土壤水分吸力气压
土壤水空气和热量之间的关系
土壤水空气和热量之间的关系分析土壤肥力要素水、气、热之间的关系。
由于土壤水分的重要作用，因此掌握土壤水的形态学观点和能量学观点。
土壤水的类型土壤学中的土壤水是指在一个大气压下，在105℃条件下能从土壤中分离出来的水分。
土壤中液态水数量最多，对植物的生长关系最为密切。
液态水类型的划分是根据水分受力的不同来划分的，这是水分研究的形态学观点。
这一观点在农业、水利、气象等学科和生产中广泛应用。
一、吸湿水土壤颗粒从空气中吸收的汽态水分子。
从室外取土，放在室内风干若干时间后，表面上看似乎干燥了，但把土壤放在烘箱中烘烤，土壤重量会减轻；再放置到常温常压下，土壤重量又会增加，这表明土壤吸收了空气中的水汽分子。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力作用所引起的，一般来说，土壤中吸湿水的多少，取决于土壤颗粒表面积大小和空气相对湿度。
由于这种作用的力非常大，最大可达一万个大气压，所以植物不能利用此水，称之为紧束缚水。
二、膜状水土粒吸足了吸湿水后，还有剩余的吸引力，可吸引一部分液态水成水膜状附着在土粒表面，这种水分称为膜状水。
重力不能使膜状水移动，但其自身可从水膜较厚处向水膜较薄处移动，植物可以利用此水。
但由于这种水的移动非常缓慢（0.2—0.4mm/d），不能及时供给植物生长需要，植物可利用的数量很少。
当植物发生永久萎蔫时，往往还有相当多的膜状水。
三、毛管水当把一个很细的管子（毛细管）插入水中后，水分可以上升的较高于水平面，并保持在毛细管中。
毛管水：由于毛管力的作用而保持在土壤中的液态水。
毛管水可以有毛管力小的方向移向毛管力大的方向，毛管力的大小可用Laplace公式计算：P = 2T/r式中的P为毛管力，T为水的表面张力，r为毛管半径。
根据毛管水是否与地下水相连，可分为2种类型：毛管悬着水：降水或灌溉后，由地表进入土壤被保存在土壤中的毛管水。
毛管上升水：或毛管支持水，土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的毛管水。
影响毛管上升水的因素：地下水水位和毛管孔隙状况毛管水上升高度用下式计算：H=75/d，d为土粒平均直径（上升高度与颗粒直径间关系见p142的附表）。
(完整版)农田水利学
第一章§1 农田水分状况农田水分：指农田中的地表水、土壤水和地下水。
地表水：地表积水。
土壤水：包气带中的水分。
地下水：饱水带中的水分（可自由流动的水体）。
与作物生长最密切的是土壤水。
一、土壤水（一）土壤水分形态土壤水又可分为吸着水、毛管水和重力水等几种水分形态。
1．吸着水（1）吸湿水分子力、紧紧束缚在土粒表面、不能移动、分子状态水吸湿水达到最大时的土壤含水率称为吸湿系数。
（2）膜状水分子力、束缚在土粒表面、可沿表面移动但不能脱离土粒表面、液态水膜膜状水达到最大时的土壤含水率称为最大分子持水率。
2．毛管水对于单个土粒,只能依靠分子力吸附水分, 但对于由许多土粒集合而成的土壤,其连续不断的孔隙相当于毛细管,因此还存在一种毛管力,依靠毛管力保持在土壤中的水分称为毛管水。
按水份供给情况不同，分悬着毛管水和上升毛管水。
（1）悬着毛管水灌溉或降雨后，在毛管力作用下保持在上部土层中的水分。
土壤储存水的主要形式。
悬着毛管水达到最大时的土壤含水率称为田间持水率。
（2）上升毛管水在地下水位以上附近土层中，由于毛细管作用所保持的水分。
上升毛管水达到根系，则可被作物吸收利用，但地下水位不允许上升到根系，以防渍害。
盐碱地区应严格控制地下水位，发防发生次生盐碱化。
3．重力水土壤中超过田间持水率的那部分水为重力水。
重力水以深层渗漏的形式进入更下的土层，或地下水。
旱地应避免深层渗漏，以防止水的浪费和肥料的流失。
水田保持适宜的深层渗漏是有益的，会增加根部氧分，有利于根系发育。
（二）土壤水分的有效性土壤对水分的吸力：1000MPa—0.0001MPa作物根系对水分的吸力： 1.5 MPa左右(1 MPa=9.87大气压=100m水柱)如果水分受土壤的吸力小于1.5 MPa, 作物可吸收利用;如水分受土壤的吸力大于1.5 MPa, 则作物不能吸收利用。
1.5 MPa是有效水和无效水的分界点。
土壤水分的有效性可以用下图来说明：（图：土壤水分有效性图）二、农田水分状况(一)旱田适宜的农田水分状况不允许地表积水土壤适宜含水率: 凋萎系数~田间持水率凋萎系数=0.6β田地下水水质较好,则地下水位可较高, 但一下水位不能达到根系层。
土壤水分的测定方法
土壤水分的测定土壤水分含量的多少，直接影响土壤的固、液、气三相比例，以及土壤的适耕性和作物的生长发育。
在栽培作物时，需经常了解田间含水量等土壤水分状况，以便适时灌排，利于耕作，保证作物生长对水分的需求，达到高产丰收。
土壤水分大致分为化学结合水、吸湿水和自由水三类。
自由水是可供植物自由利用的有效水和多余水，可以通过土壤在空气中自燃风干的方法从土壤中释放出来；吸湿水是土壤颗粒表面被分子张力所吸附的单分子水层，只有在105-110℃下才能摆脱土壤颗粒表面分子力的吸附，以气态的形式释放出来，由于土粒对水汽分子的这种吸附力高达成千上万个大气压，所以这层水分子是定向排列，而且排列紧密，水分不能自由移动，也没有溶解能力，属于无效水；而化学结合水因为参与了粘土矿物晶格的组成，所以是以OH-的形式存在的，要在600--700℃时才能脱离土粒的作用而释放出来。
1、新鲜土样水分的测定土壤水分的测定方法很多，实验室一般采用酒精烘烤法、酒精烧失法和烘干法。
(一)烘干法实验原理：烘干法是测定土壤含水量的常用方法，测定本身的误差取决于天平的精确度和取样的代表性。
同时烘干过程中温度与烘干时间的控制也是影响测定结果准确度的重要因素，样品要求在105℃烘干6-8小时，以确保将土壤样品中的自由水和吸湿水驱走，而化学结合水不至于排出，有机质也只有微量的氧化分解挥发损失。
对于腐殖质含量较高的土壤（＞8%）、泥炭土及盐土，温度不应超过105℃，含有石膏的土壤只能加热到80℃，以免造成样品中结晶水的损失。
操作步骤：准备工作：在室内将铝盒编号并称重，重量记为W 1取样：在田间用土钻钻取有代表性的土样，取土钻中段土壤样品约20克，迅速装入以编号的铝盒内，称量铝盒与新鲜土壤样品的重量，记为W 2，带回室内。
烘干：打开铝盒盖子（盖子放在铝盒旁边），放在105℃的恒温烘箱内烘干6小时，盖好盖子，将铝盒置于干燥器内冷却30分钟，称重。
恒重：打开铝盒盖子，放在105℃的恒温烘箱内再次烘干3-5小时，盖好盖子，将铝盒置于干燥器内冷却30分钟，称重。
土壤水分类型吸水原理及循环过程
土壤水分类型、吸水原理及循环过程土壤水分类型、吸水原理及循环过程农谚说：“有收无收在于水，多收少收在于肥”。
水是农业的命脉。
土壤水是土壤的重要组成物质之一，也是土壤肥力的重要因素和作物所需水分的主要供给源。
土壤水数量和存在状态如何，不仅影响水分的运动和作物的吸水状况，而且决定着土壤的物理、化学和生物学性质，最终影响农作物的产量。
保护性耕作技术措施的运用，都是为了有效地控制、调节和管理土壤水分状况，使土壤水分随时处于最适宜于作物生长发育状态，以促进作物的稳产、高产。
一、土壤吸水原理及水分类型土壤能够保持水分，主要是由两种不同吸力的作用。
一种是土粒和水分子之间的吸附力简称土壤吸附力；另一种是水分和空气界面上的弯月面力，又称毛管力。
土壤所能够保持的水分称为土壤水分。
土壤水可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
吸湿水土壤依靠土粒与水分子之间很强的分子吸引力，把土壤空气或大气中的水分子吸收和固定在土粒表面成为一层很薄的水膜，称为吸湿水，土壤具有吸附水气中水分子的能力称为土壤的吸湿性。
在水气饱和的空气中，土壤吸湿水达到最大量称为最大吸湿量或最大吸湿系数。
土壤吸湿水量的大小，主要决定于土粒表面积大小、腐殖质含量多少和空气湿度的高低。
土壤质地越粘，腐殖质含水量越多、空气湿度越大，土壤的吸湿水含量就越高。
如表1-8显示，甘肃黄土高原土壤的吸湿系数变动于3.75%~6.5%之间[4]。
表1-8 土壤质地与吸湿水量的关系（华北平原）土壤质地胶泥粘土重壤土吸湿系数（%） 6.54 4.45 4.60 土壤质地轻壤土砂壤土细砂土吸湿系数（%） 3.00 1.40 0.034 吸湿水受土粒的分子引力作用非常大，可达数千、数万个大气压，因此水分子十分密集，具有固态水（冰）的性质，以致于没有溶解其它物质的能力，所以也不能被作物吸收利用，称这为无效水。
无效水的数量，可以用烘干法进行测定，即在105~110℃下连续烘干数小时，让吸湿水全部汽化散失，其失去的重量占烘干土重的百分数就是吸湿水含量。
土壤水分类型、吸水原理及循环过程
土壤水分类型、吸水原理及循环过程水是农业的关键因素，土壤水是土壤的重要组成部分之一，对土壤肥力和作物的生长发育具有重要影响。
因此，保护性耕作技术措施的运用，旨在调节和管理土壤水分状况，以促进作物的稳产、高产。
土壤吸水原理主要由土壤吸附力和毛管力两种作用组成。
土壤水分可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
其中，吸湿水是土壤吸附水气中水分子的能力，其数量取决于土壤的质地、腐殖质含量和空气湿度。
无效水则是吸湿水中不能被作物吸收利用的部分，其含量可通过烘干法进行测定。
在土壤水循环过程中，土壤的物理、化学和生物学性质都会受到影响。
因此，了解土壤水分类型和吸水原理，对于有效地控制、调节和管理土壤水分状况，以提高作物产量具有重要意义。
土壤中的水分存在着不同的状态，包括膜状水和毛管水。
膜状水是指土粒吸收完大气中的水分子后，仍然存在于土粒表面上的水分。
这种水分具有溶解养分的能力，并且可以缓慢地移动。
当根系与膜状水接触时，根系就可以吸收利用这部分可移动的膜状水。
而毛管水则是指超过最大分子持水量后，保留在土壤中的自由水。
毛管水存在于毛管孔隙中，靠毛管弯曲面力保存。
毛管水又可分为毛管悬着水和毛管上升水两种类型。
毛管悬着水是指保存在大小不同的毛管孔隙中，不与地下水相连接的水分。
田间持水量是土壤在自然条件下所能保持的最大水量，包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水的总和。
毛管悬着水是土壤中最宝贵的有效水，因为它的吸水力很低，很容易被作物根系吸收利用。
田间持水量是一个常数，可以根据作物和土壤的凋萎系数来计算。
在甘肃黄土高原地区，不同土壤的田间持水量变化在22.8%～26.8%之间。
表1-9 土壤质地与田间持水量（华北地区）以下为华北地区不同土壤质地的田间持水量、有效水量和调萎系数。
其中，有效水量指作物生长所需的水分量，调萎系数是指土壤干旱时，作物出现萎蔫的程度。
土壤质地田间持水量（重量%）有效水量（%）调萎系数（%）砂土 10~14 21~24 4~9砂壤土 3~4 4~9 12~20轻壤土 6~9 12~20 13~19中壤土 16~20 22~26 13~22重壤土 4~6 6~10 12~20粘土 10~16 26~28 13~17毛管上升水毛管上升水是指地下水沿着毛细管上升后保持在毛细管孔隙里的土壤水。
第四章(2) 土壤水、气、热
22
四、土壤水分含量的测定
烘干法：经典、准确，标准方法
中子法
TDR法（时域反射仪）：电磁测量方法，依据土 壤的介电性质。具有直接、快速、方便的特 点，并可同时测定土壤含盐量。
含水量与水吸力呈负相关 同一含水水量时，吸力：粘土>壤土>砂土 同一水吸力时，含水量：粘土>壤土>砂土
31
水分特征曲线的作用：
吸力与含水量换算 反映土壤持水、供水性能 计算当量孔径，反映土壤中大小孔隙的分布 土壤水分运动参数计算
32
5、当量孔径
与一定土壤水吸力相对应的土壤孔隙直径
2、凋萎系数(萎焉系数) （Wilting Coefficient） 根系因无法吸收水分而发生萎焉时的土壤含水量
是土壤有效水下限 吸力约 15 bar
17
18
水分常数与水分有效性的关系
水分能量 (大气压)
1~2万 31 最 大 吸 湿 量
16~15 凋 萎 系 数
水分常数
6.25 最 大 分 子 持 水 量
2、组成特点
气体 大气 土壤空气
46
3、土壤空气组成变化对土壤和作物的影响
O2要求>10%，过低根系呼吸受阻，影响发 芽出苗
CO2根吸收，提供地上部光合作用，过多 会产生毒害，一般<1%即可 还原性气体过多对作物有毒害作用
47
《水文学原理》复习思考题
《水文学原理》思考题第一章绪论1. 水文学主要研究那些内容？水文学是研究地球上水的分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会活动之间的相互关系的学科。
（研究地球上的各种水体的形成、循环和分布，探讨水体的化学和物理性质以及它们队环境的反应，包括它们与生物的关系。
）2. 人类面临的主要水问题有哪些？如何解决？水资源缺水问题：水多了，水少了，水脏了；3. 什么是水文现象？水文现象有哪些基本规律和特性？水文现象；降水，蒸发径流以及河流的结冰封冻等基本规律；1确定性规律；2随机性规律特性；1时程变化的周期性与随机性对立统一；2地区分布的相似性与特殊性对立统一4. 水文学有哪些主要分支学科?1、按应用范畴分：工程水文学、农业水文学、城市水文学、森林水文学2、按研究方法分：水文统计法、随机水文法、地理水文学、实验水文学、同位素水文学，实验水文学，动力水文学，数值水文学，水文测验学；3、按研究对象分：河流水文学、河口水文学、海洋水文学、河口水文学、地下水文学冰川水文学、湿地水文学，环境水文学，生态水文学5. 水文学经历了哪些发展阶段？1萌芽时期；2奠基时期；3时间时期；4现代化时期6. 简述水文学研究的特点水文现象的基本特点1、成因上的自然性和认为性2、时程上的周期性和偶然性3、地域上的相似性和差异性4、运动的同在性和独立性第二章水文循环1. 水有哪些自然属性？社会属性？2. 水循环有哪些环节?降水，蒸散发，下渗，地面径流与地下径流。
2. 研究水文循环有哪几种尺度？1全球水文循环，2流域或区域水文循环，3水—土壤—植物系统水文循环3. 水循环的主要表现形式（水文现象）有哪些？降水，蒸发，径流和下渗4. 全球和流域（区域）水量平衡及方程式。
.全球水量平衡方程：如研究区域为地球上的全部海洋，所取计算时段为年，则某一年的（1）水量平衡方程为：P 洋+R＝E 洋+△Ws 式中P 洋——海洋上某—年的降水量；R——大陆流入海洋的某年径流量；E 洋——海洋上某一年的蒸发量；△W ——海洋某一年的储水增量。
土壤水分常数和有效性
土壤水分常数
当土壤固相颗粒的表面吸附作用与解吸作用达到 平衡后，土壤的含水量称为吸湿系数。大概有 15—20层水分子,厚度4—8nm。 不同土壤吸湿系数不一样。一般，粘土>土壤>砂 土。 另外吸湿系数大小还与测定时温度有关， 温度高，吸湿系数小。
最大吸湿量: 在空气相对湿 度饱和的情况下，土壤颗粒表 面对水汽分子吸附与解吸达到 平衡后，土壤含水量。
3.影响因素：田间持水量的大小与土壤孔 隙状况及有机质含量有关，粘质土壤、结 构良好或富含有机质的土壤，田间持水量 大。田间持水量是大多数植物可利用的土 壤水上限，大多数土壤只在降水后达到田 间持水量
4.意义： （1）制定灌溉定额的上限 （2）表示土壤水分有效性的上限值
不同质地和耕作条件下土壤的田间持水量（%）
土壤有效水的划分
土壤最大有效水含量与土壤质地关系：壤土>粘土>砂 土
三、土壤含水量及其表示
土壤含水量又叫土壤湿度，它是指在一定 量的土壤中所含水分数量的多少。土壤含 水量是研究土壤水分的基本指标和依据， 无论在土壤水分状况，农田灌排或植物蒸 腾等方面的研究中都是一项重要的指标。
测定土壤含水量的方法有多种。有直接测 定的方法也有间接测定的方法，有适于室 内测定的方法也有适于野外现场测定的方 法，如烘干法、酒精燃烧法、红外线干燥 法、碳化钙法、电阻块法、热传导法、热 电偶法、中子法、y一射线法和微波法等， 但目前仍以烘干法作为标准方法。
Байду номын сангаас
二、土壤水分的有效性
土壤水分有效性是指土壤水分是 否能被作物利用及其被利用的难 易程度。土壤水分有效性的高 低，主要取决于它存在的形态、 性质和数量，以及作物吸水力与 土壤持水力之差。
受力类型
第三章 土壤水分形态
5、地下水
（1）定义： 定义： 在土壤中或很深的母质层中， 在土壤中或很深的母质层中，具有不透水层 时，重力水就会在此层之上的土壤孔隙中 聚积起来，形成水层，这就是地下水。 聚积起来，形成水层，这就是地下水。 地下水位： （2）地下水位： 地表到地下水面的深度。 地表到地下水面的深度。 在干旱条件下，土壤水分蒸发快， 在干旱条件下，土壤水分蒸发快，如地下水 位过高，出现盐渍化现象。 位过高，出现盐渍化现象。 在湿润地区，如地下水位过高， 在湿润地区，如地下水位过高，就会是土壤 过湿，出现沼泽化现象。 过湿，出现沼泽化现象。
2、土壤水的物理形态 气态、液态和固态。 气态、液态和固态。 与植物关系最为密切的是液态水。 与植物关系最为密切的是液态水。 3、土壤水类型的划分依据 根据水分受力的不同来划分的， （1）根据水分受力的不同来划分的，属于土 壤水分研究的形态学观点。 壤水分研究的形态学观点。 根据水在土壤中的能量大小来划分， （2）根据水在土壤中的能量大小来划分，属 于土壤水分研究的能量学观点。 于土壤水分研究的能量学观点。
液体为什么能在毛细管内上升
液体表面类似张紧的橡皮膜, 液体表面类似张紧的橡皮膜,如果液面是弯 曲的,它就有变平的趋势。因此凹液面对下 曲的,它就有变平的趋势。 面的液体施以拉力， 面的液体施以拉力，凸液面对下面的液体施 以压力。液体在毛细管中的液面是凹形的, 以压力。液体在毛细管中的液面是凹形的, 它对下面的液体施加拉力, 它对下面的液体施加拉力,使液体沿着管壁 上升, 上升,当向上的拉力跟管内液柱所受的重力 相等时,管内的液体停止上升，达到平衡。 相等时,管内的液体停止上升，达到平衡。
2ห้องสมุดไป่ตู้凋萎系数
又称有效水分的下限 当植物产生永久凋萎时的土壤含水量。 当植物产生永久凋萎时的土壤含水量。 此时土壤水主要是全部的吸湿水和部分膜 状水。 状水。 经验公式凋萎系数 = 吸湿系数* 1.34～1.5） 吸湿系数*（1.34～1.5）
土壤水吸力的测定实验(张力计法)
土壤水吸力的测定实验（张力计法）一、目的、意义：土壤水吸力简称吸力，是土壤水能量状态的一种表示方法。
土壤是一种非均质的多孔体，当其孔隙未充满水时，都有吸水的能力，并将水保持在土中，这一性质，来自土壤固——液界面上的界面张力和固体颗粒的吸附力，两者统称为土壤吸力或称基质（基模）吸力，土壤中的溶质也对水产生吸力，称为溶质吸力，基质吸力与溶质吸力之和称为土壤总吸力，它决定着植物对土壤水的吸收利用。
溶质吸力一般以测定土壤可溶性盐的溶液的渗透压来估计，土壤水吸力的测定有张力计法，压力膜法，离心机法，冰点下降法等。
张力计法虽然只能测定<0.85 bar的吸力值，但因它能直接在田间定点测量土壤水分的能量状况，并可用来指示作物的丰产灌溉，所以得到相当广泛的应用。
本实验，主要是学习在实验室条件下，张力计的安装与观测的基本方法，并了解土壤吸力的变化规律。
二、原理：土壤张力计由陶土管、真空表（负压表）和集气管三部分组成，在仪器完全充满水，密封，插入土壤后，仪器内处于气压下的自由水通过陶土管壁与土壤水有了水力接触，土壤的水势与仪器的水势必然要逐渐达到平衡。
设仪器的水势为ψWD，土壤的水势为ψWS，则ψWS =ψWD (1)当忽略了重力势ψg，温度势ψt溶质势ψs后，土壤的水势仪器的水势分别为：ψWS =ψPS+ψMS (2)ψWD =ψPD+ψMD (3)式中：ψ和ψMS——土壤水的压力势和基质势ψPD和ψMD——仪器水的压力势和基质势将（2）和（3）代入（1）式，则ψPS+ψMS =ψPD+ψMD（4）因为土壤水的压力势（以大气压为参比）为零，而仪器内无基质（土壤），故基质势为零，则ψMS =ψPD (5)或ψMS = V WΔP D (6)（6）式中的V W为水的比容——1cm3/g，ΔP D为仪器所示的压力。
故（6）式表示土壤水的基质势可由仪器所表示的压力（差）来量度。
当土壤被降雨或灌溉重新湿润时，土壤吸力减小，与仪器原来的负压力不平衡，土壤水便会重新经陶土管壁而压入仪器中，使仪器的负压下降，直至与土壤吸力达到新的平衡为止，当土壤饱和时吸力（负压力）为零。
土水特征曲线
土水特征曲线
土壤水分特征曲线，一般也叫做土壤特征曲线或土壤pF 曲线，它表述了土壤水势（土壤水吸力）和土壤水分含量之间的关系。
通常土壤含水量Q以体积百分数表示，土壤吸力S以大气压表示。
由于在土壤吸水和释水过程中土壤空气的作用和固、液而接触角不同的影响，实测土壤水分特征曲线不是一个单值函数曲线。
曲线特点：
滞后现象：相同吸力下的土壤水分含量，释水状态要比吸水状态大，即为水分特征曲线的滞后现象。
土壤水分特征曲线的拐点只有级配较好的沙性土比较明显，说明土壤水分状态的变化不存在严格界限和明确标志，用土壤水分特征曲线确定其特征值，带有一定主观性。
土壤水分特征曲线可反映不同土壤的持水和释水特性，也可从中了解给定土类的一些土壤水分常数和特征指标。
曲线的斜率倒数称为比水容量，是用扩散理论求解水分运动时的重要参数。
曲线的拐点可反映相应含水量下的土壤水分状态，如当吸力趋于0时，土壤接近饱和，水分状态以毛管重力水为主；吸力稍有增加，含水量急剧减少时，用负压水头表示的吸力值约相当于支持毛管水的上升高度；吸力增加而含水量减少微弱时，以土壤中的毛管悬着水为主，含水量接近于田间持水量；饱和含水量和田间持水量间的差值，可反
映土壤给水度等。
故土壤水分特征曲线是研究土壤水分运动、调节利用土壤水、进行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具。
土壤水分的测定方法
土壤水分的测定方法(1)烘干法(失重法)烘干法是测量土壤水分的是最普遍的方法，也是标准方法，它用来测定土壤质量含水量。
通常将从野外取来的原状土柱中称出已知重量的潮湿土壤样品，放在温度105℃的烘箱中烘干后再称重。
加热而失去的水分代表潮湿样品中的土壤水分。
(2)电阻法电阻法是利用某些多孔性物质如石膏、尼龙、玻璃纤维等的电阻和它们的含水量有关系这一事实而采用的一种方法。
当这些嵌有电极的块状组件放置在潮湿的土壤中时，它们吸收土壤水分一直达到平衡状态。
块状组件的电阻由它们的含水量决定的，并依次由附近土壤水分张力或的吸力所决定。
电阻读数和土壤水分百分数之间的关系可以用标定方法(calibration)来确定。
这些块状组件在一段时间内用来测定田间选定位置的含水量。
在1～15大气压吸力范围内它们给出相当准确的水分读数。
(3)中子散射(neutronscattering)中子散射法是测定野外土壤水分的独特方法。
中子水分计的有效性是基于这一原则，即氢在急剧减低快中子的速度并把它们散射开的能力方面是比较独特的。
在图6-3中说明了中子水分计的原理。
中子水分计虽然昂贵，但是它具有多方面的优点，并且能相当准确地测定矿质土壤中作为化合氢的主要来源的水的含量。
这一方法对于有机质土壤有明显的限制，因为有机质中许多化合氢是以水以外的其他形式存在。
此外它不适宜测定表层0-15厘米的土壤水含量。
(4)TDR法TDR法是20世纪80年代初发展起来的一种测定方法它首先发现可用于土壤容积含水量的测定，继而又发现其可用于土壤含盐量的测定。
TDR英文全称是Time-Domain-Reflectometry，简写为TDR，中文译为时域反射仪。
TDR法在国外已较普遍使用，在国内也有些研究机构开始引进和开发TDR。
TDR系统类似一个短波雷达系统，可以直接、快速、方便、实地监测土壤水盐状况，与其它测定方法相比，TDR具有较强的独立性，测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关。
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。
第四章土壤水空气热量
凋 萎 系 数
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
毛 管 持 水 量
饱 和 持 水 量
吸湿水 膜状水
毛管悬着水 毛管上升水
重力水
无效水
有效水
多余水 （旱地）
图3-4 土壤保持水分能量、水分常数与水分有效性的关系
表3-3 土壤质地与有效水最大含量的关系
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
密度1.2-2.4，冰点是-78 ℃ ，105℃可烘出来。
影响因素：质地、气温、相对湿度。
对植物无效！
土粒
土粒
吸湿水层 膜状水层
吸湿水示意图
土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。
土壤 质地
紫色土 粘土
黄壤 重壤 4.11
潮土 中壤 2.52
砂土 砂土 0.8
吸湿系数 7.53 （%）
有 吸 风干土 湿无 水 烘干土
毛管水的类型
1）悬着毛管水（capillary suspending water） ：在地
形部位高，地下水位深的地方，降雨或灌水后，借毛管力保持 的水分，与地下水无直接联系，同下面的干土层有明显的湿润 线分界，好象悬着在上层土壤毛管孔隙中的水。 *田间持水量（field water capacity） ：土壤毛管悬着水达 到最多时土壤含水量。 *毛管断裂含水量（capillary disrupting moisture） 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断 裂含水量。大约相当于该土壤田间持水量的75％左右。
膜状水示意图
根毛土粒土粒土粒rd D土粒
膜状水移动示意图
《土壤学》第四章 土壤水分、空气与热量状况
（五）土壤水贮量（方/亩或吨/亩）
＝2/3 ×水层厚度
(六)墒情：干墒、黄墒、灰墒、黑墒 干、 润、 潮、 湿
三、土壤水分含量的测定 • （一）烘干法：常用
1、经典烘干法 ：恒温箱105－110 ºC烘干称重计算
2、快速烘干法 ：红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃 烧法、电炉法等。
（三）土壤空气对植物抗病性的影响 通气不良产生还原性气体H2S、CH4、
H2、NO等会严重危害作物生长，CO2 过多致使土壤酸度增高，致使霉菌发育， 植株生病
氧扩散率（ODR与不同植物状况之间关系）
植物
茎叶菜 莴苣 菜豆 甜菜 草莓 棉花 柑橘
土壤类型
壤土 粉砂壤土
壤土 壤土 砂壤土 粘壤土 砂壤土
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
土面蒸发过程区分为三个阶段： 1、大气蒸发控制阶段 2、土壤导水快慢控制阶段
在土壤不是很湿能进入田间时，应及时锄地松土， 减少水分蒸发。 3、水汽扩散阶段
一般情况下，只要土表有1～2mm干土层就能显著降 低蒸发强度。
田间土壤水分收支示意图
总水势（Ψt） Ψt＝Ψm＋Ψp＋Ψs＋Ψg
（二）土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况 下所处的能态，简称吸力。
与土水势的意义一致，但只是 基质吸力和溶质吸力的和。
（三）土水势的测定
• 主要有张力计法（测定基质势最 常用）
• 压力膜法 • 冰点下降法 • 水气压法等
张力计法
压力膜法
冰点下降法
中耕
3. 合理灌溉排水，及时增减土壤水分。
变漫灌、畦灌、沟灌等地面灌溉方式为波涌灌、膜 下灌等改良的灌溉方式，有条件的可采用较为先进 的滴灌、喷灌和渗灌
土壤学
148压力势土壤水分在静水压下要比在大气压下高，它的压力势是相对正值。
当它在某个压力下的压力势要比在大气压下的值低时（负压通常认为是张力或者是吸力），压力势就是相对负值。
因此，在自由水表面以下的水是正的压力势，而水在此表面是零压力势，并且水在毛细管中（或是在土壤毛细小孔中）上升到此表面以上被描述为是负的压力势。
这个概念在图6.6中进行了描述。
正的压力势由于它发生在地下水位以下，因此被称为淹水势，水的静水压力P 和大气压相关：gh ρ=P （6.24）式中：h 是测压水头（在自由水表面以下的负压深度）。
那么水的潜在能量就是：dV P E = （6.25）因此淹水势被认为是每个单元体积内的潜在能量，它等于静水压力P ：P =ΦPS （6.26） 土壤水分的的压力势在早的土壤物理学中被称作毛管势，现在称为基质势。
它是由于水和土壤基质之间毛细管的相互作用和吸附作用导致的，在土壤中的有效结合水中并且降低了体积水以下的潜在能量。
基质势，基质吸力和土壤水分吸力的概念是可交换的。
根据ISSS 组织引用的，基质势被定义为负的标准压，与外部的土壤水分的气体压力有关，也和一种溶质与 土壤介质在土壤中通过多孔膜为了和水保持均衡相比是等同的有关。
这个定义表明了张力计的使用既和普通大气压（按照惯例认为是零）有关，也和压力盘萃取装置有关，这种装置使气相充分受压使得液相成为大气压。
这项技术将在本章后来进行描述。
FIG 6.6 在自由水水位以下和以上的超大气压和负大气压的压力149由于在第二章所示，毛细管作用是由水的地表张力和与固体颗粒的接触角而引起的。
在一个非饱和的土壤系统中（三相），弯曲半月板的形式，它符合毛细管作用的等式：)/1/1(P -P 21c 0R R P +=∆=γ （6.26）式中0P 是大气压，（按照惯例认为是零），c P 是土壤水的压力（它要比大气压小）P ∆是土壤水压力亏损（负压）γ是水分地表张力，1R 2R 是半月板上任意点的主要曲率半径。
土壤水分测定方法
土壤水分测定方法土壤水分是植物生长的关键性因子，各国对土壤含水量都进行了一系列的研究，美国、澳大利亚、巴西等国家，对土壤水分的研究投入相当大，而且也具备了一定的实力。
但是国外比较偏重于水分入渗、森林水文方面的研究，对某地区植被与土壤水分的相互作用研究较少。
国内从上世纪50年代开始，逐渐对土壤水分进行细致深入地研究，开始形成了一套比较完整的理论体系。
土壤水分是植物水分的直接来源，植物吸收土壤中的水分、有机质等营养物质，进行生长。
同时，土壤水分含量的多少，又决定着植物的生长状况的好坏。
因此，测量土壤水分有着重要的实际意义。
目前，国内外有很多土壤水分测定方法。
具体方法列举如下：滴定法，称重法，电容法，电阻法，微波法，中子法，Karl Fischer法，γ射线法，核磁共振法，时域反射法（TDR），石膏法，红外遥感法和土壤水分测定仪等。
尽管方法众多，但我们具体在测定土壤水分时，只是选择其中的一种来测量。
那么，下面我就具体来介绍下几种土壤水分测定方法。
土壤水分测定方法具体介绍：1、烘干法：烘干法是测定土壤水分最普遍的方法，也是标准方法。
具体为：从野外获取一定量的土壤，然后放到105℃的烘箱中，等待烘干。
其中烘干的标准为前后两次称重恒定不变。
烘干后失去的水分即为土壤的水分含量。
计算公式为土壤含水量=W/M*100%，M为烘干前的土壤重量，W为土壤水分的重量，即M与烘干后土壤重量M’的差值。
2、电阻法：电阻法利用石膏、尼龙、玻璃纤维等的电阻和它们的含水量有关。
当把这些中间物加上电极放置在潮湿的土壤中，然后一段时间后，这些东西的含水量达到平衡。
由于电阻和含水量间的关系，我们先前标定电阻和百分数间一定的对应关系，然后就可以通过这些组件，得到1~15大气压吸力范围内的水分读数。
3、中子散射(neutron scattering)法：中子法适合测定野外土壤水分。
它根据氢在急剧减低快中子的速度并把它们散射开的原则，现在市面上已经有测定土壤水分的中子水分计。
土壤张力 数值范围
土壤张力数值范围
土壤张力的数值范围通常在0到0.08 MPa之间。
土壤张力，也称为土壤水分张力，是指土壤中水分对重力作用的抵抗力，或者是土壤中水分所受到的吸力。
它是土壤水分运动的一个重要参数，对植物生长和灌溉管理具有重要的意义。
土壤张力的测量是通过测定土壤中的毛细管吸力来完成的。
当土壤张力值在0～0.08 MPa的范围内时，这代表了土壤有效水的50%到70%，是监测田间土壤水分动态的重要指标。
这个范围内的土壤张力表明土壤中有充足的水分和空气，有利于所有类型土壤中植物的健康生长。
然而，需要注意的是，不同的土壤类型和环境条件可能会影响土壤张力的具体数值。
例如，土壤饱和时土壤水势的绝对值小，而土壤含水量低时土壤水势的绝对值大。
了解土壤张力的数值范围对于农业生产尤为重要，因为它可以帮助农民判断何时进行灌溉以及灌溉的量，从而优化水资源的使用并提高作物产量。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
總孔隙度壓縮
前與壓縮後的
基質孔隙與結
2.分離相基對質質形態與結構形態的孔隙。構孔隙的排水
壓力頭分界線
136 215
約2.5μm 約10.9μm
13
14
Entisol 的團粒 穩定度低，故 再壓縮的表現 奇特。
15
對於結構發育 不良的土壤， 經過單軸壓縮 後，孔徑分佈 會產生很大的 改變。
16
2
簡介
bi-modal 雙峰模式
一連串的數字排列，此排列有兩個常常密集產 生的值。 在本研究內選用的土壤，在土壤孔徑分佈圖上 呈現的是兩個峰值的曲線。 延伸：mono-modal 單峰
tri-modal 三峰
(通常無結構的孔隙分佈會呈現mono-modal)
3
Martix pore 基質孔隙
指在團粒內或土塊內的孔隙，其主要特性 為影響土壤的水靜力學與流體力學。
大約 100kpa
Sandy clay loam Alfisol 團粒穩定度高 砂質黏壤土 (淋溶土) 無耕作15年
大約 200kpa
Sandy loam Alfisol 砂質壤土 (淋溶土)
團粒穩定度高
不超過 100kpa
冬小麥耕作後取用
Clay loam Vertisol 黏質壤土 (變性土)
團粒穩定度高 無耕作15年
6
= 土壤水分含量 S = 飽和水分含量 R = 殘餘土壤水分含量
hm = 平均壓力頭 h = 壓力頭
S 為相對飽和度 i = 1 代表 matrix pores = 2 代表 structural pores.
1 2 (Othmer et al. (1991) and Zeiliguer (1992))
( 水溫 20°C )
9
結果與討論
1.土壤水分特性曲線
相對飽和度S(h) 與壓力頭(h)
將實驗數據做成水分特性曲線，運用曲線
擬合，將水分特性曲線與其導數置放在同
一圖中，比較新成土與淋溶土兩者再壓縮
後產生的差異。
新成土(Entisol)結構發展與團粒穩定度差， 淋溶土(Alfisol)有穩定度高的土壤團粒。
由圖1與圖2.3比較
10
圖經1.過曲土線壤單水dS軸分/d特(壓ln性h縮曲) 對線後照S壓(的h縮) 與新0k其P成a導與數 土出300現kPa了。 t此r土i壤-團mo粒d穩a定l的度差現。
象，且其壓縮前後的曲
線差異大。
圖淋2.溶曲土線壤土水dS壓分/d特(縮ln性h前曲) 對線後照S壓(則h縮) 與並0k其P無a導與數 太大300變kPa化。 出此土現壤結了構，發展顯良示好且 了結團粒構穩定發度展高。與團粒穩定
間接法有兩種： 應用土壤水分特性曲線的排水曲線做進一 步的分析。 應用水銀孔隙度法。
間接理論都須假設土壤中的孔隙是類似毛細管 構造。 運用拉普拉斯方程式計算土壤基質勢能
5
材料與方法
土樣：希臘 氣候：地中海型氣候 特性：有bi-modal特性之土壤 樣本大小為 100cm³ 室內濕度 50% 壓力頭 -10, -20, -40, -100cm 使用張力計 壓力頭 -330, -1000, -10000cm 使用壓力版 裝置
大綱
前言 簡介 材料與方法 結果與討論
1
前言
在孔隙系統中，孔隙尺寸分佈、形狀和配置是 基礎土壤特性中，影響土壤水力學的主要功能。 其作用在傳輸水、氣體、溶解於不溶解的化學 成分。 此篇研究的目標在於用單軸壓縮試驗改變土壤 孔隙系統，並且縮小範圍只用於有bi-modal性 質的土壤，運用在對數正態模式圖(lognormal modal)上。
本研究裡假設基質孔隙不包含較”粗”孔 隙，因為粗孔隙會造成團粒結構不穩定。
Structural pore 結構孔隙
指在團粒與團粒或土塊間產生的孔隙，主 要受到團粒大小、外型或該土壤的化育影 響，一小部分的結構孔隙是未成熟土壤微 生物(pedo-edaphon)所造成的。
4
分析土壤孔隙方法
直接法： 將未擾動的土壤切成細薄片，用顯微鏡觀 察其結構(Pagliai and Vignozzi, 2002)。
S1 (hA )
and
S2
S EXPER
S1
實驗值
7
土壤名稱
Loamy sand Entisol 壤質砂土 (新成土)
土壤特性 不超過 100kpa
Sandy loam Entisol 砂質壤土 (新成土)
結構發育不良 團粒穩定度低。
不超過 100kpa
8
壓力頭–pF指數–孔隙半徑對照表
單位水柱高度 h 水柱高度對數
(cm)
(pF)
1
0
10
1
100
2
330
2.54
1,000
3
10,000
4
15,849
4.2
土壤水分吸力 氣壓 (bar)
毛細管半徑 r (μm)
0.001 0.01 0.1 0.33 1.0 10 15
1470/1 1470/10 1470/100 1470/330 1470/1,000 1470/10,000 1470/15,849
謝謝聆聽
17
度對於壓縮產生的影響。
圖3. 比圖2的黏粒成份少一些，
但其水分特性曲線與壓縮後
的曲線與圖2差異極小。
11
1.土壤水分特性曲線結果分析
對於結構發展良好與團粒穩定物高的土壤 來說，單軸壓縮試驗對其的影響甚小。 換句話說，對結構發展差與團粒穩定度差 的土壤來說，單軸壓縮試驗對其影響是明 顯且清楚的。
12