土壤水分空气与热量环境土壤学

第三节土壤水分、空气与热量状况,土壤水分、空气和热量是作物正常生长发育所必需的基本条件，和土壤养分一起，共同构成土壤肥力的四个基本要素它们相互联系、相互制约，经常处在动态变化之中，使土壤表现出不同的肥力特征一、土壤水分二、土壤空气三、土壤热量四、土壤水、气、热的关系及其调节,一、土壤水分,我们通常所说的土壤水分是指在105110下能从土壤中驱逐出来的水分，而不包括化合水和结晶水。土壤水分是重要的土壤肥力要素是作物生长发育所需水分的主要来源是作物吸收养分的重要条件参与土壤中许多物理、化学和生物学过程自然界重要“水库”和水循环重要环节，环境的重要组分（一）、土壤水分含量及表示方法（二）、土壤水分类型与水分常数（三）、土壤水分能量状态（四）、土壤水运动及田间循环（五）、土壤水分状况及其调节,（一）、土壤水分含量及表示方法,A土壤含水量的表示方法土壤中所含水分的数量即为土壤含水量(soilwatercontent)，也称土壤湿度(wetness)1.质量含水量(masswatercontent)也称重量含水量，指单位质量土壤中水分所占的比例，无量纲，常用m表示。也可用单位g-1，无需再注明质量含水量。,需要注意的问题：,质量含水量的表示必须以烘干土重为基数，其原因为：1.自然条件下，土壤含水量在时间、空间变化着，湿土是一种瞬时状态，为了使各地或各时期土壤含水量有一个可比性，只有烘干土壤才是一种稳定状态。2.用烘干土作基数表示土壤水分含量变化过程较为直观。例如：某土壤湿时重为120g，烘干后为100g，分别用烘干土和湿土作基数，计算土壤水分丢失1半后含水量变化：,已知含水量，湿土、干土折算公式,2.容(体)积含水量(volumetricwatercontent)指单位容积土壤中水分所占的比例，无量纲，常用v表示。也可以用cm3cm-3的形式，无需再注明容积含水量。,三相比的计算,通过实验测定土壤容重、比重(也可以取平均值2.65)和土壤质量含水量可以计算土壤孔隙和土壤三相比,3.相对含水量(relativewatercontent)指土壤的自然含水量占田间持水量或土壤饱和含水量的百分数。反映土壤水分的有效程度。一般农作物适宜的相对含水量为田持70%80%,例：测得土壤含水量为18%，有效水分？很难确定有效水分的多少，但如果测得田持为24%，则相对含水量为75%，比较适于作物生长。,4.水层厚度为了使土壤实际含水量与降雨量、蒸发量进行比较，将一定厚度土层中所含的水分换算成水层厚度来表示，单位多采用。,水层厚度公式的应用：（1）与气象资料进行互相加减（2）计算土体中水分的总储量（3）计算土壤水分动态变化情况-水分平衡模型的基础,5.土壤水分贮量指一定面积一定厚度土层水分的总贮量，可用体积或重量表示，为和灌水量、排水量相一致，多采用m3/亩或m3hm-2表示,土壤含水量的测定技术,TDR法,B土壤水分含量的测定,烘干法、电阻法、中子法、射线法、TDR法1.经典烘干法将土样放入已知重量w0的铝盒(或最后再称)中，迅速盖上盒盖(防止水分散失)，称重，记为w1，打开盒盖，放在烘箱中，于105110下烘至恒重（68小时以上），再称重，记为w2。,2.快速烘干法如红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等，测定时间大大缩短,（一）烘干法：ovendryingmethod1.烘箱烘干法(gravimetrywithOvenDrying):缺点：(1)采样干扰田间土壤水分连续性(2)不能在同一地点连续进行观测土壤水分动态变化,多点采样必然会因为土壤时空变异性造成测试误差(3)采样、运输及多次称量会产生不必要的误差(4)费力、费时，不能快速得到结果；烘干过程中一些有机物质在这样温度情况下有可能氧化分解。给测定结果带来误差。烘干法是土壤含水量测定的经典方法，是其他方法矫正的基础和标准方法。,B土壤水分含量的测定,2.酒精燃烧法（gravimetrywithDryingbyBurningAlcohol）原理：利用酒精与水相溶解以及酒精易燃的特性，使酒精在样品中燃烧生热，将水分迅速蒸发干燥。酒精燃烧时，火焰距土面2-3cm，样品温度约70-80，当火苗熄灭前的几秒钟，火焰下降，土壤温度上升到180200，然后很快下降到8590，并缓慢冷却。应用条件：本方法由于高温阶段时间短，样品中有机质及盐类损失甚微，但有机质含量高于5%的样品，也不适用。特点：快速，20分钟左右。适用于在田间进行快速测定。允许误差1%,B土壤水分含量的测定,3.TDR法,v5.310-22.910-2r5.510-4r24.310-6r3,TDR仪器,探头,土壤水分测定(TDR),(二)、土壤水分类型与水分常数,水分进入土壤后，或者保持在土壤中，或者发生深层渗漏或侧向渗漏而流出土体。土壤水分受到的来自土壤中的不同性质、大小和方向的作用力一是土壤颗粒对水分子的吸附力，它又包括土壤颗粒表面的吸附力和电荷的静电引力；二是水和空气界面上的弯月面力，即毛管力；三是地心引力(重力)。土壤水分的存在形态、性质以及对作物的有效性都有所不同。,A土壤水分的类型与性质,按土壤水分所受力的类型，划分为：吸附水(或束缚水)、毛管水、重力水,土壤水分类型,受土粒分子引力（吸附力）,受毛管力作用,受重力作用,吸湿水（紧结合水）,膜状水（松结合水）,毛管悬着水,毛管上升水,重力水,土壤水的形态示意图,1土粒2吸湿水3膜状水4毛管水5孔隙中的气态水6毛管弯月面7土壤大孔隙中的重力水,1.吸湿水,干燥的土粒靠分子引力从土壤空气中吸持的汽态水称为吸湿水。受力3.1MPa,土粒表面可达1GPa以上。性质：与常态水不同的特性，密度大（平均1.5g/cm3），冰点低（-7.8），不能移动，没有溶解性，类固态水。当空气湿度接近饱和时，土壤的吸湿水达到最大值，叫最大吸湿水量或吸湿系数。在土壤分析中，要测定风干土吸湿量，以换算为烘干土。,2.膜状水,土粒表面的分子引力吸持的液态水，在土粒吸湿水外围形成薄的水膜，称为膜状水。膜状水达到最大量时的含水量，称为土壤最大分子持水量。吸持力：0.625-3.lMpa性质：密度1.25g/cm3。冰点-4，溶解力弱。移动速度慢，0.2-0.4mm/h。有效性：作物根系的平均吸水力1.5MPa，因此，只能吸收利用膜状水的一部分。当植物因不能吸收水分而发生永久萎蔫时的土壤含水量称为萎蔫系数(或凋萎含水量)。植物可以利用的土壤有效水的下限，制订灌溉定额的下限。,凋萎系数(permanentwiltingpercentage,permanentwiltingcoefficient)测定方法:(1)幼苗发：农业上常用向日葵作为直接测定凋萎系数的植物。（2）测定15bar含水量：农业上就大多数农作物来讲，土壤含水量等于凋萎系数时，其水吸力大约为1.5Mpa（15bar)，这是因为大多数农作物叶片的渗透压在1.5-2.0Mpa，以土壤水的形态而言，大致相当于全部吸湿水以及部分膜状水。需要特别指出的是在林业上，大多数树木在此水吸力下正常生长，一些树种的渗透压多为2.5-3左右，有的甚至更高，此外针叶树的针叶在土壤供水不足时没有明显的凋萎症状，当有外观症状（如针叶干黄而枯萎时）可能早已死亡，有些阔叶树如刺槐当遇到干旱胁迫时，叶子凋萎脱落后，在水分条件好时重新出芽生长。影响萎蔫系数因子：土壤因子和植物因子,不同质地土壤的萎蔫系数（%）,粘质盐渍土的萎蔫系数（%）,3.毛管水,靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水称为毛管水。引力：0.08-0.625Mpa(0.1-6.25atm)之间，可全部被作物所吸收利用。性质：基本同自由水，移动速度快，可达10-300mm/h，毛管水溶有各种养分，有效水分。影响主要因素：土壤孔隙的大小和数量。分类：根据毛管水与地下水是否相连接，可分成毛管悬着水与毛管上升水。,1）毛管悬着水,土壤上层的毛管水与地下水不直接相连，不受地下水源的补给，好像悬着在上层土壤的毛管孔隙中，称为毛管悬着水。地形部位高，地下水位较深。毛管悬着水达最大量时的土壤含水量称为田间持水量；是旱地土壤有效水的上限，确定灌水量的重要依据。大小，主要决定于土壤质地、有机质含量、结构、松紧状况和土体构造等。毛管孔隙中连续运动的水分发生断裂时的土壤含水量称为毛管断裂含水量(毛管水断裂量)。吸力值约为0.040.08MPa，运动速度缓慢，植物根系吸收困难，因此又称生长阻滞含水量，一般为田持的70%,给土壤充分灌水后，及时覆盖地表，防止蒸发，让其平衡2-3天，到土壤湿度基本稳定后测得的土壤含水量。特点：降雨或灌溉后，大孔隙中的重力水已经排除，渗透水流已降至很低或基本停止时土壤所吸持的水量。所吸持的水相当于吸湿水、膜状水和悬着水的全部。此时的土壤含水量约为吸湿系数的2.5倍，水吸力在0.3大气压之间。也有人叫1/3bar含水量影响因素：田间持水量的大小与土壤孔隙状况及有机质含量有关，粘质土壤、结构良好或富含有机质的土壤，田间持水量大。大多数土壤只在降水后达到田间持水量。以相当于重力1,000倍的离心力排去饱和土壤中多余的水后，土壤所吸持的水量称为持水当量。其数值近似于田间持水量，水吸力约为1/3大气压。意义：制定灌溉定额的上限表示土壤水分有效性的上限值问题：田间持水量的容积含水量与毛管孔度关系如何？,2)田间持水量（fieldcapacity):,3）毛管上升水,在地下水位较浅的地方，当表层土壤水分被蒸发、蒸腾而消耗后，地下水可沿毛管上升，使地表水不断得到补充。这种借助于毛管力上升到一定高度并保持在上层土壤中的水分称为毛管上升水。毛管上升水达最大量时的土壤含水量称为毛管持水量。毛管持水量的数值一般大于田间持水量，在地下水位高的低洼地区，田间持水量接近于毛管持水量。,4).重力水,土壤含水量超过田间持水量以后，多余的水分由于不能为毛管力所保持，受重力作用而沿土壤中的大孔隙向下移动，这种水分叫做重力水。所受的吸力为0.1（0.3）-0bar。水田中的重力水可以利用的，旱地，很快渗透到根层以下，如长期滞留在土壤中，阻碍空气供应，不利植物生长。土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量，称为饱和含水量或称全持水量。当土壤水分饱和时，土壤空气及时排除，植物窒息死亡。问题：饱和含水量（容积）与土壤孔度关系？（条件；非胀缩性土壤）,B土壤水分常数与有效性,1.土壤水分常数不同性质和形态的水分之间存在一定的界线，这是水分受力由量变引起质变的标志，这些分界线所对应的土壤水分含量称为土壤水分常数。如土壤最大吸湿水量、萎篶系数、最大分子持水量、毛管断裂含水量、田间持水量、毛管持水量、全持水量等由于土壤组成和性质的复杂性，以及测定条件和测定方法的差异，使土壤水分常数并不是一个常数值，而是一个比较固定的数值范围。,2.土壤水分的有效性土壤水分的有效性是指土壤水分能否被植物吸收利用以及难易程度。不能被植物直接吸收利用的水称为“无效水”；能被植物直接吸收利用的水称为“有效水”。土壤有效水的最大含量(%)=田间持水量(%)萎蔫系数(%)土壤有效水的实际含量(%)=土壤自然含水量(%)萎蔫系数(%),B土壤水分常数与有效性,B土壤水分常数与有效性,土壤有效水的最大含量受土壤和作物因素的影响。选用根系优良的作物品种，培育健壮的根系，抗旱，提高土壤水分的利用率。质地砂质土萎蔫系数的值较低，但保持的水分少(田间持水量低)；黏质土虽然保持的水分多，但萎蔫系数高；而壤质土保持的水分量多，无效水的量又较少，所以壤质土最大有效水含量最多。,土壤水分形态学优点：比较直观，对土壤水分的保蓄机制阐述的比较明白。存在的问题有：很难界定他们之间的明显得界限，人为性比较强，难于准确地表示土壤水分流动方向和水分的有效性。如何解决这些问题？-能量学的观点诞生,根据水分被植物吸收的难易程度可以分为速效水(易效水)和迟效水(难效水)。不同土壤水分形态与土壤水分常数、土壤对水的吸力以及有效性之间存在密切的关系,(三)、土壤水分能量状态,土壤水的能量状态就是指土壤中的水分受到各种力的作用后，自由能的变化状态。土壤水的能量主要表现为由位置和内部状况不同所产生的势能.土壤水分的运动也主要是由土壤中不同部位水分势能的差异驱动的，土壤水分总是由势能高处向低处运动；土壤水分运动后，其自由能也要降低。,A土水势（Soilwaterpotential）概念,国际土壤学会术语委员会：单位数量纯水可逆地等温地无限小量从标准大气压下规定水平的水池移至土壤中某一地点（成为土壤水）所必须做的功。标准状态下纯自由水的势能值通常假定为零，土壤水受各种力作用，势能比纯自由水低，一般为负值。使用土水势的优点第一，作为表征土壤水分存在状态的统一的标准。第二，可以在土壤植物大气统一体（SPAC）中统一应用，以比较水势、判断水分的运动方向以及有效性。第三，对土壤水分研究提供某些更为精确快捷的测定手段。,B.土水势的分势,1.基质势(matricpotential,m)：是由于土壤固相颗粒（基质）对土壤水分的吸附力和毛管力造成的土水势的变化。基质势总是负值。基质势与土壤含水量密切相关，土壤含水量越小，基质势越小（即基质势的绝对值越大）；土壤含水量越大，基质势越大（即基质势的绝对值越小）；当土壤水分达到饱和时，土壤的基质势为零。,2.压力势(pressurepotential,p)：是由于土壤水在饱和状态下承受静水压力而引起的水势的变化。压力势分为静水压力势和气压势。在不饱和土壤中，土壤水压力势为零。在水分饱和的土壤中，在土壤表面以下的水分压力势大于参比标准下的压力势，因而压力势为正值。pwVghperunitmassp=ghperunitvolumep=wghperunitweightp=h,B.土水势的分势,3.溶质势(solutepotential,s)：是由于土壤中溶解的溶质引起的水势的变化。溶质势为负值，其数值等于土壤溶液的渗透压，所以溶质势也称为渗透势(osmoticpotential)。溶质越多，溶质势越低。溶质势大小依赖于溶质类型()和浓度C，依据vantHoff方程土壤溶液均匀一致，所以溶质势对土壤水分的运动基本没有作用，但对于植物根系吸水有重要影响，如盐碱土中。,B.土水势的分势,4.重力势(gravitationalpotential,g)：是由于土壤水分位置不同导致水分的重力不同引起的水势的变化。gMgzperunitmassg=mgZ/m=gZ(J/kg)perunitvolumeg=mgZ/v=wgZ(N/m2)perunitweightg=mgZ/mg=Z(m)(1)与土壤性质毫无关系(2)其值的大小等于待测点到参考面的垂直高度(Z),单位为(L)(3)规定特测点在参考面值上取正值（+）（重力相对大），在参考面之下取负值（一）（重力相对小）(4)规定参考面处为零，它的选择不影响空间任意两点间重力势差值(5)无需特别测量仪器和设备一般以地下水面作为参比面（重力势为零），水分在参比面以上时，重力势为正值；水分在参比面以下时，重力势为负值。,B.土水势的分势,1.(总）土水势:t=g+o+p+m2.水势（waterpotential）w=o+p+m描述植物从土壤中吸水能力时或者土壤水分有效性时用。(1)饱和情况下w=o+p(2)非饱和情况下w=o+m3.水力势(hydraulicpotential)（仅涉及液态水流）h=g+p+m表示土壤中水分的移动能力时使用，即水分移动的推动力。(1)饱和情况下h=g+p（也叫水头高度hydraulichead）(2)非饱和情况下h=g+m,几种特殊情况下土水势,C.土水势的定量表示,土水势可以用单位数量（单位质量、容积或重量）土壤水的势能来定量表示。压力势pwVgh，推导出单位质量、单位容积和单位重量土壤水分压力势分别为gh、wgh和gh。重力势公式gMgz，推导出单位质量、容积和重量的土壤水分重力势gz、wgz和z。单位容积土水势用压力的单位帕(Pa)、千帕(kPa)或兆帕(MPa)表示，习惯上也用巴(bar)和大气压(atm)表示。,单位重量土水势用相当于一定压力的水柱高度(厘米水柱，cmH2O)来表示。1Pa0.0102cmH2O1atm1033cmH2O1.0133bar1bar0.9896atm1020cmH2O用厘米水柱的对数来表示土水势，称pF,常用土水势单位换算,D土壤水吸力,土壤水吸力(soilwatersuction)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。其意义并不是指土壤对水的有一定大小和方向的具体吸力，而是表示在各种因素作用下土壤水的能态，与土水势的意义一致。将土水势绝对值定义为吸力，分别称为基质吸力(matricsuction)和溶质吸力(solutesuction),E土水势的测定,土水势的测定方法张力计法(又称负压计法)：测定土壤水分吸力低于8.5104Pa的土壤基质势压力膜法：可测定的土水势范围为0.012.0MPa水气压法(又称吸湿法)：测定吸湿水对应的土水势冰点下降法：砂型漏斗法(又称毛管计法)：可测定饱和含水量至毛管断裂量间对应的土水势若要测定从吸湿水到饱和含水量间的土水势，应选择不同的测定方法配合使用。,1.张力计法张力计法用来测定土壤水分的基质势。,A.多孔陶瓷杯（porousceramiccup）：是张力计关键部件，也是张力计的探头，即土壤湿度感应元件。它的质量决定着张力计的测量的量程范围仪器的灵敏度。它的孔径小于2.8m，漏气值大于1巴，它的透水速率约为810-4cm/分。制作张力计一定要进行陶瓷杯质量检验。陶瓷杯有不同大小、形状和规格。B.连接管（connectingtube）：用塑料管、铜管、玻璃管等材质。要求质地坚硬，耐腐蚀材料。其长度依赖于所要测定的土层深度，长度会影响仪器的量程。C.集气管(airtrap):必须透明，常用玻璃。D.测压计（pressure-measuringdevice）：决定仪器的测量精度。常用的有汞压计（mercurymanometer）、真空表头（vacuumgauge）、气阻势测压计等,（3）张力计的基本类型：主要依据压力测定设备有许多类型：,张力计类型与使用,真空表头式,空气膨胀式（测水笔）,汞压计式（有机溶剂）,示差式张力计,张力计使用,（4）仪器使用技术A.埋设前准备外观检查：各部件是否老化漏气，连接部分是否牢固。装水（无气水）：煮沸过并冷却后的水，或经过抽气的水。除气和密封性检查：用注射器进行。B.仪器埋设：张力计陶瓷杯与土壤密切接触。C.观测读数：一般一早晨8时为宜，此时温度变化较小，吸力值相对稳定，且能反映前一天的水分消耗情况。(5)基质势计算：真空表示张力计m土=-表盘读数（换算成cmH2O高）-表头到陶瓷杯中心线距离汞压计式张力计m土=汞柱高Hg/w-汞柱面到陶瓷杯中心线距离,张力计测定土水势,2.压力膜法土壤所能保持的水分的土水势与所施加的压力数值相等。多孔板根据所能承受的压力常分为1巴、3巴、6巴、15巴等几种,3.压力膜（板）仪,土样,Pressureplateapparatus,出水孔,压力调控,压力室,优点：测量范围大（020个大气压）缺点：平衡时间长，需要恒温条件S.JRichards,1931设计,注意：不同吸力范围选用不同压力室和膜或板,压力膜仪用以测定土壤持水特性。湿土样被放在压力膜仪中，外加一已知的压力，此压力可以使低压下保持在土壤中的任何水分被压出土壤。通过在几个不同的压力下分析样品，则可确定土壤含水量与压力之间的关系。各种不同的压力膜仪用以分析不同大小和数量的土样，且在不同的压力范围下分析土样。所有的压力膜仪都要求在一个可以提供调节的压力源下进行操作。压缩机或者高压氮瓶提供系统压力。,4.土壤水分离心机MoistureEquivalentCentrifuge,顶盖,出水孔,底盒,环刀,离心盒,转子结构,放入离心机中,技术参数,原理：pF=2logn+logh+log(r1-h/2)-4.95N:转速；h：土壤样品高度的一半；r1：离心机转子半径由Schofield（1935）年设计提出,优点：快速、量程大缺点：土壤容重变化大。使用时先要探索离心平衡时间,离心过程中水土分为两个室,其它测定方法,悬挂水柱法,吸力平板仪,简易毛管仪,F土壤水分特征曲线,土壤水分吸力（或基质势）与土壤含水量间的关系曲线称为土壤水分特征曲线(soilwatercharacteristiccurve)。,土壤水分特征曲线通常是用实验方法测定不同吸力下土壤的含水量，然后以含水量为横座标，以土壤水分吸力为纵标绘制出来,图：土壤水分特征曲线,10000,1000,10,1,0.1,0.01,0,10,20,30,40,50,60,黏土,壤土,砂土,土壤水吸力（bar）,水分含量（克/100克干土）,70,影响因素,土壤水分特征曲线主要受土壤质地、结构、温度和水分变化过程的影响。不同质地的土壤，水分特征曲线有较大的差异。砂土在较低的吸力范围下，曲线比较平缓，而在较高吸力范围内，比较陡直；黏土随着吸力的提高，含水量逐渐减少。在土壤水分吸力相同时，砂土的水分含量低于黏土，而在土壤水分含量相同时，砂土的水分吸力低于黏土。,滞后现象,土壤由湿变干和由干变湿的过程不同，土壤水分特征曲线也不同。这种现象称为滞后现象(hysteresis)。滞后现象的产生可能是由于土壤的胀缩性和土壤孔隙的性质(如存在封闭孔隙、孔隙的不规则性等)所致。,土壤水分特性曲线,土壤滞后现象产生的原因：（1）墨水瓶颈效应（ink-bottleeffect)（2）接触角效应（contactangleeffect)（3）封闭空气作用（Entrappedair）：Entrappedair，whichdecreasesthewatercontentinwettedsoils.降低了重新湿润过程中土壤含水量，达不到真正平衡。（4）土壤胀缩性影响（swellingandshrinking，whichchangethestructureofthesoil.土壤的滞后现象进一步表明了土壤的保水特性温度的影响温度影响水的密度、表面张力和粘质系数等,实用价值（一般了解）,可以进行土壤水分吸力(或基质势)与土壤含水量间的换算。如，利用张力计监测土壤水分吸力的动态变化，换算出初始含水量，计算灌水定额。可以间接反映土壤孔隙的分布状况。由土壤水分吸力可以换算为土壤孔隙的当量孔径。可以用来帮助分析土壤的持水性水分的有效性。如，一般砂土的水分有效性较高，而黏土的水分有效性较低。第四，是应用数学物理方法研究土壤水分运动时的重要参数。如，土壤水分特征曲线的斜率(C0，定义为比水容量)是计算水力扩散的重要参数。,S=abS=a(/s)bS=A(s-)n/m。,土壤水分特性曲线制作,在不同吸力段采用不同的测定方法，最后进行数学拟合,(四)、土壤水运动及田间循环,A土壤水分的运动1.土壤水分的饱和流动土壤中所有孔隙始终充满水时的水分运动称为饱和流动。重力势和压力势梯度是水分饱和流动的主要推动力。在生产实际中，大量持续灌水或降水，造成土壤饱和；泉水沿孔隙向上涌出，向上；水体向下渗水，向下；水库向周围渗水，水平。,土壤水分饱和流动遵循达西定律(Darcyslaw)，即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q为土壤水通量，H为饱和水流两端土水势差；L为水流两端的直线长度；H/L为水势梯度；Ks为土壤饱和导水率(单位水势梯度下的水流通量)。Ks受质地、结构和孔隙状况的影响。质地越粗，Ks值越大；质地越细，Ks值越小。具有稳定团粒结构的土壤比不稳定团粒结构的土壤Ks值大。Ks是设计水渠、排水沟，制定灌溉制度的重要参数。,2.土壤水分的非饱和流动土壤中部分孔隙充满水时的水分运动称为非饱和流动。推动力主要是基质势。膜状水由水膜厚处向水膜薄处运动；毛管水由毛管弯月面曲率半径大处向小处运动。非饱和流动也可用达西定律描述，一维垂向：K(m)为非饱和导水率；d/dx为非饱和水流两端总水势梯度。毛管水的运动对水分的再分配、水分向植物根际运动、表层土壤水分的蒸发都有重要作用。,3.气态水运动表现为两种现象：水汽扩散和水汽凝结。土壤中水汽扩散遵循一般气体的扩散规律式中，qv为水汽扩散量(水汽通量)；Dv为水汽扩散系数(单位时间单位水汽压梯度下，通过单位面积的水汽扩散量)；dpv/dx为水汽压梯度(单位距离水汽压差)。负号表示水汽向水汽压减小的方向运动。,“夜潮”现象在夏、秋季节，天气晴朗时，昼夜温差较大的情况下，夜间表土温度低，含水量小，而下层土壤温度高，水汽压大，引起水汽向表土层运动，并在温度较低的地表凝结，形成凌晨的露水，使表土潮湿。在干旱地区一昼夜能增加48水分，对缓解干旱的危害有很大的作用。“冻后聚墒”冬季土壤表层冻结，水汽压急剧下降，下层土壤水汽不断向冻层运动、冻结，使表层土壤含水量不断增加。通过冻后聚墒能使上层土壤水分增加24%，对于缓解春旱、及时春播提供了必要条件。,B田间水分的循环,1.水分的入渗入渗过程是指外界水分渗入土壤的过程，一般是指地表水垂直向下渗入土壤的过程，沟灌时水分的侧渗过程和地下灌溉时水分向上的过程也是入渗过程。入渗过程的情况主要由两方面因素决定，一是供水速率，一是土壤的入渗能力。,土壤入渗能力的强弱通常用入渗速率表示，单位时间吸收水分的厚度，单位是毫米/秒或厘米/日入渗开始后，土壤初始入渗速率会因土壤的干湿程度不同而不同，但都会随时间的延长而逐渐减小，最后达到一个比较稳定的数值，这个稳定的入渗速率称为透水率或渗透系数，常用来表示土壤渗水能力的强弱。,入渗速率,入渗时间,土壤入渗曲线图,K1,tD,t1,KD,K0,K,K0最初入渗速率,K1入渗开始单位时间后速率,KD最后或稳定入渗速率,时间T,入渗土壤水分剖面,2.土壤水分的再分布水分在土壤剖面的不停运动，使土壤中水分进行重新分配的过程称为土壤水的再分布。在水势梯度的作用下，水分由供水开始的层次(对地面灌溉而言即为土壤上部的层次)向水势较低的层次运动，这个过程持续时间很长，有时达12年时间或更长。土壤水分再分布的结果是使土壤剖面各点间土水势梯度减小土壤水分再分布对于提高灌溉的质量和效果，满足不同层次植物根系对土壤水分的需求，具有重要意义。,3.土面蒸发土壤水分以气态的形式由土表扩散到大气而损失的过程称为土面蒸发。土面蒸发的形成的基本条件：一是大气蒸发能力，包括辐射、气温、湿度、风速等因素，是形成蒸发的外部条件，决定着土面蒸发过程中用于蒸发水分的能量；二是土壤供水能力，包括土壤含水量、土壤导水率等因素，是土壤向地表输送水分的能力。,蒸发强度,蒸发强度即单位时间单位土壤表面上蒸发的水量。土面蒸发强度的大小主要取决于大汽蒸发力和土壤供水能力的大小，在土壤供水能力相同时，大气蒸发能力越大，蒸发强度越大，反之，蒸发强度越小。一般砂土蒸发快，黏土蒸发慢；孔隙大、坷垃多的土壤蒸发快，结构好、孔隙小的土壤蒸发慢。当土壤供水充足时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强度称为潜在蒸发强度。,土面蒸发的阶段,1）大气蒸发能力控制阶段当灌溉或降水停止后，至含水量大于某一临界值时，蒸发强度与自由水面的蒸发强度E0相似，主要受大气蒸发能力的决定，所以又称为稳定蒸发阶段一般认为临界土壤含水量相当于毛管断裂含水量，或田间持水量的50%70%。在大气蒸发能力控制阶段，土壤水分以很大的蒸发强度通过土面蒸发持续散失，水量损失很大，因此，在降雨或灌溉后，要及时进行中耕或地面覆盖，以减少土壤水分的大量损失,2）土壤导水率控制阶段当土壤含水量低于临界含水量时，下层土壤向表层输送的水分减少到已不能满足大气蒸发能力所能蒸发的水量，土面蒸发的水量取决于土壤供水能力。而土壤的供水能力主要取决于土壤不饱和导水率的大小，随着土壤不饱和导水率的逐渐降低，蒸发强度也不断减小。这个阶段维持的时间，直至土面的水汽压与大气的水汽压达到平衡，土面成为风干状态的土层为止。通过中耕及早使表土干燥是减少这一阶段土面蒸发的有效措施。,3）扩散控制阶段土面成为干土层后，土壤向干土层的导水率降至近于零，液态水已不能运行至地表，干土层以下稍湿润的土层中的水分只能以水汽分子的形态，通过干土层的孔隙扩散到大气中，蒸发强度已降至很低，蒸发的水量主要受水汽扩散通量的控制，这样散失的水量已很少。一般情况下，只要土表有12mm干土层就能显著降低蒸发强度。压实表层，减少大孔隙是防止水汽向大气扩散的有效措施。,tI关系曲线,蒸发速率,时间（t),土壤水分蒸发阶段过程图,t1,t2,t3,I,t1大气蒸发力控制阶段,t2土壤导水率控制阶段,t3扩散控制阶段,4.田间土壤水分的平衡收入项目有降水(P)、灌溉(I)、上行水(U)(地下水补给土壤水)支出项目有：地表径流(R)、下渗水(D)、土面蒸发(E)、植物叶面蒸腾(T)、植物冠层截留量(In)WPIUDRETInWPUETD,5.土壤植物大气连续系统(soil-plant-atmospherecontinuum,SPAC)水分在SPAC中的运动的推动力是不同环节间的水势梯度，即土水势、根水势、茎水势、叶水势及大气间水势的差值，水分由水势高的地方流向水势低的地方，其流速与水势差成正比。一般土壤与植物间的水势差较小，从1MPa到几MPa，土壤与大气间的水势差较大，为几十MPa到上百MPa。,(五)、土壤水分状况及其调节,A土壤水分状况土壤水分状况是指周年中土壤剖面上下各层的含水量及其变化情况。北方地区的土壤水分状况通常分为以下几个时期：冬季至早春土壤湿度相对稳定期(即冻结稳墒期)。大约在每年11月中旬到第二年3月春夏之间强烈蒸发干旱期(即春旱跑墒期)。大约在46月夏秋之间土壤水分收集期(即雨季收墒期)。大约在79月份晚秋至冬初的土壤失水期。大约在1011月份“春旱、夏涝、晚秋旱”,B土壤水分状况的调节,1.加强农田基本建设，改良土壤质地和结构，增强土壤水分的保蓄能力。合理轮作与耕作，深耕深耙，晒垡和冻融交替2.增加土壤水分入渗，减少土壤水分损失。修筑梯田、等高种植、地面覆盖、深耕深松、秋后耕翻、初春顶凌耙地、中耕农谚有“锄头底下有水”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,二土壤空气,土壤空气是土壤肥力的四大所重要因素之一，对作物的生长发育、土壤微生物的活动、各种养分的形态与转化、养分和水分的吸收，热量状况等土壤的物理化学性质和生物化学过程都有重要的影响。（一）、土壤空气的来源及组成特点（二）、土壤通气性及其调节,氧扩散率（ODR与不同植物状况之间关系,引自Stolzy及Letey,（一）、土壤空气的来源及组成特点,土壤空气来源：大气、生物活动、化学过程与近地表大气的组成和数量相似，也有差异土壤空气中的CO2含量高于大气土壤空气中O2含量低于大气土壤空气中的水汽含量高于大气土壤空气中有时含有少量还原性气体土壤空气的组成不稳定土壤空气存在形态与大气不同,（二）、土壤通气性及其调节,A土壤通气性及其机制土壤通气性(Soilaeration)是指土壤空气与大气进行交换以及土体内部允许气体扩散和流通的性能。通过土壤与大气的气体交换，土壤空气中的氧气不断得到补充，二氧化碳得到排除，土体内部各部分的气体组成趋向于均一。,有资料表明：如果土壤不具备通气性，那么，土壤空气中O2仅能够作物根系呼吸消耗12-40个小时，土壤气体更新是多么重要。土壤是如何通气的呢？土壤通气的机制主要有两种：气体对流和气体扩散。,1.气体对流Gaseousconvection）又称质流，是指土壤空气与大气之间在总气压梯度推动下气流总质量由高压区向低压区的整体流动。总气压梯度是由于温度和大气气压的变化、风的抽吸作用，以及降雨与灌溉水入渗、植物根系吸水等作用的影响而产生的。qv是空气的容积对流量（单位时间通过单位横截面积的空气容积）；k通气孔隙透气率；土壤空气的粘滞度；p土壤空气压力的三维梯度。,2.气体扩散Gaseousdiffusion）是指气体分子从分压高处（或浓度大处）向分压低处（或浓度低处）的运动。土壤从大气中吸收O2，排出CO2的气体扩散过程，通常称为土壤呼吸。（soilrespiration)费克（Fick）定律qd扩散通量（单位时间通过单位面积扩散的质量）；D扩散系数（量纲为面积/时间），指气体在单位分压(或浓度)梯度下，单位时间内通过单位面积土体断面的气体量；c某种气体的浓度（单位容积扩散物质的质量）；x扩散距离；dc/dx浓度梯度。,B土壤通气性指标,1.土壤呼吸强度（Soilrespiratoryintensity）是指单位时间内、单位面积土壤上扩散出来的二氧化碳数量（mgm-2h-1）。2.土壤呼吸商(Soilrespiratoryquotient，RQ)一定时间内、一定面积产生的二氧化碳与消耗氧气的体积比。RQ1，通气差。3.土壤氧扩散率(Soiloxygendiffusionrate，ODR)是指每分钟扩散通过每平方厘米土层氧气的克数。在3010-84010-8g/(cm2min)以上时，植物生长正常；2010-8g/(cm2min)以下，根系停止生长。4.土壤通气量(Soilaerationquantity)单位时间内，进入单位体积土壤中的气体总量（CO2+O2），单位为ml/(cm3S)。5.土壤氧化还原电位(Soiloxidation-reductionpotential，Eh)土壤Eh值高，O2含量高，土壤通气良好。一般旱田土壤的Eh值在200700mV之间时，通气良好。6.土壤通气孔隙度(Soilair-spaceporosity)通气孔隙度10%为通气不良，1015%为中等，1520%为良好。,C土壤通气性的调节,1.改良土壤质地与结构。这是改善土壤通气性的根本措施。2.加强耕作管理。对于旱地：中耕松土、深耙勤锄、破除地表板结；对于水田：干耕、晒垡、搁田、烤田等。深耕作用明显（表）3.排除积水和适时合理灌溉。4.科学施肥。紫花苜蓿、果树、森林树木及其它深根性植物需要深厚的通气良好的土壤。禾本科牧草、杂三叶草及三叶草等浅根作物可惜在心土通气不良条件下生长。,三土壤热量,土壤热量是土壤肥力的重要因素之一影响植物的生长发育影响土壤微生物的活性影响土壤有机质的分解，矿物的风化，养分形态的转化，土壤水分和空气状况及其运动变化，土壤的形成过程和土壤性状。(一)、土壤热量的来源和平衡(二)、土壤的热特性及其调节,(一)、土壤热量的来源和平衡,A土壤热量的来源太阳辐射能：最主要的来源，称“基本热源”。当地球与太阳间距离为日地间平均距离时，在地球大气圈顶部所测得的太阳辐射强度（即1cm2的黑体表面在太阳光直射下1min内吸收的辐射能）平均为8.1224104J/(m2min)，此值称太阳常数。生物热：施用热性物质，如易分解的马粪、羊粪、棉籽屑与粪水等厩肥，提高地温地球内热：226J.cm-2.a-1。地热异常地区，如温泉、火山口附近，不可忽视。,B土壤表面的辐射平衡,R（收入的短波辐射支出的短波辐射）（收入的长波辐射支出的长波辐射）（I+H）（I+H）（EG）（I+H）（1）r白天R为正值，地面增温；夜间R为负值，降温。,太阳直接辐射（I）天空辐射（H）反射率长波辐射E长波逆辐射G,C土壤的热量平衡,Q=RPLEBQ为土壤在单位时间获得或失掉的实际能量；R为地面辐射平衡；P为土壤与大气层之间的湍流交换量；LE为水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量；B为土壤表面与下层之间的热交换量。各项之前的加减号，表示它们在不同的情况下有不同的方向，指向地面时为正，相反为负。,(二)、土壤的热特性及其调节,A土壤热性质1.土壤热容量(Soilheatcapacity)是指单位质量或重量或容积的土壤每升高或降低1所需要吸收或放出的热量。以C代表质量或重量热容量，单位为J/(g)，Cv代表容积热容量，单位是J/(cm3)。换算关系为：CvC容重土壤是三相物质组成，不同的组分，热容量差异较大,土壤热容量主要是决定于土壤水分的含量？一个固定的土壤，矿物质和有机质含量基本变化不大，而土壤水分和土壤空气则是经常发生变化的因素，土壤空气Cv可以忽略不计通常砂土含水比黏土少，热容量小，春季气温升高时，砂土升温比黏土快，因此农民群众把砂性土称为热性土，把黏土称为冷性土，而把温度变化比较缓慢的壤土称为暖性土。例：农业常用增减土壤水分的方法来调节土温。如涝洼地排水、松土散墒等措施来提高土温。相反，夏季用灌水来降低土温。,2.土壤导热性(Soilheatc