土壤空气和热量状况
第一节 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。
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/ η ) ▽ 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； η — 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 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 ( 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。
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 ·s·l/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
第二节 土壤热量
一、土壤热量来源（ p122 ）
1 太阳辐射能；
2 生物热；
3 地热
二、土壤表面的辐射平衡及影响因素
三、土壤热量平衡
第三节 土壤热性质
一、土壤热容量
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）。
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 x土壤容重
二、土壤导热率
单位厚度（ 1cm ）土层，温差 1 °c，每秒经单位断面（ 1cm 2 ）通过的热量卡数，称导热率 λ。
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。
第四节 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。