第五章土壤空气与热量
第五章 土壤空气与土壤热状况
（二）合理灌排,控制水分,调节气热
(一)合理灌溉,节约用水 (二)排除积水、通气增温 (三)通过灌排、通气调温
（三）精耕细作,蓄水保墒,通气调温
耕作不仅可以蓄水保墒,而且可以改善 土壤的通气性和温热状况。经常采用的 耕作措施有: 中耕 深翻 镇压
（四）降低土表蒸发,调节土壤 水气热状况
露水的形成
老师：露水是怎样形成的？并说出理由来。
学生回答到：
地球旋转不停，热得出汗，这就
是露水。
露水的形成
晴朗无云的夜间，地面热量散失很快，地 面气温迅速下降。温度降低，空气含水汽的能 力减小，大气低层的水汽就附在草上、树叶上 等，并凝成细小的水珠，即露水。 增加近地面空气的温度，又使水汽扩散， 露水也很难形成。 露水对农作物很有好处， 露水像雨一样，能滋润土壤起到帮助植物生长 的作用。
三 土壤通气状况与作物生长
(一)影响根系发育
大多数作物在通气良好的土壤中,根系 长、颜色浅、根毛多;缺O2土壤中的根系 则短而粗,颜色暗,根毛大量减少。 根系生长需要氧：氧浓度<9~10%，生 长受阻；<5%时，发育停止。
(二)影响根系吸收功能
通气不良时,根系呼吸作用减弱,吸收养 分和水分的功能降低,特别是抑制对K的 吸收,依次为Ca、Mg、N、P等。
2、土壤空气O2含量
比大气低，主要是因为根系和微生物 的呼吸作用需要消耗O2，OM的分解也会 消耗掉O2。
3、土壤空气相对湿度
比大气高。除表层干燥土壤外，土壤 空气湿度一般都在99%以上，处于水汽 饱和状态，而大气只有在多雨季节才接 近饱和。
4、还原性气体
土壤水、空气和热量教学文稿
第五章土壤水、空气和热量主要教学目标：学会分析土壤肥力要素水、气、热之间的关系。
由于土壤水分的重要作用，因此首先要求学生掌握土壤水的形态学观点和能量学观点。
在基本知识掌握的基础上，并能系统地处理土壤水、气、热三者的相互关系和调节措施。
主要内容：第一节土壤水的类型第二节土壤水分含量的表示方法第三节土壤水分能量的分析第四节土壤水分的管理与调节第五节土壤空气和热量第六节土壤水、气、热的相互关系第一节土壤水的类型土壤学中的土壤水是指在一个大气压下，在105℃条件下能从土壤中分离出来的水分。
土壤中液态水数量最多，对植物的生长关系最为密切。
液态水类型的划分是根据水分受力的不同来划分的，这是水分研究的形态学观点。
这一观点在农业、水利、气象等学科和生产中广泛应用。
一、吸湿水土壤颗粒从空气中吸收的汽态水分子。
从室外取土，放在室内风干若干时间后，表面上看似乎干燥了，但把土壤放在烘箱中烘烤，土壤重量会减轻；再放置到常温常压下，土壤重量又会增加，这表明土壤吸收了空气中的水汽分子。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力作用所引起的，一般来说，土壤中吸湿水的多少，取决于土壤颗粒表面积大小和空气相对湿度。
由于这种作用的力非常大，最大可达一万个大气压，所以植物不能利用此水，称之为紧束缚水。
二、膜状水土粒吸足了吸湿水后，还有剩余的吸引力，可吸引一部分液态水成水膜状附着在土粒表面，这种水分称为膜状水。
重力不能使膜状水移动，但其自身可从水膜较厚处向水膜较薄处移动，植物可以利用此水。
但由于这种水的移动非常缓慢（0.2—0.4mm/d），不能及时供给植物生长需要，植物可利用的数量很少。
当植物发生永久萎蔫时，往往还有相当多的膜状水。
三、毛管水当把一个很细的管子（毛细管）插入水中后，水分可以上升的较高于水平面，并保持在毛细管中。
毛管水：由于毛管力的作用而保持在土壤中的液态水。
毛管水可以有毛管力小的方向移向毛管力大的方向，毛管力的大小可用Laplace公式计算：P = 2T/r式中的P为毛管力，T为水的表面张力，r为毛管半径。
土壤空气、土壤热量及水气热调节
2.4.2.2 土壤空气整体交换（soil air exchange） 亦称土壤气体的整体流动，是指由于土壤空气与 大气之间存在总的压力梯度而引起的气体交换，是土体 内外部分气体的整体相互流动。 影响因素：温度、气压、刮风、降雨和灌溉。 土壤空气的整体交换方式是暂时的，土壤中气体扩 散是持续的。 气体扩散是土壤中气体交换的主要方式。
Q = E －Q1 － Q2 － Q3 式中：Q 为用于土壤增温的热量
E 为土壤表面获得的太阳辐射能
Q1 为地表辐射所损失的热量
Q2 为土壤水分蒸发所消耗的热量
Q3为其它方面消耗的热量
18/42
19/42
2.5.2 土壤的热特性 2.5.2.1 土壤热容量（soil heat capacity） 土壤热容量是指单位容积或单位质量的土壤在温度 升高或降低1℃时所吸收或放出的热量。 容积热容量是指每1cm3土壤增、降温1℃时所需要吸 收或释放的热量，用Cv表示，单位为J·cm-3·K-1. 质量热容量也称比热，是指每克土壤增、降温1℃时 所需吸收或释放的热量，用c表示, 单位为J·g-1·K-1。 Cv = c×d（式中d为土壤容重）。
土壤导热率随水分的增加而逐渐加大。但不同质地， 导热率增大的情况有所不同。
24/42
质地粗的土壤，不需要很多水就能在土粒接触处 形成水膜和水环，使热量易于通过。所以砂质土在最 初供水时，导热率就显著增加；以后再供水，则导热 率很快达最高值，此后再增加水对导热率就没有多大 影响了。
粘质土在最初供水时，导热率增加不多，（因其 比表面大，需要更多的水才能在土粒表面形成水膜和 水环），继续供水，土壤导热率才显著增加。
项目 对照 自然含水量 9.90
化肥 11.76
猪粪 15.08
刘春生版《土壤肥料学》第五章-土壤空气和温度-思考题解析
刘春生版《土壤肥料学》1、土壤空气更新的方式及其影响因素有哪些？土壤空气更新的方式是对流和扩散。
土壤空气的对流是指土壤与大气间由总压力梯度驱动气体的整体流动。
也称为质流。
土壤空气的扩散是指在分压梯度的驱动下，使CO2不断从土壤中向大气扩散，O2不断从大气向土壤扩散的现象。
一般认为扩散作用是土壤空气与大气进行交换的主要机制。
其影响因素有：气压、温度、降水或灌溉、耕作、镇压以及土壤表面的风力等因素。
2、与大气相比，土壤空气的组成有哪些特点？土壤空气的组成与大气的组成基本相似，但某些气体含量有明显差异。
土壤空气主要来自近地面的大气，少量是土壤是生物、生物化学和化学过程产生的气体。
土壤空气的组成特点有：土壤空气中CO2含量通常比大气高数倍至数十倍；土壤空气中的O2浓度低于大气；土壤空气中水汽含量高于大气；土壤空气中还原性气体浓度高于大气；土壤空气成分随时空而变化。
3、土壤空气和温度对植物生长有何影响？如何调控？（1）土壤空气对植物生长的何影响：土壤通气性能的好坏，直接影响土壤肥力的有效利用，进而影响作物生长。
土壤通气不良，则氧气不足，将抑制作物根系的呼吸作用，进而削弱根系吸收水肥的功能。
土壤的通透性与水有直接关系，水又是影响土壤肥力的主要因素之一。
土壤的通气状况对土壤中微生物的影响。
在通气不良的情况下，嫌气性微生物占优势，有机质分解速度变慢，释放有效养分少，同时形成一些对作物有害的物质如硫化氢，低价铁锰和有机酸等。
其调控措施：人工划锄、中耕等；增施有机肥，如腐熟的动物粪便，作物秸秆等；增施微生物菌肥。
（2）土壤温度对植物生长的影响：影响植物种子萌发、植物根系生长、植物营养生长和生殖生长、土壤微生物的活动。
其调控措施：在农业生产中，土壤温度的调节通常是通过合理耕作、覆盖、灌溉和排水、应用增温保墒腐蚀剂等农业技术措施进行的。
4、影响土壤温度的因素有哪些？影响土壤温度最重要的因子是太阳辐射量。
随着地理位置、地形、季节、昼夜等变化，太阳辐射的条件不同，土壤温度也不同。
第五章 土壤空气与热状况
4、对土壤热特性的影响因素：固、液、气三相物质比例 由下表可见，土壤水分热容量最大，土壤空气最小，而 矿质土粒和土壤有机质介于两者之间，而固体是相对稳 定的，则主要取决于土壤水分和土壤空气的含量。 所以，粘土：水分含量较高，早春季节解冻迟，土壤回 升慢，为冷性土； 砂土：水分含量低，早春土温回升快，为热性土。
三、土壤通气性（soil aeration） 土壤通气性（土壤透气性）：指土壤空气与近地层大气进行气
体交换以及土体内部允许气体扩散和流动的性能。
土壤通气性影响多种生物的生命活动，各种有机物质转化的化
学过程，根际呼吸，种子萌发，土壤病虫害的发生。
土壤通气产生的机制：
（一）、土壤空气扩散（Soil air diffusion） 指某种气体成分由于分压梯度与大气不同而产生的移动。它是 土壤空气与大气间进行交换的主要因素，原理服从气体扩散 公式： F＝－D· dc/dx F：单位时间气体扩散通过单位面积的数量； Dc/dx：气体浓度梯度或气体分压梯度； D：扩散系数，负号表示其从气体分压高向低扩散。
2、土壤水分调节：
减少土壤水分的损失；增加作物对降雨，灌溉水及土壤中 原有贮水的有效利用，同时包括对多余水分的排除等， 措施如下： （1）控制地表径流，增加土壤水分入渗；
合理耕翻：创造疏松的耕作层，保持土壤适当的透水性 以吸收更多的降雨和减少地表径流损失。 等高种植，建立水平梯田：改造地形，平整土地，减少 水土流失，梯田层层蓄水，坎地节节拦蓄 改良表土质地结构：增加土壤孔隙度，使蓄墒能力增强。
第二节
一、土壤热来源与平衡
土壤热状况
（一）土壤热来源
1、太阳辐射（solar radiation） 与所处的纬度有关，随纬度的提高，接受辐射减少；
第五章土壤水、热、气、肥及其相互关系
1.3.1.1吸湿水: 干燥的土粒由于分子引力和静电引力的 存在而从空气中吸收水份的性质称为吸 湿性，所紧密吸附的水分就称为吸湿水. 特点: <1>.吸湿水的数量与大气温、湿度有关, 大 气温度愈低、湿度愈大, 吸湿量愈大; 也与质地有关,质地愈重,吸湿性愈强,吸 湿量也愈大.
<2>.吸湿水受土粒引力极大{31～10000个大气 压},无溶解力,不导电,在土壤中不能自由运动, 与土粒作整体运动. 同时,植物根系的根吸力一般只有10～20个大 气压,所以吸湿水不能被一般植物吸收利用.
年变化 － （太阳辐射能的季节变化） 呈现两个阶段, 升温阶段, 2~7月; 降温阶段, 8~1月; 最高温7月, 最低温1月. 随土层加深年变幅也减小, 在5~20米处消 失.
影响土温的因素： 一切影响土壤热量收入或支出的因素最终都将 影响土壤温度的高低, 可分为环境因素和土壤 内部因素两大类. 环境因素: a. 土壤所处的纬度 随着纬度的增加, 太阳入射角减小, 单位面积土 壤得到的太阳辐射能减少, 故纬度越高, 土温越 低.
第 五 章 土壤水、热、气、 肥及其相互关系
土壤水、热、气、肥4大因素 ：
各有其独立的运动发展变化规律 各自与环境状况息息相关 共存于土壤体系中，相互联系、相 互制约的。
第 一 节
土壤热性质
1- 土壤的热量来源 土壤热量主要来自4个方面，太阳辐射能、地热、 生物热和化学热。 1-1 太阳辐射： 任何物体，温度高于绝对零度 (－273 ℃) 时, 都要以电磁波的方式向外辐射能量。 太阳表面温度高达6000 ℃, 它要以电磁波 的方式向外辐射大量能量, 这种能量是土壤热 量的主要来源, 一般每cm2每分钟可得到1.9 卡 的热量.
土壤水分、空气和热量
土壤水分、空气和热量
1.1土壤水分
土
1、吸湿水（紧束缚水）
壤
水
2、膜状水（松束缚水）
的 类
3、毛管水
型
4、重力水和地下水土壤ຫໍສະໝຸດ 分、空气和热量1.1土壤水分
1.土粒2.吸湿水 3.膜状水4.移动的毛管水 5.空气孔隙
土壤水分、空气和热量
1.2土壤空气
气体 近地表大气
土壤空气与大气组成差异
O2(%) 20.94
CO2(%) 0.03
N2 (%) 78.05
其它气体(%) 0.98
土壤空气 18.0～20.03 0.15～0.65 78.8～80.24
0.98
1、土壤空气中O2的含量低于大气，而CO2含量高于大气。 2、土壤空气中的水汽含量高于大气。 3、土壤空气中又是含有少量还原性气体。
土壤水分、空气和热量
1.3土壤热量状况
土壤水分、空气和热量
1.3土壤热量状况
图6-5 干燥土壤热传导示意图
图6-6 湿润土壤热传导示意图
园林植物生长与环境
土壤学重点
土壤学重点概括土壤圈：是地球表层系统中处于四大圈（气、水、生物、岩石）交界面上最富有生命活力的土壤连续体或覆盖体。
土壤矿物质1.原生矿物: 指那些经过不同程度的物理风化，未改变化学组成和结晶结构的原始成岩矿物。
2.次生矿物:次生矿物是由原生矿物分解转化而成。
3.硅氧四面体（简称四面体）是由1 个硅离子和4 个氧离子所构成。
4.铝氧八面体（简称八面体）是由1 个铝离子6 个氧离子（或氢氧离子）所构成。
5. 1:1型单位晶层:（代表物为高岭石）由一个硅片和一个铝片构成。
硅片顶端的活性氧与铝片底层的活性氧通过共用的方式形成单位晶层。
这样1:1型层状铝硅酸盐的单位晶层有两个不同的层面，一个是由具有六角形孔穴的氧原子层面，一个是由氢氧构成的层面。
6. 2:1型单位晶层：（代表物为蒙脱石蛭石膨胀型，云母伊利石非膨胀型）由两个硅片夹一个铝片构成。
两个硅片顶端的氧都向着铝片，铝片上下两层氧分别与硅片通过共用顶端氧的方式形成单位晶层。
这样2:1型层状硅酸盐的单位晶层的两个层面都是氧原子面。
7. 2:1:1型单位晶层：（代表物为绿泥石）在2:1单位晶层的基础上多了一个八面体片水镁片或水铝片，这样2:1:1型单位晶层由两个硅片、一个铝片和一个镁片（或铝片）构成。
8. 同晶替换: 是指组成矿物的中心离子被电性相同、大小相近的离子所替代而晶格构造保持不变的现象。
9.硅酸盐粘土矿物的种类及一般特性高岭组(1）1:1型的晶层结构（2）无膨胀性（3）电荷数量少（4）胶体特性较弱蒙蛭组（1）2:1型的晶层结构（2）胀缩性大（3）电荷数量大（4）胶体特性突出水化云母组（1）2:1型晶层结构（2）无膨胀性（3）电荷数量较大（4）胶体特性绿泥石组（1）2:1:1型晶层结构（2）同晶替代较普遍（3）颗粒较小10.非硅酸盐粘土矿物氧化铁：着生矿物氧化铝：产酸的主要来源水铝英石、氧化硅：土壤中最不容易风化的粘土矿物。
我所在的地区为长江中下游平原，为水云母—蛭石—高岭区。
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第三节
一、土壤热容量
土壤热性质
重量热容量(C)：指单位重量土壤温度升高1℃所需的热量(卡/
克· ℃或J/g· ℃ )。
容积热容量(Cv)：指单位容积的土壤温度升高1℃所需的热量(卡 /立方厘米· ℃或J/cm3· ℃ )。
单位体积土壤质量
Cv=C×土壤容重(ρ土)
一般矿质土粒C为0.71 J/g· ℃, ρ为 2.65 则mCv=0.71×2.65=1.9 J/cm3· ℃ 有机质C为1.9 J/g· ℃, ρ为1.3 则OCv=1.9×1.3=2.5 J/cm3· ℃ 土壤水C或wCv均为4.2 土壤空气aCv=1.26×10-3 J/cm3· ℃
土壤热量 土壤不同组分的热容量
土壤组成物质
重量热容量 [J/（g· ℃）]
容积热容量 [J/（cm3· ℃）]
粗石英砂 高岭石 石灰 腐殖质 土壤空气 土壤水分
0.745 0.975 0.895 1.996 1.004 4.184
2.163 2.410 2.435 2.525 1.255×10-3 4.184
第一节 土壤空气
一、土壤空气组成
表6－1
气体 近地表大气 土壤空气
土壤空气与大气组成差异
O2(%) 20.94 18.0～20.03 CO2(%) 0.038 0.15～0.65 N2 (%) 78.05 78.8～80.24 其它气体(%) 0.98 0.98
土壤空气与近地表大气组成，主要差别： （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 。
土壤组成分 石英 导热率〔J/(cm2· s· ℃)〕 4.427×10－2
湿砂粒
干砂粒 泥炭 腐殖质 土壤水 土壤空气
1.674×10－2
1.674×10－3 6.276×10－4 1.255×10－2 5.021×10－3 2.092×10－4
第一节 土壤空气
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。 2、增大土壤导热率的意义
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。
qd=－(D/B) (dp/dx) B为分压梯度与浓度的比值
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，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
第一节 土壤空气
二、土壤空气的运动
如果没有土壤通气性，土壤空气中的氧在很短时期内就可能被全部耗竭。
土壤与大气进行交换的机制有二:
一是个别成份的分压梯度产生的---扩散 二是土壤与大气间由总压力梯度造成的整体交流
1、土壤空气的对流(整体交流) 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 低压区。
生物热 微生物分解有机质过程是放热过程。对大田影响微乎 其微，在保护地的栽培和早春育秧中，施用有机肥并添加 热性物质，如大量施用 半腐熟的马粪等，可促进植物生 长或幼苗早发快长。 3 地热 地壳传热能力差，对土壤温度影响极小（54卡/ 年.CM2），一般可忽略不计。地热是一种能源
二、土壤表面的辐射平衡及影响因素 1、地面辐射平衡 支出 收入
土壤空气的组成不是固定不变的，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
随着土壤深度增加，土壤空气中CO2含量增加，O2含 量减少 覆膜比露地CO2浓度高, O2含量减少
P127 图6-4,质地的区别
因为前期含水量增加，λ和Cv都增大，但后期土壤含水量增大，
虽然λ增大，但Cv增大更快一些，所以D反而逐渐减小。
第四节
一、土壤温度年变化
表 层
土壤温度
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5～25米深处，土温 年变幅消失,纬度不同有区别。
太阳直接短波辐射(I) 天空(大气)短波辐射(H) 地面短波反射(I+H)×α 地面长波辐射 E
第二节
土壤热量
逆辐射(长波辐射) (G)
I+H-投入地面的太阳总短波辐射(环球辐射） (I+H)×α-被地面反射出的短波辐射，(α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； 以R代表地面辐射能的总收入减去总支出的平衡差值
气相扩散
作用
通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤间的气体交流
液相扩散 通过不同厚度水膜的扩散(溶解后扩散,CO2快过O2)
两种扩散都可以用费克(Fick)定律表示：
qd =Ddc/dx
第一节 土壤空气
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)
Cv=mCv· Vm+OCv· Vo+wCv· Vw+aCv· Va
式中：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 空气在单位体积土壤中所占的体积比。 气体的热容量可忽略，公式可简化为： Cv=1.9Vm+2.5Vo+4.2Vw [J/(cm3· ℃) ] 二、土壤导热率 1、概念 导热性--土壤具有的将所吸热量传到邻近土层的性质。 导热率λ-- 单位厚度(1cm)土层，温差1℃，每秒经单位断 面(1cm2)通过的热量卡数或焦耳数。
三、影响土温变化的因素
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
3
土壤透水性 土壤氧化还原电位
4
第二节
土壤温度的重要性
土壤热量
土壤的热状况直接反映在土壤温度上。土壤温度影响到土
壤的形成和形状及植物的生育，在一定温度范围内，土壤
温度越高，植物生长越快。
如种子萌发
根系的生长 作物的生理过程 营养生长和生殖生长
一、土壤热量来源
1 2 太阳辐射能 土壤热量的最根本来源。太阳常数1368w/m2 。
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。 据右图，设太阳辐射 能有 47% 到地面，蒸腾消 耗占 23% ，长波净辐射占 14%，对流传导占10%。
土壤收支平衡表示式
第二节
土壤热量
式中： S=R±P±LE+B S-单位时间内土壤实际获得或失掉的热量； R-辐射平衡；（教材前后没呼应）
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；
B—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，白天热量平衡方程计算出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，
第一节 土壤空气
D=D0· S· l/le
式中： 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。 同一土壤,不同的气体D也不同,如O2约为CO2的1.25倍
补充:土壤通气指标
1
第一节 土壤空气
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%。使土壤有一定保水能力又可透水 通气。 土壤呼吸强度 单位时间通过单位断面（或单位土重）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。
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。
海拔高度：海拔越高，空气密度，水汽，尘埃都少，逆辐射 少 地表特征：起伏地面大于平滑地面
地面覆盖可减少有效辐射（减少了热量吸收） 晚上土壤降温主要原因是有效辐射造成的，喷雾，熏烟可防 止晴天无云的晚上温度过降
第二节
土壤热量
三、土壤热量平衡
Q / AT (t1 t2 ) / d
Qd AT ( t1 t2 )
Q为传递的热量 A为面积 T为时间,Q/AT表示单位时间,通过单 位面积的热量. t1 和t2为土壤两端的温度,d为土层厚度 (t1-t2)/d为温度梯度 其单位为J/(cm.s. ℃)
土壤中固体的导热率最大,8.4×10-3～2.5×10-2, 水其次,约为5×10-3,空气最小2×10-4,平均水是空气的 25倍,固体部分是空气的100倍.对一个土壤,固体部分变 化不大,调水是调节导热率的措施 。 增水,一是增加C,使土温变化缓慢,二是增加导热率,
⑵ 地面的反射率
太阳的入射角越大，反射率越低，反之越大。土壤的颜色、粗糙程 度、含水状况，植被及其他覆盖物等都影响反射率。