第六章-土壤水分2课件

三、土壤水的能态前面介绍的土壤水分形态分类，是历史上的传统分类，至今国际上仍在沿用。随着科学的发展，特别是近20多年来，人们在研究环境生态学中发现，上述分类法在解决“土壤—植物—大气”（SPAC）统一体系内的水分运动状况，存在着某些不足。soil—plant—atmospherecontinuum为了正确反映“土壤—植物—大气”体系中的水分变化，人们开始运用“能量”观点来研究土壤水分。因为土壤水和自然界中其他物体一样，含有不同数量和形式的能：动能和势能。能自发地从能量较高的地方向能量较低的地方移动。由于水在土壤中的运动很慢，所以它的动能一般可以忽略不计，而势能（由位置和内部条件造成）起着支配作用。（一）土水势及其分势（1）概念：土壤中水分的保持和运动，它被植物根系吸收、转移以及在大气中散发都是与能量有关的现象。同一土壤，湿度愈大，土壤水能量水平愈高，土壤水势也愈高。土壤水便由湿度大处流向湿度小处。不同土壤，则不能只看土壤含水量的多少，更重要的是要看它们土水势的高低，才能确定土壤水的流向。例如：在含水量为15%的粘土其土水势一般低于含水量只有10%的砂土。如果这两种土壤相互接触时，水流将由砂土流向粘土。在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的参考标准。土壤水在各种力（如吸附力、毛管力、重力和静水压力等）的作用下，与同样温度、高度和大气压等条件的纯自由水相比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为零），其自由能必然不同，这个自由能的差用势能来表示，称为土水势。常用（Ψ）来表示。所以，土水势是以纯自由水作参比标准的差值，是一个相对值。由于引起土水势变化的原因或动力不同，所以土水势包括若干分势，即基质势（Ψm）、压力势（Ψp）、溶质势（Ψs）、重力势（Ψg）等。（2）土水势分势①基质势（matrixpotential，Ψm）：基质势是由土壤颗粒（基质）的吸附力和毛管力所引起的水势变化。在土壤水不饱和的状态下，水分受吸附力和毛管力的吸持，自由能水平降低，其水势必然低于参比标准（纯自由水）下的水势。由于参比标准的水势为零，所以基质势总是负值。显然，同一土壤在不同含水量情况下，基质势是不相等的，土壤愈干吸力愈强，基质势愈小，其绝对值愈大。即基质势-20×105pa低于基质势-105pa。土壤水愈是接近饱和，基质势就愈高，绝对值也愈小，直至土壤水完全饱和，基质势与参比标准一致，基质势就等于零了。②溶质势（Solutepotential），Ψs）溶质势是由土壤水中的溶质所引起的水势变化。在盐化土壤中，由于含有大量的可溶盐类，盐类溶解成离子，离子水化使水分子被定向吸引排列在离子周围，失去自由活动能力，与参比标准的纯水（溶质势为零）相比，自由能降低，所以溶质势为负值。土壤水中溶解的溶质愈多，溶质势愈低。在饱和及不饱和情况下，土壤水都有溶质势存在，但其中的溶质极易随水运动而呈均匀状态分布，所以溶质势对土壤水运动影响不大。然而在土壤水对植物的关系上，因为植物根属半透性膜，溶质势便起作用了。如在盐土中，土壤水中溶有较多的盐分，溶质势低，植物吸水困难。

渗透作用和渗透压示意图盐土中的盐浓度，可以导致含盐土层从其临近的土层中聚积水分。这个势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。③压力势（pressurepotential，ψp）土壤水在饱和状态下呈连续水体，除承受大气压外，还要承受其上部水柱的静水压力。以大气压作参比标准（压力势为零），其水势与此之差，即为压力势。由于压力势大于参比标准，故为正值。不饱和土壤中，土壤水的压力势一般与参比标准相同，等于零。在饱和的土壤中，孔隙都充满水，并连续成水柱。这时，在土表的土壤水由于与大气接触，仅承受大气压，所以压力势为零。但在饱和土壤愈深层的土壤水，所受的压力愈高，正值愈大。④重力势（gravitationpotential，Ψg）土壤水分因所处的位置不同，由地心引力所获得的势能也不相等，由此产生的水势称为重力势。重力势通常用地下水位为参比标准。当水分在参比标准以上时，重力势为正值，愈高正值愈大；当水分在参比标准以下时，重力势为负值，愈低负值愈大。由于参比标准是地下水位，在生产实践中高于参比面的水分意义较为重要，所以重力势常用正值。⑤总水势（ψt）土壤总水势等于上述各分势之和，它代表土壤水分总的能量水平。用数学式表示，即：ψt=ψm+ψp+ψs+ψg从上可见，土水势的值并不是绝对的势值，而是与上述参比标准的差值。运用上述关系时，必须注意各分势的正负符号，亦即要注意在既定情况下，各分势是正值还是负值，也就是在计算时是相加或是相减。总之，不饱和土壤水分运动主要是基质势和渗透势起作用；在水分饱和的土壤中，主要是重力势和压力势起作用，而盐土的水分运动又受到溶质势的影响。（二）土水势的定量表示土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准（最常用的是单位容积和单位重量）。单位容积土壤水的势能值用压力，单位用帕(Pa)，也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)表示；单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱的高度表示。帕(Pa)与习惯上曾用的大气压(atm)、巴(bar)和毫米水柱(mmH2O)之间的换算关系是：1Pa＝0.0102cm水柱1mm水柱＝9.8064Pa(0℃时)1atm＝1033cm水柱＝1.0133bar1bar＝0.9896atm＝1020cm水柱1Pa＝10-5巴=10-2毫巴（三）土水势的测定方法有多种方法，如：张力计法、压力膜法、冰点下降法、水气压法等。它们的适宜范围不同。最常测定的是基质势，仪器为张力计。在田间、盆栽和室内均可使用。张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在8×104—8.5×104Pa以下。田间植物可吸收的水分大部分在张力计可测定范围之内。陶土管压力表集气管方法原理：一个完全充满水，密封的张力计插入土壤后，仪器的感应部件陶土管能让水及溶质透过但不能让土粒及空气透过，由于水分不饱和的土壤具有吸力，陶土管周围的土壤便将仪器中的水经陶土管壁吸出，使仪器系统内产生一定真空度，这一真空度由负压指示出来。当土壤吸力与仪器中的负压力平衡时，仪器不再有水流出，负压表所指示的负压力，即为土壤吸力。陶土管压力表集气管（四）土壤水吸力1、概念：土壤水承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力。在概念上并不是土壤对水的吸力。但在实际应用中仍用土壤对水的吸力来表示。例如，测得某时间土壤水吸力为1巴，就是说，此时对土壤施加大于1巴的吸力，水就会从土壤中流出。而施加小于1巴的吸力，水就会被土壤吸进。表明这时的土壤水就处于1巴吸力的能态。土壤水吸力就是1巴。2、土壤吸力和土水势的区别（1）土壤吸力只包括基质吸力和溶质吸力，相当于基质势和溶质势，而不包括其它分势。但它通常是指基质吸力。对水分饱和土壤一般不用，也不需要用，因为此时的基质吸力为零。（2）对基质势、溶质势而言，土水势的数值与土壤吸力的数值相同，而符号相反。如土水势为－1000mbar，土壤吸力则为1000mbar。（3）土壤水是从土水势高处流向低处，而土壤水则是从土壤水吸力低处流向高处。（4）土壤含水量高，则土壤水的吸力小，基质势大。土壤含水量低，则土壤水的吸力大，基质势小。（5）它是反映土壤对植物供水能力的一种能量指标。（6）土壤的水吸力越大，土壤水所受的吸力也越大，对植物的有效性就越小，当土壤对水的吸力超过了植物根系对土壤水的吸力时，土壤水分就处于无效状态。（7）土壤水分含量高，土壤水的吸力越低，土壤水本身的势能就高，土壤水的可移动性和对植物的有效性就强。（8）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。（五）土壤水分特征曲线（soilmoisturecharacteristiccurves）1、概念：描述土壤水分特征——土壤水分特征曲线。它是土壤水吸力与土壤含水量的关系曲线，反映了土壤水的能量和数量之间的关系及土壤水分基本物理特性。土壤水分含量和土壤水吸力是一个连续函数，土壤水分特征曲线就是以土壤含水量为横坐标，以土壤水吸力为纵坐标绘制的相关曲线。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，通常是用原状土样测定其在不同水吸力（或基质势）下的相应含水率后绘制出来的，如图所示。θs当土壤中的水分处于饱和状态时，含水率为饱和含水率θs，而吸力S为零。若对土壤施加微小的吸力，土壤中尚无水排出，则含水率维持饱和值。当吸力增加至某一临界值Sa后，由于土壤中最大孔隙不能抗拒所施加的吸力而继续保持水分，于是土壤开始排水，相应的含水率开始减少。饱和土壤开始排水意味着空气随之进入土壤中，故称该临界值Sa为进气吸力，或称为进气值。θs一般地说，粗质地砂性土壤或结构良好的土壤进气值是比较小的，而细质地的粘性土壤的进气值相对较大。由于粗质地砂性土壤具有大小不同的孔隙，故进气值的出现往往较细质土壤明显。当吸力进一步提高，次大的孔隙接着排水，土壤含水率随之进一步减少，因此，随着吸力不断增加，土壤中的孔隙由大到小依次不断排水，含水率越来越小，当吸力很高时，仅在十分狭小的孔隙中才能保持着极为有限的水分。θs2、土壤水分特征曲线的影响因素（1）土壤质地不同质地的土壤，其水分特征曲线各不相同，差别很明显。一般说，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力条件下土壤的含水率愈大，或同一含水率下其吸力值愈高。这是因为土壤中粘粒含量增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。只绘出脱湿过程几种不同质地土壤的水分特征曲线含水量相同时，不同质地土壤水吸力大小顺序为：粘土>壤土>砂土土壤水吸力相同时，不同质地土壤含水量大小顺序为：粘土>壤土>砂土粘质土壤孔径分布较为均匀，故随着吸力的提高含水率缓慢减少。对于砂质土壤来说，绝大部分孔隙都比较大，当吸力达到一定值后，这些大孔隙中的水首先排空，土壤中仅有少量的水存留，故水分特征曲线呈现出一定吸力以下缓平，而较大吸力时陡直的特点。（2）土壤结构和紧实度水分特征曲线还受土壤结构的影响，在低吸力范围内尤为明显。如图。（3）温度温度对土壤水分曲线亦有影响。温度升高时，水的粘滞性和表面张力下降，基质势相应增大，或说土壤水吸力减少。在低含水率时，这种影响表现得更加明显。（4）水分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。滞后现象在砂土中比粘土中明显，这是因为在一定吸力下，砂土由湿变干（脱湿过程）时，要比由干变湿（吸湿过程）时含有更多的水分。土壤水分特征曲线的滞后现象产生滞后现象的原因可能是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。如土壤孔隙由大小孔隙连接而成，这种孔隙状况，在变干或变湿时其充水情况不一致，而使土壤含水量不同；土壤吸水由干变湿过程中，大孔隙中的空气常形成气泡而被封闭在孔内，占据一定容积，也使一定吸力下的土壤含水量有所不同。2、土壤水分特征曲线的应用土壤水分特征曲线表示了土壤的一个基本特征，有重要的实用价值。首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率θ之间的换算。另外，土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。第三，水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。第四，应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。四、土壤水的运动在土壤中存在3种类型的水分运动——饱和水流、非饱和水流和水汽移动，前两者指土壤中的液态水流动，后者指土壤中气态水的运动。土壤液态水的流动是由于从一个土层到另一个土层中土壤水势的梯度而发生的。流动方向是从较高的水势到较低的水势。土壤液态水的运动有两种情况：一种是饱和土壤中的水流，简称饱和流，即土壤孔隙全部充满水时的水流，这主要是重力水的运动；另一种是非饱和土壤中的水流，简称非饱和流或不饱和流，即土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，这主要是毛管水和膜状水的运动。（一）土壤中液态水的运动一般认为土壤水运动符合达西定律。达西定律是指在水压梯度方向上，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。达西定律可用公式表示为：式中：q—表示土壤水流通量；ΔH—为两点间的水势能差或压力差；L—为水流路径的直线长度；ΔH/L为水压梯度或水势梯度（单位距离水势差）；Ks—是单位水压梯度下的水通量，称为导水率，“-”—表示水流方向与压力势梯度方向相反。1、土壤水的饱和流动土壤中水已成为连续整体的运动，此种水运动特点：水的流动主要是由重力势和压力势推动，基质势为零。水的流速决定于粗孔的孔径与数量，孔径愈大，粗孔数量愈多，饱和导水率就愈高，水愈容易通过。饱和流的导水率Ks为常数，且砂土＞壤土＞粘土。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。土壤质地和结构与导水率有直接关系，砂质土壤通常比细质土壤具有更高的饱和导水率，同样，具有稳定团粒结构的土壤，比具有不稳定团粒结构的土壤，传导水分要快得多，后者在潮湿时结构就被破坏了，细的粘粒和粉砂粒能够阻塞较大孔隙的连接通道。天气干燥时龟裂的细质土壤起初能让水分迅速移动，但过后，因这些裂缝膨胀而闭塞起来，因而把水的移动减少到最低限度。土壤水的饱和流动受有机质含量和无机胶体的性质的影响。有机质有助于维持大孔隙的比例。而有些类型的粘粒特别有助于小孔隙的增加，这就会降低土壤导水率。如含蒙脱石多的土壤比含1：1型粘粒多的土壤具有低的导水率。在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若Ks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Ks值过大则造成漏水漏肥现象。饱和流动又分三种情况：(1)垂直向下的饱和流动，如大量持续降水和稻田淹灌时；(2)水平方向的饱和流动，平原水库库底周围；(3)垂直向上的饱和流动，如地下泉水涌出。当然以上各种饱和流方向也不一定完全是单向的，大多数是多向的复合流。2、土壤水的不饱和流动指土壤中的孔隙在未被水全部充满时（不超过田间持水量时），土壤水在土壤中的运动。运动特点：推动力主要是基质势梯度，也有重力的作用。水的流速很慢，非饱和导水率低于饱和导水率，非饱和导水率Ks是一个变化量，它随土壤水吸力和含水量的变化而变化，是土壤水吸力或土水势的函数。不同质地的土壤水吸力和导水率之间的关系

从图中可以看出，在土壤水吸力为零或接近于零时，也就是饱和水流出现时的张力，其导水率很高。在低吸力水平时，砂质土中的导水率要比粘土中的导水率高些；在高吸力水平时，则与此相反。非饱和导水率Ks受含水量的影响。含水量高，水势高则Ks值大，含水量低，水势低则Ks值小。同时Ks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，Ks值逐渐降低；若水分是不连续的，则Ks值随着含水量降低后急剧下降。因此，在土壤处于干燥的情况下，是难于接受骤然而大量灌水的。因为干土（含水量低）导水率弱，传输缓慢，只有当土壤逐渐浸润之后，才能恢复其较高的传导率，保证水分的下渗。否则，迅猛灌溉干土，仅能使表土水势上升至零而丧失继续接受水分的能力，而下层土壤又来不及接受水分的情况下，只能让灌溉水在使薄层表土饱和后即以径流而损失。这就是久旱后的暴雨不但不能有力地缓解土壤旱情，反而容易遭受土壤冲刷的根本原因。（二）土壤中的水汽运动土壤中保持的液态水可以汽化为气态水，气态水也可以凝结为液态水。在一定条件下，两者处于互相平衡之中。土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，这是由土壤水势梯度或土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的。其中温度梯度的作用远远大于土壤水吸力梯度，温度梯度是水汽运动的主要推动力。所以水汽运动总是由水汽压高处向水汽压低处，由温度高处向温度低处扩散。土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象称为土面蒸发。也称跑墒。土面蒸发的三个阶段：（1）大气蒸发力控制阶段(蒸发率不变阶段)

下雨或灌溉停止蒸发开始阶段，蒸发速度快，接近于水面蒸发，水分减少至田间持水量为止，失去水为重力水。（这时由于土壤水较多，向土面的导水率高，足以补偿土面蒸发消散的水量，所以蒸发率不变。一般这个阶段可持续几天，丢失的水量也大。雨后或灌水后及时中耕或地面覆盖，是减少土壤损失的重要措施。

）（2）土壤导水率控制阶段(蒸发率降低阶段)

田间持水量以下蒸发到毛管断裂含水量，地面水分蒸发只能靠毛管作用从下层土壤传导水分到土面而蒸发，蒸发速度不断减小。（土壤蒸发强度取决于土壤的导水性质，即导水率的大小。这个阶段维持的时间不久。当土面的水气压与大气的水气压达到平衡时，土面就成为风干状态的干土层。除地面覆盖外，中耕结合镇压，具有良好的保墒效果。

）（3）扩散控制阶段当土壤含水量减少到毛管水断裂含水量时，土面蒸发得不到毛管水上升的补充，地表开始形成干土层，水分只能靠干土层下面湿润的土层产生水汽，再通过大孔隙扩散到大气中，蒸发速度显著减小。（土面形成干土层后，土壤水向干土层的导水率降至近于零时，液态水已不能运行至地表，在干土层下稍湿润土层的水分气化，形成水气分子通过干土层孔隙扩散到大气中去。只要土表有1-2mm的干土层，就能显著地降低蒸发率。在这一阶段，防止蒸发是通过镇压，抑制水气向大气中扩散。

）从上所述，保墒重点应放在第一阶段末和第二阶段初。土壤中的水汽总是由温度高、水汽压高处向温度低、水汽压低处运动，当水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水，这就是水汽凝结。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。“夜潮”现象多出现于地下水埋深较浅的“夜潮地”。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温高于表土，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。这对作物需水有一定补给作用。“冻后聚墒”现象，是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，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。虽然它对土壤上层增水作用有限（2%-4%左右），但对缓解土壤旱情有一定意义。“冻后聚墒”的多少，主要取决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。（三）入渗、土壤水的再分布水进入土壤包括两个过程：入渗（也称渗吸、渗透）和再分布。入渗是指地面供水期间，水进入土壤的运动和分布过程；再分布是指地面水层消失后，已进入土内的水分的进一步运动和分布的过程。1、入渗入渗过程一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。在地面平整，上下层质地均一的土壤上，水进入土壤的情况是由两方面因素决定的，一是供水速率，一是土壤的入渗能力。在供水速率小于入渗能力时（如低强度的喷灌、滴灌或降雨时），土壤对水的入渗主要是由供水速率决定的。当供水速率超过入渗能力（大水漫灌、大暴雨）时，则水的入渗主要取决于土壤的入渗能力了。土壤的入渗能力是由土壤的干湿程度和孔隙状况（受质地、结构、松紧等影响）决定的。如干燥的土壤、质地粗的土壤以及有良好结构的土壤，入渗能力就强；相反，土壤愈湿、质地愈细和愈紧实的土壤，入渗能力就弱。但是，不管入渗能力是强还是弱，入渗速率都会随入渗时间的延长而减慢，最后达到一个比较稳定的数值。如图。这种现象，在壤质和粘质土壤上都很明显。土壤入渗能力的强弱，通常用入渗速率来表示，单位是毫米/秒、厘米/分、厘米/时或厘米/日等。在土壤学上常用的3个指标是最初入渗速率、最后入渗速率、入渗开始后1h的入渗速率。对于某一特定的土壤，一般只有最后入渗速率是一比较稳定的参数，故常用其表达土壤渗水强弱，又称之为透水率（或渗透系数）。几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率（mm/h）土壤砂砂质和粉质土壤壤土粘质土壤碱化粘质土壤最后入渗速率＞2010-205-101-5＜1入渗后，水在均一质地的土壤剖面上的分布情况如图所示。从图中可以看出，入渗结束时表土可能有一个不太厚的饱和层（有时没有）；在这一层下有一个近于饱和的延伸层或过渡层；延伸层下是湿润层，此层含水量迅速降低，厚度不大；在湿润层的下缘，就是湿润峰。2、土壤水的再分布在地面水层消失后，入渗过程终止。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。这个过程，在土壤剖面深厚，没有地下水出现的情况下，称为土壤水的再分布。土壤