第六章 土壤水资料
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土壤水
（2）毛管悬着水: 毛管悬着水:
当地下水位较低时， 当地下水位较低时，降雨或灌溉 后因毛管力的作用而保持在毛管孔隙的水分。 后因毛管力的作用而保持在毛管孔隙的水分。 毛管力的作用而保持在毛管孔隙的水分
● 毛管悬着水
土体中与地下水位无联系的 毛管水
地 下 ● 毛管
水
水
联系
土体中与地下水位 的毛管水
位 高
有时因为土壤粘紧，重力水一时不易排出，暂 时滞留在土壤的大孔隙中，就称为上层滞水。 重力水的出现标志土壤孔隙全部被水充满，土 壤通气状况变差，属于土壤不良的特征。
重力水： 重力水：
受重力支配不能被 土壤所保持的水分
重力水的特征
• 重力水虽然可以被植物吸收，但它很快就 流失，实际上被利用的机会很少，有效性 低 • 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、 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。 蒸发、散发和径流有密切关系。
吸 湿 水
特点
土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。 土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。粘质土 土壤质地 的影响 吸附力强，吸湿水含量高 砂质土则吸湿水含量低 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 气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。
薄膜水： 薄膜水： 吸湿水: 吸湿水
紧束在土粒表面， 紧束在土粒表面， 不能自由移动 吸附于吸湿水外部， 吸附于吸湿水外部， 只能沿土粒表面做 微小的移动
土 粒
ห้องสมุดไป่ตู้
土粒
膜 状 水 示 意 图
膜状水
自由水
毛管水
指在土壤毛管力作用下保持和移动的液态 指在土壤毛管力作用下保持和移动的液态 毛管力作用下保持和移动 水。
(完整版)水文学原理(第六章)下渗
§2 非饱和下渗理论 ❖下 渗 曲 线 不 仅 是 下 渗 物 理 过 程 的 定 量 描
述，而且是下渗物理规律的体现。 ❖已提出了三类确定下渗曲线的途径，即非
饱和下渗理论途径、饱和下渗理论途径和 基于下渗试验的经验下渗曲线途径。
§2 非饱和下渗理论 ❖根据非饱和水流运动方程式导出的下渗方
程的基本形式 ❖对于非饱和土壤，总势必应由基模势和重
❖ 水分传递带：是一个土壤含水量沿深度分布比较均匀、厚 度较大的非饱和土层，其厚度随供水时间的增长不断增 加，土壤含水量介于田间持水量和饱和含水量之间，约为 饱和含水量的60%－80%。
❖ 湿润带：是连接水分传递带和湿润锋的水分带。在这一带 中，土壤含水量沿深度迅速减小，并且在下渗过程中不断 下移。这一带的平均厚度也大体保持不变。
❖ 进入渗漏阶段后，土壤颗粒表面已形成水膜，因此分子力几乎趋于 零，这时水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入渗，下渗容量比渗 润阶段明显减小，而且由于毛管力随土壤含水量增加趋于缓慢减小阶 段，所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。
❖ 到了渗透阶段，土壤含水量已达到田间持水量以上，这时不仅分子力 早已不起作用，毛管力也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅 为重力。与分子力和毛管力相比，重力只是一个小而稳定的作用力， 所以在渗透阶段，下渗容量必达到一个稳定的极小值，这就是稳定下 渗率。
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第一种情况： 扩散率为常数
t
D
2
z 2
(z,0) 0
(0,t) n
(,t) 0
拉氏变换
0 erfc( z )
n 0
2 Dt
下渗曲线：
1
f p (n 0 ) D t 2
§2 非饱和下渗理论
第六章下渗
1. 饱和带 2. 过渡带 3. 水分传递带 4. 湿润带，其下界面就是湿润锋面
均质干燥土壤下渗进程中水分分布
饱和带 过渡带
水分传递带
湿润带 湿润锋面
含水量 饱和含水量点
田间持水量
饱和带 ≤1.5cm
位于土壤表层，在持续不断地供水条件下， 土壤含水量始终处于饱和状态 。
不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度一般不超过1.5 cm
例题
6、 对 某 流 域 选 定 一 个 地 点 进 行 人 工 降 雨 下 渗 实 验 ， 在 确 保 充 分 供 水 条
件 下 ， 测 得 本 次 实 验 的 累 积 降 雨 过 程 P(t)和 测 点 的 地 面 径 流 过 程 R(t)，
如 表 1-2-5所 示 。 试 求 本 次 实 验 的 累 积 下 渗 过 程 F(t)。
下渗曲线——又称 下渗能力曲线
f0 下渗速率
fc
非饱和土壤上表面充分供水条件下, 下渗率随时间变化的过程线，用 f(t)~t 表示。
下渗累计曲线
土壤充分供水条件下， 累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线 F(t)~ t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率
下渗累计曲线 F(t)~t
下渗曲线 f(t)~t
初始下渗速率 f0
在下渗最初阶段， 下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率f0 相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同
稳定下渗速率 fc
随下渗进程进行， 进入土壤的水量不断增加， 而土壤水下渗速率不断减小， 减小的速率呈现先快后慢的趋势。
下渗累计曲线 F(t)~t
下渗曲线 f(t)~t
当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时， 下渗率就逐步递减到一个稳定的常值 fc ， 这个值就是稳定下渗速率。
均质干燥土壤下渗进程中水分分布
饱和带 过渡带
水分传递带
湿润带 湿润锋面
含水量 饱和含水量点
田间持水量
饱和带 ≤1.5cm
位于土壤表层，在持续不断地供水条件下， 土壤含水量始终处于饱和状态 。
不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度一般不超过1.5 cm
例题
6、 对 某 流 域 选 定 一 个 地 点 进 行 人 工 降 雨 下 渗 实 验 ， 在 确 保 充 分 供 水 条
件 下 ， 测 得 本 次 实 验 的 累 积 降 雨 过 程 P(t)和 测 点 的 地 面 径 流 过 程 R(t)，
如 表 1-2-5所 示 。 试 求 本 次 实 验 的 累 积 下 渗 过 程 F(t)。
下渗曲线——又称 下渗能力曲线
f0 下渗速率
fc
非饱和土壤上表面充分供水条件下, 下渗率随时间变化的过程线，用 f(t)~t 表示。
下渗累计曲线
土壤充分供水条件下， 累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线 F(t)~ t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率
下渗累计曲线 F(t)~t
下渗曲线 f(t)~t
初始下渗速率 f0
在下渗最初阶段， 下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率f0 相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同
稳定下渗速率 fc
随下渗进程进行， 进入土壤的水量不断增加， 而土壤水下渗速率不断减小， 减小的速率呈现先快后慢的趋势。
下渗累计曲线 F(t)~t
下渗曲线 f(t)~t
当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时， 下渗率就逐步递减到一个稳定的常值 fc ， 这个值就是稳定下渗速率。
6土壤水
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。
土壤水类型
TDR(时域反射仪）法
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
土水势的概念： 在标准大气压下，可逆并且等温地将无穷小
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
毛管水 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。
土壤水分(水文)
1. 烘干法（drying）
在105～110℃条件下，烘至恒重，为烘干土重(Ws)，以此为基 础计算水分重的百分比（%）。
Ww W − WS θ m (%) = = × 100 Ws WS
特点：准确；费时；不便定位测定。 特点：准确；费时；不便定位测定。 改进快速法：红外线烘干法、 改进快速法：红外线烘干法、微波炉烘干法 酒精烘干法、酒精烧失法。 酒精烘干法、酒精烧失法。
从大气和土壤空气中吸附的气态水分 又称为紧束缚水，属于无效水分。 又称为紧束缚水，属于无效水分。
氢键 范德华力 A 库仑力
H
H A A
H E
H A E
E
E
water vapor
H R E R
H .1 作用力 作用力：土粒表面的引力（范德华力、氢键、库仑力）,强力 1.2 特 点：密度大；冰点低；厚度小；不能自由移动；无效水 1.3 水吸力 水吸力：>3.1MPa（3.1×106Pa） 1.4 影响因素： 影响因素： 土壤空气湿度：湿度
膜状水 部分） （部分） Soil particle 吸湿系数 凋萎系数 吸湿水
1.3 最 大 分 子 持 水 量 （ maximum molecular capacity） moisture holding capacity）：土壤膜状水达到最大值的 土壤含水量。 土壤含水量。
吸湿水＋全部膜状水；水吸力 吸湿水＋全部膜状水；水吸力0.63MPa；吸湿水的 ～4倍 ；吸湿水的2～ 倍
1.5 田间持水量（ field capacity）：土壤中悬 capacity） 着毛管水达到最大量时的土壤含水量。 着毛管水达到最大量时的土壤含水量。是土壤不受 地下水影响所能保持水量的最大值。 地下水影响所能保持水量的最大值。
土壤学土壤水PPT课件
解：先将土壤含水量水w%换算为水v%
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
18
第18页/共60页
田间持水量 水v%=30%×1.2=36% 因水mm= 水v% ×土层厚度 土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12) =41.7（mm）4. 水贮量(方/亩) 1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为： 方/亩 =2/3水mm 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
毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反 映土壤保水能力大小的一个指标。
计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既 节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下 渗后抬高地下水位。
4. 毛管持水量(capillary capacity) 毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
第13页/共60页
土壤 学
第30页/共60页
张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失 效。
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。
压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。
第31页/共60页
五、土壤水分特征曲线 (soil water characteristic curve)
2. 容积百分数(bulk volume percent)(水v%)
水v%=水w%×土壤容重
17
第17页/共60页
3. 水层厚度（水mm）
即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。
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。
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
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田间持水量 水v%=30%×1.2=36% 因水mm= 水v% ×土层厚度 土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12) =41.7（mm）4. 水贮量(方/亩) 1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为： 方/亩 =2/3水mm 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
毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反 映土壤保水能力大小的一个指标。
计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既 节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下 渗后抬高地下水位。
4. 毛管持水量(capillary capacity) 毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
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土壤 学
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张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失 效。
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。
压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。
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五、土壤水分特征曲线 (soil water characteristic curve)
2. 容积百分数(bulk volume percent)(水v%)
水v%=水w%×土壤容重
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3. 水层厚度（水mm）
即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。
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。
第六章 土壤水分-1
上的弯月面力，是指水分子在土粒 间很细的毛细管中，由于土粒对水
分子的吸力超过水分子之间的吸力，
发生水分对土壤的浸润，从而在土 粒、水和空气的交界面上形成凹形 的弯月面。弯月面使液面产生压力 差，形成弯月面力，也叫毛管力。
水分就借助这种弯月面力被保存在土粒间的
孔隙中，这部分水分叫做“毛管水”，是对
植物利用最有效的水分。
1、土粒和水界面上的吸附力
（ 1 ）吸附力的类型
土粒和水界面上的吸附力又由两种力所组成： 一是水分子与土粒间的分子引力； 二是胶体表面对极性水分子的静电引力。
①水分子与土粒间的分子引力
水分子与土粒表面的氧原子形成氢键，这种吸
附力很强，可达几千甚至上万个大气压，但这
种吸附力所能达到的距离很短。
②胶体表面对极性水分子的静电引力
壤含水量称为最大分子持水量。
最大分子持水量一般为最大吸湿量的2-4倍。
萎蔫湿度
膜状水可被作物利用的那部分水，由于移动很慢，常 补充不及，在可利用水还未消耗完前，作物就会因缺 水而呈现永久萎蔫状态（即一旦发生萎蔫，则再补充 水分也不能恢复原状）。植物因无法吸收水分而发生 永久萎蔫时的土壤含水量称为萎蔫湿度（或凋萎系 数）。有效水的下限。
胶体表面因带有电荷而其外围则有反（号）
离子，故在其带电质点周围产生静电场。水 在这些静电场内，因本身的极性而呈定向排 列。虽然这种吸附力所作用的有效距离与前 者相比要长一些，但其作用力要弱得多，至 最外层只有几个大气压。
上述两种吸附力作用的结果，使水分子牢固 地被吸附在土壤颗粒的表面上，这部分水分 叫做“吸附水”，它们在一般情况下不易被 作物吸收利用。
输送到植物根际附近。
因此在农业生产中它
分子的吸力超过水分子之间的吸力，
发生水分对土壤的浸润，从而在土 粒、水和空气的交界面上形成凹形 的弯月面。弯月面使液面产生压力 差，形成弯月面力，也叫毛管力。
水分就借助这种弯月面力被保存在土粒间的
孔隙中，这部分水分叫做“毛管水”，是对
植物利用最有效的水分。
1、土粒和水界面上的吸附力
（ 1 ）吸附力的类型
土粒和水界面上的吸附力又由两种力所组成： 一是水分子与土粒间的分子引力； 二是胶体表面对极性水分子的静电引力。
①水分子与土粒间的分子引力
水分子与土粒表面的氧原子形成氢键，这种吸
附力很强，可达几千甚至上万个大气压，但这
种吸附力所能达到的距离很短。
②胶体表面对极性水分子的静电引力
壤含水量称为最大分子持水量。
最大分子持水量一般为最大吸湿量的2-4倍。
萎蔫湿度
膜状水可被作物利用的那部分水，由于移动很慢，常 补充不及，在可利用水还未消耗完前，作物就会因缺 水而呈现永久萎蔫状态（即一旦发生萎蔫，则再补充 水分也不能恢复原状）。植物因无法吸收水分而发生 永久萎蔫时的土壤含水量称为萎蔫湿度（或凋萎系 数）。有效水的下限。
胶体表面因带有电荷而其外围则有反（号）
离子，故在其带电质点周围产生静电场。水 在这些静电场内，因本身的极性而呈定向排 列。虽然这种吸附力所作用的有效距离与前 者相比要长一些，但其作用力要弱得多，至 最外层只有几个大气压。
上述两种吸附力作用的结果，使水分子牢固 地被吸附在土壤颗粒的表面上，这部分水分 叫做“吸附水”，它们在一般情况下不易被 作物吸收利用。
输送到植物根际附近。
因此在农业生产中它
土壤水PPT学习课件学习教案
三、土壤水分状况调节 1. 科学合理地灌水 2. 搞好农田基本建设和流域综合治理 3. 采用合理的农艺措施，进行耕作保墒 4. 地面覆盖技术 5. 化学保墒增温剂的应用 6. 排水
第22页/共25页
第二十二页，共25页。
重点难点 4.1土壤水在农业生态系统中的重要性 重点：重点掌握土壤水的重要作用。
吸湿水、膜状水、毛管水、重力水都存在于土壤中，彼此相 互联系，相互转化。如毛管水过量可变为重力水，重力水被 毛管吸收(xīshōu)可变为毛管水。
第10页/共25页
第十页，共25页。
二、土壤(tǔrǎng)水分的能量概念
土水势：土壤(tǔrǎng)在各种力 （吸附力、毛管力、重力和静水压 力等）的作用下，势（或自由能） 的变化（主要是降低），称为土水 势。
二、土壤墒情 1．墒情的种类
黑墒：土壤含水量在田间持水量以上。 褐墒：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%。 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(xìshù)以下。 2. 墒情的判断 ①墒情在空间上的层次性：表墒；底墒；深墒。 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。
重点：重点掌握土壤水的重要作用(zuòyòng)。
第3页/共25页
第三页，共25页。
一、土壤水分(shuǐfèn)的表示方法和测定技术 （一）土壤含水量的表示方法
1.质量含水量：土壤中水分(shuǐfèn)的质量占干土重的百分 数。干土重为105℃ ~110℃下的烘干土重。
2. 容积含水量：单位土壤总容积中水分(shuǐfèn)所占的容 积百分数。容积含水量=质量含水量×容重
4.2土壤水的基础知识 重点与难点：土壤含水量的表示方法及区别。 4.3土壤水分研究(yánjiū)的形态学与能态学
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第二十二页，共25页。
重点难点 4.1土壤水在农业生态系统中的重要性 重点：重点掌握土壤水的重要作用。
吸湿水、膜状水、毛管水、重力水都存在于土壤中，彼此相 互联系，相互转化。如毛管水过量可变为重力水，重力水被 毛管吸收(xīshōu)可变为毛管水。
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第十页，共25页。
二、土壤(tǔrǎng)水分的能量概念
土水势：土壤(tǔrǎng)在各种力 （吸附力、毛管力、重力和静水压 力等）的作用下，势（或自由能） 的变化（主要是降低），称为土水 势。
二、土壤墒情 1．墒情的种类
黑墒：土壤含水量在田间持水量以上。 褐墒：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%。 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(xìshù)以下。 2. 墒情的判断 ①墒情在空间上的层次性：表墒；底墒；深墒。 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。
重点：重点掌握土壤水的重要作用(zuòyòng)。
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第三页，共25页。
一、土壤水分(shuǐfèn)的表示方法和测定技术 （一）土壤含水量的表示方法
1.质量含水量：土壤中水分(shuǐfèn)的质量占干土重的百分 数。干土重为105℃ ~110℃下的烘干土重。
2. 容积含水量：单位土壤总容积中水分(shuǐfèn)所占的容 积百分数。容积含水量=质量含水量×容重
4.2土壤水的基础知识 重点与难点：土壤含水量的表示方法及区别。 4.3土壤水分研究(yánjiū)的形态学与能态学
土壤水
土壤水一、定义土壤学中的土壤水是指在一个大气压下，在105℃条件下能从土壤中分离出来的水分。
指土粒表面靠分子引力从空气中吸附的气态水并保持在土粒表面的水分。
二、土壤水的分类和性质１．吸着水：.吸附在土壤颗粒表面的吸着水。
又称强结合水。
不能流动，但可转化为气态水而移动。
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，并且随着空气湿度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。
２．薄膜水：在吸着水外表形成的薄膜水。
又称弱结合水。
能从薄膜较厚处向较薄处动。
土粒饱吸了吸湿水之后，还有剩余的吸收力，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。
由于部分膜状水所受吸引力，超过植物根的吸水能力，更由于膜状水移动速度太慢，不能及时补给，所以高等植物只能利用土壤中所有膜状水的一部分。
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。
３．毛细管水：依靠毛细管的吸引力被保持在土壤孔隙中的毛细管水。
毛细管水可传递静水压力，被植物根系全部吸收。
水由于其本身分子引力的关系，而具有明显的表面张力；土粒在吸足膜状水后尚有多余的引力，这些力的存在造就了土壤里的空隙，就形成了土壤的孔隙系统。
４．重力水：受重力作用而移动的重力水，具一般液态水的性质。
第六章 土壤水分—2
④重力势（gravitation potential，Ψg）
土壤水分因所处的位置不同，由地心引力所获得
的势能也不相等，由此产生的水势称为重力势。
重力势通常用地下水位为参比标准。 当水分在参比标准以上时，重力势为正值，愈高
正值愈大；当水分在参比标准以下时，重力势为
负值，愈低负值愈大。
由于参比标准是地下水位，在生产实践中高于参
定土壤水的流向。
例如：在含水量为15%的粘土其土水势一般 低于含水量只有10%的砂土。如果这两种土 壤相互接触时，水流将由砂土流向粘土。
在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的参考标准。 土壤水在各种力（如吸附力、毛管力、重力和静水压力 等）的作用下，与同样温度、高度和大气压等条件的纯 自由水相比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为
土壤水愈是接近饱和，基质势就愈高，绝对值也愈小，直至土
壤水完全饱和，基质势与参比标准一致，基质势就等于零了。
②溶质势（Solute potential），Ψs）
溶质势是由土壤水中的溶质所引起的水势变化。 在盐化土壤中，由于含有大量的可溶盐类，盐类溶解成离子，离子 水化使水分子被定向吸引排列在离子周围，失去自由活动能力，与 参比标准的纯水（溶质势为零）相比，自由能降低，所以溶质势为 负值。 土壤水中溶解的溶质愈多，溶质势愈低。 在饱和及不饱和情况下，土壤水都有溶质势存在，但其中的溶质极 易随水运动而呈均匀状态分布，所以溶质势对土壤水运动影响不大。 然而在土壤水对植物的关系上，因为植物根属半透性膜，溶质势便 起作用了。如在盐土中，土壤水中溶有较多的盐分，溶质势低，植 物吸水困难。
的能量和数量之间的关系及土壤水分基本物理特性。
土壤水分含量和土壤水吸力是一个连续函数，土壤水分特
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3、酒精燃烧法 向土壤样品中加入酒精，靠酒精燃烧产生的
热量使水分蒸发，从土样的重量变化求得含水量。 优点：快速，并可在野外测定。 缺点：精度不高，耗费酒精。
4、电石法 准确称量过的土壤与过量的碳化钙混合，加
入一个耐压容器中，产生乙炔：
CaC2 + 2H2O = Ca(OH)２+土重量为120g，烘干后重100克， 水重% = (120-100)/100 = 20%。 如果其中水分减少一半， 水重% = （110-100）/100 = 10%。 如果以湿土为基数，则水分含量分别为: （120-100）/ 120 = 16.67%， （110-100）/ 110 = 9.09%。
3、毛管水
存在于土壤毛管孔隙中的水分，称为毛 管水。包括毛管悬着水和毛管上升水。
水
毛管作用力范围：
沿
0.1-1mm，
着 毛
有明显的毛管作用； 0.05-0.1mm， 毛管作用较强；
管
0.05-0.005mm，
上
毛管作用最强；
升
〈0.001mm
毛管作用消失。
A. 毛管悬着水 借助于毛管力保持在上层土壤中的水分，
第一节 土壤水的含量和类型
一、土壤含水量(soil moisture content)
(一) 1、重量百分数 水重% = 土壤水重/干土重×100%
=（W2-W3）/ （W3-W1）×100%
重量百分数表示土壤含水量的要点是： 要以烘干土为基数来表示，而不是以湿土重 为基数来表示。
烘干土重 = 湿土重/（1+水重% ）
5 中子湿度计是由两个主要部分组成的，一
为探管，一为计数器。探管内装有一个快速中 子源，通常是镭一铍或铈—铍混合物。
探测器置于土壤中后，中子源发射速度很 高的中子，当这些中子与水中的氢原子相碰撞 时，失去部分能量而变成慢中子，产生的慢中 子由定标器检测出来，即可求出土壤含水量。
中子散射法测定土壤水分含量： 优点：可以定位测定、连续测定，不用取土样。 缺点：不能测薄层土，仪器造价昂贵，中子对人
4、重力水
临时存在于土壤大孔隙（通气孔隙）中的 水分，与土壤养分的淋失有关。
三、土壤水分常数
土壤水分状况从完全干燥到全蓄水量，可 划分为若干阶段，每一阶段代表一定形态的水 分，各阶段之间的转折点，称为土壤水分常数。
1、最大吸湿量(maximum hygroscopicity) 处于土壤颗粒表面的水分子，主要受吸附力
(二) 1、烘箱法
是测定土壤水分的标准方法。优点是准 确度高，可同时测定大批样品。缺点是： • 不能原位测定，定期观测时因需变换取土位 置，容易产生误差； • 所需时间长(6-8小时)，不能很快得到结果。
2、红外线法 用红外线灯加热土壤，使水分迅速蒸发，
克服了烘干法需时较长的缺点(15分钟)，但需
第 六 章 土 壤 水
1、土壤水对农业生产有直接的影响，有两句 话可以说明这一点。一句是，“水利是农
业
的命脉”，另一句是“有收无收在于水，多 收
少收在于肥”。这是在比较水和肥的相对重
要性，其实多收少收在很大程度上也取决于
2、土壤水分状况影响着其它肥力要素的状况。 土壤水分多少对养料的形态、运输、转化有直 接的影响，土壤水分状况与土壤空气和热量状
二、土壤水的类型
土壤水存在于土壤颗粒的表面，以及土壤 孔隙当中。处于不同位置的水分，所受的作用 力不同，运动能力不同，对植物的有效性也不 一样。
直到上世纪50年代，国际上占主要地位的分 类方法，是根据土壤含水量的不同，把土壤水划 分为不同的类型，这些分类方法至今仍在许多文 献和教科书中出现。
土壤水分类型：
它与地下水并不相连，好像悬挂在上层土壤中 一样，故称之为毛管悬着水。
毛
管
悬
着
水
土粒
示
意
图
B. 毛管上升水 地下水沿毛细管上升而形成的水分。 这种
水分受地下水位的影响，可以上下移动。
毛
管
上
升
水
土粒
示
意
图
地下水位
毛管水上升高度 从地下水面到毛管水上升所能达到的相对
高度，叫毛管水上升高度。
h: 水柱高度（cm)，d: 孔隙直径（mm）
土壤水分状况还直接影响土壤的胀缩性、
3、水对土壤发生和形成过程有深刻的影响， 在土壤分类学上，就有所谓“水成土壤”、 “半水成土壤”之说，在国内外众多的土壤 分类体系中，土壤水分状况是分类的重要依
4、土壤水是全球水分循环和平衡中一个非常重 要的环节，土壤圈是一个巨大无比的水库， 如果这个水库出了毛病，就会导致许多严重 的灾害。
2
指土壤水的容积占土壤容积的百分数。其 优点是，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、液三相的相对 比例。
水容% = 水重％×D D为土壤容重，此式中，含有除以水的比 重。
3 指一定厚度土层中水的总贮量。
1）水mm = H ·M ·D ·水重%/M×10 = H ·D ·水重/10 = H ·水容/10
式中：H为土层厚度(cm)， M为土壤面积(cm2)， D为土壤容重(g/cm3)， 乘以10是为了将“cm”变成“mm”。
2）灌溉上用“方/单位面积”来表示 A: 以亩为单位
水方/亩 = 水mm×1/1000×2000/3 =2/3水mm
B: 以公顷为单位，则为 水方/公顷 = 2/3水mm ×15 = 10×水mm
• 吸湿水 • 膜状水 • 毛管水 • 重力水
数量法
1、吸湿水 干土从空气中吸收的水汽，称为吸湿水。
吸湿水的特性：
密度最大可达1.4—1.5； 对溶质没有溶解能力； 导电性极弱甚至不导电； 热容量较低； 冰点下降很多。
土壤吸湿量： 土壤吸附汽态水的量，称为土壤吸湿量。
2、膜状水 当土壤含水量超过最大吸湿量时，土粒
周围就会形成水膜，这种水膜叫作膜状水。
膜 状 水 示 意 图
膜状水的运动方向
当两个水膜厚度不同的土粒接触时，由于 两个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动，直到水膜厚度相等 或两个土粒对水膜的吸力相等为止。
膜状水的运动速度
膜状水移动的速度非常缓慢，只有0.2 ～ 0.4 mm/h，膜状水虽然可供植物利用，但往往 是远水不解近渴，只有和植物根毛直接接触的 膜状水，才能被植物吸收利用。