第5章土壤水 ●工.土壤的持水本质与含水量 ●工.土壤水分的能态 ●Ⅲ.土壤水分运动的基本形式 ●Ⅳ.土壤水分的循环与平衡 ●.土壤水分的有效性 ●Ⅵ.土壤中溶质运移 ●Ⅶ.土壤水分的调控 1.土壤的持水本质与含水量 土壤持水本质与水分类型 ●土壤持水本质 ·水分进入干燥士壤后,水分与土壤之间相互作用而使部分水分在士壤 中得以保持的本质是土粒表面与水分之间各种力的相互作用。 范德华力土粒表面固体分孑对水分孑存在着分子唰引力,使水分子 在土粒表面呈定向排列。 ●库仑力土壤胶粒表面带有负电荷,对偶极性的水分孑产生强大的静 电引力,使水分子在土粒表面呈极性定向排列 范德华力和库仑力作用的结果使干燥的土壤产生吸湿现象,在土粒表
第5章 土壤水 ⚫ Ⅰ. 土壤的持水本质与含水量 ⚫ Ⅱ. 土壤水分的能态 ⚫ Ⅲ. 土壤水分运动的基本形式 ⚫ Ⅳ. 土壤水分的循环与平衡 ⚫ Ⅴ. 土壤水分的有效性 ⚫ Ⅵ. 土壤中溶质运移 ⚫ Ⅶ. 土壤水分的调控 Ⅰ. 土壤的持水本质与含水量 ⚫ 一、土壤持水本质与水分类型 ⚫ 土壤持水本质 ⚫ 水分进入干燥土壤后，水分与土壤之间相互作用而使部分水分在土壤 中得以保持的本质是土粒表面与水分之间各种力的相互作用。 ⚫ 范德华力—土粒表面固体分子对水分子存在着分子吸引力，使水分子 在土粒表面呈定向排列。 ⚫ 库仑力—土壤胶粒表面带有负电荷，对偶极性的水分子产生强大的静 电引力，使水分子在土粒表面呈极性定向排列。 ⚫ 范德华力和库仑力作用的结果使干燥的土壤产生吸湿现象，在土粒表
面形成一至数层的水分子层。 毛管力毛管孔隙弯月面表面张力,使毛管孔隙中的水分在十壤中得 以保持。 ●土壤水分类型 ●二、土壤含水量表示方法 ●质量含水量(6m%) ●θm%(土壤水质量/干土质量)×100=[(湿土质量干土质量)/ 干土质量]×100 ●容积含水量(6v%) ●θv%≡(土壤水容积/土壤总容积)×100 ●ey%=m%xDb ●士壤水贮量 ●水深(水mm) 水mm=土壤水容积/土壤面积= Axhx Db×m%×10/A=6vx h/10 式中A_士壤面积,h土层厚度(cm) 水贮量(水方或水吨亩) 水方/亩或水吨亩=2000/3×水mm/1000=2/3×水mm
面形成一至数层的水分子层。 ⚫ 毛管力—毛管孔隙弯月面表面张力，使毛管孔隙中的水分在土壤中得 以保持。 ⚫ 土壤水分类型 ⚫ 二、土壤含水量表示方法 ⚫ 质量含水量（θ m%） ⚫θ m% =（土壤水质量/干土质量）×100=[（湿土质量-干土质量）/ 干土质量]×100 ⚫ 容积含水量（θ v%） ⚫θ v% =（土壤水容积/土壤总容积）×100 ⚫θ v% =θ m%×Db ⚫ 土壤水贮量 ⚫ 水深（水mm) ⚫ 水mm＝土壤水容积／土壤面积＝Ａ×h×Db×θ m%×10/A =θ v× h/10 式中Ａ—土壤面积，h—土层厚度（cm) ⚫ 水贮量（水方/亩或水吨/亩） ⚫ 水方/亩或水吨/亩 = 2000/3×水mm/1000 = 2/3×水mm
水方公顷或水吨公顷=15X2/3×水mm=10水mm 土壤含水量测定方法 作业2 ·某士壤耕层厚20米,比重为265,重量含水量为13.04%,孔隙比 为130,求: (1)该土壤每公顷耕层的水贮量(水mm)。 (2)若要使该土壤耕层保持60mm的水,每公顷丕应潘溉多少方水。 ·(3)着耕层水贮量达60mm时该土壤正好处于毛管水饱和状态,则 此时土壤的通气空隙度为多少 l.土壤水分的能态 ●一、土水势及其分势分析 ●土水势 在标准大气压下等温可逆地从指定高度的纯水水体中移动无穷噎量 的水到士壤水分中,每单位数量的纯水所需作功的数量。 假设以同样温度、高度和大气压等条件的纯自由水为参比标唯,其自 由能为△Go,土壤水在各种力的作用下,其自由能为△Gs,4Gs与 △Go相比必然不同,则土水势ψ为: Go△Gs
⚫ 水方/公顷或水吨/公顷 = 15×2/3×水mm = 10水mm ⚫ 三、土壤含水量测定方法 ⚫ 作业 2 ⚫ 某土壤耕层厚20厘米，比重为2.65，重量含水量为13.04%，孔隙比 为1.30，求： ⚫ （1）该土壤每公顷耕层的水贮量（水mm）。 ⚫ （2）若要使该土壤耕层保持60mm的水，每公顷还应灌溉多少方水。 ⚫ （3）若耕层水贮量达60mm时该土壤正好处于毛管水饱和状态，则 此时土壤的通气空隙度为多少。 Ⅱ. 土壤水分的能态 ⚫ 一、土水势及其分势分析 ⚫ 土水势 ⚫ 在标准大气压下等温可逆地从指定高度的纯水水体中移动无穷小量 的水到土壤水分中，每单位数量的纯水所需作功的数量。 ⚫ 假设以同样温度、高度和大气压等条件的纯自由水为参比标准，其自 由能为△ Go，土壤水在各种力的作用下，其自由能为△ Gs，△ Gs 与 △ Go 相比必然不同，则土水势Ψ 为： ⚫ Ψ = △ Go - △ Gs
即土水势为参比纯自由水的自由能与士壤水自由能的差值以势能来 表示。 ·假设△Go=0,则土水势=-△GS,为负值。 ●土水势分势 根据引起十水势变化的原因或动力,土水势可分为基质势、压力势、 溶质势和重力势等。 ●基质势(ψm) ·土壤水受基质吸力(范德华力、库仑力和毛管力)制约而引起的水势 降低。 ·在土壤水不饱和情况下,基质势随壤含水量的增加而增大,当士壤 水完全饱和时基质达最大值与参比标准相尊即基质势等于零) 则ψm≤0。 ·土壤含水量愈低,|ψm|愈大,能量愈低,土壤含水量愈高, ψm|愈小,能量愈高。 压力势(ψp) 土壤水受压力(静水压和气泡膨压等)作用而产生的水势变化,包括 静水压势和气压势。 ·在水分不饱和土壤中,土壤水的压力势与参比标唯相同,等于零。但
⚫ 即土水势为参比纯自由水的自由能与土壤水自由能的差值以势能来 表示。 ⚫ 假设△ Go=0，则土水势Ψ = -△ Gs，为负值。 ⚫ 土水势分势 ⚫ 根据引起土水势变化的原因或动力，土水势可分为基质势、压力势、 溶质势和重力势等。 ⚫ 基质势（Ψm） ⚫ 土壤水受基质吸力（范德华力、库仑力和毛管力）制约而引起的水势 降低。 ⚫ 在土壤水不饱和情况下，基质势随土壤含水量的增加而增大，当土壤 水完全饱和时，基质势达最大值，与参比标准相等（即基质势等于零）， 则Ψm≤ 0。 ⚫ 土壤含水量愈低，∣ Ψm ∣ 愈大，能量愈低，土壤含水量愈高，∣ Ψm ∣ 愈小，能量愈高。 ⚫ 压力势（Ψp） ⚫ 土壤水受压力（静水压和气泡膨压等）作用而产生的水势变化，包括 静水压势和气压势。 ⚫ 在水分不饱和土壤中，土壤水的压力势与参比标准相同，等于零。但
在水分饱和的土壤中,土壤水因受静水压和密闭气泡膨压的作用,其 压力势大于参比标准而呈正值,一般情况下气压势可忽略不计。 土壤水饱和时水面以下h深度处体积为V的土壤水压力势为: vp=pW·g·hV 式中pW为水的密度,g为重力加速度。 ●溶质势(s) 土壤水因其溶解的溶质作用而引起的水势变化,也称作渗透势。 ·溶质势般为负值,土壤水中溶解的溶质愈多,浓度愈高,溶质势愈 低。由于土壤水一般为稀溶液,故通常情况下土壤溶质势可忽略不计 (盐碱土除外)。 溶质势只有当半透膜存在时对水分的运动才能起作用,由于土壤中不 存在半透膜,故溶质势对土壤中水分的运动影响不大,但由于植物根 系细胞膜具有半透膜的功能,故溶质势对士攘水分向植物根系內部运 动(即植物吸水过程)具有重要影响 溶质势与土壤溶液的渗透压数值相等,符号相反。 重力势(ψg) 土壤水因重力作用而引起的水势变化 重力势是土壤水受地心引力作用的结果,其数值大小及其符号取决于
在水分饱和的土壤中，土壤水因受静水压和密闭气泡膨压的作用，其 压力势大于参比标准而呈正值，一般情况下气压势可忽略不计。 ⚫ 土壤水饱和时水面以下 h 深度处体积为V的土壤水压力势为： ⚫ Ψp =ρ w ·g·h·V ⚫ 式中ρ w 为水的密度，g为重力加速度。 ⚫ 溶质势（Ψs） ⚫ 土壤水因其溶解的溶质作用而引起的水势变化，也称作渗透势。 ⚫ 溶质势一般为负值，土壤水中溶解的溶质愈多，浓度愈高，溶质势愈 低。由于土壤水一般为稀溶液，故通常情况下土壤溶质势可忽略不计 （盐碱土除外）。 ⚫ 溶质势只有当半透膜存在时对水分的运动才能起作用，由于土壤中不 存在半透膜，故溶质势对土壤中水分的运动影响不大，但由于植物根 系细胞膜具有半透膜的功能，故溶质势对土壤水分向植物根系内部运 动（即植物吸水过程）具有重要影响。 ⚫ 溶质势与土壤溶液的渗透压数值相等，符号相反。 ⚫ 重力势（Ψg） ⚫ 土壤水因重力作用而引起的水势变化。 ⚫ 重力势是土壤水受地心引力作用的结果，其数值大小及其符号取决于
参照面及其与参照面的距离。一般可选择地表或地下水位为参照面 参照面以上重力势为正值,士壤水愈远离参照面,重力势愈大。参照 面以下重力势为负值,土壤水愈远离参照面,重势愈小 ·vg=±mgz 式中z为土壤水在参照面坐标系中的垂直坐标值,即土壤水所处的位 置或深度。 总水势(ψt) ·vt=vm+ψp+Wg+s 土壤水分饱和时,t=p+vg+ψs ut=p+ pg 土壤水分不饱和时,甲t=m+ψg+s wt= m + tp g ·土壤水总是从土水势高(绝对值小)的向士水势低(绝对值大)的方 向运动 ●水力势(h) ψh=ψm+p+vg ·土壤内剖冰水分运动的驱动力,土壤水总是从水力势高(绝对值小)的 向水力势低(绝对值大)的方向运动
参照面及其与参照面的距离。一般可选择地表或地下水位为参照面。 参照面以上重力势为正值，土壤水愈远离参照面，重力势愈大。参照 面以下重力势为负值，土壤水愈远离参照面，重力势愈小。 ⚫ Ψg = ±mgz ⚫ 式中z为土壤水在参照面坐标系中的垂直坐标值，即土壤水所处的位 置或深度。 ⚫ 总水势（Ψt） ⚫ Ψt = Ψm + Ψp + Ψg + Ψs ⚫ 土壤水分饱和时，Ψt = Ψp + Ψg + Ψs ⚫ Ψt =Ψp + Ψg ⚫ 土壤水分不饱和时，Ψt = Ψm + Ψg + Ψs ⚫ Ψt = Ψm + Ψg ⚫ 土壤水总是从土水势高（绝对值小）的向土水势低（绝对值大）的方 向运动。 ⚫ 水力势（Ψh） ⚫ Ψh = Ψm + Ψp + Ψg ⚫ 土壤内部水分运动的驱动力，土壤水总是从水力势高（绝对值小）的 向水力势低（绝对值大）的方向运动
●二、土壤水吸力 土壤水在承受一定吸力下所处的能态,土壤水吸力为正值 土壤水吸力只包括基质吸力和渗透吸力。一般情况下土壤渗透势可忽 略不计,故土壤吸力与基质势数值相等,符号相反。 土壤水吸力与毛管孔径的关系 ·O点的向上作用力FoB O FOB= FOAx cose ●FoA=xcos 整个圆周向上作用力F O F=2TT ro x cose 高度为h的水柱重量P P= mg Tt rhp g 当水柱上升达平衡时,P=F,则 ·Tr2hpg=2 ro x cos8 ●h=2 g cost/pgr 一般情况下,θ=0,即cosθ=1,则 ●h=2a/pgr ●常温下σ=72达因/厘米,p=1克/厘米,g=980厘米/秒2,则
⚫ 二、土壤水吸力 ⚫ 土壤水在承受一定吸力下所处的能态，土壤水吸力为正值。 ⚫ 土壤水吸力只包括基质吸力和渗透吸力。一般情况下土壤渗透势可忽 略不计，故土壤吸力与基质势数值相等，符号相反。 ⚫ 土壤水吸力与毛管孔径的关系 ⚫ O点的向上作用力FOB ⚫ FOB = FOA×cosθ ⚫ FOA = σ ×cosθ ⚫ 整个圆周向上作用力F ⚫ F = 2π rσ ×cosθ ⚫ 高度为h的水柱重量P ⚫ P = mg = π r 2hρ g ⚫ 当水柱上升达平衡时，P=F，则 ⚫ π r 2hρ g = 2π rσ ×cosθ ⚫ h = 2σ ×cosθ / ρ g r ⚫ 一般情况下，θ = 0，即cosθ =1，则 ⚫ h = 2σ / ρ g r ⚫ 常温下σ =72达因/厘米，ρ =1克/厘米3，g=980厘米/秒2 ，则
●h=015/r(厘米) 实际上半径为r的孔隙中水k柱上升的高度〔h)即为该孔隙士壤水的吸 力(S),若以毫巴作为士壤水吸力单位(1mb=1cm水k柱高),以 孔隙直径(d,单位为mm)代替半径(r),则 S=h=015/d/20)=3/d 土壤水吸力与含水量呈反相关,含水量少,士壤水吸力大,能量低。 当土壤水分饱和时,土壤水吸力最小,能量最高。 土壤水总是从吸力小的地方向吸力大的地方运动 土壤水吸力与土水势呈反相关,土水势高(绝对值小),土壤水力 小,能量高,反之,土水势低〔绝对值大),土壤水吸力大,能量低 三、土水势的单位 ·质量水势(尔格克、焦耳克)、容积水势、重量水势和克分孑水 势(尔格/克分子),其中较常用的是容积水势和重量水势。 容积水势一尔格/厘米3、焦耳/米3(可转化为压强单位) 尔格/厘米=达因厘米/厘米3=达因/厘米2 重量水势一尔格克、焦/千克(可转化为水柱水银柱高度表示) 尔格/克(P=mg)=尔格/(克厘米秒2)=尔格/达因=达因厘 米/达因=厘米
⚫ h = 0.15/r (厘米） ⚫ 实际上半径为r的孔隙中水柱上升的高度（h）即为该孔隙土壤水的吸 力（S），若以毫巴作为土壤水吸力单位（1mb=1cm水柱高），以 孔隙直径（d，单位为mm）代替半径（r），则 ⚫ S = h = 0.15/(d/20) = 3/d ⚫ 土壤水吸力与含水量呈反相关，含水量少，土壤水吸力大，能量低。 当土壤水分饱和时，土壤水吸力最小，能量最高。 ⚫ 土壤水总是从吸力小的地方向吸力大的地方运动。 ⚫ 土壤水吸力与土水势呈反相关，土水势高（绝对值小），土壤水吸力 小，能量高，反之，土水势低（绝对值大），土壤水吸力大，能量低。 ⚫ 三、土水势的单位 ⚫ 质量水势（尔格/克、焦耳/千克）、容积水势、重量水势和克分子水 势（尔格/克分子），其中较常用的是容积水势和重量水势。 ⚫ 容积水势 — 尔格/厘米3 、焦耳/米3（可转化为压强单位） ⚫ 尔格/厘米3= 达因·厘米/厘米3= 达因/厘米2 ⚫ 重量水势 — 尔格/克、焦耳/千克（可转化为水柱或水银柱高度表示） ⚫ 尔格/克（P=mg） = 尔格/（克·厘米/秒2）= 尔格/达因= 达因·厘 米/达因= 厘米
●四、土水势的测定 ●五、土壤水分特征曲线 ●土壤水分特征曲线 土壤水势随含水量变化而变化的关系曲线。 ●土壤水分特征曲线的用途 ●反映土壤含水量与水分能量的关系 ●反映土壤孔隙大小分布及占优势的孔隙 反映不同质地土壤持水性和水分有效性 对水分特征曲线求导数,获得水分特征曲线的斜率[C(6)]与水分 能量关系曲线 ·比水容-水分特征曲线的斜率,即单位吸力变化时单位体积土壤释 出或吸入的水量。 c(6)=d6/ds 从水分特征曲线的斜率与水分能量关系曲线(上右图)可见,当土壤 水吸力达7mb时,c(θ)值最大(即释出的量最多),则该土 壤占优势孔隙为 S=3/d7=3/dd=043mm ●水分特征曲线滞后现象
⚫ 四、土水势的测定 ⚫ 五、土壤水分特征曲线 ⚫ 土壤水分特征曲线 ⚫ 土壤水势随含水量变化而变化的关系曲线。 ⚫ 土壤水分特征曲线的用途 ⚫ 反映土壤含水量与水分能量的关系 ⚫ 反映土壤孔隙大小分布及占优势的孔隙 ⚫ 反映不同质地土壤持水性和水分有效性 ⚫ 对水分特征曲线求导数，获得水分特征曲线的斜率[ C（θ ）]与水分 能量关系曲线 ⚫ 比水容 -- 水分特征曲线的斜率，即单位吸力变化时单位体积土壤释 出或吸入的水量。 ⚫ C（θ ）= dθ /dS ⚫ 从水分特征曲线的斜率与水分能量关系曲线（上右图）可见，当土壤 水吸力达7 mb时， C（θ ）值最大（即释出的水量最多），则该土 壤占优势孔隙为 ⚫ S=3/d 7=3/d d=0.43mm ⚫ 水分特征曲线滞后现象
滞后现象一同一士壤吸水和脱水过程测定的水分特征曲线不重合现 同一吸力下脱水过程的含水量总是高于吸水过程的含水量。 砂土滞后现象比粘土明显。 由于滞后现象导致同一吸力下壤含水量的差值可达±3%。 Ⅲl.土壤水分运动的基本形式 ●一、土壤饱和水运动 ●士壤饱和水运动 ·土壤中所有孔隙均充水时土壤内部的水流运动,其驱动力是压力势和 重力势(水分饱和时土壤基质势为零)。 ●土壤饱和水运动方程 理论方程普肃叶方程 Q=-(TR4/8n)x(AP/L) Q/πR2=q=-(R2/8n)x(△P/L) 经验方程达西方程( Darcy.法国) Q=-K·A·t:△H/L Q/A·t=q=-K△H/L 连立普肃叶和达西方程
⚫ 滞后现象— 同一土壤吸水和脱水过程测定的水分特征曲线不重合现 象。 ⚫ 同一吸力下脱水过程的含水量总是高于吸水过程的含水量。 ⚫ 砂土滞后现象比粘土明显。 ⚫ 由于滞后现象导致同一吸力下土壤含水量的差值可达±3%。 Ⅲ. 土壤水分运动的基本形式 ⚫ 一、土壤饱和水运动 ⚫ 土壤饱和水运动 ⚫ 土壤中所有孔隙均充水时土壤内部的水流运动，其驱动力是压力势和 重力势（水分饱和时土壤基质势为零）。 ⚫ 土壤饱和水运动方程 ⚫ 理论方程—普肃叶方程 Ｑ＝-（π R4／８η ）×（△ Ｐ／Ｌ） Ｑ/π R2＝q= -(R2／８η )×(△ Ｐ／Ｌ) ⚫ 经验方程—达西方程（Ｄarcy, 法国） ⚫ Ｑ＝-Ｋ·Ａ·t ·△ Ｈ／Ｌ ⚫ Ｑ/Ａ·t＝q= -Ｋ·△ Ｈ／Ｌ ⚫ 连立普肃叶和达西方程