1、三、土壤水的能态三、土壤水的能态前面介绍的前面介绍的土壤水分形态分类土壤水分形态分类，是历史上，是历史上的传统分类，至今国际上仍在沿用。的传统分类，至今国际上仍在沿用。随着科学的发展，特别是近随着科学的发展，特别是近20多年来，人多年来，人们在研究环境生态学中发现，们在研究环境生态学中发现，上述分类法上述分类法在解决在解决“土壤土壤植物植物大气大气”（SPAC）统统一一体系内的体系内的水分运动水分运动状况，存在着某些不状况，存在着某些不足。足。soilplantatmosphere continuum 为了正确反映为了正确反映“土壤土壤植物植物大气大气”体系中体系中的的，人们开始运用，人们开始
2、运用“”观点来观点来研究研究。因为因为土壤水和自然界中其他物体一样，含有土壤水和自然界中其他物体一样，含有和和的能：动能和势能。的能：动能和势能。能自发能自发地从地从向向移动。移动。由于水在土壤中的由于水在土壤中的，所以它的，所以它的，而，而（由位置和内部（由位置和内部条件造成）起着条件造成）起着作用。作用。（一）土水势及其分势（一）土水势及其分势（1）概念：）概念：土壤中土壤中，它被植物根系，它被植物根系、以及在以及在都是与都是与有关的现象。有关的现象。，愈大，土壤水愈大，土壤水，土壤，土壤也愈高。土壤水便由湿度大也愈高。土壤水便由湿度大处流向湿度小处。处流向湿度小处。，则，则只看只看土壤含
3、水量土壤含水量的多少，的多少，更重要的是要看它们更重要的是要看它们的高低，才能确的高低，才能确定定。例如：在含水量为例如：在含水量为15%的粘土其土水势一般的粘土其土水势一般低于含水量只有低于含水量只有10%的砂土。如果这两种土的砂土。如果这两种土壤相互接触时，水流将由壤相互接触时，水流将由砂土砂土流向流向粘土粘土。在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的。土壤水在土壤水在各种力各种力（如吸附力、毛管力、重力和静水压力（如吸附力、毛管力、重力和静水压力等）的作用下，与等）的作用下，与、和和的的相比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为相比（即以自由水作为
4、参比标准，假定其势值为零），其零），其必然不同，这个自由能的差用必然不同，这个自由能的差用来表来表示，称为示，称为。常用（。常用（）来表示。来表示。所以，土水势是以所以，土水势是以作参比标准的差值，是一个作参比标准的差值，是一个。由于由于引起引起不同不同，所，所以以土水势包括若干土水势包括若干，即即（mm）、）、（pp）、）、（ss）、）、（gg）等。等。（2）土水势分势）土水势分势基质势基质势（matrix potentialmatrix potential，mm）：基质势是由土壤颗粒（基质）的基质势是由土壤颗粒（基质）的和和所引起的水势所引起的水势变化。变化。在土壤水在土壤水的状态下，水分
5、受的状态下，水分受的吸持，的吸持，其水势必然低于参比标准（纯自由水）下的水，其水势必然低于参比标准（纯自由水）下的水势。由于势。由于参比标准的水势为零参比标准的水势为零，所以，所以基质势总是基质势总是。显然，同一土壤在显然，同一土壤在情况下，基质势是不相等的，情况下，基质势是不相等的，其绝对值愈大。即基质势，其绝对值愈大。即基质势-202010105 5papa低于基质势低于基质势-10-105 5papa。土壤水愈是土壤水愈是，基质势就，基质势就，绝对值也愈小，直至土，绝对值也愈小，直至土壤水壤水，基质势与参比标准一致，基质势与参比标准一致，了。了。溶质势（溶质势（Solute potent
6、ial），s）溶质势是由土壤水中的溶质势是由土壤水中的所引起的水势变化。所引起的水势变化。在盐化土壤中，由于含有大量的在盐化土壤中，由于含有大量的，盐类溶解成离子，离子，盐类溶解成离子，离子使水分子被定向吸引排列在离子周围，失去自由活动能力，与使水分子被定向吸引排列在离子周围，失去自由活动能力，与参比标准的纯水参比标准的纯水（溶质势为零）相比，自由能降低，所以（溶质势为零）相比，自由能降低，所以溶质势为溶质势为。土壤水中土壤水中溶解的溶质愈多，溶质势愈低溶解的溶质愈多，溶质势愈低。在在饱和及不饱和情况下饱和及不饱和情况下，土壤水都有，土壤水都有溶质势溶质势存在，但存在，但其中的其中的溶质溶质极
7、极易随水运动而呈易随水运动而呈分布，所以分布，所以溶质势对土壤水运动影响不大溶质势对土壤水运动影响不大。然而在土壤水对植物的关系上，因为植物根属半透性膜，溶质势便然而在土壤水对植物的关系上，因为植物根属半透性膜，溶质势便起作用了。如在盐土中，土壤水中溶有较多的盐分，溶质势低，植起作用了。如在盐土中，土壤水中溶有较多的盐分，溶质势低，植物吸水困难。物吸水困难。渗透作用和渗透压示意图渗透作用和渗透压示意图 盐土中盐土中的盐浓的盐浓度，可度，可以导致以导致含盐土含盐土层从其层从其临近的临近的土层中土层中聚积水聚积水分。这分。这个势相个势相当于从当于从土壤溶土壤溶液中，液中，透过半透过半透膜抽透膜抽吸
8、单位吸单位数量的数量的水所做水所做的功。的功。压力势（压力势（pressure potential，p）l土壤水在土壤水在饱和状态下饱和状态下呈呈，除承受除承受外外，还要承受其上部水柱的，还要承受其上部水柱的。l以以作参比标准（压力势为零），其水势与此作参比标准（压力势为零），其水势与此之差，即为压力势。之差，即为压力势。l由于由于压力势压力势参比标准，故为参比标准，故为。土壤中，土壤水的压力势一般与参比标准相土壤中，土壤水的压力势一般与参比标准相同，同，。l在饱和的土壤中，孔隙都充满水，并连续成水柱。在饱和的土壤中，孔隙都充满水，并连续成水柱。这时，在这时，在的土壤水的土壤水由于与大气接触，
9、由于与大气接触，大大气压，所以气压，所以压力势为零压力势为零。但在。但在土壤愈土壤愈的土的土壤水壤水，所受的，所受的，正值愈大。，正值愈大。重力势重力势（gravitation potential，g）e土壤水分因所处的土壤水分因所处的，由地心引力所获得，由地心引力所获得的势能也不相等，由此产生的水势称为重力势。的势能也不相等，由此产生的水势称为重力势。e重力势通常用重力势通常用为参比标准为参比标准。e当水分在当水分在时，重力势为时，重力势为，愈高，愈高正值愈大；当水分在参比标准以下时，重力势为正值愈大；当水分在参比标准以下时，重力势为负值，愈低负值愈大。负值，愈低负值愈大。e由于参比标准是由
10、于参比标准是，在生产实践中，在生产实践中意义较为重要，所以意义较为重要，所以重力势常用重力势常用。总水势（总水势（t）g土壤土壤总水势总水势等于上述等于上述各分势之和各分势之和，它代，它代表表土壤水分总的能量水平。土壤水分总的能量水平。g用数学式表示，即：用数学式表示，即：t=m+p+s+gn从上可见，土水势的值从上可见，土水势的值并不是绝对的势值并不是绝对的势值，而，而是是与上述参比标准的差值与上述参比标准的差值。n运用上述关系时，必须注意各分势的运用上述关系时，必须注意各分势的正负符号正负符号，亦即要注意在既定情况下，各分势是正值还是亦即要注意在既定情况下，各分势是正值还是负值，也就是在计
11、算时是相加或是相减。负值，也就是在计算时是相加或是相减。总之，总之，运动主要是运动主要是和和起作用起作用；在；在的土壤中，的土壤中，主要是主要是起作用，而起作用，而盐土的盐土的水分运动水分运动又受到又受到溶质势溶质势的影响。的影响。n有多种方法，如：有多种方法，如：张力计法张力计法、压力膜法、冰点下降、压力膜法、冰点下降法、水气压法等。它们的适宜范围不同。法、水气压法等。它们的适宜范围不同。n最常测定的是最常测定的是，仪器为，仪器为。在。在田间、盆田间、盆栽和室内栽和室内均可使用。均可使用。n张力计只能测定土壤的基质势。张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在测定范围在81048.5104Pa以
12、下。以下。n田间植物可吸收的水分田间植物可吸收的水分大部分大部分。陶土管陶土管压力表压力表集气管集气管方法原理：方法原理：一个完全充满水，密封的张力计插入一个完全充满水，密封的张力计插入土壤后，仪器的感应部件土壤后，仪器的感应部件能让能让透过但不能让土粒及空气透透过但不能让土粒及空气透过，由于过，由于的土壤具有吸力，的土壤具有吸力，陶土管周围的土壤便将仪器中的水经陶土管周围的土壤便将仪器中的水经陶土管壁陶土管壁，使仪器系统内产生一使仪器系统内产生一定定，这一真空度由这一真空度由指示出指示出来。当土壤吸力与仪器中的负压力来。当土壤吸力与仪器中的负压力时，仪器时，仪器，负压表所，负压表所指示的指示
13、的，即为土壤吸力。，即为土壤吸力。陶土管陶土管压力表压力表集气管集气管（四）土壤水吸力（四）土壤水吸力1、概念：、概念：N土壤水承受一定吸力的情况下所处的土壤水承受一定吸力的情况下所处的能态能态，简称吸力。，简称吸力。N在概念上在概念上。N但在实际应用中但在实际应用中来表来表示。示。例如，测得某时间例如，测得某时间土壤水吸力为土壤水吸力为，就，就是说，此时对土壤施加是说，此时对土壤施加的吸力，水的吸力，水就会从土壤中流出。而施加就会从土壤中流出。而施加的吸力，的吸力，水就会被土壤吸进。表明这时的土壤水就水就会被土壤吸进。表明这时的土壤水就处于处于1巴吸力的能态。土壤水吸力就是巴吸力的能态。土壤
14、水吸力就是1巴。巴。（6）土壤的水吸力越大，土壤水所受的吸力也越大，）土壤的水吸力越大，土壤水所受的吸力也越大，对植物的对植物的，当土壤对水的吸力超过了植，当土壤对水的吸力超过了植物根系对土壤水的吸力时，土壤水分就处于物根系对土壤水的吸力时，土壤水分就处于无效无效状态。状态。（7）土壤）土壤，土壤水的，土壤水的，土壤水本，土壤水本身的身的，土壤水的，土壤水的和对植物的和对植物的就强。就强。（8）随着土壤）随着土壤，基质势降，基质势降低，植物低，植物，水分有效性降低。，水分有效性降低。（五）土壤水分特征曲线（五）土壤水分特征曲线（soil moisture characteristic curv
15、es）1、概念：、概念：描述土壤水分特征描述土壤水分特征土壤水分特征曲线。土壤水分特征曲线。它是它是的关系曲线，反映了土壤水的关系曲线，反映了土壤水的能量和数量之间的关系及土壤水分基本物理特性。的能量和数量之间的关系及土壤水分基本物理特性。土壤水分含量和土壤水吸力是一个连续函数，土壤水分含量和土壤水吸力是一个连续函数，土壤水分特土壤水分特征曲线征曲线就是以就是以为横坐标，以为横坐标，以为纵坐为纵坐标绘制的相关曲线。标绘制的相关曲线。土壤水分的土壤水分的与与的关系，目前尚不能的关系，目前尚不能得出，通常是得出，通常是测定其在测定其在（或基质势）下的（或基质势）下的后绘制出来的，如图所示。后绘制出
16、来的，如图所示。s当土壤中的水分处于当土壤中的水分处于时，含水率为饱和含水率时，含水率为饱和含水率s，而而。若对土壤施加微小的吸力，土壤中。若对土壤施加微小的吸力，土壤中尚无水排出，则含水率维持饱和值。当吸力增加至某一尚无水排出，则含水率维持饱和值。当吸力增加至某一，由于土壤中，由于土壤中所施加的所施加的吸力而继续保持水分，于是吸力而继续保持水分，于是，相应的含水，相应的含水率开始减少。率开始减少。饱和土壤饱和土壤意味着意味着随之进入随之进入，故称该，故称该临界值临界值Sa为为，或称，或称为进气值。为进气值。s一般地说，粗质地一般地说，粗质地或或进气值进气值是是的的，而，而细细质地的质地的的的
17、相对较大相对较大。由于粗质地砂性土由于粗质地砂性土壤具有壤具有，故进气值的，故进气值的出现往往较细质土出现往往较细质土壤壤。当吸力进一步提高，当吸力进一步提高，接着排水，土壤含接着排水，土壤含水率随之水率随之，因，因此，随着吸力不断增加，此，随着吸力不断增加，土壤中的孔隙由大到小依土壤中的孔隙由大到小依次不断排水，含水率越来次不断排水，含水率越来越小，当越小，当时，仅时，仅在在才能才能保持着极为有限的水分。保持着极为有限的水分。s2、土壤水分特征曲线的影响因素、土壤水分特征曲线的影响因素（1）土壤质地）土壤质地不同质地的土壤，其水分特征曲线各不相同，差别很明显。不同质地的土壤，其水分特征曲线各
18、不相同，差别很明显。一般说，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力条件下土壤的含水一般说，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。这是因为率愈大，或同一含水率下其吸力值愈高。这是因为土壤中粘土壤中粘粒含量增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故粒含量增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。只绘出脱湿过程只绘出脱湿过程几种不同质地土壤的水分特征曲线几种不同质地土壤的水分特征曲线 时，时，不同质地土壤水吸不同质地土壤水吸力大小顺序为：力大小顺序为：粘土粘土壤土壤土砂土砂土l土壤土壤时，不同质地土壤时，不同质地土壤含水量大小顺序为：含水量大小顺序为：粘土粘土壤土壤土砂土砂土孔径分
19、布较为均孔径分布较为均匀匀，故随着吸力的提高，故随着吸力的提高含含水率缓慢减少水率缓慢减少。对于对于来说，来说，绝大绝大部分孔隙都比较大部分孔隙都比较大，当吸，当吸力达到一定值后，这些大力达到一定值后，这些大孔隙中的水首先排空，土孔隙中的水首先排空，土壤中仅有少量的水存留，壤中仅有少量的水存留，故水分特征曲线呈现出故水分特征曲线呈现出一一定吸力以下缓平，而较大定吸力以下缓平，而较大吸力时吸力时的特点的特点。（2）土壤结构和紧实度）土壤结构和紧实度水分特征曲线还受水分特征曲线还受的影响，的影响，在低吸力范围在低吸力范围内尤为明显。内尤为明显。如图。如图。（3）温度）温度 温度对土壤水分曲线亦有影
20、响。温度对土壤水分曲线亦有影响。时，水的粘滞性和表面张力下降，时，水的粘滞性和表面张力下降，基质势相应增大，或说土壤水吸力减少。在基质势相应增大，或说土壤水吸力减少。在低含水率时，这种影响表现得更加明显。低含水率时，这种影响表现得更加明显。（4 4）水分滞后现象）水分滞后现象n土壤水分特征曲线还和土壤中水分变化的过程有关。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。分特征曲线也是不同的。这
21、种现象称为这种现象称为n滞后现象在滞后现象在，这是因为在，这是因为在一定吸一定吸力下力下，砂土由湿变干（脱湿过程）时，要比由干变湿，砂土由湿变干（脱湿过程）时，要比由干变湿（吸湿过程）时含有更多的水分。（吸湿过程）时含有更多的水分。土壤水分特征曲线的滞后现象土壤水分特征曲线的滞后现象 产生滞后现象的原因可能是产生滞后现象的原因可能是以及以及（如封闭孔隙、大小孔隙的分（如封闭孔隙、大小孔隙的分布等）有关。布等）有关。2、土壤水分特征曲线的应用、土壤水分特征曲线的应用C土壤水分特征曲线表示了土壤的一个基本特征，土壤水分特征曲线表示了土壤的一个基本特征，有重要的实用价值。有重要的实用价值。C首先，可
22、利用它进行土壤水吸力首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率和含水率之之间的换算。间的换算。C另外，另外，土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤水分特征曲线可以间接地反映出的分布。的分布。C第三，第三，水分特征曲线可用来分析不同质地土水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。壤的持水性和土壤水分的有效性。C第四，第四，应用数学物理方法对土壤中的水运动应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。的重要参数。四、四、土壤水的运动土壤水的运动n在土壤中存在在土壤中存在3种类型的水分运动种类型的水分运动饱和水流
23、饱和水流、非饱和水流非饱和水流和和水汽移动水汽移动，前两者指土壤中的液态，前两者指土壤中的液态水流动，后者指土壤中气态水的运动。水流动，后者指土壤中气态水的运动。n土壤液态水的流动是由于土壤液态水的流动是由于从一个土层到另一个土从一个土层到另一个土层中土壤水势的梯度而发生的层中土壤水势的梯度而发生的。流动方向是。流动方向是从较从较高的水势到较低的水势。高的水势到较低的水势。LHKqsLHKqsq土壤中水已成为连续整体的运动，此种水运动土壤中水已成为连续整体的运动，此种水运动特点：水的流动主要是由特点：水的流动主要是由重力势重力势和和压力势压力势推动，推动，基质势为零。基质势为零。q水的流速决定
24、于粗孔的孔径与数量，水的流速决定于粗孔的孔径与数量，孔径愈大，孔径愈大，粗孔数量愈多，饱和导水率就愈高，水愈容易粗孔数量愈多，饱和导水率就愈高，水愈容易通过。通过。饱和流的导水率饱和流的导水率为为常数常数，且砂土壤，且砂土壤土粘土。土粘土。土壤饱和导水率土壤饱和导水率反映了土壤的饱和渗透性能，任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何影响土壤孔隙大小和形状的因素都会影响饱和导水率。导水率。n 土壤质地和结构土壤质地和结构与导水率有直接关系，与导水率有直接关系，砂质土壤砂质土壤通常比通常比细质土壤细质土壤具有更高的饱和导水率，同样，具有更高的饱和导水率，同样，具有
25、具有稳定团粒结构稳定团粒结构的土壤，比具有的土壤，比具有不稳定团粒结不稳定团粒结构的土壤构的土壤，传导水分要快得多，后者在潮湿时结，传导水分要快得多，后者在潮湿时结构就被破坏了，细的粘粒和粉砂粒能够阻塞较大构就被破坏了，细的粘粒和粉砂粒能够阻塞较大孔隙的连接通道。孔隙的连接通道。n天气干燥时龟裂的天气干燥时龟裂的细质土壤细质土壤起初能让水分迅起初能让水分迅速移动，但过后，因这些裂缝膨胀而闭塞起速移动，但过后，因这些裂缝膨胀而闭塞起来，因而把水的移动减少到最低限度。来，因而把水的移动减少到最低限度。n土壤水的饱和流动受土壤水的饱和流动受有机质含量有机质含量和和无机胶体无机胶体的性质的影响。有机质
26、有助于维持大孔隙的的性质的影响。有机质有助于维持大孔隙的比例。而有些类型的粘粒特别有助于小孔隙比例。而有些类型的粘粒特别有助于小孔隙的增加，这就会降低土壤导水率。如含蒙脱的增加，这就会降低土壤导水率。如含蒙脱石多的土壤比含石多的土壤比含1：1型粘粒多的土壤具有低型粘粒多的土壤具有低的导水率。的导水率。q在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若值过小，造成值过小，造成透水通气差透水通气差，还原有害物质易还原有害物质易在土壤中积累，易造成地表径流在土壤中积累，易造成地表径流。若。若值过大值过大则造成则造成漏水漏肥漏水漏肥现象。现象。饱和流动又分三种情况：饱和
27、流动又分三种情况：(1)垂直向下的饱和流动垂直向下的饱和流动，如大量持续降水和稻，如大量持续降水和稻田淹灌时；田淹灌时；(2)水平方向的饱和流动水平方向的饱和流动，平原水库库底周围；，平原水库库底周围；(3)垂直向上的饱和流动垂直向上的饱和流动，如地下泉水涌出。，如地下泉水涌出。当然以上各种饱和流方向也不一定完全是单向当然以上各种饱和流方向也不一定完全是单向的，大多数是多向的复合流。的，大多数是多向的复合流。v指指土壤中的孔隙在未被水全部充满时（不超过土壤中的孔隙在未被水全部充满时（不超过田间持水量时），土壤水在土壤中的运动田间持水量时），土壤水在土壤中的运动。v运动特点：推动力主要是运动特点
28、：推动力主要是基质势梯度基质势梯度，也有重，也有重力的作用。力的作用。v水的流速很慢，水的流速很慢，非饱和导水率非饱和导水率低于低于饱和导水率饱和导水率，非饱和导水率非饱和导水率是一个是一个变化量变化量，它随土壤水吸，它随土壤水吸力和含水量的变化而变化，是土壤水吸力或土力和含水量的变化而变化，是土壤水吸力或土水势的函数。水势的函数。不同质地的土壤水吸力和导水率之间的关系不同质地的土壤水吸力和导水率之间的关系 n 从图中可以看出，在土壤水吸力为零或接近于零从图中可以看出，在土壤水吸力为零或接近于零时，也就是饱和水流出现时的张力，其导水率很时，也就是饱和水流出现时的张力，其导水率很高。高。n 在低
29、吸力水平时，砂质土中的导水率要比粘土中在低吸力水平时，砂质土中的导水率要比粘土中的导水率高些；在高吸力水平时，则与此相反。的导水率高些；在高吸力水平时，则与此相反。n 非饱和导水率非饱和导水率受受含水量含水量的影响。含水量高，的影响。含水量高，水势高则水势高则值大，含水量低，水势低则值大，含水量低，水势低则值小。值小。n 同时同时值受值受土壤中水分存在状态的影响土壤中水分存在状态的影响。若水。若水分是分是连续连续的，则随着土壤含水量减少，的，则随着土壤含水量减少，值值逐渐降低；若水分是逐渐降低；若水分是不连续不连续的，则的，则值随着含值随着含水量降低后急剧下降。水量降低后急剧下降。q因此，在土
30、壤处于因此，在土壤处于干燥干燥的情况下，是难于接受骤的情况下，是难于接受骤然而大量灌水的。因为干土（含水量低）导水然而大量灌水的。因为干土（含水量低）导水率率弱，传输缓慢，只有当土壤逐渐浸润之后，才能弱，传输缓慢，只有当土壤逐渐浸润之后，才能恢复其较高的传导恢复其较高的传导率率，保证水分的下渗。否则，保证水分的下渗。否则，迅猛灌溉干土，仅能使表土水势上升至零而丧失迅猛灌溉干土，仅能使表土水势上升至零而丧失继续接受水分的能力，而下层土壤又来不及接受继续接受水分的能力，而下层土壤又来不及接受水分的情况下，只能让灌溉水在水分的情况下，只能让灌溉水在使薄层表土饱和使薄层表土饱和后即以径流而损失。后即以
31、径流而损失。q土壤中保持的液态水可以汽化为气态水，气态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。在一定条件下，两者水也可以凝结为液态水。在一定条件下，两者处于互相平衡之中。土壤气态水的运动表现为处于互相平衡之中。土壤气态水的运动表现为q水汽扩散运动的推动力是水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度水汽压梯度，这是由，这是由或或和和所所引起的。其中引起的。其中的作用远远大于的作用远远大于，是水汽运动的主要推动力。是水汽运动的主要推动力。土面蒸发的三个阶段土面蒸发的三个阶段：田间持水量以下蒸发到毛管断裂含水量，地面田间持水量以下蒸发到毛管断裂含水量，地面水分蒸发只能靠毛管作用从下层土壤
32、传导水分水分蒸发只能靠毛管作用从下层土壤传导水分到土面而蒸发，蒸发速度不断减小。到土面而蒸发，蒸发速度不断减小。（土壤蒸发（土壤蒸发强度取决于土壤的导水性质，即导水率的大小。这个阶强度取决于土壤的导水性质，即导水率的大小。这个阶段维持的时间不久。当土面的水气压与大气的水气压达段维持的时间不久。当土面的水气压与大气的水气压达到平衡时，土面就成为风干状态的干土层。除地面覆盖到平衡时，土面就成为风干状态的干土层。除地面覆盖外，中耕结合镇压，具有良好的保墒效果。外，中耕结合镇压，具有良好的保墒效果。）（3）扩散控制阶段）扩散控制阶段当土壤含水量减少到毛管水断裂含水量时，土面蒸发当土壤含水量减少到毛管水
33、断裂含水量时，土面蒸发得不到毛管水上升的补充，地表开始形成干土层，水得不到毛管水上升的补充，地表开始形成干土层，水分只能靠干土层下面湿润的土层产生水汽，再通过大分只能靠干土层下面湿润的土层产生水汽，再通过大孔隙扩散到大气中，蒸发速度显著减小。孔隙扩散到大气中，蒸发速度显著减小。（土面形成干土（土面形成干土层后，土壤水向干土层的导水率降至近于零时，液态水已不能运行层后，土壤水向干土层的导水率降至近于零时，液态水已不能运行至地表，在干土层下稍湿润土层的水分气化，形成水气分子通过干至地表，在干土层下稍湿润土层的水分气化，形成水气分子通过干土层孔隙扩散到大气中去。只要土表有土层孔隙扩散到大气中去。只要
34、土表有1-2mm的干土层，就能显著的干土层，就能显著地降低蒸发率。在这一阶段，防止蒸发是通过镇压，抑制水气向大地降低蒸发率。在这一阶段，防止蒸发是通过镇压，抑制水气向大气中扩散。气中扩散。）q“冻后聚墒冻后聚墒”现象，是我国北方冬季土壤现象，是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结，高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结，使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是就是“冻后聚墒冻后聚墒”现象。虽然它对土壤上
35、现象。虽然它对土壤上层增水作用有限（层增水作用有限（2%-4%左右），但对缓左右），但对缓解土壤旱情有一定意义。解土壤旱情有一定意义。“冻后聚墒冻后聚墒”的的多少，主要取决于该土壤的含水量和冻结多少，主要取决于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚冻后聚墒墒”就比较明显。就比较明显。（三）入渗、土壤水的再分布（三）入渗、土壤水的再分布4水进入土壤包括两个过程：水进入土壤包括两个过程：入渗入渗（也称渗吸、（也称渗吸、渗透）和渗透）和再分布再分布。4入渗入渗是指地面供水期间，水进入土壤的运动和是指地面供水期间，水进入土壤的运动和分布过程；分布过程；4再
36、分布再分布是指地面水层消失后，已进入土内的水是指地面水层消失后，已进入土内的水分的进一步运动和分布的过程。分的进一步运动和分布的过程。1、入渗、入渗n入渗过程一般是指水自土表垂直向下进入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。侧向甚至向上进入土壤的过程。n在地面平整，上下层质地均一的土壤上，在地面平整，上下层质地均一的土壤上，水进入土壤的情况是由两方面因素决定的，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。一是供水速率，一是土壤的入渗能力。n 在供水速率小于入渗能力时（如
37、低强度的喷灌、滴在供水速率小于入渗能力时（如低强度的喷灌、滴灌或降雨时），土壤对水的入渗主要是由供水速率灌或降雨时），土壤对水的入渗主要是由供水速率决定的。决定的。n 当供水速率超过入渗能力（大水漫灌、大暴雨）时，当供水速率超过入渗能力（大水漫灌、大暴雨）时，则水的入渗主要取决于土壤的入渗能力了。则水的入渗主要取决于土壤的入渗能力了。n 土壤的入渗能力是由土壤的土壤的入渗能力是由土壤的干湿程度干湿程度和和孔隙状况孔隙状况（受质地、结构、松紧等影响）决定的。如（受质地、结构、松紧等影响）决定的。如干燥的干燥的土壤、质地粗的土壤以及有良好结构的土壤土壤、质地粗的土壤以及有良好结构的土壤，入渗，入渗
38、能力就强；相反，土壤愈湿、质地愈细和愈紧实的能力就强；相反，土壤愈湿、质地愈细和愈紧实的土壤，入渗能力就弱。土壤，入渗能力就弱。土壤入渗能力的强弱，通常用土壤入渗能力的强弱，通常用入渗速率入渗速率来表来表示，单位是毫米示，单位是毫米/秒秒、厘米厘米/分、厘米分、厘米/时或厘时或厘米米/日等。在土壤学上常用的日等。在土壤学上常用的3个指标是个指标是最初最初入渗速率、最后入渗速率、入渗开始后入渗速率、最后入渗速率、入渗开始后1h的的入渗速率入渗速率。对于某一特定的土壤，一般只有。对于某一特定的土壤，一般只有最后入渗速率最后入渗速率是一是一比较稳定的参数比较稳定的参数，故常用，故常用其表达其表达土壤
39、渗水强弱，又称之为透水率（或土壤渗水强弱，又称之为透水率（或渗透系数）。渗透系数）。几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率（几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率（mm/h）土壤土壤砂砂砂质和粉砂质和粉质土壤质土壤壤土壤土粘质土粘质土壤壤碱化粘碱化粘质土壤质土壤最后入最后入渗速率渗速率2010-205-101-51入渗后，水在均一质地的土壤剖面上的分布情况如图所示。入渗后，水在均一质地的土壤剖面上的分布情况如图所示。从图中可以看出，从图中可以看出，入渗结束时表土可入渗结束时表土可能有一个不太厚的能有一个不太厚的饱和层饱和层（有时没（有时没有）；在这一层下有）；在这一层下有一个近于饱和的有一个近于饱和的
40、延伸层延伸层或或过渡层过渡层；延伸层下是延伸层下是湿润层湿润层，此层含水量迅速降此层含水量迅速降低，厚度不大；在低，厚度不大；在湿润层的下缘，就湿润层的下缘，就是是湿润峰湿润峰。2、土壤水的再分布、土壤水的再分布A在地面水层消失后，入渗过程终止。土壤入在地面水层消失后，入渗过程终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动。这个过程，在土壤剖面深厚，没继续运动。这个过程，在土壤剖面深厚，没有地下水出现的情况下，称为有地下水出现的情况下，称为土壤水的再分土壤水的再分布。布。A土壤水的再分布过程很长，可达土壤水的再分布过程很长，可达1-2年或更长年
41、或更长的时间。的时间。A再分布过程是近些年才明确起来的，它对研再分布过程是近些年才明确起来的，它对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义，因究植物从不同深度土层吸水有较大意义，因为某一土层中水的损失量，不完全都是植物为某一土层中水的损失量，不完全都是植物吸收的，而是吸收的，而是上层来水上层来水与与本层向下再分布本层向下再分布的的水量以及水量以及植物吸水量植物吸水量三者共同作用的最后结三者共同作用的最后结果。果。A土壤水的再分布是土壤水的再分布是土壤水的不饱和流土壤水的不饱和流。在田。在田间，入渗终了之后，上部土层接近饱和，下间，入渗终了之后，上部土层接近饱和，下部土层仍是原来的状况，它必然要从上
42、层吸部土层仍是原来的状况，它必然要从上层吸取水分，于是开始了土壤水分的再分布过程。取水分，于是开始了土壤水分的再分布过程。这时这时土壤水的流动速率土壤水的流动速率决定于再分布开始时决定于再分布开始时上层土壤的湿润程度上层土壤的湿润程度和和下层土壤的干燥程度下层土壤的干燥程度以及它们的以及它们的导水性质导水性质。A当开始时湿润深度浅而下层土壤又相当干燥，当开始时湿润深度浅而下层土壤又相当干燥，吸力梯度必然大，土壤水的再分布就快。反吸力梯度必然大，土壤水的再分布就快。反之，若开始时湿润深度大而下层又较湿润，之，若开始时湿润深度大而下层又较湿润，吸力梯度小，再分布主要受重力的影响，进吸力梯度小，再分
43、布主要受重力的影响，进行得就慢。行得就慢。A不管在哪种情况下，再分布的速度也和入渗不管在哪种情况下，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。速率的变化一样，通常是随时间而减慢。A这是因为湿土层不断失水这是因为湿土层不断失水后导水率也必然相应减低，后导水率也必然相应减低，湿润峰向下移动的速度也湿润峰向下移动的速度也跟着降低，湿润峰在渗吸跟着降低，湿润峰在渗吸水过程中原来可能是较为水过程中原来可能是较为明显的，但在再分布中就明显的，但在再分布中就逐渐消失了。一个质地中逐渐消失了。一个质地中等的土壤剖面在一次灌水等的土壤剖面在一次灌水后，土壤水的再分布情况后，土壤水的再分布情况如图。
44、如图。（四）田间土壤水分平衡（四）田间土壤水分平衡q土壤水是自然界水分循环的一个重要分支。大气土壤水是自然界水分循环的一个重要分支。大气降水或灌溉水进入地面，一部分可能通过地表径降水或灌溉水进入地面，一部分可能通过地表径流汇入江河湖泊，另一部分则入渗成为土壤水。流汇入江河湖泊，另一部分则入渗成为土壤水。入渗进入土壤的水分经再分布，从而形成土壤含入渗进入土壤的水分经再分布，从而形成土壤含水剖面。土壤水可能进一步下渗，补充地下水水剖面。土壤水可能进一步下渗，补充地下水（即所谓内排水），另外在有植被的块地，根层（即所谓内排水），另外在有植被的块地，根层周围土壤水经过作物根系吸收并由叶面蒸腾，以周围土
45、壤水经过作物根系吸收并由叶面蒸腾，以及地面水分蒸发等途径又回到大气中。及地面水分蒸发等途径又回到大气中。q着重讨论着重讨论田间土壤水分平衡田间土壤水分平衡。尽管田间的各种。尽管田间的各种水流过程错综复杂，但仍遵循水流过程错综复杂，但仍遵循质量守恒定律质量守恒定律。q田间土壤水分平衡田间土壤水分平衡，是指对于一定面积和厚度，是指对于一定面积和厚度的土体，在一段时间内，其土壤含水量的变化的土体，在一段时间内，其土壤含水量的变化应等于其来水项与去水项之差，正值表示土壤应等于其来水项与去水项之差，正值表示土壤贮水增加，负值表示减少。贮水增加，负值表示减少。q图图5-16是一田间土壤水分平衡示意图，据此
46、可是一田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平衡的数学表达式：列出其土壤水分平衡的数学表达式：W=P+I+U-E-T-R-In D 式中，式中，W表示计算时段末与时段初土体储水量之差表示计算时段末与时段初土体储水量之差（mm）；）；P表示计算时段内降水量（表示计算时段内降水量（mm）；）；I表示表示计算时段内灌水量（计算时段内灌水量（mm）；）；U表示计算时段内上行表示计算时段内上行水总量（水总量（mm）；）；E表示计算时段内土面蒸发量表示计算时段内土面蒸发量（mm）；）；T表示计算时段内植物叶面蒸腾量表示计算时段内植物叶面蒸腾量（mm）；）；R表示计算时段内地面径流损失量表示计算时段内地面径流损失量（mm）；）；In表示计算时段内植物冠层截留量表示计算时段内植物冠层截留量（mm）；）；D表示计算时段内下渗水量（表示计算时段内下渗水量（mm）。）。
