土壤学-国家级精品课程5土壤水

土壤养分循环主要内容(重点)：教学目标与要求：教学方式与手段：课时安排与进度：1.土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定2.土壤水的能态（重点）3.土壤水的运动（重点）4.土壤中的溶质运移掌握土壤水的各种概念；弄清土水势的定义及其各分势的计算；重点掌握土壤水分运动的定量描述，弄清饱和流和非饱和流的区别，掌握土壤水平衡模型及其应用。幻灯，动画演示；计算分析；土壤水分实验；课时数：4课时土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土壤水的重要性：–所有的水只有进入土壤转化为土壤水，才能被植物吸收利用。土壤水是作物吸水的最主要来源。–土壤水是土壤的最重要组成部分之一。–土壤水是土壤形成发育的催化剂；土壤水并非纯水、而是稀薄的溶液。土壤水实际上是指在105℃温度下从土壤中驱逐出来的水。土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土壤水分类型及有效性–1、土壤水分类型**吸湿水膜状水毛管水重力水土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土壤吸湿水**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。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。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。土壤膜状水**土壤毛管水**土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定膜状水示意图土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定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毛管作用消失土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定毛管悬着水**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，故称之为毛管悬着水。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间持水量的75％左右。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。毛管水断裂量田间持水量土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土粒毛管悬着水示意图土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土粒毛管上升水示意图地下水位毛管持水量**毛管上升水达到最大量的土壤含水量。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。h水柱高度(cm)d孔隙直径(mm)土壤所有孔隙都充满水时的含水量，也称为土壤全持水量。毛管水上升高度土壤饱和含水量土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定重力水**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。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。请认真比较它们的大小。土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土壤水分含量的表示方法–1、质量含水量（m）–2、容积含水量（v）V=m·–3、相对含水量（%）100221土壤相对含水量＝土壤含水量田间持水量土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定土壤贮水量–1、水深（DW）–2、水方（m3）V=m·–3、相对含水量（%）DW=V·h或Dhwini,10011mmwDV10/公顷方V方/亩＝2/3Dw土壤水能态土水势及其分势土壤B粘土15%水流向何方？标注土水势的优点土壤A砂土10%土壤水能态土水势及其分势–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。p=wghV土壤水能态土水势及其分势–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）***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.土壤水能态总水势：t=m+p+s+g请注意：在不同的情况下，土壤总水势的各分势组成是不同的。见P106下端。切记土壤水能态土壤水吸力***–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。T＝-m一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与m相等，但符号相反。绝对正值如何用水吸力和水势判断水分运动的方向？请回答。土壤水能态土壤水势的定量测定–土水势的标准单位：帕（Pa）1Pa=0.0102cm水柱1atm=1033cm水柱=1.0133bar1bar=0.9896atm=1020cm水柱1bar=100000Pa土壤水能态一般只能测定8万帕以下的土壤水吸力。土壤水能态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水分特征曲线。S=abS=a(/s)bS=A(s-)n/m土壤水能态010203040506070土壤水吸力黏土壤土砂土土壤含水量%影响因素•质地•结构•温度•滞后现象土壤水能态机理：墨水瓶效应沙土比粘土明显土壤水能态水分特征曲线的用途：–首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率之间的换算(图3.7)。–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。土壤水能态课堂速测–1.只要多施有机肥，土壤有机质就会相应的不断提高()–2.腐殖质是一种高分子的有机化合物()–3.增加有机肥的投入是提高土壤肥力的重要途径。()–4.秸秆还田时，配施适量的N肥可促进有机物质的转化过程(）–5.腐殖质常与矿物质结合成有机无机复合体()–6.容重和孔隙度只表明土壤的松紧状况，而不表明孔隙分布()–7.砂土松散容重小，粘土紧实容重大()–8.毛管水上升高度一般是粘土＞壤土＞砂土()–9.土壤水分特征曲线是一条单值曲线()–10.土壤水分运动方向是从吸水力小处向吸水力大处流动()土壤水分运动土壤水流动水分蒸发水分入渗水分再分配土壤水分运动饱和流(SaturatedSoilWaterFlow)–饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律(Darcy’slaw)–单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯度成正比.qKHLs土壤水分运动土壤水分运动饱和流导水率(Saturatedhydraulicconductivity)–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。▪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。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。沙质土壤质土粘质土土壤水分运动01002003004005006007008009001000点①有结皮点①无结皮点②有结皮点①无结皮点③有结皮点④有结皮流动沙地有结皮和去结皮对比土壤饱和导水率(mm/h)饱和导水率（mm/h）③结皮对饱和导水率的影响土壤水分运动土壤非饱和流***（unsaturtedsoilwaterflaw)–土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流，其表达式为：qKddxm()　土壤水分运动非饱和流导水率(unsaturatedhydrolicconductivity)土壤水吸力和导水率之间的关系土壤水分运动饱K(m)为非饱和导水率，–d/dx为总水势梯度.(waterpotentialgradient)非饱和导水率是土壤基质势的函数。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（m）的函数。土壤水分运动土壤水气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.土壤水分运动–“夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。土壤水分运动–2、“冻后聚墒”现象***冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左右。土壤水分运动入渗、土壤水的再分布和土面蒸发–(一)土壤入渗(soilwaterinfiltration)**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。(入渗速率—infiltrationrate)土壤水分运动土壤水分运动最初入渗速率：Initialinfiltrationrate稳定入渗速率：stableinfiltrationrate几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(毫米/小时)土壤砂砂质和粉质土壤壤土粘质土壤碱化粘质土壤最后入渗速率2010-205-101-51所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使上层土壤先积蓄水，以后才下渗。土壤水分运动–概念：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流。土壤水的再分布(soilwaterredistribution)土壤水分运动土面蒸发–概念：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。(Soilpotentialevaporation)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%土壤水分运动–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。土壤水分运动土壤水分运动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。土壤水分运动田间土壤水分平衡（Soilwaterbalance）–田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平衡的数学表达式：–W=P+I+U-E-T-R-In-D田间蒸腾和蒸发很难截然分开，常合在一起，统称蒸散ET(evapotranspiration)-一定时间内一定面积上土壤蒸发和植物蒸腾的总和。土壤水分平衡简化式为W=P+I-ET-D土壤水分运动土壤—植物—大气连续体(SPAC)(Soil-plant-atmospherecontinuum)由水势引起水由土壤进入植物体，再向大气扩散的体系.沙漠植物在200～—800万帕时仍能生存。土壤水分运动土壤水的调控土壤水的有效性–土壤有效水(availablesoil