第一节土壤和空气的热量交换方式和热特性
一、土壤和空气的热量交换方式
在土壤和空气中，存在着多种形式的热量过程。除分子热传导、辐射和对流这三种方式外，还存在着平流、乱流和因水的相变而引起的热量转移形式。这些过程对土壤和空气层热状况的形成起着决定性作用。
（一）分子热传导
以分子运动来传递热量的过程称为分子热传导。
在土壤层中，热量交换是由分子热传导形式来完成的。分子热传导过程强弱对土壤层内热状况的形成有着重要意义。但在空气中，由于空气是热的不良导体，其分子导热率很小，因而由传导方式进行的热量转移比其他方式要少得多，在多数情况下是可忽略不计的。
（二）辐射
地面和大气层之间的辐射热交换是始终存在的。地面一方面吸收太阳辐射和大气逆辐射，同时也向大气放出长波辐射。
白天当地面吸收的辐射超过放出的热量时，地面被加热增温，并通过辐射或其他方式把热量传送到大气层和土壤下层使之增温；夜间地面放出的长波辐射超过吸收的大气逆辐射，结果使得地面损失热量，导致地面温度下降，此时土壤深层和大气就反过来以各种方式向地面输送热量，以维持地表温度不致下降太多，结果使得土壤深层和大气层的温度也发生下降。
（三）对流
1、对流的概念
空气在铅直方向上的大规模升降运动。
2、对流的种类
对流按产生的原因可分为两类：
（1）热力对流（自由对流）
发生在低层气温剧烈增高或高层空气冷却时，上下层气温差异加大，造成低层空气密度较小，高层空气密度较大的不稳定状态，因而很容易产生对流。
（2）动力对流（强迫对流）
空气水平流动时遇到山脉等障碍物时被迫抬升或因其它外力作用强迫时发生的。
对流使上下层空气混合，并发生热量交换。对流的空气升降速度有时可达10m/s以上，高度可达对流层顶部附近。一般在夏季及午后对流较强，冬季及清晨较弱。
（四）平流
大范围的空气水平运动称为平流。冬季大规模冷空气南下，可使气温急剧下降，在24小时内甚至气温可下降十几度；夏季海洋上暖湿空气北上，可使它影响地区的气温升高。平流是空气在水平方向热量转移的重要方式，其结果可缓和地区之间、纬度之间的温度差异。
（五）乱流
1、乱流的概念
空气的不规则运动称为乱流或湍流。乱流是摩擦层空气运动普遍存在的形式。
2、乱流的种类
（1）热力乱流
由于下垫面增热而使空气稳定性破坏，或不同下垫面受热不均而产生的热力乱流。
（2）动力乱流
由于近地层气流速度随高度不同引起各气层间内摩擦，气流与下垫面摩擦或气流与各种障碍物的摩擦和碰撞等动力原因而产生的动力乱流。
乱流是摩擦层中热量交换的重要方式，它使热量由地表向大气转移，对缓和近地层温度变化起着重要作用。乱流也是下垫面向大气输送热量、水汽、CO2等物理属性的重要方式。
白天乱流与对流相结合，使大气中热量交换过程加强；夜间对流停止，乱流也随温度降低和风速减小而减弱，热交换也减少了。
（3）混合乱流
热力和对流原因共同作用产生的乱流称为混合乱流。
（六）潜热转移
气象学上把因水的相变引起的热量转移称为潜热转移。用LE表示，L是蒸发潜热或凝结潜热，E为蒸发量或凝结量。。
蒸发潜热：单位质量的水蒸发为同温度下的水汽消耗的热量称为蒸发潜热。
凝结潜热：单位质量的水汽凝结为同温度下的水放出的热量称为凝结潜热。一般取值为2.5?106J/kg。
升华潜热：单位质量的冰升华为同温度下的水汽消耗的热量称为升华潜热，升华潜热与凝华潜热两者在数值上相等，取值为2.834?106J/kg。
上述几种方式中，除土壤热交换的主要方式是分子热传导外，地面和大气间热转移以辐射交换最为重要；在气层之间的热量交换以对流和乱流两种方式为主，特别在白天，空气中热量交换几乎完全决定于乱流和对流作用。平流作用对调节地区之间的热量差异起着重要作用。最后潜热输送对于大范围的能量交换以及重要天气过程的形成、演变都起着明显的作用。
二、热特性
（一）热容量
1、重量热容量（C）
单位重量的物质温度每变化1℃所吸收或放出的热量称为重量热容量或比热。单位为J/（kg·℃）。
2、容积热容量（C v）
单位体积的物质温度每变化1℃所吸收或放出的热量称为容积热容量，简称热容量。单位为J/（m3·℃）。
3、重量热容量和容积热容量的关系
C v＝C·ρ
很显然，在相同的条件下，容积热容量大的物质在得到或失去相同的热量后升温和降温都较缓和；容积热容量小的物质在得到或失去相同的热量后升温和降温都较剧烈。
水的热容量是空气的3000倍，水的导热率是空气的30倍。
土壤中固体成分的热容量差别不大，变化在2.06-2.44?106J/（m3·℃）之间，约为水的热容量的1/2，而水的热容量约为土壤空气热容量的3000多倍。通常土壤热容量随土壤湿度的增加而增大，随土壤孔隙度的增加而减小。
水具有最大的热容量，因而水域春夏得热后升温和缓，秋冬失热后降温也和缓。
表1 土壤固体成分、空气和水的热特性
（二）导热率
物体内部传导热量快慢的能力用导热率（λ）表示。它是指1m深度的土壤，温差为1℃，1s钟通过1m2横截面的热通量，单位为J/（m·s·℃）。在其他条件相同的情况下，物体的导
热率愈大，其表面温度的升降也就愈和缓。
土壤固体颗粒的导热率比空气大几十倍、甚至一、二百倍，比水也要大几倍，而水的导热率又比空气大三十倍。
一般来说，根据实验数据，土壤矿物学性质对于土壤热力特性的影响是不大的。因此，土壤导热率主要决定于土壤中空气和水分含量的多少。随着土壤湿度的增加，土壤导热率增大；随着土壤孔隙度增多，土壤导热率变小。潮湿而紧实的土壤导热率良好，白天地面得热后能迅速下传，地面升温缓慢，夜间地面失热后，下层热量迅速上传补充，土壤降温也缓慢。干燥而疏松的土壤，增温和冷却都将较潮湿而紧实的土壤剧烈。
（三）导温率
导热率只表示物体转移热量快慢的能力，并不能决定温度的变化。因为温度的变化除与热量传递速度有关外，同时还决定于物体的热容量。为了表示物体温度的变化速率，用导热率与热容量之比作指标，并称为导温系数或导温率（K）。
导温率（K）：它表示物体传递温度和消除层次间温度差异的能力。其定义为：单位体积的物体，由于流入（或流出）数量为λ的热量后，温度升高（或降低）的数值，其单位为m2/s（平方米/秒）。可用下式表示：K＝λ/C v
在其他条件相同的情况下，物体导温率大，温度由物体表面向里或由里向物体表面传播愈快，温度变化所及深度愈深，各深度温度差异能较快消除。
导温率最大的是静止的空气，空气的导温率比水大百倍，比土壤固体颗粒大几十倍。因此，过湿的沼泽土壤，热力特性极为不好，导温很差。
由导温率的公式可知，导温率与导热率大小成正比，与热容量成反比。在土壤中，随土壤湿度增加，导热率和热容量都增大，但两者变化速度是不同的，因此导温率与土壤湿度的关系是复杂的。据研究，干土起初因湿度上升使导热率增大的速度超过热容量增大的速度，故导温率是增大的，也就是干土变湿的初期，导温性能变好。但待土壤湿度增至一定程度后，导热率增大已不显著，而热容量仍随湿度线性上升，反而使导温率减少了。因此，仅在某一适中的土壤湿度时（据研究在20－30％时），土壤的导温性最好，太干或太湿都不好。
在近地气层，空气不是处于静止状态，而是处于乱流状态，乱流状态下空气的导温率（又称为乱流交换系数或感热交换系数）比土壤空气分子的导温率大得多，一般增大几千上万倍，有时大3－5个量级（即×103-105）。所以，在有乱流运动的空气中，只需考虑乱流导温率，可忽略分子导温率。
第七章土壤空气和热量答案 1. 土壤空气组成有哪些特点？ （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）土壤空气中水汽含量一般高于大气 （4）土壤空气中含有较多的还原性气体 （5）土壤空气的组成不是绝对不变的，它会受其他因素的影响而发生变化。 2. 土壤热量主要有哪些来源？影响土壤热量状况的因素包括哪些？ 土壤热量的来源主要包括太阳的辐射能、生物热、地球内热。 影响土壤热量状况的因素包括太阳的辐射强度、地面的反射率、地面有效辐射。 3 土壤热容量与导热率有何区别？ 土壤热容量是单位质量（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。在土壤的固、液、气三相物质组成中，水的热容量最大，气体热容量最小，矿物质和有机质热容量介于两者之间。 土壤导热率是在单位厚度（1cm）土层，温差为1℃时，每秒钟经单位断面（1 cm2）通过的热量焦耳数。固体部分导热率最大，空气导热率最小，水的导热率介于两者之间。 4 土壤温度的时空变化与气温有何不同？ 土温的四季变化与气温的变化类似，通常全年表土最低温度出现在1-2月份，最高温度出现在7-9月份。随着土层深度的增加，土温的年变幅范围逐渐缩小，最高最低温度出现的时间亦逐渐推迟。土壤温度的日变化随着气温的变化而变化，但与气温相比，土温最高最低温度存在滞后现象，土温的昼夜变幅随深度的增加而缩小，而且最高、最低温度出现时间亦逐渐推迟。 土壤温度的空间变化主要受纬度、海拔高度及地形等因子的影响。随着维度增高，土壤温度和气温均逐渐降低。随着海拔升高，土壤温度和气温均降低，但是高山上的土温比气温高。地形对土壤温度的影响影响表现主要在坡向与坡度方面。大体表现为北半球的南坡（即阳坡），土温比平地要高，北坡（即阴坡）的情况与南坡则相反。坡度越陡，南、北坡向的温差就越大。 5 土壤水、气、热的主要调节措施包括哪些？ （1）通过耕作和施肥，改善土壤的物理性质 （2）灌溉和排水措施
第一节土壤和空气的热量交换方式和热特性 一、土壤和空气的热量交换方式 在土壤和空气中，存在着多种形式的热量过程。除分子热传导、辐射和对流这三种方式外，还存在着平流、乱流和因水的相变而引起的热量转移形式。这些过程对土壤和空气层热状况的形成起着决定性作用。 （一）分子热传导 以分子运动来传递热量的过程称为分子热传导。 在土壤层中，热量交换是由分子热传导形式来完成的。分子热传导过程强弱对土壤层内热状况的形成有着重要意义。但在空气中，由于空气是热的不良导体，其分子导热率很小，因而由传导方式进行的热量转移比其他方式要少得多，在多数情况下是可忽略不计的。 （二）辐射 地面和大气层之间的辐射热交换是始终存在的。地面一方面吸收太阳辐射和大气逆辐射，同时也向大气放出长波辐射。 白天当地面吸收的辐射超过放出的热量时，地面被加热增温，并通过辐射或其他方式把热量传送到大气层和土壤下层使之增温；夜间地面放出的长波辐射超过吸收的大气逆辐射，结果使得地面损失热量，导致地面温度下降，此时土壤深层和大气就反过来以各种方式向地面输送热量，以维持地表温度不致下降太多，结果使得土壤深层和大气层的温度也发生下降。 （三）对流 1、对流的概念 空气在铅直方向上的大规模升降运动。 2、对流的种类 对流按产生的原因可分为两类： （1）热力对流（自由对流） 发生在低层气温剧烈增高或高层空气冷却时，上下层气温差异加大，造成低层空气密度较小，高层空气密度较大的不稳定状态，因而很容易产生对流。 （2）动力对流（强迫对流） 空气水平流动时遇到山脉等障碍物时被迫抬升或因其它外力作用强迫时发生的。 对流使上下层空气混合，并发生热量交换。对流的空气升降速度有时可达10m/s以上，高度可达对流层顶部附近。一般在夏季及午后对流较强，冬季及清晨较弱。 （四）平流 大范围的空气水平运动称为平流。冬季大规模冷空气南下，可使气温急剧下降，在24小时内甚至气温可下降十几度；夏季海洋上暖湿空气北上，可使它影响地区的气温升高。平流是空气在水平方向热量转移的重要方式，其结果可缓和地区之间、纬度之间的温度差异。 （五）乱流 1、乱流的概念 空气的不规则运动称为乱流或湍流。乱流是摩擦层空气运动普遍存在的形式。 2、乱流的种类 （1）热力乱流 由于下垫面增热而使空气稳定性破坏，或不同下垫面受热不均而产生的热力乱流。 （2）动力乱流 由于近地层气流速度随高度不同引起各气层间内摩擦，气流与下垫面摩擦或气流与各种障碍物的摩擦和碰撞等动力原因而产生的动力乱流。 乱流是摩擦层中热量交换的重要方式，它使热量由地表向大气转移，对缓和近地层温度变化起着重要作用。乱流也是下垫面向大气输送热量、水汽、CO2等物理属性的重要方式。
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。 cm （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 3，无溶解能力，不移动，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x（1+吸湿水% ） （3）影响因素：①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。② 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，?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，由水膜厚的地方往水膜薄的地方移动，速度仅?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：
①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。 ②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?倍来衡量。质地愈粘重，凋萎系数愈大。 3. 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。 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 %= —x 100