第八章 土壤热状况

表面的热量，还有一部分被辐射和反射回大气，
真正被土壤吸收的只是其中的一部分。
(二) 生物热 微生物在分解有机质的生命活动中，产生 一些热量，其中一部分被微生物作为同化作用 的能源，大部分则用来提高土温。
据估算，含有机质4％的土壤，每英亩耕层
有机质的潜能为6.28×109～6.99×109 KJ，相
射强度记为S，占到达地球总辐射能的20%左右。
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，又将其中一部分辐射回
地面，称为天空辐射或大气辐射，这部分也是
短波辐射，记为s，占到达地球总辐射的27%左
右，大于前项S。
S+s，称为总的短波辐射。这部分能量到 达地面后，有一部分会被土壤反射回去，用a
影响土壤中水分蒸发的因素，除上面这些
外，还与土壤的水吸力和土壤水由底层向表层 传导的速度有密切关系。
(二）影响乱流热交换的因素 土壤获得热量以后，相当大一部分能量传播
给近地面空气层，借空气的乱流，进行热量传播。
因乱流而产生的热交换，称为乱流热交换。
在一定时间内，土壤表面单位面积上乱流
导热率越低。
土壤的容重由1.1增至1.5时(孔隙度由约
50%减少到43%)，土壤导热率由1.0×10-3增
至2.1×10-3卡/厘米· 度，增加1倍以上。 秒·
容重增加所造成的导热率增加，比加水所
造成的影响小。
例如：将容重为1.1的干土的导热率作为
100，则容重为1.2、1.3、1.5的干土导热率分别
3、生物过程所消耗的热量。土壤中生物的生理
活动需要的热，这种消耗很少，一般可忽略
不计。
4、长波辐射。
二、影响土壤热量平衡的因素
(一) 影响蒸发热交换的因素

在湿润气候条件下，很大一部分地面辐射 能，通过蒸发作用，耗散在大气中，土壤越湿， 消耗于蒸发的热量越高。

热带地区土壤温度不致过高，主要是水分蒸 发造成的，如又热又干，则土温会很高。 影响水面蒸发的主要因子是温度、湿度饱和 差、风速、气压等。
Q / AT Qd ＝ 或 (t1 t 2 ) / d AT (t1 t 2 )
：土壤导热率；
Q: 在一定时间内流动的热量；
A: 土壤面积；
T:
时间;
(t1- t2)/d: 土壤温度梯度。
土壤三相物质的导热率差异显著，水的 导热率为0.0013—0.0014，空气为0.000055— 0.000056，水为空气的25倍左右。
通过，故干燥的砂土在刚刚湿润时, 导热率
明显增加，以后再增加供水，就接近最高导 热率。
粘重的土壤情况基本相反，由于表面积 大，形成包被土粒的连续水膜所需要的水多， 最初供水时导热率增加的不多，继续供水， 土壤导热率显著增加。
2、土壤孔隙度

在干燥的情况下，土壤孔隙中充满空气, 而空气的导热率很低，所以，孔隙度越大，
2) 土壤的容积热容量受三相比源自文库的影响，同一
种土壤翻松、压实后，容积热容量会发生很
大变化。就是说，土壤的容积热容量受容重
的影响。
二、土壤导热率（soil thermal conductivity)

土壤能够传导热量的性质称为土壤导热性。
导热性的强弱，用导热率来衡量。
土壤导热率（） 在单位厚度（1厘米）土层，温差为1℃时， 每秒钟从单位断面（cm2）通过的热量焦耳数。 单位是J · · -1 · -1。 cm s ℃
单位容积的土壤温度升高1℃所需要的热 量，单位是卡/cm3 · 度，常用Cv来表示。 容积热容量有两种。
1、Cv = C · D，
D为土壤的容重 2、 Cv = 0.46Vm+0.60Vo+Vw+0.0003Va Cv：各组分容积热容量之和。

0.46: 一般矿质土粒的C为0.17卡/克· 度，取比重
当于20～50吨无烟煤的热量。
在局部范围内，利用生物热来提高地温 还是很有效的。如早春温度偏低，用各种有 机物料作成温床培育幼苗，可以延长生育期， 使蔬菜提早上市，有一定的经济效益。
(三) 地球的内热 地球内部也可以缓慢地向地表土壤传递热 量，只因为地壳导热能力很差，每平方厘米地 面全年从地球内部获得的热量只有54卡，相当 于半小时的太阳辐射。

常见矿物的导热率是在0.004—0.005 之
间，是水的3.1—3.6倍，因此三相物质的导 热率顺序为: 固相>液相>气相。
(二) 影响导热率的因素 1、土壤含水量和质地 湿润的土壤，导热率较高，因为水的导热
率比空气高20多倍。
质地粗的土壤，不需要很多的水分，就
可以在土粒间形成连续的水膜，使热量易于
值2.7，则矿质部分的Cv = 0.17×2.7 = 0.46卡
/cm3 · 度。
0.60：有机质的C为0.46卡/克· 度，比重为1.3
则有机质的Cv = 0.46×1.3 = 0.60卡/ cm3 · 度。
土壤水的C和Cv = 1.0，故Vw的系数为1。
土壤空气的C为0.24，比重为0.0013，则土 壤空气的Cv = 0.0003，由于数值小，可忽略不计，
第八章 土壤热状况
土壤热状况的意义 一、是土壤肥力的4个要素之一，对其它3个 肥力因素有重要影响。

1、土壤温度状况影响养分的有效性
直接的—风化、纯化学反应，
间接的—通过微生物。
2、土壤温度影响水分的蒸发、蒸腾、再分布， 影响水的能量状况、粘滞度，因而对水分 的运动和有效性有直接影响。
3、影响土壤空气的交换和更新。 4、对植物的生命活动有直接影响。
二、土壤的辐射平衡
土壤接受太阳辐射，同时也向空气中辐射， 两者的差额，称为土壤的辐射平衡。
a
H
I E
(一) 短波辐射 太阳的辐射是短波辐射，波长为0.3～4微米。 当透过大气层时，有相当一部分被大气中的水汽、
云雾、CO2等吸收、散射和反射，直接到达土壤
表面的只有一小部分，称为太阳直接辐射能，辐
来代表反射率，则：
a = 反射出去的短波辐射/投入的总短波辐射，
反射出去的部分为( S+s ) × a。
(二) 长波辐射 地面接受太阳辐射后，温度上升，便向大气 层进行长波辐射，波长为4～100微米，其强度记
为E。
与此同时，大气因吸热升高温度后，又向地 面产生长波逆辐射，其强度记为G。
这两种长波辐射的差值，代表地面的有效长

(一) 太阳的总辐射强度 这是影响地面辐射平衡最重要的因素。太 阳的总辐射强度主要和纬度有关，在纬度一定 的情况下，和坡向、坡度有关。
在中纬度地区，南坡比北坡接受的太阳辐射 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。
在中纬度地区，南坡坡度每增加一度，约相当
面反射率比平滑土面低。
在农业生产中，用各种覆盖物，或实行间
作套种，能使地面粗糙度增加，减少反射率，
有利于提高土温。
(三) 地面有效辐射 地面有效辐射是地面净放出的热量: r = E-G，是长波性质的辐射，在无云时为 0.12～0.24卡/cm2/分。
1、大气质量
云雾、水汽、烟尘能强烈地截留和反射地
时, 水层反射率为20%，5°时，水层反射率为
50%。
2、土壤表面状态 土壤颜色、粗糙程度、含水量、植被覆盖 度，对太阳辐射的反射强度有极大影响。积雪 反射率最大，达75～95%，森林覆盖为5～20%, 低洼过湿的草地为12～ 30%。
同一土壤，湿土反射率比干土低，深色土 壤比浅色土壤反射率低。如黑色土壤为5～ 15%，而浅灰白色土面为25～45%，粗糙的土
为130，165和210。
当这4种干土有25%的孔隙充满水时，相 对的导热率别为400、410、420和440，如有 50%的孔隙充满水时，则分别为670、625、 800和860。
三、土壤的导温率

土壤既然能传导热量，而热量能使土壤温度
升高，因此土壤也具有导温性。
土壤传导温度的性能称为导温性。
6～7℃，但山峰上却可以常年积雪。
3、地表特征
起伏地面比平滑表面辐射面大，有效辐射也
大，从这个角度看，地面粗糙，不利于土壤热量
的保存，与反射的情况相反。 因此，地表粗糙对土壤热量收支的影响，不 能一概而论。
第二节 土壤的热量平衡
一、土壤的热量平衡

土壤接受辐射后，能量有以下几个去向：1、 蒸发消耗 土壤中水分的蒸发要消耗掉大量 的能量。 2、向空中散发的乱流热。
于纬度南移100公里所产生的影响。
在高纬度，由于天空辐射在总辐射中所占比例
很大，坡面的不同对土壤热量的收支影响不大。
在农业生产实践中，可利用坡向、坡度等小 地形因素，来增加接受太阳辐射的数量，提高土
壤温度。
(二) 地面对太阳辐射的反射率 1、日照高度 日照越高，即太阳光的入射角越大，反射率 越小。入射角为45°时，水层反射率为5%，15°
面放出的长波辐射，使大气逆辐射增大，减少
地面的有效辐射，即减少地表热量的损失。
初秋的夜晚，有云的天气不很冷，而睛朗 的天气却比较冷，容易发生霜冻。
2、海拔高度
空气密度、水汽、尘埃等，都随海拔高
度的增加而减小，大气逆辐射相应减小，有
效辐射增大。
这个效应在自然界是相当明显的，在很多
纬度不是很高的地方，平原地区最低气温也在

利用防护林网，可以调节乱流系数，减
少乱流交换造成的热量损耗，这在北方地区
是有一定积极意义的。
第三节 土壤的热性质

一、土壤的热容量
(一) 重量热容量(mass heat capacity)

单位重量的土壤每升高1oC所需要的热
量，一般用C来表示，单位是卡/克· 度。
(二) 容积热容量 (volume heat capacity)
但绝不表明空气的容量是无关紧要的。
从上式中可见，Va越大，总的Cv可能越小，
这是因为前三项都受Va的影响，不是独立变量。

1) 在容重一定的情况下，土壤热容量的大小， 主要决定于土壤含水量的多少，因为在土壤 中，有机质和矿物质的相对含量变幅一般不
大，前两项对于特定土壤可以看成常数，土
壤的Cv因土壤含水量的增加而增加。
波辐射，记为r，
r = E-G
(三) 辐射平衡 R =〔S+s-(S+s)×a〕- (E-G) = (S+s)(1-a)-r
R可以为瞬时值，也可以是某一段时间的总
和。R为正，表明地面辐射收入大于支出，R为
负，表明地面辐射支出大于收入。
R的大小，表示增热与冷却的程度。
三、影响地表辐射平衡的因素
在一定的热量供给条件下，土壤温度的变化
多少取决于土壤的导热性和热容量。
(一) 导温率的概念 土壤导温性的强弱通常用导温率来衡量。 导温率在有些国外文献称为热扩散率：
地球虽然只获得太阳总辐射能的极小部分， 大约20万分之一，但比从其它方面所获得的总 能量要大数千倍。
当地球与太阳为日地平均距离时，在大气上 部边界测得的太阳辐射强度为1.90卡/cm2/min。 但是，实际上到达地面的太阳辐射远远小于这个
数量。
因为太阳光线通过大气层时，一部分被大气
和云层吸收，一部分被云层和大气散射。到达地
2、dt/dz是土壤表面与空气的温度梯度，土壤 温度与大气温度之差越大，这种交换作用越 强；所以太阳辐射强时，土面热，土壤传递
给空气的热量多，而在夜间，只有长波的逆
辐射，因而dt/dz减小，乱流交换也弱。
3、 k值：温暖季节较冷季高，白天比夜间高，晴
天比阴天高，风大时比风小时高。
4、乱流的大小还与近地层的湿度梯度有关， 湿度梯度愈大，乱流愈强。因此，控制 近地层的空气的温度与湿度梯度，能有 效地控制乱流。
交换的热量P与温度的垂直梯度及空气的热容量
有关：
P = Ca · · · Pa K dt/dz
Ca — 空气的重量热容量
Pa — 空气的密度
K—乱流交换系数，在单位温度梯度下，每 秒钟内单位土面上，因乱流而进入空气中的 热量卡数，单位卡/cm2/秒。 dt/dz —垂直的温度梯度。
1、空气的重量热容量是一定的，而空气的密 度受气压影响，气压高时，这种交换作用 加强。
二、影响土壤的形成和发展过程
从赤道到两极，土壤类型呈现有规律的变化， 主要原因就是由于温度的不同造成的。在土壤分
类中，土壤的热状况是一个重要的依据，放在高
级分类单元。
第一节 土壤的辐射平衡
一、土壤热量的来源
(一) 太阳的辐射能 太阳的辐射能是地球上最重要的能量源泉，
也是土壤热量的最主要来源。