第五章

土壤水土壤水的類型與含量測定土壤水的能態土壤水的運動土壤水的溶質運移內容提要第一節

土壤水的類型與含量測定

1土壤水的形態分類

固態水——土壤水凍結時形成的冰晶。汽態水——存在于土壤空氣中的水蒸汽。吸附水——分為吸濕水（緊束縛水）和膜狀水（松束縛水）。自由水——分為毛管水、重力水和地下水，其中毛管水又分為懸著水和毛管上升水。

一土壤水的類型及其有效性干土從空氣中吸著水汽所保持的水稱為吸濕水。又稱為緊束縛水，屬于無效水分。吸濕水

把烘干土放在常溫、常壓的大氣之中，土壤的重量逐漸增加，直到與當時空氣濕度達到平衡為止，并且隨著空氣濕度的高低變化而相應地作增減變動。土壤吸濕水含量受土壤質地和空氣濕度的影響。粘質土吸附力強，吸濕水含量高，砂質土則吸濕水含量低；空氣相對濕度高，吸濕水含量高，反之則吸濕水含量低。土壤顆粒表面上吸附的水分形成水膜稱為土壤膜狀水。膜狀水的最大值叫最大分子持水量。薄膜水對植物生長發育來說屬于弱有效水分，又稱為松束縛水分。

土粒飽吸了吸濕水之后，還有剩余的吸收力，雖然這種力量已不能夠吸著動能較高的水汽分子，但是仍足以吸引一部分液態水，在土粒周圍的吸濕水層外圍形成薄的水膜。膜狀水毛管水借助于毛管力(勢)，吸持和保存土壤孔隙系統中的液態水，是土壤中最寶貴的水分。又分為懸著水和上升水?！衩軕抑?/p>

土體中與地下水位無聯系的毛管水，即當大氣降水或灌溉后土壤中所吸持的液態水。

●毛管上升水（毛管支持水）

土體中與地下水位有聯系的毛管水，即地下水沿著土壤毛管系統上升并保持在土壤中的那一部分水分。

重力水當大氣降水或灌溉強度超過土壤吸持水分的能力時，土壤的剩余引力基本上已經飽和，多余的水就由于重力的作用通過大孔隙向下流失，這種形態的水稱為重力水，又稱多余水。地下水土壤或母質中有不透水層存在時，向下滲漏的重力水會在其上的土壤孔隙中聚積起來，形成一定厚度的水分飽和層，其中的水可以流動，稱為地下水。

2土壤水的有效性土壤有效含水范圍是指土壤所含植物可以利用水的范圍。A=F-WA：土壤有效（最大）含水范圍；F：為田間持水量；W：為凋萎系數。有效性：土壤水能否被植物吸收利用及其難易程度。不能被植物吸收利用的水稱為無效水，能被植物吸收利用的水稱為有效水。最大有效水含量是凋萎系數至田間持水量的水分。土壤水分常數：在一定條件下的土壤特征性含水量吸濕系數：干土從相對濕度接近飽和的空氣中吸收水汽的最大量，即吸濕水的最大量與烘干土重量的百分率

。

凋萎系數（W）：植物產生永久凋萎時的土壤含水量。

田間持水量（F）：毛管懸著水達到最大值時的土壤含水量稱為田間持水量，通常作為灌溉水量定額的最高指標（相當于吸濕水、膜狀水和懸著水的全部）。全容水量：土壤完全為水所飽和時的含水量。

影響有效含水范圍的因素土壤質地：主要是由土壤的表面積和孔隙系統的性質引起的。壤土的有效含水范圍大，而粘土和砂土的有效含水范圍則較小。

土壤結構：團聚體土壤孔隙度大，含水量高，持水孔隙發達，故有效水分含量高。土壤有機質含量：有機質本身的持水量很大，一定程度上通過改善土壤結構和增大滲透性的作用，所以多施有機質，可以擴大有效水范圍。注意：不同土壤的有效含水范圍不一樣在有效含水范圍內，植物利用水分的難易程度也不一樣，越接近田間持水量時，水分越容易被有效利用，接近凋萎系數時，水分也越難被有效利用。二土壤含水量的表示方法

土壤質量含水量(m)

=（土壤水質量/烘干土質量）100%

土壤容積含水量(v)=(土壤水容積/土壤總容積)100%v=m·p式中：p

--土壤密度，g/cm3。土壤貯水量（水層厚度）

一定厚度土層內土壤水的總貯量土壤水勢與土壤水吸力

即能量表示法三土壤水分的測定方法

先在田間地塊選擇代表性取樣點，按所需深度分層取土樣，將土樣放入鋁盒并立即蓋好蓋(以防水分蒸發影響測定結果)，稱重(即濕土加空鋁盒重，記為W1)，然后打開蓋，置于烘箱，在105—110℃條件下，烘至恒重，再稱重(即干土加盒重，記為W2)。則該土壤質量含水量可以按下式求出，設空鋁盒重為W3。

烘干法m=(W1-W2)/(W2-W3)中子（散射）法把一個快速中子源和慢中子探測器置于套管中，埋人土內。其中的中子源(如鐳、镅、鈹)以很高速度放射出中子，當這些快中子與水中的氫原子碰撞時，就會改變運動的方向，并失去一部分能量而變成慢中子。土壤水愈多，氫愈多，產生的慢中子也就愈多。慢中子被探測器和一個定器量出，經過校正可求出土壤水的含量。TDR法將長度為L的波導棒插入土壤介質中，電磁脈沖信號從波導棒的始端傳播到終端，由于波導棒終端處于開路狀態，脈沖信號受反射又沿波導棒返回到始端?？疾烀}沖輸入到反射返回的時間以及反射時的脈沖幅度的衰減，即可計算土壤水分、鹽分含量。

第二節

土壤水的能態一土壤水勢的組成

土水勢

土壤中的水勢主要由重力勢、基質勢、溶質勢（滲透勢）、壓力勢構成。標準狀態水——與土壤水等溫、等壓、等高的純凈自由水。假定其自由能為零，作為參比標準，土壤水自由能與其比較差值一般為負值。土壤水的自由能與標準狀態水自由能的差值差值大，表明水不活躍，能量低；差值小，表明土壤水與自由水接近，活躍，能量高。水流動方向：土水勢高→低重力勢（g

）

土壤水一直是處在地球重力場的影響之下的，重力勢相當于使一定數量的水，由一個相應的水位抬高到一定高度所做的功。任何時候重力勢都存在。參考點（面）之上為正參考點（面）之下為負值參考點（面）處為0以質量表示以體積表示以重量表示(erg/g)(Dyness/cm2)(cm)

AB

C參照面參照面

ABC10cm20cm壓力勢（p）

在土壤水飽和的情況下，由于受壓力而產生的土壤水勢的變化。壓力勢是正值。只有當土壤水分飽和時(存在自由水面)才有壓力勢，在不飽和土壤中壓力勢為0。飽和土層越深，壓力勢越高。A非飽和水面飽和水面BCφpA=0φpB=0φpC=10cmφp10cm10cm壓力勢的計算不存在參考點（面）基質勢（m）

土壤固相物質影響的量度，包括全部通過固相物質對水所產生的作用力，如毛管力、表面分子吸引力等對水所產生的一切作用?；|勢只有在不飽和條件下存在基質勢是負值，當土壤飽和時最大=0基質勢與土壤性質有關土壤含水量越高，基質勢也越高φmφp

溶質勢是由土壤中可溶性鹽所引起的勢，它在鹽漬土中常具有較大的意義。相當于從土壤溶液中，透過半透膜抽吸單位數量的水所做的功。溶質勢（s）溶質勢是負值。土壤溶質濃度越高，滲透勢越低。溶質勢只有當存在半透膜時才對水分運動起作用。分勢名稱絕對分勢的因素參照狀態大小基質勢土粒的吸力毛管力自由水<=0溶質勢土壤溶液中的溶質純水<=0重力勢高程參照點+，0，-壓力勢靜水壓力自由水面>0土水勢的組成土壤總水勢

土壤水勢是以上各分勢之和，又稱總水勢（ψt）

t=m+p+s+g

土壤水飽和狀態下

t=p+g

土壤水不飽和情況下

t=m+s在不同情況下，起支配作用的水勢不同，在水分不飽和的土壤中，決定土水勢的是基質勢。二土壤水吸力土壤水吸力（T）土壤水在承受一定吸力的情況下所處的能態，簡稱吸力，但并不是指土壤對水的吸力。土壤水吸力的數值為正值。

T=-m水吸力只相當于土水勢的基膜勢和溶質勢，數值相等，符號相反?；莺腿苜|勢一般為負值，使用不方便，故將其取為正數，定義為吸力（S），分別稱為基質吸力和溶質吸力。在土壤水分的保持和運動中，不考慮ψs，故一般水吸力指基質吸力，其值與ψm相等，符號相反。溶質吸力只在根系吸水(有半透膜存在)時才表現出來。三土壤水能態的定量表示方法

單位容積土壤水的勢能標準單位帕（Pa），也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)，習慣上也曾用巴(bar)和大氣壓(atm)表示；單位重量土壤水的勢能值用相當于一定壓力的水柱高厘米數表示。它們之間的關系是：

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——

最大吸濕量pF值=4.2——

萎蔫含水量pF值=3.8——

最大分子持水量pF值=3.0——

作物生長阻滯含水量pF值=2.7——

田間持水量pF值=1.6——

最大毛管持水量

四土水勢的測定

張力計法張力計的底部是一個細孔陶瓷杯，孔徑約在1.0～1.5μm之間，其上連接一塑料管或抗腐蝕的金屬管，管上連一水銀壓力計或真空壓力表。壓力膜儀法即在一鋼室內引入一定壓縮氣體，使鋼室保持一定的壓力。鋼室內土壤水吸力低于這個壓力所保持的土壤水均被排出鋼室外，然后測定鋼室內土壤樣本的含水量即為在這個壓力下土壤所保持的水分，也就是在這個土壤含水量下，土壤水吸力等于上述鋼室內所保持的壓力。五土壤水分特征曲線

土壤水的基質勢或土壤水吸力是隨土壤含水率而變化的，其關系曲線稱為土壤水分特征曲線。土壤水分特征曲線表示土壤水的能量和數量之間的關系，是研究土壤水分的保持和運動所用到的反映土壤水分基本特性的曲線。土壤水分的基質勢與含水率的關系，目前尚不能根據土壤的基本性質從理論上分析得出，因此，水分特征曲線只能用試驗方法測定。S=ab

S=a(/s)bS=A(s-)n/m式中，吸力S的單位常用cm或Pa表示；s為飽和含水率；a、b、A、m、n為相應的經驗常數。土壤水分特征曲線受土壤質地、結構、溫度等因素影響。

水分特征曲線的滯后現象

土壤水分特征曲線還和土壤中水分變化的過程有關。對于同一土壤，即使在恒溫條件下，由土壤脫濕（由濕變干）過程和土壤吸濕（由干變濕）過程測得的水分特征曲線也是不同的。這種現象稱為滯后現象。滯后現象的產生與土壤顆粒的脹縮性以及土壤孔隙的分布特點(如封閉孔隙、大小孔隙的分布等)有關。第三節

土壤水的運動土壤中存在3種類型的水分運動飽和流即土壤孔隙全部充滿水時的水流，這主要是重力水的運動非飽和流土壤中只有部分孔隙中有水時的水流，主要是毛管水和膜狀

水的運動水汽移動1、垂直向下的飽和流

發生在雨后或稻田灌水以后。

2、水平飽和流

發生在灌溉渠道兩側的側滲；水庫的側滲；不透水層上的水分沿傾斜面的流動等水平飽和流。

3、垂直向上的飽和流

發生在地下水位較高的地區；因不合理灌溉抬高地下水位，引起垂直向上的飽和流，這是造成土壤返鹽的重要原因。

一飽和土壤中的水流

一維垂直向飽和流飽和流的推動力主要是重力勢梯度和壓力勢梯度，基本上服從飽和狀態下多孔介質的達西定律。即單位時間內通過單位面積土壤的水量，土壤水通量與土水勢梯度成正比。式中：q——表示土壤水流通量；

ΔH——表示總水勢差；

L——水流路徑的直線長度；

Ks——土壤飽和導水率。飽和流導水率

土壤確定條件下飽和流導水率是一個常數；飽和流導水率是土壤導水率中的最大值；飽和流導水率的大小受土壤的質地、結構、有機質含量和無機膠體類型等因素的影響。土壤飽和導水率反映了土壤的飽和滲透性能，任何影響土壤孔隙大小和形狀的因素都會影響飽和導水率。通過半徑為1mm的孔隙的流量相當于通過10000個半徑0.1mm的孔隙的流量。二非飽和土壤中的水流

土壤非飽和流的推動力主要是基質勢梯度和重力勢梯度。它也可用達西定律來描述，對一維垂向非飽和流．其表達式為：式中：—非飽和導水率；

—總水勢梯度。多數田間條件下，土壤水是不飽和的。非飽和水總是從水膜厚處向水膜薄處運動；從粗孔隙向細孔隙運動。在細孔隙多的壤土、粘土中非飽和水運動速度比砂土大。非飽和條件下土壤水流的數學表達式與飽和條件下的類似，二者的區別在于：飽和條件下的總水勢梯度可用差分形式，而非飽和條件下則用微分形式；飽和條件下的土壤導水率對特定土壤為一常數，而非飽和導水率是土壤含水量或基質勢的函數。非飽和流導水率三土壤中的水汽運動土壤中保持的液態水可以化為氣態水，氣態水也可以凝結為液態水。土壤氣態水的運動常表現為水汽擴散和水汽凝結兩種現象。

影響水汽擴散的因素

受土水勢和溫度兩個因素的影響，而又以溫度的影響為主。水汽運動總是由水汽高處向水汽低處，由溫度高處向溫度低處擴散。

白天由溫度較高表層底層，利于防止蒸發；夜晚由溫度較高底層表層，利于土壤回潤。當水汽由暖處向冷處擴散遇冷時便可凝結成液態水。水汽凝結有兩種現象值得注意，一是“夜潮”現象，二是“凍后聚墑”現象。水汽凝結“夜潮”現象多出現于地下水埋深度較淺的“夜潮地”。白天土壤表層被曬干，夜間降溫，底土土溫度高于表土，所以水汽由底土向表土移動，遇冷便凝結，使白天曬干的表土又恢復潮濕?！皟龊缶蹓劇爆F象是我國北方冬季土壤凍結后的聚水作用。冬季表土凍結，水汽壓降低，而凍層以下土層的水汽壓較高，于是下層水汽不斷向凍層集聚、凍結、使凍層不斷加厚，其含水量有所增加，這就是“凍后聚墑”現象?！皟龊缶蹓劇钡亩嗌?，主要決定于該土壤的含水量和凍結的強度。含水量高凍結強度大，“凍后聚墑”就比較明顯。一般對土壤上層增水作用為2－4％左右。土壤蒸發土壤水以汽態擴散到大氣中的現象。是土壤水分損失的重要途徑。1、土面蒸發的條件大氣蒸發力土壤供水力2、土面蒸發的三個階段大氣蒸發力控制（蒸發率不變）階段

控制因素——大氣蒸發力。土壤導水率控制階段

控制因素——土壤導水率。擴散控制階段

水分水氣大氣，蒸發量減小。四入滲與土壤水的再分布1、入滲階段滲吸和滲透過程——地面供水，水自上而下垂直運動。滲吸：土壤吸水，直至毛管孔隙水飽和，入滲速度隨含水量增加而降低。

入滲能力是決定地表徑流的土壤因素，以入滲速率表示，mm/h，cm/d。入滲能力取決于土壤的干濕度和孔隙狀況。

滲透：水分通過大孔隙下滲，飽和水流，速度恒定——最后入滲速率，反映土壤的滲水能力，稱滲透系數。地面供水期，土壤入滲水自上而下形成飽和層→延伸層→濕潤層（毛管水）及濕潤前鋒。雨水、灌水進入土壤的兩個階段：入滲和再分布。2、土壤水的再分布

地面停止供水，入滲終止。土壤入滲水在重力、吸力梯度和溫度梯度的作用下繼續運動，稱為土壤水的再分布。

某一土層水損失=植物吸收+上層來水+本層向下再分布水量五田間土壤水分平衡土壤—植物—大氣連續體(SPAC)(1)土壤水來源(收入)

降水(P)，灌水(I)，上行水(U)(2)土壤損失(支出)

土面蒸發(E)，葉面蒸騰(T)，冠層截留(In)，地表徑流(R)，下滲水(D)，計算時段