第五章土壤空气和热量状况
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第五章 土壤空气和热量状况
Subtitle
soil
第一节 土壤空气
一、 土壤空气的组成和特点 二、 土壤通气性 三、土壤空气与作物生长及土壤肥力的关系
一、土壤空气的组成和特点 土壤空气与大气组成很相似，但也存在差异（表5一1）
表5一1 土壤空气与大气组成的比较（容积％）
气体成分 近地面大气 土壤空气
99％的太阳能包含在0.3-
4.0微米的波长内，这一范围 的波长通常称为短波辐射。
当太阳辐射通过大气层时， a
HI
其热量一部分被大气吸收散
E
射，一部分被云层和地面反
射，土壤吸收其中的一少部
分。
2、生物热
土壤微生物在分解有机质的过程中常放出一定的 热量，一部分被微生物自身利用，而大部分可用来提 高土温。据估算，含有机质４％的土壤，每英亩耕层 有机质的潜能为6.28×109～6.99×109KJ，相当于 20～50t无烟煤的热量。
它的重要性在于通过和大气的交流，不断更新 其组成，并使土体内部各部分的气体组成趋向均一。
（二）土壤通气性的机制
交换的机制有两种：即气体的对流和扩散。其中 气体的扩散是主要的。
1．对流
对流又称质流，是指土壤空气与大气之间由总压力 梯度推动的气体的整体流动。
它使气流总质量由高压区向低压区运动。对流过 程主要是受温度、气压、风、降雨或灌水的挤压作用 等的影响而产生的。
（ 二）影响根系的生长发育和吸收功能 并且当通气不良时，根系呼吸作用减弱，吸收养分和 水分的功能降低，特别对K的吸收功能影响最大，依次为 Ca、Mg、N、P等。 （三）影响土壤微生物活性和养分状况 影响作物生长的土壤环境状况。在此所指的土壤环境 状况主要包括土壤的氧化还原状况 和土壤中有毒物质的
第二节 土壤热量状况 一、土壤热量的来源和平衡 二、土壤的热性质 三、土壤温度状况
二是微生物分解有机质时产生大量C02； 三是土壤中的碳酸盐遇无机酸或有机酸的作用亦 可产生C02。
一般情况前两种原因是主要的。如果土壤积水而通 气聚不起良来， ，或 其施 浓用 度大 可量增新加鲜到绿1％肥以，上则。土壤空气中的C02积
（二）土壤空气中02含量低于大气 （三）土壤空气中的水汽含量高于大气
E
或增加的量；
Ｒ—为土面与土壤下层之间的热交换量。
白天太阳辐射能被土壤吸收后便变成热能，土表温度上升， Ｓ为正值，并将热量传给邻近的空气层及下层土壤；
在夜间，Ｓ为负值，土表由于向外辐射不断损失热量，温 度低于邻近的空气层及下层土壤，从空气层及下层土壤有热量 输送至地表。在农业生产上，常用中耕松土、覆盖地面、设置 风障、塑料大棚等措施以调节土壤温度。
二、土壤的热性质
土壤温度的变化，一方面受热源的制约，即外界环境条 件的影响。 另一方面则主要决定于土壤本身的热特性。
(一) 土壤热容量
热容量是指单位重量（质量）或单位容积的土壤， 当温度增加或减少1℃时所需要吸收或放出的热量。土 壤热容量有两种表示方法。
单位重量（质量）的土壤每增减1℃所需要吸收或 放出的热量，称为重量（质量）热容量，也叫土壤比 热。用Ｃ表示，单位是J／（g.℃）。
至于土壤空气，由于热容量很小，虽然也是易变因 素，但影响甚微。所以土壤湿度愈大，土壤热容量就 愈大，增温慢，降温也慢；反之，土壤愈干燥，则土 壤热容量也愈小，增温快，降温也快。
(二) 土壤导热性
土壤从温度较高的土层向温度较低的土层传导 热量的性能，称为导热性，用导热率来衡量。
土壤导热率是指单位厚度（1cm）的土层，两 端温度相差1℃时，每秒钟通过单位断面（1cm2 ） 热量的焦耳数。一般用λ表示，其单位是 J/cm.s.℃。
表5—5 各种作物根系生长的适宜土壤温度
作物种 小 麦 玉 米 棉 花 甘 薯 豆 类 水 稻 类 土 温 12-16 24-28 25-35 18-19 22-26 30-35 （℃）
单位面积上每单位时间内垂直通过的热量叫热通 量，以R表示之，单位为J/（cm2.min），它是热交 换量的总指标。
土壤的热量平衡是指土壤热量在一年中的收支情 况，可以用下式表示：
Ｓ=Ｑ±Ｐ±ＬE±Ｒ
Ｓ=Ｑ±Ｐ±ＬE±Ｒ
Ｓ—土壤表面在单位时间内实际获得或失掉的热量； Ｑ—辐射平衡； Ｐ—土壤与大气层之间的湍流交换量； Ｌ 一水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失
2．土壤特性对土砂性土，早春表土增温快，群众称为 “热性土”；粘性土群众称为“冷性土”。
土壤松紧与孔隙状况： 疏松多孔的土壤，导热率低，表层土温上
升快；当表土紧实，孔隙少，导热率高，土温上 升慢。
（二）土壤温度的变化规律
1．土壤温度的日变化 土温随昼夜发生的周期变化称为土温日变化。 从表层几厘米的土温来看，早晨自日出开始，土
容积热容量 （J/cm3℃）
1.255×10-3 4.184 2.515 2.163 2.410 2.435 —
土壤是由固液气三相物质组成的，所以土壤热容量 的大小决定于其固液气三相物质的组成比例。从表4～ 9可以看出，土壤中固、液、气三相组成的热容量有很 大差异，其中土壤水分的容积热容量最大，空气最小， 土壤中固体颗粒的容积热容量则介于两者之间。因此 土壤含水量对土壤热容量的大小起着决定性的作用。
DS表示气体在该介质（土壤）中的扩散系数，具体 代表气体在单位分压梯度下（或单位浓度梯度下）， 单位时间通过单位面积土体剖面的气体量。
散物C质表的示质某量种）气；体（02或C02）的浓度（单位容积扩
x表示扩散距离；
dc/dx表示浓度梯度。
三、土壤空气与作物生长及土壤肥力的关系 （一）影响种子萌发
缺02会影响种籽内物质的转化和代谢活动，同时有 机质嫌气分解所产生的醛类和有机酸等物质，能抑制多 种植物种子的发芽。
土壤温度的日变化
四、土壤温度与作物生长及 土壤肥力的关系
（一）土温影响作物种子发牙出苗
作物种子萌发要求有一定的土温。各种作物种子 萌发的平均土温是不同的，如小麦、大麦和燕麦为 1～2℃；谷子6～8℃；玉米10～12℃；棉花、水稻、 花生则需12～14℃。
(二)土温影响作物根系生长
一般作物在0℃以下根系不能发育，2～4℃时开始 生长，10℃以上生长活跃，超过30℃时，根系生长则 受到阻碍。不同作物根系生长最适土温不同（表5—5）
单位容积的土壤每增减1℃所需要吸收或放出的热量， 称为容积热容量，用ＣＶ表示，单位是Ｊ/（Cm3.℃）
其关系是ＣＶ=Ｃ×ρ。ρ是土壤容重。
表5—3
土壤组成分
土壤空气 土壤水分
腐殖质 粗石英砂
高岭石 石灰 Fe2O3 Al２O３
土壤组成物质的热容量
重量热容量（J／g·℃）
1.004 4.184 1.996 0.745 0.975 0.895 0.682 0.908
温逐渐升高，下午2点左右达到最高，最低温度在 凌晨5～6点。白天表层土温高于底层，夜间相反。
2． 土壤温度的年变化
土温随一年四季发生的周期变化称为土温年变化。
土温和四季气温变化类似，通常全年表土最低温 度出现在1～2月，最高温度出现在7～8月。
随着土层深度的增加，土温的年变幅逐渐减小以 致不变，最高、最低气温出现的时间也逐渐推迟。
氧气
二氧化碳
20.99
0.03
18.00-20.03 0.15-0.65
氮气 78.05
78.08-80.24
惰性气体 0.9389
—
表5一2 覆膜和裸露棉田土壤空气含量(%)
深度
/cm
0 5 10 15 20 30 50 平均
覆膜
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
－
－ 0.915 －
0.158 20.497 1.006 20.439
（四）土壤空气中有时含有少量还原性气体 （五）土壤空气成分随时间和空间而变化
C02含量随土层加深而增加，02则随土层加 深而减少。在耕层土壤中，C02含量以冬季最少， 夏季含量最高；降雨或灌水后，C02含量有所减 少，02含量有所增加。
二、土壤通气性
(一) 土壤通气性的重要性
土壤通气性是泛指土壤空气与大气进行交换以及 土体内部允许气体扩散和流通的性能。
0.402 20.198 1.281 19.873
0.269 20.329 0.847 20.022
土壤空气与大气组成的主要差别
(一)土壤空气中C02含量高于大气
土壤空气中的C02含量通常比大气高五至数十倍， 甚至百倍以上。主要原因有三：
一 是 植 物 根 系 呼 吸 产 生 大 量 C02 ， 如 每 亩 麦 地 （20万株），一昼夜放出的C02量约有4升.
露地
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
－ 0.056 0.056 －
0.70 20.649 0.211 20.653
0.104 20.513 0.279 20.668
0.134 20.857 0.385 20.506
0.150 20.121 0.406 20.634
0.313 20.181 1.157 20.362
3、地球内热
全年每平方厘米地面从地球内部获得的热量总共 不超过226J，比太阳常数小十余万倍。对土壤温度 的影响很小。但在一些地热异常区，如温泉附近，这 一因素则不可忽视。
(二)土壤热量平衡
土壤表面吸收太阳辐射热后，大部分消耗于土壤水 分蒸发与大气之间的湍流热交换上，另一小部分被生 物活动所消耗，只有很少部分通过热交换传导至土壤 下层。
干砂粒
1.674 ×10-3
由此可见，在土壤三相组成中，空气的导热率最低，
水的导热率居中，土壤矿物质的导热率最大。虽然矿物 质导热率最大，但它是相对稳定而不易变化的。水和空 气虽然导热率小于矿物质，但土壤中的水、气总是处于 变动状态。因此土壤导热率的大小主要决定于土壤孔隙 和含水量的多少。
三、土壤温度状况
从物理学可知，土壤导热率的大小，同样也决 定于土壤固、液、气三相组成分及其比例。土壤不 同组成分导热率列于表5～4.
表5一4 土壤不同组成分的导热率（J/cm.s.℃）
土壤组 成分 导热率
土壤空气
2.092× 10-4
土壤水分
5.021 ×10-3
腐殖质
1.255 ×10-2
石 英 湿砂粒
4.427 1.674 ×10-2 ×10-2
(一)影响土壤温度的因素
1、环境因素对土壤热状况的影响
纬度：高纬度地区太阳照射倾斜度大，地面接受 太阳辐射能少，因此土壤温度一般低于低纬度地区。 土温亦随海拔高度的升高而降低。山区低于平地。
坡向：与阳光照射时间有关，在北半球南坡照射 时间长，受热多，土壤温度高于北坡。
地面覆盖：地面有覆盖时，可阻止太阳直接照射， 同时也可减少地面因蒸发而损失热能，土温变化较 小。秸秆覆盖冬季利于保温，夏季利于降温。地膜 覆盖则是早春增温、保墒的重要措施。 。
土壤空气中02的分压总是低于大气，C02 的分压总是高于大气，所以02从大气向土壤扩 散，C02从土壤向大气扩散。二者之间不断的 气体扩散交换，使土壤空气得到更新，这个过
程也称为土壤的呼吸过程。
土壤中气体的扩散过程同样可以用费克（FicK）
定律表示： 即
dc q DS dx
式中，q表示扩散通量（单位时间通过单位面积扩散 的质量）；
0.420 20.397 1.060 20.275
0.250 20.486 0.865 19.953
0.483 20.478 1.348 20.060
0.573 19.865 1.159 20.005
0.922 19.929 1.520 19.698
0.615 20.124 1.268 19.953
一、土壤热量的来源和平衡
（一）土壤热量的来源
1、太阳辐射能
地球表面所获得的平均太阳辐射强度（指垂直于太 阳光下1cm2的黑体表面在1分钟内所吸收的辐射能，） 为8.148J／cm2／min，此值也称为太阳常数。由于大 气层的吸收和散射，实际到达地面的辐射量仅为上述数 值的43％左右。
太阳的辐射能
垂直于太阳光下一平方厘 米的黑体表面在一分钟内吸 收的辐射能常数），称作太 阳常数，一般为1.9k/cm2/min。
土壤空气对流可用以下方程式描述：
qV=－（ｋ／η）▽ｐ 式中qV是空气的容积对流量（单位时间通过单位 横截面积的空气容积）；ｋ为通气孔隙透气率；η土 壤空气的粘滞度；▽ｐ土壤空气压力的三维梯度。
2、气体扩散
气体扩散是气体交换的主要方式。气体扩散 是指气体分子由浓度大（分压大）处向浓度小 （分压小）处的移动。
Subtitle
soil
第一节 土壤空气
一、 土壤空气的组成和特点 二、 土壤通气性 三、土壤空气与作物生长及土壤肥力的关系
一、土壤空气的组成和特点 土壤空气与大气组成很相似，但也存在差异（表5一1）
表5一1 土壤空气与大气组成的比较（容积％）
气体成分 近地面大气 土壤空气
99％的太阳能包含在0.3-
4.0微米的波长内，这一范围 的波长通常称为短波辐射。
当太阳辐射通过大气层时， a
HI
其热量一部分被大气吸收散
E
射，一部分被云层和地面反
射，土壤吸收其中的一少部
分。
2、生物热
土壤微生物在分解有机质的过程中常放出一定的 热量，一部分被微生物自身利用，而大部分可用来提 高土温。据估算，含有机质４％的土壤，每英亩耕层 有机质的潜能为6.28×109～6.99×109KJ，相当于 20～50t无烟煤的热量。
它的重要性在于通过和大气的交流，不断更新 其组成，并使土体内部各部分的气体组成趋向均一。
（二）土壤通气性的机制
交换的机制有两种：即气体的对流和扩散。其中 气体的扩散是主要的。
1．对流
对流又称质流，是指土壤空气与大气之间由总压力 梯度推动的气体的整体流动。
它使气流总质量由高压区向低压区运动。对流过 程主要是受温度、气压、风、降雨或灌水的挤压作用 等的影响而产生的。
（ 二）影响根系的生长发育和吸收功能 并且当通气不良时，根系呼吸作用减弱，吸收养分和 水分的功能降低，特别对K的吸收功能影响最大，依次为 Ca、Mg、N、P等。 （三）影响土壤微生物活性和养分状况 影响作物生长的土壤环境状况。在此所指的土壤环境 状况主要包括土壤的氧化还原状况 和土壤中有毒物质的
第二节 土壤热量状况 一、土壤热量的来源和平衡 二、土壤的热性质 三、土壤温度状况
二是微生物分解有机质时产生大量C02； 三是土壤中的碳酸盐遇无机酸或有机酸的作用亦 可产生C02。
一般情况前两种原因是主要的。如果土壤积水而通 气聚不起良来， ，或 其施 浓用 度大 可量增新加鲜到绿1％肥以，上则。土壤空气中的C02积
（二）土壤空气中02含量低于大气 （三）土壤空气中的水汽含量高于大气
E
或增加的量；
Ｒ—为土面与土壤下层之间的热交换量。
白天太阳辐射能被土壤吸收后便变成热能，土表温度上升， Ｓ为正值，并将热量传给邻近的空气层及下层土壤；
在夜间，Ｓ为负值，土表由于向外辐射不断损失热量，温 度低于邻近的空气层及下层土壤，从空气层及下层土壤有热量 输送至地表。在农业生产上，常用中耕松土、覆盖地面、设置 风障、塑料大棚等措施以调节土壤温度。
二、土壤的热性质
土壤温度的变化，一方面受热源的制约，即外界环境条 件的影响。 另一方面则主要决定于土壤本身的热特性。
(一) 土壤热容量
热容量是指单位重量（质量）或单位容积的土壤， 当温度增加或减少1℃时所需要吸收或放出的热量。土 壤热容量有两种表示方法。
单位重量（质量）的土壤每增减1℃所需要吸收或 放出的热量，称为重量（质量）热容量，也叫土壤比 热。用Ｃ表示，单位是J／（g.℃）。
至于土壤空气，由于热容量很小，虽然也是易变因 素，但影响甚微。所以土壤湿度愈大，土壤热容量就 愈大，增温慢，降温也慢；反之，土壤愈干燥，则土 壤热容量也愈小，增温快，降温也快。
(二) 土壤导热性
土壤从温度较高的土层向温度较低的土层传导 热量的性能，称为导热性，用导热率来衡量。
土壤导热率是指单位厚度（1cm）的土层，两 端温度相差1℃时，每秒钟通过单位断面（1cm2 ） 热量的焦耳数。一般用λ表示，其单位是 J/cm.s.℃。
表5—5 各种作物根系生长的适宜土壤温度
作物种 小 麦 玉 米 棉 花 甘 薯 豆 类 水 稻 类 土 温 12-16 24-28 25-35 18-19 22-26 30-35 （℃）
单位面积上每单位时间内垂直通过的热量叫热通 量，以R表示之，单位为J/（cm2.min），它是热交 换量的总指标。
土壤的热量平衡是指土壤热量在一年中的收支情 况，可以用下式表示：
Ｓ=Ｑ±Ｐ±ＬE±Ｒ
Ｓ=Ｑ±Ｐ±ＬE±Ｒ
Ｓ—土壤表面在单位时间内实际获得或失掉的热量； Ｑ—辐射平衡； Ｐ—土壤与大气层之间的湍流交换量； Ｌ 一水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失
2．土壤特性对土砂性土，早春表土增温快，群众称为 “热性土”；粘性土群众称为“冷性土”。
土壤松紧与孔隙状况： 疏松多孔的土壤，导热率低，表层土温上
升快；当表土紧实，孔隙少，导热率高，土温上 升慢。
（二）土壤温度的变化规律
1．土壤温度的日变化 土温随昼夜发生的周期变化称为土温日变化。 从表层几厘米的土温来看，早晨自日出开始，土
容积热容量 （J/cm3℃）
1.255×10-3 4.184 2.515 2.163 2.410 2.435 —
土壤是由固液气三相物质组成的，所以土壤热容量 的大小决定于其固液气三相物质的组成比例。从表4～ 9可以看出，土壤中固、液、气三相组成的热容量有很 大差异，其中土壤水分的容积热容量最大，空气最小， 土壤中固体颗粒的容积热容量则介于两者之间。因此 土壤含水量对土壤热容量的大小起着决定性的作用。
DS表示气体在该介质（土壤）中的扩散系数，具体 代表气体在单位分压梯度下（或单位浓度梯度下）， 单位时间通过单位面积土体剖面的气体量。
散物C质表的示质某量种）气；体（02或C02）的浓度（单位容积扩
x表示扩散距离；
dc/dx表示浓度梯度。
三、土壤空气与作物生长及土壤肥力的关系 （一）影响种子萌发
缺02会影响种籽内物质的转化和代谢活动，同时有 机质嫌气分解所产生的醛类和有机酸等物质，能抑制多 种植物种子的发芽。
土壤温度的日变化
四、土壤温度与作物生长及 土壤肥力的关系
（一）土温影响作物种子发牙出苗
作物种子萌发要求有一定的土温。各种作物种子 萌发的平均土温是不同的，如小麦、大麦和燕麦为 1～2℃；谷子6～8℃；玉米10～12℃；棉花、水稻、 花生则需12～14℃。
(二)土温影响作物根系生长
一般作物在0℃以下根系不能发育，2～4℃时开始 生长，10℃以上生长活跃，超过30℃时，根系生长则 受到阻碍。不同作物根系生长最适土温不同（表5—5）
单位容积的土壤每增减1℃所需要吸收或放出的热量， 称为容积热容量，用ＣＶ表示，单位是Ｊ/（Cm3.℃）
其关系是ＣＶ=Ｃ×ρ。ρ是土壤容重。
表5—3
土壤组成分
土壤空气 土壤水分
腐殖质 粗石英砂
高岭石 石灰 Fe2O3 Al２O３
土壤组成物质的热容量
重量热容量（J／g·℃）
1.004 4.184 1.996 0.745 0.975 0.895 0.682 0.908
温逐渐升高，下午2点左右达到最高，最低温度在 凌晨5～6点。白天表层土温高于底层，夜间相反。
2． 土壤温度的年变化
土温随一年四季发生的周期变化称为土温年变化。
土温和四季气温变化类似，通常全年表土最低温 度出现在1～2月，最高温度出现在7～8月。
随着土层深度的增加，土温的年变幅逐渐减小以 致不变，最高、最低气温出现的时间也逐渐推迟。
氧气
二氧化碳
20.99
0.03
18.00-20.03 0.15-0.65
氮气 78.05
78.08-80.24
惰性气体 0.9389
—
表5一2 覆膜和裸露棉田土壤空气含量(%)
深度
/cm
0 5 10 15 20 30 50 平均
覆膜
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
－
－ 0.915 －
0.158 20.497 1.006 20.439
（四）土壤空气中有时含有少量还原性气体 （五）土壤空气成分随时间和空间而变化
C02含量随土层加深而增加，02则随土层加 深而减少。在耕层土壤中，C02含量以冬季最少， 夏季含量最高；降雨或灌水后，C02含量有所减 少，02含量有所增加。
二、土壤通气性
(一) 土壤通气性的重要性
土壤通气性是泛指土壤空气与大气进行交换以及 土体内部允许气体扩散和流通的性能。
0.402 20.198 1.281 19.873
0.269 20.329 0.847 20.022
土壤空气与大气组成的主要差别
(一)土壤空气中C02含量高于大气
土壤空气中的C02含量通常比大气高五至数十倍， 甚至百倍以上。主要原因有三：
一 是 植 物 根 系 呼 吸 产 生 大 量 C02 ， 如 每 亩 麦 地 （20万株），一昼夜放出的C02量约有4升.
露地
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
－ 0.056 0.056 －
0.70 20.649 0.211 20.653
0.104 20.513 0.279 20.668
0.134 20.857 0.385 20.506
0.150 20.121 0.406 20.634
0.313 20.181 1.157 20.362
3、地球内热
全年每平方厘米地面从地球内部获得的热量总共 不超过226J，比太阳常数小十余万倍。对土壤温度 的影响很小。但在一些地热异常区，如温泉附近，这 一因素则不可忽视。
(二)土壤热量平衡
土壤表面吸收太阳辐射热后，大部分消耗于土壤水 分蒸发与大气之间的湍流热交换上，另一小部分被生 物活动所消耗，只有很少部分通过热交换传导至土壤 下层。
干砂粒
1.674 ×10-3
由此可见，在土壤三相组成中，空气的导热率最低，
水的导热率居中，土壤矿物质的导热率最大。虽然矿物 质导热率最大，但它是相对稳定而不易变化的。水和空 气虽然导热率小于矿物质，但土壤中的水、气总是处于 变动状态。因此土壤导热率的大小主要决定于土壤孔隙 和含水量的多少。
三、土壤温度状况
从物理学可知，土壤导热率的大小，同样也决 定于土壤固、液、气三相组成分及其比例。土壤不 同组成分导热率列于表5～4.
表5一4 土壤不同组成分的导热率（J/cm.s.℃）
土壤组 成分 导热率
土壤空气
2.092× 10-4
土壤水分
5.021 ×10-3
腐殖质
1.255 ×10-2
石 英 湿砂粒
4.427 1.674 ×10-2 ×10-2
(一)影响土壤温度的因素
1、环境因素对土壤热状况的影响
纬度：高纬度地区太阳照射倾斜度大，地面接受 太阳辐射能少，因此土壤温度一般低于低纬度地区。 土温亦随海拔高度的升高而降低。山区低于平地。
坡向：与阳光照射时间有关，在北半球南坡照射 时间长，受热多，土壤温度高于北坡。
地面覆盖：地面有覆盖时，可阻止太阳直接照射， 同时也可减少地面因蒸发而损失热能，土温变化较 小。秸秆覆盖冬季利于保温，夏季利于降温。地膜 覆盖则是早春增温、保墒的重要措施。 。
土壤空气中02的分压总是低于大气，C02 的分压总是高于大气，所以02从大气向土壤扩 散，C02从土壤向大气扩散。二者之间不断的 气体扩散交换，使土壤空气得到更新，这个过
程也称为土壤的呼吸过程。
土壤中气体的扩散过程同样可以用费克（FicK）
定律表示： 即
dc q DS dx
式中，q表示扩散通量（单位时间通过单位面积扩散 的质量）；
0.420 20.397 1.060 20.275
0.250 20.486 0.865 19.953
0.483 20.478 1.348 20.060
0.573 19.865 1.159 20.005
0.922 19.929 1.520 19.698
0.615 20.124 1.268 19.953
一、土壤热量的来源和平衡
（一）土壤热量的来源
1、太阳辐射能
地球表面所获得的平均太阳辐射强度（指垂直于太 阳光下1cm2的黑体表面在1分钟内所吸收的辐射能，） 为8.148J／cm2／min，此值也称为太阳常数。由于大 气层的吸收和散射，实际到达地面的辐射量仅为上述数 值的43％左右。
太阳的辐射能
垂直于太阳光下一平方厘 米的黑体表面在一分钟内吸 收的辐射能常数），称作太 阳常数，一般为1.9k/cm2/min。
土壤空气对流可用以下方程式描述：
qV=－（ｋ／η）▽ｐ 式中qV是空气的容积对流量（单位时间通过单位 横截面积的空气容积）；ｋ为通气孔隙透气率；η土 壤空气的粘滞度；▽ｐ土壤空气压力的三维梯度。
2、气体扩散
气体扩散是气体交换的主要方式。气体扩散 是指气体分子由浓度大（分压大）处向浓度小 （分压小）处的移动。