第七章土壤水分 第八章土壤化学性质

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。
（三）土壤有机质 有机质本身的持水量高，但它的凋萎系数也 大，故只能在一定程度上增加有效含水范围。 通常土壤中增加有机质，对提高有效含水范围 的直接作用是小的。但是土壤有机质，可以通 过改善土壤结构和增大渗透性的作用，使土壤 接收较多的降水，从而间接地改善土壤有效水 的供应状况。 （四）土壤层位 表土有吸水膨胀的空间，并且通常结构性较 好，所以田间持水量较大，有效含水范围也较 大。
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，
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。

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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。
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。
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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）。

（二）pF——曲线
pF——曲线就是指土壤吸水力和土壤水 分含量之间的相关曲线。水吸力是用厘 米水柱高来表示的，pF值就是厘米水柱 高的对数值。 当土壤水分含量达到饱和状态时，此时 土壤水吸力为 1厘米水柱高，其pF＝0。

当pF
＝ 0时，由 于砂土、粉土 （壤土）和粘土 质地上的不同， 土壤容积含水量 变动在42—53％ （其中砂土的含 水量较少而粘土 最多）
水吸力和水分含量曲线，在脱水时
和吸水时是不同的。 当pF——曲线由干变湿，或由湿变 干的过程中呈两条曲线，形成这两 条pF——曲线的差异称为滞后现象.
四、土壤含水量的表示方法

1.重量百分比：
在某一时间内，土壤水的实际含量通称为自然含水 率或绝对含水量，以水重量与烘干土重量的百分比表 示：

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。
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。

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。

（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。
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。

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’
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。
风干土质量-烘干土质量 吸湿水（%）= ×100 烘干土质量
（三）膜状水

土粒饱吸了吸湿水之后，还有剩余的吸引力， 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。受吸力为31～6.25大
气压 当土壤还含有全部吸湿水和部分膜状水 时，高等植物就已经发生永久萎蔫了。


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。
（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。
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。
例1：B点pF值=4.5；A点pF值=2.1 水分移动方向是： 例2： B点土壤含水量45%；A点 土壤含水量21% 。水分移动方向 是：
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。
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。
为渗透系数或渗透常数。
影响土壤渗透系数因素： （1）土壤质地：砂土大孔隙多，透水速度 快，粘土则相反。 （2）土壤结构 土壤水在具有稳固团聚体结构的土壤中渗透 较快，而在容易分散的土壤中则相反。 （3）土壤矿物和交换性阳离子 富含蒙脱石的土壤，易于吸水膨胀，禁闭空 气，堵塞孔隙，不利于渗透，土壤交换性阳离 子中Na＋含量较高时也有类似情况。
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。
（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
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