土壤圈层中的物质循环与环境效应.ppt

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1、第五章土壤圈中的物质循环与环境效应,生物从土壤吸收无机养分生物残体归还土壤形成有机质土壤微生物分解有机质释放无机养分养分再次被生物吸收。,土壤养分循环是“土壤圈”物质循环的重要组成部分，也是陆地生态系统中维持生物生命周期的必要条件。,大量营养元素：N、P、K、中量营养元素：Ca、Mg、S微量营养元素：Fe、Mn、Zn、Cu、B、Mo、Cl其它营养元素：C、H、O,植物生长必要元素（16种）,养分循环过程,大量及中量元素,微量元素,辣椒,番茄,岩石圈:1.81022g陆地土壤:3.51015g土壤含氮量：农耕地0.4-3.8g/kg,自然土壤0.4-7.5g/kg大气圈:3.861021g水圈:

2、8.01015g生物圈:9.51015-1.41016g,第一节、土壤中氮的循环,一、氮素在自然界的分布,通过微生物的作用，将简单氨基化合物分解成氨的过程，为有机氮矿化的第二阶段。因条件不同，还可产生有机酸、醇、醛等较简单的中间产物。,有机氮矿化的第一个阶段。,三、土壤中氮的转化（Ntransformationinsoils）,1.有机态氮的矿化过程(Themineralizationoforganicnitrogen),氨基化作用,复杂含氮有机化合物,简单含氮有机化合物,铵化作用,土壤有机氮经土壤微生物的分解形成铵或氨的过程,RCHNH2COOH+O2RCOOH+NH3+CO2+能量,在充分

3、通气条件下,嫌气条件下,RCHNH2COOH+2HCH3COOH+NH3+能量或RCHNH2COOH+2HRCH3+CO2+NH3+能量,一般水解作用,RCHNH2COOH+H2ORCH2OH+CO2+NH3+能量或RCHNH2COOH+H2ORCHOHCOOH+NH3+能量,第一步:亚硝化作用，将氨、胺、酰胺等转化成亚硝酸盐，反应为：,2.硝化作用,将氨、某些胺、酰胺等，通过微生物的作用分两步转化成硝酸态氮化合物。,第二步:硝化作用，亚硝态氮转化为硝态氮，其反应为,在嫌气条件下，由多种微生物对硝态氮所产生的一系列生化还原过程，包括反硝化及生物脱氮作用，其反应如下,N2O，N2，NO进入大气，

4、成为环境问题。,3.生物脱氮,4.化学脱氮过程,铵态氮和亚硝态氮的双分解作用,pH5-6.5、较高的温度和干燥的土壤环境中进行,亚硝酸和-氨基化合物相互间进行氧化还原,醋酸的酸度下进行，土壤中可能不存在,RNH2+HNO2,ROH+H2O+N2,RCHNH2COOH+HNO2,RCH2OH+H2O+N2+CO2,亚硝酸分解,酸性愈强，分解愈快，产生的NO大部分仍被土壤所吸收，或在土壤中氧化成NO2，最后溶解于水，生成硝态氮.,3HNO2,HNO3+H2O+2NO,5.铵态氮的晶穴固定作用,铵态氮的离子直径和2：1型粘粒矿物晶架表面孔穴的大小相近，可能陷入晶穴内，变成固定态铵，失去植物有效性。,

5、6.有机质对亚硝态氮的化学固定作用,土壤有机质中的木质素类及其衍生物和腐殖质等与亚硝酸反应，将亚硝态氮固定为有机质成分中的一部分,四、土壤氮素的循环及其环境意义,1.土壤氮素来源,生物固N微生物(细菌)逐渐积累土壤空气中的分子态N2离子态NH4+有效态N根瘤菌与豆科植物共生固N能力强(共生固N菌)腐生菌自生固N菌(包括蓝绿藻)大气降水含氮氧化物(NO3-NO2-NONH4+等)溶解在雨滴中、随降水进入土壤灌溉水硝态N（NO3-N）“肥水”N肥、有机肥重要来源速效N,2.土壤氮的损失淋洗损失（leachingloss）NH4+、NO3-易溶于水，带负电荷的胶体表面对NH4+为正吸附而保持于土壤中

6、；对NO3-为负吸附(排斥作用)，易被淋失。,反硝化作用(denitrification)又称生物脱氮作用。在缺氧条件下，NO3-在反硝化细菌作用下还原为NO、N2O、N2的过程。NO3-NO2-NON2ON2反硝化临界Eh约334mv，最适pH7.08.2，pH小于5.25.8的酸性土壤或高于8.29.0的碱性土壤，反硝化显著下降。,氨态氮挥发损失（ammoniavolatilization）主要发生在碱性土壤中NH4+OH-NH3H2O,氮循环,3.土壤氮素的平衡,补充途径调节：施肥、灌溉损失途径调节,4.土壤氮素的环境效应,水环境：水体富营养化的最重要因子，过量氮素进入地表水可能引起水体

7、富营养化；导致饮用水硝酸盐超标大气环境：通过氨的挥发、土壤中的反硝化作用释放含氮化合物进入大气，提高了温室气体的浓度生物环境：生物体必需元素，但过量会对生物的健康造成不良影响。,P2O5%=P%2.291P%=P2O5%0.44我国土壤全磷（P）含量一般为0.21.1g/kg，并有从南到北渐增的地域变化趋势。溶解吸附矿物态水溶态吸附态沉淀解吸,第二节土壤磷素循环,二、土壤磷的有效性土壤中植物可以吸收的磷:溶于水的HPO42-、H2PO4-、PO43-,三、土壤磷的固定（磷的无效化）易溶性或速效态磷酸盐转化为难溶性迟效态和缓效态的过程，通常称之为磷的固定。1.化学沉淀固定机制土壤溶液中或胶体上的

8、阳离子与土壤溶液中的磷酸根离子发生反应，生成磷酸盐的过程。,1.化学沉淀固定机制,三、土壤磷的固定（磷的无效化）,固磷作用发生在土壤固相的表面。具体可分为：表面交换反应（pH5.56.5）通过土壤固相表面的OH-和溶液中的磷根交换，表面上次生化学反应在土壤CaCO3晶核的表面通过化学反应或吸附形成一层CaHPO4的膜状沉淀。也是一种配位体交换反应。形成过程：Ca/P的提高，有效性降低，23年。胶体表面磷酸离子及其并存的阳离子的同时吸附（中性土壤）磷酸根的有效性降低,2.表面反应机制,三、土壤磷的固定（磷的无效化）,3.闭蓄机制当磷在土壤中固定为粉红磷铁矿后，若土壤局部的pH升高，可在粉红磷铁矿

9、的表面形成一层无定形的氧化铁薄膜，把原有的磷包被起来，这种机制叫闭蓄机制。Fe(OH)3pKs=3738粉红磷铁矿：pKs=3335胶膜有铁铝质的、钙质的。,4.生物固定土壤有机质C/P比为20013001，当微生物的C/P比小于土壤有机质时，就可产生生物固定。当土壤中的磷太少时，对磷素，微生物和作物就会发生竞争。特点：表聚性；暂时无效；把无机磷有机磷。,pHandphosphorusfixation,四、磷的释放,1土壤磷的有效化过程有机态磷和难溶性磷酸盐在一定条件下，转化为植物可以吸收利用的水溶性的磷酸盐或弱酸溶性的磷酸盐的过程是其有效性提高的过程，称之为磷的释放。,1）有机磷化合物的分解

10、,植素分解(CHO2PO2)6Ca3Mg2(CHOH)6+6H2PO4-,核酸和核蛋白的分解,四、磷的释放,1土壤磷的有效化过程,1）酸性土壤施石灰提高土壤pH，减少土壤活性铁、铝对磷的固定2）与有机肥混合堆沤后一起施用有机肥分解过程中所产生的中间产物，对铁、铝、钙能够起到一定的络合作用，减少铁、铝、钙离子对磷的化学固定3）集中施肥，减少或避免与土壤的接触面把磷施在根系的附近。,3）土壤磷有效性的调节,有效性的概念：土壤中能被植物吸收的性状。,土壤磷的循环,五、土壤磷的循环及其环境意义,磷对生物的意义：动物、植物和微生物的必需营养元素,磷肥施用将重金属带入到土壤中,磷素与水体富营养化的关系,一

11、、土壤硫来源、含量及形态1.主要来源：母质、灌溉水、大气沉降和施肥等。矿质土壤含硫量一般在0.10.5g/kg之间，随有机质含量增加而增加。,植物对硫的需要量和矿质土壤含硫量都与磷相类似，但土壤缺硫现象不如缺磷现象常见。其主要原因：土壤对硫的固定远不如磷。施肥、雨水、灌溉水等可向土壤补给一定数量的硫。,第三节土壤中的硫素循环,有机态硫碳键合硫含硫的氨基酸；非碳键合硫硫酸脂类化合物无机态硫可溶态吸附态被粘土、铁铝氧化物等吸附，土壤对S的吸附能力弱，易于淋失。矿物态石膏(CaSO4.2H2O)、泻盐(MgSO4.7H2O)、芒硝(Na2SO4)或FeS2,3.形态,2.含量,全量0.01%0.5%

12、之间,输入输出转化,大气无机硫（SO2）的沉降含硫矿物质和有机质的输入,植物吸收（SO42-）SO42-的淋失H2S的挥发,有机硫的矿化和固定矿质硫（SO42-）的吸附和解吸硫化物和元素硫的氧化：氧化产生H2SO4，导致土壤酸化。,二、输入、输出和转化,土壤硫的循环土壤硫循环中，硫酸盐（SO42-）有特别地位,第四节土壤碳素循环,一、土壤碳素的重要性,土壤有机碳的转化为大气补充CO2，是大气碳的源和库，调节大气中CO2浓度，特别是温室效应直接与土壤碳的转化有关。,土壤碳对植物营养的直接作用不大，植物从大气中吸收CO2,土壤碳对植物营养、土壤肥力及环境都很重要。,一、土壤碳素的重要性,改善土壤物

13、理性质有助于土壤团聚体的形成较高的持水量，又有一定的渗透性降低土壤容重土壤生命体的养分来源保持土壤中的养分，减少淋失碳的源和汇，对大气碳素平衡，全球气候变化有重要影响。,第四节土壤碳素循环,二、土壤中碳的含量,自然界碳库（1pg=1015g）海洋中碳：39000pg大气中碳：750pg陆地中碳：2200pg一般砂质土0-100cm含碳3.1kg/m2，有机土含碳77.6kg/m2，土壤碳以有机碳表示，占总碳的58%左右有机质含量分级：一级:40g/kg二级:30-40g/kg三级:20-30g/kg四级:10-20g/kg五级:6-10g/kg六级:6g/kg,第四节、土壤碳素循环,三、土壤碳

14、素的形态,无机碳-主要为碳酸盐，对环境影响不大有机碳水溶态有机碳：低分子量有机酸、氨基酸、糖酸等。难溶态有机碳：胡敏酸、胡敏素、木质素、植物落叶等。土壤中有机碳的来源：最初源于光合作用,第四节土壤碳素循环,该过程伴随着能量转换，有全部的生物形式参与，包括每一种生物形式的生命周期，也称碳循环为生物循环(biocycle)或生命循环(lifecycle)。,四、土壤碳素循环的概念,绿色植物和自养微生物利用太阳光能及其它形式的化学能，吸收大气中的CO2，将其转化为贮存能量的有机化合物，人类及其它高等动物从植物中获取物质和能量，并将死亡组织和废物返回土壤，微生物分解这些物质，释放其中的养分后，将一部分

15、C转变为稳定的土壤腐殖质，一部分以CO2形式释放进入大气，再次供植物吸收的过程。,第四节土壤碳素循环,吸湿水(紧束缚水),吸附水(束缚水),毛管水,重力水,膜状水(松束缚水),受土壤吸附力作用而保持,受毛管力作用而保持,受重力作用,第五节土壤水分及其平衡,土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土则吸湿水含量低；空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。,吸湿水,土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜。,存在毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分。分为毛管上升水和毛管悬着水,受重力作用可以从土壤中排出的水分，主要存在于土壤通气孔隙中。,膜状水,毛

16、管水,重力水,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。,土壤水分常数Soilwatercoefficient,吸湿系数:吸湿水的最大含量(最大吸湿量)。,凋萎系数(wiltingcoefficient):植物永久凋萎时的土壤含水量。田间持水量(fieldmoisturecapacity):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。毛管持水量(capillarywatercapacity):毛管上升水达最大量时的土壤含水量。饱和持水量:土壤孔隙全部充满水时的含水量。,土壤吸湿水达到最大数量时的土壤水分,作物产生永久萎蔫时的土壤

17、水分,膜状水的膜达到最大厚度时的土壤水分,毛管悬着水达到最大时的土壤水分,土壤水分作用力、土壤水分形态及土壤水分常数的对照关系,土壤水分有效性Soilwateravailability,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。最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。,土壤质地与有效水最大含量的关系,Weightpercent质量百分数(m,w%),计算土壤含水量时，以干土重为基础，才能反映土壤的水分状况。,Volumepercent容积百分数(v,v%)土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数,二、土壤水分

18、含量的表示方法Representsofsoilwatercontent,土壤水分质量(Ww)w%=100干土质量(Ws),土壤水分容积(Vw)v%=100土壤总容积(Vs)水v%=水w%土壤容重,Soilwaterstoragecapacity土壤水贮量waterdepth水深（mm）,优点: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。,Dw(mm)=v%土层厚度,作用:与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。,V(m3/ha)=Dw(mm)1/100010000=10Dw,Storagecapacity储水容量(m3/ha),Relativewatercon

19、tent相对含水量（%）土壤自然含水量占某种水分常数（一般是以田间持水量为基数）的百分数。土壤含水量土壤相对含水量=100%田间持水量通常相对含水量为60%至80%，是适宜一般农作物以及微生物活动的水分条件。,在105110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（%）。红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。,三、土壤水分含量的测定Determiningofsoilwatercontent,烘干法,中子法,TDR法,快速烘干法,经典烘干法,此法费事，不便定位测定。,中子水分测定仪包括一个快速中子源和一个慢中子探测器。简便、较精确。只能用于较深土层

20、水分测定，不能用于土表薄层土。有机质中的氢会影响H2O的测定结果。,时域反射仪法(Time-Domain-Reflectometry),类似一个短波雷达系统，可直接、快速、方便、可靠地监测土壤水盐状况。测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关，独立性很强。,Soilwaterpotential土水势土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值。标准状态水与土壤水等温、等压、等高的纯净自由水。假定其自由能为零，作为参比标准，土壤水自由能与其比较差值一般为负值。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。水流动方向：土水势高（负值小）低（负值大）,四、土水势及其分势Soi

21、lwaterpotentialanditssub-potential,为了可逆地等温地在标准大气压下从在指定高度的纯水水体中移动无穷小量的水到土壤中去，每单位数量的纯水所需做功的数量。,第五节土壤水分及其平衡,Sub-potential分势由于引起土壤水势变化的原因或动力不同，土壤水势(t)分为：基质势(m)、压力势(p)、溶质势(s)和重力势(g)等。土壤水势是各分势之和:,t=m+s+g+p,Matricpotential基质势m也称基模势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。一般情况下为负值；土壤水完全饱和情况下为最大值零。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土水势以m为主。,Solute

22、potential溶质势s也称渗透势，由土壤水中溶解的溶质所产生。一般为负值。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s。(存在半透膜时对水分运动起作用）,Gravitationalpotential重力势g由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面（地下水位）之上，则重力势为正，反之，重力势为负。,Pressurepotential压力势p土壤水饱和情况下，由于受压力而产生的。一般为正值。标准状态水的压力为1个大气压，但如果土壤中有水柱或水层，土壤水所受到的压力在局部地方就不一定为1个大气压，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。,土水势

23、的定量表示方法是以单位数量（单位质量、单位容量或单位重量）土壤水分的势能值为准。土水势标准单位：帕(Pa)、千帕(kPa)、兆帕(MPa)习惯上使用的单位：大气压(atm)、巴(bar)、水柱高度pF值：水柱高度厘米数的负对数1MPa=103kPa=106Pa1Pa=1.0210-2cm水柱1bar=1020cm水柱=105Pa1atm=1033cm水柱=pF3.01bar=1000mbar,土壤水分能态的定量表示方法Representsofsoilwaterenergystatus,土壤水承受一定吸力情况下的能态。水吸力只相当于土水势的基质势和溶质势，数值相等，符号相反。基质势和溶质势一般为

24、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(matricsuction)和溶质吸力(solutesuction)。在土壤水分的保持和运动中，不考虑s，故一般水吸力指基质吸力，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。,五、土壤水吸力Soilwatersuction,土壤水的能量指标(基质势或水吸力)与数量指标(容积含水量)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。,六、土壤水分特征曲线Soilwatercharacteristicscurve,Soilwatercontent(v)

25、,Soilwatersuction(S),土壤水吸力(S)与含水量()关系的经验公式：,Soilwatercontent(v),Soilwatersuction(S),式中：S水吸力（Pa）含水量（%）s饱和含水量（%）a、b、A、n、m为相应的经验常数,Influencedfactors影响因素土壤质地假定土壤水吸力为300cm，各种质地土壤的含水量(v%)约为：细砂土8%，砂壤土15%，壤土34%，粘土42%。,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。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。,SoilwaterHystersisphe

26、nomenon水分滞后现象土壤吸湿(水)过程中，S随增加而降低的速度较快。土壤脱湿(水)过程中，S随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。,七、土壤水的运动Soilwatermovement,液态水流动,气态水运动,土壤水运动,推动力：土层之间的水势梯度流动方向：高水势到低水势,饱和流,非饱和流,土壤孔隙全部充满水；主要是重力水运动,部分土壤孔隙充水；主要是毛管水和膜状水运动,推动力：水汽压梯度、温度梯度流动方向：高水汽压到低水汽压温度高处到温度低处,水汽扩散,水汽凝结,一维垂直向饱和流动可用达西定律来表示：,1、饱和土壤中的水流Waterfl

27、owinsaturatedsoils,推动力：土层之间的水势梯度（soilwaterpotentialgradient),主要包括重力势和压力势流动方向：高水势到低水势,q水通量：单位时间通过单位断面水的容积H总水势差L水流路径长度H/L水压梯度“-”表示水流方向Ks饱和导水率，即单位压力梯度下水的流量,H,反映土壤的饱和渗透性能，任何影响土壤孔隙大小和形状的因素都会影响Ks。影响孔径大小和形状的主要因素有质地、结构、阳离子种类。生产中要求土壤保持适当的饱和Ks。若过小，造成透水通气差，还原有害物质易在土壤中积累，造成地表径流；若过大，造成漏水漏肥现象。,土壤饱和导水率（saturatedwa

28、terconductivity)Ks,垂直向下的饱和流发生在雨后或稻田灌水以后。,垂直向上的饱和流发生在地下水位较高的地区；因不合理灌溉抬高地下水位，引起垂直向上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。,水平饱和流发生在灌溉渠道两侧的侧渗；水库的侧渗；不透水层上的水分沿倾斜面的流动等水平饱和流。,土壤水饱和流种类,一维非饱和流动可用达西定律来表示：,2、非饱和土壤中的水流Waterflowinunsaturatedsoils,推动力：土层之间的水势梯度（soilwaterpotentialgradient),主要包括基质势和重力势流动方向：高水势到低水势水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；曲率半径大

29、的孔隙向曲率半径小的孔隙移动；温度高处向温度低处移动。,q水通量：单位时间通过单位断面水的容积d/dx总水势梯度“-”表示水流方向K（m）非饱和导水率，即单位水势梯度下水的流量,非饱和流与饱和流的区别推动力非饱和流：基模势和重力势饱和流：重力势和压力势导水率饱和流：Ks对某一土壤为常数非饱和流：K(m)不是一个常数，是含水量或基质势的函数。含水量高，水势高则k值大，反之，水势低则k值小。若水分是连续的，则随着土壤含水量减少，k值逐渐降低；若是不连续的，则k值随着含水量降低后急剧下降。,基质势降低,K（m）,水汽运动的方式土壤中水汽运动的主要方式是扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动

30、。同时也有水汽凝结。扩散系数土壤低于大气。影响水汽压梯度的因素水汽压梯度是水汽扩散运动的主要推动力，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。白天由温度较高表层底层，利于防止蒸发；夜晚由温度较高底层表层，利于土壤回润。,3、土壤中的水汽运动Vapormovementinsoils,雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。入渗阶段渗吸和渗透过程地面供水，水自上而下垂直运动。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。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。,4、土壤水入渗、再分布和土面蒸发Infiltratio

31、n,seconddistributionandsurfaceevaporationofsoilwater,入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示，入渗能力取决于土壤的干湿度和孔隙状况。供水强度小，入渗速度主要取决于供水供水强度大，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力,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。,饱和层,延伸层,湿润层,湿润锋,含水量,土层深度,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

32、水所致，还与上、下层水的再分布有关。,土面蒸发条件有足够热量达到地面满足水的汽化热；水汽从地面移走；土壤水传导至地面。三个阶段大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段控制因素大气蒸发力。土壤导水率控制阶段控制因素土壤导水率。扩散控制阶段水分水气大气，蒸发量减小。,土壤植物大气连续体(SPAC)土壤水来源(收入)降水(P)，灌水(I)，上行水(U)土壤损失(支出)土面蒸发(E)，叶面蒸腾(T)，冠层截留(In)，地表径流(R)，下渗水(D)，计算时段初、末土体储水量之差W。土壤水分平衡：W=（P+I+U）（E+T+R+In+D）地区水量平衡：收入降水，支出地面径流和蒸散，即P=R+E+T,5、田间土壤水

33、分平衡Soilwaterbalanceinthefield,第六节土壤空气性质,Thegaseousconstituentsofsoilairarederivedlargelyfromtheatmosphere,therespirationandmetabolismofsoilorganisms,andfromtheevaporationofsoilmoisture.Soilairiscontinuouswiththeatmosphere,ensuresthefreemovementandexchangeofgases.,土壤空气来源：近地表大气土壤微生物的呼吸和代谢土壤水分的蒸发,一、土壤空

34、气的组成,Maindifferentbetweensoilairandatmosphere：CO2contentinsoilairwashigherthanthatinatmosphere.O2contentinsoilairwaslowerthanthatinatmosphere.Vaporcontentinsoilairwashigherthanthatinatmosphere.Soilairiscomposedofmorereducinggases.,土壤空气与大气组成的差别（volume%),soilaircontent(v%)=totalporosity(%)-soilwaterco

35、ntent(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含量减少，其含量相互消长。,Soilaircontent土壤空气含量,Soildepth,Content,CO2,O2,Themovementandexchangeofsoilgases,Thegasesmovealonggradientsofpartialpressure.Oxygenwilltendtomigratefromtheatmospherewhereitspartialpressurei

36、shighintothesoilwhereitislow.Carbondioxideandwatervapourwilltendtomigratefromthesoilintotheatmosphere.Movementofgasesmayoccurbydiffusion,massfloworindissolvedform.Thebalancebetweenlevelsofoxygenandcarbondioxideinsoilairdependslargelyontherateofrespirationofsoilorganismsandonthediffusivitycharacteris

37、ticsofthesoil.,二、土壤气体的运动和交换,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,Massflow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/)p,Qv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。,Diffusi

38、on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Ficklaw：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；“-”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

39、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气性微环境。,D=D0Sl/le,DiffusioncoefficientD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)。,Influencedfactorsofsoilairmovementandexchange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,土壤空气

40、与植物生长Effectofsoilaironplantgrowth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。,三、土壤空气与生态和环境的关系,土壤空气与种子萌发种子萌发，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

41、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Effectofsoilaironmicro-organismactivity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Relationshipbetweensoilairandgreenhousegasesinatmosphere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

42、。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)。,misssink未探明汇,四、土壤通气指标Indexofsoilaeration,土壤孔隙度Soilporosity,土壤呼吸强度Soilrespiratoryintensity,土壤中氧扩散速率,土壤氧化还原电位Soilredoxpotential,土壤通气量,一、土壤热量来源Sourcesofheat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。微生物分解有机

43、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Solarradiantenergy,生物热Biologicalheat,地热Undergroundheat,第七节土壤热性质,二、土壤表面的辐射平衡及影响因素Radiationbalanceonsoilsurfaceanditsinfluencefactors地面辐射平衡Radiationbalance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)(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

44、)-(I+H)+(G-E)=(I+H)(1-)-rI+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=E-G-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,Sun,I,G,E,r,H,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Influencefactors太阳的辐射强度Solarradiationintensity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。地面的反射率Reflectionratioofsoi

45、lsurface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Availableradiationofsurface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。,三、土壤的热量平衡Heatbalanceofsoil,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SoilheatbudgetS单位时间内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

46、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+Q,1、土壤热容量Heatcapacityofsoil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=Cpsoilbulkdensity,四、土壤热性质Soilheatproperties,Soilmineralparticle:mCv=1.9J/

47、cm3Soilorganicmatter:oCv=2.5J/cm3Soilwater:wCv=4.2J/cm3Soilair:aCv=1.2610-3J/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，气相最小；,Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2VwJ/(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

48、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Heatconductivityofsoil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Heatconductivityofdifferentsoilcompositi

49、onSoilsolidparticle土壤固体部分：8.410-32.510-2J/(cms)Soilwater土壤水：5.43910-35.85810-3J/(cms)Soilair土壤空气：2.30110-42.34310-4J/(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Importanceofheatconductivityofsoil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

50、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)；Cv土壤容积热容量(J/cm3),D=/Cv(cm2/s),3、土壤热扩散率Heatdiffusivityofsoil,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

51、/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增大更快一些，所以D反而逐渐减小。,Effectoftextureandwatercontentonheatdiffusivityofsoil,五、土壤温度Soiltemperature,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。,Soiltemperatureisacombinedresu

52、ltsofsolarradiationbalance,soilheatbalanceandsoilheatproperties.Soiltemperatureisanextremelydynamicproperty,varyingdiurnallyandseasonally,withtheeffectsbeingmostrapidandextremetowardsthesurface.,土温日变化DiurnalchangeofsoiltemperatureOnadiurnaltime-scale,soilsareheatedduringthedayandtheeffectgraduallyex

53、tendsdownwards.Atnightsoilscoolrapidlyatthesurfaceandheatistransferredupwardsfromwithinthesoil.,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。,6:0010:0014:0018:00,土温季节(年)变化Seasonalchangeofsoiltemperature,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

54、缩小，至520米深处，土温年变幅消失。,纬度,坡向,坡度,北半球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、西北依次递减，北坡最低。,北半球中纬度地区（30600）的南向坡，随着坡度增加，接受太阳辐射增加。,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。,土温的影响因素InfluencedfactorsofsoiltemperatureSoiltemperatureisinfluencedbyanumberofsoilproperties,inparticulartexture,moistureandorganiccon

55、tent,anditisalsoinfluencedbygeographicalcharacteristicsandsoilsurfacecharacteristics.,地面覆盖后既减少吸热，也减少散热。,海拔高度,土壤因素,地面覆盖,海拔增高，大气稀薄，透明度增加，散热快，土壤吸收热量增多，所以高山土温比气温高。由于高山气温低，地面裸露时，地面辐射增强，随着高度增加，土温比平地的低。,影响土温变化的土壤因素，包括土壤结构、质地、松紧度、颜色、湿度、地表状态及土壤水汽含量等。,土温测定SoiltemperaturedeterminationSoiltemperaturemustbemeasuredfrequentlyandatavarietyofdepths,andareusuallyrecordedelectronicallyusingaseriesofthermistorslinkedtoanautomaticrecorder.,