A talajlevegő fő komponensei a N₂, O₂, CO₂ és a vízgőz. A N₂-tartalma gyakorlatilag állandó és megegyezik a légköri levegővel (~ 79 térfogat %).

a) Oxigén- és széndioxid-tartalom. Az O₂ és a CO₂ mennyiségét a pórustérben lejátszódó biológiai folyamatok szabályozzák. Ezekben a folyamatokban (gyökérlégzés, a talajlakó élőszervezetek légzése) O₂ használódik fel, és CO₂ képződik. Az oxigénfelhasználás annál nagyobb, minél intenzívebb a gyökérnövekedés és minél erősebb az edafon élettevékenysége. Aerob viszonyok között a talajban annyi CO₂-molekula képződik, ahány molekula O₂ fogy el a légzéshez, vagyis a respirációs hányados = 1. Anaerob környezetben a respirációs hányados nagyobb, mint egy.

Molekuláris oxigén (O₂) a talajlevegőbe kizárólag a légkörből jut be (8.25. ábra). A két rendszer közötti gázcsere azonban nagyon lassú, ezért egy idő múlva az O₂-tartalom kisebb, a CO₂-tartalom pedig nagyobb lesz a talajban, mint a külső légtérben (8.10. táblázat). A különbség annál jelentősebb, minél nagyobb a biológiai aktivitás, és minél lassabb a talaj és a légkör közötti gázcsere. A talajlevegő összetételére hatással van a növényzet, annak fejlettségi állapota, valamint a hőmérséklet és a légköri nyomás ingadozása.

8.25. ábra - A talajlevegő összetételét befolyásoló tényezők

A talajban éventeátlagosan 4000 m3 CO₂ keletkezik hektáronként. Ennek 2/3 része a talajélőlények tevékenységének, 1/3-a pedig a gyökerek légzésének tulajdonítható. A képződő mennyiséget nagymértékben módosíthatja a talaj nedvességtartalma, hőmérséklete és az elbontható szerves anyag mennyisége.

A folyékony fázisban oldott CO₂ befolyásolja a talaj kémhatását, mivel oldódásakor szénsav keletkezik. Az O₂ koncentráció (és a levegővel telt pórustér térfogata) pedig a talaj redoxiállapotát határozza meg.

A különböző talajok gázfázisának O₂- és CO₂-tartalma tág határok között mozoghat. A növényzet számára kedvezőtlen, ha a CO₂-tartalom 5% fölötti, ill. ha az O₂-tartalom 10% alatti a talajban. Oxigénhiányos környezetben csökken a szerves anyagok bontásának üteme, korlátozott a tápanyagfeltáródás s a gyökerek víz- és tápanyagfelvétele.

b) Vízgőztartalom. A talajlevegő vízgőztartalma nagyobb a légkörinél. Relatív páratartalma csak akkor csökken 95% alá, ha a talaj csak kötött vizet tartalmaz (azaz, amikor a nedvességtenzió 4,2 pF-értéknél nagyobb). Mivel a levegő vízfelvevő képessége a hőmérséklet emelkedésével növekszik, jelentős koncentrációgradiens és páramozgás jöhet létre az eltérő hőmérsékletű talajrétegek között, a melegebbtől a hidegebb réteg irányába folyó vízgőzdiffúzió révén.

c) Metán és kénhidrogén. Tartósan túlnedvesedett talajokban, a szerves vegyületek anaerob lebontásakor, köztes termékként, először kevésbé illékony szerves savak (pl: ecetsav, tejsav és vajsav) keletkeznek, majd ezek CH₄-képződés kíséretében bomlanak le CO₂-re. Ha a talaj SO42– -ionokat is tartalmaz, kis mennyiségben H₂S is keletkezik, ami már kis koncentrációban is méregként hat a növények gyökerére.

A talajban a gázok mozgása – és a légcsere – két alapfolyamatra, a tömegáramlásra (az egész gázfázis konvekciós mozgására) és a diffúzióra vezethető vissza.

Tömegáramlás (konvekció)indul meg akkor, ha két pont között a levegő össznyomása különbözik. Nyomásváltozást és gázmozgást hoz létre pl. a hőmérsékletváltozás, a légköri nyomás változása, a talajvízszint emelkedése, ill. süllyedése, a víz beszivárgása a talajba és a gravitációs víz elszivárgása. A konvekció csak a felszíni és a felszínhez közeli talajréteg(ek) légcseréjében játszik jelentős szerepet. Konvekciós mozgásnak tekinthető továbbá az oldott gázok víz általi szállítása.

Diffúziót (az egyes komponensek mozgását a gázelegyen belül) az adott komponens parciális nyomásának növekedése vagy csökkenése idézi elő.

Az áramlás mindkét esetben a nagyobb nyomású helyről a kisebb nyomású tér felé irányul, s mindaddig tart, amíg a nyomáskülönbség meg nem szűnik. Például, legyen az oxigén (O₂) az 1 atmoszféra össznyomású talajlevegőben 20,6% (ami egyenlő 0,206 atm parciális nyomással), s a CO₂ 0,4% (= 0,004 atm). Mivel a légköri levegőben az O₂ parciális nyomása 0,21 atm, s a CO₂-é 0,0003 atm, ezért az oxigén a talajba (befelé) a CO₂ pedig kifelé fog diffundálni.

A gázmolekulák diffúziós mozgását is a Fick I. törvénye írja le;

$\text{J}=–{\text{D}}_{\text{t}}\frac{\Delta \text{c}}{\Delta \text{x}},$ (8.31. egyenlet)

ahol:

J a diffúzió útján áramló gáz mennyisége (mol/s cm2), c a koncentráció (mol/cm3), x a diffúziós úthossz (cm) és D_t a gáz diffúzióegyütthatója a talajban (cm2/s).

A diffúzióegyüttható értéke a pórustér geometriai jellemzőin (a pórusok térfogatán és a víz/levegő arányon) kívül, függ a gáz és a diffúziós közeg tulajdonságaitól is. Amenynyiben a talajlevegő a diffúziós közeg, a D_t értéket a

${\text{D}}_{\text{t}}={\text{f}}_{\text{ρL}}{\text{D}}_{\text{L}}$ (8.32. egyenlet)

összefüggés adja meg, amelyben D_L a szabad légtérben mérhető diffúzióegyüttható, ρ_L a levegővel telt pórusok térfogataránya (cm3 levegő/cm3 talaj), az f pedig a pórustér térbeli felépítettségének hatását kifejező tényező.

Mivel a diffúzió viszonylag lassú folyamat, a talajlevegő oxigéntartalma csökken a mélységgel, a CO₂-koncentráció pedig nő.

A talaj pórusterének levegőtartalma igen széles határok között változhat, a nullához közeli értéktől a (VK_max) nedvességi állapottól, csaknem 100%-ig (a kiszáradt talaj levegőtartalmáig) terjedhet. A talaj levegőgazdálkodásának egyik fontos jellemzője az ún. minimális levegőkapacitás, ami a szabadföldi vízkapacitásig benedvesedett talaj levegőtartalmát jelenti. Mindazok a sajátságok, amelyek nagy levegőkapacitást biztosítanak (a durva szemcseösszetétel, a jó morzsás szerkezet), a jó oxigénellátottságnak és a kisebb CO₂-tartalom kialakulásának kedveznek. A minimális levegőkapacitás a három alapvető textúraosztály talajaira vonatkoztatva, a pórustér %-ában kifejezve, a következő:

Magyarország éghajlati viszonyai között a feltalaj levegőtartalma az év nagy részében nagyobb, mint a minimális levegőkapacitás, mivel a nedvességtartalom általában csak kora tavasszal éri el vagy közelíti meg a szabadföldi vízkapacitás értékét.

A talaj levegőzöttsége főként az O₂-ellátottság biztosítása miatt fontos, amit megbízhatóan az O₂-diffúzió intenzitása és sebessége alapján lehet jellemezni. Az O₂-ellátottság ugyanis nemcsak a talajban lévő O₂ mennyiségétől, hanem annak a felhasználás helyére való áramlásától, pótlódásától is függ. Mivel a diffúziósebesség mérése igen körülményes, ezért az O₂-ellátottságot többnyire a talajban található levegő mennyisége és a talaj légjárhatósága alapján ítéljük meg.

A talaj légjárhatóságát (levegőáteresztő képességét) az egységnyi vastagságú réteg egységnyi keresztmetszetén, egységnyi nyomáskülönbség hatására, időegység alatt áthatoló levegő mennyiségével lehet kifejezni. Meghatározása manométeres és reométeres eljárással történhet. Manométeres méréskor, a talajrétegen keresztül légritkított térbe jutó levegő áramlási sebességéből következtetnek a légjárhatóságra. A reométeres módszernél pedig közvetlenül mérik a talajon átáramló levegő mennyiségét.

A talaj levegőzöttségét és légjárhatóságát alapvetően a szemcseösszetétele, szerkezete (a pórusméret eloszlás, a pórusrendszer geometriai jellemzői) és nedvességtartalma szabja meg. A legtöbb szántóföldi növény O₂-ellátottsága megfelelő akkor, ha a talaj pórusterének kb. 15%-át levegő foglalja el, 5%-nál kevesebb levegő jelenléte esetén viszont O₂-hiány lép fel.

Levegőigényes növények: a cukorrépa, a burgonya, a kukorica, a lucerna és a kender. Kevésbé igényesek: a kalászos gabonák és a vöröshere.

A talajok hővel szembeni viselkedését három jellemző: a fajlagos hőkapacitás, a hővezetőképesség és a hőmérséklet-vezető képesség alapján lehet értelmezni.

a) A fajlagos hőkapacitás (C) azzal a (Q) hőmennyiséggel egyenlő, amely egységnyi térfogatú vagy egységnyi tömegű talaj hőmérsékletét 1 °C-kal képes emelni. Mértékegysége: J/ cm3 °C, ill. J/g °C. A térfogategységre számított fajlagos hőkapacitást (C) az egységnyi tömegre megadott hőkapacitás (fajhő = C_m) és a talaj térfogattömegének (ρ) szorzata adja, azaz C = C_m ∙ ρ. A talaj alkotóelemeinek fajlagos hőkapacitását a 8.11. táblázat mutatja. A táblázatból kitűnik, hogy a szilárd fázist alkotó anyagok hőkapacitásában nincs lényeges különbség, ezért a szerkezetes talajok hőkapacitását elsősorban a víztartalom, illetve a víz/levegő arány befolyásolja (a víz nagy és a levegő rendkívül kis hőkapacitása miatt). Minél tömörebb és minél nedvesebb a talaj, annál nagyobb a hőkapacitása. A nagy hőkapacitású talaj lassabban melegszik fel, ill. hűl le, s kisebb a hőingadozása, mint az alacsony hőkapacitásúé.

b) A hővezető képesség (λ) mértéke az a hőmennyiség, ami egységnyi hőmérsékleti gradiens (cm-enkénti 1 °C hőmérséklet-különbség) esetén, a talaj egységnyi keresztmetszetű (pl. 1 cm2) felületén 1 szekundum alatt átáramlik. Mértékegysége: J/cm.s. °C. A 8.11. táblázat szerint, a talaj alkotórészeinek hővezető képessége, az ásványi részecskék; víz; levegő sorrendben egy-egy nagyságrenddel csökken és a humusz hővezetőképessége kisebb, mint az ásványi alkotórészeké. A talajlevegő mintegy 170-szer rosszabb hővezető, mint a víz és a szilárd fázis. Ennek megfelelően a térfogattömeg és a nedvességtartalom növekedésével, nő a talaj hővezető képessége.

A talaj gyenge hővezető képessége a szigetelőrétegként funkcionáló laza talajfelszín szélsőséges hőingadozását és a felszín alatti réteg egyenletesen alacsony hőmérsékletét vonja maga után. Különösen kicsi a hővezető képessége a lecsapolt láptalajoknak és minden más nagy porozitású és kis nedvességtartalmú, száraz talajnak.

A talajban szállított hő mennyiségét (Q) az alábbi összefüggés fejezi ki:

$\text{Q}=\text{λ}\frac{\Delta \text{T}}{\Delta \text{x}},$ (8.33. egyenlet)

ami analóg a kétfázisú talajban történő vízáramlást leíró Darcy-törvénnyel. A hővezetőképesség tehát ugyanolyan arányossági tényező a hővezetésben, mint a vízvezető képesség a Darcy-törvényben.

c) A hőmérséklet-vezető képesség vagy hődiffuzivitás (K _T ) megmutatja, hogy egységnyi hőmérsékleti gradiens (1 cm távolságra lévő pontok közötti 1 °C hőmérsékletkülönbség) hatására időegység alatt hány °C-kal változik meg a talaj hőmérséklete. Mértékegysége: cm2/s °C. A hőmérséklet-vezető képesség kifejezhető mint a hővezető képesség (λ) és a fajlagos hőkapacitás (C) hányadosa,

${\text{K}}_{\text{T}}=\frac{\text{λ}}{\text{C}}.$ (8.34. egyenlet)

A K_T értéke a talaj felmelegedésre való hajlamát mutatja és nagymértékben függ annak nedvességtartalmától. A talaj víztartalmának növekedésével egy ideig meredeken emelkedik, majd a maximum elérése után ismét csökken a K_T értéke (8.26. ábra). A legnagyobb hőmérséklet-vezető képessége tehát a közepesen nedves talajnak van. (A felmelegedés és az átfagyás az ilyen talajokban terjed a legmélyebbre).

8.26. ábra - A talaj fajlagos hőkapacitásának (C), hővezető képességének (λ)és hőmérséklet-vezető képességének (KT = λ /C) változása a nedvességtartalomtól függően

Mivel a hővezető képesség (λ) mérése körülményes, gyakran a hőmérséklet-vezető képességet (K_T) határozzák meg. Ekkor a talaj felmelegedését, a benne elhelyezett hőforrástól bizonyos távolságban észlelt hőmérséklet-változásokkal lehet nyomon követni, s a hőmérséklet-vezető képességet a következő összefüggés adja:

${\text{K}}_{\text{T}}=\frac{{\text{x}}^{\text{2}}}{{\text{2t}}_{\text{m}}},$ (8.35. egyenlet)

ahol:

x = a hőforrás távolsága a hőmérsékletmérés helyétől, cm; t_m = a hőforrás behelyezésétől a maximális hőmérséklet eléréséig eltelt idő, sec. A hővezető képesség ezután a 8.34. összefüggést felhasználva számítható: λ = K_T ∙ C.

A talajban a hőáramlás: sugárzás, hővezetés és konvekció útján történik.

a) A hősugárzás. Minden véges hőmérsékletű test által kibocsátott elektromágneses sugárzás intenzitása (a kibocsátott energia mennyisége) a test hőmérsékletének 4. hatványával arányos. A sugárzás meghatározó szerepet játszik a talajfelszín hőforgalmában.

A felszínre érkező sugárzás egy része visszaverődik (albedó), más részét pedig elnyeli (abszorbeálja) a talaj. Az abszorpció mértékét az abszorpciós hányados (α)

$\text{α}=\frac{\text{elnyelt sugárzás}}{\text{összes sugárzás}}$

adja meg, ami a talajok esetében általában 0,5–0,8 között változik. Az α értéke függ a talaj színétől, a felület érdességétől és a növényborítottságtól. A sötétebb színű és az érdesebb talaj több hőt nyel el, mint a világosabb, ill. a simább felszínű. A visszasugárzás intenzitása pedig elsősorban a talaj hőmérsékletétől függ.

b) A hővezetés. A vezető-közeg részecskéinek közvetlen érintkezése által biztosított energiaátadás. Hajtóereje minden esetben a hőmérsékletkülönbség, a hőmérsékleti gradiens kialakulása. Mértéke annál nagyobb, minél nagyobb arányban alkotják a talajt jó hővezető komponensek (szilárd fázis és víz), amelyek a talaj felszín alatti rétegeinek felmelegedését is lehetővé teszik. A nedvességtartalom növekedése azonban bizonyos értéken túl a talaj felmelegedése ellen hat, a víz igen nagy fajlagos hőkapacitása (fajhője) miatt.

c) Konvekció esetén a hőt az áramló folyadék vagy gáz szállítja. A talajban a szállítóközeg a legtöbb esetben a víz. A víz halmazállapotának változása (párolgás, fagyás) szintén jelentős hőáramlást okoz. A folyékony halmazállapotú víz (nagy hőkapacitása miatt) igen jelentős hőszállító, a vízgőz pedig a párolgási és a kondenzációs hő (kb. 2500 J/g) miatt játszik jelentős szerepet annak ellenére, hogy kicsi a hőkapacitása.

A hőáramlás

A talaj az alábbi forrásokból juthat hőenergiához: napsugárzás, a Föld belsejéből kiáramló hő, a szerves anyagok lebontása és a talajba kerülő víz. Az eső, illetve a folyóvíz által szállított hő a napsugárzásból, a termálvizek energiája a Föld belsejéből származik, a szerves anyagok lebontása pedig csak néhány esetben, pl. lecsapolt lápoknál játszik szerepet a hőháztartásban. Ezeket nem tekintjük önálló energiaforrásnak, bár egyes esetekben számottevő hatásuk lehet.

A talajban lejátszódó fizikai, kémiai és biológiai folyamatokat (pl. a víz halmazállapotának megváltozását, az oxidációt és a redukciót) is hőfelszabadulás vagy hőelvonás kíséri. A víz párolgása pl. 25 °C-on 2500 J/g energiafelhasználással jár. Az evaporáció révén tehát 2500 J/g hőenergia távozik a talajból a légkörbe, ha pedig vízpára kondenzálódik a felszínen, ugyanennyi hőenergia válik szabaddá és kerülhet be a felső rétegbe. A víz megfagyásakor mintegy 340 J/g hőenergia kerül a környezetbe, a jég olvadásához viszont ugyanennyi hő szükséges.

Nagyobb területet és hosszabb időszakot (pl. egy évet) alapul véve, a talaj hőenergia-mérlege egyensúlyban van: annyi energiát ad le, mint amennyit a fenti forrásokból nyer. A sugárzás átalakításában a talaj mint transzformátor működik. A napból érkező, főként rövid hullámhosszuságú sugárzás a talajban nagy hullámhosszú sugárzássá, hővé alakul át.

A talaj hőleadásában két folyamat játszik szerepet: a kisugárzás és a talajnedvesség elpárolgása (8.27. ábra).

8.27. ábra - A felszínre érkező sugárzás sorsa

A napsugárzás, mint a legjelentősebb energiaforrás a talajfelszínre érkezik, a visszasugárzás pedig innen indul ki, így a talaj hőingadozása is itt a legnagyobb. A talajhőmérséklet napi és éves menete megközelítőleg szinuszfüggvénnyel írható le (8.28. a ábra). A szelvényben lefelé haladva csökken a hőmérséklet-ingadozás és a hőmérsékleti szélső értékek a talajfelszínhez viszonyítva egyre nagyobb késéssel jelentkeznek (8.28.b ábra). A talajok hőmérsékletét, a hőingadozás mértékét és annak mélységi eloszlását közvetlenül a talaj hőtani jellemzői valamint a hőáramlásban résztvevő folyamatok határozzák meg, közvetve pedig mindazok a talajtulajdonságok, amelyek hatással vannak a hőtani jellemzőkre. Ezek közül a legfontosabbak: az összporozitás, a nedvességtartalom és a szervesanyag-tartalom.

8.28. ábra - A feltalaj hőmérsékletének rövid periódusú ingadozása március elején (a) és az egyes talajrétegek havi átlagos hőmérséklete 300 cm-es mélységig (b)

A laza szerkezetű, sok levegőt tartalmazó talaj felszíne, mivel a levegő hőkapacitása kicsi, gyorsan felmelegszik. A levegő azonban – kis hővezető képessége miatt – gátolja az alsóbb rétegek gyors felmelegedését vagy lehűlését. Ezért a laza és száraz talaj felszínén rendkívül nagy, de csak kis mélységig terjedő a hőmérséklet-ingadozás. (Nappal a felszín erősen felmelegszik, a felgyülemlett hő azonban éjjel visszaáramlik a lehűlt légkörbe).

A műveléssel előállított aprómorzsás felszín nagymértékben csökkenti a talaj felmelegedését, és megakadályozza a gyors hőmérséklet-változást (8.29. ábra).

8.29. ábra - A művelés hatása a feltalaj hőmérsékletére (KREYBIG nyomán)

A tömör és nedves talajok felszínén viszonylag kicsi a hőingadozás. A talaj felmelegedése (a víz nagy hőkapacitása és a párolgás közbeni hőelvonás miatt), elsősorban a nedvességtartalmától és a párolgás intenzitásától függ.