第2章 第3节 土壤水分空气与热量 环境土壤学

1、第三节第三节 土壤水分、空气与热量状土壤水分、空气与热量状况况 q土壤水分、空气和热量是作物正常生长土壤水分、空气和热量是作物正常生长发育所必需的基本条件，和土壤养分一发育所必需的基本条件，和土壤养分一起，共同构成土壤肥力的四个基本要素起，共同构成土壤肥力的四个基本要素q它们相互联系、相互制约，经常处在动它们相互联系、相互制约，经常处在动态变化之中，使土壤表现出不同的肥力态变化之中，使土壤表现出不同的肥力特征特征 q一、土壤水分一、土壤水分q二、土壤空气二、土壤空气q三、土壤热量三、土壤热量q四、土壤水、气、热的关系及其调节四、土壤水、气、热的关系及其调节一、土壤水分一、土壤水分 q我们通常所

2、说的土壤水分是指在我们通常所说的土壤水分是指在105105110110下能下能从土壤中驱逐出来的水分，而不包括化合水和结从土壤中驱逐出来的水分，而不包括化合水和结晶水。晶水。q土壤水分是重要的土壤肥力要素土壤水分是重要的土壤肥力要素v 是作物生长发育所需水分的主要来源是作物生长发育所需水分的主要来源v 是作物吸收养分的重要条件是作物吸收养分的重要条件v 参与土壤中许多物理、化学和生物学过程参与土壤中许多物理、化学和生物学过程v 自然界重要自然界重要“水库水库”和水循环重要环节，环境的重要组分和水循环重要环节，环境的重要组分q（一）、土壤水分含量及表示方法（一）、土壤水分含量及表示方法 q（二）

3、、土壤水分类型与水分常数（二）、土壤水分类型与水分常数 q（三）、土壤水分能量状态（三）、土壤水分能量状态 q（四）、土壤水运动及田间循环（四）、土壤水运动及田间循环 q（五）、土壤水分状况及其调节（五）、土壤水分状况及其调节（一）、土壤水分含量及表示方法（一）、土壤水分含量及表示方法qA A 土壤含水量的表示方法土壤含水量的表示方法 q土壤中所含水分的数量即为土壤含水量土壤中所含水分的数量即为土壤含水量( (soil water content)soil water content)，也称土壤湿度也称土壤湿度( (wetness) wetness) 1. 1. 质量含水量质量含水量( (ma

4、ss water content)mass water content)也称也称重量含水量，指单位质量土壤中水分所占的重量含水量，指单位质量土壤中水分所占的比例，无量纲，常用比例，无量纲，常用m m表示。表示。q也可用单位也可用单位g g-1-1，无需再注明质量含水量。无需再注明质量含水量。 100%烘干土质量土壤水的质量）土壤质量含水量（需要注意的问题：质量含水量的表示必须以烘干土重为基数，其原因为：1.自然条件下，土壤含水量在时间、空间变化着，湿土是一种瞬时状态，为了使各地或各时期土壤含水量有一个可比性，只有烘干土壤才是一种稳定状态。2.用烘干土作基数表示土壤水分含量变化过程较为直观。例如

5、：某土壤湿时重为120g，烘干后为100g，分别用烘干土和湿土作基数，计算土壤水分丢失1半后含水量变化：以烘干土为基数以烘干土为基数以湿土为基数以湿土为基数水分丢失前水分丢失前水分丢失后水分丢失后20100100100120%m10100100100110%m67.16100120100120%m09. 9100110100110%m已知含水量，湿土、干土折算公式 m1湿干ww2. . 容容( (体体) )积含水量积含水量( (volumetric water volumetric water content)content)q指单位容积土壤中水分所占的比例，无量纲，指单位容积土壤中水分所占的

6、比例，无量纲，常用常用v v表示。表示。q也可以用也可以用cmcm3 3cmcm-3-3的形式，无需再注明容积含的形式，无需再注明容积含水量。水量。 100%土壤总体积土壤水的容积）土壤容积含水量（100/1/容重烘干土质量水的质量容重烘干土质量水的质量100容重土壤质量含水量)%(三相比的计算三相比的计算q通过实验测定土壤容重、比重通过实验测定土壤容重、比重( (也可以取也可以取平均值平均值2.65)2.65)和土壤质量含水量可以计算和土壤质量含水量可以计算土壤孔隙和土壤三相比土壤孔隙和土壤三相比 100/)%(土壤比重土壤容重土壤固相率100)/1 (%)土壤比重土壤容重土壤孔隙度土壤容重

7、水量容积含水量质量含土壤液相率(%)相率土壤孔隙度土壤液土壤气相率(%)气相率率：土壤液相率：土壤土壤三相比土壤固相q3.3.相对含水量相对含水量( (relative water content) relative water content) q指土壤的自然含水量占田间持水量或土壤饱和含指土壤的自然含水量占田间持水量或土壤饱和含水量的百分数。水量的百分数。 q反映土壤水分的有效程度。一般农作物适宜的相反映土壤水分的有效程度。一般农作物适宜的相对含水量为田持对含水量为田持70%70%80%80%100(%)田间持水量土壤自然含水量相对含水量例：测得土壤含水量为例：测得土壤含水量为18%18%

8、，有效水分？，有效水分？ 很难确定有效水分的多少，但如果测得田持为很难确定有效水分的多少，但如果测得田持为24%24%，则相对含水量为，则相对含水量为75%75%，比较适于作物生长，比较适于作物生长。q4.水层厚度水层厚度 q为了使土壤实际含水量与降雨量、蒸发量进行为了使土壤实际含水量与降雨量、蒸发量进行比较，将一定厚度土层中所含的水分换算成水比较，将一定厚度土层中所含的水分换算成水层厚度来表示，单位多采用。层厚度来表示，单位多采用。10(%)cm(容重质量含水量土层厚度10)cm(%)cm()cm()mm(22土壤面积质量含水量容重土壤面积土层厚度水层厚度水层厚度公式的应用：（1）与气象资料

9、进行互相加减（2）计算土体中水分的总储量（3）计算土壤水分动态变化情况-水分平衡模型的基础q5.5.土壤水分贮量土壤水分贮量 q指一定面积一定厚度土层水分的总贮量，指一定面积一定厚度土层水分的总贮量，可用体积或重量表示，为和灌水量、排水可用体积或重量表示，为和灌水量、排水量相一致，多采用量相一致，多采用m m3 3/ /亩或亩或m m3 3hmhm-2-2 表示表示 )mm(3/2)m( 3/20001000/1)mm()/m(23水层厚度水层厚度亩土壤水分贮量)mm(10)m(000101000/1)mm()/m(23水层厚度水层厚度公顷土壤水分贮量土壤含水量的测定技术TDR法B B 土壤水

10、分含量的测定土壤水分含量的测定q烘干法、电阻法、中子法、烘干法、电阻法、中子法、射线法、射线法、TDRTDR法法 q1. 1. 经典烘干法经典烘干法 q将土样放入已知重量将土样放入已知重量w w0 0的铝盒的铝盒( (或最后再称或最后再称) )中，中，迅速盖上盒盖迅速盖上盒盖( (防止水分散失防止水分散失) )，称重，记为，称重，记为w w1 1，打开盒盖，放在烘箱中，于打开盒盖，放在烘箱中，于105105110110下烘至恒下烘至恒重（重（6 68 8小时以上），再称重，记为小时以上），再称重，记为w w2 2。0221wwwwmq2. 2. 快速烘干法如红外线烘干快速烘干法如红外线烘干法、

11、微波炉烘干法、酒精燃烧法法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等，测定时间大大缩短等，测定时间大大缩短 （一）烘干法：一）烘干法：oven drying methodoven drying method1.1.烘箱烘干法烘箱烘干法(gravimetry with Oven Drying): (gravimetry with Oven Drying): 缺点：缺点：( (1)1)采样干扰田间土壤水分连续性采样干扰田间土壤水分连续性 (2)(2)不能在同一地点连续进行观测土壤水分动态变不能在同一地点连续进行观测土壤水分动态变化化, ,多点采样必然会因为土壤时空变异性造成测试误差多点采样必然会因为土壤时空变异

12、性造成测试误差 (3)(3)采样、运输及多次称量会产生不必要的误差采样、运输及多次称量会产生不必要的误差 (4)(4)费力、费时，不能快速得到结果；烘干过程中费力、费时，不能快速得到结果；烘干过程中一些有机物质在这样温度情况下有可能氧化分解。给测一些有机物质在这样温度情况下有可能氧化分解。给测定结果带来误差。定结果带来误差。 烘干法是土壤含水量测定的经典方法，是其他方法烘干法是土壤含水量测定的经典方法，是其他方法矫正的基础和标准方法。矫正的基础和标准方法。B B 土壤水分含量的测定土壤水分含量的测定2.酒精燃烧法（gravimetry with Drying by Burning Alcoho

13、l） 原理：利用酒精与水相溶解以及酒精易燃的特性，使酒精在样品中燃烧生热，将水分迅速蒸发干燥。酒精燃烧时，火焰距土面2-3cm，样品温度约70-80 ，当火苗熄灭前的几秒钟，火焰下降，土壤温度上升到180200 ，然后很快下降到8590 ，并缓慢冷却。 应用条件：本方法由于高温阶段时间短，样品中有机质及盐类损失甚微，但有机质含量高于5%的样品，也不适用。 特点：快速，20分钟左右。适用于在田间进行快速测定。允许误差1%B B 土壤水分含量的测定土壤水分含量的测定q3. TDR法法 rcv2)2(Lctrv5.310-22.910-2r5.510-4r24.310-6r3 TDR仪器探头土壤水分

14、测定土壤水分测定(TDR)( (二二) )、土壤水分类型与水分常数、土壤水分类型与水分常数 q水分进入土壤后，或者保持在土壤中，水分进入土壤后，或者保持在土壤中，或者发生深层渗漏或侧向渗漏而流出土或者发生深层渗漏或侧向渗漏而流出土体。体。q土壤水分受到的来自土壤中的不同性质、土壤水分受到的来自土壤中的不同性质、大小和方向的作用力大小和方向的作用力v一是土壤颗粒对水分子的吸附力，它又包括土壤颗一是土壤颗粒对水分子的吸附力，它又包括土壤颗粒表面的吸附力和电荷的静电引力；粒表面的吸附力和电荷的静电引力；v二是水和空气界面上的弯月面力，即毛管力；二是水和空气界面上的弯月面力，即毛管力；v三是地心引力三

15、是地心引力( (重力重力) )。q土壤水分的存在形态、性质以及对作物土壤水分的存在形态、性质以及对作物的有效性都有所不同。的有效性都有所不同。A A土壤水分的类型与性质土壤水分的类型与性质r按土壤水分所受力的类型，划分为：吸按土壤水分所受力的类型，划分为：吸附水附水(或束缚水或束缚水)、毛管水、重力水、毛管水、重力水土壤水分类型土壤水分类型受土粒分子引受土粒分子引力（吸附力）力（吸附力）受毛管力作用受毛管力作用受重力作用受重力作用吸湿水（紧结合水）吸湿水（紧结合水）膜状水（松结合水）膜状水（松结合水）毛管悬着水毛管悬着水毛管上升水毛管上升水重力水重力水土壤水的形态示意图土壤水的形态示意图1土粒

16、土粒2吸湿水吸湿水3膜状水膜状水4毛管水毛管水5孔隙中的气态水孔隙中的气态水6毛管弯月面毛管弯月面7土壤大孔隙中的重力水土壤大孔隙中的重力水1.1.吸湿水吸湿水 p 干燥的土粒靠分子引力从土壤空气中吸持的汽态水称为吸湿干燥的土粒靠分子引力从土壤空气中吸持的汽态水称为吸湿水水。 p 受力受力MPa, MPa, 土粒表面可达土粒表面可达1 1GPaGPa以上。以上。p 性质：与常态水不同的特性，密度大（平均性质：与常态水不同的特性，密度大（平均1.51.5g/cmg/cm3 3），），冰冰点低（点低（-7.8-7.8），不能移动，没有溶解性，类固态水。），不能移动，没有溶解性，类固态水。2.2.膜

17、状水膜状水 p 土粒表面的分子引力吸持的液态水，在土粒吸湿水外围形成薄土粒表面的分子引力吸持的液态水，在土粒吸湿水外围形成薄的水膜，称为的水膜，称为膜状水膜状水。膜状水达到最大量时的含水量，称为。膜状水达到最大量时的含水量，称为土土壤最大分子持水量壤最大分子持水量。p 吸持力：吸持力：0.625-30.625-3.lMpa.lMpap 性质：密度性质：密度1.251.25g/cm3g/cm3。冰点冰点-4-4，溶解力弱。移动速度慢，溶解力弱。移动速度慢，0.2-0.40.2-0.4mm/hmm/h。p 有效性：作物根系的平均吸水力有效性：作物根系的平均吸水力1.51.5MPaMPa，因此，只能

18、吸收利用因此，只能吸收利用膜状水的一部分。膜状水的一部分。p 当植物因不能吸收水分而发生永久萎蔫时的土壤含水量称为当植物因不能吸收水分而发生永久萎蔫时的土壤含水量称为萎萎蔫系数蔫系数( (或凋萎含水量或凋萎含水量) )。植物可以利用的土壤有效水的下限，。植物可以利用的土壤有效水的下限，制订灌溉定额的下限。制订灌溉定额的下限。凋萎系数凋萎系数(permanent wilting percentage, permanent wilting (permanent wilting percentage, permanent wilting coefficient) coefficient) 测定方法:

19、 (1) 幼苗发：农业上常用向日葵作为直接测定凋萎系数的植物。（2）测定15bar含水量：农业上就大多数农作物来讲，土壤含水量等于凋萎系数时，其水吸力大约为1.5Mpa（15bar)，这是因为大多数农作物叶片的渗透压在1.5-2.0Mpa，以土壤水的形态而言，大致相当于全部吸湿水以及部分膜状水。需要特别指出的是在林业上，大多数树木在此水吸力下正常生长，一些树种的渗透压多为2.5-3左右，有的甚至更高，此外针叶树的针叶在土壤供水不足时没有明显的凋萎症状，当有外观症状（如针叶干黄而枯萎时）可能早已死亡，有些阔叶树如刺槐当遇到干旱胁迫时，叶子凋萎脱落后，在水分条件好时重新出芽生长。影响萎蔫系数因子：

20、土壤因子和植物因子 不同质地土壤的萎蔫系数（%）土壤质地土壤质地粗砂壤土粗砂壤土细砂土细砂土砂壤土砂壤土壤土壤土粘壤土粘壤土萎蔫系数萎蔫系数0.912.413.016.6粘质盐渍土的萎蔫系数（%）盐分盐分盐分含量（盐分含量（%）0.0000.500.751.00NaClNa2SO424.4524.4525.39-26.1325.4226.30-26.9228.3627.3442.4427.443.3.毛管水毛管水 p 靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水称为毛管水。靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水称为毛管水。p 引力：引力：0.08-0

21、.6250.08-0.625Mpa(0.1-6.25atm)Mpa(0.1-6.25atm)之间，可全部被作物之间，可全部被作物所吸收利用。所吸收利用。p 性质：基本同自由水，移动速度快，可达性质：基本同自由水，移动速度快，可达10-30010-300mm/hmm/h，毛毛管水溶有各种养分，有效水分。管水溶有各种养分，有效水分。p 影响主要因素：土壤孔隙的大小和数量。影响主要因素：土壤孔隙的大小和数量。p 分类：根据毛管水与地下水是否相连接，可分成毛管悬着水分类：根据毛管水与地下水是否相连接，可分成毛管悬着水与毛管上升水。与毛管上升水。1 1）毛管悬着水）毛管悬着水 r 土壤上层的毛管水与地下

22、水不直接相连，不受地下水源的补土壤上层的毛管水与地下水不直接相连，不受地下水源的补给，好像悬着在上层土壤的毛管孔隙中，给，好像悬着在上层土壤的毛管孔隙中，称为称为毛管悬着水毛管悬着水。地形部位高，地下水位较深。地形部位高，地下水位较深。r 毛管悬着水达最大量时的土壤含水量称为毛管悬着水达最大量时的土壤含水量称为田间持水量田间持水量；是旱；是旱地土壤有效水的上限，确定灌水量的重要依据。大小，主要地土壤有效水的上限，确定灌水量的重要依据。大小，主要决定于土壤质地、有机质含量、结构、松紧状况和土体构造决定于土壤质地、有机质含量、结构、松紧状况和土体构造等。等。r 毛管孔隙中连续运动的水分发生断裂时的

23、土壤含水量称为毛管孔隙中连续运动的水分发生断裂时的土壤含水量称为毛毛管断裂含水量管断裂含水量( (毛管水断裂量毛管水断裂量) )。吸力值约为。吸力值约为0.040.040.08 0.08 MPaMPa，运动速度缓慢，植物根系吸收困难，因此又称运动速度缓慢，植物根系吸收困难，因此又称生长阻滞含水生长阻滞含水量量，一般为田持的，一般为田持的70%70% 给土壤充分灌水后，及时覆盖地表，防止蒸发，让其平衡2-3天，到土壤湿度基本稳定后测得的土壤含水量。 特点：降雨或灌溉后，大孔隙中的重力水已经排除，渗透水流已降至很低或基本停止时土壤所吸持的水量。所吸持的水相当于吸湿水、膜状水和悬着水的全部。此时的土

24、壤含水量约为吸湿系数的2.5倍，水吸力在0.3大气压之间。也有人叫1/3bar含水量 影响因素：田间持水量的大小与土壤孔隙状况及有机质含量有关，粘质土壤、结构良好或富含有机质的土壤，田间持水量大。大多数土壤只在降水后达到田间持水量。 以相当于重力1,000倍的离心力排去饱和土壤中多余的水后，土壤所吸持的水量称为持水当量。其数值近似于田间持水量，水吸力约为1/3大气压。 意义：制定灌溉定额的上限 表示土壤水分有效性的上限值问题：田间持水量的容积含水量与毛管孔度关系如何？2)2)田间持水量（田间持水量（field capacity): field capacity): 3 3）毛管上升水）毛管上升

25、水 r在地下水位较浅的地方，当表层土壤水分被蒸发、在地下水位较浅的地方，当表层土壤水分被蒸发、蒸腾而消耗后，地下水可沿毛管上升，使地表水不蒸腾而消耗后，地下水可沿毛管上升，使地表水不断得到补充。这种断得到补充。这种借助于毛管力上升到一定高度并借助于毛管力上升到一定高度并保持在上层土壤中的水分称为保持在上层土壤中的水分称为毛管上升水毛管上升水。r毛管上升水达最大量时的土壤含水量称为毛管上升水达最大量时的土壤含水量称为毛管持水毛管持水量量。r毛管持水量的数值一般大于田间持水量，在地下水毛管持水量的数值一般大于田间持水量，在地下水位高的低洼地区，田间持水量接近于毛管持水量。位高的低洼地区，田间持水量

26、接近于毛管持水量。4 4) ). .重力水重力水 r 土壤含水量超过田间持水量以后，多余的水分由于不能为毛土壤含水量超过田间持水量以后，多余的水分由于不能为毛管力所保持，受重力作用而沿土壤中的大孔隙向下移动，这管力所保持，受重力作用而沿土壤中的大孔隙向下移动，这种水分叫做种水分叫做重力水重力水。r 所受的吸力为0.1（0.3）-0bar。r 水田中的重力水可以利用的，旱地，很快渗透到根层以下，水田中的重力水可以利用的，旱地，很快渗透到根层以下，如长期滞留在土壤中，阻碍空气供应，不利植物生长。如长期滞留在土壤中，阻碍空气供应，不利植物生长。r 土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量，称为土壤全部孔隙

27、都充满水时的土壤含水量，称为饱和含水量或饱和含水量或称全持水量称全持水量。当土壤水分饱和时，土壤空气及时排除，植物。当土壤水分饱和时，土壤空气及时排除，植物窒息死亡。窒息死亡。r 问题：饱和含水量（容积）与土壤孔度关系？（条件；非胀缩性土壤）B B 土壤水分常数与有效性土壤水分常数与有效性 q1. 1. 土壤水分常数土壤水分常数 q不同性质和形态的水分之间存在一定的界线，这不同性质和形态的水分之间存在一定的界线，这是水分受力由量变引起质变的标志，这些分界线是水分受力由量变引起质变的标志，这些分界线所对应的土壤水分含量称为土壤水分常数。所对应的土壤水分含量称为土壤水分常数。 q如土壤最大吸湿水量

28、、萎篶系数、最大分子持水如土壤最大吸湿水量、萎篶系数、最大分子持水量、毛管断裂含水量、田间持水量、毛管持水量、量、毛管断裂含水量、田间持水量、毛管持水量、全持水量等全持水量等 q由于土壤组成和性质的复杂性，以及测定条件和由于土壤组成和性质的复杂性，以及测定条件和测定方法的差异，使土壤水分常数并不是一个常测定方法的差异，使土壤水分常数并不是一个常数值，而是一个比较固定的数值范围。数值，而是一个比较固定的数值范围。q2. 2. 土壤水分的有效性土壤水分的有效性 q土壤水分的有效性是指土壤水分能否被植物吸收土壤水分的有效性是指土壤水分能否被植物吸收利用以及难易程度。利用以及难易程度。 q不能被植物直

29、接吸收利用的水称为不能被植物直接吸收利用的水称为“无效水无效水”；q能被植物直接吸收利用的水称为能被植物直接吸收利用的水称为“有效水有效水”。q土壤有效水的最大含量土壤有效水的最大含量(%)=(%)=田间持水量田间持水量(%)(%)萎萎蔫系数蔫系数(%)(%)q土壤有效水的实际含量土壤有效水的实际含量(%)=(%)=土壤自然含水量土壤自然含水量(%)(%)萎蔫系数萎蔫系数(%) (%) B B 土壤水分常数与有效性土壤水分常数与有效性 B B 土壤水分常数与有效性土壤水分常数与有效性 q 土壤有效水的最大含量受土壤和作物因素的影响。土壤有效水的最大含量受土壤和作物因素的影响。q 选用根系优良的

30、作物品种，培育健壮的根系，抗旱，提高选用根系优良的作物品种，培育健壮的根系，抗旱，提高土壤水分的利用率。土壤水分的利用率。q 质地质地 砂质土萎蔫系数的值较低，但保持的水分少砂质土萎蔫系数的值较低，但保持的水分少( (田间持田间持水量低水量低) )；黏质土虽然保持的水分多，但萎蔫系数高；而壤；黏质土虽然保持的水分多，但萎蔫系数高；而壤质土保持的水分量多，无效水的量又较少，所以壤质土最质土保持的水分量多，无效水的量又较少，所以壤质土最大有效水含量最多。大有效水含量最多。 土壤质地土壤质地 砂土砂土 砂壤土砂壤土 轻壤土轻壤土 中壤土中壤土 重壤土重壤土 黏土黏土 田间持水量田间持水量(%) 12

31、 18 22 24 26 30 萎蔫系数萎蔫系数(%) 3 5 6 9 11 15 有效水最大含量有效水最大含量(%) 913 16 15 15 15 土壤水分形态学 优点：比较直观，对土壤水分的保蓄机制阐述的比较明白。 存在的问题有：很难界定他们之间的明显得界限，人为性比较强，难于准确地表示土壤水分流动方向和水分的有效性。 如何解决这些问题？-能量学的观点诞生q根据水分被植物吸收的难易程度可以分为速效根据水分被植物吸收的难易程度可以分为速效水水( (易效水易效水) )和迟效水和迟效水( (难效水难效水) )。 q不同土壤水分形态与土壤水分常数、土壤对水不同土壤水分形态与土壤水分常数、土壤对水

32、的吸力以及有效性之间存在密切的关系的吸力以及有效性之间存在密切的关系( (三三) )、土壤水分能量状态、土壤水分能量状态 q土壤水的能量状态就是指土壤中的水分受到各种力的土壤水的能量状态就是指土壤中的水分受到各种力的作用后，自由能的变化状态。作用后，自由能的变化状态。q土壤水的能量主要表现为由位置和内部状况不同所产土壤水的能量主要表现为由位置和内部状况不同所产生的势能生的势能. . q土壤水分的运动也主要是由土壤中不同部位水分势能土壤水分的运动也主要是由土壤中不同部位水分势能的差异驱动的，土壤水分总是由势能高处向低处运动；的差异驱动的，土壤水分总是由势能高处向低处运动；土壤水分运动后，其自由能

33、也要降低。土壤水分运动后，其自由能也要降低。 A A 土水势（土水势（Soil water Soil water potentialpotential）概念概念 q 国际土壤学会术语委员会：单位数量纯水可逆地等温地无限小国际土壤学会术语委员会：单位数量纯水可逆地等温地无限小量从标准大气压下规定水平的水池移至土壤中某一地点（成为量从标准大气压下规定水平的水池移至土壤中某一地点（成为土壤水）所必须做的功。土壤水）所必须做的功。 q 标准状态下纯自由水的势能值通常假定为零，土壤水受各种力标准状态下纯自由水的势能值通常假定为零，土壤水受各种力作用，势能比纯自由水低，一般为负值。作用，势能比纯自由水低，

34、一般为负值。q 使用土水势的优点使用土水势的优点v 第一，作为表征土壤水分存在状态的统一的标准。第一，作为表征土壤水分存在状态的统一的标准。 v 第二，可以在土壤植物大气统一体（第二，可以在土壤植物大气统一体（SPACSPAC）中统一应用，以比较水势、判中统一应用，以比较水势、判断水分的运动方向以及有效性。断水分的运动方向以及有效性。 v 第三，对土壤水分研究提供某些更为精确快捷的测定手段。第三，对土壤水分研究提供某些更为精确快捷的测定手段。B.B.土水势的分势土水势的分势 q1. 1. 基质势基质势( (matric potential, matric potential, m m) )：是

35、由于是由于土壤固相颗粒（基质）对土壤水分的吸附力和土壤固相颗粒（基质）对土壤水分的吸附力和毛管力造成的土水势的变化。毛管力造成的土水势的变化。q基质势总是负值。基质势总是负值。q基质势与土壤含水量密切相关，土壤含水量越基质势与土壤含水量密切相关，土壤含水量越小，基质势越小（即基质势的绝对值越大）；小，基质势越小（即基质势的绝对值越大）；土壤含水量越大，基质势越大（即基质势的绝土壤含水量越大，基质势越大（即基质势的绝对值越小）；当土壤水分达到饱和时，土壤的对值越小）；当土壤水分达到饱和时，土壤的基质势为零。基质势为零。 q2. 2. 压力势压力势( (pressure potential, pr

36、essure potential, p p) )：是由是由于土壤水在饱和状态下承受静水压力而引起的于土壤水在饱和状态下承受静水压力而引起的水势的变化。水势的变化。q压力势分为静水压力势和压力势分为静水压力势和气压势气压势。q在不饱和土壤中，土壤水压力势为零。在水分在不饱和土壤中，土壤水压力势为零。在水分饱和的土壤中，在土壤表面以下的水分压力势饱和的土壤中，在土壤表面以下的水分压力势大于参比标准下的压力势，因而压力势为正值。大于参比标准下的压力势，因而压力势为正值。qp pw wVghVgh per unit mass per unit mass p p=gh=ghper unit volume

37、 per unit volume p p= = w wgh gh per unit weight per unit weight p p=h =h B.B.土水势的分势土水势的分势 q3. 3. 溶质势溶质势( (solute potential, solute potential, s s) )：是由于是由于土壤中溶解的溶质引起的水势的变化。土壤中溶解的溶质引起的水势的变化。 q溶质势为负值，其数值等于土壤溶液的渗透压，溶质势为负值，其数值等于土壤溶液的渗透压，所以溶质势也称为渗透势所以溶质势也称为渗透势( (osmotic osmotic potential)potential)。q溶质越

38、多，溶质势越低。溶质越多，溶质势越低。q溶质势大小依赖于溶质类型溶质势大小依赖于溶质类型()()和浓度和浓度C C，依，依据据vant Hoff vant Hoff 方程方程q土壤溶液均匀一致，所以溶质势对土壤水分的土壤溶液均匀一致，所以溶质势对土壤水分的运动基本没有作用，但对于植物根系吸水有重运动基本没有作用，但对于植物根系吸水有重要影响，如盐碱土中。要影响，如盐碱土中。 绝对温度气体常数溶质分子量溶质浓度:;:;:;:0TRcRTcB.B.土水势的分势土水势的分势 q 4. 4. 重力势重力势( (gravitational potential, gravitational potenti

39、al, gg) )：是由于土壤水是由于土壤水分位置不同导致水分的重力不同引起的水势的变化。分位置不同导致水分的重力不同引起的水势的变化。qg gM Mgzgz v per unit mass g=mgZ/m=gZ (J/kg)per unit mass g=mgZ/m=gZ (J/kg)v per unit volume g =mgZ/v=wgZ (N/m2) per unit volume g =mgZ/v=wgZ (N/m2) v per unit weight g=mgZ/mg=Z (m) per unit weight g=mgZ/mg=Z (m) (1) (1) 与土壤性质毫无关系与

40、土壤性质毫无关系 (2) (2) 其值的大小等于待测点到参考面的其值的大小等于待测点到参考面的垂直垂直高度高度(Z),(Z),单位为单位为(L)(L) (3) (3) 规定特测点在参考面值上取正值（规定特测点在参考面值上取正值（+ +）（重力相对大），）（重力相对大），在参考面之下取负值（一）（重力相对小）在参考面之下取负值（一）（重力相对小） (4)(4)规定参考面处为零，它的选择不影响空间任意两点间重力规定参考面处为零，它的选择不影响空间任意两点间重力势差值势差值 (5)(5)无需特别测量仪器和设备无需特别测量仪器和设备 一般以地下水面作为参比面（重力势为零），水分在参比面一般以地下水面作

41、为参比面（重力势为零），水分在参比面以上时，重力势为正值；水分在参比面以下时，重力势为负以上时，重力势为正值；水分在参比面以下时，重力势为负值。值。B.B.土水势的分势土水势的分势 1.(1.(总）土水势总）土水势: : t t= = g g + + o o+ + p p + + mm 2.2.水势（水势（water potentialwater potential） ww = = o o + + p p + + mm 描述植物从土壤中吸水能力时或者土壤水分有效性时用。描述植物从土壤中吸水能力时或者土壤水分有效性时用。(1) (1) 饱和情况下饱和情况下 ww = = o o + + p p(

42、2) (2) 非饱和情况下非饱和情况下 ww = = o o + + mm3. 3. 水力势水力势(hydraulic potential)(hydraulic potential)（仅涉及液态水流）（仅涉及液态水流）h h= = g g + + p p + + mm 表示土壤中水分的移动能力时使用，即水分移动的推动力。表示土壤中水分的移动能力时使用，即水分移动的推动力。(1)(1)饱和情况下饱和情况下 h h= = g g + + p p （也叫（也叫水头高度水头高度 hydraulic headhydraulic head）(2) (2) 非饱和情况下非饱和情况下 h h= = g g +

43、 + mm 几种特殊情况下土水势几种特殊情况下土水势C.C.土水势的定量表示土水势的定量表示 q土水势可以用单位数量（单位质量、容积或重量）土水势可以用单位数量（单位质量、容积或重量）土壤水的势能来定量表示。土壤水的势能来定量表示。 q压力势压力势pwVgh，推导出单位质量、单位容积推导出单位质量、单位容积和单位重量土壤水分压力势分别为和单位重量土壤水分压力势分别为gh、wgh和和gh。 q重力势公式重力势公式gMgz，推导出单位质量、容积和推导出单位质量、容积和重量的土壤水分重力势重量的土壤水分重力势gz、wgz和和z。 q单位容积土水势用压力的单位帕单位容积土水势用压力的单位帕(Pa)、千

44、帕千帕(kPa)或或兆帕兆帕(MPa)表示，习惯上也用巴表示，习惯上也用巴(bar)和大气压和大气压(atm)表示。表示。 q单位重量土水势用相当于一定压力的水柱高度单位重量土水势用相当于一定压力的水柱高度(厘米水柱，厘米水柱，cmH2O)来表示。来表示。 q1Pa0.0102 cmH2Oq1atm1033 cmH2O 1.0133barq1bar0.9896atm1020 cmH2O q用厘米水柱的对数来表示土水势，称用厘米水柱的对数来表示土水势，称pF OcmHpFm2,log常用土水势单位换算常用土水势单位换算D D 土壤水吸力土壤水吸力 q土壤水吸力土壤水吸力(soil water s

45、uction)是指土壤水在承受是指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力。一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力。q其意义并不是指土壤对水的有一定大小和方向的其意义并不是指土壤对水的有一定大小和方向的具体吸力，而是表示在各种因素作用下土壤水的具体吸力，而是表示在各种因素作用下土壤水的能态，与土水势的意义一致。能态，与土水势的意义一致。q将土水势绝对值定义为吸力将土水势绝对值定义为吸力 ，分别称为基质吸，分别称为基质吸力力( (matric suction)matric suction)和溶质吸力和溶质吸力( (solute solute suction) suction) E E 土水

46、势的测定土水势的测定 q 土水势的测定方法土水势的测定方法q 张力计法张力计法( (又称负压计法又称负压计法) )：测定土壤水分吸力低于：测定土壤水分吸力低于8.58.510104 4PaPa的土壤基质势的土壤基质势q 压力膜法：可测定的土水势范围为压力膜法：可测定的土水势范围为0.010.012.02.0MPaMPaq 水气压法水气压法( (又称吸湿法又称吸湿法) )：测定吸湿水对应的土水势：测定吸湿水对应的土水势q 冰点下降法：冰点下降法：q 砂型漏斗法砂型漏斗法( (又称毛管计法又称毛管计法) )：可测定饱和含水量至毛管断裂：可测定饱和含水量至毛管断裂量间对应的土水势量间对应的土水势q

47、若要测定从吸湿水到饱和含水量间的土水势，应选择不同的若要测定从吸湿水到饱和含水量间的土水势，应选择不同的测定方法配合使用。测定方法配合使用。 q1. 张力计法张力计法用来测张力计法张力计法用来测定土壤水分的基质势。定土壤水分的基质势。A.多孔陶瓷杯（porous ceramic cup）：是张力计关键部件，也是张力计的探头，即土壤湿度感应元件。它的质量决定着张力计的测量的量程范围仪器的灵敏度。它的孔径小于2.8m，漏气值大于1巴，它的透水速率约为810-4 cm/分。制作张力计一定要进行陶瓷杯质量检验。陶瓷杯有不同大小、形状和规格。B.连接管（connecting tube）：用塑料管、铜管、

48、玻璃管等材质。要求质地坚硬，耐腐蚀材料。其长度依赖于所要测定的土层深度，长度会影响仪器的量程。C.集气管(air trap):必须透明，常用玻璃。D. 测压计（pressure-measuring device）：决定仪器的测量精度。常用的有汞压计（mercury manometer）、真空表头（vacuum gauge）、气阻势测压计等（3 3）张力计的基本类型：主要依据压力测定设备有许多类型）张力计的基本类型：主要依据压力测定设备有许多类型：张力计类型与使用张力计类型与使用真空表头式空气膨胀式（测水笔）汞压计式（有机溶剂）示差式张力计张力计使用张力计使用（4）仪器使用技术A.埋设前准备外观

49、检查：各部件是否老化漏气，连接部分是否牢固。装水（无气水）：煮沸过并冷却后的水，或经过抽气的水。除气和密封性检查：用注射器进行。B.仪器埋设：张力计陶瓷杯与土壤密切接触。C.观测读数：一般一早晨8时为宜，此时温度变化较小，吸力值相对稳定，且能反映前一天的水分消耗情况。(5)基质势计算：真空表示张力计 m土=-表盘读数（换算成cmH2O高）-表头到陶瓷杯中心线距离汞压计式张力计m土=汞柱高Hg/w-汞柱面到陶瓷杯中心线距离张力张力计测计测定土定土水势水势q2. 压力膜法压力膜法 土壤所土壤所能保持的水分的土水势能保持的水分的土水势与所施加的压力数值相与所施加的压力数值相等。等。 q多孔板根据所能

50、承受的多孔板根据所能承受的压力常分为压力常分为1巴、巴、3巴、巴、6巴、巴、15巴等几种巴等几种 3.压压力力膜膜（板）（板）仪仪土样Pressure plate apparatus出水孔压力调控压力室优点：测量范围大（020个大气压）缺点：平衡时间长，需要恒温条件S.J Richards,1931设计注意：不同吸力范围选用不同压力室和膜或板 压力膜仪用以测定土壤持水特性。湿土样被放在压力膜仪中，外加一已知的压力，此压力可以使低压下保持在土壤中的任何水分被压出土壤。通过在几个不同的压力下分析样品，则可确定土壤含水量与压力之间的关系。各种不同的压力膜仪用以分析不同大小和数量的土样，且在不同的压力

51、范围下分析土样。所有的压力膜仪都要求在一个可以提供调节的压力源下进行操作。压缩机或者高压氮瓶提供系统压力。 4.土壤水分离心机Moisture Equivalent CentrifugeMax Speed_14,000rpmMax R.C.F_25,220gMax Capacity_3,000mlControl_Microcomputer&InverterPower Source_AC200V 20A 7KVANo. of Memories_3 MemoriesPower Source_AC200V 3 30A 10KVADimensions_W700D686H1190(980)mmW

52、eight_300kgPrice_￥2,460,000顶盖出水孔底盒 环刀离心盒转子结构放入离心机中技术参数原理： pF=2logn+logh+log(r1-h/2)-4.95N:转速；h：土壤样品高度的一半；r1：离心机转子半径 由Schofield（1935）年设计提出优点：快速、量程大缺点：土壤容重变化大。使用时先要探索离心平衡时间离心过程中水土分为两个室)(1018. 1215hrhHn其它测定方法悬挂水柱法吸力平板仪简易毛管仪F F土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线 q土壤水分吸力（或基质势）与土壤含水量间的土壤水分吸力（或基质势）与土壤含水量间的关系曲线称为土壤水分特征曲线关系曲线称

53、为土壤水分特征曲线( (soil water soil water characteristic curve)characteristic curve)。 土壤水分特征曲线通常是土壤水分特征曲线通常是用实验方法测定不同吸力用实验方法测定不同吸力下土壤的含水量，然后以下土壤的含水量，然后以含水量为横座标，以土壤含水量为横座标，以土壤水分吸力为纵标绘制出来水分吸力为纵标绘制出来图：土壤水分特征曲线图：土壤水分特征曲线1000010001010.10.01010203040506070影响因素影响因素q土壤水分特征曲线主要受土壤质地、结构、温土壤水分特征曲线主要受土壤质地、结构、温度和水分变化过程的

54、影响。度和水分变化过程的影响。q不同质地的土壤，水分特征曲线有较大的差异。不同质地的土壤，水分特征曲线有较大的差异。砂土在较低的吸力范围下，曲线比较平缓，而砂土在较低的吸力范围下，曲线比较平缓，而在较高吸力范围内，比较陡直；黏土随着吸力在较高吸力范围内，比较陡直；黏土随着吸力的提高，含水量逐渐减少。的提高，含水量逐渐减少。q在土壤水分吸力相同时，砂土的水分含量低于在土壤水分吸力相同时，砂土的水分含量低于黏土，而在土壤水分含量相同时，砂土的水分黏土，而在土壤水分含量相同时，砂土的水分吸力低于黏土。吸力低于黏土。 滞后现象滞后现象q土壤由湿变干和由干变湿土壤由湿变干和由干变湿的过程不同，土壤水分特

55、的过程不同，土壤水分特征曲线也不同。这种现象征曲线也不同。这种现象称为滞后现象称为滞后现象( (hysteresis)hysteresis)。滞后现象滞后现象的产生可能是由于土壤的的产生可能是由于土壤的胀缩性和土壤孔隙的性质胀缩性和土壤孔隙的性质( (如存在封闭孔隙、孔隙的如存在封闭孔隙、孔隙的不规则性等不规则性等) )所致。所致。 土壤水分特性曲线土壤水分特性曲线土壤滞后现象产生的原因：（1 1）墨水瓶颈效应（）墨水瓶颈效应（ink-bottle effect)ink-bottle effect)（2 2）接触角效应（）接触角效应（contact angle effect)contact a

56、ngle effect)（3 3）封闭空气作用（）封闭空气作用（Entrapped airEntrapped air）：）： Entrapped airEntrapped air，which decreases the water content in wetted soils.which decreases the water content in wetted soils.降低了重新湿润过程中土壤含水量，达不到真正平衡。降低了重新湿润过程中土壤含水量，达不到真正平衡。（4 4） 土壤胀缩性影响（土壤胀缩性影响（swelling and shrinkingswelling and shrin

57、king，which change the which change the structure of the soil.structure of the soil. 土壤的滞后现象进一步表明了土壤的保水特性土壤的滞后现象进一步表明了土壤的保水特性温度的影响温度的影响温度影响水的密度、温度影响水的密度、表面张力和粘质系表面张力和粘质系数等数等实用价值（一般了解）实用价值（一般了解）q可以进行土壤水分吸力可以进行土壤水分吸力(或基质势或基质势)与土壤含水量间与土壤含水量间的换算。如，利用张力计监测土壤水分吸力的动的换算。如，利用张力计监测土壤水分吸力的动态变化，换算出初始含水量，计算灌水定额。态

58、变化，换算出初始含水量，计算灌水定额。q可以间接反映土壤孔隙的分布状况。由土壤水分可以间接反映土壤孔隙的分布状况。由土壤水分吸力可以换算为土壤孔隙的当量孔径。吸力可以换算为土壤孔隙的当量孔径。q可以用来帮助分析土壤的持水性水分的有效性。可以用来帮助分析土壤的持水性水分的有效性。如，一般砂土的水分有效性较高，而黏土的水分如，一般砂土的水分有效性较高，而黏土的水分有效性较低。有效性较低。q第四，是应用数学物理方法研究土壤水分运动时第四，是应用数学物理方法研究土壤水分运动时的重要参数。如，土壤水分特征曲线的斜率的重要参数。如，土壤水分特征曲线的斜率(C0，定义为比水容量定义为比水容量)是计算水力扩散

59、的重要参数。是计算水力扩散的重要参数。 S=ab S=a(/s)b S=A(s-)n/m 。土土壤壤水水分分特特性性曲曲线线制制作作在不同吸力段采用不同的测定方法，最后进行数学拟合在不同吸力段采用不同的测定方法，最后进行数学拟合( (四四) )、土壤水运动及田间循环、土壤水运动及田间循环 qA A土壤水分的运动土壤水分的运动 q1. 1. 土壤水分的饱和流动土壤水分的饱和流动 q土壤中所有孔隙始终充满水时的水分运动称土壤中所有孔隙始终充满水时的水分运动称为饱和流动。为饱和流动。q重力势和压力势梯度是水分饱和流动的主要重力势和压力势梯度是水分饱和流动的主要推动力。推动力。q在生产实际中，大量持续

60、灌水或降水，造成在生产实际中，大量持续灌水或降水，造成土壤饱和；泉水沿孔隙向上涌出，向上；水土壤饱和；泉水沿孔隙向上涌出，向上；水体向下渗水，向下；水库向周围渗水，水平。体向下渗水，向下；水库向周围渗水，水平。 q土壤水分饱和流动遵循达西定律土壤水分饱和流动遵循达西定律( (Darcys law)Darcys law)，即单位时间内通过单位面积土壤的水量即单位时间内通过单位面积土壤的水量( (土壤水通土壤水通量量) )与土水势梯度成正比与土水势梯度成正比 qq q为土壤水通量，为土壤水通量，HH为饱和水流两端土水势差；为饱和水流两端土水势差；L L为水流两端的直线长度；为水流两端的直线长度；HH/ /