土壤水、空氣和熱量土壤水、空氣和熱量25/25PAGE25土壤水、空氣和熱量土壤水、空氣和熱量第六章土壤水、空氣和熱量目的要求：要求學生掌握土壤水分的來源和類型，水分的有效性與水分測定、表示方法，土壤水分運動狀況。土壤空氣與熱狀況以及水、氣、熱與作物生長的關系。第一節土壤水的類型劃分及土壤水分含量的測定一、土壤水的類型劃分及有效性（一）土壤水的類型劃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。根據水分被土壤保持的力，將水分劃為不同類型。1.吸濕水：土粒通過吸附力吸附空氣中水汽分子所保持的水分稱為吸濕水。（1）特點：吸附力很強，對水汽分子的吸附可達31至10000個大氣壓，因而水的密度增大，可達1.5g/cm3，無溶解能力，不移動，通常是在105°C～110°C條件下烘干除去。對植物無效。（2）只含有吸濕水的土壤稱為風干土；除去吸濕水的絕對干土稱為烘干土。風干土重烘干土重=———————1+吸濕水%風干土重=烘干土重×（1+吸濕水%）（3）影響因素：①土壤吸濕水含量受土壤質地的影響，粘質土吸附力強，保持的吸濕水多，砂質土則吸濕水含量低。②吸濕水含量還受空氣濕度的影響，空氣相對濕度高，吸濕水含量也高，反之則吸濕水含量低。2、膜狀水：土粒吸附力所保持的液態水，在土粒周圍形成連續水膜，稱為膜狀水。（1）特點：保持的力較吸濕水低，6.25～31大氣壓，水的密度較吸濕水小，仍粘滯而無溶解性；移動緩慢，由水膜厚的地方往水膜薄的地方移動，速度僅0.2～0.4毫米/小時。膜狀水對植物有效性低，部分有效。3.毛管水：存在于毛管孔隙中為彎月面力所保持的水分稱為毛管水。毛管水又分為兩類：①毛管上升水：與地下水有聯系，隨毛管上升保持在土壤中的水分。②毛管懸著水：與地下水無聯系，由毛管力保持在土壤中的水分，象懸在土壤中一樣，故稱毛管懸著水。4.重力水：受重力作用可以從土壤中排出的水分稱為重力水，主要存在于通氣孔隙中。（二）土壤水分常數土壤中某種水分類型的最大含量，隨土壤性質而定，是一個比較固定的數值，故稱水分常數。1.吸濕系數：吸濕水的最大含量稱為吸濕系數，也稱最大吸濕量。吸濕水的含量受空氣相對濕度的影響，因此測定吸濕系數是在空氣相對濕度98%(或99%)條件下，讓土壤充分吸濕(通常為一周時間)，達到穩定后在105°C～110°C條件下烘干測定得到吸濕系數。土壤質地愈粘重，吸濕系數愈大。2.凋萎系數：植物永久凋萎時的土壤含水量稱為凋萎系數。土壤凋萎系數的大小，通常用吸濕系數的1.5～2.0倍來衡量。質地愈粘重，凋萎系數愈大。3.田間持水量：田間持水量是毛管懸著水達最大量時的土壤含水量。它是反映土壤保水能力大小的一個指標。計算土壤灌溉水量時以田間持水量為指標，既節約用水，又避免超過田間持水量的水分作為重力水下滲后抬高地下水位。4.毛管持水量：毛管上升水達最大量時的土壤含水量。毛管上升水與地下水有聯系，受地下水壓的影響，因此毛管持水量通常大于田間持水量。毛管持水量是計算土壤毛管孔隙度的依據。5.飽和持水量：土壤孔隙全部充滿水時的含水量稱為飽和持水量。（三）土壤水的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。有效水的范圍是凋萎系數至田間持水量的水分。二、土壤水含量的表示方法1.重量百分數(水w%)：土壤樣品水分重量（Mw）占干重（Ms）的百分數。Mw水w%=—×100Ms計算土壤含水量時，是以干土重為計算基礎，這樣才能反映土壤的水分狀況。2.容積百分數(水v%)：土壤所含水分的容積總量占土壤總容積的百分數。容積百分數是根據土壤容重計算出來的，即：水v%=水w%×土壤容重根據水分的容積百分數可算出土壤中空氣含量并進而算出土壤固、液、氣三相的比例。3.水層厚度（水mm）：即在一定厚度的土層中，水分的厚度毫米數。計算公式為：水mm=水v%×土層厚度用水層厚度（水mm）來表示土壤含水量的優點在于與氣象資料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互相比較和互相換算。例：容重為1.2克/立方厘米的土壤，初始含水量為10%，田間持水量為30%，降雨10mm，若全部入滲，可使多深土層達田間持水量？解：先將土壤含水量水w%換算為水v%初始含水量水v%=10%×1.2=12%田間持水量水v%=30%×1.2=36%因水mm=水v%×土層厚度故土層厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12)=41.7（mm）4.水貯量(方/畝)：1畝地土壤水貯量(方/畝)的計算公式為：方/畝=2/3水mm公式來源為：方/畝=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm這種水分表示方法的作用在于與灌溉水量的表示方法一致，便于計算庫容和灌水量。例：一容重為1克/立方厘米的土壤，初始含水量為12%，田間持水量為30%，要使30厘米土層含水量達田間持水量的80%，需灌水多少（方/畝）？解：田間持水量的80%為：30%×80%=24%30厘米土層含水達田間持水量80%時水mm=（0.24-0.12）×1×300=36(mm)2/3×36=24(方/畝)5.相對含水量：相對含水量是指土壤自然含水量占某種水分常數的百分數。一般是以田間持水量為基數，土壤自然含水量占田間持水量的百分數為相對含水量。通常相對含水量的60%至80%，是適宜一般農作物以及微生物活動的水分條件。三、水分含量的測定1.經典烘干法在105～110℃條件下，烘至恒重，為烘干土重，以此為基礎計算水分重（蒸發損失量）的百分比（%）。此法費事，不便定位測定。改進快速法——紅外線烘干法、微波爐烘干法、酒精烘干法、酒精燒失法等。2.中子法簡便、較精確。但只能用于較深土層水分測定，不能用于土表薄層土。有機質中的氫也會影響H2O的測定結果。3.TDR法（時域反射儀法）四、土壤水的能態（一）土水勢及其分勢1.土水勢土壤水的自由能與標準狀態水自由能的差值稱為土水勢。標準狀態水是指：純水，即無溶質；自由水，即無束縛力；1個大氣壓；一定高度和溫度。以標準狀態水的自由能為零，土壤水的自由能與其比較的差值一般為負值。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。2.土水勢分勢使土壤水的自由能發生變化的各種力，就構成了土水勢的分勢，主要有：①基模勢Ψm基模勢也稱基質勢，是由土粒吸附力和毛管力所產生的。在土壤水不飽和的情況下，非鹽堿化土壤的土水勢以基模勢為主。②溶質勢Ψs溶質勢又稱滲透勢，是由溶質對水的吸附所產生的。土壤水不是純水，其中有溶質，而水分子是極性分子，與溶質之間可產生靜電吸附，產生溶質勢。③重力勢Ψg由重力作用產生的水勢。如果土壤水在參照面之上，則重力勢為正，反之，重力勢為負。④壓力勢Ψp標準狀態水的壓力為1個大氣壓，但在土壤中的水所受到的壓力，在局部地方就不一定為1個大氣壓。如果土壤中有水柱或水層，就有一定的靜水壓；懸浮于水中的物質也會產生一定的荷載壓。若存在上述狀況則Ψp為正值。土水勢是這些分勢的總和，即Ψt=Ψm+Ψs+Ψg+Ψp（二）土壤水吸力土壤水承受一定吸附力情況下的能態，但不能簡單理解為土壤對水的吸力。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。基膜勢和溶質勢一般為負值，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，故一般所說的水吸力是指基質吸力，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）水分能量的表示方法土水勢或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米數來表示最簡便，最易理解。pF：水柱高度厘米數的對數。1大氣壓(atm)=1033cm水柱=pF3.0≈1bar=1000mbar標準壓力單位為帕(Pa)，常用百帕(hPa),兆帕(MPa=106Pa)=10bar1Pa=1.02×10-2cm水柱，1bar=1020cm水柱1bar=1020cm水柱=105Pa=103hPa=10-1MPa1mbar=1hPa=1.02cm水柱（四）土水勢的測定方法①張力計，又名負壓計或濕度計，測定水不飽和土壤的基質勢或基質吸力。張力計適用范圍800/850hPa以下，超過此范圍，就有空氣進入陶土管而失效。旱地作物可吸水的吸力范圍多在1000hPa以下，故張力計有一定實用價值。②壓力膜法：根據土壤在不同壓力下排水的原理測定，可測水吸力1~20bar。五、土壤水分特征曲線土壤水分特征曲線是土壤水的能量指標（水吸力）與數量指標（含水量）的關系曲線。隨著土壤含水量的減少其水吸力增大，基質勢降低，植物根系吸水難度增大，水分有效性降低。土壤水吸力（S）與含水量的經驗公式：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——飽和含水量（%），a、b、A、n、m為相應的經驗常數。（一）土壤水分特征曲線的影響因素1.土壤質地假定土壤水吸力為300cm（水柱高），各種質地的對應土壤的含水量（容積%）約為：細砂土8%，砂壤土15%，壤土34%，粘土42%。2.土壤結構和緊實度（容重）在同一吸力值下，容重愈大的土壤，含水量愈高。3.溫度影響水的粘滯性和表面張力。土溫升高，水的基質勢增大，有效性提高。4.水分滯后現象土壤吸濕（水）過程中，水吸力隨含水量增加而降低的速度較快。土壤脫濕(水)過程中，水吸力隨含水量減少而增大的速度較慢。同一土壤的兩種水分特征曲線不重合。砂質土的滯后現象比粘質土更明顯。（二）土壤水分特征曲線的應用1.用于土壤水吸力與含水量之間的換算不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同，但含水量不同，因而有效水的數量不同。2.用于各級孔徑、孔隙及其容積（V，%）的計算D=3/T3.計算水容量（又稱比水容）指水吸力變化1個單位土壤吸入或釋出的水量(ml/bar·g)，即水分特征曲線的斜率（dθ/ds），可作為土壤供水能力的指標。六、土壤水的運動第一階段是在下滲過程中被土粒和毛管吸收，直到飽和為止，這一階段叫滲吸，實際上是水分的不飽和流動；此后如果水分繼續增加，水分將向下滲透補充地下水，這一階段叫滲透（滲漏），即土壤水的飽和流動。水分在土壤中的運動可用達西定律來表示：q=-kdh/dx式中q單位時間通過單位斷面的水的容積，可理解為速度。dh/dx水壓梯度k導水率，即單位壓力梯度下水的流量；-負號表示水流方向，因水流由0→x，dx=0-x為負，前面加“-”則正。（一）土壤水的飽和流動飽和流的推動力是重力和靜水壓力。1、飽和流中出現三種情況：一是垂直向下的飽和流，發生在雨后或稻田灌水以后。二是水平飽和流，如發生在灌溉渠道兩側的側滲，水庫的側滲，或在不透水層上的水分沿傾斜面的流動等水平飽和流。三是垂直向上的飽和流，發生在地下水位較高的地區，或因不合理灌溉抬高了地下水位，就會引起垂直向上的飽和流，這是造成土壤返鹽的重要原因。2、飽和導水率k是單位水壓梯度下的流量。k主要受孔徑大小的影響。影響孔徑大小的因素一是質地；二是結構；三是土壤吸附的陽離子種類。在生產中要求土壤保持適當的飽和導水率。若k值過小，造成透水通氣差，還原有害物質易在土壤中積累，易造成地表徑流。若k值過大則造成漏水漏肥現象。（二）土壤水的不飽和流動土壤水不飽和時，推動其流動的力主要是基模勢梯度，也有一定的重力作用。不飽流的流量仍用達西定律反映。1、不飽和流具有兩個特點，一是不飽和流推動力（h）包括基模勢和重力勢；二是不飽和流的k值不是一個常數，而是一個變量，受含水量的影響。含水量高，水勢高則k值大，含水量低，水勢低則k值小。同時k值受土壤中水分存在狀態的影響。若水分是連續的，則隨著土壤含水量減少，k值逐漸降低；若水分是不連續的，則k值隨著含水量降低后急劇下降。2、不飽和流在土壤中具體的流動方向就是由水膜厚的地方向水膜薄的地方移動；由曲率半徑大的孔隙向曲率半徑小的孔隙移動；由溫度高處向溫度低處移動。（三）土壤中的水汽運動1.水汽運動的方式土壤中水汽運動的主要方式是擴散，即由水汽壓高的地方向水汽壓低的地方擴散移動。土壤水汽的擴散系數低于大氣。2.影響水汽壓梯度的因素水汽壓梯度是水汽運動的主要推動力，它受土水勢和溫度兩個因素的影響，而又以溫度的影響為主。溫度引起的水汽壓變化，使白天水汽由溫度較高的表層向底層移動，有利于防止蒸發；夜晚則由溫度較高的底層向表層移動，有利于土壤回潤。（四）土面蒸發1.土面蒸發的條件(1)有足夠熱量達到地面滿足水的汽化熱；(2)水汽從地面移走。例如風、亂流的作用，將土面的水汽帶走；(3)土壤水傳導至地面。當地表由于蒸發損失水分以后，能得到下層水分的供應，則蒸發可以持續進行。2.土面蒸發的三個階段(1)大氣蒸發力控制（蒸發率不變）階段這一階段控制土面蒸發的因素是大氣蒸發力，包括太陽輻射、溫度、空氣濕度、風力等。要求土壤的導水率大于蒸發力，則蒸發損失的水分可以得到源源不斷的補充，蒸發率不變。這一階段蒸發損失的水分多。但若大氣蒸發力很強，蒸發率大，土壤含水量降低得快，不能長久維持蒸發失水與導水補給的平衡，則此階段維持的時間短；反之，若蒸發率小，則此階段維持的時間長。(2)土壤導水率控制階段這一階段控制土面蒸發的因素是土壤導水率，發生的條件是土壤水分流向土表的流量小于大氣蒸發力，因而只能導來多少水，才能蒸發多少水，蒸發量降低。隨著蒸發失水使土壤含水量減小，導水率越來越低，蒸發量也隨之降低。(3)擴散控制階段通過以上兩個階段土壤蒸發失水，土壤表層變干，導水率幾乎降為零，水分不能以液態運行到地表，而是在干土層下先汽化為水汽，再散發到大氣中，這一階段蒸發量減小。（五）土壤水的入滲和再分布雨水、灌水進入土壤的兩個階段：入滲和再分布。1.入滲階段土壤供水期間的滲吸和滲透過程，一般是地面供水，水自上而下垂直運動。（1）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。當供水強度小時(噴灌、滴灌、小雨等)，入滲速度主要取決于供水。當供水強度大時(大水漫灌、大暴雨)，入滲速度主要取決于土壤的入滲能力。入滲能力又取決于土壤的干濕度和孔隙狀況(與質地、結構、緊實度有關)。干燥的粗質土和結構良好的土壤的入滲能力強，反之則弱。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。（2）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。土壤水的再分布，對研究植物從不同深度土層吸水有較大意義。某一土層水的損失，不完全是植物吸水所致，還與上、下層水的再分布有關。（六）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)，地表徑流(R)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)，下滲水(D)以△W表示計算時段初、末土體儲水量之差，土壤水分平衡表達式如下：△W=（P+I+U）?（E+T+R+In+D）蒸發和蒸騰合稱蒸散（ET）。地區水量平衡：收入—降水，支出—地面徑流和蒸散，即P=R+ET岷江上游流域年降水量850mm,徑流量(深度)657mm,蒸散量193mm，徑流系數R/P=657/850=0.77。青衣江流域年降水量1667mm，徑流深1326mm，徑流系數0.80。七、土壤水的調節1.搞好農田水利基本建設（1）河谷平原壩區建立以引水為主和能灌溉能排的農田水利系統，旱澇兼治。滲漏過快的“漏水田”，因土種植或創造犁底層，維持適宜的滲漏量10～15mm/d(日本15～25mm/d)。下濕田，水旱輪作。旱季土壤濕害，結合區域排水，搞好田間排水，開“三溝”—背溝、十字溝和廂溝，以及環山排洪溝。（2）丘陵山區建設集雨蓄水工程，攔洪保土蓄水，旱洪兼治。沉沙函、蓄水池、積肥池（山茅坑）“三池”配套。2.開發土壤蓄水功能，有效攔蓄雨水，開源節流（1）截留雨水徑流，蓄水于土，以蓄調用工程措施—坡改梯(增加入滲量)、薄改厚(增加貯水量)，熟化土壤，改良結構(增加田間持水量)，增大土壤接納積蓄雨水能力。農耕措施—坡地等高耕作，溝、壟間套種植。冬水田、下濕田——半旱式水稻栽培，半旱式(水廂)小麥等。（2）減少土壤水分蒸發，提高水分生產效率人工覆蓋（地膜、秸稈），植被覆蓋（根不離土，土不離根），免耕，中耕松土，保水劑應用等。3.發展節水灌溉智能化灌溉—灌水期（土壤臨界含水量）、灌水定額（土壤蓄水能力）和灌水周期。節水灌溉技術——管道灌、噴灌、滴灌等。4.增加土壤有效水數量提高田間持水量，降低凋萎系數。改良土壤質地、結構，增加孔隙度，減少無效孔隙，提高土溫。第二節土壤空氣一、土壤空氣組成土壤空氣與近地表大氣組成，主要差別：1.土壤空氣中的CO2含量高于大氣；2.土壤空氣中的O2含量低于大氣；3.土壤空氣中水汽含量一般高于大氣；二、土壤空氣含量水分和空氣均存在于土壤孔隙中，空氣存在于未被水所占據的孔隙內，因此土壤空氣含量可由土壤總孔度減去水占孔隙而得到，即：土壤空氣含量（容積百分率）=總孔度-水分含量（容積百分率）三、土壤空氣與作物生長1.土壤空氣與根系植物根系生長發育要求的氧氣來自土壤，若土壤空氣中O2的含量小于9％或10％，根系發育就會受到影響，O2含量低至5％以下時，絕大多數作物根系停止發育。O2與CO2在土壤空氣中互為消長，O2含量減少意味著CO2增多，當CO2含量大于1％時，根系發育緩慢，至5～20％，則為致死的含量。土壤空氣中的還原性氣體，也可使根系受害，如H2S使水稻產生黑根，導致吸收水肥能力減弱，甚至死亡。2.土壤空氣與種子萌發植物種子在土壤中萌發，所需氧氣主要由土壤空氣提供，缺氧時，葡萄糖酒精發酵，產生酒精，會使種子受害。3.土壤空氣與微生物活動土壤空氣影響微生物活動，從而影響有機質轉化。通氣良好有利于有機質礦質化，為作物生長提供速效養分。根系吸收養分，也需要通氣良好條件下的呼吸作用提供能量。4.土壤空氣狀況與作物抗病性植物感病后，呼吸作用加強，以保持細胞內較高的氧化水平，對病菌分泌的酶和毒素有破壞作用；呼吸提供能量和中間產物，以利于植物形成某些隔離區阻止病斑擴大；傷口呼吸顯著增強，有利于傷口愈合，減少病菌侵染。四、土壤空氣與大氣痕量溫室氣體的關系大氣中痕量溫室氣體（CO2、CH4、N2O、氯氟烴化合物）導致的氣候變暖，是人們非常關注的重大環境問題。土壤是大氣痕量溫室氣體的源和匯。土壤向大氣釋放溫室氣體，因此說土壤是大氣痕量溫室氣體的源。土壤對大氣中溫室氣體的吸收和消耗，稱為匯。五、土壤空氣的運動1.土壤空氣的對流土壤與大氣間由總壓力梯度推動的氣體整體流動，也稱質流。對流由高壓區流向低壓區。總壓力梯度的產生：氣壓變化、溫度梯度、土壤表層風力、降水或灌溉等。土壤對流公式：qv=-(k/η)▽pqv—空氣的容積對流量（單位時間通過單位橫截面積的空氣容積）；k—通氣孔隙通氣率；η—土壤空氣的粘度；p—土壤空氣壓力的三維（向）梯度；負號表示方向。從公式可見空氣對流量隨土壤透氣率和氣壓梯度增加而增大。2.土壤空氣的擴散在大氣和土壤之間CO2和O2濃度的不同形成分壓梯度，驅使土壤從大氣中吸收O2，同時排出CO2的氣體擴散作用，稱為土壤呼吸。是土壤與大氣交換的主要機制。土壤中CO2和O2的擴散過程分氣相、液相兩部分。氣相擴散：通過充氣孔隙擴散保持著大氣和土壤間的氣體交流作用液相擴散：通過不同厚度水膜的擴散兩種擴散都可以用費克（Fick）定律表示：qd=-Ddc/dx式中：qd—擴散通量(單位時間通過單位面積擴散的質量)；dc/dx—濃度梯度；D—在該介質中擴散系數(其量綱為面積/時間)從公式可見，氣體擴散通量(qd)與其擴散系數(D)和濃度梯度(dc/dx)或分壓梯度(dp/dx)成正比。濃度梯度是不易控制因素，所以只有調整擴散系數D來控制氣體擴散通量。擴散系數D值的大小取決于土壤性質，主要取決于通氣孔隙狀況及其影響因素(質地、結構、松緊程度、土壤含水量等)。D=D0·S·l/le式中：D0—自由空氣中的擴散系數；S—未被水分占據的孔隙度；l—土層厚度；le—氣體分子擴散通過的實際長度。l/le和S的值都小于1。結構良好的土壤中，氣體在團聚體間的大孔隙間擴散，而團聚體內的小孔隙則較長時間保持或接近水飽和狀態，限制團聚體內部的通氣性狀。所以緊實的大團塊，即使周圍大孔隙通氣良好，在團塊內部仍可能是缺氧的。所以通氣良好的旱地也會有厭氣性的微環境。六、土壤通氣指標1.土壤孔隙度總孔隙度50～55%或60%，其中通氣孔度要求8～10%，最好15～20%。這樣可以使土壤有一定保水能力又可透水通氣。2.土壤呼吸強度單位時間通過單位斷面（或單位土重）的CO2數量。土壤呼吸強度不僅可作為土壤通氣指標，而且是反映土壤肥力狀況的一個綜合指標。3.土壤透水性水田土壤適當的透水性可反映土壤透水通氣狀況。4.土壤氧化還原電位第三節土壤熱量一、土壤熱量來源（一）來源1.太陽輻射能；2.生物熱；3.地熱（二）影響土壤熱狀況的因素1、環境因素：緯度、海拔高度、坡向和坡度、大氣透明度、地面覆蓋2、土壤性質：土壤顏色、土壤質地、