第四章土壤水空气热量
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第三章 土壤水、空气和 热量
第一节 土壤水分基本性质
一、土壤水分形态
研究方法:能量法和数量法。 三种形态:固态、液态和气态。
土壤水:存在于土粒表面和土粒间孔隙中的水。 即105-110℃下从土壤中驱逐出来的水分,不 包括化合水和结晶水。
(一)土壤水的类型
1.吸湿水(hygroscopic water) 2.膜状水(film water) 3.毛管水(capillary water) 4.重力水(gravitational water)
风干土重 烘干土重= —————— 1+吸湿水%
2.膜状水(film water)
概念:土粒在吸附空气中的水汽达到饱和后,还有剩余的分 子引力,能吸附液态的水。 最大分子持水量:膜状水达到最大量时土壤含水量。 膜状水受到束缚力31-6.25个大气压,部分可被植物吸收利用, 但移动缓慢吸收困难。 凋萎含水量(萎蔫系数)(wilting point ) :植物由于干旱 发生永久萎蔫时土壤含水量。 此时土壤含水量受到吸力15-16个大气压,已为土壤有效水 的下限。 *吸湿水和膜状水,又被称为吸附水或束缚水。 对植物有效性低,仅部分有效。
多孔陶瓷板/ 薄膜
测定的下限达-1500 kpa吸力,包括全部 有效水范围。
三、土壤水分特征曲线
(一)定义: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或土壤持水曲 线(soil water characteristic curve)。 土壤水分特征曲线把土壤水分数量和能量及其相互间关系表示 出来,能够清楚说明不同土壤的水分性状。
(一)土水势分势
1、基质势(Ψm):土壤水受到吸附力和毛管力的束缚,自 由能的降低。负,水分不饱和下起主要作用。 2、溶质势(渗透势Ψs):土壤水溶解溶质而引起自由能的 降低。负,蒸馏水干的快,盐水干得慢。
3、压力势(Ψp):由于土壤水本身静水压力而引起土水势 变化。正值,土壤水分饱和时起主导作用。
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量(%)
凋萎系数(%) 有效水最大含量 (%)
12
3 9
18
5 13
22
6 16
24
9 15
26
11 15
30
15 15
土壤含水量
二、土壤水分含量
1.质量含水量θm:土壤中水分的质量占干土重的 百分数。干土重为105℃ -110℃下的烘干土重。
毛管水的类型
1)悬着毛管水(capillary suspending water) :在地
形部位高,地下水位深的地方,降雨或灌水后,借毛管力保持 的水分,与地下水无直接联系,同下面的干土层有明显的湿润 线分界,好象悬着在上层土壤毛管孔隙中的水。 *田间持水量(field water capacity) :土壤毛管悬着水达 到最多时土壤含水量。 *毛管断裂含水量(capillary disrupting moisture) 当土壤含水量降低到一定程度时,较粗毛管中悬着水的连续状 态出现断裂,蒸发速率明显降低,此时土壤含水量称为毛管断 裂含水量。大约相当于该土壤田间持水量的75%左右。
•pF:水柱高度厘米数的对数
(三)土壤水吸力
1、土壤水吸力:指土壤水在承受一定吸力情况下所处的能 态。
用吸力表示其能态大小,但并不是指土壤对水的吸力, 物理意义上不严格,但应用较方便。 2、包括基质吸力和溶质吸力, 基质吸力产生原因与Ψm相同,大小相同,符号相反。 溶质吸力,产生原因与Ψs相同,大小相同,符号相反。 3、水由吸力低向吸力高的方向运动。
土壤水质量 m 质% 100% 干土质量
湿土 烘干土 1 质%
2、容积含水量θv :单位土壤总容积中水分所占的 容积百分数。
土壤水体积 容% 100% 土壤总容积
θv容%=质%×容重 θv = θm ×ρ ρ——土壤容重
3、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。
二、土水势的测定
张力计法,压力膜法,冰点下降法,水气压法
1、张力计法(负压计或 湿度计),测定水不饱和 土壤的基质势或基质吸力。 田间、盆栽、室内
一般只能测定8万 帕以下的土壤水 吸力。
2、压力膜法(压力膜仪), 是实验室测定土水势的主要 方法。原理与张力计基本相 同。张力计测负压力、压力 膜仪测正压力。
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
饱 和 持 水 量
吸湿水 膜状水
毛管悬着水 毛管上升水
重力水
无效水
有效水
多余水 (旱地)
图3-4 土壤保持水分能量、水分常数与水分有效性的关系
表3-3 土壤质地与有效水最大含量的关系
θv =-5.3×10-2+2.92×10-2εa-5.5×10-4εa2+4.3×10-6εa3
D、根据时间计算εa,根据εa计算θv。
TDR仪器
探 头
土 壤 水 分 测 定
(TDR)
第二节、土水势
一、土水势及其分势
土水势(soil water potential) :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)的变化(主要是 降低),称为土水势。
土粒
毛 管 悬 着 水 示 意 图
2)支持毛管水(capillary supporting water ):
地形低洼,地下水位浅,地下水沿毛管上升并保
持在土壤中的那一部分水分。
*毛管持水量:毛管上升水达到最大量时土壤 含水量。毛管持水量略大于田间持水量。
土粒 地下水位
毛 管 上 升 水 示 意 图
水分保持力:
土粒和水界面上的吸附力:范德花力和静 电引力
水和空气界面上的弯月面力:
P=2T/R=2 δ /r*cosα
P—弯月面力; T—表面张力;R—曲率半径;r— 毛管半径; α—湿润角
重力
α r
α
h
图3-1 毛管现象和毛管半径与上升高度的关系
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
4、重力势(Ψg):土壤中的水处于高度不同而具有不同的 重力势能。 0水势面确定,以地表或地下水作为0水势面。 5、总水势(Ψt): :Ψt=Ψm+Ψs+Ψp+Ψg
(二)土水势单位
以单位数量土壤水的势能值表示。 单位容积:用Pa,hPa,kPa,MPa
单位质量:水柱高度
•1 Pa=1.02×10-2cm水 •1mm水柱=9.8064Pa(0℃) •1atm=1033cm水柱=1.0133bar •1bar=0.9896atm=1020cm水柱
和地下水(ground water)
1.吸湿水(hygroscopic water )
概念:土壤固体土粒的表面能吸附空气中的水分子,形成薄 薄的水膜。 最大吸湿量(maximum hygroscopicity ) :在水汽饱和的 空气中,吸湿水达到最大量时土壤含水量。
吸湿水受到束缚力,10000-31个大气压,植物吸水15-16大气 压,不能被植物利用。
土壤含水量% 土壤相对含水量 100% 田%
土壤含水量% 或 100% 饱和%
4、土壤储水量
一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量,两种表达方式: (1)储水量深度: 指一定面积,深度土层内所含实际含水量 换算成水层厚度来表示,单位常用mm。 Dw =质%×土层厚度×容重/10 =容%×土层厚度/10 * 水层厚度可与降雨量和蒸发量之间进行比较。
密度1.2-2.4,冰点是-78 ℃ ,105℃可烘出来。
影响因素:质地、气温、相对湿度。
对植物无效!
土粒
土粒
吸湿水层 膜状水层
吸湿水示意图
土壤质地愈粘重,吸湿系数愈大。
土壤 质地
紫色土 粘土
黄壤 重壤 4.11
潮土 中壤 2.52
砂土 砂土 0.8
吸湿系数 7.53 ( %)
有 吸 风干土 湿无 水 烘干土
滞 后 现 象
滞后现象产生原因是土壤颗粒的涨缩性以及土壤孔隙的 分布特点。砂土比黏土明显。
(三)土壤水分特性曲线的意义及用途
1.可利用它进行土壤水吸力S和含水率之间的换算。(许多模型建立)
2.土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。
(2)储水量容积:指一定面积一定厚度土壤中所含水的体积。
Dv( 水方/公顷)=10Dw
三、土壤含水量的测定
1.烘干法:经典烘干法(标准方法)、快速 烘干法 2.中子仪法
3. TDR法(Time Domain Reflectometry)
4.电阻法
1、烘干法
1)烘箱烘干法 A、原理:105~110℃烘干6~8小时 B、质%=(W1-W2)/(W2-W3) ×100% W1—湿土+盒;W2—干土+盒; W3—盒 C、国标方法,准确 D、缺点:时间长,需取样,不能定点观测。 2)快速烘干法 A、红外线烘干法 B、微波炉烘干法 C、酒精燃烘法:取土样放入铝盒,加入98%酒精点燃,重复 3-5次,燃烧时土壤70-80℃,将燃尽时180- 200℃,灭后8090℃,快速但不准确,适用于田间操作。
有效水:可以被植物吸收利用的水分
无效水:不能被植物吸收利用的水分。
是否有效不仅决定于土壤含水量多少,还取决于土 壤对水分的保持力大小和植物根系吸水力的强弱。
有效水下限为:凋萎含水量
有效水上限为:田间持水量(毛管持水量)
土壤最大有效贮水量%=田%-凋萎%
土壤有效持水量%=土壤含水量%-凋萎%
速效水——毛管断裂含水量至田间持水量之间水。
迟效水——凋萎含水量到毛管断裂含水量之间水。
水分与土粒 1.013×105Pa 10000 pF 7 的能量关系
31 4.5
15 4.2
6.25 0.4~0.8 0.05~0.5 3.8 2.6~2.9 1.7~2.7
0.08 1.6
0.001 0
105℃ 烘 干 重 土壤水分形态 土壤水分有效性
4.重力水和地下水
重力水(gravitational water ):不被土壤保持而
受重力支配向下流动的水。
饱和含水量(saturated water content):土壤
孔隙都充满水时的含水量
水田可被作物利用 旱地,短时间存在土体;过多,土壤空气不足,内 涝,对作物生长不利。
地下水:存在于地壳岩石裂缝或土壤孔隙中 的水;广泛埋藏于地表以下的各种状态的水。
2、中子仪法
1)快中子源 镭-铍 2)慢中子探测器。 3)快中子遇H变慢 4)不能测土表土壤, 有机质多影响结果。 5)可定点长期观测。
中子仪的田间使用技术
3、TDR法:
1)时域反射仪,可测定土壤水,盐状况 2)原理:
A、电磁脉冲传播速度与介质介电常数有关。
土壤介电常数εa :土粒介电常数为5,空气为1,水为80.36。 B、将长度L的波导棒插入土壤中,电磁脉冲信号从波导棒始端传到终端, 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。 根据返回时间和返回时脉冲衰减可计算土壤水、盐含量。 C、介电常数与容积含水率间的关系,
根据埋藏条件,分为三类:
上层滞水:由于局部的隔水作用,使下渗的大气降
水停留在浅层的岩石裂缝或沉积层中形成的蓄水体。
潜水:埋藏于地表以下第一个稳定隔水层上的地下 水,通常所见到的地下水多半是潜水。 自流水:埋藏较深的、流动于两个隔水层之间的地 下水。
(二)土壤水的有效性
土壤水分有效性:植物利用土壤水的难易程度
wenku.baidu.com
随着土壤含水量 的减少其水吸力增大, 基质势降低,植物根 系吸水难度增大,水 分有效性降低。
(二)影响土壤水分特征曲线的因素
1)质地:不同质地土壤,孔隙状 况差异较大,水分特征曲线不同。 2)结构:低吸力范围,土壤越紧 实,同一吸力下,含水率越大。 3)温度:温度升高,水表面张力 和粘滞性下降,水吸力减少,土水 势升高,低含水量时显著。 4)滞后现象:土壤水分由干到湿 和由湿到干,土壤水分曲线不重合 的现象。
膜状水示意图
根毛
土粒
土粒
土粒
rd D
土粒
膜状水移动示意图
3.毛管水(capillary water)
概念:靠毛管力作用而保持和运动的土壤液态水。
毛管水受到吸力6.25-0.1个大气压,可被植物吸收
利用。
拉普拉斯(Laplace)公式: P=2T/R P—毛管力;T—表面张力;R—毛管半径
第一节 土壤水分基本性质
一、土壤水分形态
研究方法:能量法和数量法。 三种形态:固态、液态和气态。
土壤水:存在于土粒表面和土粒间孔隙中的水。 即105-110℃下从土壤中驱逐出来的水分,不 包括化合水和结晶水。
(一)土壤水的类型
1.吸湿水(hygroscopic water) 2.膜状水(film water) 3.毛管水(capillary water) 4.重力水(gravitational water)
风干土重 烘干土重= —————— 1+吸湿水%
2.膜状水(film water)
概念:土粒在吸附空气中的水汽达到饱和后,还有剩余的分 子引力,能吸附液态的水。 最大分子持水量:膜状水达到最大量时土壤含水量。 膜状水受到束缚力31-6.25个大气压,部分可被植物吸收利用, 但移动缓慢吸收困难。 凋萎含水量(萎蔫系数)(wilting point ) :植物由于干旱 发生永久萎蔫时土壤含水量。 此时土壤含水量受到吸力15-16个大气压,已为土壤有效水 的下限。 *吸湿水和膜状水,又被称为吸附水或束缚水。 对植物有效性低,仅部分有效。
多孔陶瓷板/ 薄膜
测定的下限达-1500 kpa吸力,包括全部 有效水范围。
三、土壤水分特征曲线
(一)定义: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或土壤持水曲 线(soil water characteristic curve)。 土壤水分特征曲线把土壤水分数量和能量及其相互间关系表示 出来,能够清楚说明不同土壤的水分性状。
(一)土水势分势
1、基质势(Ψm):土壤水受到吸附力和毛管力的束缚,自 由能的降低。负,水分不饱和下起主要作用。 2、溶质势(渗透势Ψs):土壤水溶解溶质而引起自由能的 降低。负,蒸馏水干的快,盐水干得慢。
3、压力势(Ψp):由于土壤水本身静水压力而引起土水势 变化。正值,土壤水分饱和时起主导作用。
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量(%)
凋萎系数(%) 有效水最大含量 (%)
12
3 9
18
5 13
22
6 16
24
9 15
26
11 15
30
15 15
土壤含水量
二、土壤水分含量
1.质量含水量θm:土壤中水分的质量占干土重的 百分数。干土重为105℃ -110℃下的烘干土重。
毛管水的类型
1)悬着毛管水(capillary suspending water) :在地
形部位高,地下水位深的地方,降雨或灌水后,借毛管力保持 的水分,与地下水无直接联系,同下面的干土层有明显的湿润 线分界,好象悬着在上层土壤毛管孔隙中的水。 *田间持水量(field water capacity) :土壤毛管悬着水达 到最多时土壤含水量。 *毛管断裂含水量(capillary disrupting moisture) 当土壤含水量降低到一定程度时,较粗毛管中悬着水的连续状 态出现断裂,蒸发速率明显降低,此时土壤含水量称为毛管断 裂含水量。大约相当于该土壤田间持水量的75%左右。
•pF:水柱高度厘米数的对数
(三)土壤水吸力
1、土壤水吸力:指土壤水在承受一定吸力情况下所处的能 态。
用吸力表示其能态大小,但并不是指土壤对水的吸力, 物理意义上不严格,但应用较方便。 2、包括基质吸力和溶质吸力, 基质吸力产生原因与Ψm相同,大小相同,符号相反。 溶质吸力,产生原因与Ψs相同,大小相同,符号相反。 3、水由吸力低向吸力高的方向运动。
土壤水质量 m 质% 100% 干土质量
湿土 烘干土 1 质%
2、容积含水量θv :单位土壤总容积中水分所占的 容积百分数。
土壤水体积 容% 100% 土壤总容积
θv容%=质%×容重 θv = θm ×ρ ρ——土壤容重
3、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。
二、土水势的测定
张力计法,压力膜法,冰点下降法,水气压法
1、张力计法(负压计或 湿度计),测定水不饱和 土壤的基质势或基质吸力。 田间、盆栽、室内
一般只能测定8万 帕以下的土壤水 吸力。
2、压力膜法(压力膜仪), 是实验室测定土水势的主要 方法。原理与张力计基本相 同。张力计测负压力、压力 膜仪测正压力。
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
饱 和 持 水 量
吸湿水 膜状水
毛管悬着水 毛管上升水
重力水
无效水
有效水
多余水 (旱地)
图3-4 土壤保持水分能量、水分常数与水分有效性的关系
表3-3 土壤质地与有效水最大含量的关系
θv =-5.3×10-2+2.92×10-2εa-5.5×10-4εa2+4.3×10-6εa3
D、根据时间计算εa,根据εa计算θv。
TDR仪器
探 头
土 壤 水 分 测 定
(TDR)
第二节、土水势
一、土水势及其分势
土水势(soil water potential) :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)的变化(主要是 降低),称为土水势。
土粒
毛 管 悬 着 水 示 意 图
2)支持毛管水(capillary supporting water ):
地形低洼,地下水位浅,地下水沿毛管上升并保
持在土壤中的那一部分水分。
*毛管持水量:毛管上升水达到最大量时土壤 含水量。毛管持水量略大于田间持水量。
土粒 地下水位
毛 管 上 升 水 示 意 图
水分保持力:
土粒和水界面上的吸附力:范德花力和静 电引力
水和空气界面上的弯月面力:
P=2T/R=2 δ /r*cosα
P—弯月面力; T—表面张力;R—曲率半径;r— 毛管半径; α—湿润角
重力
α r
α
h
图3-1 毛管现象和毛管半径与上升高度的关系
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
4、重力势(Ψg):土壤中的水处于高度不同而具有不同的 重力势能。 0水势面确定,以地表或地下水作为0水势面。 5、总水势(Ψt): :Ψt=Ψm+Ψs+Ψp+Ψg
(二)土水势单位
以单位数量土壤水的势能值表示。 单位容积:用Pa,hPa,kPa,MPa
单位质量:水柱高度
•1 Pa=1.02×10-2cm水 •1mm水柱=9.8064Pa(0℃) •1atm=1033cm水柱=1.0133bar •1bar=0.9896atm=1020cm水柱
和地下水(ground water)
1.吸湿水(hygroscopic water )
概念:土壤固体土粒的表面能吸附空气中的水分子,形成薄 薄的水膜。 最大吸湿量(maximum hygroscopicity ) :在水汽饱和的 空气中,吸湿水达到最大量时土壤含水量。
吸湿水受到束缚力,10000-31个大气压,植物吸水15-16大气 压,不能被植物利用。
土壤含水量% 土壤相对含水量 100% 田%
土壤含水量% 或 100% 饱和%
4、土壤储水量
一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量,两种表达方式: (1)储水量深度: 指一定面积,深度土层内所含实际含水量 换算成水层厚度来表示,单位常用mm。 Dw =质%×土层厚度×容重/10 =容%×土层厚度/10 * 水层厚度可与降雨量和蒸发量之间进行比较。
密度1.2-2.4,冰点是-78 ℃ ,105℃可烘出来。
影响因素:质地、气温、相对湿度。
对植物无效!
土粒
土粒
吸湿水层 膜状水层
吸湿水示意图
土壤质地愈粘重,吸湿系数愈大。
土壤 质地
紫色土 粘土
黄壤 重壤 4.11
潮土 中壤 2.52
砂土 砂土 0.8
吸湿系数 7.53 ( %)
有 吸 风干土 湿无 水 烘干土
滞 后 现 象
滞后现象产生原因是土壤颗粒的涨缩性以及土壤孔隙的 分布特点。砂土比黏土明显。
(三)土壤水分特性曲线的意义及用途
1.可利用它进行土壤水吸力S和含水率之间的换算。(许多模型建立)
2.土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。
(2)储水量容积:指一定面积一定厚度土壤中所含水的体积。
Dv( 水方/公顷)=10Dw
三、土壤含水量的测定
1.烘干法:经典烘干法(标准方法)、快速 烘干法 2.中子仪法
3. TDR法(Time Domain Reflectometry)
4.电阻法
1、烘干法
1)烘箱烘干法 A、原理:105~110℃烘干6~8小时 B、质%=(W1-W2)/(W2-W3) ×100% W1—湿土+盒;W2—干土+盒; W3—盒 C、国标方法,准确 D、缺点:时间长,需取样,不能定点观测。 2)快速烘干法 A、红外线烘干法 B、微波炉烘干法 C、酒精燃烘法:取土样放入铝盒,加入98%酒精点燃,重复 3-5次,燃烧时土壤70-80℃,将燃尽时180- 200℃,灭后8090℃,快速但不准确,适用于田间操作。
有效水:可以被植物吸收利用的水分
无效水:不能被植物吸收利用的水分。
是否有效不仅决定于土壤含水量多少,还取决于土 壤对水分的保持力大小和植物根系吸水力的强弱。
有效水下限为:凋萎含水量
有效水上限为:田间持水量(毛管持水量)
土壤最大有效贮水量%=田%-凋萎%
土壤有效持水量%=土壤含水量%-凋萎%
速效水——毛管断裂含水量至田间持水量之间水。
迟效水——凋萎含水量到毛管断裂含水量之间水。
水分与土粒 1.013×105Pa 10000 pF 7 的能量关系
31 4.5
15 4.2
6.25 0.4~0.8 0.05~0.5 3.8 2.6~2.9 1.7~2.7
0.08 1.6
0.001 0
105℃ 烘 干 重 土壤水分形态 土壤水分有效性
4.重力水和地下水
重力水(gravitational water ):不被土壤保持而
受重力支配向下流动的水。
饱和含水量(saturated water content):土壤
孔隙都充满水时的含水量
水田可被作物利用 旱地,短时间存在土体;过多,土壤空气不足,内 涝,对作物生长不利。
地下水:存在于地壳岩石裂缝或土壤孔隙中 的水;广泛埋藏于地表以下的各种状态的水。
2、中子仪法
1)快中子源 镭-铍 2)慢中子探测器。 3)快中子遇H变慢 4)不能测土表土壤, 有机质多影响结果。 5)可定点长期观测。
中子仪的田间使用技术
3、TDR法:
1)时域反射仪,可测定土壤水,盐状况 2)原理:
A、电磁脉冲传播速度与介质介电常数有关。
土壤介电常数εa :土粒介电常数为5,空气为1,水为80.36。 B、将长度L的波导棒插入土壤中,电磁脉冲信号从波导棒始端传到终端, 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。 根据返回时间和返回时脉冲衰减可计算土壤水、盐含量。 C、介电常数与容积含水率间的关系,
根据埋藏条件,分为三类:
上层滞水:由于局部的隔水作用,使下渗的大气降
水停留在浅层的岩石裂缝或沉积层中形成的蓄水体。
潜水:埋藏于地表以下第一个稳定隔水层上的地下 水,通常所见到的地下水多半是潜水。 自流水:埋藏较深的、流动于两个隔水层之间的地 下水。
(二)土壤水的有效性
土壤水分有效性:植物利用土壤水的难易程度
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随着土壤含水量 的减少其水吸力增大, 基质势降低,植物根 系吸水难度增大,水 分有效性降低。
(二)影响土壤水分特征曲线的因素
1)质地:不同质地土壤,孔隙状 况差异较大,水分特征曲线不同。 2)结构:低吸力范围,土壤越紧 实,同一吸力下,含水率越大。 3)温度:温度升高,水表面张力 和粘滞性下降,水吸力减少,土水 势升高,低含水量时显著。 4)滞后现象:土壤水分由干到湿 和由湿到干,土壤水分曲线不重合 的现象。
膜状水示意图
根毛
土粒
土粒
土粒
rd D
土粒
膜状水移动示意图
3.毛管水(capillary water)
概念:靠毛管力作用而保持和运动的土壤液态水。
毛管水受到吸力6.25-0.1个大气压,可被植物吸收
利用。
拉普拉斯(Laplace)公式: P=2T/R P—毛管力;T—表面张力;R—毛管半径