土壤学课程土壤水

第五章

土壤水土壤水的类型与含量测定土壤水的能态土壤水的运动土壤水的溶质运移内容提要第一节

土壤水的类型与含量测定

1土壤水的形态分类

固态水——土壤水冻结时形成的冰晶。汽态水——存在于土壤空气中的水蒸汽。吸附水——分为吸湿水（紧束缚水）和膜状水（松束缚水）。自由水——分为毛管水、重力水和地下水，其中毛管水又分为悬着水和毛管上升水。

一土壤水的类型及其有效性干土从空气中吸着水汽所保持的水称为吸湿水。又称为紧束缚水，属于无效水分。吸湿水

把烘干土放在常温、常压的大气之中，土壤的重量逐渐增加，直到与当时空气湿度达到平衡为止，并且随着空气湿度的高低变化而相应地作增减变动。土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土则吸湿水含量低；空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。土壤颗粒表面上吸附的水分形成水膜称为土壤膜状水。膜状水的最大值叫最大分子持水量。薄膜水对植物生长发育来说属于弱有效水分，又称为松束缚水分。

土粒饱吸了吸湿水之后，还有剩余的吸收力，虽然这种力量已不能够吸着动能较高的水汽分子，但是仍足以吸引一部分液态水，在土粒周围的吸湿水层外围形成薄的水膜。膜状水毛管水借助于毛管力(势)，吸持和保存土壤孔隙系统中的液态水，是土壤中最宝贵的水分。又分为悬着水和上升水。●毛管悬着水

土体中与地下水位无联系的毛管水，即当大气降水或灌溉后土壤中所吸持的液态水。

●毛管上升水（毛管支持水）

土体中与地下水位有联系的毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统上升并保持在土壤中的那一部分水分。

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，又称多余水。地下水土壤或母质中有不透水层存在时，向下渗漏的重力水会在其上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。

2土壤水的有效性土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围。A=F-WA：土壤有效（最大）含水范围；F：为田间持水量；W：为凋萎系数。有效性：土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。不能被植物吸收利用的水称为无效水，能被植物吸收利用的水称为有效水。最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。土壤水分常数：在一定条件下的土壤特征性含水量吸湿系数：干土从相对湿度接近饱和的空气中吸收水汽的最大量，即吸湿水的最大量与烘干土重量的百分率

。

凋萎系数（W）：植物产生永久凋萎时的土壤含水量。

田间持水量（F）：毛管悬着水达到最大值时的土壤含水量称为田间持水量，通常作为灌溉水量定额的最高指标（相当于吸湿水、膜状水和悬着水的全部）。全容水量：土壤完全为水所饱和时的含水量。

影响有效含水范围的因素土壤质地：主要是由土壤的表面积和孔隙系统的性质引起的。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。

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。土壤有机质含量：有机质本身的持水量很大，一定程度上通过改善土壤结构和增大渗透性的作用，所以多施有机质，可以扩大有效水范围。注意：不同土壤的有效含水范围不一样在有效含水范围内，植物利用水分的难易程度也不一样，越接近田间持水量时，水分越容易被有效利用，接近凋萎系数时，水分也越难被有效利用。二土壤含水量的表示方法

土壤质量含水量(m)

=（土壤水质量/烘干土质量）100%

土壤容积含水量(v)=(土壤水容积/土壤总容积)100%v=m·p式中：p

--土壤密度，g/cm3。土壤贮水量（水层厚度）

一定厚度土层内土壤水的总贮量土壤水势与土壤水吸力

即能量表示法三土壤水分的测定方法

先在田间地块选择代表性取样点，按所需深度分层取土样，将土样放入铝盒并立即盖好盖(以防水分蒸发影响测定结果)，称重(即湿土加空铝盒重，记为W1)，然后打开盖，置于烘箱，在105—110℃条件下，烘至恒重，再称重(即干土加盒重，记为W2)。则该土壤质量含水量可以按下式求出，设空铝盒重为W3。

烘干法m=(W1-W2)/(W2-W3)中子（散射）法把一个快速中子源和慢中子探测器置于套管中，埋人土内。其中的中子源(如镭、镅、铍)以很高速度放射出中子，当这些快中子与水中的氢原子碰撞时，就会改变运动的方向，并失去一部分能量而变成慢中子。土壤水愈多，氢愈多，产生的慢中子也就愈多。慢中子被探测器和一个定器量出，经过校正可求出土壤水的含量。TDR法将长度为L的波导棒插入土壤介质中，电磁脉冲信号从波导棒的始端传播到终端，由于波导棒终端处于开路状态，脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端。考察脉冲输入到反射返回的时间以及反射时的脉冲幅度的衰减，即可计算土壤水分、盐分含量。

第二节

土壤水的能态一土壤水势的组成

土水势

土壤中的水势主要由重力势、基质势、溶质势（渗透势）、压力势构成。标准状态水——与土壤水等温、等压、等高的纯净自由水。假定其自由能为零，作为参比标准，土壤水自由能与其比较差值一般为负值。土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值差值大，表明水不活跃，能量低；差值小，表明土壤水与自由水接近，活跃，能量高。水流动方向：土水势高→低重力势（g

）

土壤水一直是处在地球重力场的影响之下的，重力势相当于使一定数量的水，由一个相应的水位抬高到一定高度所做的功。任何时候重力势都存在。参考点（面）之上为正参考点（面）之下为负值参考点（面）处为0以质量表示以体积表示以重量表示(erg/g)(Dyness/cm2)(cm)

AB

C参照面参照面

ABC10cm20cm压力势（p）

在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生的土壤水势的变化。压力势是正值。只有当土壤水分饱和时(存在自由水面)才有压力势，在不饱和土壤中压力势为0。饱和土层越深，压力势越高。A非饱和水面饱和水面BCφpA=0φpB=0φpC=10cmφp10cm10cm压力势的计算不存在参考点（面）基质势（m）

土壤固相物质影响的量度，包括全部通过固相物质对水所产生的作用力，如毛管力、表面分子吸引力等对水所产生的一切作用。基质势只有在不饱和条件下存在基质势是负值，当土壤饱和时最大=0基质势与土壤性质有关土壤含水量越高，基质势也越高φmφp

溶质势是由土壤中可溶性盐所引起的势，它在盐渍土中常具有较大的意义。相当于从土壤溶液中，透过半透膜抽吸单位数量的水所做的功。溶质势（s）溶质势是负值。土壤溶质浓度越高，渗透势越低。溶质势只有当存在半透膜时才对水分运动起作用。分势名称绝对分势的因素参照状态大小基质势土粒的吸力毛管力自由水<=0溶质势土壤溶液中的溶质纯水<=0重力势高程参照点+，0，-压力势静水压力自由水面>0土水势的组成土壤总水势

土壤水势是以上各分势之和，又称总水势（ψt）

t=m+p+s+g

土壤水饱和状态下

t=p+g

土壤水不饱和情况下

t=m+s在不同情况下，起支配作用的水势不同，在水分不饱和的土壤中，决定土水势的是基质势。二土壤水吸力土壤水吸力（T）土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力，但并不是指土壤对水的吸力。土壤水吸力的数值为正值。

T=-m水吸力只相当于土水势的基膜势和溶质势，数值相等，符号相反。基膜势和溶质势一般为负值，使用不方便，故将其取为正数，定义为吸力（S），分别称为基质吸力和溶质吸力。在土壤水分的保持和运动中，不考虑ψs，故一般水吸力指基质吸力，其值与ψm相等，符号相反。溶质吸力只在根系吸水(有半透膜存在)时才表现出来。三土壤水能态的定量表示方法

单位容积土壤水的势能标准单位帕（Pa），也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)，习惯上也曾用巴(bar)和大气压(atm)表示；单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱高厘米数表示。它们之间的关系是：

1Pa=0.0102厘米水柱1atm=1033厘米水柱=1.0133bar1bar=0.9896atm=1020厘米水柱

pF值=4.5——

最大吸湿量pF值=4.2——

萎蔫含水量pF值=3.8——

最大分子持水量pF值=3.0——

作物生长阻滞含水量pF值=2.7——

田间持水量pF值=1.6——

最大毛管持水量

四土水势的测定

张力计法张力计的底部是一个细孔陶瓷杯，孔径约在1.0～1.5µm之间，其上连接一塑料管或抗腐蚀的金属管，管上连一水银压力计或真空压力表。压力膜仪法即在一钢室内引入一定压缩气体，使钢室保持一定的压力。钢室内土壤水吸力低于这个压力所保持的土壤水均被排出钢室外，然后测定钢室内土壤样本的含水量即为在这个压力下土壤所保持的水分，也就是在这个土壤含水量下，土壤水吸力等于上述钢室内所保持的压力。五土壤水分特征曲线

土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤水分基本特性的曲线。土壤水分的基质势与含水率的关系，目前尚不能根据土壤的基本性质从理论上分析得出，因此，水分特征曲线只能用试验方法测定。S=ab

S=a(/s)bS=A(s-)n/m式中，吸力S的单位常用cm或Pa表示；s为饱和含水率；a、b、A、m、n为相应的经验常数。土壤水分特征曲线受土壤质地、结构、温度等因素影响。

水分特征曲线的滞后现象

土壤水分特征曲线还和土壤中水分变化的过程有关。对于同一土壤，即使在恒温条件下，由土壤脱湿（由湿变干）过程和土壤吸湿（由干变湿）过程测得的水分特征曲线也是不同的。这种现象称为滞后现象。滞后现象的产生与土壤颗粒的胀缩性以及土壤孔隙的分布特点(如封闭孔隙、大小孔隙的分布等)有关。第三节

土壤水的运动土壤中存在3种类型的水分运动饱和流即土壤孔隙全部充满水时的水流，这主要是重力水的运动非饱和流土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，主要是毛管水和膜状

水的运动水汽移动1、垂直向下的饱和流

发生在雨后或稻田灌水以后。

2、水平饱和流

发生在灌溉渠道两侧的侧渗；水库的侧渗；不透水层上的水分沿倾斜面的流动等水平饱和流。

3、垂直向上的饱和流

发生在地下水位较高的地区；因不合理灌溉抬高地下水位，引起垂直向上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。

一饱和土壤中的水流

一维垂直向饱和流饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律。即单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯度成正比。式中：q——表示土壤水流通量；

ΔH——表示总水势差；

L——水流路径的直线长度；

Ks——土壤饱和导水率。饱和流导水率

土壤确定条件下饱和流导水率是一个常数；饱和流导水率是土壤导水率中的最大值；饱和流导水率的大小受土壤的质地、结构、有机质含量和无机胶体类型等因素的影响。土壤饱和导水率反映了土壤的饱和渗透性能，任何影响土壤孔隙大小和形状的因素都会影响饱和导水率。通过半径为1mm的孔隙的流量相当于通过10000个半径0.1mm的孔隙的流量。二非饱和土壤中的水流

土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流．其表达式为：式中：—非饱和导水率；

—总水势梯度。多数田间条件下，土壤水是不饱和的。非饱和水总是从水膜厚处向水膜薄处运动；从粗孔隙向细孔隙运动。在细孔隙多的壤土、粘土中非饱和水运动速度比砂土大。非饱和条件下土壤水流的数学表达式与饱和条件下的类似，二者的区别在于：饱和条件下的总水势梯度可用差分形式，而非饱和条件下则用微分形式；饱和条件下的土壤导水率对特定土壤为一常数，而非饱和导水率是土壤含水量或基质势的函数。非饱和流导水率三土壤中的水汽运动土壤中保持的液态水可以化为气态水，气态水也可以凝结为液态水。土壤气态水的运动常表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。

影响水汽扩散的因素

受土水势和温度两个因素的影响，而又以温度的影响为主。水汽运动总是由水汽高处向水汽低处，由温度高处向温度低处扩散。

白天由温度较高表层底层，利于防止蒸发；夜晚由温度较高底层表层，利于土壤回润。当水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水。水汽凝结有两种现象值得注意，一是“夜潮”现象，二是“冻后聚墒”现象。水汽凝结“夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿。“冻后聚墒”现象是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左右。土壤蒸发土壤水以汽态扩散到大气中的现象。是土壤水分损失的重要途径。1、土面蒸发的条件大气蒸发力土壤供水力2、土面蒸发的三个阶段大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段

控制因素——大气蒸发力。土壤导水率控制阶段

控制因素——土壤导水率。扩散控制阶段

水分水气大气，蒸发量减小。四入渗与土壤水的再分布1、入渗阶段渗吸和渗透过程——地面供水，水自上而下垂直运动。渗吸：土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量增加而降低。

入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示，mm/h，cm/d。入渗能力取决于土壤的干湿度和孔隙状况。

渗透：水分通过大孔隙下渗，饱和水流，速度恒定——最后入渗速率，反映土壤的渗水能力，称渗透系数。地面供水期，土壤入渗水自上而下形成饱和层→延伸层→湿润层（毛管水）及湿润前锋。雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。2、土壤水的再分布

地面停止供水，入渗终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，称为土壤水的再分布。

某一土层水损失=植物吸收+上层来水+本层向下再分布水量五田间土壤水分平衡土壤—植物—大气连续体(SPAC)(1)土壤水来源(收入)

降水(P)，灌水(I)，上行水(U)(2)土壤损失(支出)

土面蒸发(E)，叶面蒸腾(T)，冠层截留(In)，地表径流(R)，下渗水(D)，计算时段