2的气体扩散作用， 被称为土壤呼吸。 土壤呼吸强度是土壤代谢能力的标志，也是衡量土壤肥 力的指标之一。一般情况下，这种扩散作用是土壤与大 气交换的主要机制。

第二节 土 壤 热 量

一、土壤热量的来源 太阳辐射能:土壤热量的最基本来源。 生物热:微生物分解有机质的过程是放热的过程。 释放的热量，一部分被微生物自身利用，而大部分可用来调节土温。 地球内热

二、土壤热性质 土壤热容量 单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降低）1℃所需要（或放出的）的热量，被称为土壤热容量。 土壤热量 二、土壤热性质 土壤热容量 单位质量（重量）或容积的土壤每升高（或降低）1℃所需要（或放出的）的热量，被称为土壤热容量。 以C代表质量（重量）热容量[单位是J/（g·℃）]，CV代表容积热容量[单位是J/（cm3·℃）]。C与CV的关系为: CV＝C·ρ ρ是土壤密度。

土壤组成物质 质量热容量 容积热容量 [J/（g·℃）] [J/（cm3·℃）] 粗石英砂 0.745 2.163 土壤热量 土壤不同组分的热容量 土壤组成物质 质量热容量 容积热容量 [J/（g·℃）] [J/（cm3·℃）] 粗石英砂 0.745 2.163 高岭石 0.975 2.410 石灰 0.895 2.435 腐殖质 1.996 2.525 土壤空气 1.004 1.255×10-3 土壤水分 4.184 4.184

土壤热量 不同土壤的固、液、气三相物质组成比例是不同的，所以Cv可表示为: Cv＝mCv·Vm+oCv·Vo+wCv·Vw＋aCv·Va 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，Vm、Vo、Vw、Va分别为土壤矿物质、有机质、水和 空气在单位体积土壤中所占的体积比。 因空气的热容量很小，可忽略不计，故土壤热容量可简化为： Cv＝1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw〔J/(cm3·℃) 〕

土壤吸收一定热量后，一部分用于它本身升温，一部分传送给其邻近土层。土壤具有将所吸热量传导到邻近土层的性能，称为导热性。 土壤热量 导热性: 土壤吸收一定热量后，一部分用于它本身升温，一部分传送给其邻近土层。土壤具有将所吸热量传导到邻近土层的性能，称为导热性。 导热率: 导热性大小用导热率（λ）表示，即在单位厚度（1cm）土层，温差为1℃时，每秒钟经单位断面（1cm2）通过的热量焦耳数。其单位是J/（cm2·s·℃）。 土壤导热率

土壤组成分 导热率〔J/(cm2·s·℃)〕 石英 4.427×10－2 湿砂粒 1.674×10－2 干砂粒 1.674×10－3 土壤热量 土壤不同组成分的导热率 土壤组成分 导热率〔J/(cm2·s·℃)〕 石英 4.427×10－2 湿砂粒 1.674×10－2 干砂粒 1.674×10－3 泥炭 6.276×10－4 腐殖质 1.255×10－2 土壤水 5.021×10－3 土壤空气 2.092×10－4

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，土粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。因而湿土比干土导热快。 土壤热量 矿物质虽然导热率最大，但它是相对稳定而不易变化的。而土壤中的水、气总是处于变动状态。因此，土壤导热率的大小主要决定于土壤孔隙的多少和含水量的多少。 干土 湿土 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，土粒间的孔隙被水分占领，导热率增大。因而湿土比干土导热快。

在一定热量的供给下，能使土壤温度升高的快慢和难易决定于其热扩散率 土壤热量 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。其大小等于土壤导热率/容积热容量。 D=λ/ Cv （厘米/秒） 在一定热量的供给下，能使土壤温度升高的快慢和难易决定于其热扩散率

第三节 土壤水、气、热的调节

一、土壤水、气、热 的关系 土壤水、气、热是组成土壤肥力的重要因素，三者是互为矛盾，又互相制约的统一体。 1、土壤水和空气 水气热调节 一、土壤水、气、热 的关系 土壤水、气、热是组成土壤肥力的重要因素，三者是互为矛盾，又互相制约的统一体。 1、土壤水和空气 土壤水和空气共存于土壤孔隙，它们之间有着相互消长的数量关系。 土壤含水量达到全容水量时，其大小孔隙往往充满水，造成土壤的通气状况不良。当土壤含水量达到田间持水量时，其大多数大孔隙充满了空气。当土壤含水量进一步降低，有许多毛管孔隙也为空气充满。这时容易造成土壤水的供应不良，形成植物的旱害。

湿土温度上升慢，下降也慢，不同土层深度的温度梯度也比较小；干土温度上升快，下降也快，而且不同土层深度的温度梯度也比较大。 水气热调节 2、土壤水和土壤温度 湿土温度上升慢，下降也慢，不同土层深度的温度梯度也比较小；干土温度上升快，下降也快，而且不同土层深度的温度梯度也比较大。 3、土壤热量对土壤水、气的影响 当土温较高时，土壤的蒸发量也较大，土壤易于失水干燥，易于通气。土壤不同层次中的温度梯度还可引起土壤水分的运动，即从热处向冷处的运动；特别是土壤冻结时可导致上层滞水，促使土壤过湿和通气不良。

水气热调节 二、土壤水、气、热的调节措施 通过耕作和施肥，改善土壤的 物理性质 灌溉和排水措施 混交、间种措施 采用人工覆盖物