土壤的物质组成及特性(下)

3.2土壤热量状况
3.2.2 土壤热学性质 土壤热容量 ①概念： 重量热容量——单位重量土壤增减1℃所需要或放出的热量。 也称比热C，单位为 卡/g· 度。 容积热容量——单位容积土壤增减1℃所需要或放出的热量。 也称热容量W，单位为 卡/cm3· 度。 W ＝ C ×容重 一般土壤热容量愈大，土温变幅愈小，土温愈稳定。 ②土壤三相物质的热容量比较：土壤空气的容积热容量极小，土壤 水分的容积热容量最大，约为固相物质的2倍。 土壤愈湿，土壤热容量愈大。因此，当春天土壤过湿时，可通 过耕作或排水降低热容量的方式，促使土温快速上升。
• 地下水随毛管孔隙上升而被毛管力保持在 土壤中的水份，称为毛管上升水。 • 当地下水位适当时，毛管上升水是作物所 需水份的重要来源。 • 毛管上升水达到最大量时的土壤含水量， 称为毛管持水量。
• 毛管上升水的高度与孔隙的半径成反比。 但当孔隙过细时，管壁对水份运动的阻力 增加，因而上升高度反而变小。
3.3土壤水分
3.3.3 土壤水分类型及其特性 ①类型： 水分进入土壤后，受到重力、分子引力、毛管力等作用，存在 不同的形态和运动形式。通常把土壤水分划分为下列类型：
固态水——土壤水冻结形成的冰晶。不能为植物所利用。 气态水——存在于土壤空气中的水汽。能自由移动，并调节其他形态的水分。 化学 化合水——参与粘土矿物晶格组成并被矿物牢固保存的水。 束缚水 结晶水——和矿物晶格结合不够牢固的水。 物理 束缚水 毛管水 自由水 重力水 吸湿水——由于土粒表面张力所吸附的水汽分子。不能移动。 膜状水——被吸附在吸湿水膜外层的水分。部分可被植物吸收利用。 毛管上升水——地下水位高时地下水沿毛管上升而存在毛管孔隙中的水分。 毛管悬着水——由降水、灌溉、融雪等产生的重力水保持在土壤上层的 毛管水。 自由重力水——超过田间持水量的土水沿非毛管孔隙向下渗透到地下水中的水。 支持重力水——超过田间持水量的土水沿非毛管孔隙向下渗透时，被不透水层
3.1土壤空气
存在于未被水分占据的土壤孔隙中。 3.1.1 土壤空气的来源和组成 ①来源：主要来自大气 ②组成：在质和量上均不同于wk.baidu.com气中的空气。由于土壤生物生命活动的 影响，土壤空气中： 二氧化碳含量（为大气的十倍至数百倍）＞大气中（0.03%） 氧含量（10~12%，通气不良时低于10%）＜大气中（20%） 水汽含量（土壤空气湿度接近100%）＞大气中 可能含有甲烷、碳化氢、氢、氨等气体
3.1土壤空气
3.1.2 土壤与大气间的气体交换 整体交换：土壤空气与大气之间的气压梯度（温度、气压、空气流动、 降水作用） 扩散作用：气体总是从浓度高的地方向浓度小的地方扩散。
CO2浓度 高 土壤从大气中不断获得新的 O2， 并 不 断 向 大 气 排 出 CO2——土壤的呼吸作用
CO2浓度 低
2、膜状水
• 当土壤含水量达到最大吸湿量时，土粒对 周围水分子还有剩余引力，可以在吸湿水 外层又吸附一层新的液态水膜。这层新的 水膜就称为膜状水。 • 基本性质与液态水相似，但粘滞性较大， 无溶解性。可以沿土粒从水膜厚处向薄处 移动。土壤膜状水含量达到最大时，成为 最大分子持水量。
• 当根接触膜状水时，部分膜状水可以被 吸收。但膜状水尚未完全被利用之前， 植物就会出现凋萎状态。 • 膜状水与土粒之间的吸引力约6-31个大 气压，根系对土壤水的吸力约15个大气 压。 • 植物因缺水而出现永久萎焉时的土壤含 水量，称为凋萎系数。 • 凋萎系数是植物可以利用的有效水的下 限，它因土壤和植物的不同而不同。
3.2土壤热量状况
3.2.2土壤热学性质 土壤导热性、导热率 ①概念：土壤吸收一定热能后，除按照热容量不同增温外，同时还把热 量传导给邻近的土层。土壤的这种传导热量的性能称为导热性。 导热性用导热率表示。导热率即1cm厚的土层，温度差1℃时，每 秒钟通过1cm2断面的热量，单位为：焦耳/cm· 秒· 度。 土壤导热率大，表明热量易于传导，表底层土温差小，表层土温日 变幅小。 ②土壤三相物质的导热率比较：土壤三相物质中，固体导热率最大， 空气导热率最小。 ③影响因素：土壤紧实度、孔隙状况、土壤湿度等。土壤愈紧实，孔隙 度愈小，导热率就愈大；土壤愈湿，导热率就愈大。
3、毛管水
• 当土壤含水量超过最大分子持水量时，水分子不 再受土粒表面引力的作用，而是靠毛管引力（水 的表面张力和水分子浸润力的合力）而保持在土 壤的毛管孔隙中，这部分的水就称为毛管水。 • 毛管水具有自由水的特点，能溶解溶质，移动速 度快，可以满足作物的需要，是作物可以利用的 土壤水分的主要形态。
植被截留30% 地表径流5% 地面蒸发10%
一部分被植物根系吸收 一部分渗漏到地下水层 一部分变为土壤中侧向流水 剩余部分被土壤吸收保蓄
土壤吸收55%
3.3土壤水分
②耗损：主要有土壤蒸发，植物吸收和蒸腾，水分渗漏和径流损失等， 其中以地面蒸发和水分渗漏最为重要。
地面蒸发（分两个阶段）：
大气物理条件起 决定作用（日照、 气温、相对湿度 和风速）
3.2土壤热量状况
2 土壤温度的年变化（一年之中的变化态势） ——年较差 ①土壤表层温度的年变化趋势图 土 温
1、2月 3月
7月
1 、2 月
②土温的年变幅随着土层深度的增加而逐渐缩小，最高与最低温度 出现的时间亦逐渐推迟。一般地，以下土层，土温终年不变。
高纬地区25m 中纬地区15~20m 低纬热带地区5~10m
3.3土壤水分
3.3.2 土壤水量的平衡 ①概念： 土壤水分的收入和消耗使土壤水分含量相应变化的情况，叫做 土壤水量的平衡。 △水 = 水收入- 水支出
大气降水输入量 地表径流输入量 土内侧流输入量 气态水输入量 灌溉水量 土壤蒸发量 植物蒸腾量 地表径流输出量 土内侧流输出量 土壤渗漏量
土 壤 水 量 平 衡 示 意 图
阻隔潴积的水。
土壤 束缚水 水分
1、吸湿水
--- 干燥土粒通过分子引力和静电引力的作用，从 空气中吸持汽态水，使之在土粒表面形成一或 数分子层厚的水膜，称为吸湿水。 ---没有溶解溶质的能力，不能呈液态自由移动， 只有加热到105-110°C时，才呈气态扩散。 不能被植物吸收利用。 ---质地粘重、有机质含量高的土壤，吸湿水含量 高。 ---土壤空气湿度达到近100%时，土壤时湿水达 到最大量。此时的含水量称为吸湿系数。
土壤水分
由饱和状态 降低到田间 持水量
土壤自身特性 起决定作用
从田间持水量 下降到更低含 水量
土壤毛管孔隙多，土壤水分不断通过毛管孔隙蒸发而损失；团粒结构的土壤 中非毛管孔隙多，毛管蒸发弱，水分消耗慢，土壤干层仅限于上层，下层保水状 况较好。 水分渗漏： 土壤透水性（渗透性）——降水到达地表后，先由土壤孔隙吸收水分，孔隙 充满水后，多余水分受重力作用向下渗漏，这种孔隙吸收水和重力作用的渗漏水 分，称之。其大小常用渗透系数表示。 透水性影响土壤保蓄水分的能力，主要决定于土壤孔隙的大小，也与土壤质 地、结构和松紧度等有关。
• 根据毛管水与地下水的联系情况和所处的 地形部位，可以将其分为毛管上升水和毛 管悬着水。
（1）毛管悬着水
• 降雨或灌溉以后，由于毛管力的作用而保 留在土壤上层的水分，称为毛管悬着水。 • 毛管悬着水达到最大量时的含水量，称为 田间持水量。 • 田间持水量是旱地土壤有效水的上限。
（2）毛管上升水
②几个水分常数： 凋萎系数：当土壤中的膜状水不能满足植物需求时，植物开始萎蔫，直 至死亡，即呈永久萎蔫状态，此时的土壤含水量称之。 田间持水量：毛管悬着水达到最大时的土壤含水量称之。 粘质土壤、结构良好或富含有机质的土壤，其田间持水量大。 饱和持水量：当土壤孔隙全部充满水分时，即为重力水所饱和时的含水 量称之，也称全蓄水量。 土壤有效水：土壤中能够被植物所吸收的水分称之。一般凋萎系数与田 间持水量之间的土壤水分属于有效水分。 土壤有效水分主要受土壤质地、结构、有机质含量等的影响。砂质 土持水量小，有效水范围小；粘质土田间持水量大 ,虽高于壤土，但凋萎 系数高，有效水范围也小于壤土。壤土、具有粒状结构的土壤和含一定 有机质（含量太高，持水量虽大，但对水分吸持力强，凋萎系数也高） 的土壤的有效水范围较大。
3.3土壤水分
土壤水分和空气共存于土壤孔隙之中，彼此消长。 土壤水分（Soil moisture） 土壤水分是土壤的重要组分之一，不仅是植物生活必不可少的生存 因子，而且它和可溶性盐构成土壤溶液，成为向植物供给养分的介质。 3.3.1 土壤水分的来源及其耗损 ①来源：主要来自大气降水、灌溉水、地下水。此外，水气的凝结也会 增加土壤水分的含量，但很少，不占重要地位。
土壤
大气
O2浓度高 O2浓度低
3.1土壤空气
3.1.3 土壤的通气性 ①概念：土壤空气与大气间的气体交换，以及土体内部允许气体扩散和 流通的性能，称为土壤的通气性。 土壤的通气性与土壤孔隙主要是非毛管孔隙（＞10%，分布均匀时通 气良好）、质地（砂土通气良好）结构（团粒结构的土壤通气良好）和 土壤含水量密切相关。 ②生产意义（调节水、气矛盾的重要性）：土壤中的水分与空气都贮存 在土壤孔隙当中，彼此相互消长。当土壤水分过多时，大气与土壤之间 的气体交换过程受到阻碍，造成土壤通气性变坏，加之植物根系和土壤 微生物的呼吸，会造成缺氧环境，由此会对土壤和植物产生不良影响： 限制了好气性微生物的正常活动，大大降低了土壤有机质的分解速度， 而且分解产物多呈还原态，对植物有毒害作用；植物根系也因氧气不足 而减少呼吸量，降低或停止对土壤养分和水分的吸收能力，引起缺乏营 养元素等症状或死亡。
4、重力水
• 当土壤水份超过田间持水量时，多余的水份不能 为毛管所保持而在重力作用下沿着大孔隙向下渗 漏，这部分水就称为重力水。 • 重力水对作物是有效的，但由于它渗漏很快，不 能被保持，所以对旱作而言是无效的。 • 当重力水达到饱和，即土壤孔隙全部充满水份时， 土壤的含水量就称为饱和持水量。
3.土壤水分
3.3土壤水分
②土壤水分平衡类型： 根据不同气候条件下土壤水分的收支情况，土壤 水分平衡可划分为下列几种类型: 淋溶型：年降水＞年蒸发的地区，土体中的水分以向下流为主，使土体 中的物质受到淋溶或机械迁移。森林土壤和酸性土壤多属此类型。 非淋溶型：降水＜蒸发的地区，降水量不能渗透湿润到底土层，只能达 到土体的有限深度。因此，土体中的物质只被淋洗到一定深度而淀积下 来。干旱、半干旱草原土壤大多属此类型。 渗出型或上升型：降水＜蒸发，因蒸发强烈，下层可溶性盐随毛管水带 到表层，从而引起土壤盐渍化。干旱、半干旱地区地下水位高的地方属 此类型。 停滞型或滞水型：在地势低洼、排水不良的地区，土壤水分长期停滞。 沼泽化土壤属此类型。 冻结型：在高纬地带或高山、高原地区，土壤温度＜0℃，土壤水分形成 永冻层。苔原、冰沼土属此类型。
3.3土壤水分
土壤水分类型、水分常数及其有效性图示
3.3土壤水分 3.3.4 土壤水的能量——土水势
自然界中所有物质的自发和普遍的趋势 是：由势能较高处向较低处运动。土壤水分 亦从自由能高的地方向自由能低的地方移动。 土水势通常用单位容积土壤水分的势能值表 示，单位为帕（Pa）。
3.2土壤热量状况
土壤热量影响低空气温和土壤水分与空气的运动变化，影响土壤 物质的迁移和转化过程，影响植物和微生物的生命活动。研究土壤热 力学性质及土壤温度的变化过程，对调控土壤热量状况、提高土壤肥 力，有着重要的意义。
3.2.1 土壤热量的来源
主要的来自太阳辐射能
地球内部向地表输送的热量 微量的来自 土壤微生物分解有机质所释放的生物热量 土壤中化学过程产生的化学热
3.2土壤热量状况
3.2.3土壤温度的变化
土壤温度的时空变化，是土壤热量平衡及土壤热性质共同作用的 结果，是土壤热状况的具体反应。 1 土壤温度的日变化（一天之中的变化态势）——日较差 ①土壤表层温度的日变化趋势图
土 温
日出前 日出后
下午1~2时
日出前
②土温的日变幅随着土层深度的增加而显著缩小，最高与最低温度 出现的时间亦逐渐推迟。一般地，80~100cm以下土层的温度日变化 不明显。