6.2  土壤水的能态

6.2.1   土水势(soil water potential)的概念

土壤水势的概念应理解为，在标准大气压下，可逆并且等温地将无穷小单位数量的指定高度的纯水，移至土壤中所必须做的功。

水势的概念可应用于土壤中水分运动的所有过程，如渗透、排水以及毛管上升等。土壤水分一直是从势高的部位流向势低的部位，并在这一移动的过程中释放能量。这个运动一直持续到其总势在土壤中所有部分都相等为止。

在水势的研究中，要选取一定的参考标准，常常选择空旷地水池的自由水表面作为自由水面，用这些水表面作为相应水位，其水势为零。

6.2.2  土壤水势的组成

土壤中的水势一般主要由重力势、基质势、渗透势、压力势、温度势等构成。

2.1  重力势（gravitationpotential）

重力势以Ψg表示。土壤水一直是处在地球重力场的影响之下的，重力势相当于使一定数量的水，由一个相应的水位抬高到一定高度所做的功。

2.2  基质势（matrix potential）

基质势过去称为毛管势，用ψm表示。在不饱和的情况下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制约，其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。假定纯水的势能为零，则土水势是负值。这种由吸附力和毛管力所制约的土水势称为基质势。

土壤含水量愈低，基质势也就愈低。反之，土壤含水量愈高，则基质势愈高。至土壤水完全饱和，基质势达最大值，与参比标准相等，即等于零。

2.3  渗透势（solute potential）

渗透势（ψs），也称溶质势，是由土壤中可溶性盐所引起的势。盐土中的盐浓度，可以导致含盐土层从其临近的土层中聚积水分。这个势相当于从土壤溶液中，透过半透膜抽吸单位数量的水所做的功。渗透势仅在盐渍土中以及干旱的含盐土壤中具有意义，而在一般土壤中可以忽略不计。

2.4  压力势（pressure potential）

压力势（ψp）是指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生的土壤水势的变化。在不饱和土壤中的土壤水压力势一般与参比标准相同，等于零。但在饱和的土壤中孔隙中都充满水，并连续成水柱。在土表的土壤水与大气接触，仅受大气压力，压力势为零。而在土体内部的土壤水除承受大气压外，还要承受其上部水柱的静压力，其压力势大于参比标准为正值。在饱和土壤愈深层的土壤水，所受压力愈高，正值愈大。

对于水分饱合的土壤，在水面以下深度h处，体积为V的土壤水的压力势（ψp）为：

                                     

式中ρw为水的密度，g为重力加速度。

6.2.3   土壤总水势

土壤水势是以上各分势之和，又称总水势（ψt），用数学表达为：

                          6-12

在不同的土壤含水状态下，决定土水势大小的分势不同：在土壤水饱和状态下，若不考虑半透膜的存在，则ψt等于ψp与ψg之和；若在不饱和情况下，则ψt等于ψm与ψg之和；在考察根系吸水时，一般可忽略ψg， 因而根吸水表皮细胞存在半透膜性质，ψt等于ψm与ψs之和，若土壤含水量达饱和状态，则ψt等于ψs。

在根据各分势计算ψt时，必须分析土壤含水状况，且应注意参比标准及各分势的正负符号。

6.2.4  土壤水能态的定量表示方法

土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准。单位数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。最常用的是单位容积和单位重量。

单位容积土壤水的势能值用压力单位，标准单位帕（Pa），也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)，习惯上也曾用巴(bar)和大气压(atm)表示；单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱高厘米数表示。它们之间的关系是：

1Pa=0.0102厘米水柱

1atm=1033厘米水柱=1.0133bar

1bar=0.9896atm=1020厘米水柱

6.2.5 土水势的测定

土水势的测定方法很多，主要有张力计法、压力膜法、冰点下降法、水气压法等。

【表9】【张力计的构造如图6-7所示，它的底部是一个细孔陶瓷杯，孔径约在1.0～1.5µm之间，其上连接一塑料管或抗腐蚀的金属管，管上连一水银压力计或真空压力表。

图6-7  张力计结构示意图

使用时把瓷杯和管内都装满水，并使整个仪器封闭，然后插入土中，使瓷杯与土壤紧密接触，这样杯内通过细孔与土壤水相连并逐渐达到平衡。于是仪器内的水承受与土壤水相同的吸力，其数值可由真空压力表或水银压力表显示出来。由于瓷杯的孔径限制，一般只能测定在土壤水吸力范围在8.0××104～8.5××104Pa以下。超过这个范围就有空气进入瓷杯而失效。田间植物可吸收的土壤水大部分在张力计可测范围内。所以它有一定实用价值。

特别应该注意的是，张力计内的水柱不能有气泡，整个仪器必须密封，保持真空，不能与大气相通，因此，张力计在安装前必须进行校正。

】

【表10】【土壤水吸力一般用来表示土壤与土壤水的结合强度。一般说来，土壤水吸力相当于基质势，但土壤水吸力的数值为正值。在概念上土壤水吸力并不是指土壤对水的吸力，但土壤水吸力可用压力膜法来测定，即在一钢室内引入一定压缩气体，使钢室保持一定的压力。平衡后，钢室内土壤水吸力低于这个压力所保持的土壤水均被排出钢室外，然后测定钢室内土壤样本的含水量即为在这个压力下土壤所保持的水分，换而言之，也就是在这个土壤含水量下，土壤水吸力等于上述钢室内所保持的压力。变换钢室的气压，就可以得出不同吸力下土壤水的含量。如图6-6从测定上来看，土壤水吸力是用土壤对水的吸力来表示它的（吸力是使用压力作为单位的）。

图6-6压力膜法测定土壤水吸力及土壤水分特征曲线示意图

6.2.6  土壤水分特征曲线(soil water characteristic curve)

6.2.6.1 土壤水分特征曲线

土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。

土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤

                                     水分基本特性的曲线

6.2.6.2 土壤水分特征曲线的影响因素

质地 一般说，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力条件下土壤的含水率愈大，或同一含水率下其吸力值愈高。这是因为土壤中粘粒含量增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。由于粘质土壤孔径分布较为均匀，故随着吸力的提高含水率缓慢减少，如水分特征曲线所示。对于砂质土壤来说，绝大部分孔隙都比较大，当吸力达到一定值后，这些大孔隙中的水首先排空，土壤中仅有少量的水存留，故水分特征曲线呈现出一定吸力以下缓平，而较大吸力时陡直的特点。

不同土壤的水分特征曲线

 

土壤结构 在低吸力范围内尤为明显，土壤愈实，则大孔隙数量愈减少，而中小孔径的孔隙愈增多，因此，在同一吸力值下，干容重愈大的土壤，相应的含水率一般也要大些。

 

 

结构对土壤水分特征曲线的影响

 

温度 温度升高时，水的粘滞性和表面张力下降，基质势相应增大，或说土壤水吸力减少。在低含水率时，这种影响表现得更加明显。

6.2.6.3 滞后现象(hysteresis)

对于同一土壤，即使在恒温条件下，由土壤脱湿（由湿变干）过程和土壤吸湿（由干变湿）过程测得的水分特征曲线也是不同的，这种现象称为滞后现象。

                               土壤水分特征曲线的滞后现象

 

6.2.6.4土壤水分特征曲线的应用

（1） 可利用它进行土壤水吸力S和含水率θ之间的换算。

（2） 可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。

（3） 可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。

（4） 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。

 

6.3    土壤水的运动

 

在土壤中存在3种类型的水分运动——饱和水流(saturated flow)、非饱和水流(unsaturated flow)和水汽移动，前两者指土壤中的液态水流动，后者指土壤中气态水的运动。

 

6.3.1  饱和土壤中的水流

饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律：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。达西定律可如式所示：

                

式中：q——表示土壤水流通量；

      ΔH——表示总水势差；

      L——水流路径的直线长度；

      Ks——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，因为在土壤孔隙中总的流量与孔隙半径的四次方成正比，所以通过半径为1mm的孔隙的流量相当于通过10000个半径0.1mm的孔隙的流量，显然大孔隙将占饱和水运动的大多数。

 

土柱的一维垂直饱和流

 

6.3.2   非饱和土壤中的水流

土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流，其表达式为：

                   

式中：——非饱和导水率；

      ——总水势梯度。

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：饱和条件下的总水势梯度可用差分形式，而非饱和条件下则用微分形式；饱和条件下的土壤导水率Ks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。

 

6.3.3   土壤中的水汽运动

土壤中保持的液态水可以化为气态水，气态水也可以凝结为液态水。在一定条件下，两者处于互相平衡之中。土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。

3.1水汽扩散(water vapor diffusion) 

水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，这是由土壤水势梯度和温度梯度所引起的。其中温度梯度的作用远远大于土壤水吸力梯度，水汽运动总是由水汽高处向水汽低处，由温度高处向温度低处扩散。

3.2水汽凝结(water vapor coagulation)

当水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水，这就是水汽凝结。水汽凝结有两种现象值得注意，一是“夜潮”现象，二是“冻后聚墒”现象。

“夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿。

“冻后聚墒”现象，是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，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。

 

6.3.4   田间水分平衡(field moisture balance)

田间土壤水分平衡，是指对于一定面积和厚度的土体，在一段时间内，其土壤含水量的变化应等于其来水项与去水项之差，正值表示土壤贮水增加，负值表示减少。据此可列出其土壤水分平衡的数学表达式：

DW=P+I+U-E-T-R-In-D

式中，DW表示计算时段未与时段初土体储水量之差(mm)；P表示计算时段内降水量(mm)；I表示计算时段内灌水量(mm)；U表示计算时段内上行水总量(mm)；E表示计算时段内土面蒸发量(mm)；T表示计算时段内植物叶面蒸腾量(mm)；R表示计算时段内地面径流损失量(mm)；In表示计算时段内植物冠层截留量(mm)；D表示计算时段内下渗水量(mm)。