第2章 土壤水的保持和运动2

各种特定条件下的各分势组合
1. 在研究土-水-植物关系时，主要考虑基质势和溶质 势，即：Ψ总=ψm + ψs 2. 研究不饱和土壤水流时，压力势等于0，主要考虑 基质势和重力势，即：Ψ总=ψm + ψg 3. 研究饱和土壤水流时，基质势等于0，主要考虑压 力势和重力势，即：Ψ总=ψg+ ψp 4. 研究有地下水影响的田间水流动时，必须考虑基 质势、压力势和重力势，即：Ψ总=ψm + ψg+ ψp
土壤 A 砂土 10%
土壤 B 粘土 15%
水 流 向 何 方 ？
（二）土水势(soil water potential) 国际土壤学会名词委员会定义: 土水势(ψ土)：从一已知高度的蓄水池中，把无 限少量的纯水，在一个大气压下等温地和可逆地 转移到土壤中的某一指定高度成为土壤水所必须 作的功。 能量很难获得它的绝对值，几乎都是相对而言， 这里需要一个标准状态—纯水池中的纯水作为参 照标准，并规定水势为零。进一步将水分在土壤 中状态进行分析会得出影响土壤水分能量水平的 因素，就得到了许多分势。
土壤水分能量学观点的优点
1.可以使用统一的观点和尺度研究土壤—植物—大气连 续体（soil-plant-atmosphere continuum ，SPAC） 中水分的运动和相互关系：水分运动总是从土水势高 的地方自发地流向水势低的地方。而不一定是从含水 量高的流向含水量低的地方。 2.可以充分地使用热力学原理和数学方法和手段来定 量化地处理土壤水的问题：数学模型建立，为定量化 模拟和预测预报土壤墒情提供了重要手段。 3.在土壤水分研究手段上提出了一些方面的测试技术 和精确、快捷的方法。 土壤水分能量学观点是土壤科学领域一次大的飞跃。
二、土壤各分势
1、重力势(Gravitational potential): ψg （±） 由于重力作用而引起的土壤水势的变化。所有土壤水度受到重力 的作用。 实质上是由于位置差所产生的土壤水分的能量差。可以和参比 面进行比较，得到土壤水的重力势值及符号。 重力势大小估算: ψg =mgZ (Z 土壤剖面上高度) at height Z above Z0 per unit mass ψg=mgZ/m=gZ (J/kg) per unit volume ψg =mgZ/v=ρwgZ (N/m2) per unit weight ψg=mgZ/mg=Z (m)
土水势的测定
热电偶湿度计（thermocouple psychrometer ）
土水势的测定
电阻法（electrical resistance method）
土壤电阻块
量程: -1000 kPa ~ -10 kPa 量程: -200 kPa ~ 0 kPa
ψ m = −hm
hm——负压水头。 for unsaturated soils: for saturated soils:
土壤基质对土壤水分的吸附作 用和毛管作用
ψm < 0 ψm = 0
影响土壤基质势的因素：土壤 水分基质势完全依赖于土壤的 基模特性。即某时刻土壤颗粒 表面吸附力和毛管力的大小。 注意：非饱和土壤的基质势是 土壤含水率θ的函数。
土壤水势（二）
总水势 土壤水的总势能
重力势 重力引起的 土壤水势
温度势 由于温度变化 引起的土壤水 势的变化
Ψw=ψm + ψs + ψg+ ψp+ ψT
基质势 土壤基质的吸附 力和毛管力所引 起的水势 压力势 当土壤饱和时,自由 水面下土壤由于静 水压力所产生的水 势
渗透势 土壤水分中的 溶质所引起的 水势
3、压力势 （pressure potential） ψp （+） 压力势是由于压力场中压力差的存在而引起的。若土壤中任 一点土壤水分所受压力不同于参考状态下的大气压，则 说明该点存在一个附加压强（压力差）ΔP。 单位数量的土壤水分由该点移至标准参考状态，其他各项维 持不变，仅由于附加压强的存在土壤水分所做的功，称 为该点的压力势。
5. 温度势 （Temperature Potential ） 温度势是由于温度场的温差所引起的，土壤中任何一点 土壤水分的温度势由该点的温度与标准参考状态的温 度之差所决定： ψ T = − SeΔT 式中：Se为单位数量土壤水分的熵值。 一般条件下，在分析土壤水分运动时，温度势的作用常 被忽略。 上述五个土水势的分势在实际问题中并不是同等重要 的。分析田间水分运动时，溶质势和温度势一般不予 考虑。
溶质势概念中强调的内容有： (1) 由于溶质分子或离子作用，使土壤水的自由能降低，因 此，溶质势为负值。 (2) 溶质势大小依赖于溶质类型(μ)和浓度C，依据van’t Hoff 方程：
c ψ 0 = − μ RT
c : 溶质浓度 ; μ : 溶质分子量 ; R : 气体常数 ; T : 绝对温度
(3)一般土壤水中溶质的存在并不显著地影响土壤中的水分 的流动。但在植物根系吸水时，水分吸入根内要通过半透性 细胞膜，土壤溶液的势能必然高于根内势能，否则植物根系 将不能吸水，甚至根茎的水分还会被土壤吸取。 溶质势的相反数人们叫它溶质吸力(osmotic suction)，对于盐渍 化的土壤，土壤中含盐量较大，其溶质势达到-14.5Pa，即 使土壤湿度较大（基质势为-0.5Pa），植物根系也无法从土 壤中吸水。因此，溶质势在研究植物根系吸水，植物细胞的 渗流等问题时，具有重要的意义。
•分类
U型水银负压计、机械指针式张力计、电信号张力计。
张 力 计 测 定 土 水 势
机械指针式张力计
U型水银负压计
SR系列指针式 张力计（法 国）
指针式张力计 （中国）
2500S电子张力计 （法国）
Soilspec电子张力计 （澳大利亚）
电信号张力计（美国）
EQ15平衡式土壤水势张力仪（德国）
重力势概念需要特别强调的内容: (1) 与土壤性质无关。 (2) 其值的大小等于待测点到参考面的垂直高度 (Z)，单位为(L) (3) 规定特测点在参考面值上取正值（+）（重力 相对大），在参考面之下取负值（一）（重力相 对小） (4)规定参考面处为零，它的选择不影响空间任意 两点间重力势差值 (5)无需特别测量仪器和设备
EQ由两部分组成： 平衡传感器和含水量测量 器。 传统张力计测量范围小(0 -0.8bar), 只可以在湿润土壤 中使用, 而且维护量极大， 相比之下，平衡式土壤水势张力 仪具有不可替代的优点： 测量范围大，包括了植物可生存 的全部范围(0 -15巴) ； 精度高， 误差小于5 kPa；使用简单，无需任何保养和维修措施，完 全适 于户外长期使用；可用数据采集器进行多探头连接 。
4、溶质势（Solute potential） ψs （-） 或渗透势（Osmotic Potential） ψo （-） 由于土壤溶液中溶解性物质浓度所引起的土水势变化量。 单位数量的土壤水分从土壤中移到标准参考状态时，其他各 项维持不变，仅由于土壤水溶液中的溶质的作用，土壤水 所做的功即为该点土壤水分的溶质势。实质上由于土壤水 中溶质浓度差所产生的土壤水分能量差值。参考状态是以 不含溶质的纯水作为标准。
压力势分为静水压力势和气压势。Philip(1969）认 为，在膨胀和可压缩的土壤中还存在着另一种高 于大气压的压力势，称之为荷载势，一般情况下 可以忽略不及。静水压力势(hydrostatic pressure) 就成为压力势主要构成。 压力势大小： per unit mass ψp=gh per unit volume ψp= ρwgh per unit weight ψp=h 从自由水面到达以下待测点的垂直距离，即为压力 势值。
土水势的测定
四、张力计法
张力计是测定土壤吸力（基质势）的一种仪器。张力计又叫 土壤湿度计、负压计等。
•原理
采用多孔的陶瓷头与植物根系从土壤中吸收水分相似的原 理，当土壤中的水分减少，水势降低时，埋置在土壤中的张 力计管中的水分会从多孔的陶瓷头渗出，此时张力计管中形 成一定的真空度，通过测量张力计管中的真空度，就可以反 映出土壤中水势的变化。
三、土壤水吸力(土壤水分张力)
在土壤水分分势中，有两个分势(基质势+溶质势)为负值，为 了使用方便，习惯上将这两个分势的绝对值之和统称为土壤水 吸力(土壤水分张力，S)。一般简称土壤吸力(Soil moisture tension)。 • 考虑到研究田间土壤水分运动时，溶质势一般不予考虑，故 通常所说的土壤水吸力即是土壤基质的吸力。 S = −ψ m ψ ψ •由上式可知， m越大（负的越少），S越小； m越小（负的越 多）, S越大。 •土壤水的自发趋势是由吸力低处向吸力高处流动。 土壤水吸力是能量尺度的一种表示方法，不要误以为是土壤 对水的吸力。
2.3 土壤水分的能态
一、土壤水分能量概念
• （一） 土壤水分能量观点产生的历史背景 • Buckingham（1907）首先提出的应用能量理论和方法 研究土壤水分问题。经过近百年的研究历程，尤其是近20 ～30年来得到了较大发展。土壤水分能量概念的引入首先 准确地表明了水分移动的方向一定是从自由能高出向自由 能地处移动。 • 能有机械能、热能、化学能，电能等。对于土壤水分 而言仅涉及机械能。机械能一般有两种: • （1）动能 KE=1/2mv2 • 土壤水分移动速度非常慢， 故v≈0，水分动能可以忽略 不计。 • （2）势能 PE=mgh， 他表达的是物质在不同力场中的 一种做功的状态，符合土壤水分问题，故人们借用此名 词---“土水势”作为土壤水分的能量概念 。
土壤水势的单位
1 bar = 100 J/kg =100 000 Pa =0.1MPa=1020cm 1 J/kg = 1000 Pa = 1 kPa 1 centibar (0.01bar) = 1 kPa
过去常用大气压(atm)和巴（bar），现在用SI单位帕 (pa)，在日本，较多采用PF值，PF=logH，其中，H为水头的 绝对值(cm)，如PF=3，表示水势为1000cm水柱高。
Example:如图 1-4,求 A,B 两点间的势差。 解：已知，ψ gA = 15cm
A
Z 15cm
ψ gB = ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ10cm
Δψ g = ψ gA −ψ gB ∴ = 15 − (−10) = 25cm
0
B 10cm
图 1-4
（Note:单位重量土壤水分所具有的势能）
2、基质势（matric potential） ψm （-） Buckingham(1907)叫它毛管势， C.G.Gutt建议叫基质势。 也就说，基质势是由于土壤基质的表 面吸附力和孔隙的毛管力对水分的 能量状态的影响所产生水分自由能 的变化。参考状态是以自由水为标 准的。 单位数量的土壤水分由非饱和土壤中的 一点移至标准参考状态，除了土壤 基质作用外其他各项维持不变，则 土壤水所做的功即为该点土壤水分 的基质势。
Eg = V • ΔP 式中：V 为土壤水分的体积。 ①For Saturated Soils: ψ p ≥ 0 ②For Unsaturated Soils: ψ p = 0 . Note:对于非饱和土壤水，考虑到通气孔隙的连通性，各点承受的压力均为大 气压，故各点的附加压强 ΔP = 0 ，因此，压力势ψ p = 0 （1.21）
能量概念在土壤水研究中的应用
1.有利于研究不同土壤基质的水分特性 应用能量概念可以定量地表示土壤水所处的能量 水平，表明水分与土壤基质之间的相互作用，这样 就可以在不同基质的土壤上通用，以弥补数量指标 的不足。
含水量 基质势
2. 有利于研究土壤水的运动
3. 有利于研究土壤-植物-大气连续体系统中水分的 相互作用 土壤是供给作物吸水的“源”，大气则是作物散失水 分的“汇”。作物本身是介于两者之间可导水的介质。 水从土壤经作物而到大气保持着连续状态，并构成一 个完整的系统，称SPAC系统。 作物由根系吸收水分，绝大多数要输导至叶部并 通过气孔蒸腾出去，要经过长距离输导。 作物体内的水分输导途径是:土壤→根毛→根的皮层 和内皮层→根的中柱鞘→根导管→茎导管→叶柄导管 →叶脉导管→叶肉细胞→叶细胞间隙→气孔腔→气孔 →大气。