第七章 土壤空气和热量状况.ppt(下载附件 4.06 MB)
教学要求
[1] 掌握土壤水的类型及其有效性，土壤含水量的表示方法和质量含水量的测定方法;
[2]掌握土壤水势的组成及其与土壤水分有效性的关系，
[3]掌握土壤水分的利用和管理，
[4]了解土壤水分的运动形式，土壤水分的收支平衡状况，
[5]了解我国区域土壤水分概况及管理。
第六章 土壤水
土壤水是土壤的最重要组成部分之一，也是自然界水循环的一个重要环节。它对土壤的形成过程、土壤剖面的发育和土壤中物质和能量的运移都有重要的影响。土壤水是植物生长和生存的物质基础，它不仅影响林木、大田作物、蔬菜、果树的产量，还影响陆地表面植物的分布。
6.1 土壤水的类型及其有效性
6.1.1 土壤水(soil water)的形态分类
土壤水按其存在形态可分为下列几种类型：
①固态水——土壤水冻结时形成的冰晶。
②汽态水——存在于土壤空气中的水蒸汽。
③束缚水——又分为吸湿水(hydroscopic water)（表1）（紧束缚水）和膜状水（表2）（松束缚水）
自由水(free water)——又分为毛管水(capillary humidity)（表3）、重力水(gravitational water)（表4）和地下水(ground water)（表5），其中毛管水又分为悬着水(hanged retention water)和支持毛管水。
【表1】【吸湿水
在室内经过风干的土壤，看起来似乎是干燥了，而实际上还含有水分。如果把这种风干的土壤样品放在烘箱里，在105℃的温度下烘烤，或者把它放在带有吸湿剂（例如磷酸酐）的干燥器中，每隔一段时间拿出来称重一次，就会发现土壤样品的重量逐次降低，直到称至恒重时，这时的土壤才算是干
燥了，称为烘干土。如果把烘干土重新放在常温、常压的大气之中，土壤的重量又逐渐增加，直到与当时空气湿度达到平衡为止，并且随着空气湿度的高低变化而相应地作增减变动。上述现象说明土壤有吸收水汽分子的能力。以这种方式被吸着的水，称为吸湿水。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力、土壤胶体双电层中带电离子以及带电的固体表面静电引力与水分子作用所引起的，这种引力把偶极体水分子吸引到土粒表面上，吸附水分子过程释放能量（热能）。因此，土壤质地愈粘，比表面积愈大时，它的吸湿能力也愈大。图6-1表示土壤不同粒级范围内吸湿水含量与空气相对湿度的关系。引起吸湿作用距离很短，只等于几个水分子的直径，但作用力很大，因而不仅能吸收水汽分子，并且能使水分子在土粒表面密集，吸湿水的密度可达1.7左右。所以这种水不能被植物吸收，对于植物来讲为无效水。重力也不能使吸湿水移动，只有在吸收能量转变为汽态的先决条件下才能运动，因此称为紧束缚水。
图6-1土壤吸湿水含量与空气相对湿度及土粒大小的关系
1、小于0.002毫米的粒级 2、0.002-0.006毫米的粒级 3、0.006-0.02毫米的粒级 4、大于0.02毫米的粒级
【表2】【膜状水】
土粒饱吸了吸湿水之后，还有剩余的吸收力，虽然这种力量已不能够吸着动能较高的水汽分子，但是仍足以吸引一部分液态水，在土粒周围的吸湿水层外围形成薄的水膜，以这种状态存在的水称为膜状水。尽管重力也不能使膜状水移动，但它本身却能从水膜较厚处往较薄处移动见图6-2，不过移动的速度极缓慢。因此，与吸湿水相比，这种水又称为松束缚水。由于部分膜状水所受吸引力，超过植物根的吸水能力，更由于膜状水移动速度太慢，不能及时补给，所以高等植物只能利用土壤中所有膜状水的一部分。当土壤还含有全部吸湿水和部分膜状水时，高等植物就已经发生永久萎蔫了。
图6-2 薄膜水及其运动方向
【表3】【毛管水】
毛管水的存在与下列情况有关：
水由于其本身分子引力的关系，而具有明显的表面张力；土粒在吸足膜状水后尚有多余的引力；土壤的孔隙系统，是一个复杂的毛管系统。因此，土壤具有毛管力(势)并能吸持液态水。毛管水就是指借助于毛管力(势)，吸持和保存土壤孔隙系统中的液态水，它可以从毛管力(势)小的方向朝毛管力大的方向移动，并能够被植物吸收利用。毛管力(势)的大小可用拉普拉斯(Laplace)公式计算
式中：P——毛管力(势)，即毛管压或弯月面的正常负压（达因／cm2），1帕（N/m2）=10达因／cm2，１牛顿＝105达因
T——表面张力，达因/cm；
r——毛管半径，cm。
从这个公式可见，土壤质地粘、毛管半径小，毛管力(势)就大。由于土壤孔隙系统复杂，有些地方大小孔隙互相通连，另一些地方又发生堵塞，因此，土壤中的毛管水也有好几种状态，简略地可归为两类：悬着水和支持毛管水。
悬着水
悬着水是指不受地下水源补给影响的毛管水，即当大气降水或灌溉后土壤中所吸持的液态水。壤土和粘土的毛管系统发达，悬着水主要是在毛管孔隙中，但也有一部分是在下端堵塞的非毛管孔隙内；砂土及砾质土的毛管系统不发达，大孔隙多，悬着水主要是围绕在土粒或石砾相互接触的地方，有时水环融合在一起，有时互相不甚通连，统称为触点水。在均质土壤中，当悬着水处于平衡状态时，土壤上下各处的含水量基本一致。
支持毛管水
支持毛管水是指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统上升并保持在土壤中的那一部分水分。这种水在土壤中的含量，是在毛管上升高度范围内自下而上逐渐减少，到一定限度为止。造成这种现象的原因是：土壤的孔隙有大有小，形成的上升管道有粗有细，在粗的管道中水上升的高度小，在细的管道中水上升的高度大，所以接近地下水饱和处的支持毛管水几乎充满所有孔隙，而离水饱和区愈远则支持毛管水愈少。
土壤支持毛管水上升的最大高度，理论上可由下列公式计算：
式中：H——毛管水上升高度，mm；
d——土粒平均直径，mm。
从这个公式所表示的关系中可见，粗粒间隔中的毛管水上升高度小，细粒间隙中的毛管水上升高度大（表6-1）。如果取直径为0.001mm毫米的土粒按上式计算，理论上毛管水上升高度应达75m，但从自然界观察结果看来，这个数值从未被证实。即使是粘土中，毛管水上升高度也很少达到5~6米，一般都不超过3~4米。这可能是由于毛管直径过小时，孔道易被膜状水所堵塞。
表6-1 在均一的土粒中毛管水上升的观察值与计算值 单位：毫米
土粒直径 | 毛管水上升高度 | 土粒直径 | 毛管水上升高度 | ||
观察值 | 计算值 | 观察值 | 计算值 | ||
5-2 2-1 1-0.5 0.5-0.2 | 25 65 131 246 | 21 50 100 210 | 0.2-0.1 0.1-0.05 0.05-0.02 | 428 1055 2000 | 500 1000 2100 |
（据Atterberg）
【表4】【重力水和地下水】
重力水
当大气降水或灌溉强度超过土壤吸持水分的能力时，土壤的剩余引力基本上已经饱和，多余的水就由于重力的作用通过大孔隙向下流失，这种形态的水称为重力水。有时因为土壤粘紧，重力水一时不易排出，暂时滞留在土壤的大孔隙中，就称为上层滞水。重力水虽然可以被植物吸收，但因为它很快就流失，所以实际上被利用的机会很少；而当重力水暂时滞留时，却又因为占据了土壤大孔隙，有碍土壤空气的供应，反而对高等植物根的吸水有不利影响。
地下水
如果土壤或母质中有不透水层存在，向下渗漏的重力水，就会在它上面的土壤孔隙中聚积起来，形成一定厚度的水分饱和层，其中的水可以流动，称为地下水。从上述支持毛管水的概念中可见，土壤的饱和水层没有明显的上限。但是若在这种土壤中凿井，流出的地下水就会在井中形成自由水层。这一水层的水平面离地表的深度称为地下水位。地下水能通过支持毛管水的方式供应高等植物的需要。在干旱条件下，由于表层土壤水分缺乏，有些耐旱树种如胡杨的根系可深达3-5米以利用地下水，若地下水位高（即离地表太近），就会使水溶性盐类随着水的蒸发向表层土壤集中，特别是地下水的矿化度高（即含盐类多）的情况下，这种向上的运动，就会使土壤表层的含盐量增加到有害的程度，即所谓盐渍化。在湿润地区，如地下水过高，就会使土壤过湿，地表有季节性积水，使大多数高等植物不能生长，土壤有机残体也难分解，这就是沼泽化，必须注意防治。此外，地下水位分布较高而又季节性变动时对林木生长不利。
【表5】【重力水和地下水】
重力水
当大气降水或灌溉强度超过土壤吸持水分的能力时，土壤的剩余引力基本上已经饱和，多余的水就由于重力的作用通过大孔隙向下流失，这种形态的水称为重力水。有时因为土壤粘紧，重力水一时不易排出，暂时滞留在土壤的大孔隙中，就称为上层滞水。重力水虽然可以被植物吸收，但因为它很快就流失，所以实际上被利用的机会很少；而当重力水暂时滞留时，却又因为占据了土壤大孔隙，有碍土壤空气的供应，反而对高等植物根的吸水有不利影响。
地下水
如果土壤或母质中有不透水层存在，向下渗漏的重力水，就会在它上面的土壤孔隙中聚积起来，形成一定厚度的水分饱和层，其中的水可以流动，称为地下水。从上述支持毛管水的概念中可见，土壤的饱和水层没有明显的上限。但是若在这种土壤中凿井，流出的地下水就会在井中形成自由水层。这一水层的水平面离地表的深度称为地下水位。地下水能通过支持毛管水的方式供应高等植物的需要。在干旱条件下，由于表层土壤水分缺乏，有些耐旱树种如胡杨的根系可深达3-5米以利用地下水，若地下水位高（即离地表太近），就会使水溶性盐类随着水的蒸发向表层土壤集中，特别是地下水的矿化度高（即含盐类多）的情况下，这种向上的运动，就会使土壤表层的含盐量增加到有害的程度，即所谓盐渍化。在湿润地区，如地下水过高，就会使土壤过湿，地表有季节性积水，使大多数高等植物不能生长，土壤有机残体也难分解，这就是沼泽化，必须注意防治。此外，地下水位分布较高而又季节性变动时对林木生长不利。
6.1.2 土壤含水量(soil moisture content)的表示方法
6.1.2.1 质量含水量：土壤中所含水质量与烘干土质量的比值。
6.1.2.2 容积含水量：单位土壤总容积中水分所占的容积分数。
式中：θv——土壤实际含水量的体积百分率，（%）；
Vs——土壤总体积，cm3；
Vw——水所占的体积，cm3。
土壤含水量的质量含水量与容积含水量之间的换算关系如下：
式中：ρ——土壤容重，g/cm3。
6.1.3 土壤水分常数及土壤有效含水范围
6.1.3.1 土壤水分常数(soil water constant)
吸湿系数(hygroscopic coefficient)：又称最大吸湿水量，是指干土从相对湿度接近饱和的空气中吸收水汽的最大量，即吸湿水的最大量与烘干土重量的百分率。
吸湿系数的大小，主要与土壤比表面积及有机质含量有关，粘土以及富含有机质的土壤吸湿系数大。
凋萎系数(permanent wilting percentage)：植物产生永久凋萎时的土壤含水量，它用来表明植物可利用土壤水的下限，土壤含水量低于此值，植物将枯萎死亡。
田间持水量（field capacity）：降雨或灌溉后，多余的重力水已经排除，渗透水流已降至很低或基本停止时土壤所吸持的水量，也是以重量百分率表示，所吸持的水相当于吸湿水、膜状水和悬着水的全部。
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。田间持水量是大多数植物可利用的土壤水上限。
全容水量：全容水量是指土壤完全为水所饱和时的含水量，也可以重量百分率表示，土壤水分达到全容水量时，土壤水包括吸湿水、膜状水、毛管水和重力水，基本上充满土壤孔隙系统。
在自然条件下，土壤只是在降雨或灌水量较大的情况下才能达到全容水量，或当土壤被水淹没时才发生。
6.1.3.2 土壤有效含水(soil available moisture range)范围
土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围，它也是说明土壤水分物理特性的一个常数，可用下式表示：
A=F-W
A为土壤有效含水范围，F为田间持水量，W为凋萎系数。土壤有效含水范围与土壤质地、土壤结构、土壤有机质含量和土壤层位有关。
土壤质地对有效含水范围的影响
质地 | 田间持水量（%） | 凋萎系数（%） | 有效含水范围（%） |
松砂土 | 4.5 | 1.8 | 2.7 |
砂壤土 | 12.0 | 6.6 | 5.4 |
中壤土 | 20.7 | 7.8 | 12.9 |
重壤土 | 22.0 | 11.5 | 10.5 |
轻粘土 | 23.8 | 17.4 | 6.4 |
6.1.4 土壤水分的测定方法
烘干法(oven drying method)
烘干法是测量土壤水分的是最普遍的方法，也是标准方法，它用来测定土壤质量含水量。通常将从野外取来的原状土柱中称出已知重量的潮湿土壤样品，放在温度105℃的烘箱中烘干后再称重。加热而失去的水分代表潮湿样品中的土壤水分。
电阻法（表6）、 中子散射法(neutron scattering)（表7）、 TDR法（表8）
【表6】【电阻法是利用某些多孔性物质如石膏、尼龙、玻璃纤维等的电阻和它们的含水量有关系这一事实而采用的一种方法。当这些嵌有电极的块状组件放置在潮湿的土壤中时，它们吸收土壤水分一直达到平衡状态。块状组件的电阻由它们的含水量决定的，并依次由附近土壤水分张力或的吸力所决定。电阻读数和土壤水分百分数之间的关系可以用标定方法（calibration）来确定。这些块状组件在一段时间内用来测定田间选定位置的含水量。在1～15大气压吸力范围内它们给出相当准确的水分读数。
】
【表7】【中子散射法是测定野外土壤水分的独特方法。中子水分计的有效性是基于这一原则，即氢在急剧减低快中子的速度并把它们散射开的能力方面是比较独特的。在图6-3中说明了中子水分计的原理。中子水分计虽然昂贵，但是它具有多方面的优点，并且能相当准确地测定矿质土壤中作为化合氢的主要来源的水的含量。这一方法对于有机质土壤有明显的限制，因为有机质中许多化合氢是以水以外的其他形式存在。此外它不适宜测定表层0-15厘米的土壤水含量。
连接记载慢中子碰撞的放大器和定标器
图
6-3 中子仪工作原理示意图
【表8】
TDR法是20世纪80年代初发展起来的一种测定方法它首先发现可用于土壤容积含水量的测定，继而又发现其可用于土壤含盐量的测定。TDR英文全称是Time-Domain-Reflectometry，简写为TDR，中文译为时域反射仪。TDR法在国外已较普遍使用，在国内也有些研究机构开始引进和开发TDR。
TDR系统类似一个短波雷达系统，可以直接、快速、方便、实地监测土壤水盐状况，与其它测定方法相比，TDR具有较强的独立性，测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关。将TDR技术应用于结冰条件下土壤水分状况的测定，可得到满意的结果，而其它测定方法则是比较困难的。TDR另一个特点是可同时监测土壤水盐含量，在同一地点同时测定，测定结果具有一致性。而二者测定是完全独立的，互不影响。
图6-4是TDR的测定原理简化示意图：将长度为L的波导棒插入土壤介质中，电磁脉冲信号从波导棒的始端传播到终端，由于波导棒终端处于开路状态，脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端。考察脉冲输入到反射返回的时间以及反射时的脉冲幅度的衰减，即可计算土壤水盐含量。
图
6-4 TDR测定原理示意图
依据电磁波理论，电磁脉冲在导电介质中传播时，其传播速度与介质的常数ε有关。土壤属低损耗介质，介电常数近似等于实际测得的介电常数，称为土壤表观介电常数（εa）。Topp等80年代初通过大量实验证明，电磁脉冲在土壤中传播时，其介电常数与土壤容积含水量θv有很好的相关性，与土壤类型、密度等几乎无关，并提供了如下的经验公式：
θv=5.3×10-2＋2.92×10-2εa－5.5×10-4εa2＋4.3×10-6εa3 6-8
由TDR系统测定电磁脉冲在波导棒中的传播时间t，计算εa，即可求得土壤的含水量。由于θv与εa有很好的相关性，且几乎与土壤质地、温度、含盐量无关，所以可以获得高的测量精度。
