第5章-土壤水课件

第四章土壤水分soilwater

“水是生命之血液”。土壤水分是土壤最为重要的组成部分，它在土壤形成、土壤的演化过程中起到极为重要作用；水是土壤中一系列过程进行的媒介，是土壤微生物、植物的最主要的水源。土壤水分状况是反映土壤肥力的最重要指标。农谚说：有收无收在于水，收多收少在于肥。我国是水资源贫乏的国家，北方属于缺水的旱地农业，占52%左右。北方主要主要是发展节水农业（土壤保水）；南方季节性缺水和洪涝灾害频繁发生，主要问题需要进行排水除涝。第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

一.土壤水分的概念（强调几点）：1.土壤水分并非纯水，而是溶解有各种有机无机物质的稀溶液。2.土壤水是指在105-110℃情况下，烘至恒重从土壤中能够被烘出来的水分总和。不包含矿物晶架结构内的结晶水。3.土壤水分来源于自然界降水、灌溉、地下水等自由水，又区别于自由水，保蓄在土壤当中。4.土壤水与大气水、地表水、植物水、地下水处于平衡与交换状态，（五水转化），成为生态环境的主要影响因素。●质量含水量（重量百分数）指土壤中水分重量与烘干土重量(oven-drysoil)的比值，也称为质量湿度。●容积含水量（volumetricwatercontent）指水分容积与土壤总容积的比值，也称为容积湿度。●绝对含水量

指一定面积和一定厚度土壤中所含水量的体积，量纲为「L3」。它主要用于确定灌水量和排水量，一般在不标明土壤厚度时，通常指1米土深。●土壤贮水量（水层厚度）指一定厚度土层内土壤水的总贮量。●相对含水量指土壤含水量占田间持水量的百分数。二.土壤含水量的表示方法（soilwatercontent）（一）质量含水量指土壤中水分重量与烘干土重量(oven-drysoil)的比值，也称为质量湿度。多用百分比表示，也有用质量分数表示：

用数学公式表示为：

式中：θm--自然含水率或绝对含水量（%）；

mw——水的重量，g；

ms——105℃烘干土重量，g。质量含水量没有量纲，它是直接可以测定的，使用极为广泛，所以不作特殊说明时，均指质量含水量。

第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

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。其原因是：1）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。2）用烘干土作基数表示土壤水分含量变化过程较为直观。第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

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1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由此可见：用烘干土作基数表示水分变化过程更为直观应用时注意：已知土壤样品含水量，由湿土折算成干土计算公式今后凡表示土壤组成的百分数都应以烘干土中为基数！第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

（二）容积含水量

多用百分比表示，也用容积分数表示：

其数学表达式为：

式中：θv——土壤实际含水量的体积百分率，（%）；

Vt——土壤总体积，cm3；

Vw——水所占的体积，cm3。

土壤容积含水量无法测定，是用质量湿度换算的，换算关系如下：

式中：ρb——土壤容重，g/cm3。

公式推倒如下：第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

容积含水量主要用于表示土壤三相比方面，即土壤的液相比率。同学们注意：各类土壤孔隙度的计算时，由不同状态含水量为基数，乘以密度比得到各类孔度值容积含水量没有量纲。注意计算题例题：测得某土壤含水量为28%,土壤容重值为1.30g/cm3，计算：（1）此时土壤的三相比组成？（2）此时土壤通气状况如何？（三）土壤绝对含水量(absolutewatercontent)1.土壤水层厚度

是指一定面积和土层厚度内土壤中所含水量相当于此面积下水层的厚度。用mm表示。土壤水层厚度常常是计算得到，其计算公式及其来源如下：第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

注意：记住这个公式和公式中各个参数的量纲。水层厚度表示很水量的最大特点是它有加和性，采用土壤水层厚度的方便之处在于它可直接用于与大气降水量、土壤蒸发散的比较与计算。第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

水层厚度公式的应用：（1）与气象资料进行互相加减（2）计算土体中水分的总储量（举例）（3）计算土壤水分动态变化情况----水分平衡模型的基础（说明几种使用情况）2.绝对水体积（方/亩）

是指一定面积和一定厚度土壤中所含水量的体积，量纲为「L3」。它主要用于水利方面，确定灌水量和排水量，一般需要表明所涉及土壤面积和土层厚度，在不标明土壤厚度时，通常指1米土深。计算公式：第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

（四）相对含水量(relativewatercontent)是指土壤含水量占田间持水量的百分数。正如空气相对湿度一样，相对含水量说明土壤实际含水量的饱和程度（以田间持水量为标准）,在农业生产中经常应用。用下式表示：

注意：分子和分母的量纲要统一分子和分母所表示的是同一种土壤。应用：主要应用在作物栽培学上，可以看出土壤水分的丰缺程度。一般土壤含水量达到田间持水量的60%左右以下，作物就可能受到水分胁迫。即将准备灌溉，灌到相对含水量为100%。因此，相对含水量隐含着水分有效性的元素在内。切记：注意区分相对含水量和实际含水量。（五）液体比(liquidratio)第一节

土壤水分概念及其含量的表示方法

三.土壤含水量的测定技术土壤含水量的测定技术概述TDR法（一）土壤含水量测定技术-烘干法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent（一）烘干法：ovendryingmethod1.烘箱烘干法(gravimetrywithOvenDrying):oven-drysoilsampleat105~110℃inaforced-draftovenuntilaconstantweight.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。缺点：

(1)采样干扰田间土壤水分连续性

(2)不能在同一地点连续进行观测土壤水分动态变化,多点采样必然会因为土壤时空变异性造成测试误差

(3)采样、运输及多次称量会产生不必要的误差

(4)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。给测定结果带来误差。2.酒精燃烧法（gravimetrywithDryingbyBurningAlcohol）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180~200℃，然后很快下降到85~90℃，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%3.红外线法(infrareddrying)原理：将土壤样品放在红外线灯下,利用红外线照射的热能,使土壤水分蒸发掉,以测定土壤含水量.优点：速度快，一般7~15分钟即可，但要求样品达到恒重为止，时间不宜太长，有机质含量多的样品，3~7分钟即可，以免引起有机质炭化，造成误差。（一）土壤含水量测定技术-烘干法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent4.炉烤法在没有烘箱(oven)的情况下,可将盛土铝盒(aluminumcan)开盖放在炉火上烘烤,一般有几个小时即可.为了防止温度过高,可在炉上放一铁盘,铁盘里放细沙(沙盘或沙浴),将铝盒放在细沙里烘烤直至恒重.5.其他方法属于烘干法的还有:

微波干燥法（microwavedryingoven）：测定一个样品需要10~30分钟。适用于不同类型含水量测定。缺点是干燥最佳时间不易确定。真空干燥法（vacuumdryingoven）（干燥剂法）：是将样品放在真空箱或置于干燥剂之上，以低温（60℃）干燥，平衡数天后称重，由失重求出土壤含水量。优点：避免了有机质的氧化、炭化、结果精确。缺点：测定速度慢，不适于批量土样测定。（一）土壤含水量测定技术-烘干法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent电阻法（Electricalresistanceblock）-nondestructive原理：Whitney，Gardner及Briggs（1898）在置于土壤中的两电极之间通过一电流，测定其电导（电阻）来测量土壤的含水量。但是，在同一含水量下，盐分浓度少许的变化就会引起读数很大的差异；电极与土壤接触紧密程度都可能使得这一方法变得很不可靠。为了解决这些问题，电极被放入多孔介质块中埋进土壤。多孔介质块称为电阻块（Briggs，1940）。（二）土壤含水量测定技术-电阻法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent类型：用石膏、尼龙、玻璃纤维、耐火材料和水泥多孔介质作为载体制成。石膏电阻块并不因为土块盐分浓度的变化而受到很大的影响，因为他内部水为CaSO4所饱和，大大地阻碍了这一效应。因为石膏块部分地溶解于土壤水，它们便随时间而损坏。不起化学作用的物质如玻璃纤维受土壤盐分浓度变化的影响。（二）土壤含水量测定技术-电阻法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent5910A型土壤水分读数表是设计用于便携式5210石膏块迅速读数。体积小，重量轻，蓄电池供电，液晶数字显示。中子仪法(Neutronprobe-Neutronscattering-neutronmoderationmethod)

产生于上世纪50年代，60年代起得了到广泛地应用.（三）土壤含水量测定技术-中子仪法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent中子源Ra-BeRa-Am4.5Mev高能,半衰期458年快中子取决于土壤湿度热化慢中子云球被介质吸收,吸收截面小被碰撞散射几率大(几十倍)原理与H+碰撞BF3吸收慢中子产生α粒子测定脉冲数检测器二、土壤含水量测定技术-中子法

Methodsofmeasurementforsoilwatercontent型号：CPN503DR技术参数：用途：可测量土壤等被测物的剖面含水量

原理：利用中子热化原理，快中子源发出的中子在遇到氢原子后，失去部分动能转化成慢中子，仪器根据测出的慢中子数量计算出被测物含水量。

组成：（1）探头：由快中子源（50毫居里镅-241/铍源）和一个慢中子检测器组成

;（2）计数器：监测被测物散射的慢中子通道

测量范围：0

-

60％Vol.

测量精度：

0.24％vol.

计数时间：1、4、16、32、64、128及256秒，可程序选择。

工作环境温度：0

-

70℃。

电源：8节AA镍镉充电电池(500mAH)包。

标定：可存储8条标定曲线(线性)，可由用户控制。

数据存储：有3000个单元可供存储数值，标识号或键盘输入的辅助数据。

探头：1.5型，0.771kg，直径38.1mm，长322.6mm

2型，1.043kg，直径47.4mm，长322.6mm

仪器：7.12kg，172.7×177.8×355.6mm

产地：美国注意田间使用技术和安全防范技术！中子仪的田间使用技术γ射线(透射)法(Gamma-Rayabsorptionmethod)

γ射线(透射、衰减)法是由（BelcherD.,CuykendallT.,BernhardR.,BerdanD.1950)提出.1.源(source):含有20毫居里137Cs，,放射能量为0.661Mev，将它放在一个细孔体中，

γ射线集中成一束(2~3mm)。透过密度不同土壤（容重、含水量），射线有不同地衰减。

2.探测器(detector):测定投射后γ射线量原理:（四）土壤含水量测定技术-γ射线法

MethodsofmeasurementforsoilwatercontentI、I0穿透土壤和空气射线计数率（脉冲次/分；L透射物的厚度，cm

μ透射物对射线吸收系数cm-μ=μm.ρb透射物质量吸收系数

μ=μsρb+μwρw,（五）TDR法（时域反射仪Time-domain-reflectometry）这是上世纪80年代研究成果，成为当今测定土壤含水量最为先进的方法。Topp等人依据电磁破传递理论，设计了一台类似光学频闪观测仪的电子装置，于1985年和Davis一起研制了TDR土壤水分测定仪。他用平行黄铜杆传导由探测器发出的电磁波，依据电磁波在不同介电常数物质中的传输时间的不同，计算出被测物的含水量。TDR-usedtomeasuresoilwatercontentbasedontherelationbetweenthedielectricconstantofasoilitswatercontent.Soilwaterisobtainedbymeasuringtheapparentdielectricconstantofsoil.TDR测定值受土壤溶质影响,因此,可以测定溶质运移情况.（五）土壤含水量测定技术-TDR

MethodsofmeasurementforsoilwatercontentTDR仪器探头土壤水分测定(TDR)在土壤学中，根据对土壤水的研究方法的不同有两种土壤水分分类：一种是从能量观点来研究土壤水，从而形成水的能量分类，它主要研究水的能量状态和水的运动，主要用于研究分层土壤中水分运动、不同介质中水分的转化（蒸发、蒸腾），水分在土壤-植物-大气连续体（SPAC）中的运移和土壤水对植物的有效性。另一种是形态学观点来研究土壤水，它主要研究不同土壤水的形态、数量和对植物的有效性，在早期的土壤水科研中，此法被广泛应用，尤其在前苏联、东欧各国和日本，直到现在研究土壤水数量和有效性方面仍具有很强的实用价值。第二节土壤水分类型及其水分常数土壤水的类型划分能量法

数量法自由能的变化各种力的作用土壤水的能态、运动、变化规律土壤水的形态及数量在农田条件下容易被应用，具有应用最早、最实用、最广泛等特点各种力的作用土壤水的形态分类土壤中的水在复杂孔隙系统影响下受到重力、土粒表面分子引力、水分子引力等各种力的作用，并表现出不同的物理状态。按其存在形态仍可大致分为下列几种类型：固态水，汽态水，束缚水（吸湿水-紧+膜状水-松），自由水-毛管水、重力水和地下水。土壤的保水性—”天旱而地不旱“土壤水分的保持（soilwater-holdingability）-土壤的保水力：1.颗粒表面的分子引力holdbytheforcesofadhesionbetweenthesoilparticlesandwatermolecules），其内容包含两个方面：（1）氢键(hydrogenbounding)：国体表面与水分子之间产生的氢键（2）电性的吸附作用：胶体表面电荷的极性吸附（3）范德华力固体颗粒表面的吸附与颗粒的表面积、表面积电荷等表面特性的影响，归结起来，影响颗粒表面分子引力因素有：

质地：粘土>壤土>砂土矿物类型：2：1型>1:1型胶体类型：有机胶体>无机胶体三.土壤水分保持与土壤水分有效性

2.土壤孔隙的毛管力(Capillaryforce)茹林公式孔隙的毛管力与孔径成反比关系。土壤水分除过受上述力的作用以外，还普遍受到重力作用，但是，重力却不是保水的力。重力在土壤较大孔径的孔隙中表现的更为明显。一、吸湿水（hygroscopicwater)

概述：室内风干土→105℃烘干土定义：干燥固相土粒靠其表面的分子引力和土壤胶体双电层产生的静电引力吸附空气中的气态水，附着于土粒表面形成单分子或多分子层，叫吸湿水。特点：ａ)吸湿作用距离很短，仅几个水分子直径，作用力很大，高达10000~31个大气压，水分子排列紧密，能使吸收水汽分子在土粒表面密集，且呈定向紧密排列，吸湿水的密度可达1.7左右（1.2~2.4g/cm3）。b)这种水无溶解能力、冰点为-7.8℃不能以液态水自由移动，所以这种表现为固态的水不能被植物吸收，对于植物来讲完全无效。重力也不能使吸湿水移动，只有在105℃高温转变为汽态的先决条件下才能运动，因此称为紧束缚水。吸湿水达到最大值时，叫做最大吸湿量。土粒吸水前后状态对比图土壤质地愈粘，

比表面积愈大，

吸湿能力愈大。图1土壤吸湿水含量与空气相对湿度及土粒大小的关系

1、小于0.002毫米的粒级

2、0.002-0.006毫米的粒级3、0.006-0.02毫米的粒级

4、大于0.02毫米的粒级吸湿水含量影响因子：（1）质地类型：粘土>壤土>砂土（2）土壤含盐量和盐分类型（3）有机质含量最大吸湿量(maximumhygroscopicity):

在空气相对湿度饱和的情况下，土壤颗粒表面对水汽分子吸附与解吸达到平衡后，土壤的含水量，即“吸湿系数”（hygroscopiccoefficient）。吸湿系数有人用最大吸湿量与烘干土重量的百分率表示。为方便理解和比较（与其它水分常数），我们取前者！

最大吸湿量测定：原理是“吸湿水”的多少与空气相对湿度有关，当空气湿度接近饱和时，土壤吸湿量达到最大值。饱和K2SO4或10%H2SO4密闭条件下可使空气湿度达到96~98%或98~99%，风干土样在此条件下达到最大吸湿量。无效水总量约为最大吸湿量的1.5~2.0倍。二、膜状水（filmwater）概念：吸湿水达到最大后，土粒表面还有剩余的引力，虽不能吸附空气中水汽分子，但可以吸附液态水。依靠颗粒表面分子引力所吸附的液态水，定向的以膜的形式排在颗粒表面，其厚度可达几十或几百个以上的水分子，这种水分称为膜状水或薄膜水。薄膜水对植物生长发育来说属于弱有效水分，又称松束缚水分。特点：膜状水处于吸湿水之外，受到土壤颗粒表面分子引力较小，一般为31~6.25个大气压。所以，水分子排列松散，但与自由水有所不同，其表现为：密度略大于1，为1.25。溶解能力弱，冰点为-4℃。膜状水可以移动，移动的方式是从膜厚的地方已向膜薄的地方，图2，不过移动的速度极缓慢。膜状水一部分对作物有效，一部分无效。由于ａ）部分膜状水所受吸引力超过植物根的吸水能力，更由于b）膜状水移动速度太慢，不能及时补给，所以高等植物只能利用土壤中部分膜状水。当土壤含有全部吸湿水和部分膜状水时，高等植物就已经发生永久萎蔫了。作物无法从土壤中吸收水分而呈现永久凋萎，此时的土壤含水量就称为凋萎系数。最大分子持水量（maximummolecularmoisture)：当膜状水达到最大值时的土壤含水量。它一般相当于最大吸湿量的2~4倍。图2

薄膜水及其运动方向

膜状水能从膜厚的地方向薄的部位移动，这部分能移动的水可被作物吸收利用。

膜状水形成前后状态对比图凋萎系数(permanentwiltingpercentage,permanentwiltingcoefficient)概念：植物产生永久凋萎（(permanentwilting，ultimatewilting）时的土壤（最大)含水量叫萎蔫系数，也叫凋萎含水量。意义：（1）表明植物可利用土壤水分的下限，土壤含水量低于此值，植物将枯萎死亡。也就是土壤水分有效性的下限值。（2）制定灌溉制度的下限。测定方法:

(1)幼苗法：农业上常用“向日葵”作为目标植物直接测定凋萎系数。也可用持水当量除以1.84，或者吸湿系数乘以1.34的办法间接求出，但比较粗略。（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。目前各种苗木的凋萎湿度还处在初步研究阶段，各种林木在成林后的凋萎湿度由于研究困难还没有进行。影响萎蔫系数因子：土壤因子和植物因子土壤最大吸湿量的1.25~2.00倍=萎蔫系数不同质地土壤的萎蔫系数（%）土壤质地粗砂壤土细砂土砂壤土壤土粘壤土萎蔫系数0.96~1.112.7~3.65.6~6.99.0~12.413.0`~16.6粘质盐渍土的萎蔫系数（%）盐分盐分含量（%）0.0000.500.751.00NaClNa2SO424.4524.4525.39--26.1325.4226.30-26.9228.3627.3442.4427.44三、毛管水（Capillarywater)概念：毛管水是借助于毛管孔隙所产生的毛管力(势)，吸持和保存土壤孔隙系统中的液态水，它可以从毛管力(势)小的方向朝毛管力大的方向移动，并能够被植物吸收利用。毛管力(势)的大小可用拉普拉斯(Laplace)公式计算：

（1）

式中：P——毛管力(势)，即毛管压或弯月面的正常负压（达因／cm2），1帕（N/m2）=10达因／cm2，１牛顿＝105达因T——表面张力，达因/cm；r——毛管半径，cm。特点：毛管水所受的毛管吸力为6.25~0.3（0.1）个大气压，完全接近以液态水性质，可以在土壤毛管中上下左右移动、具有溶解养分的能力、对植物完全有效。毛管水是土壤最宝贵的水分。受重力影响不明显，比植物根的吸水能力小。在毛管范围内，孔径越细，毛管作用越强。一般认为:

1~0.1mm孔径就开始显示毛细作用；0.1~0.05mm孔径,毛管作用明显；0.05~0.005mm孔径，毛管作用最强；<0.001mm孔径,孔隙过细，被水膜赌塞，毛管作用消失。毛管水的数量主要取决于土壤质地、腐殖质含量和土壤结构状况。从公式（1）可见，土壤质地粘、毛管半径小，毛管力(势)就大。由于土壤孔隙系统复杂，孔隙大小决定了孔隙间是否连通或堵塞，进而决定了毛管水的存在状态。根据土层中毛管水与地下水有无连接，将毛管水分为：毛管悬着水和毛管支持水。

●毛管悬着水土体中与地下水位无联系的毛管水称毛管悬着水。自然界中普遍存在。●毛管支持水（毛管上升水）土体中与地下水位有联系的毛管水称毛管支持水。毛管水是土壤中最宝贵的水分。毛管水的主要类型毛管水的主要类型（一）毛管悬着水（capillarysuspendingwater;hangingretentionwater)

毛管悬着水是指不受地下水源补给影响，即当大气降水或灌溉后土壤中所吸持的液态水。壤土和粘土的毛管系统发达，悬着水主要是在毛管孔隙中，但也有一部分是在下端堵塞的非毛管孔隙内；砂土及砾质土的毛管系统不发达，大孔隙多，悬着水主要是围绕在土粒或石砾相互接触的触点上，孤立不连续，少，统称为触点水。田间持水量（fieldcapacity):

概念：毛管悬着水达到最大值时，土壤的含水量叫田间持水量，也有人叫田间稳定湿度。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，也是以重量百分率表示。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。田间持水量是大多数植物可利用的土壤水上限，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？不同质地和耕作条件下土壤的田间持水量（%）土壤质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土二合土耕前耕后紧实田间持水量10~1416~2020~2422~2624~2828~32322521毛管断裂含水量：毛管水分运行速度很快，当地表蒸发时，下层水分沿毛管向上移动，补充地表水分损失，当含水量降低到一定水平，毛管水分就失去了连续性，在一些较大孔隙充有空气阻隔水分移动，这时的土壤含水量叫毛管断裂含水量。毛管断裂含水量相当于田间持水量的60~70%左右。也是人们常说的水分胁迫点。田间持水量的室内测定

环刀采取原状土,放于盛水的搪瓷盘内1~2mm计算公式:土壤田间持水量(m%)=[(湿土重-干土重)/干土重]x100（二）支持毛管水或毛管支持水（capillarysupporting；heldretentionwater）也叫毛管上升水。概念：当地下水位很浅时，地下水在毛管力的作用下，上升保留在土壤中的水分。特点：与地下水位有密切联系。发生在地势低洼的河谷地区及泛滥平原地区。因此，毛管上升水是土壤发生次生盐渍化的前提条件之一。土壤毛管支持水上升的最大高度，理论上可由下列公式计算：（2）

式中：H——毛管水上升高度，mm；d——土粒平均直径，mm。从公式（2）可见，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大。如果取直径为0.001mm毫米的土粒按上式计算，理论上毛管水上升高度应达75m，但从自然界观察结果看来，这个数值从未被证实。即使是粘土中，毛管水上升的高度也很少达到5~6米，一般都不超过3~4米。这可能是由于毛管直径过小时，孔道易被膜状水所堵塞。均一的土粒中毛管水上升的观察值与计算值单位：毫米

（据Atterberg）

土壤毛管水从地下水吸取水分的示意图Ⅰ.自地下水面向上供水的毛管水的网Ⅱ.充水的粗毛管供水⒈土粒⒉细毛管⒊排除毛管水的大孔隙⒋束缚水占的孔隙⒌充水的大孔隙影响毛管水上升高度的因素：主要取决于土壤孔隙和水分的质量表面张力---盐分和有机物质毛管水上升规律;在毛管水上升高度范围内，即从封闭层至某一高度处，毛管水上升快，含水量高，这一高度叫毛管水强烈上升高度。再上就发生在细小管中，含水量就减少，这一层叫包气带。靠近地下水位处，土壤孔隙几乎都充水，成为毛管水封闭层。毛管水强烈上升高度是判定土壤次生盐渍化的主要依据，也是土壤改良设计的主要参数。不同质地土壤毛管水上升高度和毛管水强烈上升高度（米）土壤质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土毛管水的上升高度毛管水强烈上升高度0.5~1.00.4~0.82.0~2.51.4~1.82.2~3.01.3~1.71.8~2.21.2~1.5<3.01.2~1.5<0.8~1.0问题：最易发生土壤次生盐渍化的土壤质地条件是哪个？临界地下水位=毛管水强烈上升高度+安全系数临界地下水位一般在1.5~2.5米.壤＞粘＞沙40cm左右临界深度2m左右毛管持水量：毛管上升水达到最大值时的土壤含水量。也有人叫1/10bar含水量。注意：区分毛管悬着水和毛管上升水的条件四、重力水（gravitationalwater）

概述：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。有时因为土壤粘紧，重力水一时不易排出，暂时滞留在土壤的大孔隙中，就称为上层滞水。概念：指土壤水分含量超过田间持水量之后，过量的水分不能被毛管吸持，而在重力的作用下沿着大孔隙向下渗漏成为多余的水。特点：所受的吸力为0.1（0.3）~0bar。主要发生在大孔隙中。重力水对作物的有效性为临时有效水。它在土壤中保存的非常短暂，向下流动补充到了地下水中，它容易产生养分淋失，污染地下水的质量。而当重力水暂时滞留时占据了土壤大孔隙，有碍土壤空气的供应，反而对高等植物根的吸水不利。饱和含水量（saturatedwatercontent):也叫全蓄水量，饱和持水量：是土壤完全为水所饱和时的含水量，包括吸湿水、膜状水、毛管水和重力水，基本上充满土壤孔隙系统，它的水吸力pF值等于零。在自然条件下，土壤只是在降雨或灌水量较大的情况下才能达到全蓄水量，或当土壤被水淹没时才发生，除此以外，仅见于地下水层。问题：饱和含水量（容积）与土壤孔度关系？毛管水和重力水对比图五、地下水由于不透水层的存在，向下渗漏的重力水，就会在其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，称为地下水。土壤的饱和水层没有明显的上限。但若凿井，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。干旱区表层土壤水分缺乏，植物主要靠吸收地下水生存。地下水位高（离地表太近），水溶性盐类会随着水的蒸发向表层土壤集中，特别是地下水的矿化度高（含盐类多）的情况下，这种向上的运动，就会使土壤表层的含盐量增加到有害的程度，即盐渍化。在湿润地区，如地下水过高，就会使土壤过湿，地表有季节性积水，使大多数高等植物不能生长，土壤有机残体也难分解，这就是沼泽化。此外，地下水位分布较高而又季节性变动时白浆化过程也会对植物生长不利。

Therearefourimportantlevelsofsoilmoisturecontentthatreflecttheavailabilityofwaterinthesoil.Theselevelsarecommonlyreferredtoas:1)saturation,2)fieldcapacity,3)wiltingpointand4)ovendry.临时有效水颗粒表面分子引力毛管力重力受力类型土壤水分有效性综合示意图六.土壤有效含水范围

土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围，它也是说明土壤水分物理特性的一个常数，可用下式表示：A=F-W

A为土壤有效含水范围，F为田间持水量，W为凋萎系数。土壤有效含水范围与土壤质地、土壤结构、土壤有机质含量和土壤层位有关，一般来讲，壤土的有效含水范围大，而粘土和砂土的有效含水范围则较小（见表）。具有团粒状结构的土壤，由于田间持水量增大，从而扩大土壤的有效含水范围。有机质在一定程度上通过改善土壤结构和增大渗透性的作用，使土壤有效含水范围扩大。土壤有效含水范围受下列土壤因素影响●土壤质地土壤质地的影响主要是由土壤的表面积和孔隙系统的性质引起的。见表1●土壤结构

团聚体土壤孔隙度大，含水量高，持水孔隙发达，故有效水分含量高。如团聚体发育好的东北黑土。●有机质含量

有机质本身的持水量很大，更能促进良好土壤结构的形成，所以多施有机质，可以扩大有效水范围。见表2

表1土壤质地对有效水范围的影响

土壤质地田间持水量萎蔫系数有效含水范围松砂土砂壤土12.06.65.4中壤土20.77.812.9轻粘土23.817.46.4

返回表2有机质对有效水范围的影响

类型田间持水量

萎蔫系数有效含水范围壤土20.07.913.l泥炭16682.383.71/2壤土＋1/2泥炭3114.516.54/5壤土十1/5泥炭21.6

8.513.l土壤水分有效程度

用能量观点确定土壤水分的有效程度，主要视其能量水平。一般把土壤水势pF值4.2的土壤水分确定为土壤有效水的最低标准。●萎蔫含水量以下的水分为无效水。

●萎蔫含水量至生长阻滞含水量之间的水分为弱有效水。此时水分移动缓慢，植物吸水难以维持植物蒸腾消耗的水分，植物生长受到阻滞。●生长阻滞含水量至田间持水量之间的水分为有效水。在此范围内的水分是连续状态的毛管水，可以自由移动，速度快，不断地供植物吸收利用。●田间持水量到饱和含水量之间的水分为多余水，运动速度快，植物利用较少。Waterisheldinsoilintwoways:asathincoatingontheoutsideofsoilparticlesandintheporespaces.Soilwaterintheporespacescanbedividedintotwodifferentforms:gravitationalwaterandcapillarywater

Gravitationalwatergenerallymovesquicklydownwardinthesoilduetotheforceofgravity.Capillarywateristhemostimportantforcropproductionbecauseitisheldbysoilparticlesagainsttheforceofgravity.Aswaterinfiltratesintoasoil,theporespacesfillwithwater.Astheporesarefilled,watermovesthroughthesoilbygravityandcapillaryforces.Watermovementcontinuesdownwarduntilabalanceisreachedbetweenthecapillaryforcesandtheforceofgravity.Waterispulledaroundsoilparticlesandthroughsmallporespacesinanydirectionbycapillaryforces.Whencapillaryforcesmovewaterfromashallowwatertableupward,saltsmayprecipitateandconcentrateinthesoilaswaterisremovedbyplantsandevaporation.六.土壤水分有效性

Whenasoilissaturated,thesoilporesarefilledwithwaterandnearlyalloftheairinthesoilhasbeendisplacedbywater.Thewaterheldinthesoilbetweensaturationandfieldcapacityisgravitationalwater.Frequently,gravitationalwaterwilltakeafewdaystodrainthroughthesoilprofileandsomecanbeabsorbedbyrootsofplants.

Fieldcapacityisdefinedasthelevelofsoilmoistureleftinthesoilafterdrainageofthegravitationalwater.Waterheldbetweenfieldcapacityandthewiltingpointisavailableforplantuse.土壤水分依据有效性分为易效水难效水（迟效水）无效水有效水六.土壤水分有效性

Thewiltingpointisdefinedasthesoilmoisturecontentwheremostplantscannotexertenoughforcetoremovewaterfromsmallporesinthesoil.Mostcropswillbepermanentlydamagedifthesoilmoisturecontentisallowedtoreachthewiltingpoint.Inmanycases,yieldreductionsmayoccurlongbeforethispointisreached.

Capillarywaterheldinthesoilbeyondthewiltingpointcanonlyberemovedbyevaporation.Whensoilisdriedinanoven,nearlyallwaterisremoved."Ovendry"moisturecontentisusedtoprovideareferenceformeasuringtheotherthreesoilmoisturecontents.Whendiscussingthewaterholdingcapacityassociatedwithaparticularsoilseries,thewateravailableforplantuseintherootzoneiscommonlygiven.Availablesoilwatercontentiscommonlyexpressedasinchesperfootofsoil.Forexample,thewateravailablecanbecalculatedforasoilwithfinesandyloaminthefirstfoot,loamysandinthesecondfootandsandinthethirdfoot.Thetopfootwouldhaveabout2.0inches,thesecondfootwouldhaveabout1.0inchandthethirdfootwouldhaveabout0.75inchesforatotalof3.75inchesofavailablewaterforacropwitha3footrootdepth.六.土壤水分有效性

SoilWaterandPlantUse最大有效水含量（TAWC）=田间持水量-萎蔫系数（依赖于土壤性质的）有效水含量=某时刻自然含水量-萎蔫系数（动态的）六.土壤水分有效性

TextureClassFieldCapacityWiltingPointAvailableCapacitySand0.120.040.08LoamySand0.140.060.08SandyLoam3Loam0.260.120.15SiltLoam0.300.150.15Silt0.320.150.17SiltyClayLoam0.340.190.15SiltyClay0.360.210.15Clay0.360.210.15土壤质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土田间持水量，%萎蔫系数，%最大有效水含量，%1339185132261624915261115301515不同质地土壤有效水含量六.土壤水分有效性

六.土壤水分有效性

SoilWaterClassification

结论：土壤最大有效水含量与土壤质地关系：壤土>粘土>砂土六.土壤水分有效性

关于土壤水分有效性的三种传统假设土壤水分有效性问题有：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，将土壤水分有效范围分为“极有效范围”和“有效性递减范围”，如图1。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。图1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。局限!1966年澳大利亚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-AtmosphereContinuum”即SPAC，中文译为土壤-植物-大气连续系统，如图1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~电势，水分运输中（土壤中、土-根界面、植物导水组织中、叶-气界面等）各项阻力~电阻，它标志水分研究进入了系统时代。进步!七.SPAC图1土壤-植物-大气连续系统在这个系统中，从土壤（-1Mpa左右）→植物(约-1-3Mpa)→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。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。附1.土壤形态学分类的特点

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。阐明了土壤中各种水所受到的作用力及其对植物的有效程度。这对土壤水的性质以及土壤水的生态意义的理解是十分重要的。

缺点：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

附2：土壤水分在土壤肥力中的作用土壤水分是土壤肥力的重要因素之一，它一方面直接供给植物吸收利用；另一方面又影响土壤的其它性状和肥力因素。

●土壤水分影响土壤的养分状况

●土壤水分影响土壤的通气状况

●土壤水分影响土壤的热量状况

●土壤水分影响微生物种群和活动

●土壤水分影响土壤的物理机械性和耕性

●植被蒸腾作用对土壤水分平衡关系密切，植被组成和覆盖度对土壤水分状况都有较大影响。植被可以通过降低地表径流来增加土壤水分。●气候降雨量和蒸发量是两个相互矛盾的重要因素，在一定条件下，难以人为控制。

附3：影响土壤水分状况的因素●土壤物理性质特别是土壤质地、结构和有机质含量等到因素对水的渗透、流动、保持、排除和蒸发有重要影响。在一定程度上，决定着土壤的水分状况。与气候因素相比，土壤物理性质是比较容易改变的而且是行之有效的。●地形地形影响水分的再分配。要注意平整土地。对易遭水蚀的地方，要注意修成水平梯田。●水文地质在不透水层接近地面、地下水位高的地方，或者有承压地下水来源的地方，由于地下水通过支持毛管水上行，在一定条件下可形成蒸发型。●人为影响如通过灌溉、排水以及耕作等土壤管理措施来调节土壤的水分含量。附4：土壤水分的调节

1、灌溉和排水

2、耕作

3、施有机肥

4、地面覆盖有很高的保墒、增温效果。对裸露的地方用小石块、粗沙或草炭、枯枝落叶、作物秸杆覆盖。种植地被植物。

5、土壤增温保墒剂：化学成分为高分子脂肪类经皂化后的产物，黑色。

作用：防止地表蒸发，增加地表温度。使用方法：稀释后，直接喷洒在土壤表面。国外的“TAB”是一种高效的土壤保湿剂。遇水时，微粒体积可膨胀30多倍，能吸收超过自身重300——1000倍的水分，其中绝大部分可供植物吸收。

势的概念近年来对土壤水的性质有了进一步的理解，主要应用势的概念(Buckingham,E.)来研究和解释土壤水的运动。在现代的土壤学中，多采用（Potential）来说明这些作用力的大小、方向和其作用点。第三节土壤水分的能量学观点第三节土壤水分的能量学观点一、土壤水分能量概念Energyconceptsasrelatedtowaterinsoils（一）土壤水分能量观点产生的历史背景

Buckingham（白金汉姆）（1907）首先提出的应用能量理论和方法研究土壤水分问题。经过近百年的研究历程，尤其是近20~30年来得到了较大发展。土壤水分能量概念的引入首先准确地表明了水分移动的方向一定是从自由能高出向自由能地处移动。能（energy）有机械能（mechanical）、热能（thermal）、化学能（chemical），电能（electrical）等。土壤水分一般仅涉及机械能。即：（1）动能（KineticEnergy）KE=1/2mv2

土壤水分移动速度非常慢，故v≈0，水分动能可以忽略不计。（2）势能（potentialEnergy）PE=mgh，他表达的是物质在不同力场中的一种做功的状态，符合土壤水分问题，故人们借用此名词---“土水势”作为土壤水分的能量概念

（二）土水势(soilwaterpotential):国际土壤学会名词委员会定义:

土水势(ψ土)：从一已知高度的蓄水池中，把无限少量的纯水，在一个大气压下等温可逆地转移到土壤中的某一指定高度成为土壤水所必须做的功。Theamountofworkthatmustbedoneperunitofaspecifiedquantityofpurewaterinordertotransportreversiblyandisothermallyaninfinitesimalquantityofwaterfromapoolofpurewater,ataspecifiedelevationandatatmosphericpressure,tothesoilwateratthepointunderconsideration.

能量很难获得它的绝对值，几乎都是相对而言，这里需要一个标准状态—纯水池中的纯水作为参照标准，并规定水势为零。进一步将水分在土壤中状态进行分析会得出影响土壤水分能量水平的因素，就得到了许多分势。一、土壤水分能量概念EnergyconceptsasrelatedtowaterinsoilsTheenergyofsoilwaterisrelatedtothesuctionormatrictensionthesoilexertsonwaterwhichisafunctionofporesize;smallerporesmeangreatertensionorsuctiononsoilwater.Therefore,theenergyisrelatedtothesoiltexturewhich,inpart,determinestheporesizedistribution.Smallparticles=smallporesandgreateroverallporosityLargeparticles=largeporesandloweroverallporosityRecall,then,thatclaysoilshavebothsmallerporesandgreateroverallporositythansandysoils.Therefore,clayeysoilswillholdmorewater,andholditmoretightlythansandysoils.SoilWaterEnergy对土水势的认识势的概念可应用于土壤中水分运动的所有过程，如渗透、排水以及毛管上升等。土壤水分一直是从势高的部位流向势低的部位，并在这一移动的过程中释放能量。这个运动一直持续到其总势在土壤中所有部分都相等为止。对土水势的认识同一土壤，湿度越大，土壤水能量越高；土壤水总是有土水势高处向土水势低处；故土壤水总是从湿度大处流向湿度小处。不同土壤土壤水的流动方向决定于土水势和土壤含水量两个方面。含水量15%的粘土其土水势低于含水量15%的砂土的土水势，两种土壤接触时水流从砂向粘。用土水势研究土壤水的优点是判断各种土壤水分能态的统一标准；土水势的数值可在SPAC间统一使用，可将土水势、根水势、叶水势统一比较，共同判断水流方向；对土水势的研究还能提供一些精确的土壤水分状况测定手段。二.土壤水势的组成土壤中的水势一般主要包括：重力势（gravitationpotential，Ψg）渗透势（solutepotential,ψs）压力势（pressurepotential，ψp）基质势（matrixpotential，ψm）（一）重力势(Gravitationalpotential):ψg

（±）概念：由于重力作用而引起的土壤水势的变化。在其他条件都相同的参比状态时，极小单位水量从一个平衡的土~水系统可逆地移到任何位置所做的功。重力势概念需要特别强调的内容:

(1)与土壤性质毫无关系.

(2)其值的大小等于待测点到参考面的垂直高度(Z).(3)规定待测点在参考面值上取正值（+）（重力相对大），在参考面之下取负值（一）（重力相对小）.

(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势差值.

(5)无需特别测量仪器和设备.概念：在其他条件都相同的参比状态下极小单位水量从一个平衡的土一水系统可逆地移到没有溶质的位置所做的功。溶质势概念中强调的内容有：（1）渗透势是由土壤中可溶性盐所引起的势，仅在盐渍土中以及干旱的含盐土壤中具有意义，而在一般土壤中可以忽略不计。即只有在土壤水运动或传输过程中存在半透膜时才起作用的势能。因为植物根系表皮细胞可视作半透膜(semipermeablemembrane)，所以溶质势对植物根系吸水影响很大；但对一般土壤中土壤水运动影响不大。（二）溶质势（Osmoticorsolutepotential）ψo，ψs（—）

（2）由于溶质分子或离子作用，使土壤水的自由能降低，∴溶质势为负值。土壤水中溶解的溶质越多，溶质势越低。溶质势的大小等于土壤溶液的渗透压，但符号相反。(3)溶质势大小依赖于溶质类型(μ)和浓度C，依据van’tHoff方程（4）溶质势的相反数人们叫它溶质吸力(osmoticsuction)（二）溶质势（Osmoticorsolutepotential）ψo，ψs（—）Thesoilwaterpressurepotentialψp,isduetotheweightofwateratapointunderconsiderationortoagaspressurethatdiffersfromagaspressureatareferencepoint.

压力势分为静水压力势和气压势。Philip(1969）认为，在膨胀和可压缩的土壤中还存在着另一种高于大气压的压力势，称之为荷载势,一般情况下可以忽略不及。静水压力势(hydrostaticpressure)就成为压力势主要构成。

Thepressurepotentialisconsideredtobepositive.Waterunderafreewatersurfacehasapositivepressurepotential.Thepressurepotentialatthefreewatersurfaceiszero.Inthefield,thepressurepotentialappliesmostlytosaturatedsoilwaterbelowwatertablesorto“perched”watertables(滞水水位).

压力势大小：

perunitmassψp=ghperunitvolumeψp=ρwghperunitweightψp=h

从自由水面到达以下待测点的垂直距离，即为压力势值Wherehisthesubmergencedepthbelowthefreewatersurface。

（三）压力势（pressurepotential）

ψp

（+）关于压力势概念中需要注意问题：

（1）静水压势：土壤中的水分承受水体的压力，土层越深，所受压力越高，正值愈大。静水压势是压力势的主体。压力势的势值为＋值。（2）压力势只有在饱和情况下才会有的，主要是连续水体的表现。水层越厚，受到压力势就大。非饱和情况下，水体不连续，压力势最低为0。土表的土壤水与大气接触，仅受大气压力，压力势为0。对于水分饱和土壤，在水面以下深度h处，体积为V的土壤水的压力势（ψp）为：（3）压力势的测定：连通管。连通管水面到待测点垂直距离就是该点水分的压力势值（单位：长度单位）（4）气压势：封闭在土壤水分内的空气所产生的势值。主要是体现在土壤孔隙中封闭的空气作用，随着气体溶解，可认为是零。目前的研究中还较少考虑。（三）压力势（pressurepotential）ψp

（+）

式中:ρw为水的密度基质势（Ψm）：在其他条件都相同的参比状态下，极小单位水量从一个平衡的土一水系统可逆地移到没有基质的位置所做的功。是由吸附力和毛管力所制约的土水势。由于土壤吸附力和毛管力的作用结果，与纯水相比，土壤水分自由能明显地降低，所以，基质势为负值。当土壤达到完全饱和状态时，水分不再承受基质的吸附力和毛管力的作用，故此时水分与自由水状态相同，土壤基质势最大，为零。随着水分不饱和程度的增加，水分的自由能明显降低，即负的绝对值增大。所以，只有土壤基质势才能真实反映土壤的含水量。它具有明显的动态性质的特征。（四）基质势（matricpotential）ψm（—）Buckingham(1907)叫它毛管势，C.G.Gutt建议叫基质势

Soilconsistofasolidmatrixwithporesdistributedbetweentheparticle.Theporeshavedifferentsizes,shapes,andspatialdistributionsandprovidespaceforstorageandtransportofwaterandgases.Storageorretentionofwaterbysoilsisaresultofattractiveforcessuchasadhesionandcohesionbetweenthesolidandliquidphases,whichareresponsibleforthebindingofwaterintheporesorcapillaries.ThedecreaseinwaterpotentialcausedbytheadsorptionofwatertothesoilsurfacesiscalledtheMatricPotentialcomponentofthesoilwaterpotential.Matricpotentialisalwaysnegativeorzerosincetheadsorptionofwaterontosoilsurfacescanonlylowerthepotentialenergyrelativetoreferencewater.

也就说，基质势是由于土壤基质的表面吸附力和孔隙的毛管力对水分的能量状态的影响所产生水分自由能的变化。影响土壤基质势的因素：土壤水分基质势完全依赖于土壤的基模特性。即某时刻土壤颗粒表面吸附力和毛管力的大小。（四）基质势（matricpotential）ψm

（—）凡是影响土壤表面特性和孔隙特性的一切因素都会影响土壤基