第四章土壤水分
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土壤肥料学第四章第二节 土壤水A
Vw(m3/ha) =Dw(mm)/1000×10000=10Dw
作用: 与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。
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二、土壤含水量的表示方法和测定方法
3、田间持水量、萎蔫系数与相对含水量 田间持水量***（field capacity）：毛管悬着水达 到最大值时的土壤含水量。用θf 表示。
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二、土壤含水量的表示方法和测定方法
Soil water storage capacity 土壤储水量 water depth 水深（Unit: mm） Dw (mm)=θv% × 土层厚度
优点: 与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互 相比较和互相换算 。
Storage capacity 容积水容量 (Unit: m3/ha)
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三、土壤水的能量状态
（2）溶质势（渗透势，Solute potential, S ≤0 ）
即土壤溶液中的溶质离子吸水，使土壤水分失去 部分自由活动能力；
溶质势只有对半透膜的水分运动起作用；
负值，且随溶液浓度增大而减小 。
吸湿水：土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分。
特点
无溶解能力，不移动，对植物是无效的，通常在105～110℃条 件下烘干除去。
土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。 ➢粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土则吸湿水含量低； ➢空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。
最大吸湿量：
干土在近于水汽饱和的大气中吸附水汽，并在土粒表面凝结 成液态水的数量。
二、土壤含水量的表示方法和测定方法
1、烘干法：经典、准确，标准方法
• 经典烘干法：烘箱105℃ • 快速烘干法：微波、红外、酒精燃烧
作用: 与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。
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二、土壤含水量的表示方法和测定方法
3、田间持水量、萎蔫系数与相对含水量 田间持水量***（field capacity）：毛管悬着水达 到最大值时的土壤含水量。用θf 表示。
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二、土壤含水量的表示方法和测定方法
Soil water storage capacity 土壤储水量 water depth 水深（Unit: mm） Dw (mm)=θv% × 土层厚度
优点: 与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便于互 相比较和互相换算 。
Storage capacity 容积水容量 (Unit: m3/ha)
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三、土壤水的能量状态
（2）溶质势（渗透势，Solute potential, S ≤0 ）
即土壤溶液中的溶质离子吸水，使土壤水分失去 部分自由活动能力；
溶质势只有对半透膜的水分运动起作用；
负值，且随溶液浓度增大而减小 。
吸湿水：土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分。
特点
无溶解能力，不移动，对植物是无效的，通常在105～110℃条 件下烘干除去。
土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。 ➢粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土则吸湿水含量低； ➢空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。
最大吸湿量：
干土在近于水汽饱和的大气中吸附水汽，并在土粒表面凝结 成液态水的数量。
二、土壤含水量的表示方法和测定方法
1、烘干法：经典、准确，标准方法
• 经典烘干法：烘箱105℃ • 快速烘干法：微波、红外、酒精燃烧
土壤水分、空气和热量
1cm
19 ℃
（2）导热率的物理意义
导热率大则传热快，得热后迅速下传（失热后迅速补 给），引起的变温小。
导热率小则传热慢，得热后不易下传（失热后补给缓 慢），引起的变温大。
J s-1
1cm2
20 ℃
21 ℃ 21 ℃
1cm
19 ℃
20 ℃ 19.2 ℃
Question：土壤的导热率大小取决于什么？ Answer：取决于土壤中的基本组成物质。
固相 50% 矿物质45% 水20-30% 空气
30-20% 孔隙50%
有机质5%
不同土壤组分的热容量
土壤组成物质
粗石英砂 高岭石 石灰 腐殖质 Fe2O3 Al2O3
土壤空气 土壤水分
重量热容量 （Jg-1℃-1）
0.745 0.975 0.895 0.682 0.908 1.996 1.004 4.184
一般作物根系的吸水力平均为1.5MPa。
2、土壤膜状水
土壤膜状水：吸湿水达到最大后,土壤还有剩余的引力吸 附液态水, 在吸湿水的外围形成一层水膜。
膜 状 水 示 意 图
土壤膜状水的有效性：
土壤膜状水
3.1MPa (靠近土壤内层）（无效水）
受到的引力
0.625 MPa (靠近土壤外层）（有效水）
一般作物根系的吸水力平均为1.5MPa。
取容积为1的土壤，设它吸收（放出）的热量为 ⊿Q，引起的温度变化为⊿T ，则根据定义Cv=⊿Q/⊿T, 这就是容积热容量。
转换公式一下：⊿T=⊿Q/Cv， 当不同的物质吸收或放出相同热量时候，热容量越 大的物质，升、降温缓慢， 即温度变化小，反之亦然。
Question:土壤的热容量大小取决于什么？
第4章 土壤水分汇编
7土壤水分7.1 土壤水的类型及性质土壤水的研究长期以来也一直沿用数量法。
该方法根据土壤水分所受的力的作用把土壤水分分为如下几类：一是吸附水，或称束缚水，受土壤吸附力作用所保持，其中又可分为吸湿水和膜状水；二是毛管水，受毛管力的作用而保持；三是重力水，受重力支配，是进一步向土壤剖面深层运动的水。
如图7. 所示。
1.吸湿水吸湿水是由土粒表面吸附力所保持的水分，其中最靠近土粒表面的由范德华力保持的水称为吸湿水(又称紧束缚水)，吸湿水的含量称为土壤吸湿量。
当大气相对湿度达到饱和时，土壤的吸湿水达到最大量，这时吸湿水占土壤干重的百分数称为土壤最大吸湿量或土壤吸湿系数，它是土壤水分常数之一。
一般耕地土壤的最大吸湿量，因质地不同而异。
质地愈粘，最大吸湿量愈大，质地愈砂，最大吸湿量愈小。
所以最大吸湿量的大小是粘土＞壤土＞砂土。
吸湿水具有与纯自由水不同的特点，因为它所受的吸力远大于植物根的吸水力(平均为1520kPa), 植物无法吸收利用，属于土壤水中的无效水, 对生产的直接意义不大。
但它可用于帮助分析土壤水的有效性，一般土壤中无效水总量约为最大吸湿量的1.5～2.0倍。
如图7.2 不同相对湿度下土壤粒级的吸湿水量。
2．膜状水当土壤水分达到最大吸湿量时，土粒表面还有剩余的吸附力，虽不能再吸收水气，但可以吸附液态水。
这部分水被吸附在吸湿水的外层，定向排列为水膜，称为膜状水。
膜状水达到最大时的土壤含水量，称为最大分子持水量。
膜状水比吸湿水所受的吸附力小得多，大约在633.28～3141.00kPa，它具有液态水的性质，可以移动，但因粘滞度较大，其移动速率非常慢。
一般是由水膜厚处向水膜薄处移动，如图7.3所示。
膜状水的内层所受吸力大于根的吸水力，植物根无法吸收利用，为无效水，而它的外层所受吸力小于根的吸水力，植物可以吸收利用，但数量极为有限。
当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量，称为萎蔫系数或萎蔫点。
它因土壤质地、作物和气候等不同而不同。
(土壤学教学课件)第四章-1-土壤水
(土壤学教学课件）第四章-1-土壤水
土壤水是稀薄的溶液； 是作物吸收水分的重要来源； 是土壤中许多物理、化学和生物化学过程的介
质； 是传输养分的载体和植物营养的必要条件。 土壤水占地球表面总储水量的0.002%。
一、土壤水的类型划分及有效性
Classification and Availability of soil water
土壤水吸力 (bars)
土壤水分特征曲线图
20
粘质土
砂质土
0
含水量 (%)
2、土壤水分特征曲线的特点
土壤含水量与土壤水 20 吸力呈反相关；
土壤水吸力 (bars)
在吸力相同时，粘质 土的含水量大于砂质 土的；
在含水量相同时，粘
质土的吸力大于砂质
土的；
0
粘质土
砂质土 含水量 (%)
3、影响土壤水分特征曲线的因素
10cm
.B
10cm
.C
压力势的计算 不存在参照点
pA 0 pB 0 pC 1 0 c m
（三）基质势（Matric potential） m
由土壤固体颗粒的吸附力和
毛管力引起的水势变化。
m
1. 仅出现在非饱和的条件下；
2. 水势大小≤0。与土壤性质关 系密切。
半 透 膜
土壤
纯水
h mh13.6(cm )
H O
H
H O
H
H O
H
输液：
生理盐水浓度：0.9%
施肥：
土水势组成
分势名称 决定分势的因素 参照状态 大小
基质势
土粒的吸附力 和毛管力
自由水
≤0
溶质势
土壤溶液中 的溶质
纯水
土壤水是稀薄的溶液； 是作物吸收水分的重要来源； 是土壤中许多物理、化学和生物化学过程的介
质； 是传输养分的载体和植物营养的必要条件。 土壤水占地球表面总储水量的0.002%。
一、土壤水的类型划分及有效性
Classification and Availability of soil water
土壤水吸力 (bars)
土壤水分特征曲线图
20
粘质土
砂质土
0
含水量 (%)
2、土壤水分特征曲线的特点
土壤含水量与土壤水 20 吸力呈反相关；
土壤水吸力 (bars)
在吸力相同时，粘质 土的含水量大于砂质 土的；
在含水量相同时，粘
质土的吸力大于砂质
土的；
0
粘质土
砂质土 含水量 (%)
3、影响土壤水分特征曲线的因素
10cm
.B
10cm
.C
压力势的计算 不存在参照点
pA 0 pB 0 pC 1 0 c m
（三）基质势（Matric potential） m
由土壤固体颗粒的吸附力和
毛管力引起的水势变化。
m
1. 仅出现在非饱和的条件下；
2. 水势大小≤0。与土壤性质关 系密切。
半 透 膜
土壤
纯水
h mh13.6(cm )
H O
H
H O
H
H O
H
输液：
生理盐水浓度：0.9%
施肥：
土水势组成
分势名称 决定分势的因素 参照状态 大小
基质势
土粒的吸附力 和毛管力
自由水
≤0
溶质势
土壤溶液中 的溶质
纯水
第四章 土壤水分的能态
第四节 土壤水能态测定方法
有多种方法， 有多种方法，如：张力计法、压力膜法、 张力计法、压力膜法、 冰点下降法、水气压法等。 冰点下降法、水气压法等。它们的适宜 范围不同。 范围不同。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。
基质势的测定 （1）张力计法。 张力计法。 主要原理是将充满水的带有陶土滤杯 孔径在1.0 1.5um的细孔 1.0— 的细孔） （孔径在1.0—1.5um的细孔）的金属 管埋入土中， 管埋入土中，水可通过细孔与土壤水 接触，水分由细孔进入土壤。 接触，水分由细孔进入土壤。 金属管上端连接金属表， 金属管上端连接金属表，水分由瓷杯细 孔进入土壤后，管内形成负压， 孔进入土壤后，管内形成负压，真空 压力计上的负压读数即代表管外土壤 水吸力。 水吸力。来自（六）土壤水能态的定量表示
单位容积土壤水的势能值用压力表示， 单位容积土壤水的势能值用压力表示， 标准单位帕(Pa)，或千帕（KPa），兆 ），兆 标准单位帕 ，或千帕（ ）， ），习惯上也曾用巴 帕（MPa），习惯上也曾用巴（bar） ），习惯上也曾用巴（ ） 和大气压（ 和大气压（atm）表示。 ）表示。 单位重量的土壤水的势能值用相当于一 定压力的水柱高厘米数表示。 定压力的水柱高厘米数表示。
土壤-植物 大气系统 土壤 植物-大气系统 植物 土壤水分有效性是一个与大气条件紧密 相连的问题，应该从土壤-植物 植物-大气这 相连的问题，应该从土壤 植物 大气这 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损 耗水分的速率，植物就能正常生长， 耗水分的速率，植物就能正常生长，土 壤水分就是有效的。 壤水分就是有效的。 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率， 就失水，并且迅速凋萎。 就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分 就是无效的。 就是无效的。
第四、五章 土壤水、空气、热量
三、土壤温度与作物生长 四、土壤温度的调节
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矿物质
固体土粒 有机质
占固体部分重量95%， 占整个土体容积的38%
占固体部分重量5%， 占整个土体容积的12%
由大气层进入的O2、N2等，土 壤自己产生的CO2、水汽等，
气体
粒间孔隙
占土体容积20－30%
液体
生物
占土体容积20－30%
昆虫、各种原生动物、藻类、各种微生物等
基质势
压力势 土水势
溶质势
重力势 2、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 处的能态。土壤水吸力在数量上与土壤水负压力 相等，通常简称为土壤吸力。
3、 土壤水分特征曲线（又称土壤持水曲线） 土壤水分特征曲线指土壤水的基质势或土壤水吸 力与含量水量的关系曲线。
相同土壤含水量下，砂土水 吸力最小，粘土水吸力最大 土壤含水量随吸 力的增加而下降 相同水吸力下，粘土含 水量最高，砂土最低 所以，在相同 条件下，粘土 保持水分多但 对植物的有效 性最差
第五章
一、
土壤空气及热量状况
第一节 土壤空气 土壤空气的组成
土壤空气组成的特点：
1、土壤空气中的二氧化碳含量远大于大气
每亩地小麦一昼夜可放出约4升CO2
（2）土壤空气中氧的含量低
（3）土壤空气中的相对湿度比大气高
（4）土壤空气中有时含有还原性气体
微生物活动产生CH4、H2S、H2等
（5）土壤空气数量和组成经常处于变化之中。
2、土壤导热率（评价土壤传导热量快慢的指标）
土壤导热率指在面积为1m2、相距1m的两截面上温度 相差1度（K）时，每秒中所通过该单元土体的热量 焦耳数。其单位为J/（m· K · s）。
第四章 土壤水分
（二）土壤水层厚度：指一定深度(mm)土层中的水 分总量相当于若干水层厚度(mm)。它便于将土壤含 水量与降雨量、蒸发散失量和作物耗水量等相比较， 以便确定灌溉定额。
土壤面积厚度容重重量含水量% 水层厚度 = 土壤面积 = 厚度容重重量含水量%10 。
二、土壤水分的能态(potential of soil water)
W，% =
土壤容积
100=重量含水量土壤容重
利用土壤容积含水量可以反映土壤水分在土壤孔隙 容积含水量的比例，或水、气容积的比例。 W，% = 重量含水量土壤容重
如土壤质量含水量为200g kg-1，容重为1.2g cm-3， 则土壤的容积含水率为24%。若知土壤的总孔隙度， 则通过总孔隙度减去容积含水率，则得空气所占的 容积，这样土壤的固气液三相比可以求得
2、水分运动方向：高势区向低势区运动。土水势是判
断土壤水分运动方向和有效性的唯一可靠指标。
3、土水势的分势
土水势是土壤中各种力共同作用的结果，各种
力所产生的势能、具可加和性，彼此独立，故土水
势可以分为以下分势。
w=
g+ p+
m+
s
土水势=基质势+压力势+溶质势+重力势
（1）基质势 matric potential
饱和土壤中水柱产生的压力高于参比大气压故地下水位以下的土壤水压力势为正值pgh4渗透势溶质势osmaticpotential由于水中的溶质所引起的势能渗透压对于具有一定盐分浓度的土壤溶质分子对水分的吸持需要环境对它做功故为负值
水：自然界最奇异的物质 水：液态金子
水对人类本身的重要性： 例：人的身体一年大约需要一吨水来维持健康和生命。 水是农业之本： 每生产一吨粮食约需1000吨水，近年来世界粮食产量 下降，干旱和水源不足是其中的重要原因之一 民以食为天——民以水为天
04第四章土壤水分空气与热量
w1 w2 m＝ w2 w0
（一）烘干法：oven drying method 1.烘箱烘干法(gravimetry with Oven Drying): 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。 2.酒精燃烧法（gravimetry with Drying by Burning Alcohol） 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180~200 ℃，然后很快 下降到85~90 ℃，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%
水层厚度(mm) 土层厚度(cm) 土壤面积(cm 2 ) 容重 质量含水量(%) 土壤面积(cm 2 ) 10
土层厚度(cm) 质量含水量(%) 容重 10
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
3. TDR法
v＝ c
r
r＝(ct 2 L) 2
θ v＝－5.3×10-2＋2.9×10-2ε －5.5×10-4ε
（一）烘干法：oven drying method 1.烘箱烘干法(gravimetry with Oven Drying): 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。 2.酒精燃烧法（gravimetry with Drying by Burning Alcohol） 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180~200 ℃，然后很快 下降到85~90 ℃，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%
水层厚度(mm) 土层厚度(cm) 土壤面积(cm 2 ) 容重 质量含水量(%) 土壤面积(cm 2 ) 10
土层厚度(cm) 质量含水量(%) 容重 10
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
3. TDR法
v＝ c
r
r＝(ct 2 L) 2
θ v＝－5.3×10-2＋2.9×10-2ε －5.5×10-4ε
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第二节
土壤水分含量的表示方法及其测定
一、土壤水分含量的表示方法 1、质量含水量
土壤中水分的质量与干土质量的比值，所以又称 为重量含水量，无量纲，常用符号 θm表示。这是一 种最常用的表示方法，可直接测定。用数学公式表 示为： Ｗ１－Ｗ２ 土壤质量含水量（%）= —————×100 Ｗ２ 式中，θm为土壤质量含水量（％），Ｗ１为湿土 质量，Ｗ２为干土质量，Ｗ１－Ｗ２为土壤水质量。 例如，某一耕层湿土重 100g，干土重为80g，则土 壤质量含水量（%）=(100－80)/80×100=25 %
2．作物发芽出苗对水分的需求 土壤水分是作物发芽出苗的必需条件。作物种子大 小及含有淀粉、蛋白质、脂肪的数量不同，因而吸水多 少、要求适宜的土壤湿度不同。（表4—6）。
表4—6 质地 作物 最低含 水量 谷 高 小 玉 棉 子 粱 麦 米 花 种子出苗对土壤水分的需求（水重%） 砂 土 6—7 7—8 9—10 10—11 10—12 砂壤土 9—10 10—11 11—12 11—13 12—14 壤 土 12—13 12—13 13—14 14—16 15—17 粘 土 14—15 14—15 16—17 16—18 18—20
土壤水分常数：毛管悬着水达到最大量时的土壤
含水量称田间持水量。
土粒
毛管 悬着 水示 意图
土 壤 深 度 （ 米 ）
T r
水分饱和度（%） 毛管上升水（左） 和毛管悬着水（右）
4．重力水
当土壤水分超过田间持水量时，多余的水分不 能被毛管所吸持，就会受重力的作用沿土壤中的 大孔隙向下渗漏，这部分受重力支配的水称为重 力水。 重力水由于不受土粒分子引力的影响，可以直接 供植物根系吸收，对作物是有效水。 但由于（ 1 ）渗漏很快。（ 2 ）会妨碍土壤通气。 （3）可溶性养分随之流失。因此重力水在旱作地 区是多余的水。在水田中，重力水是有效水。 水分常数：当土壤被重力水所饱和（土壤中大小 孔隙全部被水分充满）时的土壤含水量称为饱和 含水量，或称全蓄水量。它是水稻田计算淹灌的 依据。
（3）可由水膜厚处向水膜薄处移动，但速度非 常缓慢，一般0.2～0.4mm/h。 （4）膜状水外层受力为0.625MPa，可被作物 吸收，属有效水，但供不应求。
膜状水厚度可达到几十个水分子层厚度， 部分可以被植物吸收利用，但是它仍然受到土 粒吸附力的束缚，移动缓慢，仍然不能满足植 物的需要。
水分常数：最大分子持水量——膜状水数 量达到最大时的土壤含水量称为最大分子持水 量，它包括了吸湿水和膜状水。
第 四 章 土 壤 水
土壤水分与土壤肥力的关系
1．土壤水分对土壤形成有极其重要的作用。 2．土壤水分影响土壤的养分状况 养分的释
放、转化、移动以及被植物吸收都离不开水分。
3．土壤水分直接影响土壤空气和热量状况
4．土壤水分影响土壤的物理机械性和耕性
Байду номын сангаас
土壤水分与作物生长的关系
1．土壤水分是作物生命活动的重要因素
v
( w1 w2 ) / 1 100 m p w2 / p
容积含水量可表明土壤水填充土壤孔隙的程度， 从而可以计算出土壤三相比（单位体积原状土中， 土粒、水分和空气容积间的比）。 例如，某地耕层土壤含水量（重量％）为 20％， 土壤容重为1.25（g/cm3），土壤总孔度为 52.83％， 则： 土壤含水量（容积％）=20×1.25=25 土壤 空气（容积％）=52.83－25=27.83 土 粒（容积％）=100－52.83=47.17 土壤固相:液相:气相 =47.17:25:27.83=1:0.53:0.59
水深之间的换算关系可推知，如下式所示：
V方/公顷= DW（mm）/1000×10000（m2）=10DW
5.土壤相对含水量
土壤实际含水量占该土壤田间持水量的百 分数。可以说明土壤水分对作物的有效程度和 水、气的比例状况等。是农业生产上应用较为 广泛的含水量的表示方法。 土壤含水量 土壤相对含水量（％）＝——————— ×１００ 田间持水量
水 沿 着 毛 管 上 升
毛管作用力范围： 0.1-1mm 有明显的毛管作用 0.05-0.1mm
毛管作用较强
0.05-0.005mm 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
土粒 地下水位
毛管 上升 水示 意图
毛管水上升的高度与毛管的半径有密切关系。 根据茹林公式，H=0.15/r 由此可见，毛管水上升高度与毛管半径成反比， 即毛管半径愈细，上升高度愈高。但在土壤中的 实际上升高度远达不到上式的理论计算数字。 毛管水上升可使地表水不断得到补充。但在低 洼地区往往会造成土壤的盐渍化。
Pore Spaces are filled with water
二、 土壤水分的有效性
1、土壤水分有效性的含义 土壤水分有效性是指土壤水分能否被植物利用及其 被利用的难易程度。 土壤水分从完全干燥到饱和持水量，可分为若干 阶段，每一阶段根据受土壤各种力的作用达到某种 程度的含水量，对于同一种土壤来说基本不变或变 化极小，此时的含水量称为水分常数。如前面介绍 的吸湿系数、凋萎系数、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 都是土壤水分常数。根据这些水分常数可划分土壤 水分为有效水和无效水（图4～3）。
土壤有效水的含量和土壤质地、结构、有机质 含量等因素有关。（表4～3和图4～4 ）。
表4—3
不同质地土壤的有效水范围重量(%)
质 地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 轻粘土 田间持水量(%) 12 18 22 24 26 30 凋萎系数(%) 3 5 6 9 11 15 有效水范围(%) 9 13 16 15 15 15
水分与土粒 atm 的能量关系pF
土壤水分形态
土壤水分有效性
土壤水分形态、水分常数、能量和有效性示意图
2、土壤有效水的范围
土壤有效水范围是从田间持水量到凋萎系数。凋 萎系数是作物可利用水的下限，田间持水量是作物 可利用水的上限。 土壤有效水范围（%） =田间持水量（%）—凋萎系数（%） 凋萎系数至毛管断裂含水量，故称之为难有效水 毛管断裂含水量到田间持水量之间的水分，故称为 易有效水。 可见田间持水量、毛管断裂含水量、凋萎系数就 成为土壤有效水分级的三个基本常数。
一 般 作 物 出 苗 最 12—16 适含水量
16—20
18—23
22—30
3.不同作物对水分的要求
作物种类不同对水分的要求是不同的。作物在整个 生育期间叶面蒸腾所消耗的水分重量与形成干物质重 量之比称为蒸腾系数。（表4-7）。
4．作物不同生育期对土壤水分的需求
如作物某一生育期缺水，对作物生长发育和产量 水平影响最严重，则这一时期称为需水临界期。各 种作物的需水临界期，一般在形成生殖器官，新陈 代谢最旺盛的时期，注意及时充分的供水。所以掌 握各种作物的需水特点，是调节土壤水分的重要前 提。
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节
土壤水分类型、性质及有效性 土壤含水量的表示方法及其测定 土壤水分能量状态 土壤水分运动 田间水分循环
第一节 土壤水分的类型、性质及有效性
No water remains attached to soil particles
Soil Particles: Mineral and Organic Pore Spaces: location of air and water
3．水层厚度
在一定厚度（ｈ）一定面积土壤中所含水量相当于 相同面积水层的厚度，用DW表示，一般以mm为单位。 水层厚度DW（mm）=土层厚度（mm）×水容％ =h×θＶ
4 . 水体积
指一定面积、一定深度土层内所含水的体积。 一般以方/hm2表示。在数量上，可简单由DW与所指 定面积（如1hm2等）相乘即可，但要注意单位的一 致。 若都以1m土深计，每公顷含水容量（以V方/公顷表示）与
2、容积含水量
容积含水量是指单位土壤总容积中水分所占的 容积分数，又称容积湿度，常用符号θＶ表示。θＶ可 用小数或百分数形式表达，百分数可由下式表示： 土壤水容积 土壤容积含水量（％）= --—————— ×100% 土壤总容积 容积含水量可由质量含水量换算而得，如按常 温下土壤水的密度为１g／cm３计算，土壤容重为ρ， 于是:
前面介绍的是土壤水分的传统形态学分类， 它的基本思想是根据土壤水分受到不同的作用 力，而划分水分类型的。但实际情况并非如此， 如各类型的土壤水普遍都受到重力的作用，且 互相之间往往没有明确的界限，在极细小的毛 管中，无法区分吸附水和毛管水。同时从形态 观点很难对水分运动进行精确的定量。对于形 态观点的这些弱点，都可用能量观点来解决。
2、膜状水（松束缚水）
吸湿水达到最大（量）吸湿系数后，土粒仍具有 剩余的分子引力，可继续吸收液态水分子，形成一 层比较薄的水膜，称为膜状水。
（1）膜状水在吸湿水的外层，所受吸力较小，吸力 范围在3.1～0.625MPa。
（2）性质基本上和液态水相似，但粘滞度较高， 而溶解能力较小。密度平均高达1.25，冰点为-4℃。
水分是作物体的重要组成部分。一般作物体内含 水达60-80%，蔬菜瓜果的含水量可达90%以上。水 是光合作用的原料之一，另外主要用于叶面蒸腾， 以此降低和稳定作物的体温，不致温度过高引起作 物灼烧。作物对养分的吸收与利用也离不开水分。 总之，土壤水分是作物维持正常生理功能和保证生 命活动的重要条件。
一、土壤水的类型
Pore Space
Water on soil particle surface
1、吸湿水（紧束缚水）：由于固体土粒表
面分子引力和静电引力对空气中的水汽分子产 生的吸附力而紧密保持的水分称吸湿水，通常 只有2—3个水分子层。
吸湿水的特点：吸湿水受土粒的吸持力很大， 不能移动，具有固态水的性质，定向排列，而且 排列紧密，水分不能自由移动，对溶质无溶解力， 为无效水。 土壤吸湿水含量的高低主要取决于土粒的比表 面积和大气相对湿度。 土壤的吸湿水含量达到最大值时的土壤含水量 称为最大吸湿量。