导热系数的计算公式为：λ=Q×L/(A×ΔT)。
导热系数k的计算公式为：k=Q×L/(A×ΔT)。
其中，λ（导热系数）、k（导热系数）、Q（热量）、L（传热长度）、A（传热面积）、ΔT（温度差）。
在实际应用中，导热系数的计算需要根据具体的物质和条件进行。
导热系数的影响因素
不同物质导热系数各不相同；相同物质的导热系数与其的结构、密度、湿度、温度、压力等因素有关。
同一物质的含水率低、温度较低时，导热系数较小。
一般来说，固体的热导率比液体的大，而液体的又要比气体的大。
这种差异很大程度上是由于这两种状态分子间距不同所导致。
工程计算上用的系数值都是由专门试验测定出来的。
随着温度的升高或含湿量的增大，所测5种典型建筑材料的导热系数都呈增大的趋势。
下面从微观机理上对此加以分析。
对多孔材料而言，当其受潮后，液态水会替代微孔中原有的空气；而在常温常压下，液态水的导热系数（约为0.59W/（m·K））远大于空气的导热系数（约为0.026W/（m·K）），因此，含湿材料的导热系数会大于干燥材料的导热系数，且含湿量越高，导热系数也越大。
若在低温下水分凝结成冰，由于冰的导热系数高达2.2W/（m·K），因此材料整体的导热系数也将增大。
与受潮带来的影响不同，温度升高会引起分子热运动的加快，促进固体骨架的导热及孔隙内流体的对流传热。
此外，孔壁之间的辐射换热也会因为温度的升高而加强。
若材料含湿，则温度梯度还可能造成重要影响：温度梯度将形成蒸汽压梯度，使水蒸气从高温侧向低温侧迁移；在特定条件下，水蒸气可能在低温侧发生冷凝，形成的液态水又将在毛细压力的驱动下从低温侧向高温侧迁移。
如此循环往复，类似于热管的强化换热作用，使材料表现出来的导热系数明显增大。
导热系数怎么算
关于“导热系数怎么算”如下：
导热系数计算公式根据φ=-λA（dt/dx）计算其中φ为热流量,λ为导热系数，A为传热面积，dt表供微元厚度两面的的温差，dx表示微元厚度。
一、导热系数简介
导热系数是指在稳定传热条件下，1m厚的材料，两侧表面的温差为1度（K，℃），在一小时内，通过1平方米面积传递的热量，单位为瓦/米·度（W/(m·K)，此处为K可用℃代替）。
导热系数是建筑材料最重要的热湿物性参数之一，与建筑能耗、室内环境及很多其他热湿过程息息相关。
导热系数仅针对存在导热的传热形式，当存在其他形式的热传递形式时，如辐射、对流和传质等多种传热形式时的复合传热关系，复合传热关系通常被称为表观导热系数、显性导热系数或有效导热系数（thermal transmissivity of material）。
此外，导热系数是针对均质材料而言的，实际情况下，还存在有多孔、多层、多结构、各向异性材料，此种材料获得的导热系数实际上是一种综合导热性能的表现，也称之为平均导热系数。
二、固体
固体是由自由电子和原子组成的，原子又被约束在规律排列的晶格中。
相应的，热能的传输是由两种作用实现的：自由电子的迁移和晶格的振动波。
当视为准粒子现象时，晶格振动子称为声子。
纯金属中，电子对导热贡献最大，而在非导体中，声子的贡献起主要作用。
常用的固体导热系数见表1。
纯金属的导热系数一般随温度升高而降低。
而金属的纯度对导热系数影响很大，如含碳为1%的普通碳钢的导热系数为45W/m·K，不锈钢的导热系数仅为16 W/m·K。
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。
