1、(土壤学教学课件）第四章-1-土壤水土壤水是稀薄的溶液；是作物吸收水分的重要来源；是土壤中许多物理、化学和生物化学过程的介质；是传输养分的载体和植物营养的必要条件。土壤水占地球表面总储水量的0.002%。一、土壤水的类型划分及有效性Classification and Availabilityof soil water土壤中的液态水可根据受力情况的不同划分为吸附水、毛管水和重力水三类。（一）吸附水吸附水(adsorbed water)也称之为束缚水(confined water)，是受吸附力作用而保持在土壤固相颗粒表面的水。所谓吸附力是水分子与土壤固相颗粒表面之间的分子力、氢键和静电力的总和。
2、吸附水根据所受吸附力的大小又可分为吸湿水和膜状水。1)吸湿水(hygroscopic water)是指受吸附力作用最强、最靠近土壤颗粒表面的水分子层。在室温下风干的土样所含的水就是吸湿水。吸湿水受到的吸附作用力很大（30大气压），具有固态水的性质，不能溶解溶质，移动性很小，不能被植物吸收利用。2)膜状水(film water)在吸湿水分子层外，受吸附力作用存在的水膜。具有一定的移动性和溶解养分的能力，其中一部分对植物是有效的。当土壤水分含量降低到以束缚水类型存在时，植物可能发生凋萎现象。当植物发生永久凋萎时的土壤含水量称之为凋萎系数(wilting point)。（二）毛管水被保持在土壤毛细管
3、孔隙中的水称之为毛管水(capillary water)。毛管力一般大于0.10.3 大气压，受毛管力的作用，水可以保持在毛管孔隙中而不因重力作用向下移动，因而可被保持在土壤中。毛管力又远远小于植物吸水的能力，所以毛管水是对植物最有效的土壤水分。水水沿沿着着毛毛管管上上升升毛管作用力范围：毛管作用力范围：10.1 mm明显明显0.10.05 mm较强较强 0.050.005 mm 最强最强 0.001 mm 消失消失毛管水分两类1)、支持毛管水：借助于毛管力由地下水上升进入土壤中的水。土土 粒粒毛管毛管上升上升水示水示意图意图地下水位地下水位2)、毛管悬着水：水从地面进入土壤，借助于毛管力保持
4、在土壤中的水。土土 粒粒毛管毛管悬着悬着水示水示意图意图田间持水量u毛管悬着水的最大含量被称之为田间持水量(field capacity)。u田间持水量是田间情况下，当充分供水（降雨或灌溉）之后又经过2448小时排水（将重力水排出）之后，在一定时间内土壤所能够保持的水分的最大量。（三）重力水在给土壤供水时，当土壤毛管孔隙全部被水分充满之后，其余的水分将充填在非毛管孔隙（大孔隙）中。这些空隙的孔径大，毛管作用力小。供水以后暂时存留在非毛管孔隙中的土壤水难以保持，受垂直向下的重力的作用将排出土壤，所以被称之为重力水(gravitational water)。三、土壤水分常数饱和含水量 Satura
5、ted soil water content 当土壤所有的孔隙都充满水时的土壤含水量。田间持水量 Field Capacity 当毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。毛管持水量 Capillary Water Holding Capacity 当毛管上升水达最大量时的土壤含水量。最大分子持水量 Maximum Molecular Water-holding Capacity 当膜状水达最大量时的土壤含水量。凋萎系数 Wilting Coefficient 当作物出现永久凋萎时的土壤含水量。吸湿系数 Hygroscopic Coefficient 当干土从饱和水蒸气中吸收的水达最大量时的土壤含水量
6、。土壤水分、容重、孔隙计算题 野外利用体积为100cm3的环刀采回一土壤样品，称其湿重为255g，让其浸入水中充分吸水后称重为280g，让其排出重力水后称重为265g，烘干后重230g，环刀重100g，求该土壤的饱和含水量、毛管含水量、自然含水量、总孔隙度、容重、三相比（土壤密度为2.6）。饱和含水量%=（280-230）/(230-100)100=38.46毛管含水量%=（265-230）/(230-100)100=26.92自然含水量%=（255-230）/(230-100)100=19.23容重 Db=（230-100）/100=1.3 g cm-3总孔隙度%=(1-1.3/2.6)=5
7、0固相率=1-孔隙度=1-0.5=0.5液相率=（255-230）/100=0.25气相率=孔隙度-液相率=0.5-0.25=0.25固：液：气=5：2.5：2.5土壤水的有效性吸湿水毛管水无效水有效水过剩水吸湿系数凋萎系数田间持水量水饱和重力水土壤含水量土壤含水量是指某一特定时空条件下土壤中能在105下驱逐出去的水量；土壤含水量又称土壤含水率。一、土壤含水量的表示方法质量含水量(Gravimetric Moisture Content)土壤水的质量占土壤干重的百分数。单位：kg kg-1或g g-1过去常用百分比表示土壤质量含水量（%）=土壤烘干重量土壤水重量100例题：有一湿土重140 g
8、，烘干重为100 g，求该土壤的重量含水量？（试算）m=(140-100)/100 100%=40%（%）=土样烘干重量湿土重量干土重量100%m体积含水量 (Volumetric Moisture Content)单位体积土壤中水分所占的体积分数。单位：m3 m-3或cm3 cm-3过去常用百分比表示土壤水容积含水量%=土壤水体积土壤总体积100%例题：已知一土壤的重量含水量为20%，容重为1.25 g cm-3,求该土壤的容积含水量？v=20 1.25=25%体积含水量=质量含水量 容重土壤相对含水量：土壤含水量占田间持水量的百分数。土壤相对含水量=土壤含水量 田间持水量 100%h水层厚
9、（深）度（Dw）Dw为水层厚度，Vw为水的体积，As为土壤面积，Vs为土壤体积，v为土壤体积含水量，h为土层厚度。DwwvsvswvsssVVAhDhAAA土壤含水量的测定烘干法:105烘干8小时，称重，经典方法;中子法：中子源发出的中子与水中H碰撞，变成慢中子，被检测器检测，慢中子数量与含水量成正相关；时域反射仪法(TDR)：电磁脉冲在土壤中的传播与土壤介电常数相关，而介电常数又与土壤含水量关系密切。土壤水能量状态Soil water energy粘质土30%砂质土40%粘质土30%砂质土30%粘质土30%砂质土15%粘质土30%砂质土20%?土壤水分能量土水势及其分势Soil water
10、potential and its partial potentialspgomT土水势（土壤水自由能）：土壤水从土壤中移向一参照状态的纯水池中，土壤水所作的功，以单位水量表示之。土壤水与参照水池的势能差。基质势、溶质势、重力势、压力势（一）重力势（Gravitational potential）由重力作用而引起的土水势的变化。重力势大小与土壤本身无关。1.重力势大小决定于研究点与参照点（面）的高程差。mghgg参照点以上为正参照点以下为负参照面.C.B.A参照面.C.B.A10cm20cm重力势的计算：cmcmOcmCACBAgggg30)20(102010cmcmcmCACBAgggg30
11、03002030怎样计算土壤中任意两点间的重力势差？A.两点间的直线距离B.两点间的垂直距离C.两点间的高程差（二）压力势（pressure potential）由静水压力引起的水势变化。仅当土壤中存在自由水面时，压力势才产生；1.水势大小0，取决于距自由水面的距离，水面以上为零，水面之下为正。pp.A.B.C10cm10cm压力势的计算：001 0ABCpppc m压力势的计算不存在参照点（三）基质势（Matric potential）由土壤固体颗粒的吸附力和毛管力引起的水势变化。仅出现在非饱和的条件下；1.水势大小0。与土壤性质关系密切。mm土壤)(6.13cmhm半透膜水银装置纯水h1毫
12、米汞柱=13.6毫米水柱（四）溶质势（Osmotic potential）由土壤溶液中的溶质引起的水势变化。在盐碱土中意义重大；水势大小0，取决于土壤溶液的浓度；1.仅当存在半透膜时才起作用。OHHOHHOHHOHHOHHOHHOHHOHHK+Cl-OHH水通过半透膜的移动输液：生理盐水浓度：0.9%施肥：分势名称决定分势的因素参照状态大小基质势土粒的吸附力和毛管力自由水0溶质势土壤溶液中的溶质纯水0重力势位置高程参照点、0、压力势静水压力自由水面0土水势组成1、土壤水吸力概念土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态。土壤水吸力Soil water suction2、土壤水吸力与土水势的比较土壤
13、水吸力只在非饱和的条件下应用；土壤水吸力只含土水势的部分分势（基质势、溶质势）；在非饱和时二者的绝对值相等，符号相反；土壤水分特征曲线SOIL WATER CHARACTERISTIC CURVE1、概念：土壤水吸力与土壤含水量之间的关系曲线称之为土壤水分特征曲线（water characteristic curve）砂质土粘质土含水量(%)土壤水吸力(bars)020土壤水分特征曲线图2、土壤水分特征曲线的特点土壤含水量与土壤水吸力呈反相关；在吸力相同时，粘质土的含水量大于砂质土的；在含水量相同时，粘质土的吸力大于砂质土的；土壤水吸力(bars)砂质土粘质土含水量(%)0203、影响土壤水分
14、特征曲线的因素土壤质地；土壤有机质含量；土壤结构。土壤水分特征曲线的作用土壤含水量和土壤水吸力间的换算；计算土壤孔隙大小和分布；分析不同质地土壤的持水性和水分的有效性；分析和计算土壤水运动时的重要参数。土壤水的运动一、土壤水运动的形式u饱和流：液态水运动u非饱和流：液态水运动u水汽运动：气态水运动 qKHLs 饱和流 (Saturated soil water flow)即土壤水饱和状态下的水分流动；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(Darcys law)；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。q是土壤水流通量，H为总
15、水势差；L为水流路径的直线长度；Ks为饱和导水率土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下层或横向运动的速度。层或横向运动的速度。饱和导水率的特点：饱和导水率是常数。是土壤导水率的最大值。主要取决于土壤的质地和结构。砂质土 壤质土 粘质土饱和导水率(Saturated hydraulic conductivity)()mdqKdx 非饱和流（Unsaturated soil water flow)土壤非饱和流的推动力主要是土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度基质势梯度和和重力势梯度重力势梯度。它也可用达西定律来描述，。它也可用达西定律来描述，其表达式为：其
16、表达式为：K(K(mm)为非饱和导水率，为非饱和导水率，d d /dx/dx为总水势梯度为总水势梯度非饱和导水率是土壤基质势的函数。非饱和导水率是土壤基质势的函数。Water Movement by Capillary Action饱和流与非饱和流区别非饱和土壤水流的数学表达式与饱和土壤水流非饱和土壤水流的数学表达式与饱和土壤水流类似，区别在于：类似，区别在于：u饱和条件下的土壤导水率（饱和条件下的土壤导水率（K K）对特定土壤为）对特定土壤为一常数；一常数；u而非饱和导水率是土壤含水量或基质势（而非饱和导水率是土壤含水量或基质势（mm）的函数。）的函数。饱和流与非饱和流区别饱和流非饱和流水分
17、运动推动力水力梯度吸力梯度导水率 大小常数变化的（与含水量有关）不同质地的导水率砂土壤土粘土粘土壤土砂土入渗（infiltration）定义：地面供水期间，水从土表进入土壤的过程。入渗速率：在土面具有薄水层时，单位时间进入单位面积土壤的水量。（cm/hr)入渗过程饱和层延伸层湿润层湿润锋入渗速率时间最初是干土最初是湿土土壤入渗能力取决于土壤初始含水量和孔隙状况，初始土壤越干，初始入渗能力越大，但随着入渗的持续，入渗能力则主要受土壤孔隙特征的影响，大孔隙越多，入渗能力越强。土壤水的再分布（water redistribution in the soils）定义：当地面供水停止后，进入土壤中的水在
18、各种作用力的作用下的进一步移动现象。特点：地面无水层；属于非饱和流；水分流动的速度不断降低；湿润锋不明显。土壤气态水的运动表现为：水汽扩散和水汽凝结水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度；“夜潮”现象：白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温高于表土，水汽由底土向表土移动，遇冷凝结，使表土潮湿。“冻后聚墒”现象：冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，下层水汽不断向冻层聚集、冻结，使冻层不断加厚，含水量增加。土壤水汽运动土壤水蒸发(Soil Water Evaporation)土壤水汽进入大气的过程土壤水汽进入大气的过程蒸发的三个阶段：蒸发的三个阶段：1 1、大气蒸发力控制阶段、大气蒸发
19、力控制阶段 蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定2.2.土壤导水率控制阶段土壤导水率控制阶段蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持；蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持；墒情，指土壤湿度的情况3 3、水汽扩散控制阶段、水汽扩散控制阶段土壤输水能力极弱土壤输水能力极弱,不能补充表土蒸发损失的不能补充表土蒸发损失的水分，土壤表面形成干土层。水分，土壤表面形成干土层。蒸发面不在地表，在土壤内部，蒸发强度的蒸发面不在地表，在土壤内部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽的扩散能力控制。大小主要由干土层内水汽的扩散能力控制。土壤水分平衡土壤水收入和支出间的平衡水来源：降
20、水（P）、灌溉水（I）、大气凝结水（C）及地下水上升的部分（U）；水消耗：地面径流（R）、渗漏（D）、植物冠层截留（In）土面蒸发（E）、植物吸收（T）等；W=(P+I+C+U)-(R+D+In+E+T)W=(P+I)-(E+T)E+T为植物蒸腾量与土壤蒸发量之和，称蒸散量可利用上式计算植物的蒸散（耗水）量水分调控与管理水分调控的原则：水分调控的原则：合理开采、分配和管理合理开采、分配和管理减少输水损失减少输水损失提高灌溉效率提高灌溉效率主要是土壤水的保蓄：农田基本建设：建设农田、排灌渠系、路网和防护林带的规划和建设 灌溉措施：喷灌、滴灌、渗灌 耕作措施：翻耕、中耕、镇压等 地面覆盖：薄膜覆盖、秸秆覆盖、1.生物节水：按照作物需求制定灌溉计划调控措施
