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第四章土壤水

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第4章：土壤侵蚀规律_2017

第4章：土壤侵蚀规律_2017

（1）降雨量：一般，降雨量多的地区，发生侵蚀的潜在危险就大，
反之则小。当研究某一地区水蚀发生的潜在危险程度时，应首先分析年 平均降水量资料。
但是，降雨量与侵蚀量的相关性并不密切，同一数量的降雨，在不 同的时期，所产生的侵蚀量极不相同。
27
（2）块体的整体位移
粘结力C的影响因素 土体的粘结力C与组成物质的成分、结构及土体含水量有 密切关系。其中受水分影响最大。 1）含水量少、干燥状态时，具有极其牢固的性质。 2）如水分增加粘土可变成可塑状态，其强度大大降低 ，极易形成软弱面，土体往往沿此破裂而发生块体运动。 坚硬岩体的粘结力C值很大，一般不易发生移动。但岩 层中常常存在软弱的结构面(层面、软弱夹层、断层面、 节理面、劈裂面等)。软弱结构面的内摩擦角φ 和粘结力C 都显著减小。
2. 土壤侵蚀分类分级标准（水利行业标准SL 190-2007）
侵蚀程度分级 按土壤发生层 无明显侵蚀 轻度锓蚀 中度锓蚀 强度侵蚀 A、B、C三层剖面保持完整 A层保留厚度大于1/2，B、C层完整 A层保留厚度小于1/2，B、C层完整 A层无保留，B层开始裸露，受到剥蚀 按活土层残存情况 活土层完整 活土层部分被蚀 活土层厚度50%以上 被蚀 活土层全部被蚀
发泥石流灾
害，当地两 万多人受灾
舟曲泥石流灾害发生主要有以下4个原因：
一、地质地貌原因。舟曲一带是秦岭西部的褶皱带，山体分 化、破碎严重，大部分属于是炭灰夹杂的土质，非常容易形 成地质灾害。
二、“5 12”地震震松了山体。舟曲是“5 12”地震的重灾 区之一，地震导致舟曲的山体松动，极易垮塌。
三、气象原因。2010年国内大部分地方遭遇严重干旱，这使 岩体、土体收缩，裂缝暴露出来，遇到强降雨，雨水容易进 入山缝隙，形成地质灾害。 四、瞬时的暴雨和强降雨。舟曲 特大山洪泥石流灾害的直接原因 是三眼峪、罗家峪地区突降大雨 ，一小时降雨量达77.3mm。

土壤肥料学第四章第二节 土壤水A

土壤肥料学第四章第二节 土壤水A
Vw(m3/ha) =Dw(mm)/1000×10000=10Dw
作用: 与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。
华中农业大学
二、土壤含水量的表示方法和测定方法
3、田间持水量、萎蔫系数与相对含水量 田间持水量***（field capacity）：毛管悬着水达 到最大值时的土壤含水量。用θf 表示。
华中农业大学
二、土壤含水量的表示方法和测定方法
Soil water storage capacity 土壤储水量 water depth 水深（Unit: mm） Dw (mm)=θv% × 土层厚度
优点: 与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互 相比较和互相换算 。
Storage capacity 容积水容量 (Unit: m3/ha)
华中农业大学
三、土壤水的能量状态
（2）溶质势（渗透势，Solute potential, S ≤0 ）
即土壤溶液中的溶质离子吸水，使土壤水分失去 部分自由活动能力；
溶质势只有对半透膜的水分运动起作用；
负值，且随溶液浓度增大而减小 。
吸湿水：土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分。
特点
无溶解能力，不移动，对植物是无效的，通常在105～110℃条 件下烘干除去。
土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。 ➢粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土则吸湿水含量低； ➢空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。
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。
二、土壤含水量的表示方法和测定方法
1、烘干法：经典、准确，标准方法
• 经典烘干法：烘箱105℃ • 快速烘干法：微波、红外、酒精燃烧

土壤水分、空气和热量

土壤水分、空气和热量

1cm
19 ℃
（2）导热率的物理意义
导热率大则传热快，得热后迅速下传（失热后迅速补 给），引起的变温小。
导热率小则传热慢，得热后不易下传（失热后补给缓 慢），引起的变温大。
J s-1
1cm2
20 ℃
21 ℃ 21 ℃
1cm
19 ℃
20 ℃ 19.2 ℃
Question：土壤的导热率大小取决于什么？ Answer：取决于土壤中的基本组成物质。
固相 50% 矿物质45% 水20-30% 空气
30-20% 孔隙50%
有机质5%
不同土壤组分的热容量
土壤组成物质
粗石英砂 高岭石 石灰 腐殖质 Fe2O3 Al2O3
土壤空气 土壤水分
重量热容量 （Jg-1℃-1）
0.745 0.975 0.895 0.682 0.908 1.996 1.004 4.184
一般作物根系的吸水力平均为1.5MPa。
2、土壤膜状水
土壤膜状水：吸湿水达到最大后,土壤还有剩余的引力吸 附液态水, 在吸湿水的外围形成一层水膜。
膜 状 水 示 意 图
土壤膜状水的有效性：
土壤膜状水
3.1MPa (靠近土壤内层）（无效水）
受到的引力
0.625 MPa (靠近土壤外层）（有效水）
一般作物根系的吸水力平均为1.5MPa。
取容积为1的土壤，设它吸收（放出）的热量为 ⊿Q，引起的温度变化为⊿T ，则根据定义Cv=⊿Q/⊿T, 这就是容积热容量。
转换公式一下：⊿T=⊿Q/Cv， 当不同的物质吸收或放出相同热量时候，热容量越 大的物质，升、降温缓慢， 即温度变化小，反之亦然。
Question:土壤的热容量大小取决于什么？

第四章土壤环境化学(SoilEnvironmentalChemistry)

第四章土壤环境化学(SoilEnvironmentalChemistry)
土壤胶体吸附的阳离子全部是盐基阳离 子时，这种土壤称为盐基饱和土壤。
可交换性盐基总量 盐基饱和度（%） 100 阳离子交换量
（2）土壤胶体的阴离子交换吸附
带正电荷的胶体吸附的阴离子与土壤溶 液中的阴离子交换。 吸附顺序：
F- > C2O42- > 柠檬酸根 > PO43- > HCO3-> H2BO3- > Ac- > SCN- > SO42- > Cl- > NO3-
代换性酸度：
用过量中性盐（KCl、NaCl等) 溶液 淋洗土壤，溶液中金属离子与土壤中H+、 Al3+发生离子交换作用：
|土壤胶体|-H+ + KCl → |土壤胶体|-K+ + HCl |土壤胶体|-Al3++ 3KCl→|土壤胶体|-3K+ + AlCl3 AlCl3 + H2O → Al(OH)3 + 3HCl
形成过程：由地壳的岩石、矿物经过风化作用形成的。 按成因类型分类： 原生矿物
Soil)
次生矿物
原生矿物：
土壤中原先存在的岩石颗粒，受到不同
程度物理风化后形成的。
类别：
硅酸盐（石英、长石、云母等）；
氧化物（SiO2 、Al2O3、 TiO2、 Fe2O3）；
硫化物 (FeS)；
磷酸盐如氟磷灰石Ca5(PO4)3F等。
有机质和低价金属离子。
土壤氧化还原能力的大小可以用土壤的氧 化还原电位（Eh）来衡量。 根据土壤Eh值可以确定土壤中有机物和
无机物可能发生的氧化还原反应和环境行为。
一般旱地土壤的氧化还原电位(Eh)为 +400—+700mV;水田的Eh值在-200—300mV。

土壤学课件第四章土壤水肥气热四大肥力因素

土壤学课件第四章土壤水肥气热四大肥力因素
第四章 土壤肥力因素
1
影响氮素含量的因素：
1、植被
2、气候条件
3、土壤质地 4、地形及地势：
5、耕作利用及其他
(二) 土壤氮素形态
无机态氮
水溶态 NO3- NH4+ NO2交换态NH4+ 、吸附态NO3- （少） 固定态NH4+
有机态氮：土壤氮素的主要形态。
4
土壤有机氮包括：
①水溶性有机态氮（占5%）主要有氨基酸、酰胺等。 ②水解性有机态氮（50~70%）
四、土壤养分的动态平衡
水溶态
交换态
矿物态 或有机结合态
12
第二节 土壤水分
土壤和母质中的水连同存在于其中的溶液，犹如活 有机体的血液，无水就无土壤，因此在土壤形成中水 文状况应居首要地位。
— T.H.维索茨基《土壤和地下水状况概论》
除经过植物根系从土壤内吸收水分外，任何一滴 水都不能渗入植物的有机体内。
（1）土壤有机氮的C/N比 （2）土壤含水量 （3）施肥
6
2、无机态氮的转化
NH3
挥发
硝化作用
NO3-
NH4+=NH3 +H+
无机胶体 表面的铵
粘土矿物固定
生物氮
层状硅酸盐矿 物层间NH4+
有机固相 结合态铵
（1）氨的挥发
（2）硝化作用
（3）反硝化作用 粘粒矿物晶格固定
（4）氮的固定
无机氮的生物固定
（一）土壤钾素的含量及影响因素
我国土壤钾素含量在0.5~25.0g/kg之间，其影响因素有:
成土母质 生物气候条件 土壤质地 耕作施肥
（二）土壤中钾的形态
（1）水溶态 （2）吸附态
有效钾

第四章 土壤水分的能态

第四章 土壤水分的能态

第四节 土壤水能态测定方法
有多种方法， 有多种方法，如：张力计法、压力膜法、 张力计法、压力膜法、 冰点下降法、水气压法等。 冰点下降法、水气压法等。它们的适宜 范围不同。 范围不同。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。
基质势的测定 （1）张力计法。 张力计法。 主要原理是将充满水的带有陶土滤杯 孔径在1.0 1.5um的细孔 1.0— 的细孔） （孔径在1.0—1.5um的细孔）的金属 管埋入土中， 管埋入土中，水可通过细孔与土壤水 接触，水分由细孔进入土壤。 接触，水分由细孔进入土壤。 金属管上端连接金属表， 金属管上端连接金属表，水分由瓷杯细 孔进入土壤后，管内形成负压， 孔进入土壤后，管内形成负压，真空 压力计上的负压读数即代表管外土壤 水吸力。 水吸力。来自（六）土壤水能态的定量表示
单位容积土壤水的势能值用压力表示， 单位容积土壤水的势能值用压力表示， 标准单位帕(Pa)，或千帕（KPa），兆 ），兆 标准单位帕 ，或千帕（ ）， ），习惯上也曾用巴 帕（MPa），习惯上也曾用巴（bar） ），习惯上也曾用巴（ ） 和大气压（ 和大气压（atm）表示。 ）表示。 单位重量的土壤水的势能值用相当于一 定压力的水柱高厘米数表示。 定压力的水柱高厘米数表示。
土壤-植物 大气系统 土壤 植物-大气系统 植物 土壤水分有效性是一个与大气条件紧密 相连的问题，应该从土壤-植物 植物-大气这 相连的问题，应该从土壤 植物 大气这 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损 耗水分的速率，植物就能正常生长， 耗水分的速率，植物就能正常生长，土 壤水分就是有效的。 壤水分就是有效的。 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率， 就失水，并且迅速凋萎。 就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分 就是无效的。 就是无效的。

刘春生版《土壤肥料学》-第四章-土壤水分-思考题解析

刘春生版《土壤肥料学》-第四章-土壤水分-思考题解析

第四章土壤水分1、土壤水分按照受力大小和水分性质分为哪几种类型及各自的特点的哪些？我国土壤水分的分类方法一般采用数量法。

根据土壤水分所受力的类型可分吸附力、毛管力和重力；把土壤水分划分为吸附水(吸湿水和膜状水）、毛管水、重力水和地下水。

土壤水分的特点：吸湿水：吸湿水受土粒的吸持力很大，水分不能移动，无溶解能力，具有固态水的性质，植物不能吸收利用，是一种无效的水分类型。

膜状水：由于它所受的吸力比吸湿水要小，水分能够在土壤中缓慢移动，其中有部分水分能够被植物吸收利用。

因此，膜状水是部分有效的水分类。

毛管水：它所受的毛管吸持力很小，很容易被作物吸收利用，是有效水，另外，毛管水还溶解有各种营养成分，利于植物的养分供应。

重力水：是地下水的重要来源。

2、何为土壤水势，其水势是如何划分和定义的？土壤水势：是指从一已定高度的蓄水池中，把无限少量的纯水，在一个大气压下，等温和可逆地转移到土壤中的某一已定点，使之成为土壤水，这时所必须做的功，以单位水量为基础来表示，其数值代表土壤总水势。

土壤水势实际上是作用于土壤水分各种力的总和，根据其力源的性质，土壤水势可分：基质势、溶质势、压力势、重力势和土壤水总势。

基质势：由土壤固体基质对土壤水分的吸引而使水分自由能降低的现象。

溶质势：由溶质的渗透压力引起的水势能变化现象。

压力势：土壤水承受不同压力所产生的自由能变化。

重力势：同重力引起的土壤水势的变化。

土壤水总势：是作用于土壤水分的各种力所产生的分势的总和。

3、土壤水吸力与土壤水势有哪些相同点和不同点？土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力情况下所处的能态，不是反映土壤对水的吸力。

与土壤水势的相同点：水吸力的意义与水势相同，是表示土壤水具有的自由能。

与土壤水势的不同点：水吸力只包括基质势和溶质势。

4、土壤水分特征曲线的滞后现象发生的原因是什么？土壤水分特征曲线的滞后现象：是指脱水曲线与吸水曲线不能重合的现象。

发生原因：产生滞后现象的原因很多，主要是因为土壤中的孔隙有大有小，而且呈”串珠状“连接方式造成的。

04 土壤水分

04 土壤水分

• 容积含水量 单位土壤总容积中水分所占的容积分 数
土壤水容积含水量 %= 土壤水容积
土壤总容积
×100
土壤容积含水量(%)=水的体积/土体体积 =水的体积/(土重/容重)
=土壤重量含水量×容重
例题：已知一土壤的重量含水量为20 % ，容重 为1.25 g cm-3 , 求该土壤的容积含水量？ （试算） θv = 20 ×1.25 / 1 = 25 %
水 沿 着 毛 管 上 升
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 0.05-0.005mm 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
土粒
毛管 悬着 水示 意图
•地下水位
土粒 地下水位
毛管 上升 水示 意图
Ⅰ.自地下水面向 上供水的毛管水的 网 Ⅱ.充水的粗毛管 供水 ⒈土粒
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。
●压力势ψp
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。 p=wghV
●重力势 ψ g
重力势（ g ）是指由重力作 用而引起的土水势变化。 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.
2、土壤水吸力与土水势的比较
• 土壤水吸力只在非饱和的条件下应用； • 土壤水吸力只含土水势的部分分势（基质势、 溶质势）； • 在非饱和时二者的绝对值相等，符号相反； • 土壤水吸力在数值上可理解为土壤颗粒对水的 吸力
三、土壤水分特征曲线：
指土壤水分含量与土壤水吸力的关系曲线。
目前尚无法从理论上推导出土壤含水率与土壤水吸力或基质势之间小关系，只 能用实验方法获得水分特征曲线。

第四章 土壤水

第四章 土壤水

θv=-5.3×10-2+2.92×10-2εa-5.5×10-4εa2+4.3×10-6εa3 × × × ×
D,根据时间计算εa,根据 计算 . ,根据时间计算 ,根据εa计算 计算θv.
二,土壤墒情 1.墒情的种类 汪水:土壤含水量在田间持水量以上. 汪水:土壤含水量在田间持水量以上. 黑墒:土壤含水量为田间持水量75%以上. 75%以上 黑墒:土壤含水量为田间持水量75%以上. 黄墒:土壤含水量为田间持水量的50%~75% 50%~75%. 黄墒:土壤含水量为田间持水量的50%~75%. 潮干土:土壤含水量在田间持水量的50%以下. 50%以下 潮干土:土壤含水量在田间持水量的50%以下. 干土:土壤含水量在萎蔫系数以下. 干土:土壤含水量在萎蔫系数以下. 2. 墒情的判断 墒情在空间上的层次性:表墒;底墒;深墒. ①墒情在空间上的层次性:表墒;底墒;深墒. 墒情在时间上的季节性: ② 墒情在时间上的季节性 : 与气候的季节性以及作物 的生长发育季节密切相关. 的生长发育季节密切相关.
三,土壤含水量的测定方法
3,中子法 用中子仪 , 1)快中子源 镭-铍 ) 铍 2)慢中子探测器. )慢中子探测器. 3)快中子遇 变慢 )快中子遇H变慢 4)不能测土表土壤,有机质多影响结 )不能测土表土壤, 果. 5)可定点长期观测. )可定点长期观测.
三,土壤含水量的测定方法
4,TDR法: , 法 1)时域反射仪,可测定土壤水,盐状况 )时域反射仪,可测定土壤水, 2)原理: )原理: A,电磁脉冲传播速度与介质介电常数有关. ,电磁脉冲传播速度与介质介电常数有关. 土壤介电常数εa:土粒介电常数为5,空气为1,水为80.36. 土壤介电常数εa:土粒介电常数为5,空气为1,水为80.36. B,将长度L的波导棒插入土壤中,电磁脉冲信号从波导棒始端传到终端, ,将长度 的波导棒插入土壤中 电磁脉冲信号从波导棒始端传到终端, 的波导棒插入土壤中, 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. 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. 根据返回时间和返回时脉冲衰减可计算土壤水,盐含量. 根据返回时间和返回时脉冲衰减可计算土壤水,盐含量. C,介电常数与容积含水率间的关系, ,介电常θ m 质% = × 100% 干土质量

土壤水、空气和热量

土壤水、空气和热量

curve)（P68-69自学）
第三节 土壤空气
一、土壤空气组成
土壤空气与大气组成含量的差异
气体 O2(%)
20.94
18.0～20.03
CO2(%)
0.03
0.15～0.65
N2(%)
78.05
78.8～80.24
其它气体(%)
0.98
0.98
近地表大气
土壤空气
土壤空气与近地表大气组成，主要差别： （1）土壤空气中的CO2含量高于大气； （2）土壤空气中的O2含量低于大气； （3）土壤空气中水汽含量一般高于大气； （4）土壤空气中含有较多的还原性气体。
毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
毛管上升水受地下水压影响，通常大于田间持水
量。毛管持水量是计算土壤毛管孔隙度的依据。
毛管孔度＝毛管持水量 ×容重
通气孔度＝总孔度－非活性孔度－毛管孔度
（三）土壤水的有效性(availability)
土壤水的有效性是指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 (unavailable water)，能被植物吸收利用的水称为有 效水(available water)。有效水的范围是凋萎系数至 田间持水量间的差值，即凋萎系数是土壤有效水的下 限。
二、土壤空气的运动
（一）土壤空气的对流（convection）
指土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也 称质流。对流由高压区流向低压区。
影响土壤空气对流的因素
（1）气压变化：大气压上升，一部分空气进入土壤孔隙，
大气压下降，土壤空气膨胀，一部分土壤空气进入大气。
（2）温度变化：土壤温度高于大气温度时，土壤中的空气
由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面之 上，则重力势为正，反之，重力势为负。 5、总水势(Ψt)

第四章土壤水分

第四章土壤水分

水 沿 着 毛 管 上 升
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
0.05-0.005mm 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
土粒 地下水位
毛管 上升 水示 意图
毛管水上升的高度与毛管的半径有密切关系。 根据茹林公式，H=0.15/r 由此可见，毛管水上升高度与毛管半径成反比， 即毛管半径愈细，上升高度愈高。但在土壤中的 实际上升高度远达不到上式的理论计算数字。 毛管水上升可使地表水不断得到补充。但在低 洼地区往往会造成土壤的盐渍化。
第 四 章 土 壤 水
土壤水分与土壤肥力的关系
1．土壤水分对土壤形成有极其重要的作用。 2．土壤水分影响土壤的养分状况 养分的释
放、转化、移动以及被植物吸收都离不开水分。
3．土壤水分直接影响土壤空气和热量状况
4．土壤水分影响土壤的物理机械性和耕性
土壤水分与作物生长的关系
1．土壤水分是作物生命活动的重要因素
第二节
土壤水分含量的表示方法及其测定
一、土壤水分含量的表示方法 1、质量含水量
土壤中水分的质量与干土质量的比值，所以又称 为重量含水量，无量纲，常用符号 θm表示。这是一 种最常用的表示方法，可直接测定。用数学公式表 示为： Ｗ１－Ｗ２ 土壤质量含水量（%）= —————×100 Ｗ２ 式中，θm为土壤质量含水量（％），Ｗ１为湿土 质量，Ｗ２为干土质量，Ｗ１－Ｗ２为土壤水质量。 例如，某一耕层湿土重 100g，干土重为80g，则土 壤质量含水量（%）=(100－80)/80×100=25 %
2由于受充气的大孔隙阻隔土壤水分的流动只能是曲折地进行增加了流程和过水时间导水率降低33在质地较粗的土壤中当大孔隙中的水分流在质地较粗的土壤中当大孔隙中的水分流出后常在土粒之间的接触处出后常在土粒之间的接触处保存有楔状的毛保存有楔状的毛管水也叫触点水它们彼此不相连接团粒它们彼此不相连接团粒间的孔隙也有类似情况这样在饱和流动中原间的孔隙也有类似情况这样在饱和流动中原是导水的最大通道而在非饱和流中却成了水分是导水的最大通道而在非饱和流中却成了水分流动的障碍使导水率下降

《土壤学》第四章 土壤水分、空气与热量状况

《土壤学》第四章 土壤水分、空气与热量状况
（四）水层厚度（水深）mm ＝土层厚度×水容％
（五）土壤水贮量（方/亩或吨/亩）
＝2/3 ×水层厚度
(六)墒情：干墒、黄墒、灰墒、黑墒 干、 润、 潮、 湿
三、土壤水分含量的测定 • （一）烘干法：常用
1、经典烘干法 ：恒温箱105－110 ºC烘干称重计算
2、快速烘干法 ：红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃 烧法、电炉法等。
（三）土壤空气对植物抗病性的影响 通气不良产生还原性气体H2S、CH4、
H2、NO等会严重危害作物生长，CO2 过多致使土壤酸度增高，致使霉菌发育， 植株生病
氧扩散率（ODR与不同植物状况之间关系）
植物
茎叶菜 莴苣 菜豆 甜菜 草莓 棉花 柑橘
土壤类型
壤土 粉砂壤土
壤土 壤土 砂壤土 粘壤土 砂壤土
一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响； 二是受土壤含水率的大小和分布的影响
土面蒸发过程区分为三个阶段： 1、大气蒸发控制阶段 2、土壤导水快慢控制阶段
在土壤不是很湿能进入田间时，应及时锄地松土， 减少水分蒸发。 3、水汽扩散阶段
一般情况下，只要土表有1～2mm干土层就能显著降 低蒸发强度。
田间土壤水分收支示意图
总水势（Ψt） Ψt＝Ψm＋Ψp＋Ψs＋Ψg
（二）土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况 下所处的能态，简称吸力。
与土水势的意义一致，但只是 基质吸力和溶质吸力的和。
（三）土水势的测定
• 主要有张力计法（测定基质势最 常用）
• 压力膜法 • 冰点下降法 • 水气压法等
张力计法
压力膜法
冰点下降法
中耕
3. 合理灌溉排水，及时增减土壤水分。
变漫灌、畦灌、沟灌等地面灌溉方式为波涌灌、膜 下灌等改良的灌溉方式，有条件的可采用较为先进 的滴灌、喷灌和渗灌

土壤水分能态

土壤水分能态

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5. 土壤水分之间的关系
吸 湿 水 膜 状 水
重力水 毛管悬着水 毛管上升水 膜状水
饱和持水量 田间持水量 毛管断裂含水量 毛管持水量 最大分子持水量（萎蔫系数）
毛 管 水 重 力 水 水分关系
吸湿水
概 述 水分类型
吸湿系数
有效水分 水分能态 水分运动 水分调节
退 出
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概 述 水分类型 有效水分 水分能态 水分运动 水分调节
退 出
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概 述 水分类型 有效水分 水分能态 水分运动 水分调节
退 出
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（一）、土壤水的类型
吸 湿 水 膜 状 水
土壤水分来源：降水，灌溉，地下水。 土壤水分形态：固态，液态，气态。 液态水分类型：吸湿水，膜状水，毛管水， 重力水。
毛 管 水 重 力 水 水分关系
概
述
水分类型
有效水分
水分类型 有效水分 水分能态 水分运动 水分调节
退 出
概
述
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四、土壤水分的运动
土壤水汽的扩散与凝聚： 水气压高处----→水气压低处 水多处----→水少处 暖处----→冷处（夏季土壤回潮，春季土壤返浆） 土壤水分的蒸发： 大气蒸发力阶段--土壤含水量＞田间持水量， 自由蒸发，决定大气。 土壤导水率控制阶段--土壤含水量＝田间持水量 控制蒸发，灌后适时松土。 扩散控制阶段--土壤含水量＜毛管断裂含水量 气态扩散，干土层，镇压。
土壤水贮量：一定厚度的土层内土壤水的 厚度（mm）。
概 述 水分类型 有效水分 水分能态 水分运动 水分调节

环境化学第四章土壤环境化学

环境化学第四章土壤环境化学

环境化学第四章土壤环境化学第四章土壤环境化学1、土壤圈：处于岩石圈最外面的一层疏松的部分，具有支持植物和微生物生长繁殖的能力。

是联系有机界和无机界的中心环节，还具有同化和代谢外界进入土壤的物质的能力。

主要元素O、Si、Al、Fe、C、Ca、K、Na、Mg、Ti、N、S、P等。

2、土壤是由固体、液体和气体三相共同组成的多相体系。

其本质属性是具有肥力土壤固相包括土壤矿物质和土壤有机质。

土壤矿物质：是岩石经过物理和化学风化的产物，由原生矿物和次生矿物构成。

土壤有机质：土壤中含碳有机物的总称，是土壤形成的标志，土壤肥力的表现。

土壤水分：来自大气降水和灌溉土壤中的空气：成分与大气相似，不连续，二氧化碳比氧气多。

3、土壤具有缓和其酸碱度发生激烈变化的能力，它可以保持土壤反应的相对稳定，称为土壤的缓冲性能。

4、土壤中存在着由土壤动物、土壤微生物和细菌组成的生物群体。

5、典型土壤随深度呈现不同层次，分别为覆盖层、淋溶层、淀积层和母质层。

6、土壤的显著特点是具有：隐蔽性、潜在性和不可逆性。

7、岩石化学风化分为氧化、水解和酸性水解三个过程。

8、什么是土壤的活性酸度与潜性酸度？根据土壤中H+的存在方式，土壤酸度可分为活性酸度与潜性酸度两大类。

（1）活性酸度：土壤的活性酸度是土壤溶液中氢离子浓度的直接反映，又称有效酸度，通常用pH表示。

（2）潜性酸度：土壤潜性酸度的来源是土壤胶体吸附的可代换性H+和Al3+。

当这些离子处于吸附状态时，是不显酸性的，但当它们经离子交换作用进入土壤溶液后，即可增加土壤溶液的H+浓度，使土壤pH值降低。

根据测定潜性酸度的提取液不同，可分为代换性酸度、水解性酸度：代换性酸度：用过量的中性盐（KCl、NaCl等) 淋洗土壤，溶液中金属离子与土壤中H+、Al3+离子交换。

用强碱弱酸盐淋洗土壤，溶液中金属离子可将土壤胶体吸附的H+、Al3+离子代换出来，同时生成弱酸，此时测定该弱酸的酸度称水解性酸度。

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进气值
经验公式：土壤水吸力（S）与含水量 S= aθb 或 S=a(θ/θs)b S=A（θs-θ）n/θm
式中： S——基质势（Pa） θ——含水量（%） θs——饱和含水量（%） a、b、A、n、m为相应的经验常数
（二）土壤水分特征曲线的影响因素 土壤质地 假定土壤水吸力为300cm，各种质地土壤的含水 量（容积%）约为：细砂土 8%，砂壤土15%，壤土34% ，粘土42% 。R(D)=3÷300=0.01mm
旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，
故张力计有一定实用价值。
五、土壤水分特征曲线
（一）土壤水分特征曲线 土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）
的关系曲线。
脱水曲线
大孔隙吸力小,先 失去水分.Sa沙性土小, 粘土大
随着土壤含水量 的减少其水吸力增 大，基质势降低， 植物根系吸水难度 增大，水分有效性 降低。
土壤中水分重 水W %＝ 100% 土壤烘干重
计算土壤含水量时，以烘干土重为计算基础，这样才能反映 土壤的水分状况。 2、容积百分数(水v%) 土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数
水v%=水w%×土壤容重
根据水分的容积百分数可算出土壤中空气含量并进而 算出土壤固、液、气三相的比例。容积百分数也是水的深度 比例
一、土水势及其分势（续）
2、土水势分势
(1) 基模势 Ψm 负值 也称基质势，是由土粒吸附力和毛管力所产生 的。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土 水势以Ψm为主。饱和时为零 (2) 溶质势(渗透势)Ψs
由溶质对水的吸附所产生。土壤水不是纯水，其中有 溶质，对水分子有吸附作用,降低了自由能,产生Ψs 为负值。 对土壤中水分的影响不大,但影响植物吸水.普通土壤比重不 大,盐土比重大. 有半透膜时才起作用
测定吸湿系数是在空气相对湿度98%(或99%)条件下，让土 壤充分吸湿(通常为一周时间)，达到稳定后在105℃～110℃条件 下烘干测定得到吸湿系数。
土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。 土 壤 紫色土 黄 壤 潮 土 质 地 粘 土 重 壤 中 壤 吸湿系数（%） 7.53 4.11 2.52
砂土 砂土 0.8
五、土壤水分特征曲线 （续）
（三）土壤水分特征曲线的应用
1、 用于土壤水吸力与含水量之间的换算
不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同，但含水量不同， 因而有效水的数量不同。在生产上有意义
2、用于各级孔径、孔隙及其容积（V，%）的计算 d=3/h(d直径mm,h水吸力 百Pa或cm水柱) 3、计算水容量（又称比水容） 指水吸力变化1个单位土壤吸入或释出的水量，即水分特征 曲线的斜率（dθ /ds），可作为土壤供水能力的指标。大,供水 强
土壤水的有效性是指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。
一般最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。
膜 水 状
最大分子持水量
毛 管 持 水 量
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土壤含水量
含水量与有效性
二、土壤水含量的表示方法
1、重量百分数(水w %)
（2）水贮量(方/亩)
1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为：
方/亩=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm
作用:与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。
例： 一容重为1.1g/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)×1.1×300=39.6(mm)
2/3×39.6=26.4(方/亩)
二、土壤水含量的表示方法(续)
4、相对含水量（%）
指土壤自然含水量占某种水分常数（一般是以田间 持水量为基数）的百分数。
标准压力单位为帕(Pa)，常用百帕(hPa) 兆帕(MPa=106Pa)=10bar 1 Pa=1.02×10-2cm水柱，1bar=1020cm水柱 1bar=1020cm水柱=105Pa=103hPa=10-1MPa
1mbar=1hPa=1.02cm水柱
四、土水势的测定方法
张力计法，压力膜法，冰点下降法，水气压法 1、张力计法（负压计或湿度计），测定水不饱和 土壤的基质势或基质吸力。
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毛管上升水与地下水有联系，受地下水压的影响，因 此毛管持水量通常大于田间持水量。毛管持水量是计算土 壤毛管孔隙度的依据。
近似计算:毛管孔度＝(毛管持水量-调萎含水量) ×容重
通气孔度＝总孔度－毛管孔度－无效孔度
5、饱和持水量 土壤孔隙全部充满水时的含水量称为饱和持水量。 （三）土壤水的有效性
• 分为毛管上升水和毛管悬着水
• 4、重力水 ：土壤重力水是指土壤水分含量 超过田间持水量(毛管悬着水最大含量)之后， 过量的水分不能被毛管吸持，而在重力的作 用下沿着大孔隙向下渗漏成为多余的水。。
毛管水示意图
一、土壤水的类型划分及有效性（续）
（二）土壤水分常数 土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而 定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。 1、吸湿系数 吸湿水的最大含量称为吸湿系数(最大吸湿量)。
第五章 土壤水
第一节 土壤水的类型划分及土壤水分含量测定 一、土壤水的类型划分及有效性
（一）
土 壤 水 的 类 型
1、吸湿水（紧束缚水） 2、膜状水（松束缚水） 3、毛管水 4、重力水
一、土壤水的类型划分及有效性（续）
吸 湿 水
定义
特点
土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分 吸附力很强，达31～10000个大气压，使ρ 水增 大，密度1.2-2.4g/cm3平均可达1.5g/cm3；无溶解能 力，不移动，通常在105～110℃条件下烘干除去。 对植物无效
一、土水势及其分势（续）
(3) 重力势 Ψg 由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面之上， 则重力势为正，反之，重力势为负。 (4) 压力势 Ψp 当水分饱和时,土壤呈连续的水体,下层水受到上层水 的压力使土水势上升,为正值.越深层,水势越大 封闭土体内部的空气对周围的水也有一定的压力,为气 压势
水 能 通 过 而 土 不 能 过 长度不定
水银压力计
四、土水势的测定方法（续）
装水时使水充满塑料管不留空气,当土壤变干，与陶瓷头接触的土壤 表面张力势趋于将管内的水分吸出. 从而在管内顶部形成局部真空， 当灌溉或降雨后,水分被吸回管内使真空度减少。通过负压计将真空度 转化为直观的土壤水势。
张力计法适用范围800/850hPa以下，超过此范 围，就有空气进入陶土管而失效。
•
•
土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值。
自由能绝对值不能测定,假定自由水的自由能为零， 作为参比.土壤水自由能与其比较差值一般为负值。 差值大，表明水不活跃，能量低；差值小，表明土 壤水与自由水接近，活跃，能量高。
• 水流动方向：土水势高（负值小）→低（负值大） 可以作为判断不同土壤中水分运动的统一尺度(水势 高流向水势低处) • 土水势的数值可在土壤-植物-大气的统一体中使用, 判断水的流动方向,有效性
特点： 保持力较吸湿水低，6.25～31大气压，密度较吸湿水小， 密度1.25g/cm3,冰点-4℃,溶解能力低；移动缓慢，由水 膜厚往水膜薄的地方移动，速度仅0.2～0.4mm/hr。对植 物有效性低，仅部分有效。 膜状水达最大量时称为最 大分子持水量 膜状水部分有效
• 3、毛管水：当水分达到最大分子持水量后继 续增加,水分为毛管所吸持,这分水称为毛管水, 吸力5×103Pa～6×105Pa。
溶质吸力。 在土壤水分的保持和运动中，不考虑ψ s，故一般水 吸力指基质吸力，其值与ψ m相等，符号相反。 溶质吸力只在根系吸水(有半透膜存在)时才表现出
来。
三、水分能量的表示方法
土水势或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米 数来表示最简便，最易理解 。 pF：水柱高度厘米数的对数
1大气压(atm)=1033cm水柱=pF 3.0≈1bar=1000mbar
中子散射法
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。
4、毛管持水量

毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
一、土壤水的类型划分及有效性（续）
土壤质地与有效水最大含量的关系
土壤质地 田间持水量(%) 凋萎系数(%) 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土 12 3 18 5 22 6 24 9 26 11 30 15
有效水最大含量 (%)
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第二节 土壤水的能态
• 从物理学和生物学的观点来描述土壤水分只能是半定量的或 定性的,如田间持水量---吸足毛管水排除重力水的含水量,但 水分的运动并不会停止,物理意义不明确.用数量也无法判断 不同土壤间水分的流向 • 一、土水势及其分势
• 土壤水的能态表示一般用土水势或水吸力
• 1、土水势 (=土壤水的自由能-自由水的自由能)
水 %＝ ＝ m水 m土
V水 V土壤
100%＝
m水 / 水 m土 / 容重
100%
100% 容重
3、土壤水贮量
（1）水层厚度（水深）（水mm）一定面积一定厚度的土层中的 水分相当于同面积水层的厚度 水 mm=水v% × 土层厚度 优点: 与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便 于互相比较和互相换算 。