6.1(1)土壤热性质

土壤微生物通过其在土壤有机质的矿质化和腐殖化过程的作 用，改变土壤溶液的浓度和成分。
第一章第三节土壤性质土壤溶液和 土壤热性质
一般状态下，土壤溶液的浓度较小，以毫克每千克（ 十万分之几）来计算。
由溶液浓度产生的渗透压远低于植物根细胞液的渗 透压，利于植物根系吸水。
盐碱土或土壤过度施肥后，土壤溶液浓度增大，溶质 产生的渗透压高于根系细胞液的渗透压时，植物吸水
土壤中铝的活化
土壤交换性H+的饱和度达到一定限度，就会破坏
硅酸盐粘粒晶体结构，其水铝片中Al转化为活性
Al3+，取代交换性H +而成为交换性Al3+。因此，矿
质酸性土以交换性Al3+占绝对优势。
Al3++3H2O
Al(OH)3+3H+
第一章第三节土壤性质土壤溶液和 土壤热性质
（一）土壤酸度类型
1．活性酸度
碱性土还原pH下降，主要由于在嫌气条件下有机 酸和CO2的积累过程及其综合作用。
第一章第三节土壤性质土壤溶液和 土壤热性质
（二）土壤碱性及其影响因素
1、概念及土壤碱性的形成机理
由碳酸盐和重碳酸盐导致土壤碱性的程度称土壤 碱度。形成碱性反应的主要机理是碱性物质的水解 反应 。
主要决定于土壤中碳酸钠、碳酸氢钠、碳酸钙以 及交换性Na＋的含量。
第一章第三节土壤性质土壤溶液和 土壤热性质
土壤中专性微生物如硫化硝化细菌，将含硫含氮有机物转化 成硫酸和硝酸，增强了土壤酸度。
3、施肥和灌溉
施用酸性肥或生理酸性肥，导致土壤酸化。
4、母质
母质中含酸性物质使土壤酸化。
5、酸雨
6、土壤空气的CO2分压 石灰性土壤pH随Pco2增大而降低，变化于7.5~8.5

第一节土壤和空气‎的热量交换‎方式和热特‎性一、土壤和空气‎的热量交换‎方式在土壤和空‎气中，存在着多种‎形式的热量‎过程。

除分子热传‎导、辐射和对流‎这三种方式‎外，还存在着平‎流、乱流和因水‎的相变而引‎起的热量转‎移形式。

这些过程对‎土壤和空气‎层热状况的‎形成起着决‎定性作用。

（一）分子热传导‎以分子运动‎来传递热量‎的过程称为‎分子热传导‎。

在土壤层中‎，热量交换是‎由分子热传‎导形式来完‎成的。

分子热传导‎过程强弱对‎土壤层内热‎状况的形成‎有着重要意‎义。

但在空气中‎，由于空气是‎热的不良导‎体，其分子导热‎率很小，因而由传导‎方式进行的‎热量转移比‎其他方式要‎少得多，在多数情况‎下是可忽略‎不计的。

（二）辐射地面和大气‎层之间的辐‎射热交换是‎始终存在的‎。

地面一方面‎吸收太阳辐‎射和大气逆‎辐射，同时也向大‎气放出长波‎辐射。

白天当地面‎吸收的辐射‎超过放出的‎热量时，地面被加热‎增温，并通过辐射‎或其他方式‎把热量传送‎到大气层和‎土壤下层使‎之增温；夜间地面放‎出的长波辐‎射超过吸收‎的大气逆辐‎射，结果使得地‎面损失热量‎，导致地面温‎度下降，此时土壤深‎层和大气就‎反过来以各‎种方式向地‎面输送热量‎，以维持地表‎温度不致下‎降太多，结果使得土‎壤深层和大‎气层的温度‎也发生下降‎。

（三）对流1、对流的概念‎空气在铅直‎方向上的大‎规模升降运‎动。

2、对流的种类‎对流按产生‎的原因可分‎为两类：（1）热力对流（自由对流）发生在低层‎气温剧烈增‎高或高层空‎气冷却时，上下层气温‎差异加大，造成低层空‎气密度较小‎，高层空气密‎度较大的不‎稳定状态，因而很容易‎产生对流。

（2）动力对流（强迫对流）空气水平流‎动时遇到山‎脉等障碍物‎时被迫抬升‎或因其它外‎力作用强迫‎时发生的。

对流使上下‎层空气混合‎，并发生热量‎交换。

对流的空气‎升降速度有‎时可达10‎m/s以上，高度可达对‎流层顶部附‎近。

上午转变型： 图中06时
辐射型： 图中0时
傍晚转变型： 图中18时
任务6.1植物生产的温度条件
1.气温的非周期变化
由大规模冷暖空气活动所引起,出现在季节交替之际。 由气候异常如厄尔尼诺效应、拉尼娜效应引起。
气温非周期性变化对植物生产危害较大，如冬末 春初出现的“倒春寒”天气、夏末秋初出现的 “秋老虎”天气，便是气温非周期性变化的结果。
件
生命温度范围
生命最低温度
生长最低温度
10
0 5 10
发育温度范围
最适
20
30
生长温度范围
生长最高温度 生命最高 温度
40
50℃
植物生命活动的基本温度示意图
注：不同的作物有不同的基点温度！
任务6.1植物生产的温度条件
四、植物生长的温度指标
1.植物生命活动的基本温度 植物生长发育的三基点温度
任务6.1植物生产的温度条件
暖空气
暖空气
日变化 夜间加强，白天减弱。
冷的下垫面
任务6.1植物生产的温度条件
其他逆温
锋面逆温冷暖空气相遇时，较轻暖空气爬到冷空气上方， 在冷暖空气交界面附近（即锋面附近）出现的逆温， 称为锋面逆温。
暖空气
逆温层
冷空气
任务6.1植物生产的温度条件
融雪逆温在积雪地区，因暖空气流经冰、雪表面产生融冰、 融雪现象，而冰雪的融化需要从近地面气层吸收大量 的热量，从而使贴近地层的气温较低，形成逆温，这 种逆温称为融雪逆温。
辐射逆温在大陆常年都可出现，中纬度地区秋、冬季节尤 为常见，涉及高度可达200—300米。
任务6.1植物生产的温度条件
（2）平流逆温
定义 暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生 接触冷却，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受 冷地面的影响小，降温较少，于是产生了逆温现象，这 种逆温称为平流逆温。

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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。 气相扩散：通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤 间的气体交流作用
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。
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二、土壤空气含量(soil air content)
土壤空气含量=总孔度-水分容积百分率。
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。
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表6－2 覆膜和裸露棉田在不同生长期内土壤空气含量 （%）
覆膜
气压变化、温度梯度、土壤表层风力、降水或灌溉 等。
土壤对流公式：qv=-(k/η)▽p qv—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—通气孔隙通气率； η—土壤空气的粘度；
p—土壤空气压力的三维（向）梯度；
负号表示方向。
从公式可见空气对流量随土壤透气率和气压梯度 增加而增大。
(3) 土壤空气中还原性气体，也可使根系受害，如 H2S使水稻产生黑根，导致吸收水肥能力减弱，甚 至死亡。
2.土壤空气与种子萌发(bourgeon)

复习：土壤孔隙的类型根据孔隙的粗细分为三类：非活性孔隙、毛管孔隙、通气孔隙土体内的垂直分布为“上虚下实”。

耕作层应有较丰富的非毛管孔隙，耕作层以下，除应以毛管孔隙为主以外，非毛管孔隙应保持一定的数量。

土壤结构体是土粒互相排列和团聚成为一定形状和大小的结构的土块或土团。

二、土壤结构体的类型1.块状结构体2.核状结构：3.棱柱状结构和柱状结构：4.片状结构（板状结构）：5.团粒（粒状和小团块）结构：（二）团粒结构：具有一定的大小；具有大小不同的多级孔隙；具有一定的水稳性、机械稳性和生物稳定性。

1、团粒结构在土壤肥力上的意义（1）团粒结构土壤的大小孔隙兼备（2）团粒结构土壤中水、气矛盾的解决（3）团粒结构土壤的保肥与供肥协调（4）团粒结构土壤宜于耕作（5）团粒结构土壤具有良好的耕层构造三、土壤耕性土壤耕性是指土壤在耕作时所表现的特性，也是一系列土壤物理性质和物理机械性的综合反映，耕性的好坏，密切影响到土壤耕作质量及土壤肥力。

（一）耕性的内容一般可归纳为三个方面：（1）耕作难易程度（2）耕作质量的好坏（3）宜耕期长短（二）眼看、手摸、试耕确定宜耕期：1.看土验墒：雨后或灌溉后，地表呈现黑白斑块相间，外干里湿，稍高地表有干土时，即进入宜耕期。

2.手摸验墒：用手抓起3-4cm深处的土壤，紧握手中能成团，稍有湿印但不黏手心，不成土饼，呈松软状态；松开土团自由落地，能散开，即可耕。

3.试耕：耕后土壤不黏农具，土垡能自然散开，不形成块状结构，即为宜耕期。

第三节土壤热性质一、土壤热量的来源（一）太阳的辐射能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。

（二）生物热微生物分解有机物质的过程是一个放热过程。

释放的热量，一部分被微生物作为能源利用，而大部分可用来提高土壤温度。

（三）地球内热地壳的传热能力很差。

每平方厘米地面全年从地球内部获得热量不高过226J，对土壤温度的影响极小，但在地热异常地区，如温泉、火山口附近这个因素是不可忽视的。

一、土壤水分的类型
土壤水: 吸湿水(紧束缚水) 膜状水(松束缚水) 毛管水: 悬着毛管水 上升毛管水 重力水和地下水 气态水(水气) 固态水(冰)
（一) 吸湿水(紧束缚水)
将干燥的土粒暴露于潮湿的空气中，土粒把空气里的水汽分子吸附在它的 表面，这是土壤的吸湿性，这样吸附于土粒表面的水分称吸湿水。
吸附力：氢键，范德华力，静电引力，可达几千至上万个大气压（ 31-1 万大气压），密度>1，风干土含吸湿水。
基质势Ψm ：由土粒吸附力和毛管力所产生。 溶质势Ψs ：又称渗透势，是由溶质对水的吸附所产生的。 重力势Ψg ：由重力作用产生的水势。 压力势Ψp ：土壤中水分还要承受土壤水体的静水压力，其水势与参比标准 之差，称为压力势。
Ψ总土水势 = Ψ基质势 + Ψ重力势 + Ψ溶质势 + Ψ压力势 Ψt = Ψm + Ψg + Ψs + Ψp
粘土>壤土>砂土 从1/3-15大气压，保持的水分均称有效水，但不是同等有效的。 吸力越大，越难利用，中间有一转折点，可供灌溉参考，即毛管水 联系破裂含水量：大约在0.8大气压，约相当于田间持水量的70%左 右，含水量大于此时，水分作连续整体运动，为易效水，低于此值 时，毛管水被束缚水隔断，缺乏整体运动，为难效水。
---灌溉点的选择。
四) 重力水 不受土壤吸附力和毛管力所吸持，受重力支配的那部分
水。旱作的多余水。
饱和含水量：当土壤大小孔隙全部被水充满时的含水量，或称全蓄水量。
二、土壤水的有效性
土壤水分常数：是指一定土壤水吸力下保持的含水量，或是 从一种形态向另一种形态过渡时的含水量。对于同一土壤或 土层来说，变化不大，故称为常数。
2、“冻后聚墒”现象*** 冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层 的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、 冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加， 这就是“冻后聚墒”现象。

第二节土壤的热性质一、土壤的热平衡(一)土壤热来源与土壤吸热性热量来源：太阳和其他星球的辐射热地壳深部的地热土壤中物理、化学反应产生的热土壤中生物生命活动产生的热能。

一般情况下，土壤中物理化学反应及土壤中生物生命活动产生的热能不大，相比之下，土壤热量几乎全部来源于太阳的辐射能。

(二)土壤热消耗与土壤散热量土壤内部提高土温的热量只占到达地表有效辐射的5-15%，而乱流热交换与蒸发散热消耗的热量则占90%左右。

蒸发散热(潜热)与乱流热交换的热量(显热)之间的比例主要受地面湿润条件控制。

在土壤水分充足时，蒸发耗热的比例大，在土壤干燥时，乱流热交换的热量损耗则超过蒸发耗热。

土壤向大气散失热量的性能称为土壤的散热性，与土壤的蒸发强度、土表温度有关。

(三)土壤的热平衡热量平衡：是指土壤热量的收支状况。

Q=E-Q1-Q2-Q3，E-太阳辐射能；Q1-地表辐射能；Q2-土壤水分蒸发消耗；Q3-其它方式消耗能量。

二、土壤的热特性土壤接受热量后，土温升降的速率及变化幅度主要决定于土壤的热性质，土壤的热性质主要包括(一)土壤的热容量单位重量或单位体积的土壤，温度每升高或降低1K 时所吸收或放出热量的焦耳数叫做土壤热容量 。

以重量为土壤计量单位时，叫重量热容量，用C 表示，单位为J/Kg·K 。

用容积为土壤计量单位时，叫容积热容量，用Cv 表示，单位为Jm 3/K ，换算：Cv=C×ρ影响土壤热容量大小的因素主要为土壤含水量表土壤组成物质的热容量和密度(二)土壤的导热性土壤热量由热量高处向热量低处传导。

土壤传导热量的性能即土壤导热性。

导热率是指单位温度梯度下，单位时间通过单位面积土壤传导的热量，单位J/cm.s.℃影响土壤导热率大小因素是： ①土壤含水量；②土壤松紧度，主要影响因素是土壤的孔隙度。

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。

• 土壤氧化还原状态可直接或间接影响土壤 养分转化和养分形态及其对作物的有效性。
• 铁、锰等变价金属元素，当土壤处于氧化 态时（即Eh较高），主要以三价铁存在， 运动性差，不能被植物吸收利用； Eh低时， 以溶解度较大的二价铁存在，对植物有效 性高。
• 金属元素如果以氧化态存在，则有效性降 低。
• 土壤含水量少，呈氧化态时、有机质矿化 速率较快，养分释放快，不利于有机质保 存。
•影响导热率的因素： ——土壤三相物质组成的比例
矿物质的导热率最大，水次之，空气最小。 土壤矿物的导热率最大，约为空气导热率100倍， 水导热率比空气大25倍。
影响土壤导热率大小因素是： ①土壤含水量（水多，传热快）； ②土壤松紧度（空气少，传热快）。
• 在生产中的应用：
• 冬季镇压土壤以提高土壤导热率，白 天易于热量向下传递，夜里有利于热量 由底土向表土传导，可有效防止冻害。
2)土壤的热容量： •概念：单位体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。
• 以重量为土壤计量单位时，叫重量热容量， 用C表示，单位为J/Kg·℃。
• 用容积为土壤计量单位时，叫容积热容量， 用Cv表示，单位为J/m3. ℃，换算： Cv=C×ρ（土壤容重）
影响土壤热容量大小的因素主要为土壤含 水量。
6.3 土壤的热特性
土壤接受热量后，土温升降的速率及变化 幅度主要决定于土壤的热性质，土壤的热 性质主要包括热容量、导热性与导温性。
• (一)土壤的吸热性 • 土壤对太阳辐射的吸收能力---吸热性 • 吸热性=反射出来的太阳能/投入的总辐射
能
影响吸热性的因素
• 土壤颜色 • 土壤水分 • 地面状况
• 直接测定这些物质的绝对数量十分困难， 一般都通过测定土壤溶液中的氧化还原电 位（ＥＨ）来衡量土壤的氧化还原状况。

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。
（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。
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（3）地面有效辐射 影响地面有效辐射的因子有：
请注意矿物质、有机质、水的两种热容量值。
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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
11.土壤发育程度愈深，受母质的影响也愈深。 12.粘土的特点是发小苗不发老苗。
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13.砂土耕性好、施肥见效快，早春土温易上升，有“热性土”之称。 14.C/N比愈大的有机残体，愈容易被微生物分解。
15.土壤矿物质的化学组成，几乎包含了地球上所有的化学元素，但缺乏植物 所必需的氮素。
16.凡影响微生物活动的因素，均影响土壤有机质的转化。
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1.存在于矿质土粒中的养分，能被植物直接吸收利用。 2.地质大循环是植物营养元素集中积累的过程，而生物小循环是植物营养元 素淋溶损失的过程。 3.土壤肥力是土壤的本质特征。 4.生物的出现标志着土壤形成过程的开始。 5.板岩、砂岩、石灰岩、页岩都属于沉积岩。 6.石英、长石、高岭石、云母均属于原生矿物。 7.存在于复杂矿物土粒中的养分，主要靠水解作用得到释放。 8.土体中粘粒矿物的Saf值低，说明土体淋溶弱，风化度低。 9.富铝化过程是红壤和黄壤形成的主要过程。 10.由于根系主要分布在耕层，所以一个土壤土质的好坏，只决定于耕作层。

二、土壤温度变化规律
（一）土壤温度变化规律
日变化规律： 表层：日出开始升温，2~3时达最高温，然
后开始下降，黎明前为最低温。 深层：出现最高温与最低温的时间后移，
最高温与最低温的变幅缩小。
年变化规律：
表层：2月开始升温，7~8月时达最高温, 然后开始下降，1月为最低温。
深层：出现最高温与最低温的时间后移， 最高温与最低温的变幅缩小。
（一）灌溉排水
夏季灌水可以增加土壤热容量，同时也 加速地面蒸发，因而降低土温。
冬季地冻前灌水，可以保持土温，减轻 冻害。
低洼地排除积水，减少地面蒸发，降低 热容量和导热性，可以达到提高土温的 目的。
（二）施用有机肥料
有机肥料可以使土色变深，增强土壤的 吸热能力，同时有机质分解时，可以放 出热量。冬春季节，园硅、苗床施用马 粪、羊粪等发热量高的有机肥，可以提 高土温，为幼苗安全越冬，和春季幼苗 生长创造良好条件。
第八章 土壤热量
第一节 土壤热量来源与土壤热性质 第二节 土壤温度状况变化规律 第三节 土壤温度的调节
第一节 土壤热量的来源及 土壤热性质
一、土温对土壤肥力的影响 二、土壤热来源 三、土壤热性质
土温对土壤肥力的影响
1. 土壤中的一切化学过程的速度与土温成 正相关
2. 物质的溶解随土温而变化 3. 影响土壤的水气运动及形态* 4. 影响土壤微生物的活动*
到达地表的太阳辐射能，一部分被地面反射 或长波辐射而损失反射损耗的大小因地面状 况不同而不同。
到达地表的辐射能，还有一部分由于土壤水 分的蒸发和植物的蒸腾而消耗。1g液态水， 汽化时要消耗2495J的热量。
土壤水发的蒸发加上植物蒸腾耗损的热量， 约为辐射量的50％。

式中：S—土壤表面接受的太阳辐射能 W1—地面辐射所损失的热量 W2—土壤增稳的热量 W3—土壤水分蒸发所消耗的热量 R—其它方面所消耗的热量

2.土壤热量状况

土壤热量状况是指在周年或一日内上下土层间 的温度变化情况。 ①土壤温度的年变化
②土壤温度的日变化 最高温度出现在下午2时，最低温度出现在日 出前。 夜间，表层土壤温度低，热量向表层传导 白天，表层土壤温度高于深层，热量向深层传 导。
土壤通气性是指土壤空气与大气进行交换以及土 体允许通气的能力。
土壤通气性的重要性：通气与大气的交流，不断 更新其组成，使土体各部分组成趋向一致，如果土 壤通气性差，土壤中的O2在短时间内可能被全部耗 竭，而 CO2 的含量随之升高，以至妨碍作物根系的 呼吸。

第二节 土壤热性质及土壤热量平衡
一、土壤热量的来源 1．太阳的辐射能 太阳辐射能是土壤热量的主要来源，地球表面所获得的 平均辐射强度为 1.9cal/cm2/mm ，此值又称太阳常数。 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， 但数量较少。 3. 地球内热 由地球内部的岩浆传导至地表的热。但因地壳导热能力 差，因此这部分热量占的比例小，但温泉附近，这一热 源不可忽视。
2．影响种子的发芽出苗 不同作物适宜种子萌发的温度不同，在适宜温度内，温 度越高，种子萌发速度越快。 小麦、大麦1-2℃ 15-20天 5-6℃ 6-7天 9-10℃ 23天萌发 谷子萌发温度：6-7℃ 玉米萌发10~12℃ 高梁1214℃ 3．影响的植物的营养生长与生殖生长 4．对其他肥力因素影响，间接影响植物的生长 此外，土温影响土壤的化学、物理变化过程，影响有效 养分的释放。
三、土壤热平衡及其热量状况 1．土壤热量平衡 当土壤表面吸收辐射热后，部分以辐射形式再返回 大气，另一部分传给下层土壤，以用以土壤水分蒸发的 消耗，余下的热量才用于土壤本身的升温。 土壤热量平衡是指土壤热量在一年中收支情况，可用 下式表示：

J·cm-3℃-1。
请注意矿物质、有机质、水的两种热容量值。
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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。
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（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；
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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

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夏季土温太高，土壤水分蒸 发快，叶面蒸腾量大，易出现干 旱。因此，对土壤温度常常有加 以调节的必要。
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(一)
1、垄作 垄作能够增加土壤的表面积，增加对辐射的吸 收量，并能减少反射。另外，垄作的排水好，土壤
蒸发面大，水分散失快，土壤热容量低，增温快。
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二、土壤热量平衡

土壤热量平衡也就指土壤热量的收支情况。 土壤表面吸收的太阳辐射能，部分以太阳辐射 形式返回大气，部分消耗于土壤水分的蒸发， 部分向下层土壤传导，剩余的热量用于提高土 壤温度。
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三、土壤热性质

土壤温度的变化除了土壤热量平衡有关外， 还与土壤热性质有关。
土壤热量状况
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土壤热量状况

土壤温度是土壤热量状况的具体指标。土壤 热量的多少具体反映在土壤温度上。当土壤接 受热量时,土壤温度越高;当失去热量时,土壤温 度降低。
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一、土壤热量的来源



太阳辐射能：这是土壤热量的最主要来源，也是地球 上一切能量的最初来源。与所处的纬度有关，随纬度 的提高，接受辐射减少； 一天之中，14时最高，10 －18时较低，2－6时最低。 生物热：微生物分解有机质是一个放热过程，释放出 的热量，一部分被微生物自身利用，大部分用来提高 土温。 地热：地球内部的岩浆通过传导作用达到地表热量。
提高土温起了很大的作用。
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(四) 农田基本建设 农田基本建设，包括营造农田防护林网，对 造成良好的田间小气候十分重要，通过调节气

土壤比热容（Specific heat capacity）： 单位
体积（质量）的土壤温度升降1℃所吸收或释放的 热量，称为体积（质量）比热容
Cv(J cm-3 ℃-1)， Cm(J g-1 ℃-1) : Cv=ρt Cm 比热容是土壤的一种广度性质，具有可加性，
是土壤各组分(矿物质、有机质、水、冰、空气 )比热容之和
6.3 土壤冻融过程中的水热传输
土壤冻融过程中的水热传输方程 地下水浅埋条件下土壤冻融过程中水热
迁移的模拟 考虑地－气间水热交换的越冬期土壤水
热迁移
6.3.1 土壤冻融过程中的水热传输方程
考虑冻融过程中相变作用的土壤水分运 动方程：
θu、θi分别为土壤未冻水、冰的体积含量 t、Z分别为时间、空间坐标（垂直向下为正
假设土壤颗粒为椭球，并且其半轴长a、b 、c满足a=b=nc时，其加权系数λi与其形状 系数gi有关：
n>1: n<1: n=1: gi=1/3
•土壤空气计算导热率：
包括干空气、水汽的热导率Kha、Khv： Khav = Kha+ Khv
•土壤空气形状系数：ga=1/3-(1/3-0.035)θa /θv
含水率θ较大时，随θ的增大而减小
6.1.2 土壤热量传输方程
热流连续方程：
各向同性土壤热量传输基本方程：
一维热传导方程：
土壤含水率不随深度变化或其变化对热特性 参数影响较小时，Cv、 Kh 、 Dh可视为常数
6.1.3 土壤水热耦合传输方程
土壤水分运动对热量传输的影响：
一定容积(V)的土壤，温度从T1变化至T2时所 需要的热量：Q=CvV(T2-T1)
热导率(thermal conductivity)