土的导热系数是衡量温度不均匀的物体中温度均匀化速度的重要物理量。
土壤在吸热过程中，热量从地表传递到深层，而散热时，深层的热量又会传递回地表。
这种热量在土层间传递、交换的能力即为土壤的导热性。
导热系数（λ）的定义是在单位温度梯度下，通过单位面积土体的热量，单位为W/（m·℃），它是评估土壤导热能力的重要指标。
在季节性非饱和冻融土壤中，水分运动与导热系数紧密相关。
公式中，λ表示导热系数；Q为热量（kJ）；为温度梯度（℃/m）；ΔF为面积（m2）；t为时间（h）。
导热系数实际上表示的是，当温度梯度为1℃/m时，每小时通过1m2面积土体上的热量。
导热系数受干容重、含水（冰）率和温度的影响，还与土壤的矿物成分和结构构造有关。
以物体受热升温的情况为例，可以更好地理解导热系数的意义。
在非稳态导热过程中，进入物体的热量不断被吸收，局部温度随之升高。
当物体内部各点的温度全部达到平衡时，这一过程才结束。
热扩散率α=λ/ρc的定义中，λ是导热系数，ρc是单位体积物体温度升高1℃所需的热量。
ρc越小，温度升高1℃所需的热量越少，能够传递更多热量，使物体各点的温度更快升高。
热扩散率α越大，表示材料内部温度均匀化的能力越强，因此被称为热扩散率。
从温度变化的角度看，α越大，材料中温度变化传播得越快，这反映了材料传播温度变化的能力。
因此，α也被称为导温系数，衡量了材料传播温度变化的效率。
导热系数是怎么计算的？
土壤在吸热期间，热量由地表传入深层，在散热期间，深层的热量又会传向地表，这种热量在土层间传递、交换的性能称为土壤的导热性。
土壤的导热性用导热系数（导热率）和热扩散系数（热扩散率）来表示。
（一）导热系数（λ）
单位温度梯度下单位时间内通过单位面积土体的热量称为导热系数，单位为W/（m·℃），它是表示土壤导热能力的指标。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
式中，λ为导热系数；Q 为热量（kJ）；为温度梯度（℃/m）；ΔF 为面积（m）；t 为时间（h）。
式（1.21）表明导热系数的实质为，当温度梯度为1℃/m时，每小时通过1 m面积土体上的热量。
土壤的导热系数是干容重、含水（冰）率和温度的函数，并与土的矿物成分和结构构造有关。
晶体物质的导热系数随温度的降低而增大，无定形物质的导热系数随温度的降低而减小，水和大多数液体和气体的导热系数与无定形物质的基本相同。
由于土壤为各种成分组成的不均匀多相系统，其导热系数随温度的变化没有统一的规律可循，在一定温度范围内，融土的导热系数随温度的变化很小（通常可忽略不计），主要取决于土壤的含水率、干容重和构成固体颗粒的分散程度。
在其他条件相同的情况下，土壤的导热系数随着干容重增大而增大，随土壤固体颗粒分散度的增大而减小，随土壤含水率的增大而增大。
但随着土壤含水率的增大，导热系数在不同的含水率区间的增大速度不尽相同。
土壤导热系数随不同因素的上述变化特征可能是土壤中不同导热性质物质的相对数量及其相互之间的联系所引起的。
土壤中固相成分具有最大的导热数值（不同矿物成分其值也有所不同），水次之，空气最小。
当土壤含水率相同时，土壤容重的增大，必然使土壤导热系数变大，因为土壤含水率一定时，增大土壤的容重意味着原来由导热系数较小的空气所占据的空间被具有较大导热系数的固体颗粒所取代，而且主要是大的孔隙空间。
这样，在土壤含水率一定情况下，土壤容重的增大，实际上同时改变了土壤中不同孔隙空间的组成，即原来主要由大孔隙空间构成的土壤孔隙，随着土壤容重的增大，变为主要由小孔隙空间构成。
而当土壤的容重进一步增大时，土壤的孔隙则可能主要由微孔隙所取代，同时，由于土壤中固体颗粒之间的孔隙大小不同，则固体颗粒间通过水联系起来的方式可能也不同，因为水具有较空气高得多的导热性质，所以，土壤中的固体颗粒间通过水相联系后，其导热性能迅速升高。
微孔隙最容易被水所充填，因此，由微孔隙分开的固体颗粒也容易通过水互相联系起来，小孔隙次之，大孔隙最差。
特大孔隙只有当土壤完全被水饱和时，水分才能将由孔隙分开的土颗粒相联系起来，在此之前，未充水孔隙的存在将影响导热系数的增大。
对于不同分散度的土壤，在土壤含水率和容重相同的情况下，随着土壤分散度的减小，土壤导热系数迅速增大，分散度对土壤导热系数的影响主要是土壤分散度的增大增加了固体组分间的接触热阻，同时，构成不同粒颗粒矿物成分的差异也影响了导热系数的变化。
与未冻土相比，冻土和正冻土的导热系数在其他条件（容重和含水率）相同情况下，由于温度的改变使土中水分的相成分发生变化，以及冻结过程的水分迁移、冻胀等引起土壤构造的变化，使冻土的导热系数的变化复杂得多。
温度的变化主要引起土中水相成分的改变，在土壤温度和含水率相同的情况下，不同类型土中的未冻水含量是不相同的，而且在不同的过程中（冻结或融化），同一类型的土由于未冻水含量随温度变化会出现所谓滞后现象，所以，在冻结和融化过程，即使温度相同，未冻水含量的值也可能不同，而冻土构造的变化对特定土壤而言可能主要取决于冻结方式。
在降温过程中，当土壤开始冻结时，冰的出现和土颗粒的团聚作用决定了土壤导热系数的迅速增大，并最后达到最大值。
不同分散度土的导热系数在该温度区间的增大速度主要取决于在该温度区间土壤水的相变强度；在随后温度的区域中，导热系数基本恒定的变化特征说明土壤水中的相成分没有很大变化；当温度进一步降低时，土的导热系数出现减小是由于低温使得冰的塑性变形减弱，温度应力导致土壤中出现了微观或者宏观的裂隙使热阻增大所致。
在升温过程中，土壤导热系数的变化特征主要取决于土壤结构不可逆变化表现出的滞后现象，同时受结晶力和温度应力松弛作用的影响。
在低温区域内，随着温度的升高，冻土的导热系数没有发生明显的变化。
由于在这一温度区域内冻土的微结构和其中的未冻水含量未发生大的变化，这已被冻土的微结构和未冻水含量随温度变化的实验研究结果所证实。
当冻土温度继续升高时，冻土的导热系数随着温度的升高而增大，并一直达到整个升温过程的最大值。
Ершов用随着冻土温度的升高，孔隙冰粘塑性流增大，并导致土中裂隙移动来解释这一温度区域导热系数随温度的变化，同时，由于升温过程冻土中未冻水含量随温度变化出现的滞后现象，使得升温过程冻土导热系数达最大值所对应的温度比冻结过程导热系数达最大值所对应的温度高。
当然，冻土中微裂隙随温度变化的原因除了孔隙冰粘塑性流增大的原因外，冻土（包括其中的冰）随着温度升高，体积产生膨胀可能是一个重要的原因。
其后，随着冻土温度进一步升高，其中的未冻水含量迅速增大，矿物颗粒间冰的胶结连接逐渐由液态水的联系所取代，或者说固体矿物颗粒与冰之间的水膜厚度随温度升高迅速增大，改变了土颗粒间热传导的连续性质，使得冻土的导热系数迅速减小。
众所周知，在土壤冻结过程中，不同的冻结速度将形成不同的冻土构造。
在快速冻结条件下，一般将形成整体状冻土构造；而在适当的冻结速度条件下，则可能形成网状或层状冻土构造。
实验研究结果和野外实测资料分析表明，由于冻结过程中土壤中的析冰，固体颗粒微裂隙中冰的产生所形成的冻胀力等的作用，反复冻结和融化使冻土中的粘粒产生团聚作用，而且这种作用过程可能一直进行到土壤中的粘粒团聚为粉粒为止，而粗颗粒土在同样的过程中产生反向的分散作用。
所有这些作用所产生的结果必然改变土壤中不同相成分间热接触或连接方式，因而也将改变土壤导热系数的值。
所以，这种变化有时可能是很大的。
徐学祖（1991）测定了典型土类的导热系数随干容重和含水（冰）量的变化曲线。结果表明，融土和冻土的导热系数均随干容重增大呈对数或指数曲线形式增大。在所测定的干容重范围内（草炭亚粘土400～900 kg/m、亚粘土1200～1600 kg/m、碎石亚粘土1200～1800 kg/m、沙砾石1400～1800 kg/m），可近似地看做线性关系。这是由于干容重增大，使单位体积中矿物骨架数量增多，土壤密实，孔隙减少，且矿物骨架导热系数远远大于气相充填物的导热系数，因此，导热系数随干容重增大而增大。
干容重相同时，土壤的导热系数随总含水率的增大而增加，但速率不等。
总的规律是，融土导热系数随含水率变化的曲线是先陡后缓；冻土则是两边缓、中间陡。
即融土在总含水率小于最大分子含水率阶段，随含水率增加，水分增加了矿物骨架之间的联系，增加了热传导的通道，使导热系数迅速增大。
含水率在最大分子含水率到液限含水率阶段，水分增加矿物骨架之间联系的作用成为次要作用，所以速率变缓。
当含水率大于液限后，水在土壤导热中逐渐起主导作用，导热系数增大速率逐渐接近某一固定值。
冻土中第一阶段为土中水处于过冷未冻状态，水分子不如融土化状态活跃，水分增加矿物骨架之间联系的作用不如融土明显，因此速率较缓。
第二阶段为土中冰晶的出现并逐渐增多的阶段，因为冰的导热系数比水大四倍，所以导热系数迅速增大。
第三阶段为冰在土体导热中起主导作用阶段，冰晶在第二阶段使导热系数迅速增大的作用相应减弱，速率变缓。
在同类土壤的冻、融两种不同状态下，根据上述情况，导热系数的比值随含水率变化曲线相应区分为三个阶段。第一阶段，λ/λ比值随含水率增大而减小；第二阶段，比值迅速增大；第三阶段比值缓慢增大，λ/λ＜1的含水率范围对于不同的土壤是不一样的，草炭亚粘土可达15%～35%，亚粘土为12%～18%，碎石粘土为3%～6%。
干容重和含水率相同时，一般粗颗粒土壤的导热系数要比细颗粒土壤大，这是由于粗颗粒土壤的总孔隙度比细粒土的要小的缘故。
同类土壤由于矿物成分和分散度的差异，造成导热系数的均方差可达±5%～±11%，图 1-2 列举了草炭亚粘土和亚粘土在冻结状态下导热系数与负温的关系。
这是两条平缓递升的直线，表明冻土的导热系数随负温降低略有增大，但增率很小。
温度变化1℃，导热系数变化小于5%。
可见，在一般工程热工计算中，导热系数取值只考虑冻融状态而忽视温度的影响完全是允许的。
图1-2 冻土导热系数与负温的关系
表1-7和表1-8分别给出了现场埋设球形探针和热流板所测得的原状土导热系数资料。
它反映了在温度和水分变化综合影响下导热系数的变化范围，其基本规律与上述情况相符。
但热流计法测得的砂卵石数据与室内试验相比显著减小。
表1-7 球形探针法测得的导热系数
（二）热扩散系数（导温系数）
热扩散系数是土壤中某一点在其相邻点温度变化时改变自身温度能力的指标，单位为m/h。它是反映土壤热传导速度的另一个重要的物理参数。它与导热率成正比，与热容量成反比。
土壤的导温系数同样取决于土壤的物理化学成分、干容重、含水（冰）量和温度状态等因素，随土壤质地、干容重、含水率大小而变化。
表1-8 热流计法测得的导热系数
徐学祖（1991）测定了不同含水率和干容重情况下各类土壤的导温系数，结果表明，冻土和融土的导温系数随干容重几乎呈直线增大。
干容重相同时，融土的导温系数随含水率变化的曲线大致可分为三段：①干燥至最大分子含水率或塑限阶段，导温系数随含水率增大而迅速增大，直到最大值。
各类融土导温系数达到最大值的含水率范围分别为：草炭亚粘土110%～130%；亚粘土15%～20%；碎石亚粘土14%～17%；砾砂5%～10%。
②含水率从塑限至液限阶段，导温系数减小。
③含水率大于液限后，导温系数缓慢减小，基本趋于稳定。
上述规律只有草炭亚粘土不大吻合。
冻土的导温系数随含水（冰）量增大而持续增大，但速率略有差异。
起初的增长速度与融土接近，以后随含水率的增大而迅速增大。
当含水率增大到一定值以后，导温系数增大速率减缓，其中粗颗粒土比细颗粒土明显。
干容重和含水（冰）量相同时，粗颗粒土的导温系数大于细颗粒土。
导温率直接决定土壤温度的垂直分布，在导温率较小的土壤中，由于温度传导较慢，因而表层土壤升降温明显，温度变化大，深层土壤升降温较慢，温度变化较小。
导温系数的测定在室内采用正规状态法、野外采用温度波法和薄板法。
表1-9给出了不同干容重和含水率条件下各种土壤的热参数。
土壤的导热系数是指什么？
热扩散系数是反映温度不均匀的物体中温度均匀化速度的物理量。
土壤在吸热期间，热量由地表传入深层，在散热期间，深层的热量又会传向地表，这种热量在土层间传递、交换的性能称为土壤的导热性。
土壤的导热性用导热系数（导热率）和热扩散系数（热扩散率）来表示。
土壤的导热系数（λ）
单位温度梯度下单位时间内通过单位面积土体的热量称为导热系数，单位为W/（m·℃），它是表示土壤导热能力的指标。
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动在公式中，λ为导热系数；Q 为热量（kJ）；为温度梯度（℃/m）；ΔF 为面积（m2 ）；t 为时间（h）。
表明导热系数的实质为，当温度梯度为1℃/m时，每小时通过1 m2面积土体上的热量。
土壤的导热系数是干容重、含水（冰）率和温度的函数，并与土的矿物成分和结构构造有关。
物理意义
以物体受热升温的情况为例来分析。
在物体受热升温的非稳态导热过程中，进入物体的热量沿途不断地被吸收而使局部温度升高，在此过程持续到物体内部各点温度全部扯平为止。
由热扩散率的定义α=λ/ρc 可知：
（1） 物体的导热系数λ越大，在相同的温度梯度下可以传导更多的热量。
（2） 分母ρc是单位体积的物体温度升高1℃所需的热量。
ρc 越小，温度升高1℃所吸收的热量越小，可以剩下更多热量继续向物体内部传递，能使物体各点的温度更快地随界面温度的升高而升高。
热扩散率α是λ与1/ρc两个因子的结合。
α越大，表示物体内部温度扯平的能力越大，因此而有热扩散率的名称。
这种物理上的意义还可以从另一个角度来加以说明，即从温度的角度看，α越大，材料中温度变化传播的越迅速。
可见α也是材料传播温度变化能力大小的指标，因而有导温系数之称。
