页数：66页文件大小：1.48 MB来源： 土壤学ppt课件
本课件介绍土壤水的类型划分与有效性，说明质量含水量、容积含水量等表示方法以及烘干法、中子法、TDR 等测定手段，重点讲解土水势及其分势、土水势测定与土壤水分特征曲线，并展开饱和流、非饱和流、入渗与田间水分平衡及溶质运移。
第五章土壤水封面
第五章土壤水Soil Water
土壤水是土壤的最重要组成部分之一：它在土壤形成过程中起着极其重要的作用土壤水在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程,不了解土壤水在土壤中的变化、运移机理以及土壤水与土壤的其他组成部分相互关系的规律，就无法认识土壤的形成过程土壤水是作物吸水的最主要来源，也是自然界水循环的一个重要环节，与作物生长和土壤中许多化学、物理和生物学过程有关土壤水的意义
土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定：第一节土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定一、土壤水的类型划分及有效性
能量法主要从土壤水受各种力作用后自
能量法主要从土壤水受各种力作用后自由能的变化，去研究土壤水的能态和运动、变化规律数量法是按照土壤水受不同力的作用而研究水分的形态、数量、变化和有效性土壤学科中研究土壤水的研究方法主要有两种，即能量法和数量法
土壤水的形态分类吸附水：受土壤吸附力作用保持，可分为吸湿水和膜状水毛管水，受毛管力的作用而保持重力水，受重力支配，容易进一步向土壤剖面深层运动
土壤水的类型划分及土壤水分含量的测（续）
土壤中粗细不同的毛管孔隙连通一起形成复杂的毛管体系。在地下水较深的情况下，降水或灌溉水等地面水进入土壤，借助于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一样，故称之为毛管悬着水。土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。
在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。当一定深度的土体储量达到田间持水量时，若继续供水，就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，是农业生产上十分有用的水分常数
土壤水的类型划分及土壤水分含量（续2）
(二)土壤水的有效性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通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限，当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量，称为萎蔫系数或萎蔫点低于萎蔫系数的水分，作物无法吸收利用，所以属于无效水。这时的土水势约相当于根的吸水力(平均为1.5MPa)或根水势(平均为—1.5MPa)
一般把田间持水量视为土壤
一般把田间持水量视为土壤有效水的上限田间持水量萎蔫系数土壤有效水
土壤水分含量的表示方法：二、土壤水分含量的表示方法土壤水分含量是表征土壤水分状况的一个指标，又称为土壤含水量、土壤含水率、土壤湿度等。土壤含水量有多种表达方式，数学表达式也不同，常用的有以下几种
质量含水量土壤中水
1、质量含水量土壤中水分的质量与干土质量的比值，因在同一地区重力加速度相同，所以又称为重量含水量，无量纲，常用符号m表示土壤质量含水量=（土壤中水分的质量/干土质量）100干土是指在105℃条件下烘干的土壤
2容积含水量单位土壤总容积中水
2容积含水量单位土壤总容积中水分所占的容积分数，又称容积湿度、土壤水的容积分数，无量纲，常用符号v表示土壤容积含水量(％)=土壤水容积/土壤总容积100v和m的的换算公式v=m·为土壤容重。
土壤水分含量的表示方法（续）
3、相对含水量指土壤含水量占田间持水量的百分数。它可以说明土壤毛管悬着水的饱和程度，有效性和水、气的比例等，是农业生产上常用的土壤含水量的表示方法相对含水量=土壤含水量/田间持水量
土壤水贮量一定面积和厚度土壤中
4、土壤水贮量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、水文学等学科中经常用到这一术语和指标，它主要有两种表达方式水深(Dw)指在一定厚度(h)一定面积土壤中所含水量相当于相同面积水层的厚度，量纲为[L], Dw与v的关系式：Dw=v·h
土壤水分含量的测定：三、土壤水分含量的测定1、烘干法这是目前国际上仍在沿用的标准方法。其测定的简要过程是，先在田间地块选择代表性取样点，按所需深度分层取土样，将土样放人铝盒并立即盖好盖(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(约需6—8h)，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W3m=(W1-W2)/(W2-W3)
中子法此法是把一个快速中子源
2、中子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。此法虽较精确，但目前的设备只能测出较深土层中的水，而不能用于土表的薄层土
中子仪
TDR法TDR法
3、TDR法TDR法是20世纪80年代初发展起来的一种测定方法，TDR英文全称是Time-Domain-Reflectometry，简写为TDR，中文译为时域反射仪
土壤水的能态
第二节土壤水的能态
土水势及其分势：一、土水势及其分势土水势的定义为：为了可逆地等温地在标准大气压下从在指定高度的纯水水体中移动无穷小量的水到土壤水分中去，每单位数量的纯水所需作功的数量土壤水总是由土水势高处流向土水势低处。同一土壤，湿度愈大，土壤水能量水平愈高，土壤水势也愈高。土壤水便由湿度大处流向湿度小处
用土水势研究土壤水的许多优点作
用土水势研究土壤水的许多优点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以在土壤一植物一大气之间统一使用，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、速度和土壤水有效性土水势的研究还能提供一些精确的土壤水分状况测定手段
由于引起土水势变化的原因或动力不同：所以土水势包括若干分势，如基质势、压力势、溶质势、重力势等
基质势(m)在不饱和的情况下：1、基质势(m)在不饱和的情况下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制约，其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。假定纯水的势能为零，则土水势是负值。这种由吸附力和毛管力所制约的土水势称为基质势(m)。土壤含水量愈低，基质势也就愈低。反之，土壤含水量愈高，则基质势愈高。至土壤水完全饱和，基质势达最大值，与参比标准相等，即等于零
压力势（p)指在土壤水饱和的情况下：2、压力势（p)指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生土水势变化。在不饱和土壤中的土壤水的压力势一般与参比标准相同，等于零。但在饱和的土壤中孔隙都充满水，并连续成水柱。在土表的土壤水与大气接触，仅受大气压力，压力势为零。而在土体内部的土壤水除承受大气压外，还要承受其上部水柱的静水压力，其压力势大于参比标准为正值。对于水分饱和的土壤，在水面以下深度为A处，体积为V的土壤水的压力势(p)为：p=WghV式中，W为水的密度，g为重力加速度
土水势及其分势（续）
3、溶质势(s)溶质势(s)是指由土壤水中溶解的溶质而引起土水势的变化，也称渗透势，一般为负值。溶质势的大小等于土壤溶液的渗透压，但符号相反
溶质势测定同计算植物细胞渗透压(P
溶质势测定同计算植物细胞渗透压(P)的方法相同：式中，C为溶液浓度，为溶质的摩尔质量(g/mol)，因此是以摩尔表示的溶液浓度(mol/L)，T为热力学温标(°K)，R为摩尔气体常数。土壤水渗透势与渗透压的数值相同，但符号相反,s是一个负值。
土水势及其分势（续2）
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。所有土壤水都受重力作用，与参比标准的高度相比，高于参比标准的土壤水，其所受重力作用大于参比标准，故重力势为正值。高度愈高则重力势的正值愈大，反之亦然。参比标准高度一般根据研究需要而定，可设在地表或地下水面。在参考平面上取原点，选定垂直坐标z，土壤中坐标为z，质量为M的土壤水分所具有的重力势g=Mgz
土水势及其分势（续3）
t =m +p +s +g5、总水势(t)
土壤水饱和状态下：t =p +g土壤水不饱和情况下t =m +g
土水势及其分势（续4）
土水势单位土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准。单位数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。最常用的是单位容积和单位重量。
单位质量土壤水的土水势单位为J/kg，单位容积土壤水的土水势单位为J/m3，因为J/m3=Nm/m3=N/m2，用帕(Pascl, Pa)表示，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，国际单位制中1Pa=牛顿/米2，量纲为ML-1T-2；单位重量土壤水的土水势，其单位是水柱高度(厘米或米)，量纲为L。
土水势及其分势（续5）：本页为数据表，原始文本数字粘连，暂未安全还原为真表格，建议对照原课件图片核对。
三种单位之间的换算关系1 bar =100J/kg=105Pa1 bar =1013厘米水柱=75.01 cm Hg1 bar =0.9896 atm
土水势的单位和对应：本页为数据表，原始文本数字粘连，暂未安全还原为真表格，建议对照原课件图片核对。
土水势的单位和对应的排水孔隙直径排水孔隙的直径(m)土水势(kPa)土水势(bar)水柱高(cm)-30000030-1-0.0110.210-10-0.11023-30-0.33060.2-100-1.01,0200.97-1,500-1515,3000.03-3,100-3131,700-10,000-100102,000国际制单位1kPa=0.01 Bars
土水势及其分势（续6）
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。上面讨论的基质势m和溶质势s一般为负值，在使用中不太方便，所以将m和s的相反数(正数)定义为吸力(S)，或分别称之为基质吸力和溶质吸力。由于在土壤水的保持和运动中，不考虑s，所以一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与m相等，但符号相反。S=-m土壤水吸力
土水势的测定：二、土水势的测定张力计法压力膜法冰点下降法水气压法
土水势的测定（续）
张力计法张力计(tensiometer)的构造由多孔陶瓷杯、塑料管或抗腐蚀的金属管、集气管和水银压力计或真空压力表组成。只能测定土壤水吸力8085 kPa以下
张力计示意图
土水势的测定（续2）
压力膜示意图压力膜法压力膜法(pressuremembrane apparatus)是实验室测定土水势的主要方法
测量下限可达-1500 kPa吸力以上
测量下限可达-1500 kPa吸力以上，包括了全部有效水范围
土水势的测定（续3）
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或土壤持水曲线，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三、土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线
影响土壤水分特征曲线的因素土壤的粘粒
影响土壤水分特征曲线的因素土壤的粘粒含量愈高，同一吸力条件下土壤的含水率愈大，或同一含水率下其吸力值愈高不同质地的土壤，其水分特征曲线各不相同，差别很显
不同质地土壤的持水曲线
水分特征曲线还受土壤结构的影响：水分特征曲线还受土壤结构的影响，在低吸力范围内尤为明显温度对土壤水分特征曲线亦有影响。温度升高时，水的粘滞性和表面张力下降，基质势相应增大；或说土壤水吸力减少
(由湿变干)过程和土壤吸湿(由干变湿
(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。这一现象已为很多实验资料所证实，称为滞后现象产生滞后现象的原因可能是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)
土壤水分特征曲线的滞后现象
土壤水的运动
第三节土壤水的运动
土壤中存在3种类型的水
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即土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，这主要是毛管水和膜状水的运动水汽移动
饱和土壤中的水流：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饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度服从饱和状态下多孔介质的达西定律
达西定律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一维垂直向饱和流Q=-KsH/L
二非饱和土壤中的水流土壤非饱和流
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Q=-K(m)d/dxK(m)为非饱和导水率d/dx为总水势梯度
非饱和条件下土壤水流的数学表达式与饱
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K，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。土壤水吸力和导水率之间的一般关系如图说明
入渗、土壤水的再分布和土面蒸发：四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发水入渗再分布
入渗入渗是指水自土表垂直向下进入土壤
(一)入渗入渗是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。它决定着降水或灌溉水进入土壤的数量，不仅关系到对当季作物供水的数量，而且还关系到供水以后或来年作物利用的深层水的贮量
水进人土壤的情况是由两方面因素决定的：一是供水速率，一是土壤的人渗能力在供水速率小于人渗能力时(如低强度的喷灌、滴灌或降雨时)，土壤对水的人渗主要是由供水速率决定的。当供水速率超过人渗能力时，则水的人渗主要取决于土壤的入渗能力了。土壤的人渗能力是由土壤的干湿程度和孔隙状况决定的最初人渗速率最后人渗速率(或渗透系数)
人渗中土壤水剖面左为土壤水剖面示意图
人渗中土壤水剖面左为土壤水剖面示意图，右为土壤水含量随深度变化示意图
土壤水的再分布在地面水层消失后：(二)土壤水的再分布在地面水层消失后，人渗过程终止。土内的水分在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动。这个过程，在土壤剖面深厚，没有地下水出现的情况下，称为土壤水的再分布。
入渗、土壤水的再分布和土面蒸发（续）
(三)土面蒸发土面蒸发的形成及蒸发强度的大小主要取决于一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响。它决定水分蒸发过程中能量的供给和蒸发表面水汽向大气的扩散过程，综合起来称为大气蒸发能力二是受土壤含水率的大小和分布的影响。这是土壤水分向上输送的条件，也即土壤的供水能力。
蒸发的三个阶段表土蒸发强度保持稳定
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水汽扩散阶段
田间水分平衡：五、田间水分平衡降雨P径流R下渗水D上行水E蒸散ET灌溉I
田间水量平衡
田间水量平衡AW=P+I+U-E-T-R-In-D
土壤溶质运移
第四节土壤溶质运移
溶质的对流运移：一、溶质的对流运移对流是指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程Jc=qcJc-溶质的对流通量C-溶质溶度Q-土壤水通量
溶质的分子扩散：二、溶质的分子扩散由于分子的不规则热运动即布朗运动引起的，其趋势是溶质由浓度高处向浓度低处运移，以求最后达到浓度的均匀。
Jd溶质在自由水体中
Jd溶质在自由水体中的分子扩散通量D0溶质在自由水体中的分子扩散系数溶质的浓度梯度溶质的分子扩散通量符合Fick第一定律，即：Jd=－D0
Jd=-D0()扩散系数
溶质的机械弥散：三、溶质的机械弥散Jh=-Dh(v)Dh(v)为机械弥散系数
溶质的水动力弥散：四、溶质的水动力弥散分子扩散和机械弥散的机理是不同的，而且同时存在，难于区分。因此，将分子扩散与机械弥散综合，称为水动力弥散.JD=-Dsh(v,θ)水动力弥散系数
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