土壤与环境的空气交换.ppt

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含量减少，其含量相互消长。,Soil air content 土壤空气含量,Soil depth,Content,CO2,O2,土壤空气与大气组成的差别 （volume%),2、组成,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,Mass 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/)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。,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气性微环境。,D=D0Sl/le,Diffusion 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 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Eh,Eh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：400700mV 700mV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 100200mV 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，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、N 2、P 由氧化态到还原态 有效性提高 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 Relationship 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) (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,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 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。 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+Q,1、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 density,二、土壤热性质 Soil heat properties,Soil mineral particle: mCv=1.9 J/cm3 Soil organic matter: oCv=2.5 J/cm3 Soil water: wCv=4.2 J/cm3 Soil 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，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) ； 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 soil,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 heated 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,土温季节(年)变化 Seasonal change of soil temperature 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。,纬度,坡向,坡度,北半球南坡接受太阳