第四章土壤物理性质(3)(共28页)

1、PAGE PAGE 33第四章 土壤(trng)物理性质（ 土壤水分、空气(kngq)和热量3）（soil water，air and heat） 第五节 土壤水的基本概念一、土壤水的（形态(xngti)）类型据形态可分为：1、固态水水冻结时形成的冰晶。2、汽态水存在于土壤空气中的水。3、束缚水吸湿水（紧束缚水）膜状水（松束缚水）4、自由水毛管水：悬着水（hanging water）支持毛管水重力水地下水二、各形态水类型土壤水的性质：1、吸湿水（紧束缚水）：（hygroscopic water （moisture） 吸湿水）如：烘干后的土壤重新放回空气中，它的重量会增加，并随空气温度的变化而变

2、化，从中可以看出土壤会吸收空气中的气态水，以这种方式被吸着的水，称为吸温水。（1）产生：1、土粒分子引力：颗粒愈细，质地愈粘，吸湿能力越大。 2、土壤胶体表面电荷静电引力对偶极体水分子的吸引，吸附水分子过程释放热量。土壤胶体表面对水的电荷对水的极性引力，吸附水以中和电荷呈中性，土粒较稳定。 土 HOH（2）、性质：以这种方式保存的吸湿水，具有固态水的性质，但不具有溶解能力，吸力很大，可达31个大气压(3.1MPa)，使水分子在土粒周围密集排列（吸引力距离短），吸湿水密度可达1.5g/cm3左右，它不会移动，不能被植物吸收。（3）、影响因素：质地：越粘重表面能越大，吸湿能力越强。有机质：孔隙(k

3、ngx)增加，表面积增大，表面能增加，吸湿水增大。空气(kngq)相对湿度：湿，吸湿(x sh)水。2、膜状水：土粒饱吸汽态水后，还有剩余吸引力，吸力达6.25 31 个大气压(0.625-3.1MPa)，它不足以吸附气态水，但可吸附液态水在土粒周围形成一层薄薄的水膜，这种水称为膜状水。性质：它能从水膜厚处向水膜薄处移动，但移动速度缓慢，为0.2 0.4mm/小时。植物渗透压为10 20 个大气压（1-2MPa），植物只能部分利用这种膜状水，且移动缓慢，还有膜状水存在时，植物就已经发生萎蔫。3、毛管水：产生毛管水的原因：（1）水具有表面张力。（2）管壁对水分的引力。使得土壤具有毛管力能够吸持液

4、态水。借助于毛管力，吸持和保存在土壤孔隙系统中的液态水，称为毛管水，它是土壤保持水分的主要方式。毛管水的运动是从毛管力小的方向向毛管力大的方向运动。（2）毛管力：P=2T/r r毛管半径T 表面张力（达因厘米） P 毛管力（即毛管压或弯月面正常负压，达因 / 厘米。从式中可知：毛管力与毛管半径成反比。颗粒越小，r越小，P越大。毛管具有一般自由水的特点，移动速度快，数量大。其运动方向是由毛管力小的地方（即水分多的地方）向毛管力大的地方（水分少的地方）移动。从粗毛管处向细毛管处移动。向土壤蒸发面、根系吸水点移动，它是植物利用土壤水分的主要形态。孔隙的孔径小于8mm时，才具有毛管作用，孔径在0.10

5、.001mm范围，毛管作用最为强烈。当孔径0.001mm时,膜状水已充满其间,使其失去毛管作用. 毛管水吸力在0.08 6.25巴(0.625-0.008MPa)之间。按不同大小的当量(dngling)孔隙进行分类，包括前述分级孔度分类，国内外尚缺乏共同的标准，但也有若干类同之处，大孔隙（通气孔隙或非毛管孔隙）一般划在0.1毫米(ho m)以上(yshng)，毛管孔隙（传导孔隙）大致划在0.10.03毫米,而小于0.03毫米的称之为贮存孔隙（包括极细的束缚水占孔隙）。根据不同大小当量孔隙的分布（也有人称孔径分布），可以判别土壤结构的优劣。如太湖地区的囊水性水稻土中，小于0.005毫米的贮存孔隙

6、较多，改变这些土壤的囊水性必须增加大于0.03毫米的传导孔隙。英国研究者托马森(A.J.Thomasson,1978）将通气孔隙和持水孔隙之间的界限划在0.06毫米，直径大于0.06毫米的称为通气孔隙，0.060.002毫米称为有效水孔隙，根据两类孔隙的比例，对英国300多个土壤剖面进行结构性评价，通气孔隙1535而有效水孔隙（毛管孔隙）3520的土壤结构性好，通气孔度降至515的结构性差。 （3）毛管水的类型：毛管水又可分为毛管悬着水和毛管上升水。毛管悬着水是指不受地下水源补给影响的毛管水。当灌水或降雨后，水分下移而被“悬挂”在土壤上层毛管中，但又不与地下水相连，这种水达到其最大含水量时，称

7、田间持水量，它是旱地土壤有效水分的上限。常用它作为计算相对含水量的基础值。一般认为自然含水量相当于田间持水量的70 100%（即相对含水量70 100%），最有利于植物的吸收利用。也常用它计算灌水量。毛管上升水也称支持毛管水，是指土壤受到地下水源支持，并上升到一定高度的毛管水。这是借毛管引力上升，并保持在上层土壤中的水分。在毛管上升水达到最大含水量时称为毛管持水量，或毛管蓄水量，毛管上升水可以上升到根系活动层，供植物生长所需。地下水上升最大高度，理论上可由下列公式计算：H = 75/d H毛管上升水高度（mm） d土粒平均直径（mm）取d=0.001mm计算,H可达75m,但实际测定, 在粘土

8、中H很少达到5 6 m, 一般不超过3 4 m。粗粒间隔中的毛管水上升高度小，细粒间隙中的毛管水上升高度。 当d0.002mm时，水分(shufn)就无法上升。土粒间的膜状水，会将孔道堵塞，孔隙太大，又中断上升。所以(suy)地下水位太深，水分难以利用，太浅，易发生返盐现象及过湿现象。粘土孔隙发达，水力传导度小，上升速度慢而高，砂土(sh t)则反之。砂土及砾质土的毛管孔隙不发达，大孔隙多，悬着水主要是围绕在土粒或石砾相互接触的地方，有时水环融合在一起，有时互相不甚通连，传统为触点水。当悬着水处于平衡状态时（在均质土壤中），土壤上下各处的含水量基本一致。（4）影响毛管水上升的因素：毛管大小，地

9、下水深度，气候因素（T，上升亦高，散失亦快）。质地：越粘重，上升高但慢，砂土则反之。4、重力水和地下水：重力水：当大气降水或灌溉强度超过土壤吸持水分的能力时，土壤的剩余引力基本上已经饱和，多余的水就由于重力的作用通过大孔隙向下流失，这种形态的水称为重 力水。（当土壤中大小孔隙均被水充满时，且有多余的水向下渗透，这种形态的水称为重力水）重力水由于流失快，植物利用机会少 。当土壤粘重时，重力水一时不易全部排出，会造成滞水，引起空气供应不足，对植物吸水不利。地下水：由于土壤母质中有不透水层的存在，向下渗漏的重力水，就会在它上面的土壤孔隙中聚积起来，形成一定厚度的水分饱和层，其中的水可以流动，称为地下

10、水。若在土壤中开凿井，流出的地下水就会在井中形成自由水层，这一水层的水平面离地表的深度称为地下水位。（under table level）地下水能通过支持毛管水的方式供给植物吸收。在干旱区：地下水位太高，易造成盐渍化 。在湿润区：地下水位太高，影响根系生长，甚至形成沼泽化。第六节 土壤水分有效性及水分常数一、土壤(trng)含水量的测定：1、烘干法：经典(jngdin)、准确。不做微量元素分析时，往往(wngwng)不采用此法。2、快速测定法： 红外线烘干法、酒精燃烧法。 减压降温法适于含有机质高的土壤的测定。3、野外快速法：BA干土（土壤密度水密度）/土壤密度B是量筒与水和土壤的重量，A是量

11、筒和同体积水的重量。4.中子法：此法较精确，但目前绝大多数的设备只能测出较深土层（10cm以下）的水分含量。不适用于表层土。5.TDR法：是一种远程遥感测定技术，在20世纪70年代末期用于测定土壤电特性，是通过测定土壤的介电常数来推算土壤含水量。具有精确、快速和连续测定土壤水分的优点，是测定土壤水分的一种新仪器。二、水分常数：在一定条件下，土壤所保持的水量。1、吸湿系数：（hygroscopic coefficient）在相对湿度饱和空气条件下，干燥土壤所能吸收的气态水分的最大量。一般粘土、有机质含量多的土壤吸湿系数大。土壤含水量等于吸湿系数时，其吸力为31个大气压（3.1MPa）。不同质地与

12、土壤吸湿水和最大吸湿量土壤质地砂土轻壤土中壤土粉砂质粘壤土泥炭吸湿水（g/kg）5-1515-3025-4060-80180-220最大吸湿量（g/kg）1530-5050-6080-1002、凋萎系数：（wilting coefficient）指土壤水分供应不足，使植物细胞不能维持它的正常膨胀压，而产生永久萎蔫时的土壤含水量。土壤含水量等于凋萎系数时，水吸力为15个大气压(1.5MPa)。可用压力膜仪法测定： 粗略：凋萎系数(xsh)=吸湿系数X 1.34。不同质地(zhd)土壤的凋萎系数土壤质地粗砂土细砂土砂壤土壤土粘壤土凋萎系数g/kg9-1127-3656-6990-124130-16

13、63、田间(tin jin)持水量：（field capacity）降雨或灌溉后，多余的重力水已经排出，渗透水流已降至很低戒基本停止时土壤所吸持的水量。包括吸湿水、膜状水、悬着水的全部。一般：粘重的土壤，结构良好或富含有机质的土壤，田间持水量大，水吸力约为0.1-0.2大气压之间（0.01-0.02MPa）。田间测定法：田间选一11m2或22m2代表性土壤，四周筑坚实土埂，灌水20cm厚，盖一薄膜，防蒸发，48小时后，取土测其含水量，粘重土壤可在34天后测。室内用环刀法测定：砂土1 天，粘土3天，排除重力水后测定。4、全容水量： 包括吸湿水、膜状水、毛管水和重力水。 指土壤完全为水所饱和的含水

14、量：pF=O 测定：土壤环刀取原状土，上下密封，上部开一个小口，引出一条线（线端有盖），放在一个小田径瓶中，而后通过一行小管加水，达V而后一提细线，线端盖被揭，平衡24小时，得V。 P总=全容水量X容重三、有效含水范围：A=FW影响因素：（1）质地，壤土高于粘土高于砂土。 （2）、结构，有结构的土壤A大。 （3）有机质，但当它形成良好结构体时可间接改善有效水的供应善。因其值增加，会增加A值，但W也加大。 （4）、土壤层位， 表层(biocng)F值高，A值也高。土壤水分有效性问题有三种传统假设：一种假设认为土壤水分在从一个上限（田间持水量）到一个下限（凋萎系数）之间的明确范围内是同等有效的，另

15、一假设认为在此范围内随土壤水分的减少而有效性降低。也有人试图在两者之间妥协(tuxi)，将土壤水分有效范围分为“极有效(yuxio)范围”和“有效性递减范围”，如图。这一模式尽管它是以人为地选定的限值，但多年来曾被人们广泛认可，尤其在灌溉管理领域工作的人员中被广泛接受。两派均认为土壤水分有效水是一个定值。 关于土壤水分对植物有效性的三种传统假设 （a）从田间持水量到萎蔫点之间同等有效 （b）从田间持水量到水分“关健点”之间同等有效；湿度再减少，有效性降低 (c) 土壤含水量减少，有效性也逐渐降低以上的传统观点未能对土壤-植物-大气整个系统的水分状况产生影响的各种因素进行考虑。1966年澳大利亚

16、著名水文学家菲利浦将土壤-植物-大气中水分运输看做一个像链条一样的连续体命名该系统为“Soil-Plant-Atmosphere Continuum”即SPAC，中文译为土壤-植物-大气连续系统，如图6-13所示，并进一步认为水在系统中的传输类比于欧姆定律，水势类比于电势，水分运输中各项阻力如在土壤中、土-根界面、植物导水组织中、叶-气界面等类比于电阻，它标志水分研究进入了系统时代。在这个系统中，从土壤（-1Mpa左右）到植物(约-1-3MPa)再到大气(-5MPa左右)水势逐渐降低，水分依次从土壤到植物再到大气中散失。从物理学的观点来看，蒸散可以视为这样一个过程：它从一个容量有限、但水势是有

17、变化的水源头（即水分贮库）流向一个容量无限（尽管其大气水势是有变化的）的壑（即大气层）的水流。只要根系吸取土壤水分的量（根面积平均吸水速率）还能平衡蒸腾耗水的量（叶面积蒸腾速率），这一水流会持续下去。一旦吸水量落后于蒸腾量，植物就开始失水，同时植物水势开始降低。失水持续下去，植物丧失膨压而产生凋萎。影响土壤水分有效性的因素不仅有土壤因素、植物特性及影响蒸腾气象因素有关。土壤因素有土壤水势、土壤的水力传导度及相应含水量、土层厚度，植物特性如根系密度、深度、根伸展速度，气象因素有光照、温度、空气湿度、风速等。这样看来土壤水分有效性是一个动态的量。 四、土壤水分的表示(biosh)方法：1、质量(z

18、hling)含水量指土壤中水分的质量(zhling)与干土质量的比值，又称重量含水量。质量含水量水质量/干土质量100%土壤含水量(%)=土壤水质量/干土质量*100 m=(W1-W2)/W2*100 其中m:土壤质量含水量(%) W1: 湿土质量 W2: 干土质量需要注意的问题：质量含水量的表示必须以烘干土重为基数，而不能以湿土为基数。其原因为：A：自然条件下，土壤含水量在时间、空间上都是剧烈的变化着，几乎很难达到一种固定状态，因而，湿土的概念是一种瞬时状态，为了使各地或各时期土壤含水量有一个可比性，寻求稳定的、标准的状态作基数非常重要。这里，只有烘干土壤才是一种稳定状态。B：用烘干土作基数

19、表示土壤水分含量变化过程较为直观。例如：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，计算土壤水分丢失一半后含水量变化：以烘干土为基数以湿土为基数水分丢失前水分丢失后2、容积含水量指土壤总容积(rngj)中水所占的容积分数,又称容积湿度、土壤水的容积分数土壤(trng)容积含水量（%） =（土壤水容积/土壤总容积）*100推导(tudo)过程：因常温下水的密度近于1g/cm3，所以v% =（土壤水容积/土壤总容积）*100 =100%(水分重/1)/(烘干土重/容重) =100%(水分重/烘干土重)容重 =m%容重 重量含水量土壤容重=容积含水量3、土壤相对含水量：指土壤

20、实际含水量占该土壤田间持水量的百分数。 土壤相对含水量（%） =土壤含水量/田间持水量100可以说明土壤水分对作物的有效程度和水、气的比例状况。4、水层厚度（mm）=土层厚度（mm）体积含水量水层厚度：指在一定厚度（h）一定面积土壤中所含水量相当于相同面积水层的厚度，用Dw表示，一般以mm为单位。 Dw=(hMm%/M)10=10hv其中h为土层厚度（），M为土壤面积（cm2）, 为土壤容重（g/cm3）。例1：容重为1.2g/cm3的土壤，初始含水量为10%，田间持水量为30%，降雨10mm。若全部入渗，可湿润土层多深？（假设水全部进入土壤中无损失）解：先将质量(zhling)含水量换算为容

21、积(rngj)含水量初始(ch sh)含水量 v1=10%1.2=12%田间持水量 v2=30%1.2=36%因Dw=10hv故h=Dw/10v=10/10(0.36-0.12)=4.17(cm)答：降雨10mm可渗入土层4.17cm。 例2：棉花开花结铃期日耗水5.1mm，某土壤30cm土层含有效水15%，容重1.2g/cm3。若无水源补充，该土水分可供棉花生长多少天？（假设不存在蒸发）解：有效水v=15%1.2=18% Dw=10hv=103018%=54mm d=54/5.111(d)答：可供棉花生长11天。5、水分贮量（m3 / hm2 ）= 水层厚度X 10-3 10000=10 水

22、层厚度（mm）指一定面积、一定深度土层内所含水的体积。一般以m3/667m2、m3/hm2表示。V（ m3/hm2）=Dw/100010000=10DwV （ m3/667m2）=Dw(1/1000)(2000/3)=2/3Dw 思考题体积为200cm3的容重圈内，装湿土重为325g，测得该土的含水量为20%，毛管持水是为25%，取此土25g放入盛30ml水的量筒中，使得水面上升12ml。求：相对密度，土壤容重，总孔隙度、毛管孔隙度、非毛管孔隙度、体积含水率，17cm土层中的水层厚度，贮水量，评价该土的生产我特性。求解土壤(trng)容重=干土重/原状土体积=325/（100+25） 100/

23、200=1.30（g/cm3 ）毛管孔隙(kngx)度=土壤容重毛管持水量(shu lin)=1.30 25%=32.50（%）体积含水率（自然状态）=土壤容重重量含水率=1.30 20%=26.00%25克土固体颗粒的体积=12-自然含水的体积=12-25/325*200*0.26=8（cm3 ）土壤密度=干土重/固体颗粒体积=25/（100+20%） 100/8=2.60 （g/cm3 ）总孔隙度=1-容重/比重=1-1.30/2.60=50.00%非毛管孔隙度=50-32.50=17.50%17cm土层中的水层厚度=土层厚度体积含水率=170 26%=44.20（mm）贮水量（m3/hm

24、2）=10 水层厚度=10 44.20=442.00通气度=总孔隙度-体积含水率=50.00-26.00=24.00%固相：气相：液相=（100-50）：24：26=1：0.48：0.52第七节土壤水能量土壤水能量：土壤是一个复杂的孔隙系统，土壤水的运动状况也非常复杂，一般用势来说明。1、土水势：土水势是指单位数量土壤水的势能。（水势）土水势（总土水势）按美国土壤学会“土壤学术语解”（1975），是指：从一已定高度的蓄水池中，把无限少量的纯水，在一个大气压下，等温和可逆地转移到土壤中的某一已定点，使之成为土壤水，这时所必须做的功，以单位水量为基础表示之，这一数值就代表土壤总水势。任何物质包括土

25、壤水在内，在孤立系统中和恒温条件下，总是由自由能高处自发地向自由能低处移动。物质总是由势能高处向势能低处移动(ydng)，因此，土壤水自由能的降低也可用“势能(shnng)”值的降低(jingd)来表示。土壤水在各种力的作用下势（或自由能）的变化，主要是降低，就称为土水势。它由几个分势组成：土水势重力势+渗透势+压力势+基质势土壤愈干，基质势的绝对值就越大，土壤水能量水平就越低，固相物质吸持力表现愈强，植物吸水愈困难。在土壤水分处于饱和状态时，基质势为零。渗透势 ：由土水系统中各种溶质综合作用造成的，由于溶质对水分子的吸附作用，使水的活性下降，和纯水相比，自由能降低。 可用电导法测量电导率，间

26、接求得。压力势：当土壤孔隙中，特别是土壤结构内部有被封闭的空气时，空气对周围的水产生一个附加压力。一般来说，地下水位以上的土壤，除暂时积水层内的水以外，不饱和土壤和大气相通，水分的总压力与大气压力相等，故不存在压力势。可用水压计量出。重力势：它是由重力作用引起的，其变化取决于土壤水的相对垂直位置，不同位置引起的自由能的差异即为重力势。一般选用地下水位作为参照标准，其值为零，其上为正，其下为负。在饱和水运动中决定土水势的是压力势和重力势，在不饱和土壤水运动中决定土 水势的是基质势和重力势，溶质势只有在盐碱土中才起作用。水势的计量，可以水的质量为基础，也可以用水的容积或重量、摩尔量为基础：尔格（e

27、rg/g）、焦耳（J）/kg、尔格（erg）/cm、达因（dyn）/cm。在目前的文献中，常用吸力来表示土壤水的能量水平。以压强单位“巴（bar）”表示或直接以水柱高表示。换算关系如下：1bar = 106dyn /cm2= 100J = 1020cm水柱 = 0.9869大气压 .1大气压 = 1.0133bar = 1.013106dyn /cm2= 1033cm水柱土水势范围较宽，常用土水势的cm水柱高的负对数表示，称为pF值，pF = lgcm水柱。如土水势为1000cm水柱，则pF为3。2、土壤水吸力：土壤水承受一定吸力情况下所处的能态（并不是指土壤对水的吸力）。一般用压力(yl)单

28、位表示。它不同于土水势，它只包括基质势和溶质势，不包括其它分势，通常是指基质势;土壤水吸力(xl)在概念上不是指土壤对水的吸力，但仍可以用土壤对水的吸力来表示它。例如，测得某一时间土壤对水的吸力为0.1MPa，如果我们此时对土壤施加大于0.1MPa的吸力，水就会从土壤中流出，如果施加小于0.1MPa的吸力，水就会被土壤再吸回去，这时的土壤水就处于0.1MPa吸力状态下，土壤水的吸力为0.1MPa。由此可见，对于基质(j zh)势和溶质势而言，土水势的数值与土壤水吸力的数值相等地，但符号相反，土壤水是由土水势高处流向低处，即从土壤水吸力低处流向水吸力高处。土壤水吸力为正值，对于基质势和渗透势而言

29、，土壤水吸力是从低处流向高处，正与土水势相反。土水势的测定方法：张力计法、压力膜法。它们的适宜范围不同。在田间用张力计法。张力计的底部为一细也陶杯，孔径为1.0-1.5m之间，只能测定-850hPa基模势，当低于-85-hPa时空气进入陶杯而失败。田间植物可吸收的水大多在此范围内。水银真空压力计还可以作为自动灌水系统的调控器。压力膜仪法测量范围-1.50MPa。要采集原状土样在室内进行。可以测定吸水和脱水曲线。一般测脱水曲线。基质势在田间可用张力计测得，室内用压力薄膜仪测量。（低吸力段的各级当量孔隙可用砂芯板或薄层高岭石板装置测定。前者用水管平衡装置测定0100厘米水柱吸力范围内（0.03毫米

30、）的当量孔隙；而后者采用抽气装置可测100900厘米水柱张力范围内（当量孔径0.03毫米0.003毫米）的当量孔隙。小于0.003毫米的当量孔隙可用压力膜法、气体吸附法或水银注入法测定。对于一些结构不良的膨胀性粘质土，由于在测定过程中泡水膨胀和脱水收缩，应用此法测定原状土的当量孔隙会有误差。）土壤水吸力与土壤含水量的关系：1、土壤水分特征(tzhng)曲线：（pF曲线(qxin)） 土壤(trng)水能量与土壤含水量的相关曲线。 （用cm水柱高表示吸力的负对数值） 能明确说明土壤水数量和植物生长的关系。它可以表明土壤在某一含水量时土壤水所处的吸力，或土壤水处于某一吸力时的土壤含水量。 意义：1

31、）利用它非可以进行土壤水吸力和含水率之间的换算，测出吸力可通过曲线查出此时土壤的含水量，测出含水量可直接查出此时的吸力。对着曲线图进行举例说明。2）可以间接地反映出土壤孔隙分布。粘质土随着吸力的提高，含水量的减少缓慢，砂质土在较大吸力时的曲线陡直，在较小吸力的曲线平缓。3）应用数学物理方法对土壤的水分运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的的重要参数4）可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。可直观地看出不同质地中凋萎系数与田间持水量间的差值大小和不同质地在不同吸力时段的持水能力。土壤水分特征曲线示意图 不同质地的土壤处于(chy)同一土壤含水量时，土壤水吸力不同。pF曲线图2、

32、滞后(zh hu)现象：（hysteresis） 土壤水吸力和含水量的关系不是单值的，它因土壤的脱水(tu shu)过程和吸水过程而不同。在同一吸力下，脱水过程的含水量总比吸水过程的含水量高，这种现象称为滞后现象。 饱和土壤从A点开始脱水到最干点D，由D吸水至A，要两条不同曲线，再进行吸水脱水，出现的特征曲线又不同，但只会落在原先的曲线圈中，这个圈称为滞后圈。AD、DA曲线称为扫描曲线。 原因很多：（1）瓶腔瓶颈理论。 （2）孔隙被封闭，胶体变形有关。用瓶颈理论解释：这种理论认为，土壤充水孔隙之间通常是由狭窄的通路联结(linji)的。孔隙本身可比拟为“瓶腔”，狭窄的通路可以(ky)比拟为“瓶

33、颈(pn jn)”。设“瓶腔”半径为R，“瓶颈”半径为r，根据吸力与孔隙半径的关系（设Q为O），有在脱水过程中，充水孔隙的水要排出必须通路畅通，即首先必须“瓶颈”部分的水排掉。“瓶颈”部分脱水取决于Sr值，只有吸力达到Sr时，颈才打通，因此，尽管在脱水过程中吸力达到SR值腔就可以排除水分，但因其强度不足以使颈排水，通路堵塞，所以水仍然积聚在腔内。然而吸水过程中，腔充水不受颈的阻碍，吸水降低至Sr时颈先充水，再降至SR时腔接着充水。吸力为Sr时相同，但脱水时瓶腔是充水的，在吸水时瓶腔是空的，这就是为什么在 同一吸力值下，脱水过程的土壤含水量总比吸水过程高的原因。结构对土壤水分特征曲线的影响土壤水

34、分特征(tzhng)曲线的滞后现象 第八节我国土壤(trng)的水分状况及水分状况(zhungkung)类型一土壤水文状况的概念 土壤水文状况指土壤剖面中土壤水分在周年内的动态变化，它反映土壤水分平衡和水分循环的特征，在北方简称为墒情。（周年中土壤剖面上下各层的含水量情况及其变化）不同地区，不同土壤类型存在着规律性差异。园林土壤由于管理措施不同，也有很大差别。一般说，一年有旱季和雨季之分的地区，或春、夏、秋、冬四季气温变化明显的地区，土壤和干湿季与气候上的干湿季在时间上有一致性，但并不完全吻合。土壤湿季从当年雨季中、后期开始，一直延续到第二年早春。如冻层明显的东北地区，春季是气候上的旱季，土壤

35、却最湿润。而春末入夏时节，逐渐进入雨季，但土壤含水量却日趋降低。土壤的干与气候干湿之间交替，对缓冲旱情涝情，调节植物用水极为有利。我国北方土壤在季风影响下，春夏之间失水强烈。土壤湿度降至一年中最低水平，为失水期；夏季多雨，土壤水分得以补充，达到最高土壤湿度，为聚水期；冬季至早春，土壤湿度因冬季冻结聚墒相对稳定，高纬度地带则为冻结期。南方地区不同的是，热带没有冬季相对稳定期。二、影响土壤水分状况的因素：1、植被2、气候(qhu)3、土壤(trng)物理性质4、地形(dxng)5、水文地质6、人为影响三、水分平衡（状况）类型：指一定容积土壤（一般指根层12m深度内的土壤）的水分 收支。土壤水分状况

36、(soil moisture regimes)不仅影响土壤中物质能量的迁移转化过程，还影响土壤形成发育的方向和性质。根据成土环境及土壤特征，可以将土壤水分状况划分为以下类型：入超型（淋洗型） 出超型（蒸发型） 平衡型（非淋洗型）降水消耗 消耗降水另外，全球土壤水分状况还具有明显的季节性变化，如图所示。 一般田间土壤水分的收入(shur)项目有：降水P、灌溉I、地下水补给U。水分支出(zhch)项目有：地表径流R、下渗水I、土面蒸发U、植物叶面(y min)蒸腾T、植物冠层截留量In水分平衡可用下式表示：W=P+I+U-R-D-E-T-InW表示计算时段骨初始储水量与最终水量之差。单位用单位面积

37、上水量的量纲（L3/L2、cm、mm)土壤-植物(zhw)-大气连续系统 第九节 土壤空气(kngq)（soil air）和土壤热量（soil heat）一、土壤(trng)空气的数量与组成（一）、土壤空气的特点：1、土壤空气的数量决定于土壤的孔隙度和含水量，两者成反比。2、土壤空气的组成和大气组成基本一致，但土壤空气O少而CO较多。3、土壤空气的组成与数量经常变化。4、土壤空气的水汽含量高于大气5、土壤空气中有时含有少量还原性气体（二）、土壤空气的更新： 土壤空气的更新，是指土壤空气与大气间的相互交换的过程。大气与土壤空气不断交换的性能称为通气性。土壤空气与大气间气体交换方式有两种，一是气体

38、对流，二是气体扩散。1、气体对流：指土壤空气和大气气体间的相互交流，整体流动。这是因温度梯度、压力梯度、土壤湿度的变化引起的对流。这是一种较短时间的整体交换。 （表层土温低于大气）（风力使地面气压下降） （湿度 土壤大气）2、气体扩散： 组成气体的各个成分的运动速度(sd)，由该种气体组成中的浓度（分压）所决定，这就是气体扩散。 如：CO分压高于大气(dq)，O分压低于大气(dq)。二、土壤通气性及生态意义（一）、土壤通气性指标：（aeration 通气性） 判断土壤通气性的指标很多，但迄今仍没有一个普遍公认的标准。 以下为较普遍采用的标准：1、土壤空气容量：与土壤容积含水量成反比例。在土壤孔

39、隙中互为消长，所以它是一个变量，其度量单位以每单位土壤容积中空气所占的容积百分数来表示。一般旱地植物对土壤空气容量要求在10 15%以上。2、土壤通气孔隙度：（aeration poreporosity通气孔隙度） 10%。 在15 20%以上更佳。 它的量度单位是容积百分数。可采用100cm水柱吸力（pF=2时）的土壤孔隙容积百分数，或田间持水量时的孔隙容积百分数来表示。3、土壤通气量：指单位时间通过单位土壤截面、单位土壤厚度的气量，通常以ml/scmcm或ml /scm表示。 它是一种量度土壤空气扩散常数的办法。一般多采用CO作为指示气体，使它在一规定时间内通过一定容积的土壤而求得其通气量

40、，通气量大，表明土壤通气性好。4、土壤的气体扩散系数：一般采用的是土壤气体的相对扩散系数，即气体在土壤中的扩散系数（D）与该气体在自由空气中的扩散系数（D）的比值（D/D），这是一个判断土壤通气性的良好指标。5、土壤空气中氧的含量：一般用气量法、电极法、气相气谱法求得。6、土壤氧扩散率：指每分钟扩散通过(tnggu)每平方厘米土层的氧气克数，或称土壤氧流（ODR），它的大小，反映土壤空气中氧的补给更新速率(sl)的快慢。土壤的ODR一般要求在3010 4010g /cmmin以上(yshng)，才能保持植物正常生长。当土壤的ODR下降至约2010g/cmmin时，大部分植物根系就停止生长了。7

41、、土壤的氧化还原电位（Eh）：指土壤溶液中物质氧化态和还原态的相对浓度所决定的氧化还原状态。此状态受土壤溶液的氧压或溶解态氧的浓度限制。土壤空气中氧浓度与溶液中的氧浓度相关联。（二）、影响土壤通气性的因素：1、土壤孔隙状况。2、土壤水分。3、土温和风：土温高，土壤空气膨胀，而从土壤中释出。降温会使大气流入土壤。风能加速气体交换。4、生物及生物化学过程：消耗O产生CO，加速交换。5、人类活动的影响：园林土壤，受人为干扰极大，如压实、施肥翻土，能够阻碍或促进土壤空气与大气的交换。通过改良土壤，可以改善土壤通气性。（三）、土壤 通气性的意义： 空气透入土壤的性能好坏，对种子发芽、根系发育生长、土壤微

42、生物活动、土壤养分转化及其他一此性状影响很大。当土壤空气中的O含量小于10%时，大多数植物根系发育不良。通气不良，有机质分解产生醛类、酸类物质会抑制种子萌发。土壤通气良好，根系发育健状，根毛多，根系有氧呼吸旺盛，供给植物吸收的营养物质的能量就多，利于吸收土壤中的营养物质，许多树种都要求土壤通气孔隙度15%。对苗圃土壤：通气孔隙能保持15 20%最好，即使在游人常去的公园，土壤通气孔隙也应在10%以上为好。但Ca（PO）和FePO的溶解度在缺氧条件(tiojin)下可提高。通气(tng q)好Eh可达600 700mv，利于苗木生长。（四）、调节(tioji)通气性的措施：1、深耕结合施肥：打破

43、板结层，加快交换。2、中耕。3、排除积水。4、灌溉烤田。三、土壤温度的变化规律（一）、热量的来源及影响因素： (晴天中午到达地面的太阳辐射强度大约4.1868J/cmmin) 1、主要来源于太阳辐射，个别可进行人为调节如温床、温室，还有地热资源，如西藏、云南等。生物热。2、影响热量状况的因素：（1）、地理因素：海拔、坡向、纬度、气候。（2）、土壤因素：颜色、干湿。（3）、植被或覆盖因素：隔断辐射能，减少交流，降低变化幅度。（二）、土壤的热性质：1、土壤热容量：指单位容积（或重量）土壤，温度升高或降1时，所需要吸收或放出的热量。用于表示土壤受热而升温或失热而冷却的难易程度。热容量越小，土壤受热影

44、响而变化越敏感。重量热容量：J/（g）。 容积热容量：J/（cm）容积热容量= 重量热容量容重 水为1.0(重量)(卡/（克）),干土为0.2(卡/（克）)左右,空气0.0012(容积)J/（cm）2、土壤导热性和导温性：土壤导热性指从温度较高的土层向温度较低的土层传热(chun r)的能力。导热率（导热系数）是指在温度梯度为1时，每秒钟在断面(dun min)1平方厘米、厚度1厘米(l m)内所通过的热量数。（单位：卡/（cmS）。 矿物为0.004 0.006水为 0.0013空气 0.00005干土的导热率主要决定于气相的导热率。而湿土的导热率则决定于该土壤的含水量。因此，湿润土壤比干燥

45、土壤易传热。孔隙度小的干土比孔隙大的容易传热。湿土热容量高而且容易传热，所以湿土的日间温度较干土为低，而夜间冷却较慢。土壤导温性是指土壤传递温度变化的性能。以导温率表示。在标准状况下，在土层垂直方向上，每厘米距离内有1的温度梯度时，每秒流入单位面积（1cm）土壤断面的热量能使单位体积（1cm）土壤所产生的温度变化：/Jcms 。土壤升高的温度与导入其中的热量成正比，而与土壤容积热容量成反比。由于空气密度非常小（0.0013g/cm）,而且重量热容量也很小(0.24卡/g),所以很少的热量就能引起空气温度显著的升高。但当土壤水分增加，热容量增大，导温性就明显降低。3、土壤的吸热性：土壤吸收太阳辐

46、射能的性能，用反射率判断。反射率就是土壤表面所反射的辐射能量，与照射于土壤表面的辐射能总量的比值。反射率愈大表示土壤的吸热性愈差。浅色土壤反射比深色土壤强。平坦表面比粗糙表面反射强。一般情况下，土壤反射了1/3 1/2 的辐射能，而吸收了其余部分。（三）、土温变化的一般规律：有季节(jji)变化、昼夜变化、上下层的垂直变化。1、年变化(binhu)：土温的年变化是指一年中各个(gg)月份或各个季节土温的变化。 据测：土表温度从三月开始升高，七月达到最高，以后逐渐下降。（土温最低温是在1-2月份，最高温是在7-8月份，）随着土层深度的增加，土温的年变幅范围逐渐缩小，最高最低落温度出现的时间亦推迟

47、。一般深度每增加1m，最高和最低土温的出现时间约推迟20 30 天。 当达到相当深度以后，土温便终年不变。这种土温终年不变的土层，在高纬度地区开始出现于25m深处，在中纬度地区为15 20 m，热带为5 10 m。2、日变化： 土温日变化因不同季节、不同地区而有差异，但都具有明显的昼夜变化规律。表层土壤温度从日出开始土温逐渐升高，至下午2时左右达到最高峰，以后土温逐渐下降，最低温度出现在日出前（凌晨5-6点）。 随着深度增加，下层土温变化滞后于表层土壤，而且变化幅度愈小。且最高最低温出现时间推迟。一般白天表层土温高于底层土，而夜晚则相反，底层土温高于表层土温。80-100厘米以下土层昼夜温度变化不明显。四、土壤热量的生态意义：1、土温会影响土壤微生物活动，调节土壤中有机质的分解，积累速率及养分的释放。比如N素矿化 27 32最有利硝化作用、水分有效性、水汽扩散。2、土温影响种子发芽和植物生长发育，特别是对根系吸收水分和养分有较大影响。 林木(ln m)根系一般在5以上(yshng)就能生长，但当土温升高到35时，其生长就开始停滞。云杉种子(zh