土壤水分.ppt

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1、关于土壤水分现在学习的是第1页，共81页为为了了正正确确反反映映“土土壤壤植植物物大大气气”体体系系中中的的水水分分变化变化，人们开始运用，人们开始运用“能量能量”观点来研究观点来研究土壤水分土壤水分。因因为为土土壤壤水水和和自自然然界界中中其其他他物物体体一一样样，含含有有不不同同数数量量和和形形式式的的能能：动动能能和和势势能能。能能自自发发地地从从能能量量较较高高的的地地方方向向能能量量较较低低的的地地方方移移动动。由由于于水水在在土土壤壤中中的的运运动动很很慢慢，所所以以它它的的动动能能一一般般可可以以忽忽略略不不计计，而而势势能能（由由位位置置和和内内部部条条件件造造成成）起起着着支

2、支配配作作用。用。现在学习的是第2页，共81页（一）土水势及其分势（一）土水势及其分势（1）概念：）概念：土壤中土壤中水分的保持和运动水分的保持和运动，它被植物根系，它被植物根系吸吸收收、转移转移以及在以及在大气中散发大气中散发都是与都是与能量能量有关有关的现象。的现象。同一土壤同一土壤，湿度湿度愈大，土壤水愈大，土壤水能量水平愈高能量水平愈高，土壤土壤水势水势也愈高。土壤水便由湿度大处流向也愈高。土壤水便由湿度大处流向湿度小处。湿度小处。现在学习的是第3页，共81页不同土壤不同土壤，则，则不能不能只看只看土壤含水量土壤含水量的多少，更的多少，更重要的是要看它们重要的是要看它们土水势土水势的高

3、低，才能确定的高低，才能确定土土壤水的流向壤水的流向。例例如如：在在含含水水量量为为15%的的粘粘土土其其土土水水势势一一般般低低于于含含水水量量只只有有10%的的砂砂土土。如如果果这这两两种种土土壤壤相相互互接接触触时时，水流将由水流将由砂土砂土流向流向粘土粘土。现在学习的是第4页，共81页在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的在土水势的研究和计算中，一般要选取一定的参考标准参考标准参考标准参考标准。土壤水在土壤水在各种力各种力（如吸附力、毛管力、重力和静水压力等）（如吸附力、毛管力、重力和静水压力等）的作用下，与的作用下，与同样温度同样温度同样温度同样温度、高度高度高度高度和和大气压等条

4、件大气压等条件大气压等条件大气压等条件的的纯自由水纯自由水纯自由水纯自由水相相比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为零），其比（即以自由水作为参比标准，假定其势值为零），其自由能自由能自由能自由能必然不同，这个自由能的差用必然不同，这个自由能的差用势能势能势能势能来表示，称为来表示，称为土水势土水势土水势土水势。常用（常用（）来表示。来表示。所以，土水势是以所以，土水势是以纯自由水纯自由水纯自由水纯自由水作参比标准的差值，是一个作参比标准的差值，是一个相对相对相对相对值值值值。现在学习的是第5页，共81页由于由于引起引起土水势变化的原因或动力土水势变化的原因或动力不同不同，所以，所以土水势包

5、括若干土水势包括若干分势分势，即即基质势基质势（mm）、）、压力压力势势（pp）、）、溶质势溶质势（ss）、）、重力势重力势（gg）等。等。现在学习的是第6页，共81页（2）土水势分势）土水势分势基质势（基质势（matrix potentialmatrix potential，mm）：基质势是由土壤颗粒（基质）的基质势是由土壤颗粒（基质）的吸附力吸附力吸附力吸附力和和毛管力毛管力毛管力毛管力所引起的水势变化。所引起的水势变化。在土壤水在土壤水不饱和不饱和不饱和不饱和的状态下，水分受的状态下，水分受吸附力和毛管力吸附力和毛管力吸附力和毛管力吸附力和毛管力的吸持，的吸持，自由能水平自由能水平自由能

6、水平自由能水平降低降低降低降低，其水势必然低于参比标准（纯自由水）下的水势。由于，其水势必然低于参比标准（纯自由水）下的水势。由于参比标准的参比标准的水势为零水势为零，所以，所以基质势总是基质势总是负值负值负值负值。显然，同一土壤在显然，同一土壤在不同含水量不同含水量不同含水量不同含水量情况下，基质势是不相等的，情况下，基质势是不相等的，土壤愈干土壤愈干土壤愈干土壤愈干吸力愈强吸力愈强吸力愈强吸力愈强，基质势愈小基质势愈小基质势愈小基质势愈小，其绝对值愈大。即基质势，其绝对值愈大。即基质势-2010-20105 5papa低于基质势低于基质势-10105 5papa。土壤水愈是土壤水愈是接近饱

7、和接近饱和接近饱和接近饱和，基质势就，基质势就愈高愈高愈高愈高，绝对值也愈小，直至土壤水，绝对值也愈小，直至土壤水完全饱完全饱完全饱完全饱和和和和，基质势与参比标准一致，基质势与参比标准一致，基质势就等于零基质势就等于零基质势就等于零基质势就等于零了。了。现在学习的是第7页，共81页溶质势（溶质势（Solute potential），s）溶质势是由土壤水中的溶质势是由土壤水中的溶质溶质溶质溶质所引起的水势变化。所引起的水势变化。在盐化土壤中，由于含有大量的在盐化土壤中，由于含有大量的可溶盐类可溶盐类可溶盐类可溶盐类，盐类溶解成离子，离子，盐类溶解成离子，离子水化水化水化水化使使水分子被定向吸引

8、排列在离子周围，失去自由活动能力，与水分子被定向吸引排列在离子周围，失去自由活动能力，与参比标准的纯水参比标准的纯水（溶（溶质势为零）相比，自由能降低，所以质势为零）相比，自由能降低，所以溶质势为溶质势为负值负值负值负值。土壤水中土壤水中溶解的溶质愈多，溶质势愈低溶解的溶质愈多，溶质势愈低。在在饱和及不饱和情况下饱和及不饱和情况下，土壤水都有，土壤水都有溶质势溶质势存在，但存在，但其中的其中的溶质溶质极易随水运动极易随水运动而呈而呈均匀状态均匀状态均匀状态均匀状态分布，所以分布，所以溶质势对土壤水运动影响不大溶质势对土壤水运动影响不大。然而在土壤水对植物然而在土壤水对植物的关系上，因为植物根属

9、半透性膜，溶质势便起作用了。如在盐土中，的关系上，因为植物根属半透性膜，溶质势便起作用了。如在盐土中，土壤水中溶有较多的盐分，溶质势低，植物吸水困难。土壤水中溶有较多的盐分，溶质势低，植物吸水困难。现在学习的是第8页，共81页渗透作用和渗透压示意图渗透作用和渗透压示意图 盐土中盐土中的盐浓的盐浓度，可度，可以导致以导致含盐土含盐土层从其层从其临近的临近的土层中土层中聚积水聚积水分。这分。这个势相个势相当于从当于从土壤溶土壤溶液中，液中，透过半透过半透膜抽透膜抽吸单位吸单位数量的数量的水所做水所做的功。的功。现在学习的是第9页，共81页压力势（压力势（pressure potential，p）l

10、土壤水在土壤水在饱和状态下饱和状态下呈呈连续水体连续水体连续水体连续水体，除承受除承受大气压大气压大气压大气压外，还要外，还要承受其上部水柱的承受其上部水柱的静水压力静水压力静水压力静水压力。l以以大气压大气压大气压大气压作参比标准（压力势为零），其水势与此之差，作参比标准（压力势为零），其水势与此之差，即为压力势。即为压力势。l由于由于压力势压力势大于大于大于大于参比标准，故为参比标准，故为正值正值正值正值。l不饱和不饱和不饱和不饱和土壤中，土壤水的压力势一般与参比标准相同，土壤中，土壤水的压力势一般与参比标准相同，等等等等于零于零于零于零。l在饱和的土壤中，孔隙都充满水，并连续成水柱。这时

11、，在饱和的土壤中，孔隙都充满水，并连续成水柱。这时，在在土表土表土表土表的土壤水的土壤水由于与大气接触，由于与大气接触，仅承受仅承受仅承受仅承受大气压，所以大气压，所以压压力势为零力势为零。但在。但在饱和饱和饱和饱和土壤愈土壤愈深层深层深层深层的土壤水的土壤水，所受的，所受的压力压力压力压力愈高愈高愈高愈高，正值愈大。，正值愈大。现在学习的是第10页，共81页重力势重力势（gravitation potential，g）e土壤水分因所处的土壤水分因所处的位置不同位置不同，由地心引力所获得的势能，由地心引力所获得的势能也不相等，由此产生的水势称为重力势。也不相等，由此产生的水势称为重力势。e重力

12、势通常用重力势通常用地下水位地下水位为参比标准为参比标准。e当水分在当水分在参比标准以上参比标准以上参比标准以上参比标准以上时，重力势为时，重力势为正值正值，愈高正值，愈高正值愈大；当水分在参比标准以下时，重力势为负值，愈愈大；当水分在参比标准以下时，重力势为负值，愈低负值愈大。低负值愈大。e由于参比标准是由于参比标准是地下水位地下水位地下水位地下水位，在生产实践中，在生产实践中高于参比面的高于参比面的高于参比面的高于参比面的水分水分水分水分意义较为重要，所以意义较为重要，所以重力势常用重力势常用正值正值。现在学习的是第11页，共81页总水势（总水势（t）g土土壤壤总总水水势势等等于于上上述述

13、各各分分势势之之和和，它它代代表表土土壤水分总的能量水平。壤水分总的能量水平。g用数学式表示，即：用数学式表示，即：t=m+p+s+g现在学习的是第12页，共81页n从上可见，土水势的值从上可见，土水势的值并不是绝对的势值并不是绝对的势值，而是，而是与上述参比标准的差值与上述参比标准的差值。n运用上述关系时，必须注意各分势的运用上述关系时，必须注意各分势的正负符号正负符号，亦即要注意在既定情况下，各分势是正值还是负亦即要注意在既定情况下，各分势是正值还是负值，也就是在计算时是相加或是相减。值，也就是在计算时是相加或是相减。现在学习的是第13页，共81页总之，总之，不饱和土壤水分不饱和土壤水分运

14、动主要是运动主要是基质势基质势和和渗透势渗透势起作用起作用；在；在水分饱和水分饱和的土壤中，主要的土壤中，主要是是重力势和压力势重力势和压力势起作用，而起作用，而盐土的水分运盐土的水分运动动又受到又受到溶质势溶质势的影响。的影响。现在学习的是第14页，共81页（二）土水势的定量表示（二）土水势的定量表示 土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准（最常用的是（最常用的是单位容积单位容积和和单位重量单位重量）。）。单位容积单位容积土壤水的势能值用压力，单位用帕土壤水的势能值用压力，单位用帕(Pa)，也，也可用千帕可用千帕(kPa)和兆帕和兆帕(M

15、Pa)表示；表示；单位重量单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱的土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱的高度表示。高度表示。现在学习的是第15页，共81页n n帕帕帕帕(Pa)(Pa)与习惯上曾用的大气压与习惯上曾用的大气压与习惯上曾用的大气压与习惯上曾用的大气压(atm)(atm)、巴、巴、巴、巴(bar)(bar)和毫米水和毫米水和毫米水和毫米水柱柱柱柱(mmH(mmH2 2O)O)之间的换算关系是：之间的换算关系是：之间的换算关系是：之间的换算关系是：n n1 Pa1 Pa0.0102cm0.0102cm水柱水柱水柱水柱n n1 mm1 mm水柱水柱水柱水柱9.8064Pa(09.

16、8064Pa(0时时时时)n n1 atm1 atm1033cm1033cm水柱水柱水柱水柱1.0133bar1.0133barn n1 bar1 bar0.9896atm0.9896atm1020cm1020cm水柱水柱水柱水柱n n1 Pa1 Pa1010-5-5巴巴巴巴=10=10-2-2毫巴毫巴毫巴毫巴现在学习的是第16页，共81页（三）（三）土水势的测定方法土水势的测定方法n有多种方法，如：有多种方法，如：张力计法张力计法、压力膜法、冰点下降法、水、压力膜法、冰点下降法、水气压法等。它们的适宜范围不同。气压法等。它们的适宜范围不同。n最常测定的是最常测定的是基质势基质势基质势基质势，

17、仪器为，仪器为张力计张力计张力计张力计。在。在田间、盆栽和室田间、盆栽和室内内均可使用。均可使用。n张力计只能测定土壤的基质势。张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在测定范围在81048.5104Pa以下。以下。n田间植物可吸收的水分田间植物可吸收的水分大部分大部分在张力计可测定范围之内在张力计可测定范围之内在张力计可测定范围之内在张力计可测定范围之内。现在学习的是第17页，共81页陶土管陶土管压力表压力表集气管集气管现在学习的是第18页，共81页方法原理：方法原理：一个完全充满水，密封的张力计插入土壤一个完全充满水，密封的张力计插入土壤后，仪器的感应部件后，仪器的感应部件陶土管陶土管陶土管陶

18、土管能让能让水及溶质水及溶质水及溶质水及溶质透过但不能让土粒及空气透过，由于透过但不能让土粒及空气透过，由于水水水水分不饱和分不饱和分不饱和分不饱和的土壤具有吸力，陶土管周的土壤具有吸力，陶土管周围的土壤便将仪器中的水经陶土管壁围的土壤便将仪器中的水经陶土管壁吸出吸出吸出吸出，使仪器系统内产生一定使仪器系统内产生一定真空度真空度真空度真空度，这这一真空度由一真空度由负压负压负压负压指示出来。当土壤吸力指示出来。当土壤吸力与仪器中的负压力与仪器中的负压力平衡平衡平衡平衡时，仪器时，仪器不再有不再有不再有不再有水流出水流出水流出水流出，负压表所指示的，负压表所指示的负压力负压力负压力负压力，即为土

19、，即为土壤吸力。壤吸力。陶土管陶土管压力表压力表集气管集气管现在学习的是第19页，共81页（四）土壤水吸力（四）土壤水吸力1、概念：、概念：N土土壤壤水水承承受受一一定定吸吸力力的的情情况况下下所所处处的的能能态态，简简称吸力。称吸力。N在概念上在概念上并不是土壤对水的吸力并不是土壤对水的吸力。N但在实际应用中但在实际应用中仍用土壤对水的吸力仍用土壤对水的吸力来表示。来表示。现在学习的是第20页，共81页例例如如，测测得得某某时时间间土土壤壤水水吸吸力力为为1巴巴，就就是是说说，此此时时对对土土壤壤施施加加大大于于1巴巴的的吸吸力力，水水就就会会从从土土壤壤中中流流出出。而而施施加加小小于于1

20、巴巴的的吸吸力力，水水就就会会被被土土壤壤吸吸进进。表表明明这这时时的的土土壤壤水水就就处处于于1巴巴吸吸力力的的能能态。土壤水吸力就是态。土壤水吸力就是1巴。巴。现在学习的是第21页，共81页2、土壤吸力和土水势的区别、土壤吸力和土水势的区别（1 1）土壤吸力只包括基质吸力和溶质吸力，相当）土壤吸力只包括基质吸力和溶质吸力，相当于于基质势基质势和和和和溶质势溶质势，而不包括其它分势。但它通常是，而不包括其它分势。但它通常是，而不包括其它分势。但它通常是，而不包括其它分势。但它通常是指基质吸力。对水分饱和土壤一般不用，也不需要用，指基质吸力。对水分饱和土壤一般不用，也不需要用，指基质吸力。对水

21、分饱和土壤一般不用，也不需要用，指基质吸力。对水分饱和土壤一般不用，也不需要用，因为此时的基质吸力为零。因为此时的基质吸力为零。因为此时的基质吸力为零。因为此时的基质吸力为零。现在学习的是第22页，共81页（2）对基质势、溶质势而言，土水势的数值与土）对基质势、溶质势而言，土水势的数值与土壤吸力的壤吸力的数值相同，而符号相反。数值相同，而符号相反。如土水势为如土水势为1000mbar，土壤吸力则为，土壤吸力则为1000mbar。（3）土壤水是从土水势高处流向低处）土壤水是从土水势高处流向低处，而土壤而土壤水则是水则是从土壤水吸力低处流向高处从土壤水吸力低处流向高处。现在学习的是第23页，共81

22、页（4）土壤含水量高，则土壤水的吸力小，基土壤含水量高，则土壤水的吸力小，基质势大。土壤含水量低，则土壤水的吸力质势大。土壤含水量低，则土壤水的吸力大，基质势小。大，基质势小。（5）它是反映土壤对植物供水能力的一种它是反映土壤对植物供水能力的一种能能量量指标。指标。现在学习的是第24页，共81页（6）土土壤壤的的水水吸吸力力越越大大，土土壤壤水水所所受受的的吸吸力力也也越越大大，对对植植物物的的有有有有效效效效性性性性就就就就越越越越小小小小，当当土土壤壤对对水水的的吸吸力力超超过过了了植植物物根根系系对土壤水的吸力时，土壤水分就处于对土壤水的吸力时，土壤水分就处于无效无效状态。状态。（7）土

23、土壤壤水水水水分分分分含含含含量量量量高高高高，土土壤壤水水的的吸吸吸吸力力力力越越越越低低低低，土土壤壤水水本本身身的的势势势势能能能能就高就高就高就高，土壤水的，土壤水的可移动性可移动性可移动性可移动性和对植物的和对植物的有效性有效性有效性有效性就强。就强。（8）随随着着土土壤壤含含含含水水水水量量量量的的的的减减减减少少少少其其其其水水水水吸吸吸吸力力力力增增增增大大大大，基基质质势势降降低低，植植物物根系吸水难度增大根系吸水难度增大根系吸水难度增大根系吸水难度增大，水分有效性降低。，水分有效性降低。现在学习的是第25页，共81页（五）土壤水分特征曲线（五）土壤水分特征曲线（soil m

24、oisture characteristic curves）1、概念：、概念：描述土壤水分特征描述土壤水分特征土壤水分特征曲线。土壤水分特征曲线。它它是是土土土土壤壤壤壤水水水水吸吸吸吸力力力力与与与与土土土土壤壤壤壤含含含含水水水水量量量量的的关关系系曲曲线线，反反映映了了土土壤壤水水的的能能量量和数量之间的关系及土壤水分基本物理特性。和数量之间的关系及土壤水分基本物理特性。土土壤壤水水分分含含量量和和土土壤壤水水吸吸力力是是一一个个连连续续函函数数，土土壤壤水水分分特特征征曲曲线线就就是是以以土土土土壤壤壤壤含含含含水水水水量量量量为为横横坐坐标标，以以土土土土壤壤壤壤水水水水吸吸吸吸力力

25、力力为为纵纵坐坐标标绘绘制制的的相相关曲线。关曲线。现在学习的是第26页，共81页土土壤壤水水分分的的基基质质势势与与含含含含水水水水率率率率的的关关系系，目目前前尚尚不不能能根根据据土土壤壤的的基基本本性性质质从从理理论论上上分分析析得得出出，通通常常是是用用用用原原原原状状状状土土土土样样样样测测定定其其在在不不不不同同同同水水水水吸吸吸吸力力力力（或或基基质质势势）下下的的相相相相应应应应含含含含水水水水率率率率后后绘绘制制出来的，如图所示。出来的，如图所示。s现在学习的是第27页，共81页当当土土壤壤中中的的水水分分处处于于饱饱饱饱和和和和状状状状态态态态时时，含含水水率率为为饱饱和和

26、含含水水率率s，而而吸吸吸吸力力力力S为为为为零零零零。若若对对土土壤壤施施加加微微小小的的吸吸力力，土土壤壤中中尚尚无无水水排排出出，则则含含水水率率维维持持饱饱和和值值。当当吸吸力力增增加加至至某某一一临临界界值值Sa后后后后，由由于于土土壤中壤中最大孔隙不能抗拒最大孔隙不能抗拒最大孔隙不能抗拒最大孔隙不能抗拒所施加的吸力而继续保持水分，于是所施加的吸力而继续保持水分，于是土壤开始排水土壤开始排水土壤开始排水土壤开始排水，相应的含水率，相应的含水率开始减少。开始减少。饱和土壤饱和土壤开始排水开始排水开始排水开始排水意味着意味着空气空气随随之进入之进入土壤中土壤中土壤中土壤中，故称该临界值，

27、故称该临界值Sa为为进气吸力进气吸力进气吸力进气吸力，或称为进气值。，或称为进气值。s现在学习的是第28页，共81页一般地说，粗质地一般地说，粗质地砂性土壤砂性土壤或或结构良结构良结构良结构良好的土壤好的土壤好的土壤好的土壤进气值是进气值是比较小比较小的的，而，而细质细质地的地的粘性土壤粘性土壤的的进进气值气值相对较大相对较大。由。由于粗质地砂性土壤具于粗质地砂性土壤具有有大小不同的孔隙大小不同的孔隙，故进气值的出现往往故进气值的出现往往较细质土壤较细质土壤明显明显。现在学习的是第29页，共81页当吸力进一步提高，当吸力进一步提高，次大的次大的孔隙孔隙接着排水，土壤含水率随接着排水，土壤含水率

28、随之之进一步减少进一步减少进一步减少进一步减少，因此，随着吸，因此，随着吸力不断增加，土壤中的孔隙由力不断增加，土壤中的孔隙由大到小依次不断排水，含水率大到小依次不断排水，含水率越来越小，当越来越小，当吸力很高吸力很高吸力很高吸力很高时，仅时，仅在在十分狭小的孔隙中十分狭小的孔隙中十分狭小的孔隙中十分狭小的孔隙中才能保才能保持着极为有限的水分。持着极为有限的水分。s现在学习的是第30页，共81页2、土壤水分特征曲线的影响因素、土壤水分特征曲线的影响因素（1）土壤质地）土壤质地不不同同质质地地的的土土壤壤，其其水水分分特特征征曲曲线线各各不不相相同同，差差别别很很明明显显。一一般般说说，土土壤壤

29、的的粘粘粒粒含含量量愈愈高高，同同一一吸吸力力条条件件下下土土壤壤的的含含水水率率愈愈大大，或或同同一一含含水水率率下下其其吸吸力力值值愈愈高高。这这是是因因为为土土壤壤中中粘粘粒粒含含量量增增多多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。只绘出脱湿过程只绘出脱湿过程现在学习的是第31页，共81页几种不同质地土壤的水分特征曲线几种不同质地土壤的水分特征曲线 l l含水量相同含水量相同含水量相同含水量相同时，不时，不同质地土壤水吸力大同质地土壤水吸力大小顺序为：小顺序为：粘土粘土壤土壤土砂土砂土l土壤土壤水吸力相同水吸力相同水吸力相同水吸力相同时，时，不同质地土壤含水量不同质

30、地土壤含水量大小顺序为：大小顺序为：粘土粘土壤土壤土砂土砂土现在学习的是第32页，共81页粘粘粘粘质质质质土土土土壤壤壤壤孔孔径径分分布布较较为为均均匀匀，故故随随着着吸吸力力的的提提高高含含水水率率缓缓慢减少慢减少。对对于于砂砂砂砂质质质质土土土土壤壤壤壤来来说说，绝绝大大部部分分孔孔隙隙都都比比较较大大，当当吸吸力力达达到到一一定定值值后后，这这些些大大孔孔隙隙中中的的水水首首先先排排空空，土土壤壤中中仅仅有有少少量量的的水水存存留留，故故水水分分特特征征曲曲线线呈呈现现出出一一定定吸吸力力以以下下缓缓平平，而而较较大大吸吸力力时时陡陡陡陡直直直直的的特特点点。现在学习的是第33页，共81

31、页（2）土壤结构和紧实度）土壤结构和紧实度水水分分特特征征曲曲线线还还受受土土土土壤壤壤壤结结结结构构构构的的影影响响，在在低低吸吸力力范范围围内内尤尤为明显。为明显。如图。如图。现在学习的是第34页，共81页（3）温度）温度 温度对土壤水分曲线亦有影响。温度对土壤水分曲线亦有影响。温温度度升升高高时时，水水的的粘粘滞滞性性和和表表面面张张力力下下降降，基基质质势势相相应应增增大大，或或说说土土壤壤水水吸吸力力减减少少。在在低低含含水率时，这种影响表现得更加明显。水率时，这种影响表现得更加明显。现在学习的是第35页，共81页（4 4）水分滞后现象）水分滞后现象n土壤水分特征曲线还和土壤中水分变

32、化的过程有关。土壤水分特征曲线还和土壤中水分变化的过程有关。对于对于同一土壤，即使在恒温条件下，由土壤脱湿（由湿变干）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。也是不同的。这种现象称为这种现象称为滞后现象。滞后现象。滞后现象。滞后现象。n滞后现象在滞后现象在砂土中比粘土中明显砂土中比粘土中明显砂土中比粘土中明显砂土中比粘土中明显，这是因为在，这是因为在一定吸力下一定吸力下，砂土由湿变干（脱湿过程）时，要比由干变湿（吸湿过程）砂土由湿变干（脱湿过程）时，要比由干变湿（吸湿过程）时含

33、有更多的水分。时含有更多的水分。现在学习的是第36页，共81页土壤水分特征曲线的滞后现象土壤水分特征曲线的滞后现象 现在学习的是第37页，共81页产生滞后现象的原因可能是产生滞后现象的原因可能是土壤颗粒的胀缩性土壤颗粒的胀缩性以及以及土壤土壤土壤土壤孔隙的分布特点孔隙的分布特点孔隙的分布特点孔隙的分布特点（如封闭孔隙、大小孔隙的分布等）有（如封闭孔隙、大小孔隙的分布等）有关。关。如土壤孔隙由大小孔隙连接而成，这种孔隙状况，如土壤孔隙由大小孔隙连接而成，这种孔隙状况，在变干或变湿时其充水情况不一致，而使土壤含水在变干或变湿时其充水情况不一致，而使土壤含水量不同；量不同；土壤吸水由干变湿过程中，大

34、孔隙中的空气土壤吸水由干变湿过程中，大孔隙中的空气常形成气泡而被封闭在孔内，占据一定容积，也使一常形成气泡而被封闭在孔内，占据一定容积，也使一定吸力下的土壤含水量有所不同定吸力下的土壤含水量有所不同。现在学习的是第38页，共81页2、土壤水分特征曲线的应用、土壤水分特征曲线的应用C土土壤壤水水分分特特征征曲曲线线表表示示了了土土壤壤的的一一个个基基本本特特征征，有有重要的实用价值。重要的实用价值。C首首先先，可可利利用用它它进进行行土土壤壤水水吸吸力力S和和含含水水率率之之间间的换算。的换算。C另另外外，土土壤壤水水分分特特征征曲曲线线可可以以间间接接地地反反映映出出土土壤壤孔孔隙大小隙大小的

35、分布。的分布。现在学习的是第39页，共81页C第第三三，水水分分特特征征曲曲线线可可用用来来分分析析不不同同质质地地土土壤的持水性和土壤水分的有效性。壤的持水性和土壤水分的有效性。C第第四四，应应用用数数学学物物理理方方法法对对土土壤壤中中的的水水运运动动进进行行定定量量分分析析时时，水水分分特特征征曲曲线线是是必必不不可可少少的重要参数。的重要参数。现在学习的是第40页，共81页四、四、土壤水的运动土壤水的运动n在土壤中存在在土壤中存在3种类型的水分运动种类型的水分运动饱和水流饱和水流、非饱和水流非饱和水流和和水汽移动水汽移动，前两者指土壤中的液态，前两者指土壤中的液态水流动，后者指土壤中气

36、态水的运动。水流动，后者指土壤中气态水的运动。n土壤液态水的流动是由于土壤液态水的流动是由于从一个土层到另一个土从一个土层到另一个土层中土壤水势的梯度而发生的层中土壤水势的梯度而发生的。流动方向是。流动方向是从较从较高的水势到较低的水势。高的水势到较低的水势。现在学习的是第41页，共81页土壤液态水的运动有两种情况：土壤液态水的运动有两种情况：一种是饱和土壤中的水流，简称饱和流，一种是饱和土壤中的水流，简称饱和流，即土即土壤孔隙全部充满水时的水流，这主要是壤孔隙全部充满水时的水流，这主要是重力重力水水的运动；的运动；另一种是非饱和土壤中的水流，简称非饱和流另一种是非饱和土壤中的水流，简称非饱和

37、流或不饱和流，或不饱和流，即土壤中只有部分孔隙中有水即土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，这主要是时的水流，这主要是毛管水和膜状水毛管水和膜状水的运动。的运动。现在学习的是第42页，共81页（一）土壤中液态水的运动（一）土壤中液态水的运动一般认为土壤水运动符合一般认为土壤水运动符合一般认为土壤水运动符合一般认为土壤水运动符合达西定律达西定律达西定律达西定律。达西定律是指达西定律是指达西定律是指达西定律是指在水压梯度方向上，单位时间内通在水压梯度方向上，单位时间内通过单位面积土壤的水量过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯，土壤水通量与土水势梯度成正比。度成正比。达西定律可用公式表示为：达西定

38、律可用公式表示为：现在学习的是第43页，共81页式中：式中：式中：式中：q q 表示土壤水流通量；表示土壤水流通量；表示土壤水流通量；表示土壤水流通量；HH为两点间的水势能差或压力差；为两点间的水势能差或压力差；为两点间的水势能差或压力差；为两点间的水势能差或压力差；LL为水流路径的直线长度；为水流路径的直线长度；为水流路径的直线长度；为水流路径的直线长度；H/LH/L为水压梯度或水势梯度（单位距离水势差）；为水压梯度或水势梯度（单位距离水势差）；为水压梯度或水势梯度（单位距离水势差）；为水压梯度或水势梯度（单位距离水势差）；KKs s是单位水压梯度下的水通量，称为是单位水压梯度下的水通量，称

39、为是单位水压梯度下的水通量，称为是单位水压梯度下的水通量，称为导水率导水率导水率导水率，“-”“-”表示水流方向与压力势梯度方向相反。表示水流方向与压力势梯度方向相反。表示水流方向与压力势梯度方向相反。表示水流方向与压力势梯度方向相反。现在学习的是第44页，共81页1 1、土壤水的饱和流动、土壤水的饱和流动q土壤中水已成为连续整体的运动，此种水运动特点：土壤中水已成为连续整体的运动，此种水运动特点：水的流动主要是由水的流动主要是由重力势重力势和和压力势压力势推动，基质势为推动，基质势为零。零。q水的流速决定于粗孔的孔径与数量，水的流速决定于粗孔的孔径与数量，孔径愈大，粗孔径愈大，粗孔数量愈多，

40、饱和导水率就愈高，水愈容易通过。孔数量愈多，饱和导水率就愈高，水愈容易通过。饱和流的导水率饱和流的导水率Ks为为常数常数，且砂土壤土粘土。，且砂土壤土粘土。现在学习的是第45页，共81页现在学习的是第46页，共81页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影响土壤孔隙大小和形状的因素都会影响饱和导水率。率。n土壤质地和结构土壤质地和结构与导水率有直接关系，与导水率有直接关系，砂质土壤砂质土壤通常比通常比细质土壤细质土壤具有更高的饱和导水率，同样，具有更高的饱和导水率，同样，具有具有稳定团粒结构稳定团粒结

41、构的土壤，比具有的土壤，比具有不稳定团粒结不稳定团粒结构的土壤构的土壤，传导水分要快得多，后者在潮湿时结，传导水分要快得多，后者在潮湿时结构就被破坏了，细的粘粒和粉砂粒能够阻塞较大构就被破坏了，细的粘粒和粉砂粒能够阻塞较大孔隙的连接通道。孔隙的连接通道。现在学习的是第47页，共81页n天气干燥时龟裂的天气干燥时龟裂的细质土壤细质土壤起初能让水分迅速移动，起初能让水分迅速移动，但过后，因这些裂缝膨胀而闭塞起来，因而把水但过后，因这些裂缝膨胀而闭塞起来，因而把水的移动减少到最低限度。的移动减少到最低限度。n土壤水的饱和流动受土壤水的饱和流动受有机质含量有机质含量和和无机胶体无机胶体的性的性质的影响

42、。有机质有助于维持大孔隙的比例。质的影响。有机质有助于维持大孔隙的比例。而有些类型的粘粒特别有助于小孔隙的增加，而有些类型的粘粒特别有助于小孔隙的增加，这就会降低土壤导水率。如含蒙脱石多的土壤这就会降低土壤导水率。如含蒙脱石多的土壤比含比含1：1型粘粒多的土壤具有低的导水率。型粘粒多的土壤具有低的导水率。现在学习的是第48页，共81页q在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若Ks s值过值过小，造成小，造成透水通气差透水通气差，还原有害物质易在土壤中积还原有害物质易在土壤中积累，易造成地表径流累，易造成地表径流。若。若Ks值过大则造成值过大则造成漏水漏肥

43、漏水漏肥现象。现象。现在学习的是第49页，共81页饱和流动又分三种情况：饱和流动又分三种情况：n(1)垂垂直直向向下下的的饱饱和和流流动动，如如大大量量持持续续降降水水和和稻稻田淹灌时；田淹灌时；n(2)水平方向的饱和流动水平方向的饱和流动，平原水库库底周围；，平原水库库底周围；n(3)垂直向上的饱和流动垂直向上的饱和流动，如地下泉水涌出。，如地下泉水涌出。n当当然然以以上上各各种种饱饱和和流流方方向向也也不不一一定定完完全全是是单单向向的，大多数是多向的复合流。的，大多数是多向的复合流。现在学习的是第50页，共81页2、土壤水的不饱和流动、土壤水的不饱和流动v指指土壤中的孔隙在未被水全部充满

44、时（不超过田间土壤中的孔隙在未被水全部充满时（不超过田间持水量时），土壤水在土壤中的运动持水量时），土壤水在土壤中的运动。v运动特点：推动力主要是运动特点：推动力主要是基质势梯度基质势梯度，也有重力的，也有重力的作用。作用。v水的流速很慢，水的流速很慢，非饱和导水率非饱和导水率低于低于饱和导水率饱和导水率，非，非饱和导水率饱和导水率KKs s是一个是一个变化量变化量，它随土壤水吸力和含，它随土壤水吸力和含水量的变化而变化，是土壤水吸力或土水势的函水量的变化而变化，是土壤水吸力或土水势的函数。数。现在学习的是第51页，共81页不同质地的土壤水吸力和导水率之间的关系不同质地的土壤水吸力和导水率之间

45、的关系 现在学习的是第52页，共81页n从图中可以看出，在土壤水吸力为零或接近于零时，从图中可以看出，在土壤水吸力为零或接近于零时，也就是饱和水流出现时的张力，其导水率很高。也就是饱和水流出现时的张力，其导水率很高。n在低吸力水平时，砂质土中的导水率要比粘土中的在低吸力水平时，砂质土中的导水率要比粘土中的导水率高些；在高吸力水平时，则与此相反。导水率高些；在高吸力水平时，则与此相反。现在学习的是第53页，共81页n非饱和导水率非饱和导水率KKs s受受含水量含水量的影响。含水量高，水势的影响。含水量高，水势高则高则KKs s值大，含水量低，水势低则值大，含水量低，水势低则KKs s值小。值小。

46、n同时同时KKs s值受值受土壤中水分存在状态的影响土壤中水分存在状态的影响。若水分。若水分是是连续连续的，则随着土壤含水量减少，的，则随着土壤含水量减少，Ks s值逐渐降低；值逐渐降低；若水分是若水分是不连续不连续的，则的，则KKs值随着含水量降低后急值随着含水量降低后急剧下降。剧下降。现在学习的是第54页，共81页q因因此此，在在土土壤壤处处于于干干燥燥的的情情况况下下，是是难难于于接接受受骤骤然然而而大大量量灌灌水水的的。因因为为干干土土（含含水水量量低低）导导水水率率弱弱，传传输输缓缓慢慢，只只有有当当土土壤壤逐逐渐渐浸浸润润之之后后，才才能能恢恢复复其其较较高高的的传传导导率率，保保

47、证证水水分分的的下下渗渗。否否则则，迅迅猛猛灌灌溉溉干干土土，仅仅能能使使表表土土水水势势上上升升至至零零而而丧丧失失继继续续接接受受水水分分的的能能力力，而而下下层层土土壤壤又又来来不不及及接接受受水水分分的的情情况况下下，只只能能让让灌灌溉溉水水在在使使薄薄层层表表土土饱饱和和后后即即以以径径流流而而损损失失。这这就就是是久久旱旱后后的的暴暴雨雨不不但但不不能能有有力力地地缓缓解解土土壤壤旱旱情情，反而容易遭受土壤冲刷的根本原因。反而容易遭受土壤冲刷的根本原因。现在学习的是第55页，共81页（二）土壤中的水汽运动（二）土壤中的水汽运动q土土壤壤中中保保持持的的液液态态水水可可以以汽汽化化为

48、为气气态态水水，气气态态水水也也可可以以凝凝结结为为液液态态水水。在在一一定定条条件件下下，两两者者处处于于互互相相平平衡衡之之中中。土土壤壤气气态态水水的的运运动动表表现现为为水水汽汽扩扩散散和和水水汽汽凝凝结结两种现象。两种现象。q水水汽汽扩扩散散运运动动的的推推动动力力是是水水汽汽压压梯梯度度，这这是是由由土土土土壤壤壤壤水水水水势势势势梯梯梯梯度度度度或或土土土土壤壤壤壤水水水水吸吸吸吸力力力力梯梯梯梯度度度度和和温温温温度度度度梯梯梯梯度度度度所所引引起起的的。其其中中温温度度梯梯度度的的作作用用远远远远大大于于土土土土壤壤壤壤水水水水吸吸吸吸力力力力梯梯梯梯度度度度，温温度度梯梯度

49、度是水汽运动的主要推动力。是水汽运动的主要推动力。现在学习的是第56页，共81页q所所以以水水汽汽运运动动总总是是由由水水汽汽压压高高处处向向水水汽汽压压低低处处，由温度高处向温度低处扩散。由温度高处向温度低处扩散。q土土壤壤水水不不断断以以水水汽汽的的形形态态由由表表土土向向大大气气扩扩散散而而逸失的现象称为逸失的现象称为土面蒸发土面蒸发。也称跑墒。也称跑墒。也称跑墒。也称跑墒。现在学习的是第57页，共81页土面蒸发的三个阶段土面蒸发的三个阶段：（1）大气蒸发力控制阶段）大气蒸发力控制阶段(蒸发率不变阶段蒸发率不变阶段蒸发率不变阶段蒸发率不变阶段)下雨或灌溉停止蒸发开始阶段，蒸发速度快，接近

50、于水下雨或灌溉停止蒸发开始阶段，蒸发速度快，接近于水下雨或灌溉停止蒸发开始阶段，蒸发速度快，接近于水下雨或灌溉停止蒸发开始阶段，蒸发速度快，接近于水面蒸发，水分减少至田间持水量为止，失去水为重力水。面蒸发，水分减少至田间持水量为止，失去水为重力水。面蒸发，水分减少至田间持水量为止，失去水为重力水。面蒸发，水分减少至田间持水量为止，失去水为重力水。（这时由于土壤水较多，向土面的导水率高，足以补偿（这时由于土壤水较多，向土面的导水率高，足以补偿（这时由于土壤水较多，向土面的导水率高，足以补偿（这时由于土壤水较多，向土面的导水率高，足以补偿土面蒸发消散的水量，所以蒸发率不变。一般这个阶段土面蒸发消散