土壤学课程土壤水

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。
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。
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。
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。
gA 10cm gB 0cm gC 20cm
gA 30cm gB 20cm gC 0cm
gAC 10cm (20cm) 30cm gAC 30cm 0 30cm
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。
膜状水
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。
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。
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。
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
烘干法
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。
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%
第五章 土 壤 水
内容提要
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

第一节
土壤水的类型与含量测定
一 土壤水的类型及其有效性
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。
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 土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值
2 土壤水的有效性
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。 土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围。 最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。
A = F-W
A：土壤有效（最大）含水范围； F：为田间持水量； W：为凋萎系数。
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。
H q Ks L
式中：q——表示土壤水流通量； Δ H——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。
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
φm
φp
溶质势（s）
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。
o RT Ci
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。
g mgh
以质量表示 以体积表示
参考点（面）之上为正 参考点（面）之下为负值 参考点（面）处为0
mgh gh m
(erg/g)
mgh wvgh w gh v v
m gh h mg
(cm)
(Dyness/cm2)
以重量表示
A 10cm B 20cm C 参照面
A
B
C 参照面
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。
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。
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。
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)b S=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。
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
一 饱和土壤中的水流
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。
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=1.0133bar 1bar=0.9896atm=1020厘米水柱
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。
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 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。
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。
•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 10cm 10cm φp B C
φpA=0 φpB=0 φpC=10cm
压力势的计算不 存在参考点（面）
非饱ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ水面
饱和水面
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。
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 。
吸湿水
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。 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。
土水势的组成
分势名称 基质势
溶质势
绝对分势的因素 土粒的吸力 毛管力 土壤溶液中的溶质 高程
静水压力
参照状态 自由水
纯水
大小 <=0
<=0
重力势
压力势
参照点
自由水面
+， 0， >0
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