第四章土壤水

1、 本章通过对我国目前水资源现状特点的分析本章通过对我国目前水资源现状特点的分析概述，了解水资源在农业生态系统中的重要性；概述，了解水资源在农业生态系统中的重要性；在此基础上着重介绍土壤水的形态学和能态学观在此基础上着重介绍土壤水的形态学和能态学观点以及土壤含水量等基础知识：阐明土壤水分的点以及土壤含水量等基础知识：阐明土壤水分的分布、运动规律以及田间水分的平衡。分布、运动规律以及田间水分的平衡。通过本章通过本章教学，目的让学生掌握土壤水的类型、性质以及教学，目的让学生掌握土壤水的类型、性质以及土壤水的运动特点，要求学生掌握土壤水分运移土壤水的运动特点，要求学生掌握土壤水分运移的基本规律及调节措

2、施，以便有效地指导生产实的基本规律及调节措施，以便有效地指导生产实践。践。 二、二、土壤水在农业生态系统中的重要作用土壤水在农业生态系统中的重要作用1. 土壤水分状况是农田植物与其环境间进行各种物质土壤水分状况是农田植物与其环境间进行各种物质交换的媒介。交换的媒介。 2. 土壤水分状况通过影响土壤温度和通气状况，对植土壤水分状况通过影响土壤温度和通气状况，对植物的产量和品质有重要作用。物的产量和品质有重要作用。 3. 土壤水分移动过程影响生态平衡。土壤水分移动过程影响生态平衡。 土壤水、地表水、地下水、大气水、植物水构成土壤水、地表水、地下水、大气水、植物水构成自然界水分循环完整体系的自然界水

3、分循环完整体系的5个方面，并成为五水转换个方面，并成为五水转换系统的中心环节。土壤在调节自然界水分的正常循环，系统的中心环节。土壤在调节自然界水分的正常循环，维持生态环境良性循环方面具有极为重要的作用。维持生态环境良性循环方面具有极为重要的作用。重点：重点掌握土壤水的重要作用。重点：重点掌握土壤水的重要作用。二、土壤墒情二、土壤墒情1 1墒情的种类墒情的种类 黑墒：土壤含水量在田间持水量以上。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褐墒：土壤含水量为田间持水量75%以上。以上。 黄墒：土壤含水量为田间持水量的黄墒：土壤含水量为田间持水量的50%75%。 潮干土：土壤含水量

4、在田间持水量的潮干土：土壤含水量在田间持水量的50%以下。以下。 干土：土壤含水量在萎蔫系数以下。干土：土壤含水量在萎蔫系数以下。2. 墒情的判断墒情的判断墒情在空间上的层次性：表墒；底墒；深墒。墒情在空间上的层次性：表墒；底墒；深墒。墒情在时间上的季节性：与气候的季节性以及作物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。的生长发育季节密切相关。膜状水膜状水 把达到吸湿系数的土壤，在用液态水来继续把达到吸湿系数的土壤，在用液态水来继续湿润，土壤吸湿水层外可吸附液态水分子形成水湿润，土壤吸湿水层外可吸附液态水分子形成水膜，这种由吸附力吸附在吸湿水层外面的液态水膜，这种由吸

5、附力吸附在吸湿水层外面的液态水膜叫膜状水或薄膜水。膜叫膜状水或薄膜水。 膜状水的特点：性质与液态水相似，但粘滞性膜状水的特点：性质与液态水相似，但粘滞性较高而溶解能力较小，它能移动，但速度非常缓较高而溶解能力较小，它能移动，但速度非常缓慢，属有效水，可被作物利用；而吸力大于慢，属有效水，可被作物利用；而吸力大于1515atmatm的内层膜状水，作物便不能利用，为无效的内层膜状水，作物便不能利用，为无效水。水。 凋萎系数（临界水分）：当作物呈现永久萎蔫凋萎系数（临界水分）：当作物呈现永久萎蔫时的土壤含水量称凋萎系数。时的土壤含水量称凋萎系数。2 2）毛管悬着水：借毛管力保持在土壤上层不与）毛管悬

6、着水：借毛管力保持在土壤上层不与地下水相连的水分。这种象悬着在上层土壤中地下水相连的水分。这种象悬着在上层土壤中的毛管水称为毛管悬着水。的毛管水称为毛管悬着水。 毛管悬着水的最大时的土壤含水量称为田间毛管悬着水的最大时的土壤含水量称为田间持水量。这是确定灌水量的重要参数。不同质持水量。这是确定灌水量的重要参数。不同质地，土壤田间持水量有很大不同。地，土壤田间持水量有很大不同。 重力水重力水 当土壤水分超过田间持水量，多余的水分就会受重力当土壤水分超过田间持水量，多余的水分就会受重力的作用沿土壤中大孔隙望下移动，这种受重力支配的水的作用沿土壤中大孔隙望下移动，这种受重力支配的水叫重力水。叫重力水

7、。 重力水不受土壤吸附力和毛管力的作用。它是植物根重力水不受土壤吸附力和毛管力的作用。它是植物根系能够吸收利用的水分。系能够吸收利用的水分。 土壤最大持水量（全蓄水量）：当土壤被重力所饱和，土壤最大持水量（全蓄水量）：当土壤被重力所饱和，即土大小孔隙全部被水分充满时的土壤含水量称为饱和即土大小孔隙全部被水分充满时的土壤含水量称为饱和持水量或土壤最大持水量。持水量或土壤最大持水量。 土水势：土壤在各种力（吸附力、毛管力、重土水势：土壤在各种力（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。变化（主要是降低），

8、称为土水势。 用土水势研究土壤水有许多优点：可以作为判用土水势研究土壤水有许多优点：可以作为判断各种断各种 土壤水分能态的统一标准和尺度；水势土壤水分能态的统一标准和尺度；水势的数值可以在土壤的数值可以在土壤植物植物大气之间统一使用，大气之间统一使用，把土水势、根水势、叶水势等统一比较，判断它把土水势、根水势、叶水势等统一比较，判断它们之间的水流方向，速度和土壤水的有效性；对们之间的水流方向，速度和土壤水的有效性；对土壤水势的研究还能提供一些更为精确的测定手土壤水势的研究还能提供一些更为精确的测定手段。段。 土壤水由土水势高处流向低处。土壤水由土水势高处流向低处。 土水势土水势包括基质势、压力

9、势、溶质势、重力势包括基质势、压力势、溶质势、重力势等分势。等分势。 土壤水吸力土壤水吸力是指土壤水承受一定吸力的情况下所是指土壤水承受一定吸力的情况下所处的能态。土壤水由吸力低处流向高处。处的能态。土壤水由吸力低处流向高处。 水分特征曲线水分特征曲线 土壤水的能量指标（在非盐碱土即基质吸力或基质势，土壤水的能量指标（在非盐碱土即基质吸力或基质势，与土壤水的容量指标（即土壤含水量）作成相关曲线称与土壤水的容量指标（即土壤含水量）作成相关曲线称土壤水分特征曲线。土壤水分特征曲线。 滞后现象：滞后现象：从干到湿与从湿到干所得到的土壤水分特从干到湿与从湿到干所得到的土壤水分特征曲线不重合的现象。征曲

10、线不重合的现象。土壤水是否有效及其有效程度如何，在很大程度上决定于土壤土壤水是否有效及其有效程度如何，在很大程度上决定于土壤水吸力和根吸力的对比。一般土壤水吸力大于根吸力则为无效水，水吸力和根吸力的对比。一般土壤水吸力大于根吸力则为无效水，反之为有效水。反之为有效水。第四节第四节 土壤水的运动规律土壤水的运动规律 一、液态水的运动一、液态水的运动1 1饱和流饱和流 土壤所有的大小孔隙都充满水时的水流叫饱和流。土壤所有的大小孔隙都充满水时的水流叫饱和流。饱和流的推动力是重力势和压力势梯度，在饱和流中土饱和流的推动力是重力势和压力势梯度，在饱和流中土壤导水率称饱和导水率（壤导水率称饱和导水率（K饱

11、饱），影响饱和导水率的因），影响饱和导水率的因素主要取决于土壤中粗孔的孔径和数量，孔径愈大，粗素主要取决于土壤中粗孔的孔径和数量，孔径愈大，粗孔数量愈多，饱和导水率就愈高，水愈容易通过。一般孔数量愈多，饱和导水率就愈高，水愈容易通过。一般来说：对来说：对K值而言，砂土大于壤土大于粘土值而言，砂土大于壤土大于粘土。 2.2.不饱和流不饱和流 土壤中部分孔隙充满水时的水流叫不饱和流。它是土壤中部分孔隙充满水时的水流叫不饱和流。它是大部分土壤中水分流动的形式。不饱和流的推动力主要大部分土壤中水分流动的形式。不饱和流的推动力主要是基质势梯度（或土壤水吸力梯度）和重力势梯度。在是基质势梯度（或土壤水吸力

12、梯度）和重力势梯度。在吸水力较高时，导水率极低，水分运动速度非常缓慢。吸水力较高时，导水率极低，水分运动速度非常缓慢。 对于饱和流而言，导水性最好的是粗孔多的土壤，对于饱和流而言，导水性最好的是粗孔多的土壤，而在不饱和流中，细孔多的粘土和壤土，比砂土的导水而在不饱和流中，细孔多的粘土和壤土，比砂土的导水性好。因为在相同的土壤吸力下，土壤水的连续程度好，性好。因为在相同的土壤吸力下，土壤水的连续程度好，因此，在不饱和流中，导水率随土壤吸力的增加而降低，因此，在不饱和流中，导水率随土壤吸力的增加而降低，或土壤含水量的减少而降低，这种情况在砂土较为急剧，或土壤含水量的减少而降低，这种情况在砂土较为急

13、剧，在粘土中较为缓和，壤土居中在粘土中较为缓和，壤土居中。3.土壤水分的入渗土壤水分的入渗（1）入渗是指在给土壤供水期间，液态水自地表进入土壤的过程。）入渗是指在给土壤供水期间，液态水自地表进入土壤的过程。（2）入渗速率随入渗时间的延长而延缓，最后达到一个比较稳定）入渗速率随入渗时间的延长而延缓，最后达到一个比较稳定的数值（如图所示）。常使用的指标为最初入渗速率、最后入渗的数值（如图所示）。常使用的指标为最初入渗速率、最后入渗速率、入渗开始速率、入渗开始1h后的入渗速率。后的入渗速率。（3）入渗过程中土壤水剖面水分分布，在质地均一的土壤剖面上）入渗过程中土壤水剖面水分分布，在质地均一的土壤剖面

14、上如图所示。无论表土下是砂层还是细土层，在不断入渗中最初都如图所示。无论表土下是砂层还是细土层，在不断入渗中最初都能使上层土壤先积蓄水，以后才下渗。能使上层土壤先积蓄水，以后才下渗。 土壤入渗速率随时间的变化土壤入渗速率随时间的变化 入渗中土壤水剖面入渗中土壤水剖面二、气态水的运动二、气态水的运动 土壤气相水在孔隙内的运动，实际上是水气分子从一个地方向另土壤气相水在孔隙内的运动，实际上是水气分子从一个地方向另一个地方扩散的运动。它服从于一般气体扩散定律。土壤气态水一个地方扩散的运动。它服从于一般气体扩散定律。土壤气态水运动表现为水汽扩散和水汽凝结。运动表现为水汽扩散和水汽凝结。 水气运动的梯度

15、是由土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的，其中水气运动的梯度是由土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的，其中温度梯度作用力大。温度梯度作用力大。 “ “夜潮夜潮”现象和现象和“冻后聚墒冻后聚墒”现象是土壤水汽凝结的结果。现象是土壤水汽凝结的结果。 在干旱期间，土壤水不断以水气形态由表土向大气扩散称土面蒸在干旱期间，土壤水不断以水气形态由表土向大气扩散称土面蒸发。发。 土壤蒸发有三个明显的阶段：土壤蒸发有三个明显的阶段： （1 1）大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变阶段）：特点：土壤水较）大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变阶段）：特点：土壤水较多，向土面的导水率高，足以补偿土面蒸发消耗水量，所以蒸发多，向土面的导

16、水率高，足以补偿土面蒸发消耗水量，所以蒸发率不变，一般可持续几天，丢水量也大。率不变，一般可持续几天，丢水量也大。 雨水或灌水后及时中耕或地面覆盖是减少土壤水损失的重要措雨水或灌水后及时中耕或地面覆盖是减少土壤水损失的重要措施施（2 2）土壤导水力控制阶段（蒸发率降低阶段）特点：土壤蒸发的）土壤导水力控制阶段（蒸发率降低阶段）特点：土壤蒸发的强度取决于土壤的导水性质，即导水率的大小。该阶段维持的时强度取决于土壤的导水性质，即导水率的大小。该阶段维持的时间不长。间不长。（3 3）扩散控制阶段：土面形成干土后，土壤水向干土层的导水率）扩散控制阶段：土面形成干土后，土壤水向干土层的导水率降至近于零时

17、，液态水已不能运行至地表，在干土层下稍微湿润降至近于零时，液态水已不能运行至地表，在干土层下稍微湿润土层的水分汽化，形成水气分子通过干土层扩散到大气中去。这土层的水分汽化，形成水气分子通过干土层扩散到大气中去。这一阶段，通过镇压以防止蒸发，抑制水气向大气扩散。二阶段初。一阶段，通过镇压以防止蒸发，抑制水气向大气扩散。二阶段初。 从以上三个阶段可以看出：保墒重点应该在第一阶段末和第二阶从以上三个阶段可以看出：保墒重点应该在第一阶段末和第二阶段初。段初。 第五节第五节 土壤水分状况及水分平衡土壤水分状况及水分平衡一、田间水分平衡一、田间水分平衡田间水分平衡：在一定容积土壤内水的收入与支出，在农田，

18、主要田间水分平衡：在一定容积土壤内水的收入与支出，在农田，主要是指根层土壤水的平衡，根层深度一般多指是指根层土壤水的平衡，根层深度一般多指1-21-2m m深度以内，在一深度以内，在一定时期内，根层土壤水分含量的变化。定时期内，根层土壤水分含量的变化。 水水= =水收水收- -水支水支土壤水的收入有降水、灌溉水（是主要土壤水的收入）以及其它来土壤水的收入有降水、灌溉水（是主要土壤水的收入）以及其它来源的水（如四周流入的地表水、地表径流、借毛管上升的地下水。源的水（如四周流入的地表水、地表径流、借毛管上升的地下水。 土壤水分支出：地表径流（水径）、深层渗漏（水漏）、土面蒸发土壤水分支出：地表径流

19、（水径）、深层渗漏（水漏）、土面蒸发（水蒸）和植物蒸腾（水腾），因此（水蒸）和植物蒸腾（水腾），因此水水=水降水降+水灌水灌-水径水径-水漏水漏-水蒸水蒸-水腾水腾 由于水蒸和水腾很难分别测定，由于水蒸和水腾很难分别测定， 故常在一起称为蒸散。故常在一起称为蒸散。 应用水平衡原理，可以了解作物应用水平衡原理，可以了解作物 日耗水量，在灌区还可作为确定日耗水量，在灌区还可作为确定 灌溉时间的依据。灌溉时间的依据。 SPAC SPAC循环体系循环体系 二、土壤水分状况二、土壤水分状况 土壤水分状况通常是指周年中土壤剖面上下土层的含水量土壤水分状况通常是指周年中土壤剖面上下土层的含水量或土水势的情况及变化（也称为墒情）。或土水势的情况及变化（也称为墒情）。 我国北方在周年内土壤水分状况可分为四个时期：我国北方在周年内土壤水分状况可分为四个时期： 1. 土壤湿度相对稳定期土壤湿度相对稳定期 2. 春夏之交土壤失水期春夏之交土壤失水期 3. 夏季土壤水分聚集期夏季土壤水分聚集期 4. 晚秋至冬初的土壤失水期晚秋至冬初的土壤失水期三、土壤水分状况调节三、土壤水分状况调节 1. 科学合理地灌水科学合理地灌水 2. 搞