第三节土壤与环境的空气交换课件

1、第四节 土壤与环境的空气交换一、土壤空气含量和组成1、含量 容重 孔隙度 田间持水量 空气量 g/cm3 g/g cm3/cm3 cm3/cm3 砂壤土 1.30 0.51 0.28 0.364 0.146 重粘土 1.30 0.51 0.35 0.455 0.055 水多则气少。soil air content (v%) = total porosity(%) - soil water content(v%) 土壤空气的组成含量不是固定不变的，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

2、少，其含量相互消长。 Soil air content 土壤空气含量Soil depthContentCO2O2O2(%)CO2(%)N2 (%)其它气体(%)atmosphere20.940.0378.050.98soil air18.020.030.150.6578.880.240.98土壤空气与大气组成的差别 （volume%)2、组成二、土壤通气性一）、土壤与大气交换的机制1、质流交换 整体交换，100次/年2、扩散交换 土壤呼吸，主要机制 Fick定律总压力梯度的产生： 气压变化、温度梯度、土壤表层风力、降水或灌溉等。 土壤空气对流方程： 空气对流量随土壤透气率和气压梯度增加而增大M

3、ass flow 质流（对流） 土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动。 对流方向： 高压区 低压区qv=-(k/)pQv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） “-”表示方向 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 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。 Diffusion 扩散扩散过程气相扩散液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通过不同厚度水膜的扩散 扩散公式Fick law： qd扩散通量(单位时间通过单位面 积

4、扩散的质量) dc/dx-浓度梯度； “-”表示方向 D-扩散系数(面积/时间) 扩散通量(qd)与其扩散系数(D)和浓度梯度(dc/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。 qd =Ddc/dx 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 结构良好土壤中，气体在团聚体间大孔隙间扩散，而团聚体内小孔隙则较长时间保持或接近水饱和状态，限制团聚体内部通气性状。所以紧实大团块，即使周围大孔隙通气良好，在团块内部仍可能是缺氧。所以通气良好的旱地也会有厌

5、气性微环境。 D=D0Sl/leDiffusion coefficient D 扩散系数D值的大小取决于土壤性质，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)。二）、影响土壤通气性的因素1、质地2、结构3、土体构型4、土壤含水量 Influenced factors of soil air movement and exchange 影响土壤空气运动和交换的主要因素气象因素土壤因素农业措施气温、气压、风力和降雨等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)。耕作、施肥、灌水等三）、土壤通气指标1、气体扩散系数2、土壤呼吸商3、土壤通气量4、通气孔隙度5、土

6、壤氧化还原电位 总孔隙度5055%或60%，其中通气孔度要求 810%，最好1520%。使土壤有一定保水 能力又可透水通气。 单位时间通过单位断面的CO2数量土壤呼吸强度不仅作为土壤通气指标，而且是反映土壤肥力状况的一个综合指标。 土壤孔隙度Soil porosity 土壤呼吸强度Soil respiratory intensity土壤透水性Soil filtration土壤氧化还原电位Soil redox potential三、土壤氧化还原状况一）、土壤氧化还原体系 土壤中产生氧化还原反应的物质很多，存在着多种氧化还原体系。主要有： 氧体系 氮体系 铁体系 锰体系 硫体系 氢体系 有机物体系

7、 包括各种有机酸类、酚类、醛类和糖类化合物。土壤氧化还原体系的特点 Characteristics of redox systems in soils 是主要氧化剂: 在通气良好的土壤中，氧体系控制氧化还原反应，使多种物质呈氧化态，如NO3-、Fe3+、Mn4+、SO42-等。 SOM(特别是新鲜有机物)是还原剂: 土壤缺条件下，将氧化物转化为还原态。 土壤氧化还原体系可分为无机体系和有机体系: 无机体系的反应一般是可逆的，有机体系和微生物参与条件下的反应是半可逆或不可逆的。 氧化还原反应不完全是纯化学反应，很大程度上有微生物参与如:NH4+NO2-NO3-(分别在亚硝酸细菌和硝酸细菌作用下完

8、成) 土壤是不均匀的多相体系，不同土壤和同一土层不同部位，氧化还原状况会有不同差异。 土壤氧化还原状况随栽培管理措施特别是灌水、排水而变化。二）、土壤氧化还原反应 有机碳易丢失电子，是土壤中最重要还原剂。氧气最易接受电子，是土壤中最重要氧化剂。三）、土壤氧化还原电位EhEh随pH升高而降低，每单位pH引起的Eh变化为59mV(25）。同一氧化还原反应在碱性溶液中比在酸性溶液中容易进行。土壤氧化还原反应总有H+参与，H+活度对氧化还原平衡有直接影响。Eh变化范围：1、旱地：400700mV700mV有机质矿化速率快，土壤肥力下降2、水田： 氧化层土壤250400mV 耕作层 -200mV 100

9、200mV 氧化层300400mV通常把 Eh值 300 mV作为土壤氧化还原状况的分界线，Eh300 mV时土壤呈氧化状态，300mV时的土壤呈还原状态。Eh值过高或过低都对植物生长不利。当 Eh750 mV时，土壤中好气条件太强，有机质分解过旺，易造成养分的大量损失。而Fe、Mn完全以高价化合物的形式存在，溶解度极小，植物易造成缺Fe而发生“失绿病”，也会因缺Mn而发生“灰斑”、“白斑”病。当m值200 mV时，Fe、Mn化合物呈还原态，土壤溶液中 Fe 2+浓度高，会使水稻田秧苗中毒。我国南方有些地区，水稻受害的水溶态 Fe 2+的临界浓度为 50100mg/kg。随着Fe、Mn的还原，

10、土壤颜色由红棕、黄褐色变为青灰色。当Eh值降为负值后，某些土壤可能出现H2S，对作物产生毒害。水田大量施用绿肥或有机肥后，在高温淹水嫌气条件下，使水稻根系变黑，土壤发出臭味，这主要是由于 Fe2+与 S2-化合生成 FeS沉淀附着在根的表面呈黑色所致。土壤中的硝化过程及硝酸盐的累积是在Eh值很高的好气条件下进行的。土壤通气不良，引起Eh下降和反硝化过程的发展。影响Eh的因素：1、土壤通气状况2、生物过程3、有机质4、土壤中氧化剂含量 Eh=-59pH四、土壤通气和氧还状况对土壤功能的影响一）、成土过程影响 季节性降水、积水，干湿交替二）、对土壤养分影响1、N2、P 由氧化态到还原态 有效性提高

11、3、Fe、Mn 由氧化态到还原态 有效性提高三）、还原条件的毒害问题 1、有机酸/醛 2、亚硝酸根积累 3、 Fe2+、Mn2+ 4、S2-、H2S土壤空气与植物生长 Effect of soil air on plant growth 土壤空气与根系 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520，则为致死的含量。 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。 五、土壤空气与生态和环境的关系 土壤空气与种

12、子萌发 种子萌发，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，使种子受害。土壤空气状况与植物抗病性（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。土壤空气与微生物活性 Effect of soil air on micro-organism activity 土壤空气影响微生物活动，影响有机质转化。 通气良好利于有机质矿质化。 根系吸收养分，需通气良好条件下的呼吸作用提供能量。土壤空气与大气痕量温室气体的关系 Relati

13、onship between soil air and greenhouse gases in atmosphere 大气中痕量温室气体（CO2、CH4、N2O、氯氟烃化合物）导致的气候变暖，是人们关注的重大环境问题。 土壤向大气释放温室气体，因此说土壤是大气痕量温室气体的源(source)。 土壤对大气中温室气体的吸收和消耗，称为汇(sink)。 miss sink未探明汇一、土壤中热能收支1、土壤热量来源 Sources of heat 土壤热量的最根本来源。太阳能的99%为短波辐射。当太阳辐射通过大气层时，一部分热量被大气吸收散射，一部分被云层和地面反射，而土壤只吸收其中一少部分。 微生

14、物分解有机质过程是放热过程。释放的热量一部分作为微生物能源，大部分用来提高土温。 地壳传热能力差，对土壤温度影响极小，可忽略不计 太阳辐射能 Solar radiant energy生物热 Biological heat地热 Underground heat第五节 土壤与环境的能量交换2、土壤表面的辐射平衡及影响因素 Radiation balance on soil surface and its influence factors地面辐射平衡 Radiation balance 太阳直接短波辐射(I) 地面短波反射(I+H) 天空(大气)短波辐射(H) 地面长波辐射 E 逆辐射(长波辐射)

15、 (G) 以R代表地面辐射能的总收入减去总支出的平衡差值 R=(I+H)(I+H) +(GE) =(I+H)(1) r I+H投入地面的太阳总短波辐射(环球辐射 (I+H)被地面反射出的短波辐射，(为反射率) r=EG是土壤向大气进行长波辐射量(E)与大气升温反向土壤辐射量(G)的差值；收入支出SunIGErH大气吸收云层散射大气散射云层吸收地面辐射平衡的影响因素 Influence factors 太阳的辐射强度 Solar radiation intensity 主要取决于气候；晴天比阴天的辐射强度大。天气条件相同条件下取决于太阳光在地面上的投射角(日照角)，投射角又受纬度和坡向坡度等影响

16、。 地面的反射率 Reflection ratio of soil surface 太阳入射角、日照高度、地面状况，地面状况又包括颜色、粗糙程度、含水状况、植被及其他覆盖物状况 地面有效辐射 Available radiation of surface 云雾、水汽和风。强烈吸收和反射地面发出的长波辐射，减少有效辐射。 3、土壤的热量平衡 Heat balance of soil 当土面获得太阳辐射能转换为热能时，大部分热量消耗于土壤水分蒸发和土壤与大气之间的湍流热交换，一小部分被生物活动所消耗，只有很少部分通过热交换传导至土壤下层。 土壤热量收支 Soil heat budget S单位时间内

17、土壤实际获得或失掉的热量； R辐射平衡； P土壤与大气层之间的湍流交换量； LE水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量； Q土面与土壤下层的之间的热交换量。 正负双重号表示不同情况下有土温增或减的不同方向一般情况下： 白天S为正值，即土壤温度升高； 夜晚S为负值，土表不断向外辐射损失热量，温度降低。S=RPLE+Q1、土壤热容量 Heat capacity of soil 重量热容量(Cp)：单位重量土壤温度升高1所需的热量(J/g)。 容积热容量(Cv)：单位容积土壤温度升高1所需的热量(J/cm3)。土壤组成分复杂，每种成分的热容量都不一样: Cv = Cp soil bulk

18、 density 二、土壤热性质 Soil heat properties Soil mineral particle: mCv=1.9 J/cm3Soil organic matter: oCv=2.5 J/cm3Soil water: wCv=4.2 J/cm3Soil air: aCv=1.2610-3 J/cm3 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和Va分别为土壤矿物质、有机质、水和空气体积百分数。 气体的热容量可忽略，公式可简化为： 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，

19、气相最小；Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw J/(cm3) Cv=mCvVm+OCvVo+wCvVw+aCvVa土壤热容量可用三相物质热容量和组成比例计算： 固相中，腐殖质热容量与其他成分相比有明显优势，其他各组分热容量彼此差异不大，所以土壤热容量大小主要决定于土壤水分多少和腐殖质含量。但是有机质含量比较固定，很难在短期内改善，只有水分是易变量，可以通过灌排调节土温。 2、土壤导热率 Heat conductivity of soil 土壤具有的将所吸热量传到邻近土层的性质。 单位厚度(1cm)土层，温差1，每秒经单位断面 (1cm2)通过的热量焦耳数 J/(cms)。导热性导热率Q流

20、动的热量 A面积 T时间t1、t2土层两端的温度 d土层厚度热量传导方向： 高温处 低温处 土壤组分导热率 Heat conductivity of different soil composition Soil solid particle 土壤固体部分：8.410-32.510-2 J/(cms) Soil water 土壤水： 5.43910-35.85810-3 J/(cms) Soil air 土壤空气： 2.30110-42.34310-4 J/(cms) 水的导热率大于空气导热率，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，特别是疏松孔隙多土壤，导热率小。若含水量低但

21、土壤紧实，热量可通过土粒(矿物质)传导，导热率则较大。土壤导热率的意义 Importance of heat conductivity of soil 导热性好的湿润表土层白天吸收的热量易于传导到下层，使表层温度不易升高；夜间下层温度又向上层传递以补充上层热量的散失，使表层温度下降也不致过低，因而导热性好的湿润土壤昼夜温差较小。 土壤温度决定于土壤导热率和热容量。如果热量一定，土壤温度升高的快慢和难易决定于其热扩散率。 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。 土壤导热率J/(cms)

22、； Cv土壤容积热容量(J/cm3)D=/ Cv (cm2/s)3、土壤热扩散率 Heat diffusivity of soil代表土壤传递热的快慢 干土易升温，湿土不易升温 影响、Cv和D的因素： 质地、松紧度、结构及孔隙状况等 土壤水：D=5.02110-3/4.184 土壤空气：D=2.09210-4/1.25510-3 土粒：D=8.410-3-2.510-2/1.9 土壤固相物质组成稳定，土壤热扩散率主要取定于土壤水和空气的比例。 当土壤含水率由小增到某一值时，D逐渐增加至最大值；此时含水量再增加，D反而变小。因为前期含水量增加，和Cv都增大，但后期土壤含水量增大，虽然增大，但Cv

23、增大更快一些，所以D反而逐渐减小。 Effect of texture and water content on heat diffusivity of soilWater content (v%)Heat diffusivity of soilSand (0.60)Sand (0.40)Clay Soil (0.40)peat Soil (0.40)泥炭土 土壤温度是太阳辐射平衡、土壤热量平衡和土壤热学性质共同作用的结果。三、土壤温度变化 土温日变化 Diurnal change of soil temperature On a diurnal time-scale, soils are h

24、eated during the day and the effect gradually extends downwards. At night soils cool rapidly at the surface and heat is transferred upwards from within the soil. 土表温度最高值出现在当地时间1314时，最低温出现在日出之前。 土温日变幅以表土最大，至40100cm深处变化幅度小甚至消失。 6:00 10:00 14:00 18:00 Soil temperature土温季节(年)变化 Seasonal change of soil t

25、emperature Seasonal heating and cooling cycles operate in a similar manner, but they penetrate deeper into the soil than diurnal cycles because the time-scale is much greater; diurnal cycles usually affect only the upper 30cm or so, whereas seasonal cycles can penetrate to a depth of several metres. 升温阶段：1月至7月，7月达最高；降温阶段：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520米深处，土温年变幅消失。Soil temperature1