1、第六章 土壤水,1、土壤水對農(nóng)業(yè)生產(chǎn)有直接的影響，有兩句 話可以說明這一點(diǎn)。一句是，“水利是農(nóng)業(yè) 的命脈”，另一句是“有收無收在于水，多收 少收在于肥”。這是在比較水和肥的相對重 要性，其實(shí)多收少收在很大程度上也取決于 水。,2、土壤水分狀況影響著其它肥力要素的狀況。土壤水分多少對養(yǎng)料的形態(tài)、運(yùn)輸、轉(zhuǎn)化有直接的影響，土壤水分狀況與土壤空氣和熱量狀況有直接的關(guān)系。,土壤水分狀況還直接影響土壤的脹縮性、 可塑性、粘結(jié)性、粘著性等物理機(jī)械性質(zhì)。,3、水對土壤發(fā)生和形成過程有深刻的影響，在土壤分類學(xué)上，就有所謂“水成土壤”、“半水成土壤”之說，在國內(nèi)外眾多的土壤分類體系中，土壤水分狀況是分類的重要依據(jù)

2、，放在較高的分類單元。,4、土壤水是全球水分循環(huán)和平衡中一個(gè)非常重 要的環(huán)節(jié)，土壤圈是一個(gè)巨大無比的水庫， 如果這個(gè)水庫出了毛病，就會導(dǎo)致許多嚴(yán)重 的災(zāi)害。,第一節(jié) 土壤水的含量和類型,一、土壤含水量(soil moisture content) (一) 土壤含水量的表示方法 1、重量百分?jǐn)?shù) 水重% = 土壤水重/干土重100% =（W2-W3）/ （W3-W1）100% ,重量百分?jǐn)?shù)表示土壤含水量的要點(diǎn)是： 要以烘干土為基數(shù)來表示，而不是以濕土重為基數(shù)來表示。 烘干土重 = 濕土重/（1+水重% ）,濕土重量為120g，烘干后重100克， 水重% = (120-100)/100 = 20%。

3、 如果其中水分減少一半， 水重% = （110-100）/100 = 10%。 如果以濕土為基數(shù)，則水分含量分別為: （120-100）/ 120 = 16.67%， （110-100）/ 110 = 9.09%。,2、容積百分?jǐn)?shù) 指土壤水的容積占土壤容積的百分?jǐn)?shù)。其優(yōu)點(diǎn)是，能清楚地表明土壤水填充土壤孔隙的程度，并能表示土壤中固、汽、液三相的相對比例。 水容% = 水重D D為土壤容重，此式中，含有除以水的比重。,3、土壤水貯量 指一定厚度土層中水的總貯量。 1）水mm = H M D 水重%/M10 = H D 水重/10 = H 水容/10,式中：H為土層厚度(cm)， M為土壤面積(cm

4、2)， D為土壤容重(g/cm3)， 乘以10是為了將“cm”變成“mm”。,2）灌溉上用“方/單位面積”來表示 A: 以畝為單位 水方/畝 = 水mm1/10002000/3 =2/3水mm B: 以公頃為單位，則為 水方/公頃 = 2/3水mm 15 = 10水mm,(二) 土壤含水量的測定方法 1、烘箱法 是測定土壤水分的標(biāo)準(zhǔn)方法。優(yōu)點(diǎn)是準(zhǔn) 確度高，可同時(shí)測定大批樣品。缺點(diǎn)是： 不能原位測定，定期觀測時(shí)因需變換取土位 置，容易產(chǎn)生誤差； 所需時(shí)間長(6-8小時(shí))，不能很快得到結(jié)果。,2、紅外線法 用紅外線燈加熱土壤，使水分迅速蒸發(fā)，克服了烘干法需時(shí)較長的缺點(diǎn)(15分鐘)，但需特殊設(shè)備。,

5、3、酒精燃燒法 向土壤樣品中加入酒精，靠酒精燃燒產(chǎn)生的 熱量使水分蒸發(fā)，從土樣的重量變化求得含水量。 優(yōu)點(diǎn)：快速，并可在野外測定。 缺點(diǎn)：精度不高，耗費(fèi)酒精。,4、電石法 準(zhǔn)確稱量過的土壤與過量的碳化鈣混合，加入一個(gè)耐壓容器中，產(chǎn)生乙炔： CaC2 + 2H2O = Ca(OH)+ H2C2 乙炔產(chǎn)生的壓力與乙炔生成量成正比，據(jù)此可測得土壤含水量。,5、中子散射法 中子濕度計(jì)是由兩個(gè)主要部分組成的，一 為探管，一為計(jì)數(shù)器。探管內(nèi)裝有一個(gè)快速中 子源，通常是鐳一鈹或鈰鈹混合物。,探測器置于土壤中后，中子源發(fā)射速度很 高的中子，當(dāng)這些中子與水中的氫原子相碰撞 時(shí)，失去部分能量而變成慢中子，產(chǎn)生的慢

6、中 子由定標(biāo)器檢測出來，即可求出土壤含水量。,中子散射法測定土壤水分含量： 優(yōu)點(diǎn)：可以定位測定、連續(xù)測定，不用取土樣。 缺點(diǎn)：不能測薄層土，儀器造價(jià)昂貴，中子對人 體有傷害作用，需要特殊保護(hù)。,二、土壤水的類型 土壤水存在于土壤顆粒的表面，以及土壤孔隙當(dāng)中。處于不同位置的水分，所受的作用力不同，運(yùn)動能力不同，對植物的有效性也不一樣。,直到上世紀(jì)50年代，國際上占主要地位的分類方法，是根據(jù)土壤含水量的不同，把土壤水劃分為不同的類型，這些分類方法至今仍在許多文獻(xiàn)和教科書中出現(xiàn)。,土壤水分類型： 吸濕水 膜狀水 毛管水 重力水,數(shù)量法,1、吸濕水 干土從空氣中吸收的水汽，稱為吸濕水。,吸濕水的特性：

7、 密度最大可達(dá)1.41.5； 對溶質(zhì)沒有溶解能力； 導(dǎo)電性極弱甚至不導(dǎo)電； 熱容量較低； 冰點(diǎn)下降很多。,土壤吸濕量： 土壤吸附汽態(tài)水的量，稱為土壤吸濕量。,2、膜狀水 當(dāng)土壤含水量超過最大吸濕量時(shí)，土粒 周圍就會形成水膜，這種水膜叫作膜狀水。,膜 狀 水 示 意 圖,當(dāng)兩個(gè)水膜厚度不同的土粒接觸時(shí)，由于 兩個(gè)土粒作用于水膜的分子引力不同，水膜由 厚的地方向薄的地方移動，直到水膜厚度相等 或兩個(gè)土粒對水膜的吸力相等為止。,膜狀水的運(yùn)動方向,膜狀水移動的速度非常緩慢，只有0.2 0.4 mm/h，膜狀水雖然可供植物利用，但往往是遠(yuǎn)水不解近渴，只有和植物根毛直接接觸的膜狀水，才能被植物吸收利用。,

8、膜狀水的運(yùn)動速度,3、毛管水 存在于土壤毛管孔隙中的水分，稱為毛 管水。包括毛管懸著水和毛管上升水。,水沿 著毛 管上 升,毛管作用力范圍： 0.1-1mm， 有明顯的毛管作用； 0.05-0.1mm， 毛管作用較強(qiáng)； 0.05-0.005mm， 毛管作用最強(qiáng)； 0.001mm 毛管作用消失。,A. 毛管懸著水 借助于毛管力保持在上層土壤中的水分， 它與地下水并不相連，好像懸掛在上層土壤中 一樣，故稱之為毛管懸著水。,土 粒,毛 管 懸 著 水 示 意 圖,B. 毛管上升水 地下水沿毛細(xì)管上升而形成的水分。 這種 水分受地下水位的影響，可以上下移動。,土 粒,毛 管 上 升 水 示 意 圖,地

9、下水位,毛管水上升高度 從地下水面到毛管水上升所能達(dá)到的相對高度，叫毛管水上升高度。,h: 水柱高度（cm)，d: 孔隙直徑（mm）,4、重力水 臨時(shí)存在于土壤大孔隙（通氣孔隙）中的 水分，與土壤養(yǎng)分的淋失有關(guān)。,三、土壤水分常數(shù) 土壤水分狀況從完全干燥到全蓄水量，可 劃分為若干階段，每一階段代表一定形態(tài)的水 分，各階段之間的轉(zhuǎn)折點(diǎn)，稱為土壤水分常數(shù)。,1、最大吸濕量(maximum hygroscopicity) 處于土壤顆粒表面的水分子，主要受吸附力的作用。 吸附力很強(qiáng)，在顆粒表面，可達(dá)12萬個(gè)大氣壓，外層也可達(dá)數(shù)十個(gè)大氣壓。 吸附于土壤顆粒表面的水分子有1520層，厚度約為45毫微米()

10、。,土壤這種吸附汽態(tài)水的性能，稱為土壤吸濕性。 當(dāng)空氣被水飽和時(shí)，土壤的吸濕量達(dá)到最大，這 時(shí)的吸濕量稱為最大吸濕量。,2、最大分子持水量 (maximum molecular moisture holding capacity) 土壤膜狀水達(dá)到最厚時(shí)的土壤含水量，稱為 最大分子持水量。,3、凋萎含水量(permanent wilting percentage) 植物發(fā)生永久凋萎時(shí)的土壤含水量稱為凋萎 含水量。 凋萎含水量是植物可利用水的下限。 ,4、毛管斷裂含水量 當(dāng)土壤含水量降低到一定程度時(shí)，較粗毛管 中懸著水的連續(xù)狀態(tài)出現(xiàn)斷裂，蒸發(fā)速率明顯降 低，此時(shí)土壤含水量稱為毛管斷裂含水量。 毛管

11、斷裂含水量大約相當(dāng)于土壤田間持水量的75左右。,5、田間持水量( field moisture capacity ) 土壤所能保持的最大懸著水，稱為田間持水 量。在數(shù)量上，它包括吸濕水、膜狀水和毛管懸 著水。 田間持水量的大小，主要受質(zhì)地、有機(jī)質(zhì)含 量、土壤結(jié)構(gòu)狀況、松緊狀況等的影響。,一般認(rèn)為，田間持水量是植物可利用水的上 限，超過田間持水量的水分會在重力作用下下滲。 通常將田間持水量作為灌溉水量定額的最高 指標(biāo)。,5、全持水量(最大持水量，飽和持水量） （maximum moisture capacity) 土壤為重力水所飽和時(shí)的含水量，稱為全持水量。,近二三十年的研究表明，無論在任何含水

12、 量下，各種力都在起作用，只是在不同含水量 范圍內(nèi)，各種作用力的強(qiáng)度不同而已 比如所有土壤水都受重力的作用，在極其 細(xì)小的孔隙中，無法區(qū)分吸附水和毛管水等。,用含水量表示土壤水分狀況，有下面的缺陷： 只表示了水與土的比值，或數(shù)量關(guān)系，而不 能說明土壤水的性質(zhì)。,不能說明土壤水分狀況與植物需水的關(guān)系。 例如： 砂土含水15%，粘土也含水15%，其有效 性是不同的，砂土中的水分是有效的，而粘土 中的水分是無效的。,不能充分說明土壤水運(yùn)動的規(guī)律 在同一土壤中，或土壤質(zhì)地相同的情況下， 水分運(yùn)動的基本規(guī)律是，由土壤含水量高的地方 向低的地方運(yùn)動，例如從含水量30%處向含水量 20%處運(yùn)動。 ,但是，在

13、質(zhì)地不同的情況下，卻會產(chǎn)生相反的結(jié)果，含水量15%的砂土，其中的水分可能向含水量20%的粘土運(yùn)動。,第二節(jié) 土壤水的能態(tài),一、土壤水分能量概念 沒有進(jìn)入土壤的水，如江、河、湖、海中的水，是可以自由流動的水，這種水除了分子之間相互作用和受地心重力作用外，不受任何約束，可以自由流動，有一定的自由能。,進(jìn)入土壤中的水分子和土壤顆粒一接觸， 就受到土粒的吸引，水分子被束縛在土粒的表 面，使水分不能自由流動，而降低了水的自由 能。,土壤內(nèi)溶質(zhì)的作用，也可以牽制水分子， 降低水的自由能。,由于土壤水分受到了種種的束縛，它的活 動力一定要比自由水小，或者說土壤水分所具 有的能量水平要比自由水低。,如果以純凈

14、的自由水在一定溫度下所具有的 能量水平作為標(biāo)準(zhǔn)，把它看作零，那么在田間條 件下，相同溫度、相同質(zhì)量的土壤水，能量水平 就必然小于標(biāo)準(zhǔn)，即小于零，是負(fù)值。,土壤中水的能量有兩種形式，即動能和勢 能。然而，在土壤中除了受重力影響而運(yùn)動的 水以外，其它形態(tài)的水運(yùn)動都很慢，因而其動 能接近于零，所以，土壤水分的能量主要是勢 能，因此，稱為水勢，或稱“土水勢”。,土壤水的勢能高低，可以在很寬的范圍內(nèi)變化，土體內(nèi)部各點(diǎn)的勢能差，是造成水在土壤內(nèi)運(yùn)動的真正動力和原因，而含水量只是表面現(xiàn)象。,在自然界，所有物質(zhì)運(yùn)動的自發(fā)的和普遍 的趨勢，是由勢能高處向勢能低處移動，并且 趨向平衡，土壤水也是這樣。,(一) 土

15、水勢的構(gòu)成 1、基質(zhì)勢 ( matric potential, m ) 進(jìn)入土壤中的水，主要受到兩種力的作用， 即吸附力和彎月面力，由這兩種力造成的勢能降 低，稱為基質(zhì)勢。,這是土水勢中最重要的一個(gè)分勢，在不同 含水量情況下，基質(zhì)勢是不同的，土壤愈干， 對水吸持力越強(qiáng)，土壤水分的能量水平越低。,2、溶質(zhì)勢 ( osmotic potential, s ) 土壤中含有一些可溶性鹽類，如NaCl、 Na2SO4、Na2CO3、MgCl2等，這些鹽溶于水， 形成各種離子。,由于離子的水化作用，把周圍的水分子吸 引到離子周圍作定向排列，這樣被吸引的水分 子失去一部分自由能，能量降低。 由于溶質(zhì)作用而產(chǎn)

16、生的勢能降低，叫作溶質(zhì) 勢。,溶質(zhì)勢大小等于土壤溶液的滲透壓，但是符 號相反。土壤溶液濃度愈大，其溶質(zhì)勢愈小，在 鹽堿土中，水分的溶質(zhì)勢是構(gòu)成總水勢的主要分 勢。,3、壓力勢 ( pressure potential, p ) 氣壓勢 產(chǎn)生于土體內(nèi)局部位置，主要是土壤結(jié)構(gòu) 體內(nèi)部，是由于被封閉在土體內(nèi)的空氣而產(chǎn)生 的，這個(gè)勢有利于推動水分運(yùn)動，故為正值。,靜水壓勢 是由靜止水層產(chǎn)生的，靜水層可能出現(xiàn)于地 表面，也可能出現(xiàn)在土體中某一層次的上面。 靜止水層會對土壤水產(chǎn)生壓力，驅(qū)使水分運(yùn) 動，故為正值。,荷載勢 是由水中懸浮的顆粒所引起的，也是正值。,4、重力勢 ( gravitational p

17、otential，g ) 在地球上，每個(gè)物體都受到地心引力，這就是重力。如果克服這種引力，把物體舉高而作功，這個(gè)功就以重力勢能的形式，儲存在被舉高的物體當(dāng)中，物體所具有的勢能高低，取決于物體在重力場中的位置。,土壤中所保持的水分，也像舉起的物體一 樣上有重力勢能，這就是重力勢。,土壤水分的重力勢很容易從它在剖面上所處 的高度上計(jì)算出來。 計(jì)算時(shí)，以地下水位作為標(biāo)準(zhǔn)，視為零，因 為它代表了剖面內(nèi)水分在重力影響下的最終歸 宿，在外觀上看是最低高度。,在地下水位以上，土壤水的重力勢為正值， 而地下水位以下則為負(fù)值。,應(yīng)該注意的是：當(dāng)處于地下水位下某點(diǎn) 時(shí)，該點(diǎn)還要承受靜水壓，而靜水壓是正值， 重力勢

18、為負(fù)值，兩者大小相等，方向相反，因 此，地下水位以下重力勢和壓力勢之和為0。,5、總水勢 T =m+s+g+p 在這些分勢當(dāng)中，有的是獨(dú)立變量，如壓 力勢和重力勢等，它們和土壤水分沒有函數(shù)關(guān) 系。 ,另外一些卻不是獨(dú)立變量，而是土壤水分 的函數(shù)，例如基質(zhì)勢和溶質(zhì)勢與土壤水分有函 數(shù)關(guān)系。 ,應(yīng)用土壤水分能量觀點(diǎn)來研究土壤水的優(yōu)點(diǎn)： 1、可以使用統(tǒng)一的觀點(diǎn)和尺度，研究土壤一植 物一大氣連續(xù)體 (SPAC）中水的運(yùn)動的和相 互關(guān)系。 ,SPAC: Soil - Plant - Atmosphere Continuum,2、可以更充分地利用熱力學(xué)原理和數(shù)學(xué)方法， 來定量地處理土壤水的問題。 , 3、

19、在研究手段上，也提供了一些更精確的方法。,(二) 土壤水吸力 表示土壤水分能量狀態(tài)的另一個(gè)方法，是土壤水吸力，它并不指土壤對外部水分的吸力，而是指土壤中的水所承受的吸力，或者能態(tài)。,土壤水吸力的特點(diǎn),1、土壤水吸力只包括基質(zhì)吸力和滲透吸力，相當(dāng) 于基質(zhì)勢和溶質(zhì)勢，不包括其它分勢。 2、土壤水吸力的單位是正值，土壤水由吸力低處 流向吸力高處，這和用土水勢表示相反。,(三) 土水勢與溫度 溫度影響水的粘滯度和表面張力，溫度升高水 的表面張力和粘滯度都下降，土壤水吸力也隨之降 低，土水勢的絕對值變小。,因此，在含水量相同的情況下，溫度升高時(shí)水 的運(yùn)動速度和對植物的有效性都增加，尤其在溫度 低時(shí)，這個(gè)

20、效應(yīng)比較明顯。,(四) 土水勢的定量表示 單位質(zhì)量水的勢能，直接用能量單位表示，如 Jkg-1。, 單位容積水的勢能，以壓力單位表示，壓力單 位有巴(bar)、大氣壓（atm)和帕(Pa) 。 ,單位重量的水的勢能，則以相當(dāng)于一定壓 力的水柱高度的厘米數(shù)表示。,土水勢的范圍很寬，從0到上萬個(gè)大氣壓或 巴，這樣表達(dá)起來很不方便，因此，Sconfield 提出用pF來表示。,pF就是土水勢毫巴數(shù)絕對值的對數(shù)，如1巴 =103毫巴，pF=1og103 = 3。,(五) 土水勢的測定方法 1、張力計(jì)法：是用來測定基質(zhì)勢的，張力計(jì)的 感應(yīng)部分是一個(gè)細(xì)孔的素?zé)晒?，孔徑?1.01.5微米之間，其上連接

21、一個(gè)塑料管，管 上再連接一個(gè)真空壓力計(jì)。,一般只能測定 8萬帕以下的土壤水吸力。,使用時(shí)，將管內(nèi)充滿無氣水，并使整個(gè)儀器 密閉，然后，在土壤中鉆一個(gè)大小適合的孔，將 陶土管插入孔中，使之與土壤緊密接觸，瓷管中 的水在基質(zhì)吸力作用下流入土壤，經(jīng)過一段時(shí)間 達(dá)到平衡，流出的水使管內(nèi)產(chǎn)生負(fù)壓，可由壓力 表讀出。,2、壓力膜法 壓力膜法可測出115(20)巴之間的土壤水 吸力。儀器的外殼為上下都可開閉的扁平鋼匣, 底部襯有薄膜，這是儀器的感應(yīng)部分，待測濕 土放在薄膜上，薄膜下充水。鋼匣保持絕對不 漏氣。,測定時(shí)，從氣孔中加入壓縮氣體，使鋼室 內(nèi)保持一定的氣壓，土壤中低于這個(gè)壓力所保 持的土壤水通過排氣

22、孔排出室外。平衡后，測 定土樣的含水量，即為在這個(gè)壓力下所保持的 水分，反過來說，就是這個(gè)含水量時(shí)，土壤的 水吸力。,通過改變鋼匣內(nèi)的氣壓，就可以得出不同 吸力下土壤水的含量，或者知道含水量的情況 下，求得土壤水吸力。,二、土壤水分特征曲線 用土壤水的能量指標(biāo)與土壤含水量繪成的曲 線稱為土壤水分特征曲線。,在非鹽堿土的大部分田間狀態(tài)下，水分的能 量指標(biāo)指的是基質(zhì)勢。 測定時(shí)，采用原狀土，即保持土壤的結(jié)構(gòu)不 變，測定其在不同土壤水吸力下的含水量。,土壤水分特征曲線把土壤水的兩個(gè)很重要的 性狀，土壤含水量和土壤水吸力之間的關(guān)系表達(dá) 出來，這對說明土壤水分的許多特點(diǎn)十分有利。,0 10 20 30

23、40 50 60 70,土 壤 水 吸 力,粘土,壤土,砂土,土壤含水量（%）,影響因素 質(zhì)地 結(jié)構(gòu) 溫度 滯后現(xiàn)象,水分特征曲線的用途：,首先，可利用它進(jìn)行土壤水吸力S和含水率 之間的換算。 其次，土壤水分特征曲線可以間接地反映出 土壤孔隙大小的分布。,第三，水分特征曲線可用來分析不同質(zhì)地土 壤的持水性和土壤水分的有效性。 第四，應(yīng)用數(shù)學(xué)物理方法對土壤中的水運(yùn)動 進(jìn)行定量分析時(shí)，水分特征曲線是必不可少的重 要參數(shù)。,三、滯后現(xiàn)象( hysteresis effect ) 土壤水分特征曲線，對同一土樣來說，一 般有兩條，而不是固定的單一曲線。 這和曲線的測定方法有關(guān)。,從土壤水吸力最小時(shí)起始(

24、飽和點(diǎn))，逐漸 增加土壤水吸力，使土壤含水量逐漸減少，可 以得到一條曲線；而從土壤完全干燥開始，不 斷增加水量，減少土壤水吸力，可以得到另一 條曲線，這兩條曲線是不重合的，這種現(xiàn)象稱 為滯后現(xiàn)象。,增水與脫水曲線所構(gòu)成的環(huán)稱為滯后圈。 產(chǎn)生滯后現(xiàn)象的原因很多，砂土和壤土、 粘土產(chǎn)生滯后現(xiàn)象的原因也不一樣。 ,1、砂土的滯后現(xiàn)象 砂土由于沒有可逆性的干縮濕漲現(xiàn)象，情況 比較簡單。, 砂土的孔隙特點(diǎn)是：大孔隙之間通過細(xì)小的 孔隙連接起來。濕砂土變干時(shí)，水從充滿水的孔 隙中排走。此時(shí)，控制空氣進(jìn)入的是細(xì)孔的孔 徑，要想把大孔中的水排出，就必須施加足夠的 吸力，去抵消這些小孔徑的彎月面力。,在一定的吸

25、力下，砂土由濕變干時(shí)，總有一 部分較大孔隙中的水，因?yàn)楦浇?xì)孔的彎月面 力未遭破壞而不能排出。,土壤被水濕潤時(shí)，也必須使水吸力降到大孔 中最大彎月面出現(xiàn)時(shí)，大孔才充滿水，同樣由于 水分先進(jìn)入小孔隙，使得入口封閉，大孔隙中沒 有完全飽和。,因此，在同一吸力條件下，土壤所保持的水 分，由濕變干的土壤多于由干變濕的土壤，產(chǎn) 生滯后現(xiàn)象。,2、壤質(zhì)土和粘質(zhì)土 壤質(zhì)土和粘質(zhì)土滯后現(xiàn)象產(chǎn)生的原因不同于 砂土，主要是吸水膨脹，干燥收縮，使孔隙度發(fā) 生變化所致。,實(shí)例 一個(gè)受擾動的粉質(zhì)壤土，由水分飽和（含水 量50%）干燥到約450毫巴后，再重新濕潤到飽 和，由于總孔隙度變小，其含水量由下降到45% 左右，但

26、如果再干燥到450毫巴，含水量由27% 增加到30%，這是因?yàn)橛行┐挚鬃兗?xì)的緣故。,第三節(jié) 土壤水運(yùn)動,一、土壤中的水汽運(yùn)動,土壤中保持的液態(tài)水可以汽化為氣態(tài)水， 氣態(tài)水也可以凝結(jié)為液態(tài)水。在一定條件下， 兩者處于平衡之中。 土壤氣態(tài)水的運(yùn)動表現(xiàn)為水汽擴(kuò)散和水汽 凝結(jié)兩種現(xiàn)象。,水汽擴(kuò)散運(yùn)動的推動力是水汽壓梯度，這 是由土壤水勢梯度和溫度梯度所引起的。溫度 梯度的作用遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于大于水勢梯度，是水汽運(yùn) 動的主要推動力。 水汽運(yùn)動總是由水汽壓高處向水汽壓低處， 由溫度高處向溫度低處擴(kuò)散。,1、“夜潮”現(xiàn)象 白天土壤表層被曬干，夜間降溫，底土土 溫高于表土，水汽由底土向表土移動，遇冷凝 結(jié)，使白天被曬

27、干的表土又恢復(fù)潮濕。 這對作物需水有一定的補(bǔ)給作用。,2、“凍后聚墑”現(xiàn)象 冬季表土凍結(jié)，水汽壓降低，而凍層以下土層的水汽壓較高，于是下層水汽不斷向凍層集聚、凍結(jié)、使凍層不斷加厚，其含水量有所增加，這就是“凍后聚墑”現(xiàn)象。,“凍后聚墑”的多少，主要決定于土壤的含水量和凍結(jié)的強(qiáng)度。含水量高凍結(jié)強(qiáng)度大， “凍后聚墑”就比較明顯。一般對土壤上層增水作用為24左右 。,二、達(dá)西定律 ( Darcys law ) 土壤水通量與水壓梯度成比例，水通量的含義 是：單位時(shí)間通過單位斷面的水量。 q = -kdH/dX， 量綱為L/T， T：時(shí)間，L：距離 q：水的通量，X: 水的流程，,dH/dX：為水壓梯度

28、。 K: 為比例常數(shù)，由土壤本身的性質(zhì)和水的性 質(zhì)共同決定，稱為土壤的導(dǎo)水率，也就是單位 水壓梯度下的土壤水通量。,負(fù)號表明水流的流向，由水壓高處流向水壓 低處，或由土水勢高與處流向土水勢低處。 達(dá)西定律可以應(yīng)用于飽和流動，也可以應(yīng) 用于不飽和流動。,土壤中水分運(yùn)動是最為復(fù)雜的，因?yàn)椋?1、土壤孔隙形狀不規(guī)則，直徑也是不一致的， 在同一土層不同，在不同土層之間也不同； 2、土壤孔隙狀況在各個(gè)方向上是不一致的； 3、土壤的組分也是不均一的。,三、土壤水的飽和流動 ( Saturated soil water flow ) 指的是土壤孔隙中全部充滿水情況下的水分 運(yùn)動。 土壤水飽和流動的推動力是靜

29、水壓力梯度和 重力梯度。,（一) 飽和導(dǎo)水率K 在飽和流動中，K稱為飽和導(dǎo)水率。飽和導(dǎo) 水率的變化范圍很寬，高低可相差近200倍。 影響飽和導(dǎo)水率的因素主要是土壤中粗孔的 孔徑和數(shù)量。,土壤中實(shí)效孔徑大于0.3mm的孔隙，水可自 由通過； 孔徑在0.030.3mm時(shí)，在重力作用下，水 比較容易通過； 當(dāng)小至0.01mm時(shí)，水通過速度很慢。,砂土和有結(jié)構(gòu)的土壤，粗孔較多，飽和導(dǎo) 水率較高。 如果土體中有裂縫、蟲孔、根孔等，飽和 導(dǎo)水率也會明顯增加。, 飽和導(dǎo)水率是相對穩(wěn)定的，不受土壤基質(zhì) 勢的影響。 但如果土壤具有脹縮性，或者發(fā)生了粘粒 下移等情況，孔隙狀況發(fā)生了變化，K值也會 相應(yīng)變化。,(二

30、) 飽和流動的類型 1、垂直向下的飽和流 降雨集中或有洪水時(shí)，上層土壤入滲較 快，下層慢，使得上層水分飽和或出現(xiàn)水 層，這時(shí)的水分流動就是飽和流動。,2、垂直向上的飽和流 在洼地，如緩崗、丘陵、山麓腳下，有 可能出現(xiàn)向上的飽和流。,3、水平的飽和流 如果在土體下部出現(xiàn)不透水層，下滲的水在 這個(gè)不透水層上達(dá)到飽和程度，就出現(xiàn)沿不透水 層坡降方向的飽和流，這種基本上可以看成水平 方向的飽和流。,另外，水庫、湖泊、河流的周圍都可能產(chǎn)生 水平飽和流。 有時(shí)把水平飽和流稱為側(cè)滲。,四、土壤水的不飽和流動 ( Unsaturated soil water flow ) 不飽和流動是土壤中更為普遍的運(yùn)動方式

31、， 包括空間上和時(shí)間上。 在不飽和流動中, 推動力主要是基質(zhì)吸力梯 度，其次是重力作用。,在不飽和流動中，水分是在小的孔隙中運(yùn) 動，大孔隙中空著。 其規(guī)律可概括為：從水膜厚處流向薄處， 或由彎月面曲率大處流向曲率小處；由水吸力 低處流向水吸力高處。,不飽和流動的特點(diǎn)： 1、在飽和流動中，所有的土壤孔隙都充滿水， 導(dǎo)水率很高，而在不飽和流動中，只有小孔 隙導(dǎo)水，而且由于粗孔的阻隔，水分傳導(dǎo)的 途徑加長，因而導(dǎo)水率極小； ,2、不飽和導(dǎo)水率是不穩(wěn)定的 如從飽和到1/3巴的吸力水平，導(dǎo)水率可降低 到1/1001/1000，到1巴時(shí)，導(dǎo)水率甚至可降到飽 和導(dǎo)水率的十萬分之一，如果吸力更高，導(dǎo)水率 會變

32、得更低。,不飽和導(dǎo)水率隨土壤水吸力的增加而降低的 情況在砂土中比較明顯，在粘土中比較緩和，壤 土居中。,五、水進(jìn)入土壤 (一) 入滲 ( infiltration ) 入滲指的是地面供水期間，水進(jìn)入土壤的 運(yùn)動和分布過程。 ,入滲的快慢決定著水分進(jìn)入土壤的數(shù)量， 關(guān)系到土壤對當(dāng)季作物的供水，也影響到土壤 水庫的貯水量對下季作物的生長有影響。 在坡度較大的地方，入滲的速度與土壤表 面產(chǎn)生徑流和沖刷有關(guān)。,土壤入滲能力的強(qiáng)弱，通常用“入滲速率”這 個(gè)指標(biāo)來衡量。入滲速率是指在土面上保持有處 于正常大氣壓力下的水層，單位時(shí)間內(nèi)通過單位 面積土壤的水量，量綱和導(dǎo)水率一樣，也是L/T， mm/sec，c

33、m/day等。 在土壤水研究中，常用下面3個(gè)指標(biāo)。,1) 最初入滲速率（initial infiltration rate ）I0： 指入滲開始后較短時(shí)間的入滲速率，主要 由土壤的濕潤程度決定的。如果開始入滲時(shí)土 壤已經(jīng)比較濕潤，在濕潤前鋒的吸力梯度小， 最初入滲速度較低，但隨后降低也慢；如開始 入滲時(shí)土壤干燥，吸力梯度大，最初入滲速率 較高，接下來入滲速率降低也快。,2) 穩(wěn)定入滲速率（stable infiltration rate）ID： 指經(jīng)相當(dāng)長時(shí)間后，所達(dá)到的比較穩(wěn)定的入滲速率，接近或等于飽和導(dǎo)水率。主要取決于土壤的孔隙狀況，一般土壤達(dá)到最后滲吸速率所需時(shí)間不過23小時(shí)。,不同質(zhì)地

34、土壤的最后入滲速率(mm/h),3) 入滲開始后單位時(shí)間的入滲速率( I1) 一般取入滲開始后1小時(shí)的入滲速率，作為土 壤入滲能力的另一個(gè)指標(biāo)。,如大于500mm/小時(shí)，是入滲過強(qiáng)的土壤，易 發(fā)生強(qiáng)烈淋溶作用； 500100mm/小時(shí)是入滲良好的； 10070mm/小時(shí)是中等的； 7030mm小時(shí)是入滲性弱的； 小于30mm/小時(shí)是入滲不良的土壤。,(二) 影響入滲的因素 1、土壤的水吸力梯度 在入滲過程中，推動力是重力勢(g)，基 質(zhì)勢（m）和土面水層的靜水壓p，其中 m最重要。,在最初為干土的情況下，如果供水強(qiáng)度很 大，表面迅速飽和，與下層的dm/dx很大，所 以入滲很快。,隨著入滲的不斷

35、進(jìn)行，濕土層不斷加厚， dm/dx隨之降低，最后dm/dx小到可以忽略不 計(jì)的程度，剩下只有重力和土表水層的水壓，這 時(shí)，入滲速率接近于飽和導(dǎo)水率。,2、土壤的孔隙分布和孔隙度 土壤粗孔是水分入滲的主要通道，入滲進(jìn)行 中，土表的團(tuán)粒、土塊受雨滴沖擊或灌溉水的浸 泡而分散，逐漸堵塞粗孔，粘粒和腐殖質(zhì)遇水膨 脹也會使孔徑減小。因此，土壤結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定性對 入滲的影響是很明顯的。,3、質(zhì)地 砂土入滲強(qiáng)，表現(xiàn)為最初入滲速率高，由 最初入滲速率到最后入滲速率的時(shí)間短，最后 入滲速率也高。,粘土的最初入滲速率可以比砂土還高，但 入滲速率下降較快，與砂土相比，達(dá)到最后入 滲速率的時(shí)間長，最后入滲速率低。,4、溫

36、度 溫度對入滲也有明顯的作用，溫度升高 降低了水的粘滯度，從而使入滲加快。,(三) 入滲中土壤水的分布 入滲過程中水的分布比較復(fù)雜，主要受剖 面構(gòu)造的影響。 這里用一個(gè)在剖面均一的粉質(zhì)土壤上的試 驗(yàn)結(jié)果說明。,1、入滲過程分析 形成一個(gè)飽和層 入滲開始不久，表土可能產(chǎn)生一個(gè)薄薄 的飽和層，大約1cm左右。,在飽和層之下，為一個(gè)過渡層，飽和度 比上層低，比下層高。 這一層隨入滲時(shí)間的延長而向下延伸， 伸展的速度越來越慢，在開始入滲后76分鐘 達(dá)到10厘米，再經(jīng)過204分鐘，才延伸另外10 厘米，再經(jīng)過740分鐘，延伸到40厘米。,在過渡層下，土壤含水量迅速下降，在這 一層的下緣，有一個(gè)相當(dāng)明顯的

37、干濕交界 面，叫作濕潤鋒。,2、剖面構(gòu)造與入滲過程 1) 砂蓋壚： 在砂蓋壚的情況下，最初由砂層控制，入 滲速率較高，但當(dāng)濕潤鋒達(dá)到較細(xì)土層時(shí)，入 滲速率急劇下降，最終由細(xì)土層控制，可能產(chǎn) 生滯水層；,2）壚蓋砂 入滲速率始終由細(xì)土層控制。當(dāng)水延伸到下 面砂土層時(shí)，入滲速率并不增加，因?yàn)檫@時(shí)濕潤 鋒處水吸力較高，不能進(jìn)入粗土層的粗孔，于是 土壤水在粗土層上面積聚，直到土壤水吸力低于 粗孔的吸力時(shí)，水分才以較快的速度進(jìn)入砂層。,六、土壤水的再分布（soil water redistribution） 當(dāng)?shù)孛嫠畬酉Ш屯Ｖ构┧?，入滲過程結(jié) 束。但土體內(nèi)部的水分運(yùn)動并不停止，在重力、 吸力和溫度梯

38、度作用下，水分繼續(xù)向下面較干土 層運(yùn)動，這個(gè)過程叫作土壤水的再分布。, 降雨或灌溉之后，上部土層接近飽和，下 部土層含水量低，甚至仍是原來的狀況，必然 要從上層吸收水分，這樣水分的再分布過程就 開始了。,再分布過程中，土壤水的流動速率決定 于土體內(nèi)部干濕程度的差異和土壤的導(dǎo)水性 質(zhì)。 通常，再分布的速度也和入滲速率一樣， 是隨時(shí)間而減慢的，較粘土壤的再分布衰減 慢，而砂質(zhì)土衰減快。,七、土壤水分蒸發(fā)（soil water evaporation) 土壤水以水汽的形態(tài)由表土向大氣擴(kuò)散而 逸失的現(xiàn)象稱為土面蒸發(fā)。 蒸發(fā)對土壤水分循環(huán)有重要意義，對寒冷地 區(qū)，蒸發(fā)比蒸騰持續(xù)的時(shí)間更長。,(一) 土面

39、蒸發(fā)分析 1、土面蒸發(fā)持續(xù)進(jìn)行的必要條件 土面蒸發(fā)的持續(xù)進(jìn)行需要具備二個(gè)條件： 土面必須不斷得到土內(nèi)水分的供應(yīng)，這取決 于土壤含水量和導(dǎo)水性質(zhì)； 有足夠的熱量加熱水分，使之變?yōu)檎羝?大氣蒸發(fā)力( soil potential evaporation)： 單位時(shí)間從單位面積自由水面上蒸發(fā)的水量。 土面蒸發(fā)率： 單位時(shí)間從單位面積土面上蒸發(fā)損失的水量。 土面蒸發(fā)強(qiáng)度實(shí)際上是由大氣蒸發(fā)力和土壤 導(dǎo)水性質(zhì)二者中較低的一個(gè)所控制的。,2、土面蒸發(fā)的各階段 這里討論的土面蒸發(fā)，有兩個(gè)前提，一是地 下水位較深，不影響上層土壤水分蒸 發(fā)，這是 最常見的情況，二是從土壤剛剛接受水分后，土 壤表層比較濕潤。 這

40、樣，可以劃分出3個(gè)階段。,1）大氣蒸發(fā)力控制階段 蒸發(fā)開始后第一階段，由于土壤水較豐富，向 土面導(dǎo)水率高，足以補(bǔ)償蒸發(fā)掉的水分，這時(shí)土面 蒸發(fā)率是由大氣蒸發(fā)力控制的。 ,大氣蒸發(fā)力越強(qiáng)，蒸發(fā)消散的水分量就越多。 如果土壤含水量降低快，不能長時(shí)間地保持蒸發(fā)量 與補(bǔ)給量的平衡，這個(gè)階段持續(xù)時(shí)間就短，反之， 如果大氣蒸發(fā)力弱，這個(gè)階段持續(xù)的時(shí)間就長。,質(zhì)地較粘的土壤，由于能保持較高的不 飽和導(dǎo)水率，這個(gè)階段持續(xù)較長，而砂土則 因?yàn)榇挚锥?，不飽和?dǎo)水率低，這個(gè)階段持 續(xù)時(shí)間短，因此在這個(gè)階段，粘質(zhì)土比砂質(zhì) 土更容易損失水分。,2）土壤導(dǎo)水率控制階段 當(dāng)土壤水分減少到某一程度，土壤水流向土 面的通量低于

41、大氣蒸發(fā)力，就進(jìn)入了由土壤導(dǎo)水 率控制階段，導(dǎo)來多少水蒸發(fā)多少水。,需要注意的是： 隨著蒸發(fā)的進(jìn)行，土面與下層濕土的吸力 梯度增大，這有利于水分向上運(yùn)動，但不飽和導(dǎo) 水率卻下降得更快，凈結(jié)果仍是水分通量越來越 小。,3）擴(kuò)散控制階段 當(dāng)土面形成干土層后，基質(zhì)吸力失去了傳 導(dǎo)的媒介，土壤水向土面干土層的導(dǎo)水率降至 近于零。,此時(shí)，有兩個(gè)條件不如以前： 一是下層較濕的土層中的水分不能達(dá)到土 面，不再在土面產(chǎn)生水汽直接擴(kuò)散到大氣中 去，而是在干土層下產(chǎn)生水汽，然后通過干土 層的孔隙擴(kuò)散到大氣中去。 這比直接擴(kuò)散速度慢得多。,二是太陽輻射需要穿過干土層才能達(dá)到濕 土層，而干土層的傳熱性能很差，使得下層

42、土 壤得到的熱量減少，產(chǎn)生水蒸汽的速率下降。 ,這樣，擴(kuò)散控制階段水分蒸發(fā)損失的數(shù)量 很少。只要有12毫米厚的干土層，就能顯著 降低蒸發(fā)率。,通過以上分析可知，土面蒸發(fā)的數(shù)量，即使 在連續(xù)干旱的情況下，也不象想象那么嚴(yán)重。 在最干旱的的季節(jié)，旱地表土不過只有幾 厘米的干土層，很少超過耕層的厚度，這對農(nóng) 業(yè)生產(chǎn)是十分有利的。,(二) 影響土面蒸發(fā)的因素 1、土壤水的再分布 土壤水的蒸發(fā)常常與再分布同時(shí)進(jìn)行。當(dāng)降 水或灌溉過程完畢，土壤水蒸發(fā)比較明顯，同時(shí) 可以較快的速度再分布，在剖面的某一部分，即 有由蒸發(fā)引起的土壤向上流動，也重力梯度或吸 力梯度引起的土壤水向較深土層流動。,蒸發(fā)牽制了土壤水的

43、再分布，再分布也 對土面蒸發(fā)進(jìn)行“釜底抽薪”。那么兩者哪一 個(gè)更占優(yōu)勢呢? 試驗(yàn)結(jié)果表明，蒸發(fā)對再分布的影響不 大，而再分布卻能極大地降低蒸發(fā)率，因此 增加了土壤水的保持。,2、土壤的溫度梯度 土壤剖面上下之間常常有溫度差異，在干旱 季節(jié)，由于表層干燥，熱量傳遞受阻，使得表 層土溫較高，土壤水吸力降低，水汽壓增加， 汽態(tài)水向較涼的底土運(yùn)動，能夠抵銷一部分蒸 發(fā)損失。 ,在強(qiáng)烈干燥條件下，土壤水吸力超過0.3巴 以上，由土面向下的水汽通量，可與液態(tài)水向 上的通量相當(dāng)。,3、供水 旱季降雨中，一次降足比下幾次小雨對土 壤貯水更有利，相應(yīng)地，灌溉也應(yīng)該是一次灌 足，比多次灌更好。,4、土壤的松緊度

44、要適當(dāng)，太松，水汽極易擴(kuò)散，對蒸發(fā)有 利，太緊可增加導(dǎo)水率，也有利于蒸發(fā)，要掌握 適當(dāng)?shù)逆?zhèn)壓強(qiáng)度，土壤出現(xiàn)裂縫，對蒸發(fā)十分有 利。,(三) 地下水影響下的穩(wěn)定土面蒸發(fā) 地下水的作用在于它能補(bǔ)給土面蒸發(fā)消散的 水量，只要大氣蒸發(fā)力不是強(qiáng)到立即使土面蒸發(fā) 進(jìn)入第三階段，則地下水可以使土面蒸發(fā)較長時(shí) 間的停留在第一和第二階段，穩(wěn)定地進(jìn)行土面蒸 發(fā)，這種情況不是很普遍的，只是在地勢低洼， 地下水位很高時(shí)(離地表23米)，如草甸土和鹽 堿土上才出現(xiàn)。,如果地下水礦化度很低，這種蒸發(fā)沒有什么 不好，反而有利于植物生長，如果地下水含鹽， 則可導(dǎo)致大量鹽分在地表積聚，若含有碳酸鹽， 還可使土壤產(chǎn)生堿性，鹽堿土