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