土壤热容量、导热率和导温率的统称。它们决定着土壤热量和温度变化的程度、热量传导的速度和深度。

可分为质量热容量（C_m）和容积热容量（C_v）两种，前者指单位质量土壤的温度升高1℃所需的热量（焦数），又称土壤б热，其单位是焦/克·度。后者指单位容积土壤的温度升高1℃所需的热量（焦数），其单位为焦/厘米³·度。在干燥土壤中，土壤容积热容量等于土壤质量热容量与土壤容重（d_v）之乘积：C_v＝C_m·d_v。土壤是一复杂的多分散系，其固、液、气三相的热容量各不相同（表1）。土壤矿物质的质量热容量为0.71～1.09焦/克·度，平均为0.84焦/克·度。土壤水分的容积热容量б空气高数百倍。土壤总的容积热容量应是各组分热容量之加权和：C_v＝C₁V₁＋C₂V₂＋C₃V₃。式中，C₁、C₂、C₃分别为土壤固、液、气三相的容积热容量；V₁、V₂、V₃分别为土壤固、液、气三相各占土壤容积的百分数。由于土壤含水率（液相容积率）变化范围较大，水的热容量又最大，因此，土壤水分对土壤热容量影响最大。通过土壤水分管理来调节土温，常能起到明显效果。自然土壤中，砂土或排水良好的土壤，其热容量低，早春容易升温。土壤固相部分对土壤热容量也有一定影响，但不如水分的影响大。土壤热容量用热量仪测定，其原理如下：

表1 各种土壤组分的密度和热容量

把质量热容量为C_m而质量为M的干土，加热到放入热量仪中。热量仪金属部分的质量等于M₁，而质量热容量等于C₁。在热量仪中加水，水的质量为M₂，热容量C_H2O为1，温度等于土壤装入热量仪以后，达到平衡温度T。当土壤失去部分热量的同时，热量仪及水获得相应数量的热量，因而

土壤热性质

因此，土壤的质量热容量为：

土壤热性质

衡量土壤导热能力大小的参数。其数量等于在稳定状态下，1秒钟内通过横断面积为1平方厘米，长度为1厘米，两端温差为1℃的土柱的热量（焦尔），其单位为：焦/厘米·秒·度。根据这个定义，导热率K应为：

土壤热性质

式中：Q为在T时间内流经厚度为d，横截面积为A的土柱的热量；t₁，t₂为土柱两端的温度，（t₁-t₂）/d即是温度梯度。导热率高的土壤，热量易于在上下层间传送，地表土温的日较差较小。相反，导热率低的土壤，地表土温的日较差就较大。导热率的大小与导热介质的性质有关。各种组分的导热率有明显差别（表2）。水的导热率б空气大20多倍，土壤中常见矿物的导热率变化较小，大体为0.017～0.021焦/厘米·秒·度。所以，湿土导热б干土快。在相同含水量条件下，砂质土的导热率大于壤质土和粘质土。但由于粘质土壤的含水量通常远高于砂质土，故因水分差异而造成的影响往往大于土壤质地的影响。

表2 各种土壤及其组分的导热率（焦/厘米·秒·度）

土壤导热率测定有一系列方法，其中最有价值的是球形探针法，可以在土壤自然垒结的状况下测定。它是在土壤中引入一个金属球形的加热器，球表面温度的变化为土壤热学特性所决定，并用公式表示：

土壤热性质

式中：T_a为球的温度；P为球形探针圈内散开的固定热流的强度；r为球的半径；k为土壤导热率；λ为土壤导温率；t为从加热开始到试验结束的时间。

衡量土壤导温性强弱的指标。其含义是，在土层垂直方向上，每厘米距离内有1℃的温度梯度，每秒流入1平方厘米土壤断面积的热量，使单位体积（1立方厘米）土壤发生的温度变化。它说明土壤加热或冷却过程中温度平衡的速度，在数值上等于土壤导热率除以土壤容积热容量：λ＝k/C_v，单位为厘米²/秒。

凡影响土壤导热率和热容量的因素，如土壤水分、质地、结构性、冰冻等，均将影响土壤导温率的大小。尤其是含水量对导温率有明显影响。增加土壤湿度，导温率就随之增大。但当土壤含水量增大到一定数值以后，由于容积热容量б导热率增加快，使土壤导温率反又下降了（见图）。由此可见，适当灌水或有毛管上升水的浸润，在增温时可加速土温的升高。但如水量过多，则又造成“冷浆”现象，即土温上升极慢。因在土壤成分中空气的导温率约为0.16厘米²/秒，水的导温率约为0.00137厘米²/秒，所以空气在静止时比水的温度变化快。因此，湿润的土壤无论其温度的日变化或上下土层间的变化都比干燥的土壤慢。

土壤导热率、导温率随含水量的变化

土壤导温率的测定方法有多种：①根据实测的土温年变化曲线，按傅氏分析法求出第一阶谐量的振幅，进而求得土壤导温率。②在没有完整地温资料时，可根据现场观察土温日变化进行推算。③在实验室的条件下，用康德拉季耶夫（К.Я.Кондратьев）的热量仪法测定土壤的导温率。④丘德诺夫斯基（А.Ф.Чудновский）的薄板法是十分简单的，它适用于田间的和实验室的条件。