浙江大学土壤学第6章

第五章
土壤水、气、热状况
土壤是由固、液、气三相物质所组成的，固相部分包括矿物 质和有机质，前已述及。液相是稀薄溶液，有少量盐、气体溶于其 中，还有各种悬浮物质，本章则当成纯水来讨论。 水是四大肥力因素之一，为植物、微生物所必需，许多物理、 化学、生物反应都要求有水参加，水、气同存于孔隙中，水是矛盾 的主要方面，水也影响热状况，是最活跃的肥力因素 ，生产上的 措施：以水调气，以水调温，以水调肥等，本节讨论：土壤含水量 (容量)；水分的能量状态，即以多大的吸力被土壤所吸持；水分对 植物的有效性。
无效水的界限，可见膜状水的大部分有效。
最大分子持水量：膜状水达最大量时的土壤含水量。
凋萎系数(凋萎含水量)：当土壤对水分的吸持力大约在15个大气压时，植 物得不到有效水的供应而发生永久凋萎现象，此时的土壤含水量叫做凋萎 含水量或凋萎系数。这是一个很重要的水分常数。
膜 状 水 示 意 图
（三) 毛管水
土壤保墒措施在蒸发的第一阶段进行效果最佳 ；第二阶段次之。
（四）盐土的水分蒸发：
•夏季积盐多； •蒸发力弱积盐少； •盐往高处走，盐斑的扩大。
五、水分管理
土壤是漏水的贮水库。
1、控制水分入渗，防地表迳流；水田蓄水（适当渗漏）。
饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度。
田间出现的土壤水饱和流有以下三种情况： 一是垂直向下的饱和流 二是水平饱和流
三是垂直向上的饱和流
二、非饱和水运动 与饱和流比较，不饱和流具有两个特点：
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度 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
三、以水的容积表示---贮水量容积 一定面积，一定深度土层(土壤容积)内水的容积: 土壤贮水量(方) = 土壤容积(m3) x 含水量(容积%) =土地面积(m2) x 土层深度(m) x 含水量(容积%)
例：某土壤耕层深20cm，含水量(容积%)24%，其田间持水量为36%(容 积%)，问灌至田间持水量时每亩需水多少方？
土壤水汽进入大气的过程。
土 面 蒸 发
土面蒸发过程区分为三个阶段。
1、表土蒸发强度保持稳定的阶段
2、表土蒸发强度随含水率变化的阶段
蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持
3、水汽扩散阶段
土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土 壤表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而 是在土壤内部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩 散的能力控制，并取决于干土层厚度，一般来说，其变 化速率十分缓慢而且稳定。
1、土壤质地与土壤有效水量的关系(重量%) 土壤类型 砂土 壤土 凋萎含水量 0.2-1.5 3-12 田间持水量 最大有效水量 3-6 12-30 2.8-4.5 9-18
粘土
结构好土壤
12-25
3-25
25-45
20-55
13-20
17-30
2、大多数旱地作物对水分要求的适宜水平多在田间持水量的60－80%， 不同作物吸水力各异，同一作物不同生育期对水分要求亦不同。
研究土壤水的能量状态
土壤水受力：
基质吸力：
吸附力： 电场力 范德华力 氢键 弯月面力 重力 渗透力 (盐土，干旱条件下) 静水压力 (地面渍水)
-----基质势Ψm
-----重力势Ψg -----溶质势Ψs ----压力势Ψp
基质势Ψm ：由土粒吸附力和毛管力所产生。 溶质势Ψs ：又称渗透势，是由溶质对水的吸附所产生的。 重力势Ψg ：由重力作用产生的水势。 压力势Ψp ：土壤中水分还要承受土壤水体的静水压力，其水势与参比标 准之差，称为压力势。 Ψ总土水势 = Ψ基质势 + Ψ重力势 + Ψ溶质势 + Ψ压力势 Ψt = Ψm + Ψg + Ψs + Ψp (1)、土水势：指土壤水在各种力作用下势能的变化；
吸附力：氢键，范德华力，静电引力，可达几千至上万个大气压（ 311万大气压），密度>1，风干土含吸湿水。 吸湿系数：当相对湿度达100%时，土壤吸湿量达最大值，这时的含水量
称吸湿系数或最大吸湿量。常数，由粘粒、有机质决定，粘土>壤土>砂土
吸 湿 水 示 意 图
（二) 膜状水(束缚水)
吸湿水外的一层水膜，以31-6.25大气压的能量保持着，作膜状运动， 是在吸附吸湿水后剩余引力，与液态水相接触时所吸附的液态水。水膜厚 水膜薄运动 由于植物根系吸水力大约为10-15大气压，常以15大气压划分有效水和
二、以水分容积占整个土壤容积百分数表示----容积百分数 土壤含水量(容积%) = 土壤含水量(重量%) x 土壤容重 水容积 = 干土重 x 土壤含水量(重量%) 土壤容积 = 干土重/土壤容重 例：测得耕层含水量(重量%)为20%，土壤容重为1.2， 含水量(容积%) = 20% x 1.2 = 24% 总孔度 = （1 – 容重/比重） x 100% = （1 – 1.2/2.65) x 100 % = 55 % 可知该土壤三相容积比为： 液相24%，气相31%，固相45%，孔隙比=55%/45%=1.2 (水密度=1)
如吸湿系数，凋萎系数，田间持水量和饱和持水量 等，表示能量、数量以及被作物利用的有效性等。
从图中可见，土壤凋萎含水量与田间持水量之间的水分，都是对旱作植物有效的，对旱作， 即 土壤最大有效水量 = 田间持水量(有效水上限) - 凋萎含水量(有效水下限)
某一含水量下土壤有效水含量 = 含水量 - 凋萎含水量
第三节
土水势
土壤 A 砂土 10%
土壤 B 粘土 15%
水 流 向 何 方 ？
一、土水势的概念 土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值称为土水势。 一般用西腊字母Ψ来表示。 • 标准状态水是指：纯水，即无溶质；自由水，即无束 缚；105Pa；一定高度和温度。 • 以标准状态水的自由能为零，土壤水的自由能与其比 较的差值一般为负值。 • 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。
借毛管力保持在土壤中的水分，当土壤含水量达到最大分子持 水量时，如继续增加水分，则形成移动性较大的自由水，首先被 保持在土壤毛管中，作毛管运动，由毛管粗处向毛管细处运动。 6.25---1/3大气压 数量大，作物有效
1)、上升毛管水：与地下水相联结的毛管水
2)、悬着毛管水：与地下水不相联的毛管水
悬着毛管水 上升毛管水 地下水
（二）土壤水的再分布 (soil water redistribution)
概念： 土壤水入渗过程
结束后，水在重力和吸力 梯度影响下在土壤中向下 移动重新分布的过程。 土壤水的再分布是土壤 水的不饱和流。
Soil Water evaporation
( ) 三 概念：即单位时间内单位面积地面上所蒸发的水量
667 x 0.2 x (36%-24%) =
方
四、以水层厚度表示(mm, 或cm)----贮水量深度 贮水量深度 = 含水量(容积%) x 有关土层深度
如上例：20cm x 24% = 4.8cm = 48mm 灌水深度 = 20cm x (36%-24%) x 10 = mm
五、相对含水量
绝对含水量与某一标准比较，比较时单位必须相同 常用的相对含水量有两个： 1)、含水量相当于田间持水量的百分数 相对含水量(%) = 绝对含水量/田间持水量 x 100% 2)、相当于饱和持水量的百分数 相对含水量(%) = 绝对含水量/饱和含水量 x 100%
三、水汽运动
土壤气态水的运动表现为 水汽扩散和水汽凝结两种现象 水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，这是由土壤水 势梯度或由土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的。
干旱地区意义 ，上升至根部 扩散运动，水汽压大---->水汽压小， 湿---->干，热---->冷。
1、“夜潮”现象 多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。
2、“冻后聚墒”现象*** 冬季表土冻结，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、使冻层不断加厚，其含水量有所增加， 这就是“冻后聚墒”现象。 “冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含 水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“ 冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水 作用为2－4％左右 。
水 沿 着 毛 管 上 升
毛管作用力范围： 0.1-1mm 有明显的毛管作用 0.05-0.1mm 毛管作用较强 0.05-0.005mm 毛管作用最强
〈0.001mm
毛管作用消失
影响：毛管粗细，连通情况。 毛管水上升高度与毛管半径成反比，其公式为： H=0.15/r （H，r均以cm为单位， r毛管半径）
四) 重力水 不受土壤吸附力和毛管力所吸持，受重力支配的那部 分水。旱作的多余水。
饱和含水量：当土壤大小孔隙全部被水充满时的含水量，或称全蓄水量。
二、土壤水的有效性 土壤水分常数：是指一定土壤水吸力下保持的含水量，或 是从一种形态向另一种形态过渡时的含水量。对于同一土 壤或土层来说，变化不大，故称为常数。
四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发
（一） 土壤入渗（soil water infiltration)**
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侧向甚至向上进入土 壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
第四节ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
土壤水运动
一、饱和水运动
水分在土壤中的运动可用描述液体在多孔体中运动的达西定律来表示。
H q Ko L
q为土壤水通量:单位时间通过单位面积土壤的水量； Ko：饱和导水率。 H表示水流两端的水势差，以水柱高度表示。 L距离，即水的流程。 H/L（水势梯度）－－单位距离的水势差。 K（比例常数，导水率）－－单位水势梯度下的通量。