第七章土壤温度
所有植物的生长都需要阳光。太阳发出的光不仅为光合作用提供所需能量，还能温暖作物生长的土壤和空气。土壤温度几乎影响着土壤中发生的所有物理、化学和生物活动。诸如何时播种等管理决策，往往基于土壤温度制定。了解土壤 – 植物 – 大气系统中的能量流动，有助于理解植物如何响应气候条件。
土壤温度的重要性
植物
相较于地上空气温度，土壤温度对植物生长速率的影响更大。它会影响播种日期、发芽时间以及作物成熟所需的天数。不同作物和种子特性对应着不同的理想发芽土壤温度。大多数种子（在土壤水分充足等其他理想条件下）发芽所需的土壤温度最低为 40–60°F（4.5–15.5°C）。在某些情况下，极端土壤温度可能会抑制发芽和植物生长，而极高的温度会给幼苗带来严重的热胁迫。较低的土壤温度可能会削弱根系吸收水分和养分的能力。通常情况下，温度升高会促进种子发芽和幼苗生长，加快根系发育。
一般来说，在温暖气候中进化的植物，其生长的最佳土壤温度高于在较冷气候中进化的植物。棉花等作物在温暖的土壤条件下生长良好，而土豆、黑麦和燕麦则更喜欢较凉爽的土壤条件。同样，不同的树木对土壤温度的偏好也不同。在美国中西部的森林地区，茂密的橡树 – 山核桃树 – 枫树森林生长在朝北山坡的凉爽土壤中，而朝南山坡（土壤较温暖）通常只有稀疏的红雪松和 Burr 橡树，树木之间长有草类。
微生物
微生物对于分解动植物残体（有机物）并释放氮、磷、硫等植物必需养分至关重要。土壤温度会影响土壤中微生物的生长和活动。每种微生物都有一个最适温度，在此温度下其代谢活动水平最高（有机物分解最快）。通常，正常的土壤温度低于大多数微生物的最适温度。因此，任何温度升高（接近最适温度）都可能导致微生物活动增强，植物养分释放加快。虽然温暖的土壤温度有助于有益的土壤微生物，但导致植物病害的土壤微生物也是如此。微生物还负责分解许多有机废物和农药，较高的温度可以帮助微生物更快地为土壤解毒。极端的土壤温度会抑制微生物和植物的生长，极高的温度可以像堆肥过程一样杀死病原微生物和杂草种子。
矿物质的溶解度
土壤温度会影响水对矿物质的溶解作用。温水会加速矿物质的溶解，使这些矿物质中的养分可供植物利用。在大多数情况下，较高的土壤温度和充足的土壤水分意味着溶液中有更多的养分。在降雨过多且土壤温度较高的气候条件下，土壤通常养分含量较低，因为溶解矿物质中的养分可能已从根系区域淋失。
土壤水分
土壤温度会影响土壤中水的物理形态（冰、液态或气态），液态水的行为也会受到土壤温度的影响。温度会影响水的密度和粘度，这两者对于确定水在土壤中的移动速率都很重要。温度较高时，水在土壤中的移动速度更快。
极端的土壤温度可能导致水分冻结或过度蒸发流失。土壤中若有冻结的冰层，会阻碍水分向下移动，导致冰层上方积水。冻结地面上的春雨可能会因入渗减少和地表径流增加而导致周围低洼地区洪水泛滥，在这种情况下，表层土壤也可能被侵蚀。
水结冰时会膨胀，含有大量能保持水分的细颗粒的土壤比粗质地土壤膨胀得更多。这种膨胀可能会产生内部压力，导致土壤颗粒远离土壤水冻结时形成的冰透镜体。在一些种植多年生作物的地区，冻结产生的压力可能会将植物从土壤中推出或抬起，这种现象称为冻胀。结果，植物被向上推，而根系仍固定在原处，导致根系与植物分离，若情况严重，可能会给农民造成经济损失。同样，冻结的土壤条件会将埋在土壤中的岩石向上推到土壤表面。
冻结的水袋会对道路和浅层地基等结构施加不均匀的压力，导致结构不均匀地移动或沉降。这就是在寒冷气候中，支撑建筑物基础的基脚要埋在霜冻线以下的原因之一。在高纬度地区，土壤可能一年中冻结期较长。在遥远的北方地区，下层土壤始终处于冻结状态，这种情况被称为永久冻土，在加拿大北部、阿拉斯加和西伯利亚的大部分地区都存在。近年来，永久冻土的冰层显示出快速融化的迹象，这对植物有严重影响，并可能加快有机物质的分解速度。
温暖的土壤条件会促进蒸发。当水蒸气从土壤表面逸出（土壤变干）时，储存在水中的热量会从土壤中流失，因此对土壤有冷却作用。然而，能量输入可能会随着较干燥土壤温度的升高而迅速弥补通过蒸发损失的能量。蒸腾作用导致的水分流失也会产生同样的效果，使土壤变干并更快地升温。
火灾
有时，火灾会导致土壤温度极高。火灾的持续时间和强度将决定土壤温度以及极端高温传导的深度。极高的温度能够燃烧土壤中的有机物质，导致植物养分立即释放。虽然养分释放可能是暂时的好处，但土壤中有机物质的流失和微生物的破坏可能会产生长期后果。偶尔燃烧产生的高温也可能导致杂草种子和病原微生物被消灭。然而，一些种皮坚硬的种子只有在暴露于高温后才会发芽。有时，人们会有意添加某些化学物质来提高土壤温度，这些化学物质会产生发热反应，以清理被有机污染物污染的土地，高温可能会使有机污染物蒸发。
土壤形成 / 分类
温度和水作为活跃的成土因素起着重要作用。矿物质的溶解度、有机物的分解、水分条件以及优势植物的竞争性都与土壤温度有关。可溶性物质的迁移及其随后在土壤剖面中的积累会导致土壤层分化。在北半球，朝南山坡的土壤由于气候更为极端（温暖干燥），往往更浅且有机质含量更少。
年平均土壤温度通常用于将土壤划分为不同的热量状况，热量状况用于土壤分类。土壤的热量状况决定了能够适应其温度条件的植被类型。例如，湿地与旱地、朝北山坡与朝南山坡的土壤可能具有截然不同的热量状况，从而导致植被和土壤性质明显不同。
影响能量输入的因素
能量输入会对土壤产生 warming 效应，最重要的热能来源是太阳辐射。表面温度约为 10,300°F（5,704°C）的太阳向地球辐射能量。偶然和零星的能量输入可能来自火灾、温暖的雨水、吹过陆地表面的暖空气团、露水凝结、生物活动等类似事件。
大气条件
到达地球表面的太阳能量取决于地球的相对位置、一年中的季节、大气条件、土壤覆盖物（植被、雪或覆盖物）等因素。当太阳能量向地球辐射时，它必须穿过地球的大气层。在穿过大气层的过程中，太阳辐射可能无法到达地球表面，因为它可能会被大气中的云层、各种气体或颗粒物拦截、吸收或反射。并非所有到达地球大气层顶部的太阳辐射都会到达土壤表面。
地表覆盖
穿过地球大气层的部分太阳能可能会被植被、积雪或覆盖物等地表覆盖物截留、吸收或反射。穿透地表覆盖物并到达土壤表面的太阳能会使土壤升温，但实际上只有一小部分太阳辐射能真正到达地表并帮助土壤升温。
植被覆盖的类型和密度会影响到达土壤表面的太阳能量。茂密的作物 / 森林冠层 / 草皮或一层积雪 / 覆盖物会遮挡土壤表面，使其免受入射太阳辐射的影响，并使土壤温度保持凉爽。在春季，表面有大量作物残茬的土壤比裸露土壤升温更慢。裸露土壤的升温和降温速度都比被植被或积雪覆盖的土壤更快。作物残茬或其他类型的覆盖物还能减少蒸发，因此，残茬不仅能为土壤遮阴，还能通过限制蒸发使土壤保持湿润。湿润的土壤升温较慢，因为与土壤孔隙中的空气相比，加热水需要更多能量。在采用少耕措施后调整管理实践时，应考虑这些影响。
表层土壤颜色
到达土壤表面的太阳辐射会根据土壤表面条件被土壤吸收或反射回大气。反照率一词用于描述表面反射的入射太阳辐射量。大多数土壤反射到达其表面的 10%-30% 的太阳辐射（反照率 = 0.1-0.3）。浅色表面会反射大部分这种辐射（反照率更高），使土壤吸收的能量较少。因此，深色土壤表面比浅色表面获得的能量多得多。同一土壤干燥时的反照率高于湿润时。相比之下，大多数植被比土壤反射更多的太阳辐射回大气（反照率 = 0.2-0.3）。
坡向
当太阳直射头顶时，其光线以直角照射土壤表面，比太阳高度角较低时吸收的热量更多。夏季太阳更接近头顶，导致能量（热量）吸收水平较高。在秋季、冬季和春季，太阳在天空中的位置较低，其光线以较低的角度照射土壤表面，导致热量吸收较少。这些差异实际上是由于一定量的太阳辐射分布的绝对表面积不同所致。显然，朝向太阳的坡地土壤可以截留更多能量，因此比背向太阳的坡地土壤更温暖。在北半球，向南倾斜的土壤在春季比向北倾斜的土壤升温更快。由于能接受更多的直射阳光，一些特种作物可能会种植在东西行的南侧。南侧升温相对较快，可使种子发芽速度加快多达 3-5 天。
偶然性能源
加热的气团可能从一个地区吹到另一个地区。当暖空气团吹过较冷的土壤时，土壤会获得能量。温度高于土壤的雨水或灌溉水也能使土壤变暖。土壤上层的生物活动会向土壤中添加少量热量。与太阳直射辐射或火灾相比，偶然性能源引起的温度变化通常不那么显著。
能量输入与温度变化
能量输入后温度的升高取决于净能量输入量、土壤的热容量、传递到下层土壤的热量以及散失到大气中的热量。本章前面已讨论过能量输入。
热容量
热容量是使一种物质温度变化 1°C 所需的能量量。因此，热容量高的物质在相同的能量输入或损失下，温度变化较小。土壤的每个组成部分（空气、水、固体）对能量输入的反应不同（产生的温度变化不同）。在土壤成分中，水的热容量高于土壤固体，土壤固体的热容量高于土壤空气。加热等体积的水所需的能量大约是加热空气的 3000 倍。
湿润的土壤比干燥的同一土壤热容量高得多。因此，加热湿润的土壤比干燥的土壤需要更多能量。同样，与干燥土壤相比，湿润土壤在从夏季到秋季再到冬季的季节更替中，由于热量散失，温度下降速度较慢。由于这个原因，湿润土壤被认为是 ‘冷性土壤‘，它们在春季比干燥土壤需要更长时间来升温。因此，春季在湿润土壤中播种必须推迟到土壤变暖为止。在寒冷 / 湿润的土壤中，种子发芽也会延迟。
土壤的热容量因固体、水和空气的相对比例而异。土壤的空气和水分含量不断变化，导致土壤的热容量动态变化。由于水对热容量有决定性影响，蒸发、蒸腾、灌溉、降水事件和排水都会使土壤的热容量发生显著变化。因此，土壤湿度是控制温度变化速率的主要因素。由于土壤水分含量不断变化，研究热量移动的量和速率变得复杂且难以预测。
土壤的容重对改变土壤热容量的作用较小。压实土壤（高密度）的大孔隙比未压实土壤（低密度）少。干燥的压实土壤比未压实土壤的热容量更高（注意：图 7.1 为土壤导热率）。然而，对于湿润土壤，密度和孔隙度对改变土壤热容量的作用较小。
图 7.1 土壤的导热率取决于其孔隙度和湿润度
土壤中的热传递
热能是由于物体内部或物体之间的温度差而传递的。热量总是从较热的物体流向较冷的物体。只有土壤表面会受到太阳能的输入。一旦能量在地表被土壤吸收，表层土壤就会试图与上方的大气以及下方的下层土壤达到平衡。因此，热量形式的能量在土壤中始终不断移动。下层土壤的温度变化是两个方向热传递的函数：从表层土壤到下层土壤，以及从下层土壤通过表层土壤到大气。热量可以通过辐射、传导或对流传递。这三种类型的热传递都发生在土壤 – 植物 – 大气系统中。
辐射
我们周围的所有物体都以不可见的电磁波（短波、中波和长波）的形式辐射能量。太阳辐射 previously 作为输入土壤的主要能量来源已被讨论过。如果土壤表面温度高于上方的空气，它就会向空气辐射能量。
传导
当能量从一个分子传递到相邻的较冷分子时，就会发生热传导。一种物质传导热量的能力称为其导热率。铜和铁等金属具有高导热率，而木材和塑料等材料具有低导热率，后者被称为绝缘体。土壤的导热率取决于土壤体积中固相、液相和气相所占的比例。虽然热传导是能量移动速率的度量，但温度的变化更多是土壤热容量的函数。
大多数土壤矿物质的导热率约为水的 5 倍，是有机质的 10 倍，是空气的 100 倍以上。固体岩石能够比土壤更快地传导热量，因为它内部既没有空气也没有水。同样，压实土壤或孔隙少的土壤比未压实土壤传导热量更快，因为压实土壤的土壤颗粒之间接触更多（图 7.1）。当土壤湿润时，其导热率比干燥时高得多，因为孔隙中的空气是不良导热体，因此起到绝缘体的作用。例如，将湿润土壤与干燥土壤相比，尽管湿润土壤能够快速传导热量，但升高湿润土壤中水的温度需要更多热量。
对流
当涉及到加热流体（如空气或水）的运动时，热量通过对流传递。通过管道系统吹送暖空气来为建筑物供暖的熔炉有时被称为对流炉。由于热量总是从较暖的物体流向较冷的物体，热量会从温暖的土壤传递到冷风中的空气分子。暖空气比冷空气轻，当暖空气上升时，热量也可以通过对流传递。在春天的早晨，阳光照射在黑暗的裸露土壤上，加热土壤表面及其上方的空气，导致暖空气通过对流上升到大气中（图 7.2）。
图 7.2 热量可以通过强制对流或自由对流从温暖的土壤传递到凉爽的空气。
温暖的春雨落在寒冷的土壤上，可能会带来足够的热量，使寒冷土壤的温度立即升高，但新获得的土壤水分往往会减缓未来能量输入导致的土壤温度升高。夏雨也可以使温暖的土壤降温。当水分从土壤剖面的较浅部分排出时，储存在水中的热量会随着水移动到底土的较深部分。这种从根区去除多余水分的底土排水（降低热容量）有助于土壤在新的太阳能输入下更快升温。
显热与潜热
显热是指温度高于周围环境的物体通过传导、对流或两者结合传递的热能。储存在土壤中的热量可能会传递到土壤表面上方的空气中，这种从土壤中流失的热量被视为显热。这种情况通常在从夏季进入秋季以及日落后尤为明显。
潜热描述的是物质发生相变（也称为“状态变化”）所需的热量形式的能量。在土壤中，用于将冰变为水的能量是融化潜热，而用于将液态水转化为蒸汽的能量称为汽化潜热（图 7.3）。从固态到液态再到气态需要利用热量形式的能量，而反向变化时则会释放热量。
图 7.3 表面能量平衡总结了土壤 – 植物 – 大气系统中的热流。入射的太阳辐射使水蒸发，加热空气，并温暖释放长波辐射的土壤。
潜热仅仅是能量从水的一种相态转移到另一种相态。例如，将液态水转化为蒸汽涉及能量从液态到气态的转移，导致气态中储存更多能量。只有当水蒸气通过蒸发从土壤中物理移除时，储存的能量才会从土壤中流失。水蒸气的流失（土壤变干）会导致能量流失，因此可以预期土壤会降温。
相反，由于热容量较低，干燥的土壤在获得任何太阳辐射时温度会迅速升高。
土壤表面以露水形式存在的水蒸气凝结，会在水蒸气转化为水时将储存在蒸汽中的能量释放回土壤。在凉爽的夜晚，当叶片表面冷却到足以使空气中的水蒸气在叶片表面凝结时，凝结的水会向植物的微环境释放热量。叶片表面长时间存在露水会导致植物病原体繁殖。
在温带地区，从秋季到冬季的季节变化可能导致土壤水分冻结，冻结过程会释放储存在水中的热量。这些热量散失到大气中，导致土壤进一步冷却。柑橘园管理者利用这一原理，在预期会有霜冻之前向树木喷水；随后释放的热量可防止叶片和果实冻结。
显热和潜热传递之间存在相互作用。当土壤湿润时，潜热主导着来自入射太阳辐射的能量传递（使土壤上方的空气保持凉爽）。但当土壤干燥时，用于潜热的能量减少，更多能量用于加热土壤固体，从而增加显热，进而使空气变暖。如果长时间不下雨，生长在这些干燥土壤上的作物可能不仅会遭受水分不足的影响，还会因显热增加而遭受过热的影响。了解显热流动很重要，因为许多作物都有其生长最佳的空气温度。
土壤温度波动
给定时间的土壤温度是土壤热性质、大气条件、热传递和净储存能量（得失）共同作用的结果。能量波动的动态特性反映在土壤温度的日变化和季节变化中。
白天，由于太阳辐射入射，表层土壤变暖，并在日落后开始降温。土壤表面的温度通常略高于其上方的空气温度。在仲夏，没有植被覆盖的土壤表面温度在一天内的波动可能高达 40°F（22.2°C）。由于能量必须传导至底土，土壤剖面较深部分的日温度波动逐渐减小。例如，在同一土壤中 6 英寸深度处，一天内的温度变化可能仅为 10°F（5.6°C），而在 24 英寸（60 厘米）深度处，一天内的变化几乎可以忽略不计（图 7.4）。
图 7.4 地表和底土温度全天的变化——白天变暖，夜晚降温。
深度也是土壤温度年变化的一个因素。从年度来看，土壤上层 1 英尺（30 厘米）的最高温度通常出现在夏末，而最低温度出现在冬末。在 2-4 英尺（0.6-1.2 米）的较深深度，高温和低温比地表温度滞后 2-3 个月。
与深度相关的土壤温度在一年中可能会有很大差异，具体取决于它们在世界上的位置。温带地区的许多土壤温度范围可达 60°F（33.3°C）。在春季，白天进入土壤的热量多于夜间散失的热量，土壤每天逐渐变暖。在秋季，情况相反，随着白天变短变冷，传导到土壤中的热量减少，而在漫长的夜晚，更多的热量辐射到大气中。
土壤温度管理
由于温度对土壤上层几英寸内生物过程的速率有深远影响，人们在园艺和农业生产中投入了大量精力来开发改变地表能量平衡的方法。在管理土壤温度时，应努力创造接近最佳的条件，以促进植物生长和生产力。由于能量在土壤表面得失，大多数温度控制方法侧重于改变土壤表面的条件，希望限制或增强热量向所需方向的移动。另一种管理土壤温度的方法是改变土壤水分条件。
表面条件
翻耕土壤并形成粗糙表面可能会降低反照率并改善热量获取，从而导致白天高温升高。由于新翻耕的土壤中大孔隙增加，热量向底土的传导较慢，因此疏松、翻耕的土壤在夜间会将白天获得的大部分热量散失到大气中。
操纵表面反照率已被用于升高和降低土壤温度。如前所述，种植植被能够用 foliage 遮蔽土壤，增加表面反照率，从而对表层土壤产生降温效果。在炎热干旱地区，用白色粉末将表面涂白以增加表面反照率，可以对土壤产生降温效果。相反，在亚北极地区，通过将作物残茬染黑以降低表面反照率，从而提高了土壤温度。
这些类型的做法只是暂时的，而且成本相对较高，因此仅在极端情况下或用于高价值作物时才可行。
地表坡度方向也可以在小范围内进行调整以提高土壤温度（图 7.5）。这在高纬度地区的种植时期尤为重要，因为寒冷潮湿的土壤会延迟出苗和幼苗早期生长。耕作操作可用于在东西向行中创建垄沟几何形状。垄中的土壤会更快变暖，因为它干燥得更快，并且其朝南的斜坡（在北半球）吸收更多阳光。种植在垄中的种子比种植在平坦土壤中的种子发芽和生长更快。
图 7.5 在北半球，正午的太阳辐射使深色土壤温度最高，但土壤温度也受到此处所示的其他几个因素的影响。
覆盖物
用于增强或限制热流的土壤表面覆盖物包括塑料或纸张；有机副产品（作物残茬、落叶、木屑等）和砾石。所有这些覆盖物都会在土壤表面形成水和 / 或热屏障。像作物残茬和木屑这样的多孔覆盖物通过为水蒸气提供屏障来减少蒸发。由作物残茬制成的覆盖物的反照率也高于下面的土壤。在生长季节，多孔覆盖物覆盖下的土壤会比裸露土壤更凉爽、更湿润。具有大颗粒的有机覆盖物往往在颗粒之间有大量空气。
由于空气是热的不良导体，它起到绝缘体的作用，阻止热量流入或流出土壤。
透明塑料薄膜覆盖物不仅能减少蒸发，还能通过将长波辐射捕获在塑料下和 / 或降低表面反照率来提高土壤温度。黑色塑料覆盖物会从太阳吸收更多热量。塑料覆盖物在园艺应用中很常见，因为幼苗需要温暖湿润的环境。
土壤水分控制
水分调节可能是土壤最重要的温度控制方法。水分过多会导致土壤温度低于最佳值。水分过多在低洼地区或排水不良的土壤中很常见。由于干燥的土壤升温更快，试图避免或减少土壤中过多的水分含量可能有助于调节土壤温度。要控制土壤中的过多水分，我们可以避免过多水分进入土壤（地表排水），或通过排水（地下排水）去除已经渗入土壤剖面的过多水分。
地表排水涉及改变地表坡度，以在地表径流（过量水分）和渗入土壤表面的水量之间建立平衡。底土排水需要在底土中放置排水瓦管 / 穿孔管或沟渠，使土壤孔隙中的过量水分能够自由流入瓦管 / 管或沟渠。管道或沟渠有一定坡度，以便将多余的水输送到更大的接收体，如溪流。土壤变暖的理想条件是有足够的水来提供热量向底土的快速移动，但不能有过多的水来减缓土壤温度的升高（由于水的高热容量）。
在自然界中，土壤温度受到土壤 – 大气界面不断变化的气象条件的影响。白天或夜晚、夏季或冬季、阴天或晴天、降雨事件、暖波或冷波事件等外部影响不断影响着土壤的温度。当加入地理位置、植被覆盖，尤其是土壤水分条件等因素时，预测土壤温度变得更加复杂和困难。