第六章 土壤水分2

盐土中 的盐浓 度，可 以导致 含盐土 层从其 临近的 土层中 聚积水 分。这 个势相 当于从 土壤溶 液中， 透过半 透膜抽 吸单位 数量的 水所做 的功。
渗透作用和渗透压示意图
③压力势（pressure potential，ψp）
土壤水在饱和状态下呈连续水体，除承受大气压外
，还要承受其上部水柱的静水压力。
（4）水分滞后现象

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 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。这种现象称为滞后现象。 滞后现象在砂土中比粘土中明显，这是因为在一定吸 力下，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。
基质势是由土壤颗粒（基质）的吸附力和毛管力所引起的水势
变化。
在土壤水不饱和的状态下，水分受吸附力和毛管力的吸持，自
由能水平降低，其水势必然低于参比标准（纯自由水）下的水 势。由于参比标准的水势为零，所以基质势总是负值。
显然，同一土壤在不同含水量情况下，基质势是不相等的，土
壤愈干吸力愈强，基质势愈小，其绝对值愈大。即基质势20×105pa低于基质势-105pa。
总之，不饱和土壤水分运动主要是基质势
和渗透势起作用；在水分饱和的土壤中，
主要是重力势和压力势起作用，而盐土的
水分运动又受到溶质势的影响。
（二）土水势的定量表示
土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值
为准（最常用的是单位容积和单位重量）。
单位容积土壤水的势能值用压力，单位用帕(Pa)，
也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)表示；
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，土壤水分特
征曲线就是以土壤含水量为横坐标，以土壤水吸力为纵坐 标绘制的相关曲线。
土壤水分的 基质势与 含水率的关系，目前尚不能 根Fra Baidu bibliotek土壤的基本性质从理论上分析 得出，通常是 用原 状土样 测定其在 不同水吸力 （或基质势）下的 相应含 水率后绘制出来的，如图所示。
比面的水分意义较为重要，所以重力势常用正值。
⑤总水势（ψt）
土壤总水势等于上述各分势之和，它代
表土壤水分总的能量水平。
用数学式表示，即：
ψt = ψm +ψp +ψs+ψg

从上可见，土水势的值并不是绝对的势值，而
是与上述参比标准的差值

运用上述关系时，必须注意各分势的正负符号，
亦即要注意在既定情况下，各分势是正值还是 负值，也就是在计算时是相加或是相减。
集气管
压力表
陶土管
方法原理：
集气管
压力表
一个完全充满水，密封的张力计插入
土壤后，仪器的感应部件陶土管能让 水及溶质透过但不能让土粒及空气透
过，由于水分不饱和的土壤具有吸力，
陶土管周围的土壤便将仪器中的水经 陶土管壁吸出，使仪器系统内产生一
定真空度，这一真空度由负压指示出
来。当土壤吸力与仪器中的负压力平 衡时，仪器不再有水流出，负压表所
2、土壤水分特征曲线的应用
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。
首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率θ之
间的换算。
另外，土壤水分特征曲线可以间接地反映出土
壤孔隙大小的分布。
第三，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。
第四，应用数学物理方法对土壤中的水运动
零），其自由能必然不同，这个自由能的差用势能来表
示，称为土水势。常用（Ψ）来表示。 所以，土水势是以纯自由水作参比标准的差值，是一个 相对值。
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，即基质势（Ψ m）、
压力势（Ψ p）、溶质势（Ψ s）、重力势
（Ψ g）等。
（2）土水势分势
①基质势（matrix potential，Ψm）：
为了正确反映“土壤 — 植物 — 大气”体系中 的 水分变化 ，人们开始运用“ 能量 ”观点来 研究土壤水分。
因为土壤水和自然界中其他物体一样，含有
不同数量 和 形式 的能：动能和势能。能自发
地从 能量较高的地方 向 能量较低的地方 移动。
由于水在土壤中的 运动很慢 ，所以它的 动能
一般可以忽略不计 ，而 势能 （由位置和内部
条件造成）起着支配作用。
（一）土水势及其分势
（1）概念： 土壤中水分的保持和运动，它被植物根系
吸收、转移以及在大气中散发都是与能量
有关的现象。
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。
不同土壤，则不能只看土壤含水量的多少，
更重要的是要看它们土水势的高低，才能确
壤水则是从土壤水吸力低处流向高处。
（4）土壤含水量高，则土壤水的吸力小，
基质势大。土壤含水量低，则土壤水的 吸力大，基质势小。
（5）它是反映土壤对植物供水能力的一种
能量指标。
（ 6）土壤的水吸力越大，土壤水所受的吸力也越大， 对植物的有效性就越小，当土壤对水的吸力超过了植 物根系对土壤水的吸力时，土壤水分就处于无效状态。 （ 7）土壤水分含量高，土壤水的吸力越低，土壤水本
2、土壤吸力和土水势的区别
（1）土壤吸力只包括基质吸力和溶质吸力，相
当于基质势和溶质势，而不包括其它分势。但它
通常是指基质吸力。对水分饱和土壤一般不用，
（2）对基质势、溶质势而言，土水势的数值
与土壤吸力的数值相同，而符号相反。
如土水势为－1000mbar，土壤吸力则为
1000mbar。
（3）土壤水是从土水势高处流向低处，而土
含水量相同时，
不同质地土壤水吸 力大小顺序为： 粘土>壤土>砂土
土壤水吸力相同
时，不同质地土壤 含水量大小顺序为：
几种不同质地土壤的水分特征曲线
粘土>壤土>砂土
粘质土壤 孔径分布较为均
匀，故随着吸力的提高含
水率缓慢减少。 对于 砂质土壤 来说，绝大 部分孔隙都比较大，当吸 力达到一定值后，这些大
气随之进入土壤中，故称该
临界值Sa为进气吸力，或称 为进气值。
θs
一般地说，粗质地
砂性土壤或结构 良好的土壤进气值
是比较小的，而细
质地的粘性土壤的
进气值相对较大。
由于粗质地砂性土 壤具有大小不同的
孔隙，故进气值的
出现往往较细质土 壤明显。
当吸力进一步提高，次大
的孔隙接着排水，土壤含
水率随之进一步减少，因 此，随着吸力不断增加， 土壤中的孔隙由大到小依 次不断排水，含水率越来 越小，当吸力很高时，仅
指示的负压力，即为土壤吸力。
陶土管
（四）土壤水吸力
1、概念：
土壤水承受一定吸力的情况下所处的能态
，简称吸力。
在概念上并不是土壤对水的吸力。 但在实际应用中 仍用土壤对水的吸力 来表
示。
例如，测得某时间土壤水吸力为 1 巴 ，就
是说，此时对土壤施加大于1巴的吸力，水 就会从土壤中流出。而施加小于1巴的吸力， 水就会被土壤吸进。表明这时的土壤水就 处于 1 巴吸力的能态。土壤水吸力就是 1 巴。
进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少 的重要参数。
身的势能就高，土壤水的可移动性和对植物的有效性
就强。 （ 8）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 moisture characteristic curves）
1、概念：
描述土壤水分特征——土壤水分特征曲线。 它是土壤水吸力与土壤含水量的关系曲线，反映了土壤水
定土壤水的流向。
例如：在含水量为 15%的粘土其土水势一般 低于含水量只有10%的砂土。如果这两种土 壤相互接触时，水流将由砂土流向粘土。
在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的参考标准。 土壤水在各种力（如吸附力、毛管力、重力和静水压力 等）的作用下，与同样温度、高度和大气压等条件的纯 自由水相比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为
单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水
柱的高度表示。

帕(Pa)与习惯上曾用的大气压(atm)、巴(bar)和毫米 水柱(mmH2O)之间的换算关系是：

1 Pa＝0.0102cm水柱 1 mm水柱＝9.8064Pa(0℃时) 1 atm＝1033cm水柱＝1.0133bar 1 bar＝0.9896atm＝1020cm水柱 1 Pa＝10-5巴=10-2毫巴
土壤水愈是接近饱和，基质势就愈高，绝对值也愈小，直至土
壤水完全饱和，基质势与参比标准一致，基质势就等于零了。
②溶质势（Solute potential），Ψs）
溶质势是由土壤水中的溶质所引起的水势变化。 在盐化土壤中，由于含有大量的可溶盐类，盐类溶解成离子，离子 水化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（溶质势为零）相比，自由能降低，所以溶质势为 负值。 土壤水中溶解的溶质愈多，溶质势愈低。 在饱和及不饱和情况下，土壤水都有溶质势存在，但其中的溶质极 易随水运动而呈均匀状态分布，所以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 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。
以大气压作参比标准（压力势为零），其水势与此
之差，即为压力势。
由于压力势大于参比标准，故为正值。 不饱和土壤中，土壤水的压力势一般与参比标准相
同，等于零。
在饱和的土壤中，孔隙都充满水，并连续成水柱。
这时，在土表的土壤水由于与大气接触，仅承受大 气压，所以压力势为零。但在饱和土壤愈深层的土 壤水，所受的压力愈高，正值愈大。
④重力势（gravitation potential，Ψg）
土壤水分因所处的位置不同，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。
重力势通常用地下水位为参比标准。 当水分在参比标准以上时，重力势为正值，愈高
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。
由于参比标准是地下水位，在生产实践中高于参
在十分狭小的孔隙中才能
保持着极为有限的水分。
θs
2、土壤水分特征曲线的影响因素
（1）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。 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。这是因为土壤中粘
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
孔隙中的水首先排空，土
壤中仅有少量的水存留， 故水分特征曲线呈现出一 定吸力以下缓平，而较大 吸力时陡直的特点。
（2）土壤结构和紧实度 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。如图。
（3）温度
温度对土壤水分曲线亦有影响。
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。在 低含水率时，这种影响表现得更加明显。
三、土壤水的能态
前面介绍的土壤水分形态分类，是历史上 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 20 多年来，人 们在研究环境生态学中发现， 上述分类法 在解决“土壤—植物—大气” （SPAC）统 一体系内的水分运动状况，存在着某些不 足。
soil—plant—atmosphere continuum
（三）土水势的测定方法
有多种方法，如：张力计法、压力膜法、冰点下降 法、水气压法等。它们的适宜范围不同。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。在田间、盆 栽和室内均可使用。 张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在8×104— 8.5×104Pa以下。 田间植物可吸收的水分大部分在张力计可测定范围 之内。
θs
当土壤中的水分处于 饱和状态时，含水率为饱和含水率 θs，而 吸力 S 为零 。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
临界值Sa 后，由于土壤中 最大孔隙不能抗拒 所施加的
吸力而继续保持水分，于是
土壤开始排水，相应的含水
率开始减少。 饱和土壤开始排水意味着空

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）有关。
如土壤孔隙由大小孔隙连接而成，这种孔隙状 况，在变干或变湿时其充水情况不一致，而使 土壤含水量不同；土壤吸水由干变湿过程中， 大孔隙中的空气常形成气泡而被封闭在孔内， 占据一定容积，也使一定吸力下的土壤含水量 有所不同。