土壤热量
一块土地热量计算公式
一块土地热量计算公式土地热量计算公式。
土地热量是指土地表面吸收和释放的热量，是土地生态系统中非常重要的一个参数。
土地热量的计算可以帮助我们更好地了解土地的热量分布情况，对于农业生产、城市规划和气候变化等方面都有着重要的意义。
本文将介绍土地热量的计算公式和相关知识。
土地热量的计算公式主要包括两个方面，一是土地表面的热量吸收和释放，二是土地内部的热传导和储存。
首先我们来看土地表面的热量吸收和释放。
土地表面的热量主要来自太阳辐射和大气的热对流，而土地表面的热量释放则主要通过辐射、对流和蒸发等方式。
土地表面的热量吸收和释放可以用以下公式表示：Q = αS εσT^4。
其中，Q为土地表面的净热通量，单位为W/m^2；α为土地表面的反射率，取值范围为0到1；S为太阳辐射的强度，单位为W/m^2；ε为土地表面的辐射率，取值范围为0到1；σ为斯特蒂芬-玻尔兹曼常数，取值为5.67×10^-8W/(m^2·K^4)；T为土地表面的温度，单位为K。
在这个公式中，第一项αS表示土地表面从太阳辐射吸收的热量，第二项εσT^4表示土地表面向大气释放的热量。
通过这个公式，我们可以计算出土地表面的净热通量，从而了解土地表面的热量变化情况。
接下来我们来看土地内部的热传导和储存。
土地内部的热传导主要是指土壤中热量的传导过程，而土地内部的热储存则主要是指土壤中热量的储存情况。
土地内部的热传导和储存可以用以下公式表示：Q = -k∇T。
其中，Q为土地内部的热通量，单位为W/m^2；k为土壤的热传导系数，单位为W/(m·K)；∇T为土地内部的温度梯度，单位为K/m。
在这个公式中，-k∇T表示土地内部的热传导通量。
通过这个公式，我们可以计算出土地内部的热传导通量，从而了解土地内部的热量传导情况。
同时，我们还可以通过土地内部的热传导和储存计算出土地内部的热量储存情况，从而了解土地内部的热量分布情况。
以上就是土地热量的计算公式和相关知识。
土壤水空气和热量二
①坡地接受的太阳辐射因坡向和坡度而不同； ②不同的坡向和坡度上，土壤蒸发强度不一样， 土壤水和植物覆盖度有差异，土温高低及变幅也就迥 然不同。南坡的土壤温度和水分状况可以促进早发、 早熟。
（三）土壤的组成和性质对土壤温度的影响
土壤颜色深的，吸收的辐射热量多，红色、黄色的 次之，浅色的土壤吸收的辐射热量小而反射率较高。
12. 土壤热量来源有哪些？冬季如何提高土壤温度？ 第29页/共30页
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9、土壤Eh值主要由氧体系的氧化还原电位来决定。( )
10、土壤通气的好坏主要受含水量和结构性的影响(
)。
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第二节 土壤热量 (Soil heat)
土壤热量最基本的来源是太阳辐射能， 还有生物热和地热 。 土壤温度是衡量土壤热量的尺度，反 映土壤热能获得和散失的平衡状况。
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在单位厚度（1厘米）土层，温差为1℃时，每秒 钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数（）。 其单位是J.cm-2.s-1.℃-1。
土壤中各组分的导热率:固相>液相>气相。
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当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领，导 热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领，导 热率增大。
土壤空气成分随时、空而变化。 CO2含量随土层加深而增加，O2则相应减少， 冬季表土CO2含量最少，开春后根系呼吸加强，微生物活动加快，CO2含量增加， 到夏季最高。
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二、 土壤中的空气流
• 土壤空气运动的方式有两种：即对流和扩散。影响土壤空气 运动的因素有气象、土壤性质及农业措施，气象因素主要有 气温、气压、风力和降雨等。
土壤空气、土壤热量及水气热调节
式中：E0：标准氧化还原电位，即体系中氧化剂与 还原剂浓度相等时的电位。
n：反应中电子转移数
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氧化还原 状况
氧化
弱度还原
中度还原 强度还原
表2-20 土壤氧化还原状况分级
Eh范围
>400mV
400～ 200mV 200～100mV
<-100mV
化学反应
对作物生长的 影响
O2占优势，各物质以 旱作有利，水稻
2.5.2.2 土壤导热率（soil thermal conductivity）
土壤导热率是评价土壤传导热量快慢的指标，它 是指在面积为1m2、相距1m的两截面上温度相差1K度 时，每秒中所通过该单元土体的热量焦耳数。其单位 为：J·（m•K•s）-1。
土壤导热率的大小主要与土壤矿物质和土壤空气 有关。与土壤容重呈正相关，与土壤孔隙度呈负相关。
土壤
水分
4.187
4.187 0.0054-0.0059
矿质
土粒
1.930
0.712 0.0167-0.0209
土壤 有机质
2.512
1.930 0.0084-0.0126
导温率 (cm2 ·s-1) 0.1615-0.1923 0.0013-0.0014 0.0087-0.0108 0.0033-0.0050
2.6 土壤水、气、热的调节与氧化还原性 2.6.1 土壤水、气、热的调节 2.6.2 土壤氧化还原性质
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2.6.1 土壤水、气、热的调节 2.6.1.1 土壤水分的调节 （1）土壤水分平衡 土壤水分的收入以降雨和灌溉水为主，此外还有 地下水的补给和其它来源的水（如水气凝结、外来径流 等）。 土壤水的支出主要有土表蒸发、植物蒸腾、向下 渗漏及地表径流损失等。
土壤空气、土壤热量及水气热调节
项目 对照 自然含水量 9.90
化肥 11.76
猪粪 15.08
秸秆 14.10
化肥+猪 粪
16.92
化肥+秸 秆
15.71
田间持水量 25.00 28.40 30.98 29.12 31.23 31.41
饱和含水量 35.18 35.10 39.23 36.90 40.71 40.68
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2.6.1.2 土壤空气调节
对于粘质土壤的通气不良可采取合理耕作结合增 施有机肥料，以改善土壤结构、增加土壤通气孔隙。
对于地势低洼、地下水位高的易涝地区的土壤通 气不良应加强土壤水分管理，建立完整的排水系统，降 低地下水位，及时排除渍涝。
对于因降（灌）水量大而造成的土壤过湿、表土 板结而影响通气的，应及时中耕、松土，破除地结皮等， 土壤通气性就会大大改善。
K =λ /Cv
式中：K为土壤导温率；
λ 为导热率；
Cv为土壤容积热容量。
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土壤组成与土壤的热特性
重量
导热率
土壤组 成分
容积热容量 （J·cm-3·K-1)
热容量 (J·g-1·K-1)
（J·cm-1·s-1·K-1)
土壤
空气
0.0013
1.00 0.00021-0.00025
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2.5.3 土壤温度与作物生长 2.5.3.1 土壤温度与种子萌发 2.5.3.2 土壤温度与作物根系生长 2.5.3.3 土壤温度与作物营养生长和生殖生长 2.5.3.4 土壤温度影响养分转化与吸收 此外，土壤有机质的转化、养分的释放以及土壤 中水、气的运动等也都受到土壤温度的影响。
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2.6 土壤水、气、热的调节与氧化还原性 2.6.1 土壤水、气、热的调节 2.6.2 土壤氧化还原性质
土壤热量介绍
3、土壤温度与作物营养生长和生殖生长
主要作物营养生殖最旺盛期要求的土温是： 春小麦：16-20 ℃ 冬小麦：12-16 ℃ 玉米：24-28 ℃ 棉花：25-30 ℃ 水稻分蘖： ＞20 ℃，30-32 ℃最好
4、土壤温度影响养分转化与吸收
土壤温度的高低对微生物活动的影响很明显，如消化细菌 与铵化细菌最适的土温为28-30 ℃，土温过低导致土壤缺氮。
2、举例说明土壤温度的调节方法。 3、举例说明土壤水分、空气和温度的调节措施之间有什
么联系？
容积热容量
(Jcm-3c-1)
2.163 2.410 2.435
－ － 2.515 1.255×10-3 4.184
2、土壤导热率
导热性:土壤具有对所吸热量传导到邻近土层性质，称为导 热性。导热性大小用导热率表示。
导热率(heat conductivity)：在单位厚度（1厘米）土层，温 差为1℃时，每秒钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数 （）。其单位是J·cm-2·s-1·℃-1。
当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领， 导热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领， 导热率增大。
干燥土壤热传导示意图
湿润土壤热传导示意图
表 6-4 土土壤壤不不同同组组分成的分导的热导率热（率焦（耳焦/厘耳米/厘·秒米·度·）秒·度）
土壤组成分 石英
湿砂粒 干砂粒
泥炭 腐殖质 土壤水 土壤空气
二、土壤的热特性
1、土壤热容量(soil heat capacity)
土壤热容量：指单位质量（重量）或容积的土壤每升高 （或降低）1℃所需要（或放出的）热量。
不同土壤组分的热容量
土壤组成物质
粗石英砂 高岭石 石灰
土壤水分、空气、热量(1)
2.土壤空气调节
• 对于一般旱作来说，发生通气不良、供氧不足的情况 很少。土壤通气不良主要发生在那些质地粘重、通气 孔隙度不足10％、气体交换缓慢的粘质土壤上。对于 此类土壤可采取合理耕作结合增施有机肥料，以改善 土壤结构、增加土壤通气孔隙。土体中水分过多不仅 空气容量减少，而且阻碍土壤空气与大气的气体交换， 这是地势低洼、地下水位高的易涝地区土壤通气性差 的主要原因，对此应加强土壤水分管理，建立完整的 排水系统，降低地下水位，及时排除渍涝。至于那些 主要是由降(灌)水量大而造成的土壤过湿、表土板结而 影响通气的，则应及时中耕、松土，破除地结皮等， 土壤通气性就会大大改善。
壤水的收人大于支出，则土壤水分含量增加；反之，土壤水的支出
大于收入，则土壤水分含量降低。在农业生产实践中，土壤水分平 衡的作用主要表现为：
①计算作物日耗水量 例如，某玉米地在6月15日灌水前根层土壤 含水量厚度为70mm，然后灌水55mm。6月25日测定同一根层的含 水量厚度为81mm，假设灌水后的这段时间内无降雨过程，也没有 土壤水分的深层渗漏，则在此期间玉米的日耗水量为：
• （1）土水势 • （2）土壤水吸力 • （3）土壤水分特征曲线
（1）土水势 土水势(soil water potential)表示土壤水分在土—水平衡体系 中所具有的能态。通常用水势(ψw)表示。由于土壤水分受到各 种吸力的作用，有时还存在附加压力，所以其水势必然与参 比系统不同，两者之差为土水势的量度。通常规定纯水池参 比系统的水势能为零，因此，土水势一般为负值，它主要由 以下几个分势组成。 基质势(matric potential) 通常用ψm表示。对于非饱和土壤 而言，由于基质吸力对水分的吸持，完成这一过程需要环境 对它做功，所以基质势为负值；而饱和的土壤水不受基质吸 持，故其基质势为零。
2-5 土壤热量
3、土壤导温率
土壤导温率（soil temperature conductivity）：又称土壤热扩散率，是 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。其大小等于土壤 导热率/容积热容量之比值。
（2）影响地面辐射平衡的因素
①太阳的辐射强度 日照角越大，坡度越大，地面接受的太阳辐射越多。 在中纬度地区，南坡坡地每增加一度，约相当于纬度南移 100公里所产生的影响。 同样，在中纬度地区，南坡比北坡接受的辐射能多，土温 也比北坡高。坡度越陡，坡向的温差越大。坡向的这种差异具
有巨大的生态意义和农业意义。
D
Cv
(厘米 2 / 秒)
上式中：为土壤导热率， Cv为土壤容积热容量。
三、土壤温度与作物生长
1、土壤温度与种子萌发
一般而言，土壤温度愈高，种子萌发就愈快；反之，土温 愈地就愈慢。
2、土壤温度与作物根系生长
一般作物根系，2-4℃，开始微弱生长；
＞10 ℃，根系生长活跃；
30-35 ℃，根系生长受阻。
深色物质以提高土温。
五、土壤温度调节
调节土壤热量收支和调节土壤热性质
1、耕作施肥
（苗期中耕，垄作，施用冷性或热性肥料）
2、以水调温，灌溉排水
（日排夜灌，日灌夜排，冷浸田，烂泥田）
3、覆盖和遮阴
大棚、稻草（早春与冬季，夏季）
思考题
1、土壤热量的主要来源有哪些？土壤热特性有哪些？各 是如何定义的？它们是如何影响土壤温度变化的？ 2、举例说明土壤温度的调节方法。 3、举例说明土壤水分、空气和温度的调节措施之间有什 么联系？
土壤有机质转化、养分释放以及土中水、气运动也受 土温影响。
土壤热量状况
请注意矿物质、有机质、水的两种热容量值。
精品课件
土壤组成物质
粗石英砂 高岭石 石灰
Fe2O3 Al2O3 腐殖质 土壤空气 土壤水分
不同土壤组分的热容量
6－3 土壤不同组分的热容量
重量热容量
（ Jg -1c-1）
0.745 0.975 0.895 0.682 0.908 1.996 1.004 4.184
第四节 土壤热性质
精品课件
一、土壤热量平衡 （一）土壤热量的来源
1、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1.9J/cm2.min。
99％的太阳能包含在0.22-4.0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，其热量一部分被大气吸收散射， 一部分被云层和地面反射，土壤吸收其中一小部分。
精品课件
（3）地面有效辐射
影响地面有效辐射的因子有：
①云雾、水汽和风：云雾、水汽能强烈吸收和 反射地面发出的长波辐射，使大气逆辐射增大，因 而使地面有效辐射减少；
②海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高 度增加而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增 大；
③地表特征：起伏、粗糙的地表比平滑表面辐 射面大，有效辐射也大；
精品课件
二、土壤热性质
（一）土壤热容量(soil heat capacity,soil
thermal capacity)
土壤热容量是指单位质量（重量）或单位容积的土壤
每升高（或降低）1℃所需要（或放出的）热量。
C代表质量（重量）热容量(mass heat capacity)，单位是J·g1℃-1。 Cv代表容积热容量(volume heat capacity) ，单位是
土壤水分平衡、土壤空气的运动、土壤热量与土壤热性质
其土壤含水量的变化应等于其来水水增加，负值表示减少。
田间土壤水分收支示意图P 下渗水 D 降水灌溉 I上行水 U根据田间土壤水分示意图，可列出土壤水分平衡的数学表达式：P+l+U=E+T+R+In+D+△W式中:△W 表示计算时段末与时段初土体储水量之差(mm);公式中左侧为水分进入量；而右侧则为水分支出量。
当△W 为零时，说明，土层中水分无增无减，即收支平衡。
植物冠层截流 ln蒸腾、蒸发ET 径流损失 R动，并不断地与大气进行交换。
如果土壤空气和大气不进行交换，土壤空气中的氧气可能会在12~40h消耗殆尽。
土壤空气运动的方式有两种：对流和扩散。
（一）对流定义：是指土壤与大气间由总压力梯度推动的气体的整体流动，也称为质流。
土壤与大气间的对流总是由高压区流向低压区。
低压对流方向：高压总压力梯度的产生：气压变化、温度梯度、表面风力、降雨或灌溉、翻耕。
土壤空气对流方程式:q v = -(k /η) ▽pq v—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 —通气孔隙透气率;η —土壤空气的粘度;▽p —土壤空气压力的三维梯度。
空气对流量随着土壤透气率和气压梯度的增大而增大。
（二）扩散定义：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。
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（二）扩散这两种扩散过程都可以用费克（Fick）定律表示：qd = - Ddc/dxqd — 扩散通量（单位时间通过单位面积扩散的质量);“-”— 表示方向D — 在该介质中扩散系数（其量纲为面积/时间);dc/dx — 浓度梯度对于气体来说，其浓度梯度常用分压梯度表示：qd = - (D/B) (dp/dx )B — 偏压与浓度的比扩散系数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)（一）土壤热量来源太阳辐射能：土壤热量的最根本来源。
土壤学土壤空气和热量状况
15 0.25 20.49 0.87 19.95 0.13 20.86 0.39 20.51
20 0.48 20.48 1.35 20.06 0.15 20.12 0.41 20.63
30 0.57 19.87 1.16 20.01 0.31 20.18 1.16 20.36
50 0.92 19.93 1.52 19.70 0.40 20.20 1.28 19.87
D=D0·S·l/le
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。
结构良好的土壤中，气体在团聚体间的大孔隙间 扩散，而团聚体内的小孔隙则较长时间保持或接近水饱 和状态，限制团聚体内部的通气性状。所以紧实的大团 块，即使周围大孔隙通气良好，在团块内部仍可能是缺 氧的。所以通气良好的旱地也会有厌气性的微环境。
六、土壤通气指标
1.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%。这样可以使土壤有一定 保水能力又可透水通气。 2.土壤呼吸强度(intensity of soil respiration)
覆膜
露地
05-01
07-29
05-01
07-29
CO2
O2
CO2
O2
Cቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ2
O2
CO2
O2
0
—
— 0.92 —
— 0.06 0.06
—
5 0.16 20.50 1.01 20.44 0.07 20.65 0.21 20.65
10 0.42 20.40 1.06 20.28 0.10 20.51 0.28 20.67
土壤热量-文档资料
表6-1 不同土壤组分的热容量
6－ 3 土壤不同组分的热容量 重量热容量 （ Jg -1 c -1 ） 粗石英砂 高 岭 石 石 灰 0.745 0.975 0.895 0.682 0.908 1.996 1.004 4.184 容积热容量 ( Jcm -3 c -1 ) 2.163 2.410 2.435 － － 2.515 1.255 × 10 -3 4.184
2.5 土壤热量
一、土壤热量的来源
二、土壤表面的辐射平衡及影响因素
三、土壤的热量平衡 四、土壤热性质 五、地形地貌和土壤性质对土温的影响 六、土壤温度调节
一、土壤热量的来源
（一）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。
（三）土壤的组成和性质对土壤温度的影响
土壤颜色深的，吸收的辐射热量多，红色、黄色的次 之，浅色的土壤吸收的辐射热量小而反射率较高。在极端情况 下，土壤颜色的差异可以使不同土壤在同一时间的土表温度相 差2－4℃，园艺栽培中或农作物的苗床中，有的在表面覆盖 一层炉碴、草木灰或土杂肥等深色物质以提高土温。
土壤组成物质
Fe 2 O 3 Al 2 O 3 腐 殖 质 土壤空气 土壤水分
（二）土壤导热率
Q / AT Qd 导热性 :＝ 或 土壤具有对所吸热量传导到邻近土层性质，称为 ( t t ) / d AT ( t t ) 1 2 1 2
导热性。导热性大小用导热率表示。
导热率:heat conductivity,thermal conductivity
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， 其热量一部分被大气吸收散 射，一部分被云层和地面反 射，土壤吸收其中的一少部 分。 a
土壤中热量交换的主要方式
土壤中热量交换的主要方式及其特点土壤是地球表层的一种复杂的多相系统，它由固体、液体和气体三种状态的物质组成。
土壤中的热量交换是指土壤与大气、水体、植被等之间以及土壤内部各相之间的热量传递过程。
土壤中的热量交换对于影响地表能量平衡、调节地表温度、维持土壤水分循环、促进植物生长等都有重要作用。
本文将介绍土壤中热量交换的主要方式，包括分子热传导、辐射、对流、平流、乱流和潜热转移，并分析它们的特点和影响因素。
分子热传导分子热传导是指由于温度差异而引起的分子运动，使得高温处的分子将热量传递给低温处的分子的过程。
分子热传导是土壤内部各相之间以及土壤与大气或水体之间进行热量交换的基本方式。
分子热传导的强弱取决于物质的导热率，即单位时间内单位面积通过单位厚度的物质所传递的热量。
一般来说，固体的导热率大于液体，液体大于气体。
因此，在土壤中，固体颗粒的导热率最大，水次之，空气最小。
土壤中各相之间的比例和排列方式也影响土壤的导热率。
通常，随着土壤含水量和密度的增加，土壤导热率增大；随着土壤孔隙度和有机质含量的增加，土壤导热率减小。
辐射辐射是指物质以电磁波形式发射或吸收能量的过程。
辐射是土壤与大气或水体之间进行热量交换的主要方式。
辐射可以分为太阳辐射和地球辐射两种。
太阳辐射是指太阳发出的电磁波，主要集中在可见光和近红外波段，波长在0.2-4微米之间。
地球辐射是指地球表面发出的电磁波，主要集中在远红外波段，波长在4-100微米之间。
太阳辐射和地球辐射在大气中都会发生反射、折射、散射、吸收等过程，从而改变其方向和强度。
一般来说，白天太阳辐射大于地球辐射，使得地表得到净增加的能量；夜间太阳辐射为零，而地球辐射仍然存在，使得地表失去净能量。
因此，辐射是造成日变化和季节变化的主要原因。
对流对流是指由于密度差异而引起的流体在垂直方向上的运动，使得高温低密度处的流体上升，低温高密度处的流体下沉，并进行能量交换的过程。
对流是土壤与大气之间进行热量交换的重要方式，尤其是在白天，当地表受到太阳辐射的加热后，产生了温度梯度，使得地表附近的空气变得不稳定，形成了热力对流。
《土壤学》第四章 土壤水分、空气与热量状况
（五）土壤水贮量（方/亩或吨/亩）
＝2/3 ×水层厚度
(六)墒情：干墒、黄墒、灰墒、黑墒 干、 润、 潮、 湿
三、土壤水分含量的测定 • （一）烘干法：常用
1、经典烘干法 ：恒温箱105－110 ºC烘干称重计算
2、快速烘干法 ：红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃 烧法、电炉法等。
（三）土壤空气对植物抗病性的影响 通气不良产生还原性气体H2S、CH4、
H2、NO等会严重危害作物生长，CO2 过多致使土壤酸度增高，致使霉菌发育， 植株生病
氧扩散率（ODR与不同植物状况之间关系）
植物
茎叶菜 莴苣 菜豆 甜菜 草莓 棉花 柑橘
土壤类型
壤土 粉砂壤土
壤土 壤土 砂壤土 粘壤土 砂壤土
一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响； 二是受土壤含水率的大小和分布的影响
土面蒸发过程区分为三个阶段： 1、大气蒸发控制阶段 2、土壤导水快慢控制阶段
在土壤不是很湿能进入田间时，应及时锄地松土， 减少水分蒸发。 3、水汽扩散阶段
一般情况下，只要土表有1～2mm干土层就能显著降 低蒸发强度。
田间土壤水分收支示意图
总水势（Ψt） Ψt＝Ψm＋Ψp＋Ψs＋Ψg
（二）土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况 下所处的能态，简称吸力。
与土水势的意义一致，但只是 基质吸力和溶质吸力的和。
（三）土水势的测定
• 主要有张力计法（测定基质势最 常用）
• 压力膜法 • 冰点下降法 • 水气压法等
张力计法
压力膜法
冰点下降法
中耕
3. 合理灌溉排水，及时增减土壤水分。
变漫灌、畦灌、沟灌等地面灌溉方式为波涌灌、膜 下灌等改良的灌溉方式，有条件的可采用较为先进 的滴灌、喷灌和渗灌
土壤热量
一、土壤热量的来源
二、土壤表面的辐射平衡及影响因素
三、土壤的热量平衡 四、土壤热性质 五、地形地貌和土壤性质对土温的影响 六、土壤温度调节
一、土壤热量的来源
（一）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。
I+H之和为投入地面的太阳总短波辐射，又称为环球辐射
（二）影响地面辐射平衡的因素
1、太阳的辐射强度
日照角越大 ，坡度越大，地面接受的太阳辐射越多。 在中纬度地区，南坡坡地每增加一度，约相当于纬度南移100 公里所产生的影响。 同样，在中纬度地区，南坡比北坡接受的辐射能多，土温也 比北坡高。坡度越陡，坡向的温差越大。坡向的这种差异具有 巨大的生态意义和农业意义。
（三）地球内热
(例）
二、土壤表面的辐射平衡及影响因素
（一）地面辐射平衡
太阳的辐射主要是短波辐射，太阳辐射透过 大气层时，少部分直接到达地表的太阳能称为太 阳直接辐射（I）。被大气散射和云层反射的太 阳辐射能，通过多次的散射和反射，又将其中的 一部分辐射到地球上，一般称为天空辐射能或大 气辐射（H）。太阳直接辐射和大气辐射都是短 波辐射。
2、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。
3、地面有效辐射 影响地面有效辐射的因子有：
（1）云雾、水汽和风：它们能强烈吸收和反射地面 发出的长波辐射，使大气逆辐射增大，因而使地面有 效辐射减少； （2）海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高 度增加而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增大；
土壤不同组成分的导热率（焦耳/厘米·秒·度） 导热率 4.427×10-2 1.674×10-2 1.674×10-3 6.276×10-4 1.255×10-2 5.021×10-3 2.092×10-4
土壤热量主要来源于
土壤热量主要来源于
土壤热量主要来源于太阳辐射能，其次是土壤微生物分解有机物释放的能量，以及地球内热和土壤贮水的潜能等，但这部分所占比重基小，其数量比起太阳辐射能小得多，所以把太阳辐射能称为基本热源，而其他热源则称为一时性热源。
一时性热源虽然数量不大，但它在一定的情况下对调节土温的作用是不可忽视的，如农业生产实践中用牲畜粪便作酿热物进行温床育苗就是一个例证。
太阳辐射到达地表后，一部分能量被反射回大气层加热近地面空气，大部分能量则被土壤吸收，从而使表土温度升高。
当表土温度高于下层土温时，热量将逐渐传入深层，称之为正值交换参而当地表接受不到或接受很少太阳辐射（如夜间或冬季），因地表土壤水分蒸发以及表土加热近地面大气而使表土温度低于下层土温时，热量将由深层传向地表，称之为负值交换。
这就是土壤中的热量交换或热流，它事实上就是土壤热量的收支平衡，决定着土壤热状况。
土壤热量概述
3 合理灌溉
灌溉目的：对根层补充水分，使土壤含水量达到田间持水量。 灌溉定额：据土壤自然含水量与其田间持水量之差确定。 灌溉方法： 地面平整、质地偏粘的土壤、大田作物和果园可采用畦灌； 土壤质地偏砂、丘陵旱地、菜园地等可选喷灌； 设施栽培的蔬菜可滴灌； 水分渗漏过快、深层漏水严重的土壤不宜采用沟灌。
二、土壤的热特性
1、土壤热容量： 单位容积或单位质量的土壤在温度升高或降低
1℃时吸收或放出的热量（C）。
分：容积热容量（J/cm3·℃） 质量热容量（J/g·℃）
Cv=c×d （d：容重）
土壤不同组土壤分不的同组热分容的热量容量
土壤组成物质
粗石英砂 高岭石 石灰
Fe2O3 Al2O3 腐殖质 土壤空气 土壤水分
土壤组成分
导热率
石英 湿砂粒
4.427×10-2 1.674×10-2
干砂粒 泥炭
1.674×10-3 6.276×10-4
腐殖质 土壤水
1.255×10-2 5.021×10-3
土壤空气
2.092×10-4
主要影响因素：与土壤孔隙、含水量相关
矿物质的导热率最大，其次是土壤水分， 土壤空气的导热率最小。土壤中矿物质含量 越高，土壤空气含量越少（水多），土壤导 热率越大。
猪粪 15.08 30.98 39.23
秸秆 化肥+猪粪 化肥+秸秆
14.10 29.12 36.90
16.92 31.23 40.71
15.71 31.41 40.68
二、土壤空气调节
质地粘重、通气孔隙度不足10%、气体交换缓慢的粘质土壤。
措施： 合理耕作结合增施有机肥料，以改善土壤结构、
增加土壤通气孔隙。 地势低洼、地下水位高的易涝地区，建立完整
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地面的热量平衡
〔北半球的年平均值，以2.03 J/(cm2·min) 为100，根据1962年Gates的资料改绘）〕
（2）影响地面辐射平衡的因素 ①太阳的辐射强度
日照角越大，坡度越大，地面接受的太阳辐射越多。 在中纬度地区，南坡坡地每增加一度，约相当于纬度南移 100公里所产生的影响。 同样，在中纬度地区，南坡比北坡接受的辐射能多，土温 也比北坡高。坡度越陡，坡向的温差越大。坡向的这种差异具 有巨大的生态意义和农业意义。
干燥土壤热传导示意图
湿润土壤热传导示意图
表 6-4 土土壤壤不不同同组组分成的分导的热导率热（率焦（耳焦/厘耳米/厘·秒米·度·）秒·度）
土壤组成分 石英
湿砂粒 干砂粒
泥炭 腐殖质 土壤水 土壤空气
导热率 4.427×10-2 1.674×10-2 1.674×10-3 6.276×10-4 1.255×10-2 5.021×10-3 2.092×10-4
③地表特征：起伏、粗糙的地表比平滑表面辐射面大， 有效辐射也大；
④地面覆盖：导热性差的物体如秸杆、草皮、残枝落 叶等覆盖地面时，可减少地面的有效辐射。
二、土壤的热特性
1、土壤热容量(soil heat capacity)
土壤热容量：指单位质量（重量）或容积的土壤每升高 （或降低）1℃所需要（或放出的）热量。
返回大气，部分用于土壤水分蒸发的消耗，还有部分用 于向下层土壤的传导，剩余的热量用于土壤升温。
土壤热量收支平衡可用下式表示：
S = Q P LE + R
S为土壤在单位时间内实际获得或失掉的热量； Q为辐射平衡； L为水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失 或增加; P为土壤与大气层之间的湍流交换量； R为土面与土壤下层之间的热交换量。
土壤有机质转化、养分释放以及土中水、气运动也受 土温影响。
四、地形地貌和土壤性质对土温的影响
1、海拔高度对土壤温度的影响 在山区随着高度的增加，土温还是比平地的土温低。
2、坡向与坡度对土壤温度的影响 ①坡地接受的太阳辐射因坡向和坡度而不同； ②不同的坡向和坡度上，土壤蒸发强度不一样，土壤水和植物覆
3、土壤导温率
土壤导温率（soil temperature conductivity）：又称土壤热扩散率，是 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。其大小等于土壤 导热率/容积热容量之比值。
（1）地面辐射平衡
太阳的辐射主要是短波辐射，太阳辐射透过大气层时， 少部分直接到达地表的太阳能称为太阳直接辐射（I）。 被大气散射和云层反射的太阳辐射能，通过多次的散射 和反射，又将其中的一部分辐射到地球上，一般称为天 空辐射能或大气辐射（H）。太阳直接辐射和大气辐射 都是短波辐射。
I+H之和为投入地面的太热：微生物分解有机质放出的热量。
据估算，含有机质4％的土壤，每英亩耕层有机质的 潜能为6.28×109～6.99×109 KJ，相当于20～50吨无烟煤 的热量。
（3）地球内热：由地球内部的岩浆通过传导作用至土壤 表面的热量。
2、土壤的热量平衡
土壤中与太阳辐射有关的热量平衡
土壤热量平衡：指土壤热量的收支情况。 土壤表面吸收的太阳辐射能，部分以土壤辐射形式
3、土壤温度与作物营养生长和生殖生长
主要作物营养生殖最旺盛期要求的土温是： 春小麦：16-20 ℃ 冬小麦：12-16 ℃ 玉米：24-28 ℃ 棉花：25-30 ℃ 水稻分蘖： ＞20 ℃，30-32 ℃最好
4、土壤温度影响养分转化与吸收
土壤温度的高低对微生物活动的影响很明显，如消化细菌 与铵化细菌最适的土温为28-30 ℃，土温过低导致土壤缺氮。
D (厘米2 / 秒)
Cv
上式中：为土壤导热率， Cv为土壤容积热容量。
三、土壤温度与作物生长
1、土壤温度与种子萌发
一般而言，土壤温度愈高，种子萌发就愈快；反之，土温 愈地就愈慢。
2、土壤温度与作物根系生长
一般作物根系，2-4℃，开始微弱生长； ＞10 ℃，根系生长活跃； 30-35 ℃，根系生长受阻。
盖度有差异，土温高低及变幅也就迥然不同。南坡的土壤温度和水 分状况可以促进早发、早熟。 3、土壤的组成和性质对土壤温度的影响
2.5 土壤热量
一、土壤热量来源与平衡
1、土壤热量来源
（1）太阳的辐射能
垂直于太阳光下1 cm2的黑体表面在1 min内吸收的 辐射能常数，称作太阳常数，一般为1.9 卡·cm-2·min-1。
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，其热量一部分被大气吸收 散射，一部分被云层和地面反射，土壤吸收其中的一少部 分。
不同土壤组分的热容量
土壤组成物质
粗石英砂 高岭石 石灰
Fe2O3 Al2O3 腐殖质 土壤空气 土壤水分
重量热容量
（Jg-1c-1）
0.745 0.975 0.895 0.682 0.908 1.996 1.004 4.184
容积热容量
(Jcm-3c-1)
2.163 2.410 2.435
－ － 2.515 1.255×10-3 4.184
2、土壤导热率
导热性:土壤具有对所吸热量传导到邻近土层性质，称为导 热性。导热性大小用导热率表示。
导热率(heat conductivity)：在单位厚度（1厘米）土层，温 差为1℃时，每秒钟经单位断面（1厘米2）通过的热量焦耳数 （）。其单位是J·cm-2·s-1·℃-1。
当土壤干燥缺水时，土粒间的土壤孔隙被空气占领， 导热率就小。当土壤湿润时，土粒间的孔隙被水分占领， 导热率增大。
②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。
③地面有效辐射
影响地面有效辐射的因子有： ①云雾、水汽和风：它们能强烈吸收和反射地面发出
的长波辐射，使大气逆辐射增大，因而使地面有效辐射减 少；
②海拔高度：空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增加 而减少，大气逆辐射相应减少，有效辐射增大；