81土壤水

第六章土壤水内容提要土壤水的类型土壤含水量的表示方法和测定方法土壤水势的组成及测定方法土壤水势与土壤水分有效性土壤水的运动土壤水分平衡第一节土壤水的类型及其有效性一、土壤水的形态分类固态水——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。土壤水类型干土从空气中吸着水汽所保持的水称为吸湿水。吸湿水把烘干土放在常温、常压的大气之中，土壤的重量逐渐增加，直到与当时空气湿度达到平衡为止，并且随着空气湿度的高低变化而相应地作增减变动。土壤水类型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。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。土壤水类型膜状水毛管水就是指借助于毛管力(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。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。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。土壤水类型毛管水土粒悬着水土壤水类型土粒支持毛管水地下水位土壤水类型土壤水类型重力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土壤质量含水量(m)=（土壤水质量/烘干土质量）100%土壤容积含水量(v)=(土壤水容积/土壤总容积)100%v=m·p式中：p--土壤密度，g/cm3。相对含水量=土壤含水量/田间持水量土壤水类型三、土壤水分常数及土壤有效含水范围吸湿系数：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。凋萎系数（W）：植物产生永久凋萎时的土壤含水量。田间持水量（F）：毛管悬着水达到最大值时的土壤含水量称为田间持水量，通常作为灌溉水量定额的最高指标（相当于吸湿水、膜状水和悬着水的全部）。全容水量：土壤完全为水所饱和时的含水量。土壤水类型土壤水类型土壤有效含水范围土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围，可用下式表示：A=F-WA：土壤有效含水范围；F：为田间持水量；W：为凋萎系数。土壤水类型注意：不同土壤的有效含水范围不一样在有效含水范围内，植物利用水分的难易程度也不一样，越接近田间持水量时，水分越容易被有效利用，接近凋萎系数时，水分也越难被有效利用。影响有效含水范围的因素土壤质地：壤土的有效含水范围大，而粘土和砂土的有效含水范围则较小。土壤结构：具有团粒状结构的土壤，由于田间持水量增大，从而扩大土壤的有效含水范围。土壤有机质含量：有机质在一定程度上通过改善土壤结构和增大渗透性的作用，使土壤有效含水范围扩大。土壤水类型四、土壤水分的测定方法烘干法先在田间地块选择代表性取样点，按所需深度分层取土样，将土样放入铝盒并立即盖好盖(以防水分蒸发影响测定结果)，称重(即湿土加空铝盒重，记为W1)，然后打开盖，置于烘箱，在105—110℃条件下，烘至恒重，再称重(即干土加盒重，记为W2)。则该土壤质量含水量可以按下式求出，设空铝盒重为W3。m=(W1-W2)/(W2-W3)土壤水类型中子散射法土壤水类型此法是把一个快速中子源和慢中子探测器置于套管中，埋人土内。其中的中子源(如镭、镅、铍)以很高速度放射出中子，当这些快中子与水中的氢原子碰撞时，就会改变运动的方向，并失去一部分能量而变成慢中子。土壤水愈多，氢愈多，产生的慢中子也就愈多。慢中子被探测器和一个定器量出，经过校正可求出土壤水的含量。TDR法土壤水类型将长度为L的波导棒插入土壤介质中，电磁脉冲信号从波导棒的始端传播到终端，由于波导棒终端处于开路状态，脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端。考察脉冲输入到反射返回的时间以及反射时的脉冲幅度的衰减，即可计算土壤水分、盐分含量。第二节土壤水的能态一、土壤水势的组成土壤中的水势主要由重力势、基质势、渗透势、压力势构成。基质势（m）是土壤固相物质影响的量度，它包括了全部通过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。基质势是负值，当土壤饱和时最大=0土壤含水量越高，基质势也越高土壤水能态渗透势是由土壤中可溶性盐所引起的势，它在盐渍土中常具有较大的意义。相当于从土壤溶液中，透过半透膜抽吸单位数量的水所做的功。渗透势是负值。土壤溶质浓度越高，渗透势越低。渗透势只有当存在半透膜时才对水分运动起作用。土壤水能态渗透势（s）土壤水能态压力势（p）是指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生的土壤水势的变化。压力势是正值。只有当土壤水分饱和时才有压力势，在不饱和土壤中压力势为0。饱和土层越深，压力势越高。重力势（g），土壤水一直是处在地球重力场的影响之下的，重力势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。任何时候重力势都存在。高于参比面时为正，反之为负，参比面处重力势为0。二、土壤总水势土壤水势是以上各分势之和，又称总水势（ψt）t=m+p+s+g土壤水饱和状态下t=p+g土壤水不饱和情况下t=m+g土壤水能态三、土壤水吸力土壤水吸力（T）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。一般说来，土壤水吸力相当于基质势，但土壤水吸力的数值为正值。T＝-m土壤水能态四、土壤水能态的定量表示方法单位容积土壤水的势能标准单位帕（Pa），也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)，习惯上也曾用巴(bar)和大气压(atm)表示；单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱高厘米数表示。它们之间的关系是：1Pa=0.0102厘米水柱1atm=1033厘米水柱=1.0133bar1bar=0.9896atm=1020厘米水柱土壤水能态土壤水能态由于土水势的范围很宽，由零到上万个大气压（或巴）。使用十分不便，所以常用土水势的水柱高度厘米数（负值）的对数表示，称为pF。例如土水势为-1000厘米水柱，则pF=3，土水势为-10000厘米水柱，则pF=4。五、土水势的测定张力计法土壤水能态张力计的底部是一个细孔陶瓷杯，孔径约在1.0～1.5µm之间，其上连接一塑料管或抗腐蚀的金属管，管上连一水银压力计或真空压力表。土壤水能态使用时把瓷杯和管内都装满水，整个仪器封闭，插入土中，使瓷杯与土壤紧密接触，这样杯内通过细孔与土壤水相连并逐渐达到平衡。仪器内的水承受与土壤水相同的吸力，其数值可由真空压力表或水银压力表显示出来。田间植物可吸收的土壤水大部分在张力计可测范围内。压力膜仪法土壤水能态即在一钢室内引入一定压缩气体，使钢室保持一定的压力。钢室内土壤水吸力低于这个压力所保持的土壤水均被排出钢室外，然后测定钢室内土壤样本的含水量即为在这个压力下土壤所保持的水分，也就是在这个土壤含水量下，土壤水吸力等于上述钢室内所保持的压力。六、土壤水分特征曲线土壤水能态土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤水分基本特性的曲线。土壤水分的基质势与含水率的关系，目前尚不能根据土壤的基本性质从理论上分析得出，因此，水分特征曲线只能用试验方法测定。土壤水能态S=abS=a(/s)bS=A(s-)n/m式中，吸力S的单位常用cm或Pa表示；s为饱和含水率；a、b、A、m、n为相应的经验常数。土壤水分特征曲线受土壤质地、结构、温度等因素影响。土壤水能态水分特征曲线的滞后现象土壤水分特征曲线还和土壤中水分变化的过程有关。对于同一土壤，即使在恒温条件下，由土壤脱湿（由湿变干）过程和土壤吸湿（由干变湿）过程测得的水分特征曲线也是不同的。这种现象称为滞后现象。滞后现象的产生与土壤颗粒的胀缩性以及土壤孔隙的分布特点(如封闭孔隙、大小孔隙的分布等)有关。水分特征曲线的用途：第四，应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率之间的换算。其次，土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。第三，水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。土壤水能态第三节土壤水的运动土壤中存在3种类型的水分运动饱和流即土壤孔隙全部充满水时的水流，这主要是重力水的运动非饱和流土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，主要是毛管水和膜状水的运动水汽移动土壤水运动土壤水运动一、饱和土壤中的水流在土壤中，有些情况下会出现饱和流，如大量持续降水和稻田淹灌时会出现垂直向下的饱和流；地下泉水涌出属于垂直向上的饱和流；平原水库库底周围则可以出现水平方向的饱和流。一维垂直向饱和流土壤水运动饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律。即单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯度成正比。LHKqs式中：q——表示土壤水流通量；ΔH——表示总水势差；L——水流路径的直线长度；Ks——土壤饱和导水率。土壤水运动饱和流导水率土壤确定条件下饱和流导水率是一个常数；饱和流导水率是土壤导水率中的最大值；饱和流导水率的大小受土壤的质地、结构、有机质含量和无机胶体类型等因素的影响。土壤饱和导水率反映了土壤的饱和渗透性能，任何影响土壤孔隙大小和形状的因素都会影响饱和导水率。通过半径为1mm的孔隙的流量相当于通过10000个半径0.1mm的孔隙的流量。土壤水运动二、非饱和土壤中的水流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：　dxdKqm)(式中：—非饱和导水率；—总水势梯度。)(mKdxd土壤水运动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，而非饱和条件下则用微分形式；饱和条件下的土壤导水率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的函数。非饱和流导水率土壤水运动三、土壤中的水汽运动土壤中保持的液态水可以化为气态水，气态水也可以凝结为液态水。土壤气态水的运动常表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，水汽运动总是由水汽高处向水汽低处，由温度高处向温度低处扩散。土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象称为土面蒸发。土壤水运动蒸发的三个阶段表土蒸发强度保持稳定的阶段表土蒸发强度随含水率变化的阶段土体内水汽扩散阶段土壤水运动当水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水，这就是水汽凝结。水汽凝结有两种现象值得注意，一是“夜潮”现象，二是“冻后聚墒”现象。水汽凝结“夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿。土壤水运动“冻后聚墒”现象，是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左右。第四节土壤水分平衡水分平衡一、土壤水的来源与消耗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