土壤水与溶质的运移

土壤水与溶质的运移
Contents
5.0 Introduction
5.1 Classifying and determining of soil water
土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定
5.2 Energy status of soil water
土壤水的能态
5.3 Soil water movement
土壤水的运动
5.4 Solute transportation in soils
土壤中的溶质运移
Soil water
土壤水是土壤的最重要组成部分之一；
在土壤形成过程中起着极其重要的作用，在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程：矿物质风化、有机化合物的合成和分解等；
作物吸水的最主要来源；
自然界水循环的重要环节；
非纯水，而是稀薄的溶液，溶有各种溶质，还有胶体颗粒悬浮或分散其中。

Principal sources of soil water
●Precipitation——Rain, snow, hail(雹）; fog, mist(霜)
●Ground water——lateral movement from upslope, upward movement from the underlying rock strata.
precipitation Surface devoid of vegetation
Reach
directly Vegetated surface
intercepted
canopy
Canopy throughfall and
stemflow atmosphere
evaporation infiltration Run off
Soil water
Drainage and lost
Evapotraspiration
The composition of soil water
Soil water contains a number of dissolved solid and gaseous constituents,many of which exist in mobile ionic form,and a variety of suspended solid components.
Base cations
(Ca2+, Mg2+, K+, Na+, NH4+)Precipitation
Mineral weathering
Organic matter decomposition Lime and fertilizer
sources
H+——a measure of acidity (pH)
●CO2Atmosphere ——dissolved in precipitation Soil air ——produced in soil respiration
H2O + CO2H2
CO3
H++ HCO3-
Unpolluted rain water: pH>5.6
Soil water: pH <5.0
●Industrial and urban emission
●Organic acids derived from decaying organic material
●Released by plants in exchange for nutrient base cations major source
Iron and aluminium
Major sources
mineral weathering
acid rain
Major form
Fe2+, Al3+ions
soluble organic-metallic complexes
Soluble anions
NO
3-, PO
4
3-
Cl-, SO
4
2-
HCO
3-
Mineralisation processes
Fertilizers
Atmosphere sources
Mineral weathering
Dissolved organic carbon (DOC) Pollutants (heavy metals et al.)
Suspended constitutions
☐Small particles of mineral and organic material ☐Often result in discoloration(变污)and increased turbidity(混浊度)of soil water.
第一节土壤水的类型划分及土壤水分含量测定Classifying and determining of soil water 一、土壤水分类型及有效性
Soil water types and availability
土
壤水分研究方法能量法
数量法
从土壤水分受各种力作用后自由能的变
化研究水分的能态和运动、变化规律。

按照土壤水分受不同力的作用而研究
水分的形态、数量、变化和有效性。

土壤—植物—大气连续体（SPAC)
简单、实用
SPAC 系统中水分运移过程模式图
土壤水的类型
吸湿水(紧束缚水)吸附水(束缚水)
毛管水
重力水
膜状水(松束缚水)
受土壤吸附力作用而保持
受毛管力作用而保持
受重力作用
固态水
土壤水
气态水
束缚水
自由水吸湿水膜状水
毛管水重力水地下水
定义土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分
吸附力很强，达31～10000个大气压，使ρ水增大，可达1.5g/cm3；无溶解能力，不移动，通常在105～110℃条件下烘干除去。

特点
对植物
无效
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。

风干土重
烘干土重= ——————
1+吸湿水%
风干土烘干土
吸湿水
有无吸湿水
膜状水
土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜。

特点：保持力较吸湿水低，6.25～31大气压，密度较吸湿水小，无溶解性；移动缓慢，由水膜厚往水膜薄的地方移动，速度仅0.2～0.4mm/hr 。

对植物有效性低，仅部分有效。

毛管水
存在毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分。

分为毛管上
升水和毛管悬着水。

重力水
受重力作用可以从土壤中排出的水分，主要存在于土壤通气孔隙中。

土壤水分常数Soil water coefficient
土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而定，
是一个比较固定的数值，故称水分常数。

吸湿系数:吸湿水的最大含量(最大吸湿量maximum adsorbed water content)。

凋萎系数(wilting coefficient):植物永久凋萎时的土壤含水量。

田间持水量(field moisture capacity):毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。

它是反映土壤保水能力大小的一个指标。

毛管持水量(capillary water capacity):毛管上升水达最大量时的土壤含水量。

饱和持水量:土壤孔隙全部充满水时的含水量。

土壤水分有效性Soil water availability
土壤水的有效性是指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。

最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。

土壤质地与有效水最大含量的关系
土壤质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土田间持水量(%)121822242630
凋萎系数(%)35691115
有效水最大含量(%)91316151515
土壤水分形态
土壤水分有效性
水分与土粒的能量关系×105Pa
10132
31.415.2 6.33
0.4~0.80.05~0.5
0.001
0.08105烘干重
吸湿系数凋萎系数
最大分子持水量
毛管联系破裂含水量
田间持水量毛管持水量饱和持水量
吸湿水膜状水
毛管悬着水
重力水
毛管上升水
无效水有效水多余水
Weight per cent 质量百分数(θm , w%)
计算土壤含水量时，以干土重为基础，才能反映土壤的水分状况。

Volume per cent 容积百分数(θv , v%)
土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数
二、土壤水分含量的表示方法
Represents of soil water content
土壤水分质量(W w )
w %= ×100
干土质量(W s )
土壤水分容积(Vw)
w %= ×100
土壤总容积(Vs)
水v%=水w%×土壤容重
Soil water storage capacity 土壤水贮量
water depth 水深（mm ）
优点:与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，
便于互相比较和互相换算。

Dw (mm)= v% ×
土层厚度
作用:与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。

V (m3/ha)=D w (mm)×1/1000×10000=10D w
Storage capacity 储水容量(m 3
/ha)
Relative water content 相对含水量（%）
土壤自然含水量占某种水分常数（一般是以田间持水量为基数）的百分数。

土壤含水量
土壤相对含水量= ×100%
田间持水量
通常相对含水量为60%至80%，是适宜一般农作物以及微生物活动的水分条件。

在105～110℃条件下，烘至恒重，为烘干土重，
以此为基础计算水分重（蒸发损失量）的百分比（%）。

——红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。

三、土壤水分含量的测定Determining of soil water content 烘干法中子法
TDR 法快速烘干法经典烘干法此法费事，不
便定位测定。

——中子水分测定仪包括一个快速中子源和一个慢中子探测器。

简便、较精确。

只能用于较深土层水分测定，不能用于土表薄层土。

有机质中的氢会影响H 2O 的测定结果。

——时域反射仪法(Time-Domain-Reflectometry), 类似一个短波雷
达系统，可直接、快速、方便、可靠地监测土壤水盐状况。

测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关，独立性很强。

第二节土壤水的能态
Energy status of soil water
一、土水势及其分势
Soil water potential and its sub-potential
Soil water potential土水势
为了可逆地等温地在标准大气压下从在指定高度的纯水水体中移动无穷小量的水到土壤中去，每单位数量的纯水所需做功的数量。

土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值。

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（负值小）→低（负值大）
Sub-potential分势
由于引起土壤水势变化的原因或动力不同，土壤水势(Ψ
t
)
分为：基质势(Ψ
m ) 、压力势(Ψ
p
) 、溶质势(Ψ
s
)和重力势
(Ψ
g
)等。

土壤水势是各分势之和:
Ψt=Ψm+Ψs+Ψg+Ψp
●Matric potential基质势Ψ
m
也称基模势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。

一般情况下为负值；土壤水完全饱和情况下为最大值——零。

在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土水势以Ψm为主。

●Solute potential溶质势Ψs
也称渗透势，由土壤水中溶解的溶质所产生。

一般为负值。

土壤水不是纯水，其中有溶质，而水分子是极性分子，与溶质之间可产生静电吸附，产生Ψs。

(存在半透膜时对水分运动起作用）
●Gravitational potential 重力势Ψg
由重力作用产生的水势。

如果土壤水在参照面（地下水位）之上，则重力势为正，反之，重力势为负。

●Pressure potential压力势Ψp
土壤水饱和情况下，由于受压力而产生的。

一般为正值。

标准状态水的压力为1个大气压，但如果土壤中有水柱或水层，土壤水所受到的压力在局部地方就不一定为1个大气压，就有一定的静水压。

悬浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。

土壤水承受一定吸力情况下的能态。

水吸力只相当于土水势的基质势和溶质势，数值相等，符号相反。

基质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(matric suction)和溶质吸力(solute suction)。

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。

二、土壤水吸力
Soil water suction
三、土壤水分能态的定量表示方法
Represents of soil water energy status
土水势的定量表示方法是以单位数量（单位质量、单位容量或单位重量）土壤水分的势能值为准。

土水势标准单位：帕(Pa)、千帕(kPa)、兆帕(MPa)
习惯上使用的单位：大气压(atm)、巴(bar)、水柱高度
pF值：水柱高度厘米数的负对数
1MPa=103kPa=106Pa
1Pa=1.02×10-2cm水柱
1bar=1020cm水柱=105Pa
1atm=1033cm水柱=pF3.0≈1bar=1000mbar
四、土水势的测定
Determining of soil water potential
张力计法，压力膜法，冰点下降法，水气压法
●张力计法(负压计或湿度计)，测定水不饱和土壤的基质势
或基质吸力。

张力计法适用范围80/85kPa以下，超过此范围，空气进入陶土管而失效。

旱地作物可吸水的吸力范围多在100kPa以下，故张力计有一定实用价值。

●压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。

土壤水的能量指标(基质势或水吸力)与数量指标(容积含水量)的关系曲线。

随着土壤含水量的减少其水吸力增大，基质势降低，植物根系吸水难度增大，水分有效性降低。

五、土壤水分特征曲线
Soil water characteristics curve
S o i l w a t e r s u c t i o n (S )
土壤水吸力(S)与含水量(θ)关系的经验公式：
S o i l w a t e r s u c t i o n (S )
式中：
S ——水吸力（Pa ）θ——含水量（%）
θs ——饱和含水量（%）a 、b 、A 、n 、m 为相应的经验常数
m
n
s b
s b /θ
θ)Α(θS )θa(θS a θS -===/或
Influenced factors影响因素
土壤质地
假定土壤水吸力为300cm，各种质地土壤的含水量(v%)约为：细砂土8%，砂壤土15%，壤土34%，粘土42% 。

土壤结构和紧实度(容重)
在同一吸力值下，容重愈大的
土壤，含水量愈高。

温度
影响水的粘滞性和表面张力。

土温升高，水的基质势增大，有效
性提高。

Soil water Hystersis phenomenon
水分滞后现象
土壤吸湿(水)过程中，S随θ增加而降低的速度较快。

土壤脱湿(水)过程中，S随θ减少而增大的速度较慢。

同一土壤的两种水分特征曲线不重合。

砂质土的滞后现象比粘质土更明显。

●Application of soil water characteristics curve
土壤水分特征曲线的应用
✓土壤水吸力与含水量之间的换算
不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同。

但含水量不同，因而有效水的数量不同。

✓用于各级孔径、孔隙及其容积（V，%）的计算
D=3/T
✓计算水容量（比水容Specific water capacity）
指水吸力变化1个单位土壤吸入或释出的水量(ml/bar · g)，即水分特征曲线的斜率(dθ/ds)，可作为土壤供水能力的指标。

第三节土壤水的运动
Soil water movement
液态水流动
气态水运动
土壤水运动
推动力：土层之间的水势梯度流动方向：高水势到低水势
饱和流
非饱和流
土壤孔隙全部充满水；主要是重力水运动
部分土壤孔隙充水；主要是毛管水和膜状水运动
推动力：水汽压梯度、温度梯度流动方向：高水汽压到低水汽压
温度高处到温度低处
水汽扩散水汽凝结
一维垂直向饱和流动可用达西定律来表示：
一、饱和土壤中的水流
Water flow in saturated soils
推动力：土层之间的水势梯度（soil water potential gradient),
主要包括重力势和压力势
流动方向：高水势到低水势
L
H
K q s
∆-=q —水通量：单位时间通过单位断面水的容积ΔH —总水势差L —水流路径长度ΔH /L 水压梯度“-”表示水流方向
Ks —饱和导水率，即单位压力梯度下水的流量
H
反映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Ks 。

影响孔径大小和形状的主要因素有质地、结构、阳离子种类。

生产中要求土壤保持适当的饱和Ks 。

若过小，造成透水通气差，还原有害物质易在土壤中积累，造成地表径流；若过大，造成漏水漏肥现象。

土壤饱和导水率（saturated water conductivity) K s
◆
垂直向下的饱和流
发生在雨后或稻田灌水以后。

◆
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。

◆
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。

土壤水饱和流种类
一维非饱和流动可用达西定律来表示：
二、非饱和土壤中的水流
Water flow in unsaturated soils
推动力：土层之间的水势梯度（soil water potential gradient),
主要包括基质势和重力势
流动方向：高水势到低水势
水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；曲率半径大的孔隙向曲率半
径小的孔隙移动；温度高处向温度低处移动。

dx
d K q m ψ
ψ-=)
(q —水通量：单位时间通过单位断面水的容积d ψ/dx —总水势梯度“-”表示水流方向
K （ψm ）—非饱和导水率，即单位水势梯度下水的流量
非饱和流与饱和流的区别
◆推动力
非饱和流：基模势和重力势
饱和流：重力势和压力势◆导水率
饱和流：Ks 对某一土壤为常数非饱和流：K(ψm)不是一个常数，是含水量或基质势的函数。

含水量高，水势高则k 值大，反之，水势低则k 值小。

若水分是连续的，则随着土壤含水量减少，k 值逐渐降低；若是不连续的，则k 值随着含水量降低后急剧下降。

基质势降低K （ψm
）
三、土壤中的水汽运动
Vapor movement in soils
◆水汽运动的方式
土壤中水汽运动的主要方式是扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动。

同时也有水汽凝结。

扩散系数土壤低于大气。

◆影响水汽压梯度的因素
水汽压梯度是水汽扩散运动的主要推动力，它受土水势和温度两个因素的影响，而又以温度的影响为主。

白天由温度较高表层底层，利于防止蒸发；
夜晚由温度较高底层表层，利于土壤回润。

雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。

入渗阶段
渗吸和渗透过程——地面供水，水自上而下垂直运动。

渗吸：土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量增加而降低。

渗透：水分通过大孔隙下渗，饱和水流，速度恒定——最后入渗速率，反映土壤的渗水能力，称渗透系数。

四、土壤水入渗、再分布和土面蒸发
Infiltration, second distribution and surface evaporation of soil water
入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示，入渗能力取决于土壤的干湿度和孔隙状况。

供水强度小，入渗速度主要取决于供水
供水强度大，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力
地面供水期，土壤入渗水自上而下形成饱和层→延伸层→湿润层（毛管水）及湿润前锋。

饱和层
延伸层
湿润层
湿润锋
含水量土
层深度
土壤水的再分布
地面停止供水，入渗终止。

土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，称为土壤水的再分布。

土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。

某一土层水的损失，不完全是植物吸水所致，还与上、下层水的再分布有关。

●土面蒸发
✓条件
•有足够热量达到地面满足水的汽化热；
•水汽从地面移走；
•土壤水传导至地面。

✓三个阶段
•大气蒸发力控制（蒸发率不变）阶段
控制因素——大气蒸发力。

•土壤导水率控制阶段
控制因素——土壤导水率。

•扩散控制阶段
水分水气大气，蒸发量减小。

五、田间土壤水分平衡
Soil water balance in the field
土壤—植物—大气连续体(SPAC)
●土壤水来源(收入)
降水(P)，灌水(I)，上行水(U)
●土壤损失(支出)
土面蒸发(E)，叶面蒸腾(T)，冠层截留(In)，地表径流(R)，下渗水(D)，计算时段初、末土体储水量之差△W。

●土壤水分平衡：
△W=（P+I+U）−（E+T+R+In+D）
地区水量平衡：收入—降水，支出—地面径流和蒸散，即P=R+ET
precipitation Surface devoid of vegetation
Reach
directly Vegetated surface
intercepted
canopy
Canopy throughfall and
stemflow atmosphere
evaporation infiltration Run off
Soil water
Drainage and lost
Evapotraspiration
第四节土壤中的溶质运移Solute transportation in soils
土壤水不是纯水，而是溶有溶质的水溶液。

土壤水中溶质来源：
自然因素：雨水中溶有一些气体（CO 2、O 2、SO 2、NOx 等），矿质潜水蒸发过程中将所含盐分带到土壤表层聚集。

人类活动：污水灌溉、排污、农药和化肥使用等。

土壤中溶质运动非常复杂，溶质随着土壤水分运动而移动，同时，溶质在自身浓度梯度作用下也会移动。

溶质的对流运移
对流——土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程。

溶质通量——单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量，通过对流运移的称溶质的对流通量。

溶质的对流通量(Jc)为溶质浓度(c)和土壤水通量(q)的乘积：
J c= qc。