1、1第六章 土壤水 、空气和热量目的要求： 要求学生掌握土壤水分的来源和类型，水分的有效性与水分测定、表示方法，土壤水分运动状况。土壤空气与热状况以及水、气、热与作物生长的关系。 第一节 土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定一、土壤水的类型划分及有效性 （一）土壤水的类型划分 土壤能保持水分是由于土粒表面的吸附力以及毛管孔隙的毛管力。根据水分被土壤保持的力，将水分划为不同类型。 1. 吸湿水 ：土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分称为吸湿水。 （1）特点： 吸附力很强，对水汽分子的吸附可达 31 至 10000 个大气压，因而水的密度增大，可达 1.5g/cm 3 ，无溶解能力，不移动，
2、通常是在 105 C 110 C 条件下烘干除去。对植物无效。 （2）只含有吸湿水的土壤称为风干土；除去吸湿水的绝对干土称为烘干土。 风干土重 烘干土重 = 1+ 吸湿水 % 风干土重 = 烘干土重（ 1+ 吸湿水 % ） （3）影响因素：土壤吸湿水含量受土壤质地的影响，粘质土吸附力强，保持的吸湿水多，砂质土则吸湿水含量低。 吸湿水含量还受空气湿度的影响，空气相对湿度高，吸湿水含量也高，反之则吸湿水含量低。 2 、膜状水 ：土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜，称为膜状水。 （1）特点 ：保持的力较吸湿水低， 6.25 31 大气压，水的密度较吸湿水小，仍粘滞而无溶解性；移动缓慢，
3、由水膜厚的地方往水膜薄的地方移动，速度仅 0.2 0.4 毫米 / 小时。膜状水对植物有效性低，部分有效。 3. 毛管水：存在于毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分称为毛管水。毛管水又分为两类： 毛管上升水：与地下水有联系，随毛管上升保持在土壤中的水分。 毛管悬着水：与地下水无联系，由毛管力保持在土壤中的水分，象悬在土壤中一样，故称毛管悬着水。4. 重力水 ：受重力作用可以从土壤中排出的水分称为重力水，主要存在于通气孔隙中。 （二）土壤水分常数 土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。 1. 吸湿系数 ：吸湿水的最大含量称为吸湿系数，也称最大吸湿量。 吸湿
4、水的含量受空气相对湿度的影响，因此测定吸湿系数是在空气相对湿度 98%( 或 99%) 条件下，让土壤充分吸湿 ( 通常为一周时间 ) ，达到稳定后在 105 C 110 C 条件下烘干测定得到吸湿系数。 土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。 2. 凋萎系数 ：植物永久凋萎时的土壤含水量称为凋萎系数。 土壤凋萎系数的大小，通常用吸湿系数的 1.5 2.0 倍来衡量。质地愈粘重，凋萎系数愈大。 23. 田间持水量：田间持水量是毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反映土壤保水能力大小的一个指标。 计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下渗后抬高地下水位。
5、 4. 毛管持水量：毛管上升水达最大量时的土壤含水量。 毛管上升水与地下水有联系，受地下水压的影响，因此毛管持水量通常大于田间持水量。毛管持水量是计算土壤毛管孔隙度的依据。 5. 饱和持水量 ：土壤孔隙全部充满水时的含水量称为饱和持水量。 （三）土壤水的有效性 土壤水的有效性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。 有效水的范围是凋萎系数至田间持水量的水分。 二、土壤水含量的表示方法 1. 重量百分数 ( 水 w %) ：土壤样品水分重量（ Mw ）占干重（ M s）的百分数。 Mw 水 w %= 100 M s 计算土壤含水
6、量时，是以干土重为计算基础，这样才能反映土壤的水分状况。 2. 容积百分数 ( 水 v %) ：土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数。 容积百分数是根据土壤容重计算出来的，即： 水 v%= 水 w% 土壤容重 根据水分的容积百分数可算出土壤中空气含量并进而算出土壤固、液、气三相的比例。 3. 水层厚度（水 mm ） ：即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。计算公式为：水 mm= 水 v% 土层厚度 用水层厚度（水 mm ）来表示土壤含水量的优点在于与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互相比较和互相换算。 例：容重为 1.2 克 / 立方厘米的土壤，初始含水量为 10% ，
7、田间持水量为 30% ，降雨 10mm ，若全部入渗，可使多深土层达田间持水量？ 解：先将土壤含水量水 w% 换算为水 v% 初始含水量 水 v%=10% 1.2=12% 田间持水量 水 v%=30% 1.2=36% 因水 mm= 水 v% 土层厚度 故土层厚度 = 水 mm/ 水 v%=10/(0.36-0.12) =41.7 （ mm ） 4. 水贮量 ( 方 / 亩 ) ：1 亩地土壤水贮量 ( 方 / 亩 ) 的计算公式为： 方 / 亩 =2/3 水 mm 公式来源为：方 / 亩 = 水 mm 1/1000 10000/15=2/3 水 mm 这种水分表示方法的作用在于与灌溉水量的表示
8、方法一致，便于计算库容和灌水量。 例：一容重为 1 克 / 立方厘米的土壤，初始含水量为 12% ，田间持水量为 30% ，要使 30 厘米土层含水量达田间持水量的 80% ，需灌水多少（方 / 亩）？ 解：田间持水量的 80% 为： 30% 80%=24% 30 厘米土层含水达田间持水量 80% 时 水 mm= （ 0.24-0.12 ） 1 300=36(mm) 2/3 36=24( 方 / 亩 ) 5. 相对含水量 ：相对含水量是指土壤自然含水量占某种水分常数的百分数。一般是以田间持水量为基数，土壤自然含水量占田间持水量的百分数为相对含水量。 3通常相对含水量的 60% 至 80% ，是
9、适宜一般农作物以及微生物活动的水分条件。 三、水分含量的测定 1. 经典烘干法 在 105 110 条件下，烘至恒重，为烘干土重，以此为基础计算水分重（蒸发损失量）的百分比（ % ） 。 此法费事，不便定位测定。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。 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 H 2 O 的测定结果。 3.TDR 法（时域反射仪法） 四、 土壤水的能态 （一）土水势及其分势 1. 土水势 土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值称为土水势。标准状态水是指：纯水，即无溶质；自由水，即无束缚力； 1
10、个大气压；一定高度和温度。以标准状态水的自由能为零，土壤水的自由能与其比较的差值一般为负值。差值大，表明水不活跃，能量低；差值小，表明土壤水与自由水接近，活跃，能量高。 2. 土水势分势 使土壤水的自由能发生变化的各种力，就构成了土水势的分势，主要有： 基模势 m 基模势也称基质势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土水势以基模势为主。 溶质势 s 溶质势又称渗透势，是由溶质对水的吸附所产生的。土壤水不是纯水，其中有溶质，而水分子是极性分子，与溶质之间可产生静电吸附，产生溶质势。 重力势 g 由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面之上，则重力势为正，反之，
11、重力势为负。 压力势 p 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 p 为正值。 土水势是这些分势的总和，即 t= m+ s+ g+ p （二）土壤水吸力 土壤水承受一定吸附力情况下的能态，但不能简单理解为土壤对水的吸力。 水吸力只相当于土水势的基膜势和溶质势，数值相等，符号相反。 基膜势和溶质势一般为负值，使用不方便，故将其取为正数，定义为吸力（ S ） ，分别称为基质吸力和溶质吸力。 在土壤水分的保持和运动中，不考虑 s ，故一般所说的
12、水吸力是指基质吸力，其值与 m 相等，符号相反。溶质吸力只在根系吸水（有半透膜存在）时才表现出来。 （三）水分能量的表示方法 土水势或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米数来表示最简便，最易理解。 pF ：水柱高度厘米数的对数。 1 大气压 (atm)=1033cm 水柱 =p F 3.0 1bar=1000mbar 4标准压力单位为帕 (Pa) ，常用百帕 (hPa), 兆帕 (MPa=10 6 Pa)=10bar 1 Pa=1.02 10 -2 cm 水柱， 1bar=1020cm 水柱 1bar=1020cm 水柱 =10 5 Pa=10 3 hPa=10 -1 MPa 1mbar=1
13、hPa=1.02cm 水柱 （四）土水势的测定方法 张力计，又名负压计或湿度计，测定水不饱和土壤的基质势或基质吸力。张力计适用范围 800/850hPa 以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失效。 旱地作物可吸水的吸力范围多在 1000hPa 以下，故张力计有一定实用价值。 压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力 120bar 。 五、土壤水分特征曲线 土壤水分特征曲线是土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）的关系曲线。 随着土壤含水量的减少其水吸力增大，基质势降低，植物根系吸水难度增大，水分有效性降低。土壤水吸力（ S ）与含水量 的经验公式： S= a b 或
14、S=a( / s ) b S=A （ s - ） n / m 式中： S 水吸力（ P a ） ； 含水量（ % ） ； s 饱和含水量（ % ） ， a 、 b 、 A 、 n 、 m 为相应的经验常数。 （一）土壤水分特征曲线的影响因素 1. 土壤质地 假定土壤水吸力为 300cm （水柱高） ，各种质地的对应土壤的含水量（容积 % ）约为：细砂土 8% ，砂壤土 15% ，壤土 34% ，粘土 42% 。 2. 土壤结构和紧实度（容重） 在同一吸力值下，容重愈大的土壤，含水量愈高。 3. 温度 影响水的粘滞性和表面张力。土温升高，水的基质势增大，有效性提高。 4. 水分滞后现象 土壤吸湿
15、（水）过程中，水吸力随含水量增加而降低的速度较快。土壤脱湿 ( 水 ) 过程中，水吸力随含水量减少而增大的速度较慢。同一土壤的两种水分特征曲线不重合。砂质土的滞后现象比粘质土更明显。 （二）土壤水分特征曲线的应用 1. 用于土壤水吸力与含水量之间的换算 不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同，但含水量不同，因而有效水的数量不同。 2. 用于各级孔径、孔隙及其容积（ V ， % ）的计算 D=3/T 3. 计算水容量（又称比水容） 指水吸力变化 1 个单位土壤吸入或释出的水量 (ml/barg) ，即水分特征曲线的斜率（ d /ds ） ，可作为土壤供水能力的指标。 六、 土壤水的运动 第一阶段是
16、在下渗过程中被土粒和毛管吸收，直到饱和为止，这一阶段叫渗吸，实际上是水分的不饱和流动；此后如果水分继续增加，水分将向下渗透补充地下水，这一阶段叫渗透（渗漏） ，即土壤水的饱和流动。 水分在土壤中的运动可用达西定律来表示： q=-kdh/dx 式中 q 单位时间通过单位断面的水的容积，可理解为速度。 dh/dx 水压梯度 k 导水率，即单位压力梯度下水的流量； 5- 负号表示水流方向，因水流由 0 x ， dx=0-x 为负，前面加 “-” 则正。 （一）土壤水的饱和流动 饱和流的推动力是重力和静水压力。 1、饱和流中出现三种情况： 一是垂直向下的饱和流，发生在雨后或稻田灌水以后。 二是水平饱和
17、流，如发生在灌溉渠道两侧的侧渗，水库的侧渗，或在不透水层上的水分沿倾斜面的流动等水平饱和流。 三是垂直向上的饱和流，发生在地下水位较高的地区，或因不合理灌溉抬高了地下水位，就会引起垂直向上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。 2、饱和导水率 k 是单位水压梯度下的流量。 k 主要受孔径大小的影响。 影响孔径大小的因素一是质地；二是结构；三是土壤吸附的阳离子种类。 在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若 k 值过小，造成透水通气差，还原有害物质易在土壤中积累，易造成地表径流。若 k 值过大则造成漏水漏肥现象。 （二）土壤水的不饱和流动 土壤水不饱和时，推动其流动的力主要是基模势梯度，也有一定
18、的重力作用。不饱流的流量仍用达西定律反映。1、不饱和流具有两个特点，一是不饱和流推动力（ h ）包括基模势和重力势；二是不饱和流的 k 值不是一个常数，而是一个变量，受含水量的影响。含水量高，水势高则 k 值大，含水量低，水势低则 k 值小。同时 k 值受土壤中水分存在状态的影响。若水分是连续的，则随着土壤含水量减少， k 值逐渐降低；若水分是不连续的，则 k 值随着含水量降低后急剧下降。 2、不饱和流在土壤中具体的流动方向就是由水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；由曲率半径大的孔隙向曲率半径小的孔隙移动；由温度高处向温度低处移动。 （三）土壤中的水汽运动 1. 水汽运动的方式 土壤中水汽运动的主
19、要方式是扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动。 土壤水汽的扩散系数低于大气 。 2. 影响水汽压梯度的因素 水汽压梯度是水汽运动的主要推动力，它受土水势和温度两个因素的影响，而又以温度的影响为主。 温度引起的水汽压变化，使白天水汽由温度较高的表层向底层移动，有利于防止蒸发；夜晚则由温度较高的底层向表层移动，有利于土壤回润。 （四）土面蒸发 1. 土面蒸发的条件 (1) 有足够热量达到地面满足水的汽化热； (2) 水汽从地面移走。例如风、乱流的作用，将土面的水汽带走； (3) 土壤水传导至地面。当地表由于蒸发损失水分以后，能得到下层水分的供应，则蒸发可以持续进行。 2. 土面蒸发的三
20、个阶段 (1) 大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段 这一阶段控制土面蒸发的因素是大气蒸发力，包括太阳辐射、温度、空气湿度、风力等。要求土壤的导水率大于蒸发力，则蒸发损失的水分可以得到源源不断的补充，蒸发率不变。这一阶段蒸发损失的水分多。但若大气蒸发力很强，蒸发率大，土壤含水量降低得快，不能长久维持蒸发失水与导水补给的平衡，则此阶段维持的时间短；反之，若蒸发率小，则此阶段维持的时间长。 (2) 土壤导水率控制阶段 这一阶段控制土面蒸发的因素是土壤导水率，发生的条件是土壤水分流向土表的流量小于大气蒸发力，因而只能导来多少水，才能蒸发多少水，蒸发量降低。随着蒸发失水使土壤含水量减小，导水率越来越低，蒸
21、发量也随之降低。 6( 3) 扩散控制阶段 通过以上两个阶段土壤蒸发失水，土壤表层变干，导水率几乎降为零，水分不能以液态运行到地表，而是在干土层下先汽化为水汽，再散发到大气中，这一阶段蒸发量减小。 （五）土壤水的入渗和再分布 雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。 1. 入渗阶段 土壤供水期间的渗吸和渗透过程，一般是地面供水，水自上而下垂直运动。 （ 1 ）渗吸 土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量增加而降低。 当供水强度小时 ( 喷灌、滴灌、小雨等 ) ，入渗速度主要取决于供水。 当供水强度大时 ( 大水漫灌、大暴雨 ) ，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力。 入渗能力又取决于
22、土壤的干湿度和孔隙状况 ( 与质地、结构、紧实度有关 ) 。 干燥的粗质土和结构良好的土壤的入渗能力强，反之则弱。 入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示， mm/h ， cm/d 。 （ 2 ）渗透 水分通过大孔隙下渗 饱和水流，速度恒定 最后入渗速率，反映土壤的渗水能力，称渗透系数。 地面供水期，土壤入渗水自上而下形成饱和层延伸层湿润层（毛管水）及湿润前锋 2. 土壤水的再分布 地面停止供水，入渗终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，称为土壤水的再分布。 土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土层水的损失，不完全是植物吸水所致，还与上、
23、下层水的再分布有关。 （六）田间土壤水分平衡 土壤 植物 大气连续体 (SPAC) (1) 土壤水来源 ( 收入 ) 降水 (P) ，灌水 (I) ，地表径流 (R) 上行水 (U) (2) 土壤损失 ( 支出 ) 土面蒸发 (E) ，叶面蒸腾 (T) ，冠层截留 (In) ，下渗水 (D) 以 W 表示计算时段初、末土体储水量之差，土壤水分平衡表达式如下： W= （ P+I+U ） ? （ E+T+R+In+D ） 蒸发和蒸腾合称蒸散（ ET ） 。 地区水量平衡：收入 降水，支出 地面径流和蒸散，即 P=R+ET 岷江上游流域年降水量 850mm, 径流量 ( 深度 )657mm, 蒸散量
24、 193mm ，径流系数 R/P=657/850=0.77 。青衣江流域年降水量 1667mm ，径流深 1326mm ，径流系数 0.80 。 七、土壤水的调节 1. 搞好农田水利基本建设 （ 1 ）河谷平原坝区 建立以引水为主和能灌溉能排的农田水利系统，旱涝兼治。渗漏过快的 “ 漏水田 ” ，因土种植或创造犁底层，维持适宜的渗漏量 10 15mm/d( 日本 15 25mm/d) 。下湿田，水旱轮作。旱季土壤湿害，结合区域排水，搞好田间排水，开 “ 三沟 ” 背沟、十字沟和厢沟，以及环山排洪沟。 （ 2 ）丘陵山区 建设集雨蓄水工程，拦洪保土蓄水，旱洪兼治。 沉沙函、蓄水池、积肥池（山茅坑
25、） “ 三池 ” 配套。 2. 开发土壤蓄水功能，有效拦蓄雨水，开源节流 （ 1 ）截留雨水径流，蓄水于土，以蓄调用 工程措施 坡改梯 ( 增加入渗量 ) 、薄改厚 ( 增加贮水量 ) ，熟化土壤，改良结构 ( 增加田间持水量 ) ，增大土壤接纳积蓄雨水能力。 7农耕措施 坡地等高耕作，沟、垄间套种植。 冬水田、下湿田 半旱式水稻栽培，半旱式 ( 水厢 ) 小麦等。 （ 2 ）减少土壤水分蒸发，提高水分生产效率 人工覆盖（地膜、秸秆） ，植被覆盖（根不离土，土不离根） ，免耕，中耕松土，保水剂应用等。 3. 发展节水灌溉 智能化灌溉 灌水期（土壤临界含水量） 、灌水定额（土壤蓄水能力）和灌水周
26、期。节水灌溉技术 管道灌、喷灌、滴灌等。 4. 增加土壤有效水数量 提高田间持水量，降低凋萎系数。改良土壤质地、结构，增加孔隙度，减少无效孔隙，提高土温。 第二节 土壤空气 一、土壤空气组成 土壤空气与近地表大气组成，主要差别： 1. 土壤空气中的 CO 2 含量高于大气 ； 2. 土壤空气中的 O 2 含量低于大气 ； 3. 土壤空气中水汽含量一般高于大气； 二、土壤空气含量 水分和空气均存在于土壤孔隙中，空气存在于未被水所占据的孔隙内，因此土壤空气含量可由土壤总孔度减去水占孔隙而得到，即： 土壤空气含量（容积百分率） = 总孔度 - 水分含量（容积百分率） 三、土壤空气与作物生长 1. 土
27、壤空气与根系 植物根系生长发育要求的氧气来自土壤，若土壤空气中 O 2 的含量小于 9 或 10 ，根系发育就会受到影响， O 2 含量低至 5 以下时，绝大多数作物根系停止发育。 O 2 与 CO 2 在土壤空气中互为消长， O 2 含量减少意味着 CO 2 增多，当 CO 2 含量大于 1 时，根系发育缓慢，至 5 20 ，则为致死的含量。土壤空气中的还原性气体，也可使根系受害，如 H 2 S 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 植物种子在土壤中萌发，所需氧气主要由土壤空气提供，缺氧时，葡萄糖酒精发酵，产生酒精，会使种子受害。 3. 土壤空气与微生物
28、活动 土壤空气影响微生物活动，从而影响有机质转化。通气良好有利于有机质矿质化，为作物生长提供速效养分。根系吸收养分，也需要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 植物感病后，呼吸作用加强，以保持细胞内较高的氧化水平，对病菌分泌的酶和毒素有破坏作用；呼吸提供能量和中间产物，以利于植物形成某些隔离区阻止病斑扩大；伤口呼吸显著增强，有利于伤口愈合，减少病菌侵染。 四、土壤空气与大气痕量温室气体的关系 大气中痕量温室气体（ CO 2 、 CH 4 、 N 2 O 、氯氟烃化合物）导致的气候变暖，是人们非常关注的重大环境问题。土壤是大气痕量温室气体的源和汇。 土壤向大气释放温
29、室气体，因此说土壤是大气痕量温室气体的源。 土壤对大气中温室气体的吸收和消耗，称为汇。 五、土壤空气的运动 1. 土壤空气的对流 土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称质流。对流由高压区流向低压区。 8总压力梯度的产生： 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： q v =-(k/ ) p q v 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； 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。 2. 土壤空气的扩散 在大气和土壤之间 CO 2 和 O 2
30、 浓度的不同形成分压梯度，驱使土壤从大气中吸收 O 2 ，同时排出 CO 2 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 CO 2 和 O 2 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 液相扩散：通过不同厚度水膜的扩散 两种扩散都可以用费克（ Fick ）定律表示： q d = - Ddc/dx 式中： qd 扩散通量 ( 单位时间通过单位面积扩散的质量 ) ； dc/dx 浓度梯度； D 在该介质中扩散系数 ( 其量纲为面积 / 时间 ) 从公式可见，气体扩散通量 ( qd) 与其扩散系数 ( D) 和浓度梯度 ( d
31、c/dx) 或分压梯度 ( dp/dx) 成正比。 浓度梯度是不易控制因素，所以只有调整扩散系数 D 来控制气体扩散通量。 扩散系数 D 值的大小取决于土壤性质，主要取决于通气孔隙状况及其影响因素 ( 质地、结构、松紧程度、土壤含水量等 ) 。 D=D 0 Sl/le 式中： D 0 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
32、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 单位时间通过单位断面（或单位土重）的 CO 2 数量。 土壤呼吸强度不仅可作为土壤通气指标，而且是反映土壤肥力状况的一个综合指标。 3. 土壤透水性 水田土壤适当的透水性可反映土壤透水通气状况。 4. 土壤氧化还原电位 第三节 土壤热量 一、土壤热量来源 （一）来源1. 太阳辐射能； 92. 生物热； 3. 地热 （二）影响土壤热状况的因素1、
33、环境因素：纬度、海拔高度、坡向和坡度、大气透明度、地面覆盖2、 土壤性质：土壤颜色、土壤质地、土壤含水量、土壤结构性、松紧度。二、 土壤热性质 （一）土壤热容量 1、重量热容量（ Cp ）：指单位重量土壤温度升高 1 度所需的热量（卡 / 克 度）。 2、容积热量（ Cv ）：指单位容积的土壤温度升高 1 度所需的热量（卡 / 立方厘米 度）。 Cv=Cp 土壤容重 （二）土壤导热率 单位厚度（ 1cm ）土层，温差 1 ，每秒经单位断面（ 1cm 2 ）通过的热量卡数，称导热率 。 水的导热率远大于空气导热率，当土壤含水量低时，由于空气导热率很小，因此土壤导热率小，特别是疏松孔隙多因而空气多
34、的土壤，导热率小。若含水量低但土壤紧实，热量可通过土粒 ( 矿物质 ) 传导，导热率则较大。 （三）土壤的热扩散率在一定的热量供给下，能使土壤温度升高的快慢和难易则决定于其热扩散率。土壤热扩散率是指在标准状况下，在土层垂直方向上每厘米距离内，的温度梯度下，每秒流入cm2 土壤断面面积的热量，使单位体积（cm3）土壤所发生的温度变化。就一定土壤来讲，土壤固相物质比较稳定，土壤的热扩散率主要决定于土壤水和空气的比例。干土土温易上升，湿土土温不易上升。 （四）土壤的热量平衡土壤热量收支平衡可用下式表示：S=Q+P+LE+R式中，S 为土壤在单位时间内实际获得或失掉的热量；Q 为辐射平衡；L 为水分蒸
35、发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量；P 为土壤与大气层之间的湍流交换量；R 为土面与土壤下层之间的热交换量。三、土壤温度 （一）土壤温度年变化 升温阶段，一般为 1 月至 7 月， 7 月达最高； 降温阶段，一般是为 7 月至次年 1 月， 1 月达最低。 土层愈深，最高温和最低温达到的时间落后于表层土壤，称为 “ 时滞 ” 。温度的变幅也随土层深度而缩小，至 5 20 米深处，土温年变幅消失。 在升温阶段，表土温度高，底土温度低，热量由表土向底土传导；降温阶段则相反。 （二）土温日变化 土表温度最高值出现在 13 14 时，最低温出现在日出之前。 土温日变幅以表土最大，至 40 100cm 深处变化幅度小甚至消失。 （三）影响土温变化的因素 1. 纬度 ：纬度影响土壤表面接受太阳辐射的强度。 随纬度由低到高，自南而北土壤表面接受的辐射强度减弱，土温由高到低。 2. 坡向 ：北半球以南坡接受太阳辐射最多，东南坡、西南坡次之，东坡、西坡、东北坡、西北又依次递减，北坡最低。 3. 坡度 ：北半球中纬度地区（ 30 60 0 ）的南向坡，随着坡度增加，接受太阳辐射增加。 4. 土壤因素 ：影响土温变化的土壤因素，包括土壤颜色、土壤湿度、地表状态及土壤水汽含量等。 10
