土壌
土壌の温度は吸収する熱量と損失する熱量の比に依存する。土壌の平均温度は生物群系によっても異なり -10 から 26 °C である。土壌温度は発芽、種の休眠 (en) からの回復、植物と根の成長、栄養分の可給性 を制御する。土壌温度の季節変化、月変化、日変化は重要であり、変化する幅は深いほど小さくなる。土壌をマルチングによって被覆すると、夏の温度上昇を遅らせ、土壌表面の温度変化を抑制することができる。
多くの場合に、農業では土壌温度に適合させるための作業が必要となる。たとえば、
発芽と成長が最大化するような植付けの時期を選ぶ(日照時間にもよる)。
10 °C 以下の土壌で使用するアンモニアの使用量を最適化する。
土壌の凍結によって土が持ち上げられる凍上によって根が浅い植物が被害を受けることを防ぐ。
飽和土が凍結することにより理想的な土壌構造が壊されることを防ぐ。
植物によるリンの吸収を促進する。
土壌温度を上昇させるためには土壌を乾燥させるか 透明なプラスチックでマルチングする。有機物によるマルチングは土壌の温度上昇を抑える。
土壌温度に影響を与える要因には様々なものがある。たとえば、水分量、土の色、土地の起伏(傾斜の角度と向き、高さ)、土壌被覆(日陰と断熱)、そして気温である。
土壌は、その構成成分の供給と消失の様式によって、土壌層が積み重なった形状を示すことが多い。土壌層とは、土壌への物質の供給と消失の様式によって形成される平行な境界を持つ層のことである。
例えば、土壌の表層部に植物遺体などの粗大有機物が集積する場合には、この表層部はO層(Organic層)と呼ばれる。O層の下部には、粗大有機物が分解あるいは溶脱されて生じた黒色の層(A層)が観察されることが多い。また、有機物に由来する黒色化が不十分で、風化が進行した鉱物質の層はB層と呼ばれ、風化が十分に進行していない岩石層(母岩)はC層、さらにその下の未風化の岩盤層はR層と呼ばれる。
土壌層は、土壌を分類するための重要な指標とされている。
なお日本の考古学の分野でも、遺跡を構成する土壌を層序学的に分層した「土層」と言う概念が存在するが、本項のような土壌学的な土壌層とはその定義や認識が大きく異なるものである。
水分子の水素原子が土粒子の酸素原子と結合する力(分子間力)が、他の水分子の酸素原子と結合する力よりも強い時に、水は土壌に保持される。フィールドが水浸しになると、土壌の間隙は完全に水で満たされる。フィールドでは圃場容水量まで重力による排水が進み、小さな間隙は水で満たされ大きな間隙は水とガスで満たされるようになる 。圃場容水量は土粒子の比表面積に依存する。そのため、重粘土や高有機質土壌では圃場容水量が大きい。純粋な水を基準としたときの水の単位体積あたりのポテンシャルエネルギーの相対値を水ポテンシャルと言う。総水ポテンシャルは、毛管力(土粒子と水との間の表面張力)によって生じるマトリックポテンシャル、塩性土壌では浸透圧による浸透ポテンシャル、垂直方向の水移動を扱う時には位置エネルギーによる重力ポテンシャルの合計である。土壌の水ポテンシャルは通常、負の値であるため、水ポテンシャルのマイナスで定義されるサクション(吸引圧)でも表される。サクションは正の値であり、土壌から水を追い出すために必要な力であるとみなすことができる。水ポテンシャルとサクションの単位は、 kPa (10 Pa)、bar (100 kPa)、cm H2O (およそ 0.098 kPa) である。サクション (cm H2O) の常用対数は pF と呼ばれる。したがって pF 3 = 1000 cm = 98 kPa = 0.98 bar である。
水が土壌に結合する力が植物にとっての利用しやすさを決める。