安师大环境土壤学讲义05土壤水

PAGEPAGE5905.Soilwater05土壤水目的要求：要求学生掌握土壤水分的来源和类型，水分的有效性与水分测定、表示方法，土壤水分运动状况。土壤空气与热状况以及水、气、热与环境及作物生长的关系。5.0Introduction土壤水是土壤的最重要组成部分之一；在土壤形成过程中起着极其重要的作用，在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程：矿物质风化、有机化合物的合成和分解等；作物吸水的最主要来源；自然界水循环的重要环节；非纯水，而是稀薄的溶液，溶有各种溶质，还有胶体颗粒悬浮或分散其中。PrincipalsourcesofsoilwaterPrecipitation——Rain,snow,hail(雹）;fog,mist(霜)Groundwater——lateralmovementfromupslope,upwardmovementfromtheunderlyingrockstrata.precipitationprecipitationSurfacedevoidofvegetationReachdirectlyVegetatedsurfaceinterceptedcanopyCanopythroughfallandstemflowatmosphereevaporationinfiltrationRunoffSoilwaterDrainageandlostEvapotraspirationThecompositionofsoilwaterSoilwatercontainsanumberofdissolvedsolidandgaseousconstituents,manyofwhichexistinmobileionicform,andavarietyofsuspendedsolidcomponents.Basecations(Ca2+,Mg2+,K+,Na+,NH4+)sources：Precipitation，Mineralweathering，Organicmatterdecomposition，LimeandfertilizerH+——ameasureofacidity(pH)CO2：Atmosphere——dissolvedinprecipitationSoilair——producedinsoilrespirationIndustrialandurbanemissionOrganicacidsderivedfromdecayingorganicmaterialReleasedbyplantsinexchangefornutrientbasecationsIronandaluminiumMajorsources：mineralweathering，acidrainMajorform：Fe2+,Al3+ions，solubleorganic-metalliccomplexesSolubleanions：Dissolvedorganiccarbon(DOC)，Pollutants(heavymetalsetal.)SuspendedconstitutionsSmallparticlesofmineralandorganicmaterialOftenresultindiscoloration(变污)andincreasedturbidity(混浊度)ofsoilwater.5.1Classifyinganddeterminingofsoilwater

土壤水的类型划分及土壤水分含量测定5.1.1Soilwatertypesandavailability土壤水分类型及有效性土土壤水分研究方法能量法数量法从土壤水分受各种力作用后自由能的变化研究水分的能态和运动、变化规律。按照土壤水分受不同里的作用而研究水分的形态、数量、变化和有效性。土壤—植物—大气连续体（SPAC)简单、实用（一）土壤水的类型划分土壤能保持水分是由于土粒表面的吸附力以及毛管孔隙的毛管力。根据水分被土壤保持的力，将水分划为不同类型。土壤水的类型土壤水的类型吸湿水(紧束缚水)吸附水(束缚水)毛管水重力水膜状水(松束缚水)受土壤吸附力作用而保持受毛管力作用而保持受重力作用1.吸湿水土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分称为吸湿水。特点：吸附力很强，对水汽分子的吸附可达31至10000个大气压，因而水的密度增大，可达1.5g/cm3，无溶解能力，不移动，通常是在105°C～110°C条件下烘干除去。对植物无效。只含有吸湿水的土壤称为风干土；除去吸湿水的绝对干土称为烘干土。

风干土重烘干土重=———————

1+吸湿水%风干土重=烘干土重×（1+吸湿水%）土壤吸湿水含量受土壤质地的影响，粘质土吸附力强，保持的吸湿水多，砂质土则吸湿水含量低。吸湿水含量还受空气湿度的影响，空气相对湿度高，吸湿水含量也高，反之则吸湿水含量低。2、膜状水土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜，称为膜状水。特点特点：保持的力较吸湿水低，6.25～31大气压，水的密度较吸湿水小，仍粘滞而无溶解性；移动缓慢，由水膜厚的地方往水膜薄的地方移动，速度仅0.2～0.4毫米/小时。膜状水对植物有效性低，部分有效。3.毛管水存在于毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分。毛管水又分为两类：①毛管上升水：与地下水有联系，随毛管上升保持在土壤中的水分。②毛管悬着水：与地下水无联系，由毛管力保持在土壤中的水分，象悬在土壤中一样，故称毛管悬着水。4.重力水受重力作用可以从土壤中排出的水分，主要存在于通气孔隙中。（二）Soilwatercoefficient土壤水分常数土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。吸湿系数:吸湿水的最大含量(最大吸湿量maximumadsorbedwatercontent)。吸湿水的含量受空气相对湿度的影响，因此测定吸湿系数是在空气相对湿度98%(或99%)条件下，让土壤充分吸湿(通常为一周时间)，达到稳定后在105°C～110°C条件下烘干测定得到吸湿系数。土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。凋萎系数(wiltingcoefficient):植物永久凋萎时的土壤含水量。土壤凋萎系数的大小，通常用吸湿系数的1.5～2.0倍来衡量。质地愈粘重，凋萎系数愈大。田间持水量(fieldmoisturecapacity):毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反映土壤保水能力大小的一个指标。计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下渗后抬高地下水位。毛管持水量(capillarywatercapacity):毛管上升水达最大量时的土壤含水量。毛管上升水与地下水有联系，受地下水压的影响，因此毛管持水量通常大于田间持水量。毛管持水量是计算土壤毛管孔隙度的依据。饱和持水量:土壤孔隙全部充满水时的含水量。（三）Soilwateravailability土壤水分有效性土壤水的有效性是指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。有效水的范围是凋萎系数至田间持水量的水分。5.1.2Representsofsoilwatercontent土壤水含量的表示方法1.Weightpercent重量百分数(水w

%)土壤样品水分重量（Mw）占干重（Ms）的百分数。Mw水w%=—×100Ms计算土壤含水量时，是以干土重为计算基础，这样才能反映土壤的水分状况。2.Volumepercent容积百分数(水v%)土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数。容积百分数是根据土壤容重计算出来的，即：水v%=水w%×土壤容重根据水分的容积百分数可算出土壤中空气含量并进而算出土壤固、液、气三相的比例。3.Soilwaterstoragecapacity土壤水贮量水层厚度（水mm）:在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。计算公式为：水mm=水v%×土层厚度用水层厚度（水mm）来表示土壤含水量的优点在于与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互相比较和互相换算。例：容重为1.2克/立方厘米的土壤，初始含水量为10%，田间持水量为30%，降雨10mm，若全部入渗，可使多深土层达田间持水量？解：先将土壤含水量水w%换算为水v%初始含水量水v%=10%×1.2=12%田间持水量水v%=30%×1.2=36%因水mm=水v%×土层厚度故土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12)=41.7（mm）Storagecapacity储水容量(m3/ha)V(m3/ha)=Dw(mm)×1/1000×10000=10Dw这种水分表示方法的作用在于与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。例：一容重为1克/立方厘米的土壤，初始含水量为12%，田间持水量为30%，要使30厘米土层含水量达田间持水量的80%，需灌水多少（方/亩）？解：田间持水量的80%为：30%×80%=24%30厘米土层含水达田间持水量80%时水mm=（0.24-0.12）×1×300=36(mm)V(m3/ha)=10Dv=10×36=360(m3/ha4.Relativewatercontent相对含水量相对含水量是指土壤自然含水量占某种水分常数的百分数。一般是以田间持水量为基数，土壤自然含水量占田间持水量的百分数为相对含水量。通常相对含水量的60%至80%，是适宜一般农作物以及微生物活动的水分条件。5.1.3Determiningofsoilwatercontent水分含量的测定1.经典烘干法在105～110℃条件下，烘至恒重，为烘干土重，以此为基础计算水分重（蒸发损失量）的百分比（%）。此法费事，不便定位测定。改进快速法——红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。2.快速烘干法：红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。3.中子法简便、较精确。但只能用于较深土层水分测定，不能用于土表薄层土。有机质中的氢也会影响H2O的测定结果。4.TDR法：时域反射仪法(Time-Domain-Reflectometry),类似一个短波雷达系统，可直接、快速、方便、可靠地监测土壤水盐状况。测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关，独立性很强。5.2Energystatusofsoilwater土壤水的能态5.2.1Soilwaterpotentialanditssub-potential土水势及其分势1.Soilwaterpotential土水势为了可逆地等温地在标准大气压下从在指定高度的纯水水体中移动无穷小量的水到土壤中去，每单位数量的纯水所需做功的数量。土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值称为土水势。标准状态水是指：纯水，即无溶质；自由水，即无束缚力；1个大气压；一定高度和温度。以标准状态水的自由能为零，土壤水的自由能与其比较的差值一般为负值。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（负值小）→低（负值大）2.Sub-potential土水势分势由于引起土壤水势变化的原因或动力不同，土壤水势(Ψt)分为：基质势(Ψm)、压力势(Ψp)、溶质势(Ψs)和重力势(Ψg)等。土壤水势是各分势之和:Ψt=Ψm+Ψs+Ψg+ΨpMatricpotential基质势Ψm也称基模势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。一般情况下为负值；土壤水完全饱和情况下为最大值——零。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土水势以Ψm为主。Solutepotential溶质势Ψs也称渗透势，由土壤水中溶解的溶质所产生。一般为负值。土壤水不是纯水，其中有溶质，而水分子是极性分子，与溶质之间可产生静电吸附，产生Ψs。(存在半透膜时对水分运动起作用）Gravitationalpotential重力势Ψg由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面（地下水位）之上，则重力势为正，反之，重力势为负。Pressurepotential压力势Ψp

土壤水饱和情况下，由于受压力而产生的。一般为正值。

标准状态水的压力为1个大气压，但如果土壤中有水柱或水层，土壤水所受到的压力在局部地方就不一定为1个大气压，就有一定的静水压。

悬浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。5.2.2Soilwatersuction土壤水吸力土壤水承受一定吸附力情况下的能态，但不能简单理解为土壤对水的吸力。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，故一般所说的水吸力是指基质吸力，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。5.2.3Representsofsoilwaterenergystatus土壤水分能态的定量表示方法土水势或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米数来表示最简便，最易理解。土水势的定量表示方法是以单位数量（单位质量、单位容量或单位重量）土壤水分的势能值为准。土水势标准单位：帕(Pa)、千帕(kPa)、兆帕(MPa)；习惯上使用的单位：大气压(atm)、巴(bar)、水柱高度、pF值（水柱高度厘米数的负对数）1MPa=103kPa=106Pa1Pa=1.02×10-2cm水柱1bar=1020cm水柱=105Pa1atm=1033cm水柱=pF3.0≈1bar=1000mbar5.2.4Determiningofsoilwaterpotential土水势的测定张力计法，压力膜法，冰点下降法，水气压法①张力计，又名负压计或湿度计，测定水不饱和土壤的基质势或基质吸力。张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失效。旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，故张力计有一定实用价值。②压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。5.2.5Soilwatercharacteristicscurve土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线是土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）的关系曲线。随着土壤含水量的减少其水吸力增大，基质势降低，植物根系吸水难度增大，水分有效性降低。土壤水吸力（S）与含水量的经验公式：S=aθb

或

S=a(θ/θs)bS=A（θs-θ）n/θm式中：S——水吸力（Pa）；θ——含水量（%）；θs——饱和含水量（%），a、b、A、n、m为相应的经验常数。土壤水分特征曲线的影响因素1.土壤质地假定土壤水吸力为300cm（水柱高），各种质地的对应土壤的含水量（容积%）约为：细砂土8%，砂壤土15%，壤土34%，粘土42%。2.土壤结构和紧实度（容重）在同一吸力值下，容重愈大的土壤，含水量愈高。3.温度影响水的粘滞性和表面张力。土温升高，水的基质势增大，有效性提高。4.水分滞后现象

土壤吸湿（水）过程中，水吸力随含水量增加而降低的速度较快。土壤脱湿(水)过程中，水吸力随含水量减少而增大的速度较慢。同一土壤的两种水分特征曲线不重合。砂质土的滞后现象比粘质土更明显。Applicationofsoilwatercharacteristicscurve土壤水分特征曲线的应用土壤水吸力与含水量之间的换算不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同。但含水量不同，因而有效水的数量不同。用于各级孔径、孔隙及其容积（V，%）的计算D=3/T计算水容量（比水容Specificwatercapacity）指水吸力变化1个单位土壤吸入或释出的水量(ml/bar·g)，即水分特征曲线的斜率(dθ/ds)，可作为土壤供水能力的指标。5.3Soilwatermovement土壤水的运动第一阶段是在下渗过程中被土粒和毛管吸收，直到饱和为止，这一阶段叫渗吸，实际上是水分的不饱和流动；此后如果水分继续增加，水分将向下渗透补充地下水，这一阶段叫渗透（渗漏），即土壤水的饱和流动。水分在土壤中的运动可用达西定律来表示：q=-kdh/dx式中q：单位时间通过单位断面的水的容积，可理解为速度。dh/dx：水压梯度，k：导水率，即单位压力梯度下水的流量；-负号表示水流方向，因水流由0→x，dx=0-x为负，前面加“-”则正。液态水流动液态水流动气态水运动土壤水运动推动力：土层之间的水势梯度流动方向：高水势到低水势饱和流非饱和流土壤孔隙全部充满水；主要是重力水运动部分土壤孔隙充水；主要是毛管水和膜状水运动推动力：水汽压梯度、温度梯度流动方向：高水汽压到低水汽压温度高处到温度低处水汽扩散水汽凝结5.3.1Waterflowinsaturatedsoils饱和土壤中的水流推动力：土层之间的水势梯度（soilwaterpotentialgradient),主要包括重力势和压力势流动方向：高水势到低水势饱和流中出现三种情况：一是垂直向下的饱和流，发生在雨后或稻田灌水以后。二是水平饱和流，如发生在灌溉渠道两侧的侧渗，水库的侧渗，或在不透水层上的水分沿倾斜面的流动等水平饱和流。三是垂直向上的饱和流，发生在地下水位较高的地区，或因不合理灌溉抬高了地下水位，就会引起垂直向上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。土壤饱和导水率（saturatedwaterconductivity)Ks：反映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Ks。饱和导水率k是单位水压梯度下的流量。影响孔径大小的因素一是质地；二是结构；三是土壤吸附的阳离子种类。在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若k值过小，造成透水通气差，还原有害物质易在土壤中积累，易造成地表径流。若k值过大则造成漏水漏肥现象。5.3.2Waterflowinunsaturatedsoils非饱和土壤中的水流土壤水不饱和时，推动其流动的力主要是基模势梯度，也有一定的重力作用。不饱流的流量仍用达西定律反映。与饱和流比较，不饱和流具有两个特点，一是不饱和流推动力（h）包括基模势和重力势；二是不饱和流的k值不是一个常数，而是一个变量，受含水量的影响。含水量高，水势高则k值大，含水量低，水势低则k值小。同时k值受土壤中水分存在状态的影响。若水分是连续的，则随着土壤含水量减少，k值逐渐降低；若水分是不连续的，则k值随着含水量降低后急剧下降。

不饱和流在土壤中具体的流动方向就是由水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；由曲率半径大的孔隙向曲率半径小的孔隙移动；由温度高处向温度低处移动。5.3.3Vapormovementinsoils土壤中的水汽运动水汽运动的方式土壤中水汽运动的主要方式是扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动。土壤水汽的扩散系数低于大气。影响水汽压梯度的因素水汽压梯度是水汽运动的主要推动力，它受土水势和温度两个因素的影响，而又以温度的影响为主。温度引起的水汽压变化，使白天水汽由温度较高的表层向底层移动，有利于防止蒸发；夜晚则由温度较高的底层向表层移动，有利于土壤回润。5.3.4Infiltration,seconddistributionandsurfaceevaporationofsoilwater土壤水入渗、再分布和土面蒸发雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。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。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。入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示，入渗能力取决于土壤的干湿度和孔隙状况。供水强度小，入渗速度主要取决于供水供水强度大，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力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。土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土层水的损失，不完全是植物吸水所致，还与上、下层水的再分布有关。土面蒸发土面蒸发的条件：(1)有足够热量达到地面满足水的汽化热；(2)水汽从地面移走。例如风、乱流的作用，将土面的水汽带走；(3)土壤水传导至地面。当地表由于蒸发损失水分以后，能得到下层水分的供应，则蒸发可以持续进行。土面蒸发的三个阶段(1)大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段这一阶段控制土面蒸发的因素是大气蒸发力，包括太阳辐射、温度、空气湿度、风力等。要求土壤的导水率大于蒸发力，则蒸发损失的水分可以得到源源不断的补充，蒸发率不变。这一阶段蒸发损失的水分多。但若大气蒸发力很强，蒸发率大，土壤含水量降低得快，不