土壤水
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
土壤水分的测定方法
土壤水分的测定方法土壤水分是指土壤中所含的水的量，它是土壤中最重要的一个环境要素，对于土壤的物理、化学及生物过程都具有重要的影响。
因此，准确测定土壤水分对于农业生产、环境科学及资源管理等领域具有重要意义。
下面将详细介绍常用的土壤水分测定方法。
1.干湿重法：干湿重法是目前应用最广泛的测定土壤水分的方法之一，也是一种比较简单和准确的方法。
其原理是测定土壤样品在自然状态下和完全干燥后的重量差值。
实验步骤：取一定重量的土壤样品，记录称重值为W1，然后将土壤样品在105°C的高温下干燥直到重量不再变化（通常需要12-24小时），记录最终的称重值为W2，根据公式计算土壤水分含量：土壤含水量=（W1-W2）/W2×100%2.电阻法：电阻法是利用土壤中含水量与电阻之间的关系来测量土壤水分含量的方法。
该方法是基于土壤水分与土壤的电导率之间的正相关关系。
实验步骤：在一定深度插入测量电极，并测量测量电极的电阻。
然后将一定电压通过电极，测量电阻随电压变化的曲线。
通过分析曲线的斜率，可以得到土壤的电导率，进而计算土壤水分含量。
3.小型赛珀仪法：这种方法是利用赛珀仪来测量土壤样品中的电阻和介电常数的变化来估算土壤水分含量。
实验步骤：取一定重量的土壤样品，将其放入特制容器中，并在容器上安装传感器。
然后通过测量土壤样品中的电阻和介电常数，利用已知的土壤水分与电阻之间的关系，计算土壤水分含量。
4.中子计数法：中子计数法是一种非破坏性的土壤水分测定方法，其基本原理是利用中子衰减法来测量土壤中的水分含量。
实验步骤：利用中子源产生一定能量的中子束，穿过土壤样品。
通过测量中子束经过土壤样品后的衰减率，即可计算土壤水分含量。
5.微波法：微波法是一种基于土壤材料对微波的吸收和反射特性来测定土壤水分含量的方法。
通过测量微波在土壤中传播的特性来计算土壤的水分含量。
实验步骤：利用微波源产生一定频率的微波，并将其传递到土壤样品中。
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）
土壤水分类型及有效性
膜状 水
土粒
膜 状 水 示 意 图
膜状水
3、毛管水(capillary water) 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(capillary supporting water) 土体中与地 下水位无联系的毛管水称 毛管悬着水。
饱和导水率的特点
① 饱和率是常数
② 是土壤导水率的MAX ③ 主要取决于土壤的质地 和结构。 沙质土 > 壤质土 > 粘 质土
二、土壤非饱和流***
（unsaturted soil water flaw)
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度 和重力势梯度。它也可用达西定律来描述， 对一维垂向非饱和流，其表达式为：
● 土壤质地 土壤质地的影响主要是由土壤的 表面积和孔隙系统的性质引起的。
● 土壤结构 团聚体土壤孔隙度大，含水量高， 持水孔隙发达，故有效水分含量高。如团聚体发 育好的东北黑土。
● 有机质含量 有机质本身的持水量很大，更 能促进良好土壤结构的形成，所以多施有机质， 可以扩大有效水范围。
土壤质地对有效水范围的影响
d q K ( m ) dx
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
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： • 饱和条件下的总水势梯度可用 差分形式，而非包和条件下则用微 分形式； • 饱和条件下的土壤导水率Ks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（m）的 函数。
土壤水分形态类型及特点
土壤水分按其存在形态大致分为以下几种类型：
1.吸湿水：干燥的土壤颗粒借助表面的分子引力吸收大气中气态水
分子而保持在土粒表面的水分。
土壤空气湿度越大，土壤质地越教重，吸湿水含量越大。
2.膜状水：土壤水分达到最大吸湿量以后，土壤颗粒依靠剩余的分
子引力对液态水分子吸附。
并在吸湿水的外围形成一展两薄的水膜。
膜状水的性质与液态水相似，只是激滞性较南而无溶解性。
对植物部分有效。
3.毛管水：指存在于毛管孔隙中，由毛管力保持的水分。
毛管水对
植物生长是有效的，可以上下左右移动，不断满足植物对水的需求，同时还有溶解养分的能力，所以也有补给养分的作用。
4.重力水：土壤含水量达到田间持水量之后，超过的水分出于不能
被毛管力所保持，而受重力支配，沿着土壤大孔隙向下移动。
重力水能被植物吸收利用，但很快会渗透淋失，不能持续供给植物利用。
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。
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
土壤水分的正常值
土壤水分的正常值一、引言土壤水分是土壤中的重要组成部分，对植物生长和发育起着至关重要的作用。
正常的土壤水分对于植物的生长有着重要的影响。
本文将从土壤水分的定义、土壤水分的测量方法、土壤水分的正常值以及土壤水分对植物的影响等方面进行探讨。
二、土壤水分的定义土壤水分指的是土壤中所含的水分量。
土壤水分是由降水入渗、蓄水、蒸发散发等因素共同作用形成的。
土壤水分的含量对于植物的生长和发育起着重要的调节作用。
三、土壤水分的测量方法1. 蓄水量法：通过测量土壤剖面上下限之间的土壤含水量差异来间接推算土壤水分的含量。
2. 重量法：将土壤样品取出后，通过称重的方法来测量土壤中的含水量。
3. 电导率法：利用土壤中水分的电导性质来测量土壤水分的含量。
4. 电容法：利用电容传感器测量土壤中的电容变化来推算土壤水分的含量。
四、土壤水分的正常值土壤水分的正常值是指土壤中含水量处于适宜范围内的数值。
正常的土壤水分对于植物的生长和发育具有重要的意义。
土壤水分的正常值因地域、季节、气候等因素的不同而有所差异。
一般来说，土壤水分的正常值可分为以下几个阶段：1. 表层土壤水分的正常值：在植物生长旺盛期，表层土壤的水分正常值应保持在20%~30%之间。
这样可以满足植物对水分的需求，并有利于植物根系的扩展和生长。
2. 深层土壤水分的正常值：深层土壤的水分正常值应保持在30%~40%之间。
这样可以提供足够的水分供给植物的根系吸收，促进植物的生长和发育。
3. 土壤水分的正常变化范围：土壤水分的正常变化范围是指土壤水分在一定时间内的波动范围。
一般来说，土壤水分的正常变化范围应保持在10%~20%之间。
这样可以满足植物在不同生长阶段的水分需求。
五、土壤水分对植物的影响土壤水分对植物的生长和发育起着重要的影响。
适宜的土壤水分可以促进植物的营养吸收、光合作用和细胞分裂，从而提高植物的产量和品质。
而过高或过低的土壤水分都会对植物的生长产生不利影响。
1. 过高的土壤水分会导致土壤通气性差，根系缺氧，影响植物的呼吸作用和养分吸收，还容易引发病菌滋生，导致植物病害的发生。
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。
土壤水对植物的影响
土壤水对植物的影响首先，土壤水供应是植物正常生长发育的重要条件之一、通过土壤中的根系吸收水分，植物能够满足自身的生长需求。
土壤中的水分能够溶解养分，然后被植物的根系吸收，供给植物所需的水分和养分。
当土壤中的水分不足时，植物的生长就会受到限制。
因此，充足的土壤水能够为植物提供所需的水分和养分，保证其正常的生长发育。
其次，土壤水对植物的温度调节起着重要作用。
土壤中的水分具有较高的比热容和热传递能力，能够吸收和释放大量的热量，通过调节土壤的温度来保护植物。
在干旱季节，土壤中的水分蒸发会消耗大量的热量，从而降低土壤温度，减缓植物受热的速度，减少蒸腾量，提高水分利用效率，保护植物不受高温的伤害。
此外，土壤水对植物的稳定性和抗逆性有着重要的影响。
在土壤中的水分可以提供植物根系的支撑，增强植物的稳定性，防止因风力或其他外部因素引起的植物倾倒。
同时，土壤水还能够调节植物与土壤的接触面积，增加植物根系与土壤的贴合度，提高植物对土壤中的水分和养分的吸收能力。
另外，土壤水还能够缓冲土壤的温度变化，减轻植物根系遭受的冻害和旱害。
此外，土壤水质量对植物的生长有着重要影响。
水质中的含盐量、酸度、碱度等因子会直接影响土壤中的水分质量。
当土壤水中盐分过高时，会造成土壤渗透性下降，导致水分在土壤中积聚，形成盐渍化现象，严重影响植物的正常生长。
而水质中过低或过高的酸度和碱度也会对植物根系产生不利影响，影响其正常的吸收能力。
总结起来，土壤水对植物的影响是多方面的。
它不仅能够提供植物所需的水分和养分，调节土壤的温度，保护植物免受环境的伤害，还能够提高植物的稳定性和抗逆性。
因此，合理管理土壤水资源，保持土壤水含量的稳定和质量的良好，对于优化植物的生长环境和提高产量至关重要。
土壤水的概念
土壤水的概念《聊聊土壤水》嘿，咱今天来聊聊土壤水呀！这土壤水呢，就像是土壤的“生命之泉”。
你想想看，土壤要是没了水，那不就干巴巴的，啥植物能在上面好好长呀！土壤水可神奇了，它就藏在那泥土里，默默滋润着一切。
有时候下了一场雨，那雨水就会渗到土壤里，成为土壤水的一部分。
就好像是给土壤来了一场“大补”，让土壤变得有活力起来。
咱家里要是有种花花草草的，那就更能体会到土壤水的重要性啦。
要是浇水浇得不合适，多了或者少了，那花草可就不乐意了，要么耷拉着叶子，要么干脆就不生长了。
所以啊，得好好把握给土壤水的“度”。
我记得有一次，我种了一盆小多肉，一开始不知道怎么照顾它。
老是怕它缺水，就拼命浇水，结果呢，那小多肉的根都烂掉了。
后来我才知道，土壤水太多也不行呀，得给它适当的“呼吸”空间。
还有啊，不同的土壤对土壤水的“容纳能力”也不一样呢。
有的土壤松松软软的，能存好多水；有的土壤就比较紧实，存不了太多水。
这就像是不同的人有不同的“胃口”一样。
在大自然里，土壤水也是各种小动物和植物的“宝贝”。
那些小虫子啦、蚯蚓啦，都靠着土壤里的水生活呢。
植物就更不用说啦，它们得从土壤水里吸收养分，才能茁壮成长。
而且啊，土壤水还会“流动”呢！就像一条小小的地下河流，在土壤里穿梭。
有时候这边的水多了，就会往水少的地方流过去，多有意思呀！土壤水还和天气有关系呢。
天气热的时候，土壤水蒸发得就快；天气冷的时候，蒸发得就慢。
这就像是人的心情一样，有时候热烈，有时候平静。
总之呢，土壤水虽然看起来不显眼，但它的作用可大啦！它是土壤的“活力之源”，是植物和小动物们的“生命之水”。
我们可得好好对待它，就像对待我们自己的宝贝一样。
让土壤一直保持着合适的水分，这样我们的花草才能长得美美的，大自然才能更加生机勃勃呀！所以呀，可别小瞧了这小小的土壤水哦！。
土壤水容积计算公式
土壤水容积计算公式
土壤水容积是指土壤中可存储水分的最大容量。
下面是土壤水容积计算公式的详细解释：
土壤水容积计算公式是指通过对土壤质地、厚度等参数的测量，计算出单位面积土壤中可存储的最大水分量。
具体计算公式如下：
土壤水容积= 1000 ×θi ×di
其中，θi为土壤容重，单位为g/cm³；di为土壤有效深度（也称根系深度），单位为cm。
土壤容重是指单位体积土壤的质量，通常用g/cm³表示。
土壤容重值越大，表示土壤中粒子间的空隙越小，水分的渗透能力也越弱。
土壤有效深度是指作物根系可以延伸到的深度。
通常，农作物的根系深度是20~80cm之间，而牧草的根系深度则可达1~2m。
计算土壤水容积时，需要根据实际土壤状况，选择合适的土壤容重和有效深度值进行计算。
计算结果可用于农田水文水资源评价、灌溉规划和水分管理等方面。
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萎蔫系数是植物可以利用的土壤有效水含量的下限。
无效孔度 = 凋萎系数×容重
2、土壤毛管水
定义：依靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水就称 为毛管水 机制：毛管力（0.08- 6.25× 105 ） 毛管作用力范围：
0.1-1mm
有明显的毛管作用 0.05-0.1mm 毛管作用较强
• h水柱高度（cm) •d孔隙直径（mm）
压力势主要包括： ①气压势 封闭在土壤水分内的空气所 产生的势值。 ②静水压势 土壤中的水分承受水体的压 力，土层深处的水分，受到的压力更大，静 水压势是压力势的主体。压力势的势值为正 值。
3、溶质势（S）
溶质势又称渗透势，指极小单位水量从一 个平衡的土一水系统可逆地移到没有溶质 的，而其他条件都相同的参比状态水池时 所做的功。 负值。土壤溶质浓度越高，溶质势越低。 溶质势只有对半透膜的水分运动起作用。
土壤总孔度=（1-1.2 / 2.65）×100=54.7% 土壤空气（容积%）=54.7-24.4=30.3%
？
通 气 状 况
（二）容积含水量（ v 或 Vw ）
容积含水量是指单位土壤总容积中水所占的容积百分数， 又称容积湿度、土壤水的容积百分数，常用符号θv表示： θv = (水容积/土壤总容积) cm3/cm3
θv=θm·ρb
ρb = d2
例2： 设上例土壤容重为1.2g/cm3，求其θv。 θv=（20.3％×1.2）=24.4％
土壤总孔度=（1-1.2 / 2.65）×100=54.7% 土壤空气（容积%）=54.7-24.4=30.3%
？
通 状 况
（三）土壤贮水量
土壤水贮量是指一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量。 在土壤物理，农田水利学、水文学中经常要用到，它主要 有两种表达方式： 1）水深(hw) 指在一定厚度(h)一定面积土壤中所含的水量相当于相同面 积水层的厚度。可以推知 hw与θv的关系如下： hw＝θv·h= θm ρb h（mm） hw的方便之处在于与大气降水量、土壤蒸发量直接比较 例4 如某土层厚度为10cm，容积含水量为25％，求水深。 Dw =（10×25％）＝2.5(cm)＝25(mm)
大约相当于该土壤田间持水量的75 ％左右。（生长阻碍含水量）
毛管上升水（与地下水有关）
借助于毛管力由地下水上升进入上层土体的水 毛管水上升高度： 从地下水面到毛管上升水所能到达的绝对高度 水分常数 毛管持水量：毛管上升水的最大含量
土粒 地下水位
毛管 上升 水示 意图
3、重力水
定义：土壤中不被土壤保持而受重力支配向下流动 的水，称为重力水 机制：重力（<0.08× 105 Pa ）
θm＝[（95 - 79）/ 79] ×100
20.3％
（二）容积含水量（ v 或 Vw ）
容积含水量是指单位土壤总容积中水所占的容积百分数， 又称容积湿度、土壤水的容积百分数，常用符号θv表示： θv = (水容积/土壤总容积) cm3/cm3
θv=θm·ρb
ρb = d2
例2： 设上例土壤容重为1.2g/cm3，求其θv。 θv=（20.3％×1.2）=24.4％
hw100 单位：mm V方/ 10）hw100
绝对含水量：土壤中所含水分的绝对数量
质量含水量、容积含水量 、土壤贮水量
（四）相对含水量（%）
相对含水量：指土壤含水量(θm)占田间持水量(θf)的百分数。
它可以说明土壤水的饱和程度、有效性和水、气的比例等。是 农林业生产上常用的土壤含水量的表示方法。其求法如下：
不同质地和耕作条件下的田间持水量 （m%）
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土 二合土 耕后 田间持水量
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。
机制：表面能（表面分子引力: >31 × 105 Pa）
水分常数
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。
特点 它所受土粒表面的吸附力很强，故具有固态水的性质，
不能流动； 比重很大(约1.5g/cm3)，无溶解能力，冰点下降 -7.8℃；
因为它所受的吸力远大于植物根的吸水力(平均为
1520kPa), 植物无法吸收利用，属于土壤水中的无效水， 对生产的直接意义不大。 可帮助分析土壤水的有效性，一般土壤中无效水总量约 为最大吸湿量的1.5～2.0倍。
非活性孔度 = （
最大吸湿水量 ×容重 + 0.5最大吸湿水量 ×容重 ×100% ） 1.5( d ) 1.25(d )
（2）土壤膜状水
第一节 土壤水
土壤水的重要性：
所有的水只有进入土壤转化为土壤水， 才能被植物吸收利用。土壤水是作物吸水的 最主要来源。 •土壤水是土壤的最重要组成部分之一。 •土壤水是土壤形成发育的催化剂； •土壤水并非纯水、而是稀薄的溶液。土壤水 实际上是指在105℃温度下从土壤中驱逐出来 的水。
一、
土壤水的类型及性质
2）容积水
即一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积数 在数量上，它可简单由hw与所指定面积(如1亩、1公顷) 相乘求出，但要注意二者单位一致性。 在灌排计算中常用到这一参数，以确定灌水量和排水量
例：若都以1m土深计，每亩含水容量(以V方/亩表示) 与水深之间的换算关系可推知，如式所示:
V方/ 2/3）hw100
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，但并不是 指土壤对水的吸力。T＝-m 一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与 m相等，但符号相反。 如何用水吸力和水势判断 水分运动的方向？请回答 。
四、土壤水势的定量测定
张力计法 土水势的标准单位：帕（Pa） 1Pa=0.0102厘米水柱 1atm=1033厘米水柱=1.0133bar 1bar=0.9896atm=1020厘米水柱
膜状水移动示意图
部分有效
膜状水的内层水，植物根无法吸收利用，为无效水， 而它的外层水，植物可以吸收利用，但数量极为有限。 水分常数 土壤最大分子持水量：土壤膜状水达到最大值时 的土壤含水量（最大吸湿量的2～4倍）。
凋萎蔫系数：当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土 壤含水量
（萎蔫点，最大吸湿量的1.5～2.0倍、15-16 × 105 Pa ）。
0.05(0.02)-0.005(0.002) 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
特点
它不受重力支配而流失，所受力比植物根的吸水力小得多,
是植物所需水分的主要给源
毛管水移动性大，能较迅速地运动，一般向消耗点移动，如
向根系吸水点和表土蒸发面移动（10-300mm/h ）
它也是土壤养分的溶剂和输送者
土壤水具有自由能： 张力、应力、渗透压、吉氏自由能、土水势、水吸力 土壤水由自由能高状态向自由能降低的状态运动
(一)土水势及其分势 土壤 A 砂土 10%
标注土水势的优点
土壤 B 粘土 15%
水 流 向 何 方 ？
土水势
土壤水在各种力作用下，与同样温度、高度和大 气压条件的纯自由水相比，其自由能降低，这个 差值即为土水势（ ）。 优点：可作为判断各种土壤水分能态的统一标准 和尺度； 土水势的数值可在土壤－植物－大气之间统一使 用，把土水势、根水势、叶水势等统一比较，判 断它们之间水流的方向、速度和土壤和随有效性； 还可提供一些精确的土壤水分状况测定手段。
二、土壤水分的数量概念
（一）质量含水量（m或 mw ）
土壤含水量
质量含水量： 是指土壤中水分的质量与干土质量的比值。又 称为重量含水量，无量纲，常用符号θm表示（百分率）
θm＝（水重/干土重）×100％
W 1 -W 2 m= 100 W2
干土，一般是指在105℃条件下烘干的土壤。 例1 ：土壤烘干前湿重为95g，烘干后重79g，求质量含水 量。将测定数据代入上式， 即求该土壤质量含水量为：
土壤相对含水量＝θm /θf ×100
三、土壤水分的能量状态
土壤A 砂土 10% 土壤B 粘土 15%
1907年美土壤物理学家，白金汉，毛管势 1920年美土壤物理学家，加德纳，土壤水分势
1950年之后长足进步
1979年我国起步
水分能量观点:
以水分本身的能量变化来研究水分在土壤中 保持、运动
以及大气、植物、土壤中水的关系等一系列水分问题
定义：土壤颗粒借助吸附力吸附在吸湿水外围的连 续液态水膜称为土壤膜状水 机制：表面能（表面分子引力: 6.25-31 × 105 Pa ）
膜状水示意图
特点
膜状水比吸湿水所受的吸附力小得多，它具有液态水的
性质，可以移动，但因粘滞度较大，其移动速率非常慢。
一般是由水膜厚处向水膜薄处移动，如图所示（0.20.4mm/h d=1.25） 。
水分常数
田间持水量(田持)：是指毛管悬着水达到最大数量时的土
壤含水量 P111
在形态上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。 当含水量达到田持时，若继续供水，并不能使该土体的 持水量再增大，而只能进一步湿润下层土壤。田间持水 量是确定灌水量的重要依据。
影响因素：质地、有机质含量、结构、松紧状况等
4、重力势（g）
重力势（g）是指由重力作用而引起的土 水势变化。 任何时后重力势都存在。高于 参比面时为正，反之为负，参比面处重力势 为0.
总水势： t=m+p+s+g
请注意：在不同的情况 下，土壤总水势的各分 势组成是不同的。见 P106下端。切记。
（二）土壤水吸力