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1、土壤水的能态1.土水势 2.土壤水吸力 3.土壤水分特征曲线 4.土壤水分运动1 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。 土作功水土水势ww基质势m渗透势s重力势g压力势p 基质势m matrix potential 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。 基质势为小于0的负值 ，只有在饱和土壤中基 质势为0，对于非饱和 土壤中水分的运动有重 要作用 渗透势s solute potential 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
2、到没有溶质的，而 其他条件都相同的参比状 态水池时所做的功。水 银含有溶液的土壤水的溶质势为负值 ，是由土壤中所有溶质共同引起的 其意思与渗透吸力，溶质吸力相似 ，但是符号相反气压势 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。压力势p pressure potemtial 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：重力势g gravitation potential 重力 势是极小单位水
3、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。 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，决定土水势的是基质势。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值的换算关系见表下。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，是指土壤水的负压 力。 由于基质势和溶质势一般为负值，在使 用中不太方便，所以将基质势和溶质势
4、的相反数定义为吸力（S），称之为基 质吸力和溶质吸力。其值与基质势和溶 质势相等，但符号相反。3土壤水分特征曲线 土壤水分特征曲线又称土壤持水曲线。 它是指土壤水的基质势或土壤水吸力与 含量水量的关系曲线。影响土壤水分特征曲线的因素： A、土壤质地， b、土壤结构， c、温度， d、土壤中水分变化的过程（滞后现象） 土壤水分特征曲线的用途： A、可利用它进行土壤水吸力和含水率 之间的换算；B、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； C、土壤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 ；D、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
5、不可少的重要参数。4土壤水运动在土壤中存在三种类型的水分运动，即： 饱和水流、非饱和水流和水汽运动。 1. 饱和土壤中的水流 饱和土壤中的水流，简称为饱和流，即 土壤孔隙全部充满水时的水流， 这主 要是重力水的运动。 饱和流可分为垂直向下流、垂直向上流 和水平流。饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力 势梯度。 饱和流服从达西定律：即单位时间内通 过单位面积土壤的水通量与土水势梯度 成正比。 式中，q表示土壤水流通量；H表示总 水势差；L为水流路径的直线长度；K为 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 ，任何影响土壤孔隙大小和形状的因素都会 影响饱和导水率。2. 非饱和土壤中
6、的水流 非饱和土壤中的水流简称为非饱和流或不饱和流， 即土壤中只有部分孔隙中有水时的水流， 这主要是 毛管水和膜状水的运动。 土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势 梯度。也可用达西定律来描述： 式中K（m）为非饱和导水率； 为总水势梯度 。 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： A.饱和条件下的总水势可用差分形式，而非饱和条 件下则用微分形式； B. 饱和条件下的土壤导水率K 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的函数。 土壤水吸力和导水率之间的关系（如图5-11）土壤 水吸力为零或接近于零，饱和导水率最大。3.土壤中的水汽运动
7、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， 这是由土壤水势梯度或由土壤水吸力梯 度和温度梯度所引起的。 土壤水不断以水汽的形式由表土向大 气扩散而逸失的现象称为土面蒸发。水汽凝结的两种现象：一是“夜潮”现象； 二是“冻后聚墒”现象。4. 入渗、土壤水的再分布和土面蒸发水进入土壤包括两个过程即入渗（也称渗吸、渗透）和再分布。 （一）入渗：入渗过程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。 水进入土壤的情况是由两方面因素决定的， 1.是供水速度; 2.是土壤的入渗能力（二）土壤 水的再分布在地面水层
8、消失后， 入渗过程终止。 土内的水分在重力、吸力梯度和温度梯度的 作用下继续运动。 这个过程， 在土壤剖面深厚， 没有地下水出现的情况下， 称 为土壤水的再分布。（三）土面蒸发：即单位时间内单位面积地面上所蒸发的水量。 土面蒸发的形成及蒸发强度的大小主要取决于两方面：一是受辐射、气 温、湿度和风速等气象因素的影响。二是受土壤含水率的大小和分布的 影响。土面蒸发过程可区分为3个阶段：1.表土蒸发强度保持稳定的阶段 此阶段蒸 发维持时间和值的大小完全取决与气象条件 与含水量无关 2.表土蒸发强度随含水率变化的阶段 3.水汽扩散阶段。 入渗后，水在均一质地的土壤剖面上的分布情况如 图5-13所示。 土壤水的再分布是土壤水的不饱和流。
