第四章土壤水第一节土壤水与农业第二节土壤水分基础知识第三节土壤水能态（重点）第四节土壤水运动（重点）第五节土壤水平衡与调节
（一）土壤吸湿水1、固相土粒靠其表面的分子引力和静电引力从大气和土壤空气中吸附气态水，附着于土粒表面成单分子或多分子层，称为
土壤吸湿水(soilhygroscopicwater)。2、吸湿水的特点：水分子呈定向紧密排列、密度1.2~2.4g/c
m3、无溶解能力、不能以液态水自由移动，也不能被植物吸收。3、最大吸湿量：吸湿水达到最大值，此时的土壤吸湿水量就叫做最大吸
湿量。(二）膜状水(soilfilmwater)1、吸湿水达到最大后，土粒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，这种水分称为膜状水。(二）膜状水(soilfilmwater)2、毛管水的特点：
这种水可以在土壤中上下左右移动、具有溶解养分的能力、作物可以吸收利用。毛管水的数量主要取决于土壤质地、腐殖质含量和土
壤结构状况。（2）毛管上升水(soilcapillarysupportingwater)（四）、土壤重力水(so
ilgravitationalwater)土壤重力水：是土壤水分含量超过田间持水量之后，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。（临时存在大孔隙中，养分的淋失与它有关）（三）、土壤相对含水量(relativew
atercontentofsoil)在生产实际中常以某一时刻土壤含水量占该土壤田间持水量的百分数作为相对含水量来
表示土壤水分的多少。（四）、土壤水贮量1、水深（Dw)指一定深度（mm）和一定面积（M)的土层中水分总量相当于
相同面积若干水层厚度（mm）。2、绝对水体积（容量Dv)：指一定面积一定厚度内土壤所含水的体积。土水势(soilwa
terpotential)土水势表示土壤水分在土-水平衡体系中所具有的能态。它是指将单位水量从一个土-水系统移到温度和它完全相
同的纯水池时所做的功。常用（Ψ）来表示。土水势主要由以下几个分势组成：（二）压力势(pressurepotential)
（Ψp）：它是指将单位水量从一个土-水体系移动到另一个压力不同，而温度、基质、溶质等状态完全相同的参比系统时所做的功。（参比为
大气压，压力势为零）（三）溶质势(osmoticpotential)（Ψs）：它是指将单位水量从一个平衡的土
-水体系移动到另一个没有溶质而其它状态均相同的水池时所做的功。（四）重力势(gravitationpotential)（
Ψg）土水势总是从土水势高处流向土水势低处。从水吸力低处流向吸力高处；同一土壤，湿度越大，水的能量越高，土水势也越高
（吸力越低），土水势便由湿度大（吸力小）的地方流向湿度低的地方。四、土壤水分特征曲线(soilwatercharacteri
sticcurve)（一）土壤水分特征曲线又称土壤持水曲线。它是指土壤水的基质势或土壤水吸力（能量指标）与含量水量（容量指标）
的关系曲线。第五节土壤水分状况及水分平衡一、作物对土壤水分的需求(1)水分是作物的重要组成部分
(2)土壤水分是影响作物出苗率的重要因素(3)作物不同生育期对土壤水分的要求不同若某一生育期土壤缺水,
对作物产量影响最为严重,这一时期称为需水临界期。（二）土壤水分影响作物对养分的吸收土壤水分状况直接影响作物对养分的吸收
，土壤中有机养分的分解矿化离不开水分，施入土壤中的化学肥料只有在水中才能溶解，养分离子向根系表面迁移，以及作物根系对养分的吸收都必
须通过水分介质来实现。课堂速测1、土壤水总是从水吸力高的地方向低的地方流动（）2、土壤水的有效性与土壤质地无关（）
3、土壤水分特征曲线是指土壤水容量指标和能量指标之间的关系曲线（）4、饱和水流的推动力是基质势梯度和压力梯度（）
5、土壤水总是从水分含量高的地方向水分含量低的地方流动（）（二）土面蒸发SoilWaterevapora
tion1、土面蒸发过程区分为三个阶段。（1）、表土蒸发强度保持稳定的阶段（大气蒸发力控制阶段）稳定蒸发阶段蒸发强度的大小
主要由大气蒸发能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，一般认为该值相当于毛管水断裂量的含水率，或田间持水量的50-
70%概念：土壤水汽进入大气的过程。当土壤供水充分时，由大气蒸发能力（辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响）决定的最大可
能蒸发强称为潜在蒸发强度。(Soilpotentialevaporation)（2）、表土蒸发强度随含水率变化的阶段（土壤导
水率控制阶段）蒸发速率急剧降低，直到土面水气压降到与大气压中的水气压平衡时，土壤达到气干状态形成表土干土层（3）、水汽扩散阶
段土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而是在土壤内部，蒸发强度的大小主
要由干土层内水汽扩散的能力控制，并取决于干土层厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢而且稳定。土壤保墒措施在蒸发的第一阶段进行效果
最佳；第二阶段次之。(3)土壤缺水的影响2、水方（m3）V方/亩＝2/3Dw1、水深（DW）DW=?V·h
或mm第三节土壤水能态一、土水势及其分势土壤A砂土10%土壤B粘土15%水流向何方？（一）基质势
（?m）（matricpotential)它是指将单位水量从一个平衡的土-水体系移动到另一个没有土壤基
质，而其它状态完全相同的水池时所做的功。(由于土壤基质（固相颗粒）吸附力和毛管力产生）基质势在非饱和情况下为负值。当土壤饱和
时最大＝0.土壤含水量越高，基质势也越高。压力势一般位正值。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溶质势一般为负值。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。（如根系吸收水分）溶质势的大小等于土壤溶液的渗透压，但符号相反重力势（?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.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。T＝?-?m?如何用水吸力和水势判断水分运动的方向？请回答。绝对正值二、土壤水吸力
一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与?m相等，但符号相反。(soilwatersuction)三、土壤水能态定量表示方法
由于土水势的范围很宽，由零到上万个大气压，故有人建议使用土水势的水柱高度厘米数（负）的对数表示，称为pF。
例如土水势为-1000厘米水柱则pF=3，田间持水量的pF为2.15～2.81，萎蔫系数pF为4.2。土水势的标准单位：帕（P
a）1Pa=0.0102厘米水柱1atm=1033厘米水柱=1.0133bar1bar
=0.9896atm=1020厘米水柱1bar=100000Pa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。010203040506070土壤水吸
力黏土壤土砂土土壤含水量%影响因素质地结构温度滞后现象（二）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(图3.7)。
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。
（五）土壤水分有效性指土壤水能否被植物吸收利用或被植物利用的难易程度土壤有效水范围（％）＝田间持水量（％）－萎蔫系数（％）1
5151516139有效水最大质量分数（％）15119653萎蔫系数（％）3026242218
12田间持水量（％）粘土重壤土中壤土轻壤土砂壤土砂土土壤质地土壤质地与有效水最大质量分数的关系土壤水分形态，
水分常数和土壤水吸力的关系土壤水分由少到多，发生了质的变化，不同性质的土壤水分之间存在着一定界线，土壤水分常数就是这些界线的指数
。指土壤各种形态的水达到最大量时和指定能态土壤的含水量。它们之间的关系如图：第四节土壤水的运动在土壤中存在三种类型的水分运
动，即：饱和水流、非饱和水流和水汽运动。一、饱和土壤中的水流饱和土壤中的水流，简称为饱和流，即土壤孔隙全部充满水时的水流
，这主要是重力水的运动。饱和流可分为垂直向下流、垂直向上流和水平流。饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度。饱和流
服从达西定律：即单位时间内通过单位面积土壤的水通量与土水势梯度成正比。式中，q表示土壤水流通量；ΔH表示总水势差；L为水流路径
的直线长度；K为土壤饱和导水率。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。
土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下层或横向运动的速度。饱和流导水率(Saturatedhydrauliccon
ductivity)饱和导水率的特点①饱和率是常数②是土壤导水率的MAX③主要取决于土壤的质地和结
构。沙质土>壤质土>粘质土影响饱和导水率的因素质地水通量与孔隙半径4次方呈正比。结
构土壤结皮对土壤饱和导水率有显著的影响。有机质含量。（提高导水率）粘土矿物种类。（降低导水率）二、非饱和土壤中的水流
非饱和土壤中的水流简称为非饱和流或不饱和流，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。土壤非饱和流的
推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。也可用达西定律来描述：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：
A.饱和条件下的总水势可用差分形式，而非饱和条件下则用微分形式；B.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关系，土壤水吸力为零或接近于零，饱和导水率最大。非饱和流导水率(
unsaturatedhydrolicconductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系三.入渗、土壤水的再分布
和土面蒸发水进入土壤包括两个过程即入渗（也称渗吸、渗透）和再分布（一）入渗：入渗过程一般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。水进入土壤的情况是由两方面因素决定的，一是供水速度;二是土壤的入渗
能力。（二）土壤水的再分布在地面水层消失后，入渗过程终止。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。土壤水的再分布是土壤水的不饱和流。四、土壤水气运动
（一）土壤气态水的运动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，1、“夜潮”现象多出现于地下水埋深
度较浅的“夜潮地”。2、“冻后聚墒”现象冬季表土冻结，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。第三章土壤水分第一节土壤
水与农业一、作物产量的提高与水密切相关据FAO估计：各种物质投入因素对农业增产能力的贡献如下：灌溉——化肥——良种——农机
——农药——农膜土壤水=土壤溶液1）供作物生长需要2）影响养分的溶解和移动3）土壤的氧化还原电位4）有机质的分解与积累
5）土壤热量状况6）土壤的耕性二、土壤水分的重要性三、我国土壤水资源概况（自学）1、水资源分布特点空间和时间分布不均，
水资源和耕地资源组合不协调2、农业水资源利用情况（短缺与浪费并存）四、以色列农业以色列塑料坝以色列花农以色列沙地优质土
豆一、土壤水分类型及有效性吸湿水膜状水毛管水重力水第
二节土壤水分基础知识2、作物无法从土壤中吸收水分而呈现永久凋萎，此时的土壤含水量就称为凋萎系数。3、当膜状水达到最大厚度时的
土壤含水量称为最大分子持水量。当土壤含水量减少到土粒对水分子的引力等于或大于1.5×106Pa时，植物会因无力吸水而发生
永久性凋萎，土壤对水分子引力等于1.5×106Pa（15巴）时的土壤含水量称为永久萎焉点或凋萎系数。凋萎系数=吸湿系数×1.5（经
验公式）作物无法从土壤中吸收水分而呈现永久凋萎，此时的土壤含水量就称为凋萎系数。（三）土壤毛管水：1、靠毛管力保持在土
壤孔隙中水分称为土壤毛管水包括毛管悬着水和毛管上升水。(soilcapillarywater)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毛管作用消失借助于毛管力保持在上层土壤毛管孔隙中的水分，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。（1）毛管悬着水(soilcapillarysuspending
water)3、毛管水类型土粒毛管悬着水示意图田间持水量：(fieldwaterholdingca
pacity)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。在数量上它包括吸湿水、膜
状水和毛管悬着水。田间持水量的大小，主要受质地、有机质含量、结构、松紧状况等的影响。田间持水量的变化范围：砂土为：
160~220g/kg；壤土为：220~300g/kg；粘土为：280~350g/kg在地下水位浅的地区，地下水借
助毛管力上升并保持在上层土壤中的水分。土粒毛管上升水示意图地下水位毛管上升水达到最大量的土壤含水量。毛管持水量毛管水上升高度从地下水面到毛管上升水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）土壤所有孔隙都充满水分时的含水量称为土壤全蓄水量或饱和持水量。三、土壤水分含量的表示方法（一）土壤质量含水量(masswatercontentofsoil)土壤质量含水量是指土壤中保持的水分质量占土壤质量的分数,单位g/kg(也曾用%表示)。式中θm为土壤质量含水量（g/kg）、W1为湿土质量（g）、W2为干土质量（g）。容积含水量（?v）?V=?m·?(二）土壤容积含水量(volumetricwatercontentofsoil)土壤容积含水量是指土壤水分容积与土壤容积之比，常用θv表示单位为cm3/cm3。土壤容积含水量（%）=（土壤水分容积/土壤容积）×100 |
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