八土壤水、气、热状况.

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1、土壤的水、气、热状况 第一节 土壤水分 一、土壤水分的类型、性质 土壤水分主要来源于大气降水和灌溉水，此外 ，地下水上升和大气中水汽的凝结也是土壤水分的 来源。 （一）吸湿水 干土从空气中吸着水汽所保持的水， 称为吸湿水。又称为紧束缚水，属于无效水分。 （二）膜状水（薄膜水） 指由土壤颗粒表面吸附所 保持的水层，其厚度可达几十或几百个以上的水分子 。薄膜水的含量决定于土壤质地、腐殖质含量等。 膜 状水的最大值叫最大分子持水量。薄膜水对植物生长 发育来说属于弱有效水分，又称为松束缚水分。 （三）毛管水 毛管水是靠土壤中毛管孔隙所产生 的毛管引力所保持的水分，称为毛管水。毛管水 又可以分为两种类型

2、。 毛管悬着水 土体中与地下水位无联系的毛 管水称毛管悬着水。 毛管支持水（毛管上升水） 土体中与地下 水位有联系的毛管水称毛管支持水。毛管水是 土壤中最宝贵的水分。 土壤毛管水从地下水吸取水分的示意图 .自地下水 面向上供水的 毛管水的网 .充水的粗 毛管供水 土粒 细毛管 排除毛管水 的大孔隙 束缚水占的 孔隙 充水的大孔 隙 （一）土水势 土水势是极小单位水量从一个平衡的土一水 系统可逆地移到和它温度相同，处于参比状态水 池时所做的功。 土水势包括以下几个分势。 二、土壤水分的能量概念 渗透势s 渗透势又称溶质势，指极小单位 水量从一个平衡的土一水系统可逆地移到没有溶 质的，而其他条件都

3、相同的参比状态水池时所做 的功。 基质势m 基质势是极小单位水量从一个平 衡的土一水系统可逆地移到没有基质的，而其他 条件都相同的参比状态水池所做的功。 气压势 封闭在土壤水分内的空气所产 生的势值。 静水压势 土壤中的水分承受水体的压力 ，土层深处的水分，受到的压力更大，静水压 势是压力势的主体。压力势的势值为正值。 3压力势p 压力势是极小单位的水量从 一个平衡的土一水系统可逆地移到除压力不等 于参比压力，而其他条件都相同的参比状态水 池时所做的功。压力势主要包括： 归纳起来，总土水势指上述4个分势的代数 和，即=mspg在不同情况下 ，起支配作用的水势不同，在水分不饱和的 土壤中，决定土

4、水势的是基质势。见下图。 4重力势g 重力势是极小单位水量从一 个平衡的土一水系统可逆地移到任何位置， 而其他条件都相同的参比状态水池时所做的 功。 渗透势和总水势之间的关系示意图 （二）土水势的表示方法 土水势多用帕（Pa）表示，但常用水柱高的 对数值表示，称为pF值。pF值即能反应土壤水 吸力能量大小，又能表示出各种水分常数以及土 壤水吸力与含水量的关系。 kPa与pF值的换算关系见表81。 kPa 水柱高 度（cm ） pF值 kPa 水柱高度 （cm） pF值 0.1101520158494.2 11013141216234.5 101002101331000005 515012.71

5、0132510000006 101100031013250100000007 1013100004 表8IkPa与pF值的换算关系 pF值=4.5最大吸湿量 pF值=4.2萎蔫含水量 pF值=3.8最大分子持水量 pF值=3.0作物生长阻滞含水量 pF值=2.7田间持水量 pF值=1.6最大毛管持水量 质量含水量（重量百分数） 指土壤中水分 重占烘干土重的百分数。 容积百分数 指土壤水分的容积占土壤容积 的百分数。 （三）土水势的测定方法 土水势测定方法很多，目前常用张力计法 。用张力计测定水势可以确定土壤是否需要灌 溉。 三、土壤含水量的表示方法 气态水运动 土壤孔隙中水汽分子的运动称水汽运

6、动 。 土壤贮水量（水层厚度） 指一定厚度土层 内土壤水的总贮量。 相对含水量 指土壤含水量占田间持水量的 百分数。 四、土壤水分运动 重力水运动 当降水或灌溉使土壤达到水分饱和后，多 余的水分受重力势作用通过充气孔隙向下渗透 移动，称为重力水运动，也称为土壤的渗透性 。运动速度主要决定于土壤中充气孔隙的直径 和数量。一般规律是：在无团聚体的情况下， 下渗速度顺序为砂土壤上黏土。 毛管水的运动 土壤持水孔隙中的水分主要是受毛管力的作 用而移动。毛管水移动方向是从毛管力小的地方 向毛管力大的地方移动。毛管水还可以上下左右 移动，其移动不受重力影响。毛管水的移动对土 壤供水性有着十分重要的作用。

7、毛管水在剖面中向上移动的性能，称为土 壤的引水性能。 土壤质地 毛管水上升高度 土壤质地 毛管水上升高度 砂 土 0.51.0 中壤土， 重壤土 1.22.0 砂壤土， 轻壤土 1.5 黏 土 0.81.0 表82 不同土壤质地毛管水上升高度 返回 持水孔隙直径大小 土壤质地愈细，持水 孔隙直径愈小，毛管水上升得愈高，但上升速度 慢。 见表8-2。 温度的变化 毛管水上升速度随温度的升高 而增加，上升高度随温度的升高而降低。因而昼 夜和季节性气温的变化会影响毛管水的上升和对 地表水的补给。 毛管水上升的高度和速度受下列因子的影响。 五、土壤水分有效性 一般说来，凋萎系数与田间持水量之间的水 分

8、，属于有效含水量的范围。 地下水位的高低 只有在地下水位适当（2 4m），毛管支持水方可以上升到根系活动层， 供应根系吸水。 （一）土壤水分常数 在一定条件下的土壤特征性含水量称土壤 水分常数。 萎蔫含水量 萎蔫含水量又称稳定凋萎含 水量。植物因缺水凋萎并不能复原时的土壤含 水量，称萎蔫含水量，或凋萎系数。 田间持水量 田间持水量指田间水饱和后， 在防止蒸发条件下23天内自由水排除至可忽 （二）土壤有效水分的范围 土壤有效含水范围受下列土壤因素影缩响： 略不计时的含水量。或土层中以悬着状态保持 水分的最大数量称为这层的田间持水量。以干 土质量或容积的百分量表示。 饱和含水量 饱和含水量是指土壤

9、中孔隙都 充满水时的含水量。以干土质量或容积的百分 量表示。 土壤质地 土壤质地的影响主要是由土壤的 表面积和孔隙系统的性质引起的。 见表83 土壤结构 团聚体土壤孔隙度大，含水量高 ，持水孔隙发达，故有效水分含量高。如团聚体 发育好的东北黑土。 有机质含量 有机质本身的持水量很大，更 能促进良好土壤结构的形成，所以多施有机质， 可以扩大有效水范围。见表84 表8-3土壤质地对有效水范围的影响 土壤质质地 田间持水量 萎蔫系数有效含水范围 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 轻轻黏土 23.8 17.4 6.4 返回 表84 有

10、机质对有效水范围的影响 类 型 持水当量 萎蔫含水量 有效含水范围 壤 土 20.0 7.1 13.l 泥 炭 166 82.3 83.7 1/2壤土1/2泥炭 31 14.5 16.5 4/5壤土十1/5泥炭 21.6 8.5 13.l 返回 （三）土壤水分有效程度 用能量观点确定土壤水分的有效程度，主要视 其能量水平。一般把土壤水势pF值4.2的土壤水 分确定为土壤有效水的最低标准。 萎蔫含水量以下的水分为无效水。 萎蔫含水量至生长阻滞含水量之间的水分为弱 有效水。此时水分移动缓慢，植物吸水难以维持 植物蒸腾消耗的水分，植物生长受到阻滞。 生长阻滞含水量至田间持水量之间的水分 为有效水。在

11、此范围内的水分是连续状态的 毛管水，可以自由移动，速度快，不断地供 植物吸收利用。 田间持水量到饱和含水量之间的水分为多 余水，运动速度快，植物利用较少。 土壤水分有效性综合示意图 六、土壤植物大气连续体 土壤一植物一大气连续体简称SPAC体系， 是SoilPlantAtmosphere Contlnuum的缩 写，是由水势引起水由土壤进入植物体，再 向大气扩散的体系。 七、土壤水分在土壤肥力中的作用 土壤水分是土壤肥力的重要因素之一， 它一方面直接供给植物吸收利用；另一方面 又影响土壤的其它性状和肥力因素。 土壤水分影响土壤的养分状况 土壤水分影响土壤的通气状况 土壤水分影响土壤的热量状况

12、土壤水分影响微生物和活动 土壤水分影响土壤的物理机械性和耕性 植被 蒸腾作用对土壤水分平衡关 系密切，植被组成和覆盖度对土壤水分状 况都有较大影响。 气候 降雨量和蒸发是重要因素。 八、影响土壤水分状况的因素 土壤物理性质 特别是土壤质地、结构 和有机质含量等到因素对水的渗透、流动和 蒸发有重要影响。 地形 地形影响水分的再分配。 水文地质 在不透水层接近地面、地下 水位高的地方，或者有承压地下水来源的地 方，由于地下水通过支持毛管水上行，在一 定条件下可形成蒸发型。 人为影响 如灌溉、排水以及耕作等土 壤管理措施。 一、土壤空气的组成 土壤孔隙中的气体称为土壤空气。土壤空气 和大气有很大差异

13、。主要差异表现现在： 土壤空气中CO2含量高于大气，而O2含量低于 大气。见下图。 第二节 土壤空气 土壤剖面土壤剖面COCO 2 2 和和O O 2 2 体积含量分布示意图体积含量分布示意图 土壤中水汽含量一般都高于大气。 土壤空气中含有还原性气体。 （一）土壤空气的交换方式 土壤空气扩散 土壤中气体分子因浓度 梯度或分压不同而产生的移动。 溶解于水中的氧随雨水和灌溉水进入土 壤 。 二、土壤空气交换换 （二）土壤气体交换速率的指标 土壤呼吸强度 土壤中的氧扩散率 气体流动动 气体流动动是由于受气温、气压压的变变 化、刮风风、降雨、耕作、灌溉溉等作用影响而引起的， 仅对仅对 表层层10cm左

14、右的土壤空气更新起到某些作用，因 而它不是大气与土壤空气交换换的主要方式。 土壤通气性是指土壤空气能与大气进行交 换以及土体内部允许气体扩散和流通的性 能。或土壤具有通透空气的性质称土壤通 气性。 三、土壤通气性与植物生长 土壤空气状况对植物生长的影响 有以下几方面。 土壤空气与根系发育 土壤空气与种子萌发 土壤空气与养分状况 土壤空气与植物病害 1无机体系 氧体系 铁铁体系 三、土壤通气性与土壤氧化还原过程 (一)土壤氧化还原过程的基本概念 （二）土壤氧化还还原反应应体系 锰体系 硫体系 氢体系 其他体系 2有机体系 土壤的通气状况 土壤中易分解的有机质状况 土壤中易氧化或易还原的无机物质状

15、况 植物根系的代谢作用 （三）影响土壤氧化还原过程的因素 综上所述，影响土壤中氧化还原 过程的条件是经常变化的，它受土壤 水分、通气状况、温度、施肥、微生 物活动、植物生长等多种因素的影响 ，特别是受农林业技术措施的影响更 大。 第三节 土壤热状况 土壤中的热状况指土体中的热量分布及 其动态变化。 一、土壤热平衡 （一）土壤热来源与土壤吸热性 土壤热主要来源于太阳的辐射热，其次是有机 质被微生物分解产生的热、土壤中化学反应释放的 热以及地心向地表传导的热。 地面辐射平衡示意图地面辐射平衡示意图 土壤吸收太阳辐射热的性能称为土壤的 吸热性。 （二）土壤热热消耗和土壤散热热性 土壤向大气散失热的性能称为土壤的散 热性。土壤的吸热和散热随时都在进行，处 于一种动态平衡。 二、土壤的热学性质 （一）土壤热容量 单位质量土壤（或容积土壤）每升高1温 度时所需要的热量，称土壤热容量。 土壤热容量有质量热容量和容积热容量两种 表示方法。 （二）土壤导热率 导热率又称导热系数，是单位温度梯度下单 位时间通过土壤截面的热量(卡/厘米秒度)。 土壤导热率反映土壤传导热量的难易。土壤各组成成分 的导热率，见表87。 三、影响土壤热状况的其它因素 v 土壤干湿度 v 坡度和方位 表87 土壤各组成成分的导热率 土壤组成 矿物质 水 分