土壤水

土壤水，土壤有效水(available soil water)：在田间持水量（1-2万帕）到永久萎蔫系数（150万帕）之间保留在土壤中的水分。土壤水吸力大于150万帕的土壤水对植物来说是无效水

土壤水思维导图

• 土壤水的类型划分
  • 土壤水分类型
    • 吸湿水 土壤吸湿水干土从空气中吸着水汽所保持的水称为吸湿水
      • 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
    • 膜状水 土壤颗粒表面上吸附的水分形成水膜，这部分水称为土壤膜状水
      • 土壤膜状水达到最大值时的土壤含水量称为土壤最大分子持水量
    • 毛管水 存在于土壤毛管孔隙中的水分，称为毛管水包括毛管悬着水和毛管上升水
      • 毛管悬着水 借助于毛管力保持在上层土壤的毛管孔隙中的水分，它与来自地下水上升的毛管水并不相连，好像悬挂在上层土壤中一样，故称之为毛 悬着水
      • 毛管水断裂量 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水断裂量。大约相当于该土壤田 持水量的75％左右
      • 田间持水量 毛管悬着水达到最大值时的土壤含水量称为田间持水量 通常作为灌溉水量定额的最高指标。在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。田间持水量的大小，主要受质地、有机质含量、结构、松紧状况等的影响
      • 毛管持水量 毛管上升水达到最大量的土壤含水量
      • 毛管水上升高度 从地下水面到毛管上升谁所能达到的相对高度，叫毛管水上升高度。
    • 重力水 重力水临时存在于土壤大孔隙（通气孔隙）中的水分，与土壤养分的淋失有关
      • 土壤饱和含水量 土壤所有孔隙都充满水时的含水量，也称为土壤全持水量
      • 注意：对于不同质地的土壤上述各种不同形态水的数值是不等的
• 土壤水的含量测定
  • 土壤水分含量的表示方法
• 土壤水的能态
  • 水土势及其分势
    • 基质势 （m） 负值 当土壤饱和时最大＝0 土壤含水量越高，基质势也越高
    • 压力势（ p ) 正值 只有当土壤水分饱和时才有压力势在不饱和土壤中压力势为0 饱和土层越深，压力势越高
    • 溶质势（ S ) 负值 土壤溶质浓度越高，溶质势越低 溶质势只有对半透膜的水分运动起作用
    • 重力势（ g ） 是指由重力作用而引起的土水势变化 任何时后重力势都存在 高于参比面时为正，反之为负，参比面处重力势为0
  • 土壤水吸力 绝对正值 土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力，但并不是指土壤对水的吸力一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与 vm 相等，但符号相反
  • 土壤水势的定量测定
    • 土水势的标准单位：帕 1 Pa =0.0102 cm 水柱 1 atm =1033 cm 水柱＝1.0133 bar 1 bar =0.9896 atm =1020 cm 水 1 bar =100000 Pa
  • 土壤水分特征曲线
    • 指土壤水分含量与土壤水吸力的关系曲线。目前尚无法从理论上推导出土壤含水率与土壤水吸力或基质势之间小关系，只能用实验方法获得
    • 曲线
      • 滞后现象的原因
        • 在土壤水分特征曲线中表现为，刚开始吸水时基质势升高（土壤水吸力下降）较快而含水量升高较慢，即滞后。土壤脱水过程相反，随着基质势下降（土壤水吸力上升），大孔隙中的水由于小孔隙的瓶颈作用，而不能排出。直到基质势达到小孔隙对应水平，土壤孔隙才开始正常排水。在土壤水分特征曲线中表现为，刚开始脱水时，基质势上升（土壤水吸力下降）较快而含水量降低较慢。
      • 用途·
        • 首先，可利用它进行土壤水吸力 S 和含水率0之间 换算 其次，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。 第三，水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性 第四，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
• 土壤水的运动
  • 饱和流
    • 饱和流导水率
      • 概念
        • 土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下层或横向运动的速度
      • 特点
        • 饱和导水率的特点①饱和率是常数②是土壤导水率的MAX③主要取决于土壤的质地和结构。沙质土> 壤质土> 粘质
      • 影响饱和导水率的因素
        • 质地水通量与孔隙半径4次方呈正比。结构土壤结皮对土壤饱和导水率有显著的影响。有机质含量。粘土矿物种类
  • 非饱和流
    • 非饱和导水率
      • dy / dx 为总水势梯度 非饱和导水率是土壤基质势的函数
  • 区别
    • 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，而非包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（ ym ）的函数
  • 水汽运动
    • 土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象 水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度
  • 入渗再分布土面蒸发
    • 再发布
      • 土壤水入渗过程结束后，水在重力和吸力梯度影响下在土壤中向下移动重新分布的过程。土壤水的再分布是土壤水的不饱和
    • 土壤入渗(soil water infiltration)
      • 一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程
      • 影响因素
        • 一是供水速率，二是土壤的入渗能力
      • 最初入渗速率
        • 入渗开始时与土壤本底湿度有关的水流速率
      • 稳定入渗速率
        • 稳定入渗率是入渗后水流稳定时的速率，它等于或接近饱和导水率
    • 土面蒸发
      • 土壤水汽进入大气的过程。当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强称为潜在蒸发强度。
      • 土面蒸发过程区分为三个阶段
        • 1、表土蒸发强度保持稳定的阶段
          • –稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，一般认为该值相当于毛管水断裂量的含水率，或田间持水量的50-70%
        • 2、表土蒸发强度随含水率变化的阶段
          • –蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持
        • 3、水汽扩散阶段
          • –土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而是在土壤内部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制，并取决于干土层厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢而且稳定。
          • 土壤保墒措施在蒸发的第一阶段进行效果最佳；第二阶段次之
      • 盐土的水分蒸发：–夏季积盐多；–蒸发力弱积盐少；–盐往高处走，盐斑的扩大
      • 田间土壤水分平衡
• 土壤中的调控
  • 有效水
    • 土壤有效水(available soil water)：在田间持水量（1-2万帕）到永久萎蔫系数（150万帕）之间保留在土壤中的水分。土壤水吸力大于150万帕的土壤水对植物来说是无效水
  • 萎蔫系数
    • 萎蔫系数（wilting coefficient）亦称凋萎系数、凋萎点，是重要的土壤水分常数之一。萎蔫系数依土壤不同而异，粘土的萎蔫系数比砂土的高。指生长在湿润土壤上的作物经过长期的干旱后，因吸水不足以补偿蒸腾消耗而叶片萎蔫时的土壤含水量
  • 植物吸水
    • 植物吸水：–主动吸水和被动吸水。被动吸水为主要方式，其动力是从植物叶面到茎到根到土壤的水势梯度。主动吸水一般不超过植物只水量的10%
  • 途径
    • –合理开采、–分配和管理；–减少输水损失；–提高灌溉效率。土壤水的调控
  • 调控
    • 土壤水的调控措施主要包括土壤水的保蓄和调节
      • 1、耕作措施秋耕中耕镇压等
      • 2、地面覆盖薄膜覆盖秸秆覆盖
      • 3、灌溉措施喷灌、滴灌、渗灌
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