第五章土壤空气与热量
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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
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
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。
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，
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
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。
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。
第三节
土壤热性质
三、土壤热扩散率 （下层）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。土壤传递温度变化的性能 1、概念 指在标准状况下，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。 D=λ/ Cv (cm2/s) 式中 ： λ→土壤导热率； Cv→土壤容积热容量
温度降低。
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· ℃
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)
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
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
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。
土壤空气的对流受多种因素的影响 :温度、气压,风力、降水和灌溉 的挤压
第一节 土壤空气
2、土壤空气的扩散
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。 土壤中CO2和O2的扩散过程分气相、液相两部分。
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。
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 。
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。
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、粗糙程源自文库度、含水状况，植被及其他覆盖物等都影响反射率。
陆地表面的平均反射率为10—35％
入射角越大，反射率越小，（水面 45 °为 5% ， 15 °为 20% 5 °为55%）
⑶ 地面有效辐射（ r=EG）
长波辐射，能量不大，影响因素：
R=[(I+H)(I+H)×α] +(GE) =(I+H)(1α) r
R为正，吸 热，温度升 高
地面辐射平衡示意图
第二节
土壤热量
2、影响地面辐射平衡的因素 ⑴ 太阳的辐射强度 主要取决于天气和日照角；晴天比阴天的辐射强度大。日照
角越大，则单位面积接受的太阳能越多，（最大直角），一天内中 午最大，投射角又受纬度和坡向坡度等影响。 南坡增加１度，相当于南移100公里（低纬度地区更明显）
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
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
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
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 。
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,
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
第三节
土壤热性质
2、影响因素
影响λ和Cv：质地、松紧度、结构及孔隙状况等 土壤水的D=5.021×10-3/4.18=1.2×10-3， 土壤空气的D=2.092×10-4÷1.255×10-3=0.17
土粒的D=8.4×10-3-2.5×10-2/1.9=4.42×10-3～1.3×10-2。
土壤固相物质组成稳定，土壤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。
二、土温日变化 土表温度最高值出现在当地时间14时左右(滞后于气温变化1小 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 土温的变化决定于辐射平衡的变化与土壤热性质: 晴天,变幅大,阴天变幅小. 植被的影响 土壤质地、有机质含量、含水量、土色对土温变化都有显著的影响, 主要是通过影响土壤的导热性来影响土温
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
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
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。
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，
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
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。
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。
第三节
土壤热性质
三、土壤热扩散率 （下层）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。土壤传递温度变化的性能 1、概念 指在标准状况下，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。 D=λ/ Cv (cm2/s) 式中 ： λ→土壤导热率； Cv→土壤容积热容量
温度降低。
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· ℃
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)
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
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
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。
土壤空气的对流受多种因素的影响 :温度、气压,风力、降水和灌溉 的挤压
第一节 土壤空气
2、土壤空气的扩散
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。 土壤中CO2和O2的扩散过程分气相、液相两部分。
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。
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 。
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。
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、粗糙程源自文库度、含水状况，植被及其他覆盖物等都影响反射率。
陆地表面的平均反射率为10—35％
入射角越大，反射率越小，（水面 45 °为 5% ， 15 °为 20% 5 °为55%）
⑶ 地面有效辐射（ r=EG）
长波辐射，能量不大，影响因素：
R=[(I+H)(I+H)×α] +(GE) =(I+H)(1α) r
R为正，吸 热，温度升 高
地面辐射平衡示意图
第二节
土壤热量
2、影响地面辐射平衡的因素 ⑴ 太阳的辐射强度 主要取决于天气和日照角；晴天比阴天的辐射强度大。日照
角越大，则单位面积接受的太阳能越多，（最大直角），一天内中 午最大，投射角又受纬度和坡向坡度等影响。 南坡增加１度，相当于南移100公里（低纬度地区更明显）
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
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
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
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 。
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,
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
第三节
土壤热性质
2、影响因素
影响λ和Cv：质地、松紧度、结构及孔隙状况等 土壤水的D=5.021×10-3/4.18=1.2×10-3， 土壤空气的D=2.092×10-4÷1.255×10-3=0.17
土粒的D=8.4×10-3-2.5×10-2/1.9=4.42×10-3～1.3×10-2。
土壤固相物质组成稳定，土壤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。
二、土温日变化 土表温度最高值出现在当地时间14时左右(滞后于气温变化1小 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 土温的变化决定于辐射平衡的变化与土壤热性质: 晴天,变幅大,阴天变幅小. 植被的影响 土壤质地、有机质含量、含水量、土色对土温变化都有显著的影响, 主要是通过影响土壤的导热性来影响土温