第七章土壤水分 第八章土壤化学性质

式中d为土壤容重。
3.水层厚度：可以将一定土层中含水
量的体积百分率换算成水层厚Tw = TS × R

式中Tw为水层厚度（毫米）， TS为土层厚度（毫米）, R为土壤实际
含水量的体积百分率
第三节 土壤水的运动
液态运动和汽态运动 一、液态水的运动 （一）饱和状态下土壤水的流动 在降雨或灌溉过程中，当土壤 达到水分饱和后，即水势大于零时， 多余的水就呈重力水状态，在互相 通连的大孔隙系统中，因重力作用 而向下流动，称为渗透或渗漏作用、 这时土壤水的流动服从于达西 （Darcy）定律：


土壤水势用公式表示如下（ψ＝水 势，m＝质量，a＝加速度，h＝距相应水 位处的高度）：
ψ＝m· a· h

土水势等于各分势的总和
Ψ=
ψm + ψs + ψp + ψg Ψ –总土水势 Ψm –基质势 Ψs –渗透势 Ψp –压力势 ψg –重力势

重力势(以ψg表示)相当于使一 定数量的水，由一个相应的水位 抬高到一定高度所做的功。若以 重量作为单位，则重力势就表现 为位置的高度。重力势的符号规 定为正。
式中 V为渗透速度，指每秒通过1平方厘米土壤断面 的水流量（立方厘米）; K是水力传导度，即水流速度与推动力的比率。 J为水压梯度，即指水在土层中流动单位距离 时压力水头的减失; h是渗透途径的起点与终点的水位差即压力水 头（厘米）； l为水流经过的土层厚度（厘米）;
当h/l＝1时，V＝K，这时的K值就称

（三）田间持水量
降雨或灌溉后，多余的重力水 已经排除，渗透水流已降至很低或 基本停止时土壤所吸持的水量，也 是以重量百分率表示。 所吸持的水相当于吸湿水、膜状水 和悬着水的全部。达到田间持水量时的土

水势为－50～－350毫巴，大多集中于－100～ －300毫巴间。
（四）全容水量
指土壤完全为水所饱和时的含水 量，也可以用重量百分率表示。 土壤水分达到全容水量时，土壤水 包括吸湿水、膜状水、毛管水和重 力水，基本上充满土壤孔隙系统， 它的水吸力pF值等于零。

贵州地下河流
三、土壤水分平衡
（一）土壤水分状况的类型 维索茨基根据土壤水的收支状 况分为三种类型： 淋洗型（入超） 非淋洗型（平衡） 蒸发型（出超）。

淋洗型的特点是降水量大于蒸发、
蒸腾和径流量的总和，每年有一部 分降水通过土层进入地下水。 例如，我国东北林区红松天然林下 暗棕色森林土；云南西双版纳热带 季雨林下砖红壤，则属于季节性淋 洗类型。
3.渗透势–
Ψs 是由土壤中可溶性盐所引起的势， 在含有比较高的可溶盐分的土壤中， 土壤水的浓度增高，势能下降，水 分必然由浓度低处移向浓度高处， 从而稀释了土壤水的浓度。渗透势 仅在盐渍土中以及干旱的含盐土壤 中具有意义，而在一般土壤中可以 忽略不计。负值。
4. Ψp –压力势：当土质粘重或有机质含 量很高时，水大量进入土壤时使部分空 气被封闭在毛管孔隙中产生的。为正值。 在土壤饱和状态下压力势才存在，非饱 和状态下为0。饱和土层越深压力势越大。
（五）重力水和地下水
当大气降水或灌溉强度超过土壤吸 持水分的能力时，土壤的剩余引力基本 上已经饱和，多余的水就由于重力的作 用通过大孔隙向下流失，这种形态的水 称为重力水。 地下水

第二节 土壤水的有效性
一、土壤水分常数 二、土壤有效含水范围
三、土壤水分能量概念

四、土壤含水量的表示方法
汽压梯度是指单位距离的汽压差。 水汽总是从压力高处向压力低处移动的。 汽压梯度愈大，水汽的扩散就愈快。因 为水汽压力可随土壤含水量或土壤温度 的增高而相应增大，所以土壤中的水势 梯度和温度梯度，也对汽态水的移动起 重大影响。此外，土壤中大孔隙的数量 及其通连程度，也影响到水汽的扩散速 度。一般在大孔隙多以及互相通连的情 况下，水汽扩散较快。
一、土壤水分常数
（一）吸湿系数 又称最大吸湿水量，是指干 土从相对湿度接近饱和的空气中 吸收水汽的最大量，即吸湿水的 最大量与烘干土重量的百分率。
（二）凋萎系数
指土壤水分供应不足，使植物 细胞不能维持它的膨压，以致植物 产生永久凋萎时的土壤含水量。 植物产生永久凋萎时的土壤含水量， 相当于全部吸湿水以及部分膜状水。
第七章 土壤水分
第一节
土壤水的基本概念 第二节土壤水的有效性 第三节土壤水的运动 第四节 土壤水的来源、消耗与平衡
第一节 土壤水的基本概念

一、土壤水的类型
（一）土壤水的形态分类
（二）吸湿水
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。
1.
2.基质势（MatrixPotential）过去称
为毛管势，用ψm表示。 基质势是土壤固相物质影响的量度， 它包括固相物质对水所产生的作用 力，如毛管力、表面分子吸引力等 对水所产生的一切作用。土壤含水 量愈少，其固相物质所产生的力将 土壤水分吸持得愈强烈，于是水分 愈难从土壤中抽吸出来。基质势的 符号与重力势相反，为负号。

式中③为自然含水率或绝对含水量（％），MW为 水之重量（克），Ms为105℃烘干土之重量（克）。
2.体积百分比：
用一定体积土壤中 水所占的体积百分比表示土壤含水 量。
式中R为土壤实际含水量的体积百分率 （％），Vs为土壤总体积（立方厘米）， Vw 为水所占的体积（立方厘米）。

土壤含水量的重量百分率与体 积百分率之间的换算关系如下’

二、土壤的有效含水范围

土壤有效含水范围
A＝F－W 式中A为有效含水范围（％），F为田间持水量， W为凋萎系数。
有效含水范围与下列土壤因素有关 （一）土壤质地 土壤质地的影响主要是由比表面积大小和孔 隙系统的性质引起的，砂质土壤有效含水范围 小，而壤土有效含水范围最大。粘土的田间持 水量虽略大于壤土，但凋萎系数也高，因而有 效含水范围反而比壤土小。 （二）土壤结构 具有粒状结构的土壤，由于田间持水量增大， 从而扩大有效含水范围。


第四节 土壤水的来源、消耗与平衡
一、土壤水的来源 土壤水的来源是大气降水、凝结水、 地下水和人工灌溉。 其中大气降水是主要的来源，凝结水在 干旱地区以及粗质土壤上也有一定意义。 而地下水和人工灌溉水，实际上主要也 是从大气降水和部分地从凝结水转变而 来。

二、土壤水的消耗
土壤水的消耗有以下途径： （1）向下渗漏、侧向径流和地下径流 （2）蒸发 （3）蒸腾是指土壤水通过植物机体的作 用，主要是从叶面上以汽态散入大气中 的过程。
0.2-0.4mm/小时
（四）毛管水
毛管水就是指借助于毛管力，吸持和保 存在土壤孔隙系统中的液态水，它可以 从毛管力小的方向朝毛管力大的方向移 动，并能够被植物根吸收利用。 毛管力0.08-6.25个大气压，植物根系吸水 力15个大气压。 毛管水可被植物全部吸收，并可上下左右 移动。

1. 悬着水是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。 2. 支持毛管水是指土壤中受到地 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。
毛管力的大小可用拉普拉斯
（Laplace）公式计算：

式中P为毛管力，即毛管压或弯月面 的正常负压（达因/厘米2，T为表面张力 （达因/厘米），r为毛管半径（厘米）。 从这个公式可见，土壤质地粘、毛管半 径小，毛管力就大。

土壤中支持毛管水上升的最大高度，理论 上可由下列公式计算：

式中H为毛管水上升高度（毫米），d为土 粒平均直径（毫米）。
（4）有机质
有机质含量高的土壤通常有 较多的大孔隙，有利于渗透。 （5）土壤裂隙、板孔和动物穴 道
（二）、不饱和状态下土壤水 的移动

降雨或灌溉之后，随着重力水的 排走，空气就侵占较大孔隙，土壤 开始成为水分不饱和状态。这时土 壤中吸持的是悬着水，可以向任何 方向移动，但移动的速度要比饱和 状态时缓慢得多。
非淋洗型是水分收支基本平衡的类
型，大气降水只湿润一定深度的土 层，降水量与蒸发、蒸腾量大致相 等，没有多余的水流入地下水区， 例如西北的塿土就属于这种类型。
蒸发型的特点是植物的蒸腾和地表的蒸 发总量超过大气降水量，差额有时靠地 下水补足，但地下水也不是当地降水的 产物，而是从较远的外地流来的。 例如干旱地区的盐渍土就属于这个类型， 云南的干热河谷地区的稀树草原红褐土 也是如此。
三、土壤水分能量概念
（一）土水势 势的概念，将单位数量的水，由力场中的一已 知点，移至一相应点所必须做的功。 土水势：代表了土壤水在各种力的作用下所产 生的位能。 土壤水分一直是从势较高的部位流向势较低的 部位，并在这一移动的过程中释放能量。这个 运动一直持续到其总势在土壤中所有部分都相 等为止。
例1：水分移动方向是：A 例2：水分移动方向是：B
B A
二、汽态水的扩散运动

当土壤排除重力水而呈不饱和状态时，便 在充气孔隙中同时存在着汽态水的运动。土壤 含水量进一步减少以致水力传导度几近于零时， 液态水运动便基本停止，土壤水的运动形式就 以汽态运动为主。土壤内部汽态水运动的方式 就是在孔隙中，特别是在大孔隙系统中进行扩 散。扩散运动的速度和方向与汽压梯度有关，
只有当土壤水力传导度（
K ）和水 势梯度（ J ）二者都大时，不饱和 土壤水流动速度才快，并且是从 含水量大（水吸力pF值小的部位） 的方向朝含水量小（水吸力pF值大 的部位）的方向流动。