土壤物理性质包括土壤结构和孔隙性、土壤水分、土壤空气、土壤热量和土壤耕性等。其中，土壤水分、空气和热量作为土壤肥力的构成要素直接影响着土壤的肥力状况，其余的物理性质则通过影响土壤水分、空气和热量状况制约着土壤微生物的活动和矿质养分的转化、存在形态及其供给等，进而对土壤肥力状况产生间接影响。学习和掌握土壤物理性质的基本理论及其调控措施，对于持续培肥土壤、提高土壤生产力、实现土壤资源可持续利用等均具有十分重要的意义。

土壤物理性质与土壤化学性质和土壤生物活动密切相关，互有影响。如钙饱和的土壤所形成的土壤结构远优于钠饱和的土壤；植物根系和蚯蚓的活动、有机质的分解产物则是形成土壤良好结构性的基础。反之，土壤的物理性质也直接或间接地影响土壤养分的保持、移动和有效性，制约土壤生物特性以及植物根系的定植、穿插和摄取土壤中水分和养分的能力。

土壤物理性质除受自然成土因素影响外，人类的耕作活动（包括耕作、轮作、灌排和施肥等）也能使之发生深刻的变化。因此可在一定条件下，通过农业措施、水利建设以及化学方法等对土壤不良的物理性质进行改良、调节和控制。

土壤物理包括土壤的颜色、质地、孔隙、结构、水分、热量和空气状况，土壤的机械物理性质和电磁性质等方面。各种性质和过程是相互联系和制约的，其中以土壤质地、土壤结构和土壤水分居主导地位，它们的变化常引起土壤其他物理性质和过程的变化。

土壤物理性质之一。指土壤表面光照反射的色光所组成的混合色。在土壤诸物理性质中最为直观。土壤颜色在一定程度上反映了土壤的主要化学组分和土壤的水热状况，可作为鉴别土壤肥沃程度的指标。如具深色表土的土壤常较浅色表土者肥沃；腐殖质含量高的土壤呈暗黑色；不同形态的铁可使土壤分别呈红、棕、黄、蓝、绿等色；在排水良好情况下多呈红、棕色，反之则现灰蓝色等。

土壤颜色通常用A.H.芒赛尔创建的土壤颜色标记系统来确定，称为芒赛尔土色卡。这个系统是由色调、亮度和彩度三要素所组成。色调指不同的颜色，分红（R）、黄红（YR）、黄（Y）、灰黄（GY）、灰（G）、蓝灰（BG）、蓝（B）、紫蓝（PB）、紫（P）和紫红（PR）共10组，每组又分成2.5、5.0、7.5和10共4级。亮度指对光反射的程度，由黑到白分为0～10个等级（在土色卡中取1～8）。彩度指光谱的纯度，按颜色从暗浊到鲜艳分为0～12个等级（在土色卡中取1～8）。表示土壤颜色的通用符号是色调亮度/彩度。完整的命名法是颜色名称（色调亮度/彩度），例如红（10RS/6）（图1）。

土壤物理性质之一。指土壤中不同大小直径的矿物颗粒的组合状况。土壤质地与土壤通气、保肥、保水状况及耕作的难易有密切关系；土壤质地状况是拟定土壤利用、管理和改良措施的重要依据。

土壤中的矿物颗粒可按其直径大小分为若干等级。各国的分级标准不一，常见的分级标准见表1。不同直径的矿物颗粒在物理和物理化学性质上有明显差异。各等级的主要特征是：

岩石崩解的碎块。对土壤耕作和植物生长都不利，应设法除去。

由母岩碎片和粗粒矿物组成。其大小和含量直接影响土壤耕作的难易和对农机具的磨损程度。

由母质碎屑、原生矿物和石英等组成。其中氧化硅的含量高达80%以上。含砂粒多的土壤较松散、通气好、无胀缩性，但保水保肥力弱，磷、钾等矿质养分含量低。

颗粒的大小和性质均介于砂粒和粘粒之间。氧化硅和铁铝氧化物的含量分别为60～80%和5～18%；其矿物组成既有原生矿物也有次生矿物；有微弱的可塑性和胀缩性，粉粒级的矿物组成与土壤养分的潜在供应能力有一定关系。

是土壤颗粒组成中最活跃的部分。主要由次生硅铝盐组成。颗粒小，呈片状，比表面积大，吸附能力强，保水保肥力也较强；但由于粘粒内孔隙小，且胀缩性大，通气和透水性较差。粘粒的性质还随粘土矿物类型的不同而异。2:1型蒙脱类粘土的胀缩性和吸水性较1:1型的高岭类粘土大得多。

公认的土壤基本质地分3组，即砂土组、壤土组和粘土组。各自的特点如下述。

保水和保肥能力较差，养分含量少，土温变化较大；但通气透水良好，容易耕作。

保水和保肥力较强，养分含量较丰富，土温变化小；但通气透水性差，粘结力强，犁耕阻力大，耕作较困难，且有强烈的胀缩性，干时硬结，湿时泥泞，适耕期短。

是介于砂土和粘土之间的一种土壤质地类型。性质上也兼备砂土和粘土的优点：通气透水、保水保肥能力都较好，适合多数作物生长，适耕范围较宽，耕作方便，易于调节，是农业生产上理想的土壤质地类型。

根据土壤中矿物颗粒组合特点将土壤分为若干类型的检索系统。常见的有：

该系统将土壤质地分为 4组（砂土、壤土、粘壤土和粘土）13级，并按等边三角表进行检索（图2）。其方法是：①以粘粒含量为主要标准25%为粘土组。②当土壤含粉粒达45%以上时，在各组质地的名称前均冠以“粉质”。③当砂粒含量在55～85%时，则冠以“砂质”；如超过85%，则称为壤质砂土，其中砂粒达90%者称砂土。

与国际制基本相似，所不同的是它将土壤质地分为4组12级（图3）。

由苏联卡钦斯基拟定，采用双级分类制，即按物理性砂粒和物理性粘粒含量将土壤质地分为3组9级（表2）。

除上述3个分类系统外，还有些国家结合自己国家土壤的特点制订了各自的土壤质地分类系统。

肥沃的土壤不仅要求耕层的质地良好，还要求有良好的质地剖面。虽然土壤质地主要决定于成土母质类型，有相对的稳定性，但耕作层的质地仍可通过耕作、施肥等活动进行调节。掺和粘土和增施有机肥料是调节和改良砂土类质地组不良性质的主要措施；相反，掺和砂土以及增施有机肥料、设置排水设施和采用高畦、窄垅等种植方法则是改善粘土质地组不良性质的主要途径。

土壤物理性质之一。指土壤固体颗粒间的空隙，是容纳水分和空气的场所。土壤孔隙状况通常用孔隙度和孔隙直径表征。

又称土壤总孔隙度。指土壤孔隙的容积占土壤总容积的百分数。通常按下式计算：

式中的土壤容重又称土壤假比重。是指单位体积土壤（包含孔隙在内）中绝对干燥时的重量，单位为克/厘米 。其数值大小与土壤质地、结构和有机质含量有关。通常，矿质土壤的容重为1.40～1.70克/厘米；有机土壤为1.10～1.25克/厘米；粘质土壤为1.10～1.60克/厘米；砂质土为1.3～1.5克/厘米；肥沃的耕层土壤为1.00～1.20克/厘米；紧实土壤为1.50～1.80克/厘米。容重值低的土壤表明其孔隙多，反之则孔隙少。容重除作为计算土壤孔隙度的必要参数外，也是计算土壤空气容量，换算田间土壤重量以及土体内水分、养分、盐分和有机质贮量的必要参数。

式中的土壤比重又称土壤真比重。是指单位体积土壤颗粒（不包括孔隙在内）的绝对干燥重量与同体积水4℃时重量的比值。土壤比重数值的大小与矿物组成和有机质含量有关。土壤矿物的比重一般在2.40～2.80之间；有机质比重一般在1.2～1.4之间。土壤的平均比重为2.65。土壤比重是计算土壤孔隙度的必要参数；也可作为大致判别土壤矿物类型的依据。

土壤孔隙度一般为50%左右；松散土壤可高至55～65%；紧实土壤可低至35～40%。

指土壤孔隙的大小。测定的方法很多，常按土壤吸力值的大小用下式计算：

孔隙直径（毫米）=3/土壤吸力(水柱高度，厘米)

土壤中孔隙的大小、形状及其稳定程度与土壤结构有关。土壤孔隙直径不同，其通气、排水能力也不同。一般认为，直径大于0.2毫米的粗大孔隙能保证土壤的通气性；直径0.2～0.03毫米的较大孔隙既能供水又能排水；直径0.03～0.01毫米的中等孔隙其毛管作用强烈；直径0.01～0.005毫米的小孔隙，具有很强的持水能力；直径小于0.005毫米的细微孔隙对土壤水分、空气的调节无效，对植物生长也无益。有时，土壤中的孔隙也可分为毛管孔隙（或称持水孔隙）和非毛管孔隙（或称通气孔隙）。前者指由毛管水占据的孔隙；后者指能通气的孔隙。土壤内大、中、小孔隙的比例因生物气候条件以及特定作物所需的物理环境条件而异。

土壤物理性质之一。指土壤颗粒（包括团聚体）的排列形式。但学术界关于土壤结构的定义并不完全一致。苏联学者H.A.卡钦斯基认为土壤结构是土壤中不同大小、形状、孔隙性、力稳性和水稳性团聚体的综合。美国学者L.D.贝弗则认为土壤结构是土壤中原生颗粒和次生颗粒（包括孔隙）排列成的一定形式。

土壤颗粒的大小及其不同排列形式，使土壤孔隙呈各种几何学特征，从而影响土壤中水、热、气的保持和运行，植物根系的穿插，微生物的活动以及养分的有效性和供应速率，最终直接或间接地影响植物的生长和土壤的生产性能。

土壤颗粒的排列形式大致可分两类：一类是以单粒（又称原生颗粒）为单位的排列；另一类是以复粒（又称次生颗粒）为单位的排列。根据结构体的形态、大小或性质还可分成若干类型。1927年，苏联学者C.A.扎哈罗夫根据结构体形态提出了土壤结构的分类方案并几经修改。1951年美国农部提出的土壤结构分类表（表3）是使用较为广泛的一个分类系统。在此系统中，按土壤结构体的形态特征将土壤结构分为4个类型；根据结构体的大小每种类型又分为5级；根据结构体自身和结构体之间粘结力的大小每级又分为 4个发育程度。土壤结构还可根据受水浸泡或外力作用后的不同反应而分为水稳性、力稳性或非水稳性和非力稳性结构。前二者统称为稳定性结构；后二者统称为非稳定性结构。稳定性结构的形成主要依赖于对土壤颗粒具有较强的胶结力的物质的存在。

主要指土壤中团聚体（耕层以下通常称结构体）的形成，通常有3个途径，原生颗粒通过凝聚等作用形成次生颗粒（或称微团聚体、复粒或有机无机复合体）；次生颗粒再经有机质等胶结物质的作用而进一步形成团聚体，或原生颗粒直接由胶结物质粘结成团聚体；致密的土体通过根系活动、干湿交替、结冻融冻等各种外应力的作用而崩解成团聚体。有机物分解的中间产物多糖和多价阳离子在形成稳定性团聚体中也有重要作用。近年又提出粘团学说，认为粘团是粘粒的小集团群，由粘粒本身定向排列而成，形如片状，其直径一般小于5微米。粘团彼此间可通过铝键和有机聚合物的作用使团面与团面、团边与团边以及团面与团边相结合而形成团聚体的基本单元，再由基本单元聚合而成团聚体。图6表示团聚体中粘团－有机质－砂粒的结合形式。

土壤结构除影响植物根系的生长，微生物的活动以及土壤中空气、水分和养分的协调外，还影响土壤的一系列机械物理特性。20世纪30年代，苏联土壤学家B.P.威廉斯提出团粒结构学说，认为由胡敏酸钙结合的直径为10～0.25毫米的水稳团聚体（又称团粒）含量达70%以上时，即为有结构的土壤。这种土壤同时具备团聚体之间的非毛管孔隙和团聚体内的毛管孔隙，因而能协调土壤中水分、空气、养分的保持与释放的矛盾；同时可减少地表径流，防止水土流失。但以后的研究者认为，土壤中0.25～10毫米水稳性团聚体的数量和最佳粒径应依不同的生物气候条件而异。在湿润多雨地区，为便于通气排水，水稳性团聚体的含量宜略高，直径也可略偏大；而在干旱少雨地区，图7则水稳性团聚体含量略低、粒径略小的有利保墒。近期的研究还认为，在评价土壤结构时，除团聚体的形状、大小和数量外，还要考虑与土壤结构密切有关的其他一些性质，如土壤孔隙的大小分配、土壤的通气性和透水性以及不同水分吸力时的土壤持水量和生物活性等。

由于土壤表层经常受到不合理的耕作和灌溉的影响，土壤结构易被破坏，从而导致土壤物理性质恶化。为了保护和改善土壤结构状况，保持和提高土壤肥力，可以采取的措施包括：合理耕作，改多耕为少耕或免耕；合理灌溉，改漫灌为喷灌、滴灌或底土渗灌；合理轮作、施肥，在轮作制中安排一定比例的绿肥或牧草，以及增施有机肥料等。施用结构改良剂则可达到快速改善土壤结构状况的目的。已知的土壤结构改良剂有聚乙烯醇，聚醋酸乙烯脂，水解聚丙烯，聚丙烯酸，醋酸乙烯脂 -嘎丁烯二酸共聚物，二甲胺基乙基丙烯酸盐以及聚丙烯酰胺等。其中聚丙烯酰胺已开始在西欧较大面积上使用。此外，沥青乳剂和各种类型的胡敏酸盐制剂也有明显效果。

以固、液、气三态存在于土壤颗粒表面和颗粒间孔隙中的水分，来源于大气降水、灌溉水以及随毛细管上升的地下水和凝结水。气态水存在于土壤颗粒之间尚未被液态水所占据的孔隙之中；液态水被吸着在土壤颗粒的表面，或受水分表面张力的影响被保持在土粒之间或团聚体内部未被空气占据的孔隙中；固态水只在气候寒冷地区及冬季出现，是液态水在摄氏零度（0℃）以下时结成的冰。土壤含水量一般用烘干法、张力计法、电阻块法或中子法等方法测定。

土壤水分是成土过程的重要因素，对矿物的风化，有机物质的合成和分解，元素的富集、迁移和淋失等产生影响，并是植物生长所需水分的主要给源。

进入土壤中的水分在各种力的作用下，有一部分被保存在土壤中。土壤保持水分能力的强弱，受土壤孔隙的大小、形状以及连通性等的影响，也与土壤颗粒表面积的大小有关。土壤的含水量是不断变化的，从只能保持一层相当于几个水分子直径厚的水膜，到土壤完全为水分所饱和，甚至地表出现积水。土壤的特征性含水量通常称为水分常数，包括：①饱和含水量。这时全部土壤孔隙都充满水分，水分吸力为零。②田间持水量。是土壤被降水或灌溉水所饱和，经2～3天或更长一些时间后，水分向下运动的速度逐渐减小，直至可以忽略不计时所保持的水量。通常用1/3大气压时的含水量代表；但由于土壤的差异，往往不能用同一吸力值来表征这一含水量。③萎蔫系数。指根系不能迅速吸取到能满足蒸腾需要的水分，植物开始出现永久萎蔫时的土壤含水量。一般以15个大气压时的含水量代表。④吸湿系数，大约相当于吸力为31个大气压时所保持的水量。各水分常数之间的水分对植物的有效性是不同的。

土壤含水量的多少，虽然关系到水分在土壤中的运动状况和植物生长状况；但土壤水分的能量状态,即水分被土壤保持的牢固程度，往往比水分含量更为重要。水分的能量可以水分吸力、张力或水势表示。一个平衡的土－水体系所具有的能够作功的能力称为该体系的土壤水势能，简称土水势。并可借助张力计或压力膜，在原地或实验室中测定。

土壤总水势由以下几个分势组成：①基质势，由与土壤固体特性有关的各种力（包括表面吸附力、土粒间孔隙的毛管力等）引起，是水－气界面的曲率半径的函数；②压力势，由土－水体系中的压力超过参比态下的压力引起；③溶质势，由土－水体系中各种溶质共同引起；④重力势，主要由重力场引起。

基质势和含水量的关系曲线称为土壤水分特征曲线（图8）。它受土壤性质的影响，据此可算出植物有效含水量，还可根据曲线上的斜率，估算出不同水势时的吸水和释水性。

土壤水处在不断的运动之中。降水或灌溉水到达地表后，在重力势和基质势等梯度作用下渐次进入土表以下各土层。土壤水分达到饱和状态后，多余的水分就在重力势作用下向下渗漏，补给地下水；如土壤水分处于不饱和状态，水分就在重力势和基质势等梯度作用下向下或向其他方向渗吸，补充土壤水储量。渗漏或渗吸不良时，水分就形成地表径流流失。当降水或灌溉停止、渗吸结束后，水分仍继续向下运动，进行再分配。土壤水也可在水势梯度作用下向上运动，通过地表蒸发或植物叶面的蒸腾返回大气中。在地下水盐分浓度高时，水分的向上运动往往导致土壤盐渍化。

水分在由势能高的地方向势能低的地方运动时，不管土壤水饱和程度如何，单位时间内通过单位面积的水的容积总是与水流方向上的水力势梯度成正比。这可用达西方程表示：

式中V为单位时间内通过垂直于水流方向的单位面积的水的容积；K为水力传导度或毛管传导度，是单位水力势梯度下水流的容积；为水力势梯度，包括重力势梯度和基质势梯度，是水分运动的驱动力。重力的大小一定，方向向下，基质势的大小和方向是可变的。

土壤中的气态水由于水汽压力梯度的不同而进行扩散，它们通过充气孔隙从水汽压大的地方向水汽压小的地方运动；从湿土层向干土层、从比较热的土层向比较冷的土层运动。

适宜的土壤水分为植物蒸腾和维持正常生长所必需。土壤水分过多往往使植物生长受阻、造成湿害；过少则导致植物凋萎。一般认为，土壤吸力小于1～2大气压时的水分，是植物最易吸收的水分。

20世纪60年代以来，在评价土壤水分与植物的关系问题上的根本性变化，在于认为土壤、植物和大气之间是一个物理学上统一的、动态的连续体系。在此体系中，各种不同的水流过程象链条中的各个环节一样相互关联。植物吸收水分的速率和数量不单是土壤含水量或土水势的单值函数，而是与根系从土壤吸收水分的能力，以及土壤按蒸腾要求的速率向根系输送水分的能力有关；能力的大小取决于植物和土壤的性质，并在相当程度上取决于小气候条件。水分从体系中势能高处流向势能低处；两点间的势能差，是促使水分流动的原因。流经植物体的水流量(y)可用下式表示：

y=墹ψ1/R1=－墹ψ2/R2=－墹ψ3/R3

式中墹ψ1是土壤到根部的水势降减,墹ψ2是植物体内根到叶部的水势降减；墹ψ3是叶部与大气间的水势降减。墹ψ1、墹ψ2约等于 10×10 帕；1墹ψ3约等于 500×10帕。R1、R2和R3分别为相应分段中水流的阻力。

只要根系吸水的速率与蒸腾速率平衡，水流就继续进行，植物保持充分的水胀状态；一旦吸水速率低于蒸腾速率时，植物就开始失水，失去膨压而凋萎。在大气蒸发力高时，即使土水势较高，植物也可能无法维持较高的相对蒸腾率而开始凋萎；在大气蒸发力低时，即使土水势较低，相对蒸腾率仍可能较高，而使植物不致凋萎。所以土壤中水分能否满足植物生长的需要，取决于土壤、植物和大气诸因子的综合影响。

水分不仅直接影响植物的蒸腾和土壤中养分对植物的有效性，而且也影响根系生长与耕作的难易。通过合理的耕作管理，增加和保持土壤有效水，减少地表径流和渗漏，减少无效蒸腾，以及在水分过多时进行农田排水等措施都是农业生产的重要环节（见植物水分关系）。

土壤物理性质之一。指影响热量在土壤剖面中的保持、传导和分布状况的土壤性质。包括3个物理参数：土壤热容量、导热率和导温率。土壤热性质是决定土壤热状况的内在因素,也是农业上控制土壤热状况,使其有利于作物生长发育的重要物理因素，可通过合理耕作、表面覆盖、灌溉、排水以及施用人工聚合物等措施加以调节。

又称土壤比热，即每单位土壤当温度升高 1℃时所需的热量。以土壤重量为单位时称土壤重量热容量（Cp）；以土壤容积为单位时称土壤容积热容量（Cv）。干燥土壤的容积热容量等于土壤重量热容量与土壤容重的乘积。

土壤各组分的热容量不同。其中以水的热容量为最大，空气的容积热容量最小，因而土壤水是影响热容量的主导因素。农业生产上常通过水分管理来调节土壤温度，如低洼易积水地区在早春采取排水措施促使土壤增温，以利种子发芽等。

是表征土壤导热性质的物理参数或导热系数，即在稳态条件下每秒钟通过截面积为1平方厘米、长度为1厘米、两端温差为1℃的土柱时所需的热量。数学表达式为：

式中λ为导热率；Q为T时间内、流经厚度为d、横截面积为A的土柱的热量；t1和t2为土柱两端的温度，(t1-t2)/d为温度梯度。

土壤各组分的导热率不同：矿物的导热率最大，其次为水，空气的导热率最小。

土壤导热性的调节主要依靠土壤水，如在农业生产中通过灌水增加土壤含水量以防霜冻等。

是表征土壤导温性的物理参数（或导热系数），有时也称温度扩散率或温度扩散系数。其物理含义是在标准状况下，在土层垂直方向单位土壤容积中，流入相当于导热率λ时的热量后所增高的温度，单位为平方厘米/秒。其与导热率的关系式：

式中Kt为导温率；Cv为容积热容量。

土壤水分对土壤导温性有明显影响，一般呈双曲线关系，即从干土变为湿土时Kt值不断增加，但当土壤水分含量超过一定限度时Kt值即不断下降，其转折点因土而异。耕层土壤的Kt常数低于底层。如南京黄棕壤0～50厘米土层的Kt为3.11×10厘米2/秒，而50～100厘米土层的Kt值为4.92×10厘米2/秒，上下土层间Kt的差异较大。在工农业生产中为了解土壤剖面不同深度在不同时间内土壤温度的变化规律，常需测定土壤导温率。

由于土壤是一个不均质体，其组分的变化常受时间和空间变化的影响，决定土壤热性质的各个参数只是相对稳定，并不是绝对常数。

存在于土壤颗粒表面、未被水分占据的孔隙中和溶于土壤水中（溶液中）的空气。土壤空气的数量、组成和更新状况对植物生长，特别是对根系的发育和生长影响极大；土壤的生物学过程、化学过程和养分的有效性也与土壤空气有关。

土壤通气状况常根据土壤的空气含量、通气孔隙、通气量、氧化还原电位、气体扩散系数，土壤空气中氧的含量、氧扩散率、二氧化碳分压，呼吸系数，还原性物质总量或土壤的颜色和气味等加以判断。

土壤空气主要来源于近地表的大气。但也有部分是土壤呼吸过程和有机质分解过程的产物。根据空气在土壤中存在的状态分为自由态（即游离态）、吸附态和溶解态3种。自由态空气指存在于土壤中未被水分占据的孔隙中的气体，其容量主要取决于土壤颗粒的排列状况和水分的含量；吸附态空气指吸附，土壤颗粒表面的气体，其容量决定于土壤颗粒的比表面积和气体分子结构的偶极矩；溶解态空气指溶解于土壤水（或溶液）中的气体，其容量受气体分压、温度和气体成分的溶解度决定。3种状态中以自由态空气最为活跃，其次是溶解态。

土壤空气的组成大体上与大气组成相近似。早在1852年，法国学者J.B.布森戈就首先确定了土壤空气组成的容积百分含量：氮为78.80～80.24%；氧为10.35～20.03%；二氧化碳为0.74～9.74%。与大气相比，其氧含量较低，而氮和二氧化碳含量较高。渍水土壤的空气中还含有一定数量的还原性气体如甲烷、硫化氢和氢，有时还有磷化氢、二硫化碳、乙烯、乙烷、丙烯和丙烷等。但土壤空气的组成常随季节、昼夜、土壤深度、土壤水分、作物种类和生长期的不同而变化。

土壤空气的更新主要是靠土壤空气与大气间的相互交换，包括气体质流和气体扩散。前者服从于达西定律，后者服从于费克定律。影响土壤中气体质流的因素包括气象因子（温度、气压、风和降水等）、土壤因子（结构性、水分含量和通气孔隙等）、生物因子（动植物和微生物的活动等）和人类生产活动因子（耕作、施肥和排灌等）。1904年E.白金汉提出土壤气体扩散常数D与土壤自由孔隙度S的平方成正比：D=KS。式中比例常数K为扩散系数。1940年H.L.彭曼提出土壤气体扩散的基本方程。式中D为土壤气体的扩散系数；D0为气体在大气中的扩散系数；S为孔隙度；L为气体通过的直线距离；Le为气体通过的实际距离；用相对扩散系数作为气体扩散的指标。近期的研究多围绕土粒的粗细、形状以及孔隙的大小、形状和质量等因素对彭曼方程提出种种修改。

土壤空气的含量主要取决于土壤的通气性，而土壤通气性则受土壤中孔隙的多少和大小比例决定。通常合理耕作，轮作和灌水、排水等措施可以达到调节土壤空气含量和组成的目的。

土攘物理性质之一。又称土壤动力学性质。指决定土壤对外力反应的物理性质，主要包括土壤结持度、土壤强度、土壤流变性和土壤压缩性等。土壤机械物理性质既影响植物根系的分布和生长，也是决定土壤耕作和农业机具设计的重要因素。

指土壤在不同含水量情况下表现出不同结持性（土壤颗粒之间的相互吸引力）和粘着性（土壤颗粒借助于表面的水膜与外物之间的吸引力）的物理状态。可分4种状态：硬性结持、酥性结持、可塑性结持和粘滞性结持（图9），分别由收缩限、塑性下限和塑性上限（液限）3个临界含水量（又称结持常数）作它们之间的界限。收缩限是土壤从明显湿润向明显干燥转变的交界点；塑性下限是土壤颗粒表面的水膜刚能满足土壤颗粒正常移动时所需的最低含水量；塑性上限，指土粒在作用力下刚发生流动时的含水量。塑性下限和收缩限含水量的差值称酥软指数。塑性上限和塑性下限含水量的差值为塑性指数。土壤处于硬性结持度时，耕作土壤阻力大，易形成大土块或粉末状；土壤处于粘滞结持度时的土壤承载强度低，机具难以运行，易破坏土壤结构；土壤处于塑性结持度时,耕作中易发生粘闭。土壤上述3种结持度对土壤耕作均不理想，只有处于酥性结持度时才适宜耕作。

指土壤抵抗或支持外加力的能力，随作用力的方式不同而异。常以剪强度表示。剪强度由土壤内聚力（或称粘结力）和内摩擦力等参数所构成。根据莫尔-库伦方程，剪强度@T(02525)与内聚力C和内摩擦力的关系如下式：

τ=C+σtanσ

式中σ是垂直应力；φ是内摩擦角。如果剪切面上不存在垂直应力，则τ=C。试验表明，内摩擦角和内聚力与土壤性质和含水量都有关。决定剪强度的垂直应力的是有效应力，即土壤骨架承受的应力；垂直载荷下的饱和土壤则孔隙水也承受压力，因而将减低有效应力。孔隙水承受的压力称为孔隙水压力。精确计算各种类型土壤的剪强度，常借助三轴剪力仪。

指土壤在外力作用下产生变形或流动时存在的应力与变量之间的关系。分两种情况：

①处于干燥状态的粘土因有弹性性质，应力与变形量成直线关系，即：

τ=Gr

式中τ为应力；G为弹性系数；r为变形量。

②稀薄的稳定泥浆，应力和应变量无单值关系。当有效应力增加时，变形以较高的速度连续发生。应力与变形速度之间成直线关系的液体称牛顿液体。当泥浆达到一定浓度后即产生结构，这时体系具有一定强度（称非牛顿液体）。体系受到扰动时强度减低的现象称为触变。使其发生流动所必须施加的应力即为塑变值。田间土壤多呈塑性体；此外也有粘弹体，包括固体粘弹体（固结的砂质粘土）和液体粘弹体。

指土壤容积在施加压力下的变化。压力和土壤孔隙比e（单位载荷的孔隙比）的关系为：

e=AlogPC

式中A为压缩指数；P为载荷；C为常数。

压缩的主要原因，是颗粒趋于定向排列和粘粒吸附水减少。水分饱和的土壤在载荷下产生的排水压缩称为固结。

土壤的两种彼此关联的物理性质，即土壤电性和磁性的统称。土壤电磁性的测定对于土壤发生分类的研究、土壤调查和制图、土建工程的地基处理以及农田生态系统的调控和环境保护都具有重要意义。

指不同于土壤电化学性质的土壤电物理性质，包括土壤自然电场（电位）、电阻（电导）、电渗、介电常数等。其中，尤以土壤电阻和自然电场更为重要。土壤电阻是土壤电导的倒数，常用以确定土壤含水量或盐渍度，进而可确定某些土壤的分布界线等。土壤自然电场是土壤中各种带电土粒和盐类离子所具有电场。通过测定土壤自然电场，可以了解某些成土过程的信息、区分复域土壤、确定地下水位和流向等。成土过程和耕作、施肥、灌排等所造成的土壤盐分离子的离解、解吸、淋溶、淀积、吸附等，可使剖面中自然电场产生分异，从而显示其发生学特征。如碱土和淡栗钙土等淋溶层的自然电场比淀积层高40～50毫伏，而淡栗钙土淀积层的自然电场又比碱化层高15～25毫伏。各发生层的界面上的电位差较大。

按磁性特征，土壤组分可分反磁质、顺磁质和亚铁磁质3类。由于反磁质的磁性极其微弱,土壤磁性主要决定于后两类，尤其是亚铁磁质。但土壤中的铁、锰化合物多为顺磁质，只有磁铁矿、磁赤铁矿及其含钛系列等少数几种为亚铁磁质。土壤磁性与土壤矿物的组成关系密切。成土过程中土壤铁、锰物质的淋移、淀积和形态转化，特别是顺磁质和亚铁磁质的相互转化，是造成土壤磁性消长的原因。

土壤磁性包括磁化率、剩余磁化强度（剩磁）、饱和磁化强度、矫顽力等，以前二者更为重要。土壤磁化率用以量度磁化的难易，其含义可用下式表示：K=J/H。式中K为溶积磁化率，J为磁化强度（单位容积的磁矩），H为外磁场强度，为消除土壤松紧状况的影响，则可用比磁化率表示：X=K/d。式中X为比磁化率；d为土壤容重剩余磁化强度，指物质在外磁场中磁化后再撤离外磁场时，反磁质和顺磁质的感应磁性立即消失，而铁磁质和亚铁磁质仍可长久保持的一部分感应磁化强度。土壤自然剩磁则是土壤形成过程中各种磁化作用保留下的剩磁，包括热剩磁、沉积剩磁、化学剩磁和沉滞剩磁等的综合。土壤剖面中各层的剩磁与感应磁化强度（由现今的地磁场影响产生）的比值称Q值，可作为土壤鉴定的依据。

土壤电磁性的调节主要包括电改良和磁处理两个方面。土壤电改良即利用人工直流电加速土壤中的电化学反应和电渗过程，可用于促进盐碱土的淋盐、脱碱和粘质土的排水、加固，达到改善土壤理化性质的目的。进行时一般将阳极置于土表、阴极置于排水沟底部，以利Na的淋洗。直流电引起阳极区的土壤溶液发生酸化，促使钙的活化和钠的排除，进而促进土壤团聚化，可显著提高土壤渗透性能。电流方向宜交替变换，以避免土壤的局部性酸化造成土体理化性质的不均匀性，以及电极材料被腐蚀而产生金属离子毒害。

土壤磁处理即将土壤置于外磁场中使其产生剩磁，或将含铁的工矿废渣经磁处理后用作土壤改良剂。前者可改善碱化土壤的微结构性；后者可改善粘质土壤，特别是潜育性土壤的理化性质。

本书可作为土壤、农田水利、环境保护类专业研究生的教科书，并可供有关专业技术人员参考。