课件：第05章土壤水

0 -0.01 -0.1 -0.3 -1.0 -15 -31 -100
土水势(kPa)
0 -1 -10 -30 -100 -1,500 -3,100 -10,000
排水孔隙的直 径(m) -300 30 10 3 0.2 0.97 0.03
国际制单位1kPa=0.01 Bars
土壤水吸力
土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下 所处的能态，简称吸力，但并不是指土壤对水的吸 力。
g=Mgz
5、总水势(t)
t = m + p + s + g
土壤水 饱和状 态下
土壤水 不饱和 情况下
t = p + g t = m + g
土水势单位
土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准。单位 数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。最常用的是单 位容积和单位重量。
单位质量土壤水的土水势单位为J/kg，
和导水率
d /dx 为
总水势梯度
非饱和条件下土壤 水流的数学表达式 与饱和条件下的类 似，二者的区别在 于：饱和条件下的 总水势梯度可用差 分形式，而非饱和 条件下则用微分形 式：饱和条件下的 土壤导水率K，对 特定土壤为一常数， 而非饱和导水率是 土壤含水量或基质 势的函数。土壤水 吸力和导水率之间
土壤水 的形态 分类
吸附水，受土壤吸附力作用保持， 可分为吸湿水和膜状水
毛管水，受毛管力的作用而保持
重力水，受重力支配，容易进一步 向土壤剖面深层运动
土壤中粗细不同的毛管孔隙连通一起形成复杂的毛管 体系。在地下水较深的情况下，降水或灌溉水等地面 水进入土壤，借助于毛管力保持在上层土壤的毛管孔 隙中的水分，它与来自地下水上升的毛管水并不相连， 好像悬挂在上层土壤中一样，故称之为毛管悬着水。 土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。 在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。当一 定深度的土体储量达到田间持水量时，若继续供水， 就不能使该土体的持水量再增大，而只能进一步湿润 下层土壤。田间持水量是确定灌水量的重要依据，是
农业生产上十分有用的水分常数
(二)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
通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限， 当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土 壤含水量，称为萎蔫系数或萎蔫点低于萎蔫 系数的水分，作物无法吸收利用，所以属于 无效水。这时的土水势约相当于根的吸水力 (平均为1.5MPa)或根水势(平均为—1.5MPa)
薄层土
中子仪
3、TDR法
TDR法是20世纪80年代初发展起来的一种 测定方法， TDR英文全称是Time-DomainReflectometry，简写为TDR，中文译为 时域反射仪
第二节 土壤水的能态
一、土水势及其分势
土水势的定义为：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 土壤水分中去，每单位数量的纯水所需作功的数量
(由湿变干)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。这一现 象已为很多实验资料所证实， 称为滞后现象
产生滞后现象的原因可能是土壤颗粒的 胀缩性以及土壤孔隙的分布特点(如封闭孔隙、大小
孔隙的分布等)
土壤 水分 特征 曲线 的滞 后现 象
第三节 土壤水的运动
土壤中存在3种类型的水分运动
上面讨论的基质势m和溶质势s一般为负值， 在使用中不太方便，所以将m和s的相反数(正数) 定义为吸力(S)，或分别称之为基质吸力和溶质吸力。
由于在土壤水的保持和运动中，不考虑s，所以 一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与m相等， 但符号相反。
S=-m
二、土水势的测定
张力计法 压力膜法 冰点下降法 水气压法
服从饱和状态下多孔介 质的达西定律
达西定律
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= -Ks H/L
一维垂直向饱和流
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度
和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，
二
对一维垂向非饱和流．其表达式为
非
饱
和
土
Q= -K(m)d /dx
壤
中
的
水
流
K(m)为非饱
m表示
土壤质量含水量=（土壤中水分的质量/干土质量）100
干土是指在105℃ 条件下烘干的土壤
单位土壤总容积中水分所占的容积分数， 又称容积湿度、土壤水的容积分数，无 量纲，常用符号v表示
2 容 积 土壤容积含水量(％)=土壤水容积/土壤总容积100 含 水 量
v和m的的换算公式 v= m·
为土壤容重。
对于水分饱和的土壤，在水面以下深度为A处，体积 为V的土壤水的压力势(p)为：
p=WghV 式中， W为水的密度，g为重力加速度
3、溶质势(s)
溶质势(s)是指由土壤水中溶解的 溶质而引起土水势的变化，也称渗 透势，一般为负值。 溶质势的大小 等于土壤溶液的渗透压，但符号相
反
溶质势测定同计算植物细胞渗透压(P)的方法相同：
饱和流 即土壤孔隙全部 充满水时的水流， 这主要是重力水
的运动
非饱和流 即土壤中只有部 分孔隙中有水时 的水流，这主要 是毛管水和膜状
水的运动
水汽移动
一、饱和土壤中的水流
饱和流的推动力 主要是重力势梯 度和压力势梯度
在土壤中，有些情况下会出现饱和流，如大量持续 降水和稻田淹灌时会出现垂直向下的饱和流；地下 泉水涌出属于垂直向上的饱和流；平原水库库底周 围则可以出现水平方向的饱和流
土水势的研究还 能提供一些精确 的土壤水分状况 测定手段
由于引起土水势变化的原因或动力不同， 所以土水势包括若干分势，如基质势、 压力势、溶质势、重力势等
1、基质势(m)
在不饱和的情况下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制约， 其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。假定纯水的势 能为零，则土水势是负值。这种由吸附力和毛管力所制约 的土水势称为基质势(m)。土壤含水量愈低，基质势也就 愈低。反之，土壤含水量愈高，则基质势愈高。至土壤水 完全饱和，基质势达最大值，与参比标准相等，即等于零
测量下限可达-1500 kPa吸力以上，包括了全部有效水范围
三、土壤水分特征曲线
土壤水的基质势或土壤 水吸力是随土壤含水率 而变化的，其关系曲线 称为土壤水分特征曲线 或土壤持水曲线，土壤 水分特征曲线表示土壤 水的能量和数量之间的 关系。是研究土壤水分 的保持和运动所用到的
土壤水分 特征曲线
影响土壤水分特征曲线的因素
三种单位之间的换算关系
1 bar =100J/kg=105 Pa 1 bar =1013厘米水柱=75.01 cm Hg
1 bar =0.9896 atm
土水势的单位和对应的排水孔隙直径
水柱高(cm) 土水势(bar)
0 10.2 102 306 1,020 15,300 31,700 102,000
P C RT u
式中，C 为溶液浓度，为溶质的摩尔质 量(g/mol)，因此是以摩尔表示的溶液浓度 (mol/L)，T为热力学温标(°K)，R为摩尔气
体常数。
土壤水渗透势与渗透压的数值相同，但符 号相反, s是一个负值。
s C RT
u
4、重力势(g)
重力势(g)是指由重力作用而引起的土水势变化。 所有土壤水都受重力作用，与参比标准的高度相 比，高于参比标准的土壤水，其所受重力作用大 于参比标准，故重力势为正值。高度愈高则重力 势的正值愈大，反之亦然。参比标准高度一般根 据研究需要而定，可设在地表或地下水面。在参 考平面上取原点，选定垂直坐标z，土壤中坐标为 z，质量为M的土壤水分所具有的重力势
m=(W1-W2)/(W2-W3)
2、中子法
此法是把一个快速中子源和慢中子探测器 置于套管中，埋人土内。其中的中子源(如镭、
镅、铍)以很高速度放射出中子，当这些快中 子与水中的氢原子碰撞时，就会改变运动的方 向，并失去一部分能量而变成慢中子。土壤水 愈多，氢愈多，产生的慢中子也就愈多。慢中 子被探测器和一个定器量出，经过校正可求出 土壤水的含量。此法虽较精确，但目前的设备 只能测出较深土层中的水，而不能用于土表的
单位容积土壤水的土水势单位为J/m3，因为 J/m3=Nm/m3=N/m2，用帕(Pascl, Pa)表示，也可用千帕(kPa) 和兆帕(MPa)，习惯上也曾用巴(bar)和大气压(atm)表示，国 际单位制中1Pa=牛顿/米2，量纲为ML-1T-2；
单位重量土壤水的土水势，其单位是水柱高度(厘米或米)， 量纲为L。
2、压力势（ p)
指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生土水势 变化。在不饱和土壤中的土壤水的压力势一般与参比 标准相同，等于零。但在饱和的土壤中孔隙都充满水， 并连续成水柱。在土表的土壤水与大气接触，仅受大 气压力，压力势为零。而在土体内部的土壤水除承受 大气压外，还要承受其上部水柱的静水压力，其压力 势大于参比标准为正值。
3、相对含水量
指土壤含水量占田间持水量的百分数。它可以 说明土壤毛管悬着水的饱和程度，有效性和水、 气的比例等，是农业生产上常用的土壤含水量 的表示方法
相对含水量=土壤含水量/田间持水量
4、土壤水贮量
一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量， 在土壤物理、农田水利学、水文学等学科 中经常用到这一术语和指标，它主要有两 种表达方式
第五章 土壤水 Soil Water
土壤水的意义
土壤水是土壤的最重要组成部分之一。 它在土壤形成过程中起着极其重要的作用
土壤水在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质 转化过程,不了解土壤水在土壤中的变化、运移机理 以及土壤水与土壤的其他组成部分相互关系的规律， 就无法认识土壤的形成过程
土壤水是作物吸水的最主要来源，也是自然界水 循环的一个重要环节，与作物生长和土壤中许多 化学、物理和生物学过程有关
土壤水总是由土水势高处流向土水势低处。 同一土壤，湿度愈大，土壤水能量水平愈 高，土壤水势也愈高。土壤水便由湿度大 处流向湿度小处
用土水势研究土壤水的许多优点
作为判断 各种土壤 水分能态 的统一标 准和尺度
土水势的数值可以在 土壤一植物一大气之 间统一使用，把土水 势、根水势、叶水势 等统一比较，判断它 们之间水流的方向、 速度和土壤水有效性
张力计法
张力计(tensiometer)的构造由多孔陶瓷杯、 塑料 管或抗腐蚀的金属管、集气管和水银压力计或 真空压力表组成。
只能测定土壤水吸力 8085 kPa以下
张力计示意图
压力膜法
压力膜法(pressure membrane apparatus) 是实验室测定土水势 的主要方法
压力 膜示 意图Biblioteka 第一节 土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定 一、土壤水的类型划分及有效性
土壤学科中研究土壤水的研究方法主要 有两种，即能量法和数量法
能量法主要 从土壤水受 各种力作用 后自由能的 变化，去研 究土壤水的 能态和运动 、变化规律
数量法是按 照土壤水受 不同力的作 用而研究水 分的形态、 数量、变化 和有效性
一般把田间持水量视为土壤有效水的上限
土
壤
田
间
萎
持
蔫
水
系
有 效 水
量
数
二、土壤水分含量的表示方法
土壤水分含量是表征土壤水分状况的 一个指标，又称为土壤含水量、土壤 含水率、土壤湿度等。土壤含水量有 多种表达方式，数学表达式也不同，
常用的有以下几种
1、质量含水量
土壤中水分的质量与干土质量的比值，因在同一地区重力 加速度相同，所以又称为重量含水量，无量纲，常用符号
不同质地的土壤， 其水分特征曲线 各不相同，差别
很显
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
不 同 质 地 土 壤 的 持 水 曲 线
水分特征曲线还受土壤 结构的影响，在低吸力 范围内尤为明显
温度对土壤水分特征曲线亦有影响。 温度升高时，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
水深(Dw) 指在一定厚度(h)一定面积土壤 中所含水量相当于相同面积水层的厚度，量纲 为[L], Dw与v的关系式：
Dw=v·h
三、土壤水分含量的测定
1、烘干法
这是目前国际上仍在沿用的标准方法。其测定的 简要过程是，先在田间地块选择代表性取样点， 按所需深度分层取土样，将土样放人铝盒并立即 盖好盖(以防水分蒸发影响测定结果)，称重(即湿 土加空铝盒重，记为W1)，然后打开盖，置于烘 箱，在105—110℃条件下，烘至恒重(约需6—8h)， 再称重(即干土加盒重，记为W2)。则该土壤质量 含水量可以按下式求出，设空铝盒重为W3