稳态条件下，土壤有机质的年积累量与年分解量相等，有机质含量保持不变。当土壤有机质的年分解量大于有机质的年积累量时，土壤有机质含量将逐渐下降，直至达到一个新的平衡值为止；反之，当年分解量小于年积累量时，土壤有机质含量将逐渐提高，直至达到一个新的平衡值为止。例如，在自然植被下，中国东北的黑土，表土层中的有机质含量在60～118克/千克间；耕垦后由于年输入的植物残体量明显减少，同时分解作用加强，因而20年后土壤有机质含量降至23～75克/千克。在中国南方红壤区，遭严重侵蚀的红壤，有机质含量较低，年分解量较小，耕种后通过施肥等措施，进入土壤的有机物质数量较荒地条件下明显增加，因而有机质含量将逐步提高。漠境地区土壤开垦后的情况亦与此相同。

土壤有机质平衡决定于年分解量和年形成量的相对大小。有机质的年形成量决定于：

有机物质的输入量

自然植被下，进入土壤的有机物质来自凋落物、死根以及根的分泌物和脱落物。通常植物生物量愈高，进入土壤的有机物质的数量也愈多。在耕种条件下，进入土壤的有机物质主要是根茬、落花、落叶、部分秸秆以及根的分泌物和脱落物。不同作物的根茬量约为其生物量的5.7%～14.7%；落花、落叶量亦因作物而异，油菜、大豆等的落花、落叶可占其生物量的12%～16%，水稻和小麦的落花、落叶量较少。谷类作物根的分泌物和脱落物的总量占其光合产物量的12%～18%。此外，还有以有机肥料形式输入的碳。在中国南方的农业土壤中，根茬和落花、落叶的年输入量约为1.3吨/公顷，占有机物质年输入总量的1/3左右。

腐殖化系数

单位有机物质所能形成的土壤有机质量，它决定于：①有机物质的化学组成，有机物质中以蛋白质和简单的糖类物质等组分的分解最快，半纤维素和纤维素次之，木质素不但分解最慢而且由于它们的存在还将显著影响蛋白质和纤维素的分解。有机物质的腐殖化系数与其木质素的含量呈正相关。②水热条件，通常在5～35℃之间，温度愈高，微生物的活性愈强，土壤中有机物质的分解也愈快。一般土壤微生物活动的最适水分为-0.01毫帕，当土壤渍水而使水势接近零或土壤干旱而使水势的负值更大时，微生物活动均减慢。③土壤性质，在强酸性土壤中，有机物质的分解受到一定的抑制；石灰性土壤中有机物质的分解速率常较非石灰性土壤的为大；施用石灰可加快酸性和中性土壤中有机物质的分解。不同的土壤，其通气、水分状况以及有机质受粘粒保护程度均不同，从而有机物质的分解速率也各异。粘粒含量越多，单位有机物质分解一年后留存的有机质越多。这在非石灰性土壤上表现得很明显。但在石灰性土壤中，大量碳酸钙的存在，不仅掩盖了粘粒表面的活性点，削弱了粘粒对有机物质的保护作用，而且改变了土壤的空隙状况，因此，在一定的粘粒含量范围内，粘粒对有机物质分解的影响不明显。不同土壤中有机质的生物学稳定性的不同与粘土矿物类型的差异有密切的关系；不同粘土矿物的催化能力不同，还导致腐殖物质的形成量和组成性质的差异。④土地利用方式，水田和旱地的水分状况和氧气供应状况均不相同。当水分过多氧气供应不足时，土壤微生物的活性将受到抑制，因此有机物质在水田条件下的分解速率较在旱地条件下的为小。

在中国，不同地区的耕地土壤，其水热条件和土壤性质不同，同类有机物质在不同地区的腐殖化系数依次为：东北地区＞华北、江南地区＞华南地区；同一地区不同有机物质的腐殖化系数依次为：作物根≥厩肥＞作物秸秆＞绿肥（表）。土壤有机质的年分解量决定于有机质的含量及其分解速率，后者则决定于土壤有机质的化学性质和存在状态以及水分、温度、氧压、土壤pH、质地等各影响微生物活性的环境因素。自然植被下的土壤，气候、植被、地形和成土母质一定时，影响土壤有机质年形成量和分解量的因素恒定，土壤有机质的平衡值恒定。任一因素的改变，土壤有机质的平衡值亦将改变。耕地土壤中每年进入土壤的有机物质的数量和组成，决定于轮作制度和施肥制度，同时土壤的水热条件等亦将因轮作、耕作和施肥制度的不同而异，因此，其有机质平衡值除与其气候、地形和成土母质有关外，在很大程度上决定于其轮作、耕作和施肥制度。

中国不同地区耕地土壤中有机物质的腐殖化系数

土壤有机质含量动态变化的数学描述

詹尼（H.Jenny，1941）方程 其表达式为

土壤有机质平衡

式中：C为土壤有机质含量，t为时间（以年计），A为土壤有机质年形成量，K为土壤有机质年分解速率。该模式将土壤有机质看作一个组分，并假定其年形成量A和年分解速率K均为常数。将（1）积分得

土壤有机质平衡

（4）式中Co和C_E分别为开始时和达到平衡时的有机质含量；若已知Co和此后两次时间测得的C值，则根据（2）或（4）式，即可定量的求得该生态系统中土壤有机质的年形成量（A）、年分解速率（K），并预测出达到平衡时的含量和所需要的时间。根据（1）式的修改式，还可预测作物产量通过反馈作用对土壤有机质含量的影响。方程式（1）可根据长期试验的结果予以验证。方程式（1）所需的数据既可从长期试验中得来，也可通过其他途径获得。如根据有机物质的输入量求得A值，并通过田间试验，根据氮量平衡原理，测定无氮肥区作物吸收的氮量，通过修正后换算成K值。在一定条件下，还可根据土壤中¹³C自然丰度或¹⁴C放射性比度的变化测得A或K值。

多组分模型

洛桑试验站詹金森（D.S.Jenkin-son，1977）等人将土壤有机质区分为生物学稳定性不同的5个组分，即DPM-易分解植物物质、RPM-难分解植物物质、BIO-微生物生物量、POM-物理稳定性有机质和COM-化学稳定性有机质，假定各组分均以一级动力学反应进行分解，依据洛桑试验站的长期田间试验结果和¹⁴C计年等资料，建立土壤有机质含量中长期预报的模式。此模式的模拟值与实测值较符合，可预测平衡态时土壤有机质各组分的含量及其周转时间。