第四章土壤水分

第四章土壤水1．土壤水分对土壤形成有极其重要的作用。2．土壤水分影响土壤的养分状况养分的释放、转化、移动以及被植物吸收都离不开水分。

3．土壤水分直接影响土壤空气和热量状况

4．土壤水分影响土壤的物理机械性和耕性土壤水分与土壤肥力的关系

土壤水分与作物生长的关系

1．土壤水分是作物生命活动的重要因素

水分是作物体的重要组成部分。一般作物体内含水达60-80%，蔬菜瓜果的含水量可达90%以上。水是光合作用的原料之一，另外主要用于叶面蒸腾，以此降低和稳定作物的体温，不致温度过高引起作物灼烧。作物对养分的吸收与利用也离不开水分。总之，土壤水分是作物维持正常生理功能和保证生命活动的重要条件。

质地作物

砂土

砂壤土壤土

粘土最低含水量谷子高粱小麦玉米棉花6—77—89—1010—1110—129—1010—1111—1211—1312—1412—1312—1313—1414—1615—1714—1514—1516—1716—1818—20一般作物出苗最适含水量12—1616—2018—2322—30

2．作物发芽出苗对水分的需求土壤水分是作物发芽出苗的必需条件。作物种子大小及含有淀粉、蛋白质、脂肪的数量不同，因而吸水多少、要求适宜的土壤湿度不同。（表4—6）。

表4—6种子出苗对土壤水分的需求（水重%）

4．作物不同生育期对土壤水分的需求

如作物某一生育期缺水，对作物生长发育和产量水平影响最严重，则这一时期称为需水临界期。各种作物的需水临界期，一般在形成生殖器官，新陈代谢最旺盛的时期，注意及时充分的供水。所以掌握各种作物的需水特点，是调节土壤水分的重要前提。

3.不同作物对水分的要求作物种类不同对水分的要求是不同的。作物在整个生育期间叶面蒸腾所消耗的水分重量与形成干物质重量之比称为蒸腾系数。（表4-7）。第一节土壤水分类型、性质及有效性第二节土壤含水量的表示方法及其测定第三节土壤水分能量状态第四节土壤水分运动第五节田间水分循环

PoreSpaces:locationofairandwaterSoilParticles:MineralandOrganicNowaterremainsattachedtosoilparticles第一节

土壤水分的类型、性质及有效性WateronsoilparticlesurfacePoreSpace一、土壤水的类型1、吸湿水（紧束缚水）：由于固体土粒表面分子引力和静电引力对空气中的水汽分子产生的吸附力而紧密保持的水分称吸湿水，通常只有2—3个水分子层。吸湿水的特点：吸湿水受土粒的吸持力很大，不能移动，具有固态水的性质，定向排列，而且排列紧密，水分不能自由移动，对溶质无溶解力，为无效水。土壤吸湿水含量的高低主要取决于土粒的比表面积和大气相对湿度。土壤的吸湿水含量达到最大值时的土壤含水量称为最大吸湿量。

2、膜状水（松束缚水）

吸湿水达到最大（量）吸湿系数后，土粒仍具有剩余的分子引力，可继续吸收液态水分子，形成一层比较薄的水膜，称为膜状水。

（1）膜状水在吸湿水的外层，所受吸力较小，吸力范围在3.1～0.625MPa。（2）性质基本上和液态水相似，但粘滞度较高，而溶解能力较小。密度平均高达1.25，冰点为-4℃。

（3）可由水膜厚处向水膜薄处移动，但速度非常缓慢，一般0.2～0.4mm/h。（4）膜状水外层受力为0.625MPa，可被作物吸收，属有效水，但供不应求。

膜状水厚度可达到几十个水分子层厚度，部分可以被植物吸收利用，但是它仍然受到土粒吸附力的束缚，移动缓慢，仍然不能满足植物的需要。

水分常数：最大分子持水量——膜状水数量达到最大时的土壤含水量称为最大分子持水量，它包括了吸湿水和膜状水。

凋萎系数（萎蔫系数）——当作物因缺水而开始呈现永久凋萎时的土壤含水量称为凋萎系数。凋萎系数一般是吸湿系数的1.5～2倍，可以作为土壤有效水的最低限。一般土壤质地愈粘，凋萎系数愈大（表4-1）。

表4-1不同质地土壤的凋萎系数

土壤质地粗砂壤土细砂土砂壤土壤土粘壤土

凋萎系数0.96-1.112.7-3.65.6-6.99.0-12.413.0-16.6

土壤吸湿水与膜状水示意图土粒土粒吸湿水层膜状水层膜状水示意图WateronsoilparticlesurfacePoreSpace——靠毛管力保持在土壤孔隙中的水分称为土壤毛管水。毛管水的特点：这种水可以在土壤毛管中上下左右移动、具有溶解养分的能力、作物可以吸收利用。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。3.毛管水

类型

根据毛管水是否和地下水面相连，可分为毛管上升水和毛管悬着水。

A、毛管上升水毛管上升水是指在地下水位较浅时，地下水受毛管引力的作用上升而充满毛管孔隙中的水分。这是地下水补给土壤中水分的一种方式。土壤水分常数：土壤中毛管上升水的最大量称为毛管持水量。它包括吸湿水、膜状水和毛管上升水的全部。水沿着毛管上升毛管作用力范围：

0.1-1mm有明显的毛管作用0.05-0.1mm

毛管作用较强0.05-0.005mm毛管作用最强〈0.001mm

毛管作用消失土粒毛管上升水示意图地下水位

毛管水上升的高度与毛管的半径有密切关系。根据茹林公式，H=0.15/r

由此可见，毛管水上升高度与毛管半径成反比，即毛管半径愈细，上升高度愈高。但在土壤中的实际上升高度远达不到上式的理论计算数字。毛管水上升可使地表水不断得到补充。但在低洼地区往往会造成土壤的盐渍化。

质地砂土砂壤—轻壤土粉砂轻壤土中—重壤土轻粘土高度（m）0.5～1.01.52.0～3.01.2～2.00.8～1.0表4-2不同土壤质地毛管水上升高度B、毛管悬着水：——在地下水位很深的地区，降雨或灌水之后，由于毛管引力而保持在土壤上层中的水分，称为毛管悬着水。它与地下水位没有关系，好象悬浮在土层中一样，它是植物水分的重要来源，对植物的生长意义重大。土壤水分常数：毛管悬着水达到最大量时的土壤含水量称田间持水量。

土粒毛管悬着水示意图土壤深度（米）

水分饱和度（%）

毛管上升水（左）和毛管悬着水（右）Tr

4．重力水

当土壤水分超过田间持水量时，多余的水分不能被毛管所吸持，就会受重力的作用沿土壤中的大孔隙向下渗漏，这部分受重力支配的水称为重力水。

重力水由于不受土粒分子引力的影响，可以直接供植物根系吸收，对作物是有效水。但由于（1）渗漏很快。（2）会妨碍土壤通气。（3）可溶性养分随之流失。因此重力水在旱作地区是多余的水。在水田中，重力水是有效水。

水分常数：当土壤被重力水所饱和（土壤中大小孔隙全部被水分充满）时的土壤含水量称为饱和含水量，或称全蓄水量。它是水稻田计算淹灌的依据。PoreSpacesarefilledwithwater

二、土壤水分的有效性

1、土壤水分有效性的含义

土壤水分有效性是指土壤水分能否被植物利用及其被利用的难易程度。

土壤水分从完全干燥到饱和持水量，可分为若干阶段，每一阶段根据受土壤各种力的作用达到某种程度的含水量，对于同一种土壤来说基本不变或变化极小，此时的含水量称为水分常数。如前面介绍的吸湿系数、凋萎系数、最大分子持水量、毛管断裂含水量、田间持水量、毛管持水量、全持水量等都是土壤水分常数。根据这些水分常数可划分土壤水分为有效水和无效水（图4～3）。

水分与土粒atm的能量关系pF

土壤水分形态土壤水分有效性土壤水分形态、水分常数、能量和有效性示意图

2、土壤有效水的范围

土壤有效水范围是从田间持水量到凋萎系数。凋萎系数是作物可利用水的下限，田间持水量是作物可利用水的上限。

土壤有效水范围（%）

=田间持水量（%）—凋萎系数（%）

凋萎系数至毛管断裂含水量，故称之为难有效水毛管断裂含水量到田间持水量之间的水分，故称为易有效水。

可见田间持水量、毛管断裂含水量、凋萎系数就成为土壤有效水分级的三个基本常数。

土壤有效水的含量和土壤质地、结构、有机质含量等因素有关。（表4～3和图4～4）。

质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土轻粘土田间持水量(%)121822242630

凋萎系数(%)35691115

有效水范围(%)91316151515

表4—3不同质地土壤的有效水范围重量(%)第二节土壤水分含量的表示方法及其测定

一、土壤水分含量的表示方法

1、质量含水量

土壤中水分的质量与干土质量的比值，所以又称为重量含水量，无量纲，常用符号θm表示。这是一种最常用的表示方法，可直接测定。用数学公式表示为：Ｗ１－Ｗ２土壤质量含水量（%）=—————×100

Ｗ２式中，θm为土壤质量含水量（％），Ｗ１为湿土质量，Ｗ２为干土质量，Ｗ１－Ｗ２为土壤水质量。

例如，某一耕层湿土重100g，干土重为80g，则土壤质量含水量（%）=(100－80)/80×100=25%

2、容积含水量

容积含水量是指单位土壤总容积中水分所占的容积分数，又称容积湿度，常用符号θＶ表示。θＶ可用小数或百分数形式表达，百分数可由下式表示：土壤水容积土壤容积含水量（％）=--——————×100%土壤总容积

容积含水量可由质量含水量换算而得，如按常温下土壤水的密度为１g／cm３计算，土壤容重为ρ，于是:

容积含水量可表明土壤水填充土壤孔隙的程度，从而可以计算出土壤三相比（单位体积原状土中，土粒、水分和空气容积间的比）。

例如，某地耕层土壤含水量（重量％）为20％，土壤容重为1.25（g/cm3），土壤总孔度为52.83％，则：

土壤含水量（容积％）=20×1.25=25

土壤空气（容积％）=52.83－25=27.83

土粒（容积％）=100－52.83=47.17

土壤固相:液相:气相

=47.17:25:27.83=1:0.53:0.59

4.水体积

指一定面积、一定深度土层内所含水的体积。一般以方/hm2表示。在数量上，可简单由DW与所指定面积（如1hm2等）相乘即可，但要注意单位的一致。

若都以1m土深计，每公顷含水容量（以V方/公顷表示）与水深之间的换算关系可推知，如下式所示：

V方/公顷=DW（mm）/1000×10000（m2）=10DW

3．水层厚度

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。

水层厚度DW（mm）=土层厚度（mm）×水容％

=h×θＶ

土壤实际含水量占该土壤田间持水量的百分数。可以说明土壤水分对作物的有效程度和水、气的比例状况等。是农业生产上应用较为广泛的含水量的表示方法。

土壤含水量土壤相对含水量（％）＝———————×１００田间持水量5.土壤相对含水量

二、土壤水分含量的测定

1．烘干法

（1）经典烘干法

这是目前国际上仍在沿用的标准方法。在105～110℃条件下，烘至恒重。

（2）快速烘干法

包括红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等。2．中子法3．TDR（time-domain-reflectometry）法第三节土壤水分能量状态

前面介绍的是土壤水分的传统形态学分类，它的基本思想是根据土壤水分受到不同的作用力，而划分水分类型的。但实际情况并非如此，如各类型的土壤水普遍都受到重力的作用，且互相之间往往没有明确的界限，在极细小的毛管中，无法区分吸附水和毛管水。同时从形态观点很难对水分运动进行精确的定量。对于形态观点的这些弱点，都可用能量观点来解决。

土水势及其分势土壤A砂土10%土壤B粘土15%水流向何方？标注土水势的优点一、

土水势及其分势（一）土水势的含义土壤水在各种力的作用下，与同样条件（如同一温度、高度和大气压力等）的纯自由水相比，其自由能必然不同。假定纯自由水的势值（或自由能）为零，而土壤水的自由能与它的差值就称为土水势，一般用Ψ表示。国际土壤学会土壤物理委员会给的定义是：“每单位数量纯水可逆地等温地无限小量从标准大气压下规定水平的水池移至土壤中某一点，所作的有用功”。

（二）土水势的分势

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，如基质势、压力势、溶质势、重力势等。

1、基质势(Ψm)

由于土壤固体部分基质的特征（如质地、孔隙特征及表面物质的性质等），对水分的吸持而引起自由能的降低，即为基质势。

在土壤水不饱和状态下，水分受吸附力和毛管力的吸持，自由能降低，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。由此可知，只有在水分不饱和的土壤中才存在基质势。

2、溶质势（Ψs）

由土壤水中溶解的溶质所引起的水势变化称为溶质势。（也称渗透势）。土壤水中溶解的溶质愈多，溶质势就愈低，其绝对值也就愈大。如盐碱土中，由于土壤水中盐分浓度高，溶质势低，植物吸水困难。

3、压力势（Ψp）

由于土壤水在饱和状态下，所承受的压力不同于参照水面（自由水面）而引起的水势变化称为压力势。只有在水分饱和的土壤中，所有孔隙都充满水，而土体内部的土壤水除承受大气压外，还要承受其上部水体的静水压力，由于压力势大于参比标准，故为正值。并且下部土体愈往深层，压力势愈大，即正值也愈大。

4、重力势（Ψg）

由重力作用所引起的水势的变化称为重力势。将参照面的重力势定为零（一般以地下水面作为参照面）。水分在参照面以上时，重力势为正，反之重力势为负。

土壤的土水势就是以上各分势的和，又称总水势

(Ψ总），用数学表达为：

Ψ总=Ψm+Ψs+Ψp+Ψg

在不同的情况下，各分势所起的作用是不同的。在饱和土壤水运动中决定土水势的是Ψp和Ψg，在不饱和土壤水运动中决定土水势的是Ψm和Ψg，Ψs只有在盐碱土中才起作用。

总水势：

t=

m+

p+

s+

g

请注意：在不同的情况下，土壤总水势的各分势组成是不同的。切记

（三）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。单位数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。

(1)

单位容积土壤水的势能值用压力单位标准单位帕（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。

(2)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（cmH2O）表示。(3)用PF表示

土水势的水柱高度厘米数的负对数表示，称为PF。土水势本身是负值，故负对数为正值。土水势为-10000厘米水柱时，pF为4。使用pF值的方便之处是用简单的数字可以表示极宽的土水势范围。二、土壤水吸力

1、概念指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。

2、与土水势异同它的意义和土水势一样，区别在于：（1）土壤水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.

（2）土壤水吸力在概念上虽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。

（3）对于基质势和溶质势而言，土水势的数值与土壤水吸力的数值相同，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。

（4）从物理含义看，土壤水吸力不如土水势严格，但其比较形象易懂，使用较为普遍。特别是在研究土壤水的有效性、确定土壤灌溉时间和灌溉量以及旱作土壤的持水性能等方面均有重要意义。三、土水势的测定

如最常用的张力计法、压力膜、压力板法都是测定基质势或基质吸力的；冰点下降法、水汽压法则是测定土水势或土壤水吸力的。电阻法适用于较低的土水势测定（低于张力计测定的范围）。其中测定基质吸力最常用的张力计法，无论在田间、盆钵试验和室内研究都可使用。一般只能测定8万帕以下的土壤水吸力。

四、土壤水分特征曲线

（一）土壤水分特征曲线的定义

土壤水分特征曲线就是以水的能量指标（土壤水吸力）与土壤水的容量指标（土壤含水量）作成的相关曲线，称为土壤水分特征曲线。

这个曲线是用原状土样，测定其在不同土壤基质吸力下的相应含水量后绘制而成的。这样就把土壤水的两个很重要性状（土壤含水量和水吸力）以及它们相应的关系表示出来了，便于说明许多土壤水分性状的特点。

土壤水吸力atm水分含量（g/100g干土）图4—11几种不同质地土壤的水分特征曲线

（引自《土壤的本质与性状》，1982年版）砂土壤土粘土(二）影响土壤水分特征曲线的因素

1、不同质地的土壤，其水分特征曲线各不相同，差异很大。一般而言，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。

2、水分特征曲线也受土壤结构的影响，在低吸力范围内尤为明显。因此在同一吸力值下，干容重愈大的土壤，相应的含水率也要大些。3、温度对土壤水分特征曲线亦有影响。温度升高时，水的粘滞性和表面张力下降，基质势相应增大，或者说土壤水吸力减少。在低含水率时，这种影响表现的更加明显。010203040506070土壤水吸力黏土壤土砂土土壤含水量%影响因素质地结构温度滞后现象（三）土壤水分特征曲线的实用价值

(1)利用它可以进行土壤水吸力和含水率之间的换算。

(2)土壤水分特征曲线也可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。

(3)应用数学物理方法对土壤中的水分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。(4)分析不同质地土壤持水性和水分的有效性

如尽管平时砂土的保水能力很差，但在土壤水吸力小时，砂土也能保持相当多的土壤含水量。从图4-9中可看出，土壤吸力为0.1×105Pa时，砂土约为11％；而在土壤含水量同为20％时，砂土和壤土的土壤水吸力都小于植物根的吸水力（15×105Pa），而粘土中的水吸力可高到50×105Pa以上，植物无法吸收，即对植物无效。由此可见，粘土所保持的相当大部分的水是植物难以利用的。

（四）滞后现象

1、定义从饱和点开始逐渐增加土壤水吸力，使土壤含水量逐渐减少所得的曲线（脱水曲线），与由干燥点起始，逐渐增加土壤水分含量，减小土壤水吸力所得的曲线（吸水曲线）是不重合的（图4-10）。同一吸力值可有一个以上的含水量值，说明土壤吸力值与含水量之间并非单值函数，这种现象称为滞后现象。

产生滞后现象的原因有多种。

机理：墨水瓶效应沙土比粘土明显

图4—10土壤水分特征曲线的滞后现象（1）土壤中孔隙的几何形状（瓶颈效应）

其主要原因之一与土壤孔隙的几何形状特点有关（瓶颈效应）。土壤中大小孔隙串连在一起，形成了墨水瓶那样口小肚子大的水流通道（如图4～11），在脱湿过程中，只有当所施加的吸力S1大于细孔隙（半径为r）的毛管力，即S1≥2σ/r时，粗孔隙的水才被排出；而在吸湿过程中，当吸力降低到粗孔隙（半径为R）的毛管力，即S2≤2σ/R时，粗孔隙就可充水，由于R>r，所S1>S2，因此在同样持水情况下，脱湿过程的吸力较吸湿过程的吸力为大。这种现象常被称为“瓶颈效应”。2、滞后现象产生的原因脱湿S1≥2б/r吸湿S2≤2б/rR＞r，S1

＞S2

土壤在脱湿和吸湿过程中，土壤水和土壤固相的接触角Φ不同。

如前述，形成土壤水基模势Ψm的主要因素之一是毛管力，

p=2σcosΦ/r

式中p为毛管力

σ为水的表面张力系数

r为毛管半径

Φ为接触角接触角在一般情况下为常数，但是随着液体湿润固体表面的过程不同，接触角也有所区别。（2）土壤水和土壤固相的接触角ψ不同

如图4～12，在脱湿过程中，水分沿固体表面撤退；在吸湿过程中，水分沿固体表面推进，其接触角前者比后者小的多，Φ1<Φ2，所以cosΦ1>cosΦ2。故由上述公式可知，在其他条件相同情况下，脱湿时的毛管力p大，吸力S则高，因而脱湿时的吸力要高于吸湿时的吸力，于是引起了水分特征曲线的滞后现象。

（3）除上述原因外，在土壤吸水由干变湿过程中，因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，也使在一定吸力下的土壤含水量有所不同。这也是引起水分特征曲线滞后现象的一个原因。主要存在液态水和气态水两种类型的运动。

一、液态水运动

土壤中液态水的运动是在土壤孔隙中进行的。这种运动的推动力主要是水势梯度，即由水势高向水势低的地方、土壤水吸力低的地方向高的地方运动。液态水在土壤中的运动可以分为饱和流和非饱和流运动两种。

第四节土壤水分运动（一）土壤水分的饱和流动

土壤所有的大小孔隙完全充满水时的流动称为饱和流动。按其流动的方向不同而有三种情况：

第一种是垂直向下的饱和流

一般是在降雨或大量灌水时，上层因滞水而达完全饱和，这时主要的水流是垂直向下的饱和流。

第二种是垂直向上的饱和流

如山丘地区的冷浸田中，地下泉水向上涌出的现象，或土体下部有不透水层而有坡降的地方，在低平地常有向上浸水，称为上浸现象。

第三种是水平饱和流

多出现在土体中有不透水层时，下渗的水在此形成饱和的滞水层，从而出现沿不透水层方向的水平饱和流动。如平原水库库底周围则可以出现水平方向的饱和流。

饱和流的推动力是重力势和压力势梯度（单位距离上的压力差）。基本上服从液体在多孔介质中流动的达西（Darcy）定律，即单位时间通过单位断面的水量与水势梯度成正比。如图4～14。其表示式为：

q=-Ks

△H/L

在饱和流动中的土壤导水率称为饱和导水率。由上述达西方程q=-Ks

△H/L可知，饱和水流动时的流速或流量（q），主要是由水势梯度（△H/L）与导水率（Ks）决定的。而导水率Ks值的大小主要决定于土壤的孔隙状况，特别是粗孔的孔径和数量。故饱和导水率是砂土>壤土>粘土。有稳定团粒结构的土壤>无结构的土壤。土壤中的饱和水流与有机质含量和无机胶体的性质也有关。（二）土壤水分的非饱和流动

土壤中部分孔隙充满水时的水流称为非饱和流。

一般土壤水分均以非饱和状态进行运动。土壤水分非饱和流动的推动力，主要是土壤的基质势梯度（或土壤水吸力梯度），总的是由土壤水吸力低处流向水吸力高处。

非饱和流也可用达西定律来描述，对一维垂直向非饱和流，其表达式为：式中：K（Ψm）——土壤非饱和导水率；

dΨ/dx——为总水势梯度。

非饱和与饱和条件下的土壤水流数学表达式类似，二者的区别在于：

饱和条件下的土壤导水率KS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（Ψm）的函数，不是一个常数。并且非饱和流的土壤导水率明显低于饱和流动的导水率，其主要原因是：

(1)

在饱和流动中所有的孔隙全部充满水，都可以导水，而非饱和流动中导水只在导水率较小的毛管孔隙即小孔隙中流动，流速大大降低。

(2)由于受充气的大孔隙阻隔，土壤水分的流动只能是曲折地进行，增加了流程和过水时间，导水率降低（3）在质地较粗的土壤中，当大孔隙中的水分流出后，常在土粒之间的接触处，保存有楔状的毛管水（也叫触点水），它们彼此不相连接（团粒间的孔隙也有类似情况），这样在饱和流动中原是导水的最大通道，而在非饱和流中却成了水分流动的障碍，使导水率下降。

土壤非饱和流的导水率，也与土壤质地和土壤孔隙有关。在非饱和流中，在一定的土壤水吸力水平下，质地细、小孔隙多的壤土和粘土反而比砂土的导水性好。

二、气态水运动

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。

气态水一般存在于土壤非毛管孔隙中，是土壤空气的组成部分。它在土壤中运动主要表现为水汽的扩散和凝结两种方式。

气态水的扩散运动，服从于一般气体的扩散规律，即水汽的扩散量与水汽压梯度成正比，数学表示式为：

式中：qV—水汽扩散量（水汽通量）；

DV—水汽扩散系数；（单位时间单位水汽压梯度下，通过单位面积的水汽扩散量）

dPV/dX——水汽压梯度（单位距离内的水汽压差）

土壤中水汽运动的推动力是水汽压梯度。而土壤中水汽压的高低与土壤的湿度梯度和温度梯度有关。因此土壤水汽的扩散总是由湿土向干土扩散，由温度高的地方向低的地方扩散。

土壤水分以水汽扩散到大气而散失的现象，称为土面蒸发。

当土壤中的水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水，这就是水汽的凝结过程。“夜潮”和“冻后聚墒”现象，就是水汽由较暖的深层不断向上层扩散凝结的结果。“夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。

第五节田间水分循环

一、土壤水的入渗和再分布

水进入土壤包括两个过程即入渗和再分布。

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，已进入土内的水分进一步运动和分布的过程。

（一）入渗(也称渗吸、渗透)

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，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（通常用入渗率来表示）。

图4-16入渗中土壤水剖面

（1）入渗速率单位时间通过单位面积土壤的水量。单位是毫米/秒、厘米/分、厘米/时或厘米/日等。在土壤学上常使用的指标是最初入渗速率、最后入渗速率（稳定入渗率）、入渗开始后1h的入渗速率。还有累积入渗量等。

（2）累积入渗量在某一时段内，通过单位土壤表面所渗入的总水量。

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)。

土壤水的再分布实质上是水在土壤剖面上的非饱和流过程。其推动力仍然是水势梯度。再分布的速度也和入渗速率的变化一样，通常是随时间而减慢。

土壤水再分布的存在，对于研究植物从不同深度土层吸水有较大意义，因为某一土层中水分的损失量，不全是为植物所吸收利用，而是上层来水与本层向下再分布的水量以及植物吸水量三者共同作用的结果。（二）土壤水的再分布

当供水停止后，水在土壤剖面上这种不停地运动和重新分配的过程，称为土壤水的再分布。其过程很长，可达1～2年或更长的时间。二、土面蒸发

土面蒸发的形成及蒸发强度的大小主要取决于两方面:

一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响。综合起来称为大气蒸发能力。二是受土壤含水率的大小和分布的影响。这是土壤水分向上输送的条件，也即土壤的供水能力。

根据大气蒸发能力和土壤供水能力所起的作用、土面蒸发所呈现的特点及规律，将土面蒸发过程区分为3个阶段。

1、大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变阶段）。

当灌水或降雨停止后，土壤水分基本达到饱和状态，所以蒸发率E（单位时间内由地表散失到大气的水量，ｍｍ.ｈ－１或ｍｍ.ｄ－１）不变，称为稳定蒸发阶段。此阶段含水率的下限，一般认为相当于毛管断裂含水量，或田间持水量的50％一70％。此阶段维持时间不长，一般可持续几天，但丢失的水量较大。所以雨后或灌水后及时中耕或地面覆盖，是减少此阶段土壤水损失的重要措施。

2、土壤导水率控制阶段（蒸发率降低阶段）。

经过第一阶段的蒸发，土壤水分逐渐减少，土壤导水率已不能满足大气蒸发力的强度，所以此时蒸发的强度主要取决于土壤的导水性质，即土壤不饱和导水率的大小。这个阶段维持的时间较长。此阶段除地面覆盖外，中耕结合镇压具有良好保墒效果。

3、扩散控制阶段

当表土含水率很低，例如低于凋萎系数时，土壤输水能力极弱，土壤表面形成干土层。此时土壤水向干土层的导水率降至近于零，液态水已不能运行至地表，下层水只能以水汽分子的形态通过干土层孔隙扩散到大气中去。此时水汽蒸发已降至最小。在这一阶段，压实表层，减少大孔隙是防止水汽向大气中扩散的有力措施。由上所述，保墒重点应放在第一阶段末和第二阶段初。

土壤中的水分向根表皮流动；水分被根表皮吸收，通过根及茎的木质部输送到叶；水分在叶细胞间孔隙中气化成水汽；水汽经