土壤水
（土壤学讲义）第5章土壤水
第五章土壤水第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定第二节土壤水的能态第三节土壤水的运动第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定一、土壤水分类型（一）吸湿水(紧束缚水)1、定义：由于固体土粒表面的分子引力和静电引力对空气中水汽分子的吸附力而被紧密保持的水分。
2、性质：其厚度只有2-3个水分子层，无溶解力、不导电、不能自由移动，也不能为植物利用。
3、大小：决定于土壤质地、腐殖质等影响决定于大气的湿度和温度当空气相对湿度达95%—100%时,土壤吸湿水量可达最大值，这时称为最大吸湿量。
（二）膜状水(松束缚水)1．定义：指当吸湿状态土粒与液态水接触时，还可再吸附一层很薄的水膜，称其为膜状水。
2．性质：其厚度可达到几十个水分子，部分可以被植物吸收利用，移动极为缓慢。
3．大小：决定于土壤的比面以及土壤溶液浓度。
膜状水达最大时的土壤含水量叫最大分子持水量。
（三）毛管水1、定义：由土壤毛管孔隙的毛管引力所保持的水分，称为毛管水。
2、类型：(1)毛管上升水定义：指地下水随毛管上升而被保持在土壤中的水分，称为毛管上升水。
最大水量称为毛管持水量。
毛管上升水与地下水位有水压联系：地下水位适当作物吸收地下水位过深作物不能吸收地下水位过浅作物受湿害（2）毛管悬着水定义：指在地下水位很深的地区，降雨或灌水之后，由于毛管力保存在土壤上层中的水分称为毛管悬着水。
当毛管悬着水达到最大数量时的土壤含水量叫田间持水量。
性质：毛管水是土壤中可以移动的、对植物最有效的水分，而且毛管水中还溶液解有可供植物利用的易溶性养分。
大小：与土壤质地、腐殖质含量及结构状况有关。
（四）重力水定义：指土壤含水量超过田间持水量时，多余水分受重力支配向下渗透，这部分水分叫重力水。
土体全部孔隙都充满水，这时土壤含水量叫饱和持水量（全持水量）。
二、土壤含水量的表示方法（一）质量百分数即土壤中水分的质量与干土质量的比值勤。
（二）容积百分数即单位土壤总容积中水分所占的容操作分数，又称容积湿度、土壤水的容积分数。
土壤水
土壤水形态分类土壤水土壤是一种具有复杂孔隙系统的自然体，其中的孔隙为水和空气所充满。
土壤中的水受到重力、土粒表面分子引力、水分子引力等各种力的作用，并表现出不同的物理状态。
虽然它们之间的界限很难划分，但土壤水按其存在形态仍可大致分为下列几种类型：固态水——土壤水冻结时形成的冰晶。
汽态水——存在于土壤空气中的水蒸汽。
束缚水——又分为吸湿水（紧束缚水）和膜状水（松束缚水）自由水——又分为毛管水、重力水和地下水，其中毛管水又分为悬着水和支持毛管水。
吸湿水土壤水在室内经过风干的土壤，看起来似乎是干燥了，而实际上还含有水分。
如果把这种风干的土壤样品放在烘箱里，在105℃的温度下烘烤，或者把它放在带有吸湿剂（例如磷酸酐）的干燥器中，每隔一段时间拿出来称重一次，就会发现土壤样品的重量逐次降低，直到称至恒重时，这时的土壤才算是干燥了，称为烘干土。
如果把烘干土重新放在常温、常压的大气之中，土壤的重量又逐渐增加，直到与当时空气湿度达到平衡为止，并且随着空气的高低变化而相应地作增减变动。
上述现象说明土壤有吸收水汽分子的能力。
以这种方式被吸着的水，称为吸湿水。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力、土壤胶体双电层中带电离子以及带电的固体表面静电引力与水分子作用所引起的，这种引力把偶极体水分子吸引到土粒表面上，吸附水分子过程释放能量（热能）。
因此，土壤质地愈粘，比表面积愈大时，它的吸湿能力也愈大。
图6-1表示土壤不同粒级范围内吸湿水含量与空气相对湿度的关系。
引起吸湿作用距离很短，只等于几个水分子的直径，但作用力很大，因而不仅能吸收水汽分子，并且能使水分子在土粒表面密集，吸湿水的密度可达1.7左右。
所以这种水不能被植物吸收，对于植物来讲为无效水。
重力也不能使吸湿水移动，只有在吸收能量转变为汽态的先决条件下才能运动，因此称为紧束缚水。
1、小于0.002毫米的粒级2、0.002-0.006毫米的粒级3、0.006-0.02毫米的粒级4、大于0.02毫米的粒级膜状水土粒饱吸了吸湿水之后，还有剩余的吸收力，虽然这种力量已不能够吸着动能较高的水汽分子，但是仍足以吸引一部分液态水，在土粒周围的吸湿水层外围形成薄的水膜，以这种状态存在的水称为膜状水。
土壤水
第五章土壤水根据土壤水分所受的力作用把土壤水分类型分为如下几类：1吸附水，受土壤吸附力作用保持，可分为吸湿水和膜状水2毛管水，受毛管力的作用而保持3重力水，受重力支配，容易进一步向土壤剖面深层运动毛管悬着水：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的一样毛管上升水：借助毛管力由地下水上升进入土壤中的水称为毛管上升水，从地下水面到毛管上升水所能到达的相对高度叫毛管水上升高度田间持水量：土壤毛管悬着水达到最多时的含水量。
在数量上包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水临界深度：指含盐地下水能够上升到达根系活动层并开始危害作物时的埋藏深度土壤水的有效性：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。
其中因其吸收难易程度不同又可分为速效水和迟效水。
萎蔫系数：当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量，它因土壤质地、作物和气候等不同而不同土壤有效水最大含量：通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限，土壤持水量视为土壤有效水的上限。
质量含水量：土壤中水分质量与干土质量的比值容积含水量：单位土壤总容积中水分所占的容积百分数Θv=Θm·ρ相对含水量：指土壤含水量占田间持水量的百分数土壤贮水量：一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量水深Dw：指在一定厚度以i的那个面积土壤中所含水量相当于相同面积水层的厚度Dw=Θv·h绝对水体积：一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积，由D w·指定面积土壤水分含量测定1烘干法2中子法3TDR法土壤水的能态土水势：把单位数量纯水可逆地等温地以无穷小量从标准大气压规定水平的水池中移至土壤中某一点所需做功的数量。
土壤水总是从水势高处流向水势低处。
土水势各分势1基质势：由吸附力和毛管力所制约的土水势。
土壤含水量越低，基质势也越低。
土 壤 水 分
土壤水分一、土壤水的形态分类1、固态水—土壤水冻结时形成的冰晶。
2、气态水—存在于土壤空气中的水蒸气。
3、束缚水—是籍土壤吸附力保持的水分，又称为吸附水。
分为：3.1吸湿水—干燥土粒从大气和土壤空气中吸附的气态水分。
干土从空气中吸着水汽所保持的水称为吸湿水；吸湿水表现出固态水的性质，不能自由移动，植物无法利用，属于无效水分。
又称为紧束缚水。
3.2膜状水—土壤颗粒表面上吸附的水分形成水膜，这部分水称为土壤膜状水。
膜状水具有液态水的性质，可以部分为植物吸收利用。
4、自由水—又分为：4.1毛管水—指借助于毛管力(势)，吸持和保存土壤孔隙系统中的液态水,又分为悬着水和支持毛管水。
4.1.1悬着水—指不受地下水源补给影响的毛管水，即当大气降水或灌溉后土壤中所吸持的液态水；旱地悬着毛管水的最大值称为田间持水量。
4.1.2支持毛管水—指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统上升并保持在土壤中的那一部分水分。
亦称为毛管上升水。
4.2重力水—当土壤含水量超过田间持水量后，过量的水分不能被毛管力所吸持，而在重力作用下沿土壤大孔隙向下移动的水分。
4.3地下水—土壤或母质中有不透水层存在时，向下渗漏的重力水会在其上的土壤孔隙中聚积起来，形成一定厚度的水分饱和层，其中的水可以流动，称为地下水。
二、土壤含水量的表示方法1、重量含水量—土壤水的重量占土壤干重的百分数。
干土重为105℃~110℃的烘干土重。
土壤重量含水量(%)=水的重量/土壤干重=土壤容积含水量/容重2、容积含水量—单位土壤总容积中水分所占的容积分数。
土壤容积含水量(%)=水的体积/土体体积=土壤重量含水量×容重3、土壤相对含水量—某一时刻土壤含水量占该土壤田间持水量的百分数。
三、土壤水分常数1、饱和含水量—当土壤所有的孔隙都充满水时的土壤含水量，也称全持水量。
是确定水田灌水水量的依据。
2、田间持水量—土壤中悬着毛管水达到最大量时的土壤含水量。
水 文 学 原 理(五土壤水)
第五章
土壤水
本 章 内 容
1 2 3 4
土壤的质地结构及“三相”关系
土壤水的存在形态 土壤水的能量状态
土壤水运动的控制方程
“土壤”是指地球表面风化的散碎外壳。是一种 由大小不同的固体颗粒集合而成的具有空隙或孔 隙的散粒体，属多孔介质。 “土壤水”则是指包含在土壤孔隙中的水分。地 球表面的土壤覆盖层是一个巨大的“蓄水库”， 全球蓄于土壤中的水量估计有16500km3 ，约为河 道蓄水量的8倍。 在水文循环中，土壤起着十分重要的调节和分配 水量的作用。 问题：水分是怎样被吸收到土壤中去的?进入土壤 中的水分是怎样储存、变化和运动的?
2 土壤水分特性曲线
——吸力与土壤含水量的关系，称为土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线
获得土壤水分特性曲线可以有两种做法：一是从干燥土壤
开始，在土壤吸收水分的过程中测定；二是从饱和土壤开 始，在土壤脱水过程中测定。
实验表明，在脱水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上
方，在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方，两 条曲线首尾大体重叠，但中间差别明显，犹如一个绳套。
3 非饱和水流运动的基本微分方程
V K ( )
V t
[ K ( ) ] [ K ( ) ] [ K ( ) ] t x x y y z z
只考虑垂向时：
[ K ( ) ] t z z
毛管断裂含水量： 毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量 田间持水量： 土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量
饱和含水量： 土壤中全部孔隙都被水充满时的土壤含水量
最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达
到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又
土壤水分(水文)
1. 烘干法（drying）
在105～110℃条件下，烘至恒重，为烘干土重(Ws)，以此为基 础计算水分重的百分比（%）。
Ww W − WS θ m (%) = = × 100 Ws WS
特点：准确；费时；不便定位测定。 特点：准确；费时；不便定位测定。 改进快速法：红外线烘干法、 改进快速法：红外线烘干法、微波炉烘干法 酒精烘干法、酒精烧失法。 酒精烘干法、酒精烧失法。
从大气和土壤空气中吸附的气态水分 又称为紧束缚水，属于无效水分。 又称为紧束缚水，属于无效水分。
氢键 范德华力 A 库仑力
H
H A A
H E
H A E
E
E
water vapor
H R E R
H .1 作用力 作用力：土粒表面的引力（范德华力、氢键、库仑力）,强力 1.2 特 点：密度大；冰点低；厚度小；不能自由移动；无效水 1.3 水吸力 水吸力：>3.1MPa（3.1×106Pa） 1.4 影响因素： 影响因素： 土壤空气湿度：湿度
膜状水 部分） （部分） Soil particle 吸湿系数 凋萎系数 吸湿水
1.3 最 大 分 子 持 水 量 （ maximum molecular capacity） moisture holding capacity）：土壤膜状水达到最大值的 土壤含水量。 土壤含水量。
吸湿水＋全部膜状水；水吸力 吸湿水＋全部膜状水；水吸力0.63MPa；吸湿水的 ～4倍 ；吸湿水的2～ 倍
1.5 田间持水量（ field capacity）：土壤中悬 capacity） 着毛管水达到最大量时的土壤含水量。 着毛管水达到最大量时的土壤含水量。是土壤不受 地下水影响所能保持水量的最大值。 地下水影响所能保持水量的最大值。
土壤水分概述
4、水层厚度
指在一定厚度(h)、一定面积的土壤中所含水量相当 于相同面积水层的厚度(mm).
水层厚度＝(土壤质量含水量×土壤容重×土层厚度)/1000
四、土壤水分的能态
1、土水势（soil water potential） 指将单位水量从一个土－水系统移到温度和它完全相同
凋萎系数(permanent wilting point)：
当土壤水分受到的吸引力超过1.5Mpa，作物无法从 土壤中吸收水分而呈现永久凋萎时的土壤含水量称凋 萎系数。
土壤最大分子持水量：当膜状水达到最大厚度时的土 壤含水量。
3、土壤毛管水(soil capillary water)
土壤含水量超过最大分子持水量后，水分可以自 由移动，靠毛管力保持在土壤孔隙中的水分称为 毛管水。
的纯水池时所做的功，Ψw表示。 Ψw＝Ψm＋Ψp＋Ψs＋Ψg
Ψm：基质势：；Ψp：压力势；Ψs：溶质势； Ψg：重力势。
基质势（matric potential）
它是指将单位水量从一个平衡的土-水体系统移到 另一个没有土壤基质(纯水)，而其它状态完全相同的水 池时所做的功。或由吸附力和毛管力所制约的土水势。
土壤为何具有吸持水分的功能？
三种吸附力：
1、土粒的吸附：水分子与固体颗粒表面的氧元素的形成氢
键－吸附力强，距离短； 2、胶体表面带电形成的静电场，水分子定向排列---有效
距离长，但作用力弱，受比表面积、胶粒及吸附离子种 类的影响； 3、土粒孔隙水和空气界面上的弯月面力（土壤水承受的 一种张力--毛管力）。
rw： 土壤质量含水量（g/kg） m1：湿土质量（g） m2：干土质量（g）
土壤物理性质 水
– W=P+I+U-E-T-R-In-D
田间蒸腾和蒸发很难截然分开，常
合在一起，统称蒸散，是一定时间
内一定面积上土壤蒸发和植物蒸腾
的总和。
土壤水分平衡简化式为
U
W=P+I-ET-D
土壤水分平衡与调控
▪ 土壤水的调控措施 主要包括土壤水的保蓄和调节。
最大吸湿量：干土在近于水汽饱和的大气中吸附水汽，并 在土粒表面凝结成液态水的数量。
土壤膜状水**
当吸湿水达到最大量后，土 粒仍有剩余的引力作用于水 分子，吸附液态水分子而在 吸湿水的外围形成的水膜， 称为土壤膜状水
土壤水的类型
膜 状 水 示 意 图
土壤膜状水达到最大值时的土壤含水量称为土壤最大分子持水量 作物无法从土壤中吸收水分而呈现永久凋萎时的土壤含水量称为 凋萎系数。它是植物可利用土壤水分的下限，也是制定灌溉制度 的下限。
土壤水的类型
毛管支持水
地下水沿毛管隙上升而被毛管力 保持在土壤中的与地下水直接联 系的水分，称为毛管支持水
毛管上升水达到最大量的土壤含 水量，称为毛管持水量
从地下水面到毛管上升水所能达 到的相对高度，称为毛管水上升 高度
毛 管 支 持 水 示 意 图
地下水位
主要发生在地势低洼的河谷地区及 泛滥平原地区。
土壤水的类型
毛管断裂含水量：毛管水分运行速度很快，当地表蒸发时，下层水分沿毛 管向上移动，补充地表水分损失，当含水量降低到一定水平，毛管水分就 失去了连续性，在一些较大孔隙充有空气阻隔水分移动，这时的土壤含水 量叫毛管断裂含水量。毛管断裂含水量相当于田间持水量的60-70%左右。 也是人们常说的水分胁迫点。
土壤学6(土壤水)
Chap.6 土壤水分
§5 土壤水运动 3.土壤中的水汽运动 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。 土壤水不断以水汽的形式由表土向大 气扩散而逸失的现象称为土面蒸发。
Chap.6 土壤水分
Chap.6 土壤水分
§3 土壤水分含量的表示和测定方法 1. 土壤质量含水量 土壤质量含水量是指土壤中保持的水分 质量占土壤质量的分数,单位g/kg (也曾用 %表示)。 θ m=[(m1-m2)/m2]×1000 式中θ m为土壤质量含水量（g/kg）、 m1 为湿土质量（g）、m2为干土质量（g）。
Chap.6 土壤水分
§2 土壤水分的类型和性质 3. 毛管水 靠毛管力保持在土壤孔隙中的水分称为 土壤毛管水。 毛管水的特点：这种水可以在土壤毛管 中上下左右移动、具有溶解养分的能力、 作物可以吸收利用。 毛管水的数量主要取决于土壤质地、腐 殖质含量和土壤结构状况。
Chap.6 土壤水分
Chap.6 土壤水分
§4 土壤水分能态 1. 土水势
压力势（Ψ g）：它是指将单位水量从一个土 -水体系移到另一个压力不同，而温度、基质、 溶质等状态完全相同的参比系统时所做的功。 或在土壤饱和水的情况下，由于受压力而产 生土水势变化。 不饱和水土壤条件下，土壤水的压力势一般 与参比标准相同，等于0。压力势一般为正值。
d q K ( m ) dx
Chap.6 土壤水分
§5 土壤水运动 2. 非饱和土壤中的水流
d 式中K（Ψ m）为非饱和导水率；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： A.饱和条件下的总水势可用差分形式，而非饱和条件 下则用微分形式； B. 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的关系（如图5-11）土壤 水吸力为零或接近于零，饱和导水率最大。
土壤学第五章土壤水
1
pF值 0
kPa 1520
水柱高度 （cm）
pF值
15849
4.2
1
10
1
3141
21623
4.5
10
100
2
10133
100000
5
51
501
2.7
101325 1000000
6
101
1000
3
1013250 10000000
7
1013
10000
4
四、土水势的测定
张力计法、压力膜法、冰点下降法和水气压法等。 张力计(tensiometer)，又名负压计或湿度计，测定水 不饱和土壤的基质势或基质吸力。
和灌水量。
21
例：一容重为1g/cm3的土壤，初始含水量为12%，田间 持水量为30%，要使30cm土层含水量达田间持水量的80%， 需灌水多少（方/亩）？
解：田间持水量的80%为：30%×80%=24%
30cm土层含水达田间持水量80%时 水mm=(0.24-0.12)×1×300 =36(mm) 2/3×36=24(方/亩)
3. 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。 4. 水分滞后现象 土壤吸湿过程中，水吸力随含水量增加而降低的速
度较快。土壤脱湿过程中，水吸力随含水量减少而增大的 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。
Water sorption curve soil water hysteresis
砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量(%) 12 18
22
24
26 30
土壤水概念
土壤水概念土壤水是指存在于土壤孔隙中的水，也称为地下水或渗透水。
在自然界中，土壤水是维持土壤生态系统健康的重要因素之一，对植物的生长发育、土壤养分的流动和交换、土壤有机质的分解和有机物质的稳定等过程都发挥着重要的作用。
土壤水概念的研究可以追溯到20世纪初。
当时，科学家们开始探索土壤中的水分运移规律，以寻求增加农作物产量的途径。
其后，随着对土地资源的进一步开发和利用，对土壤水概念的研究逐渐从单纯的农业生产向更广泛的土地利用和生态学领域扩展，研究对象也逐渐从小范围的土壤单元向更大范围的土地表层和整个水文系统扩展。
在土壤水研究中，主要涉及以下几个方面：1.土壤水的来源和成分土壤水的来源包括大气降水、表面径流和地下水。
其中，大气降水是最主要的土壤水来源之一。
大气降水中的水分既可以直接渗透土壤表层，也可以通过植物根系的吸收和土壤生物的代谢，最终进入土壤孔隙中。
土壤水中包含着丰富的生物、无机和有机物质，包括盐分、矿物质、有机质、微生物和植物营养元素等。
其中，土壤盐分对土壤水的含量和动态变化有明显的影响。
高盐土壤中的土壤水含量较低，并且随着土壤中盐分的积累而逐渐减少。
此外，气候、土壤类型、土地利用方式、植被类型和地形等因素也会对土壤水中各种成分的含量和动态变化产生影响。
2.土壤水的运动过程土壤水的运动过程是指土壤水在土壤孔隙中流动和运移的规律。
土壤水的运动是由土壤孔隙的形态和尺寸、土壤中含水量和水分与土壤颗粒表面之间的作用力等因素共同决定的。
根据土壤水运动的方向和速度，可以将其分为三种类型：入渗水、上层水和地下水。
3.土壤水的储存和释放土壤水的储存和释放是指土壤水在土壤孔隙中的存储和向植物、地下水、大气和表层径流等方向的释放过程。
土壤水的储存与土壤的水分利用、作物生长和干旱等环境因素密切相关。
土壤中的可利用水分储存量对作物的生长和水分利用效率有着重要的影响。
土壤中的水分也可能被释放到植物根系周围的土壤孔隙中，以满足作物的生长需要。
土壤水分的四种形式
土壤水分的四种形式
土壤水分的四种形式包括：
1. 吸湿水：又称强结合水。
土壤颗粒对它的吸力很大，离颗粒表面很近的水分子，排列十分紧密，受到的吸引力相当于10000个大气压。
这一层水溶解盐类能力弱，－78℃时仍不冻结，具有固态水性质，不能流动，但可转化为气态水而移动。
2. 膜状水：又称弱结合水。
土粒对它的吸引力减弱，受吸力为31～6.25大气压，与液态水性质相似，能从薄膜较厚处向较薄处移动。
3. 毛管水：又称重力水。
依靠毛细管的吸引力被保持在土壤孔隙中的毛细管水。
所受的吸力为6.25～0.08大气压。
毛细管水可传递静水压力，被植物根系全部吸收。
4. 地下水：重力作用而移动的重力水，具一般液态水的性质。
除上层滞水外不易保持在土壤上层。
土壤水的增长、消退和动态变化与降水、蒸发、散发和径流有密切关系。
土壤中各种形态的水分并不是孤立存在的，而是相互联系和相互转化的。
了解土壤中不同形态的水分有助于更好地理解土壤的水分状况，对于农业生产和土地管理具有重要的意义。
第七章土壤水
10-14 13-20 20-24 22-26 24-28 28-32 25
紧实
21
水分常数
毛管水断裂量
当土壤含水量降低到一定程度时， 较粗毛管中悬着水的连续状态出现断 裂，蒸发速率明显降低，此时土壤含 水量称为毛管水断裂量。
解：田间持水量的80%为：30%×80%=24% 30cm土层含水达田间持水量80%时
水mm=(0.24-0.12)×1×300=36(mm) 2/3×36=24(方/亩)
土壤水含量的表示方法
4、相对含水量（%）
指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= 田间持水量 ×100%
水分常数 全持水量或饱和持水量： 土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量 特点：临时存在于土壤大孔隙（通气孔隙）中的水分，与 土壤养分的淋失有关；往往因水分过多，土壤空气不足， 造成内涝，反而有害于作物生长（多余水）
注
意
上述各种水分类型，彼此密切交错 联结，相互转化，很难严格划分
对于不同质地的土壤上述各种不同 形态水的数值是不等的。请认真比 较它们的大小
是土壤中最宝贵的水
毛管水是靠土壤中毛管孔隙所产生的毛管引力所保持的 水分，称为毛管水。毛管水是土壤中最宝贵的水分。 毛 管水又可以分为两种类型: ● 毛管悬着水 土体中与
地下水位无联系的毛管水 称毛管悬着水。
● 毛管支持水（毛管上升水）
土体中与地下水位有联系的 毛管水称毛管支持水。毛管 水是土壤中最宝贵的水分。
第七章 土壤水
教学目标：
（1）掌握土壤水分类型、特点及相应的水分常数； （2）掌握土壤土水势、土水吸力、水分特征曲线概念，利用水吸力 和土水势判断水分运动的方向；
第三节土壤水分的类型及其有效性
毛管水上升高度与土壤质地密切相关。
壤土﹥粘土﹥沙土
毛 管 上 升 水 示 意 图
土粒 地下水位
4、重力水
定义：在重力作用下，沿土壤非毛管孔隙间向下渗透的水分称重
力水（多余水）。
特点：
临时存在于土壤大孔隙（通气孔隙）中。 部分可被植物吸收利用。 在水田是水稻生长的有效水。 在旱地会很快渗透到耕作层下，不能被植
土壤水分
土壤水是土壤的重要组成部分
土壤水是土壤肥力因子之一
土壤水是土壤中最活跃的因化与腐殖化
土壤水分的来源
土壤水分的类型及其有效性
1、掌握土壤水分的类型及性质 2、掌握土壤水分的有效性
一、土壤水分的类型
土 壤 水 的 类 型
1、吸湿水（紧束缚水） 2、膜状水（松束缚水）
借助毛管力保持的水分，与地下水不相连，好像悬挂在上层 土壤中一样，称之为毛管悬着水。
毛 管 悬 着 水 示 意 图
田间持水量: 毛管
悬着水达到最大量 时的土壤含水量。 通常作为灌溉、计 算灌水量的一个重 要依据。
土粒
地下水位
2、毛管上升水（与地下水有关）
定义：地下水沿土壤毛细管上升被毛管引力保持在土壤中的水分。
3、毛管水 4、重力水
1、吸湿水
定义：干燥的土壤借助于土粒表面的分子引力吸附空气中的气态
水，称为吸湿水（又称紧束缚水）。风干土含有的水分为吸湿水。
特点：无溶解能力，不能移动，为无效水。 吸湿系数：当空气达到饱和时，土壤吸湿
量达最大值时的土壤含水量。
影响因素：
吸湿水
土壤质地：土壤由砂变黏，吸湿水越多。
空气湿度：空气湿度越大，吸湿水越多。
第四章 土壤水
θv=-5.3×10-2+2.92×10-2εa-5.5×10-4εa2+4.3×10-6εa3 × × × ×
D,根据时间计算εa,根据 计算 . ,根据时间计算 ,根据εa计算 计算θv.
二,土壤墒情 1.墒情的种类 汪水:土壤含水量在田间持水量以上. 汪水:土壤含水量在田间持水量以上. 黑墒:土壤含水量为田间持水量75%以上. 75%以上 黑墒:土壤含水量为田间持水量75%以上. 黄墒:土壤含水量为田间持水量的50%~75% 50%~75%. 黄墒:土壤含水量为田间持水量的50%~75%. 潮干土:土壤含水量在田间持水量的50%以下. 50%以下 潮干土:土壤含水量在田间持水量的50%以下. 干土:土壤含水量在萎蔫系数以下. 干土:土壤含水量在萎蔫系数以下. 2. 墒情的判断 墒情在空间上的层次性:表墒;底墒;深墒. ①墒情在空间上的层次性:表墒;底墒;深墒. 墒情在时间上的季节性: ② 墒情在时间上的季节性 : 与气候的季节性以及作物 的生长发育季节密切相关. 的生长发育季节密切相关.
三,土壤含水量的测定方法
3,中子法 用中子仪 , 1)快中子源 镭-铍 ) 铍 2)慢中子探测器. )慢中子探测器. 3)快中子遇 变慢 )快中子遇H变慢 4)不能测土表土壤,有机质多影响结 )不能测土表土壤, 果. 5)可定点长期观测. )可定点长期观测.
三,土壤含水量的测定方法
4,TDR法: , 法 1)时域反射仪,可测定土壤水,盐状况 )时域反射仪,可测定土壤水, 2)原理: )原理: A,电磁脉冲传播速度与介质介电常数有关. ,电磁脉冲传播速度与介质介电常数有关. 土壤介电常数εa:土粒介电常数为5,空气为1,水为80.36. 土壤介电常数εa:土粒介电常数为5,空气为1,水为80.36. B,将长度L的波导棒插入土壤中,电磁脉冲信号从波导棒始端传到终端, ,将长度 的波导棒插入土壤中 电磁脉冲信号从波导棒始端传到终端, 的波导棒插入土壤中, 波导棒终端处于开路状态,脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端. 波导棒终端处于开路状态,脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端. 根据返回时间和返回时脉冲衰减可计算土壤水,盐含量. 根据返回时间和返回时脉冲衰减可计算土壤水,盐含量. C,介电常数与容积含水率间的关系, ,介电常θ m 质% = × 100% 干土质量
第六章 土壤水
这是土水势中最重要的一个分势，在不同 含水量情况下，基质势是不同的，土壤愈干， 对水吸持力越强，土壤水分的能量水平越低。
2、溶质势 ( osmotic potential, ψs ) 土壤中含有一些可溶性盐类，如NaCl、
Na2SO4、Na2CO3、MgCl2等，这些盐溶于水， 形成各种离子。
由于离子的水化作用，把周围的水分子吸 引到离子周围作定向排列，这样被吸引的水分 子失去一部分自由能，能量降低。
在地下水位以上，土壤水的重力势为正值， 而地下水位以下则为负值。
应该注意的是：当处于地下水位下某点 时，该点还要承受静水压，而静水压是正值， 重力势为负值，两者大小相等，方向相反，因 此，地下水位以下重力势和压力势之和为0。
5、总水势 ΨT =ψm+ψs+ψg+ψp
在这些分势当中，有的是独立变量，如压 力势和重力势等，它们和土壤水分没有函数关 系。
3、酒精燃烧法 向土壤样品中加入酒精，靠酒精燃烧产生的
热量使水分蒸发，从土样的重量变化求得含水量。 优点：快速，并可在野外测定。 缺点：精度不高，耗费酒精。
4、电石法 准确称量过的土壤与过量的碳化钙混合，加
入一个耐压容器中，产生乙炔：
CaC2 + 2H2O = Ca(OH)２+ H2C2 乙炔产生的压力与乙炔生成量成正比，据此
静水压势 是由静止水层产生的，静水层可能出现于地
表面，也可能出现在土体中某一层次的上面。
静止水层会对土壤水产生压力，驱使水分运 动，故为正值。
荷载势 是由水中悬浮的颗粒所引起的，也是正值。
4、重力势 ( gravitational potential，ψg ) 在地球上，每个物体都受到地心引力，这
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第五章土壤水
根据土壤水分所受的力作用把土壤水分类型分为如下几类：
1吸附水，受土壤吸附力作用保持，可分为吸湿水和膜状水
2毛管水，受毛管力的作用而保持
3重力水，受重力支配，容易进一步向土壤剖面深层运动
毛管悬着水：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的一样
毛管上升水：借助毛管力由地下水上升进入土壤中的水称为毛管上升水，从地下水面到毛管上升水所能到达的相对高度叫毛管水上升高度
田间持水量：土壤毛管悬着水达到最多时的含水量。
在数量上包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水
临界深度：指含盐地下水能够上升到达根系活动层并开始危害作物时的埋藏深度
土壤水的有效性：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。
其中因其吸收难易程度不同又可分为速效水和迟效水。
萎蔫系数：当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量，它因土壤质地、作物和气候等不同而不同
土壤有效水最大含量：通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限，土壤持水量视为土壤有效水的上限。
质量含水量：土壤中水分质量与干土质量的比值
容积含水量：单位土壤总容积中水分所占的容积百分数
Θv=Θm·ρ
相对含水量：指土壤含水量占田间持水量的百分数
土壤贮水量：一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量
水深Dw：指在一定厚度以i的那个面积土壤中所含水量相当于相同面积水层的厚度
Dw=Θv·h
绝对水体积：一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积，由Dw·指定面积
土壤水分含量测定
1烘干法
2中子法
3TDR法
土壤水的能态
土水势：把单位数量纯水可逆地等温地以无穷小量从标准大气压规定水平的水池中移至土壤中某一点所需做功的数量。
土壤水总是从水势高处流向水势低处。
土水势各分势
1基质势：由吸附力和毛管力所制约的土水势。
土壤含水量越低，基质势也越低。
土壤含水量越高，基质势越高。
基质势最大等于零。
2压力势：指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生土水势变化。
3溶质势：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。
土壤水中溶解的溶质越多，溶质势越低。
4重力势：指由重力作用而引起的土水势变化。
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。
将基质势和溶质势的相反数定义为吸力。
土壤水总有从吸力低处向吸力高出流动的趋势。
水分特征曲线；指土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的关系曲线。
研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤水分基本特性的曲线。
水分特征曲线的用途：
1可利用它进行土壤水吸力和含水量之间的换算
2土壤水分特征曲线可以间接反映出土壤大小孔隙的分布
3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。
4应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。
土壤水分运动
三类：饱和水流、非饱和水流、水汽运动
饱和流：主要是重力水的运动
非饱和流：主要是毛管水和膜状水的运动
饱和流的推动力主要是重力梯度和压力梯度。
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。
土壤气态水运动的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土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的。
温度梯度是水汽运动的主要推动力。
水汽运动从水气压高处向水汽压低处，温度高处向温度低处扩散。
夜潮现象多出现于地下水埋深度较浅的夜潮地。
白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿。
对作物需水有一定补给作用。
冻后聚墒现象，是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。
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，是冻层不断加厚，其含水量有所增加。
冻后聚墒的多少，主要决定与该土壤的含水量和冻结强度。
水进入土壤包括：入渗和再分布两个过程，入渗是指地面供水期间，水进入土壤的运动和分布过程；再分布是指地面水消失后，已进入土内的水分的进一步运动和分布的过程。
影响入渗的因素：供水速率和土壤的入渗能力（由土壤的干湿程度和孔隙状况决定）
入渗速率：单位时间通过单位面积土壤的水量
土壤水的再分布：在土壤剖面深厚，没有地下水出现的情况下，入渗过程终止后土内的水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动的过程。
土面蒸发：土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。
蒸发强度：单位时间内单位面积地面上所蒸发的水量
潜在蒸发强度：当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强度。
土面蒸发形成及蒸发强度的大小主要取决于两个方面：一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响。
二是受土壤含水率的大小和分布的影响。
土壤蒸发过程的3个阶段：
A）表土蒸发强度保持稳定的阶段：蒸发的起始阶段，当地表含水率高于某一临界值时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽压仍维持或接近饱和水汽压，含水率的降低并不影响水汽的扩散通量。
该阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。
此阶段含水率的下限，即临界含水率的大小和土壤性质及大气蒸发功能有关。
一般认为改值相当于毛管水断裂量的含水率。
B）表土蒸发强度随含水率变化的阶段：当表土含水率低于临界含水率以下时，土壤导水率随土壤含水率的降低或土壤水吸力的增高而不断减小，并导致土壤水分向上运移的吸力梯度和前一阶段不同而呈不断减少的趋势。
另一方面，随着表土含水率的降低，地表处的水汽压也降低，蒸发强度随之减弱。
C）水汽扩散阶段：当表土含水率很低，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。
干土层一下的土壤水分向上运移，在干土层的底部蒸发，然后以水汽扩散的方式穿过干土层而进入大气。
田间土壤水分平衡，是指对于一定面积和厚度的土体，在一段时间内，其土壤含水量的变化应等于其来水项与去水项之差，正值表示土壤贮水增加，负值表示减少。
蒸散：田间蒸腾和蒸发很难截然分开，常合在一起，统称蒸散。
土壤中的溶质转移
1对流运移
对流是指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程。
2分子扩散
溶质的分子扩散是由于分子的不规则热运动即布朗运动引起的，其趋势是溶质由浓度高处向
浓度低处运移，以求最后达浓度的均匀。
3机械弥散
由于土壤颗粒和孔隙在微观尺度上的不均匀性，溶液在流动过程中，溶质不断被分细后进入更为纤细的通道，每个细孔中的流速的方向大小都不一样，正是这种原因是溶质在随水流动过程中逐渐分散并占有越来越大的渗透区域范围。
溶质的这种运移现象称为机械弥散。
4水动力弥散
将分子扩散与机械弥散综合，称为水动力弥散。
当土壤中的水流速度相当大时，机械弥散的作用会大大超过分子扩散作用，以致水动力弥散中只考虑机械弥散作用；反之，当土壤溶液静止时，则机械弥散完全不起作用而只须考虑溶质分子扩散了。
吸湿水：在土壤颗粒的分子引力作用下，土壤颗粒吸附空气中的水分子在其表面
膜状水：当土壤含水量超过最大吸湿量时，则在吸湿水层外，又形成一层液体状态的水膜。