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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
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。
由于部门膜状水所受吸引力，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
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：
6-1
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。
（1）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（图7-4P142）。
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。
（2）支持毛管水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，在粗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：
6-2
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7-1）。
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，毛管水上繁荣昌盛高度也很少达到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
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）
4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。
5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。
第二节
土壤水分含量的表示方法
一、土壤含水量的表示方法
土壤虽然具有一定的吸持水分能力，但是土壤水的实际含量是经常发生变化的。
在某一时间内，土壤水的实际含量通称为自然含水率或绝对含水量。
土壤含水量有多种表达方式也不同，常见的有以下几种。
（一）质量含水量
质量含水量是以土壤中所含水质量与烘干土质量的比值，多用百分比表示，也有用质量分数表示。
用数学公式表示为：
6-3
θm——自然含水率或绝对含水量（%）
mw——水的重量，g
ms——105℃烘干土重量，g
（二）容积含水量
容积含水量即单位土壤总容积中水分所占的容积分数，以称为容积湿度，容积含水量多用百分比表示，也用容积分数表示。
其数学表达式为：
6-4
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：
6-5
ρ——土壤容重，g/cm3。
（三）相对含水量
相对含水量是指土壤含水量占田间持水量的百分数。
正如空气相对湿度一样，相对含水量说明土壤实际含水量的饱和程度（以田间持水量为标准）,在农业生产中经常应用。
（四）土壤水层厚度
土壤水层厚度是指一定面积和土层厚度的土壤中所含土壤水量相当于此面积下水层的厚度，多用mm表示。
还可以将一定土层中含水量的体积百分率换算成水层厚度：
6-6
Tw——水层厚度，mm；
Ts——土层厚度，mm；
采用土壤水层厚度的方便之处在于它可直接用于与大气降水量、土壤蒸发散的比较、计算。
（五）绝对水体积（容量）
绝对水体积是指一定面积和一定厚度土壤中所含水量的体积，量纲为「L3」。
它主要用于确定灌水量和排水量，一般在不标明土壤厚度时，通常指1米土深。
二、土壤水分常数及土壤有效含水范围
（1）吸湿系数
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。
土壤含水量等于吸湿系数时，其水吸力为31大气压。
（2）凋萎系数（permanentwiltingpercentage,permanentwiltingcoefficient）
以致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。
农业上常用向日葵作为直接测定凋萎系数的植物。
这一数值也可以用持水当量除以1.84，或者吸湿系数乘以1.34的办法间接求出，但比较粗略。
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，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。
目前各种苗木的凋萎湿度还处在初步研究阶段，各种林木在成林后的凋萎湿度由于研究困难还没有进行。
（3）田间持水量（fieldcapacity）
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。
此时的土壤含水量约为吸湿系数的2.5倍，水吸力在0.1-0.2大气压之间。
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，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。
（4）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，它的水吸力pF值等于零。
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，除此以外，仅见于地下水层。
重力水原则上可以被植物吸收，但是在土壤达到全容水量时妨碍通气，因此对一般植物扎根和生长也不利，只有在水淹条件下能生长的植物，如落羽杉和池杉以及海滩红树林等例外。
若地下水流动快，含氧量高的情况下，有些树木也能正常生长。
（5）土壤有效含水范围
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-W6-7
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，一般来讲，壤土的有效含水范围大，而粘土和砂土的有效含水范围则较小（见表）。
具有团粒状结构的土壤，由于田间持水量增大，从而扩大土壤的有效含水范围。
有机质在一定程度上通过改善土壤结构和增大渗透性的作用，使土壤有效含水范围扩大。
表6-2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
三、土壤水分的测定方法
（1）烘干法
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。
（2）电阻法
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。
（3）中子散射（neutronscattering）
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
（4）TDR法
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6-4TDR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×
10-6εa36-8
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。
用TDR测定土壤含盐量的计算推导在此不讨论。
第三节
土壤水分能量的分析
一、土水势
1、势的概念
在阐明各种土壤水的类型时，已简述了土壤中各种水所受到的作用力及其对植物的有效程度。
这不仅对土壤水的性质，而且对土壤水的生态意义的理解，也是十分重要的。
在现代的土壤学中，多采用功而更常见的是采用势（Potential），来说明这些作用力的大小、方向和其作用点。
近年来对土壤水的性质有了进一步的理解，主要是应用势的概念。
布金哈门（Buckingham,E.）首先应用了势的概念，来研究和解释土壤水的运动。
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。
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。
土壤水势用公式表示如下：
6-9
Ψ——水势，；
m——质量，g；
a——加速度，m/s2；
h——距相应水位处的高度，m。
以重量表示水势的大小，水的重量在地球力场范围中等于质量乘以重力加速度，水势即可看成为用厘米表示的水柱，如下式：
（厘米水柱高）6-10
从定义上来讲，总势是土壤中所有的各种作用力产生的分势之和，即Ψ=Ψ1+Ψ2+Ψ3+…（Ψ表示总势，Ψ1、Ψ2、Ψ3表示各分势）。
在势的概念中，所谓指定点一般是指在1个大气压下具有相同温度的自由水表面而言。
在自由水面的选定方面，常常是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
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。
（1）重力势（gravitationpotential）
重力势（gravitationpotential），以Ψg表示。
土壤水一直是处在地球重力场的影响之下的，于是可得出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。
若以重量作为单位，则重力势就表现为位置的高度。
重力势的符号一直规定为正。
（2）基质势（matrixpotential）
基质势（matrixpotential）过去称为毛管势，用ψm表示。
基质势是土壤固相物质影响的量度，它包括了全部通过固相物质对水所产生的作用力，如毛管力、表面分子吸引力等对水所产生的一切作用。
土壤含水愈少，其固相物质所产生的力将土壤水分吸持得愈强烈，于是水分愈难从土壤中抽吸出来。
在一个具有地下水的土壤中，假若土壤水分在土壤中达到能量平衡而处于静止状态时，则不产生土壤水分运动；
此时，距地下水表面相应点的高度愈大，基持势的负值也愈大。
基质势的符号与重力势相反，为负号。
（3）渗透势（solutepotential,ψs）
渗透势（solutepotential,ψs）是由土壤中可溶性盐所引起的势，它在盐渍土中常具有较大的意义。
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。
（4）压力势（pressurepotential,ψp）
压力势（pressurepotential,ψp）是指在土壤水饱合的情况下，由于受压力而产生的土壤水势的变化。
在不饱合土壤中的土壤水压力势一般与参比标准相同，等于零。
但在饱合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夺外，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。
在饱合土壤愈深层的土壤水，所受压力愈高，正值愈大。
此外有时被土壤水包围的孤立气泡，它周围的水可产生一定的压力，称为气压势，这在目前的研究中还较少考虑。
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：
6-11
式中:
ρw为水的密度；
g为重力加速度。
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
土壤渗透势、基质势和土壤总水势的关系如图6-5所示：
假定系统处于平衡和恒温状态中，在达到平衡时从容器A中水银柱上升高度表示土壤总水势，是渗透势与基质势之和。
纯水（图左）和土壤溶液（用压力计C测定）之间的压力差数表示渗透势之间的差数，由容器B中的水银柱上升高度来测定。
图6-5渗透水势和土壤总水势之间的关系示意图
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。
4、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。
它们或测定不饱和土壤的总水势，或测定基质势。
饱和土壤的土水势，仅包括压力势和重力势，只要测量与参比高度的距离并确定好正负值就行了。
测定基质势最常用的是张力计法。
在田间
升级会员 