第七章 土壤水分 soil water
, 水是生命之命脉, 。
土壤水分是土壤最为重要的组成部分, 它在土壤形成,
土壤的演化过程中起到极为重要作用；水是土壤中一系列
过程进行得媒介 。 土壤水是土壤微生物, 植物的最主要的
水源 。 土壤水分状况是土壤肥力的最重要的因素之一 。
农谚说：有收无收在于水, 收多收少在于肥 。
我国是水资源贫乏的国家, 北方属于缺水的旱地农业,
占 52%左右 。 北方主要主要是发展节水农业 （ 土壤保水 ） ；
南方季节性缺水和洪涝灾害频繁发生, 主要问题需要进行
排水除涝 。
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
一,土壤水分的概念
关于土壤水分的概念需要强调以下几点,
（一）土壤水分并非纯水，而是溶解有各种有机无机物质的稀溶
液。
（二）土壤水是指在 105~110℃ 情况下，从土壤中能够被烘出来的
水分总和。土壤水分不包含矿物晶架结构内的结晶水。测定土壤
水分含量时，烘箱温度必须控制在这个温度范围，直至烘至恒重。
---界定了土壤水分的范围
（三）土壤水分均是来自于自然界降水、灌溉、或地下水的上升
等，保蓄在土壤当中。土壤水虽然来自于自由水，但又与自由水
从许多性质方面有所不同。
（四）土壤水与大气水、地表水、植物水、地下水处于平衡与交
换状态，（五水转化），成为生态环境的主要影响因素。
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
二, 土壤含水量的表示方法（ soil water content）
土壤水分含量是研究和了解土壤一系列性质的基础性资料。土壤水含量是经
常发生变化的。土壤含水量（ soil water content)是指在一定量土壤中所含水的总
量。含量通称为自然含水率或绝对含水量。土壤含水量有多种表达方式，常见的
有以下几种。
（一） 质量含水量 （质量适度 mass water content）
质量含水量 是以土壤中所含水质量与 烘干 (oven-dry soil)土质量的比值，多用百
分比表示，也有用质量分数表示,
用数学公式表示为,
式中,θ m——自然含水率或绝对含水量（ %）；
mw——水的重量,g；
ms——105℃ 烘干土重量,g。
质量含水量没有量纲，它是直接可以测定的，使用极为广泛
1 0 0% ?? 烘干土重土壤水的质量）土壤质量含水量（
1 0 0??
s
w
m M
M?
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
需要注意的问题,质量含水量的表示必须以烘干土重为基数，而不能以湿土为
基数。其原因为,
1.自然条件下，土壤含水量在时间、空间上都是剧烈的变化着，几乎很难达到一
种固定状态，因而，湿土的概念是一种瞬时状态，为了使各地或各时期土壤含水
量有一个可比性，寻求稳定的、标准的状态作基数非常重要。这里，只有烘干土
壤才是一种稳定状态。
2.用烘干土作基数表示土壤水分含量变化过程较为直观。
例如：某土壤湿时重为 120g，烘干后为 100g，分别用烘干土和湿土作基数，计算
土壤水分丢失 1半后含水量变化,
以烘干土为基数 以湿土为基数
水分丢失前
水分丢失后
201 0 01 0 01 0 01 2 0% ????m?
10100100 100110% ????m?
67.16100120 100120% ????m?
09.91 0 01 1 01 0 01 1 0% ????m?
由此可见：用烘干土作基数表示水分变化过程更为直观
应用时注意：已知土壤样品含水量，由湿土折算成干土计算公式
今后 凡表示土壤组成的百分数都应以烘干土中为基数！
m100
100
???干w
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
（二） 容积含水量 （ volumetric water content）
容积含水量 即单位土壤总容积中水分所占的容积分数，以称为 容积湿度,容积含
水量多用百分比表示，也用容积分数表示,
百分比形式可用下式表示,
其数学表达式为,
式中,θ v——土壤实际含水量的体积百分率，（ %）；
Vt——土壤总体积,cm3；
Vw——水所占的体积,cm3。
土壤容积含水量无法测定，是用质量湿度换算的，即换算关系如下,
式中,ρ b——土壤容重,g/cm3。
公式推倒如下,
100% ?? 土壤容积水分容积）土壤容积含水量（
1 0 0??
t
w
v V
V?
bmv ??? ?? ( % )( % )
)1(1 0 01 0 01 0 0( % ) ?????????? wbm
w
b
s
w
M
M
t
w
v M
M
V
V
b
s
w
w
??????
?
? ?
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
容积含水量的应用,
容积含水量主要用于表示土壤三相比方面，它就是土壤的液相比率。
同学们注意,各类土壤孔隙度的计算时，由不同状态含水量为基数，乘以密度比
得到各类孔度值
容积含水量没有量纲。
注意计算题
例题：测得某土壤含水量为 28%,土壤容重值为 1.30g/cm3,
计算：（ 1）此时土壤的三相比组成
（ 2）此时土壤通气状况如何？
（三）土壤绝对含水量 (absolute water content)
1.土壤水层厚度
土壤水层厚度是指 一定面积 和 土层厚度内 土壤中所含水量相当于此面积下水
层的厚度。用 mm 表示。
土壤水层厚度常常是计算得到，其计算公式及其来源如下,
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
10
)cm(h
10%h
10
S
%Sc m )( h,
S
%
S
)V(
mmH
mb
ms
mb
vw
??
??
??
?
??
?
????
?
???
?
?
??
）土壤面积（
）面积（土层厚度
）取样面积（
土壤体积
）取样面积（
水分体积
）（
注意：记住这个公式和公式中各个参数的量纲。
水层厚度表示很水量的最大特点是它有 加和性,采用土壤水层厚度的方
便之处在于它可直接用于与大气降水量、土壤蒸发散的比较与计算。
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
水层厚度公式的应用,
（ 1）与气象资料进行互相加减
（ 2）计算土体中水分的总储量（举例）
（ 3）计算土壤水分动态变化情况 ------水分平衡模型的基础（说明几种使用情况）
2,绝对水体积（方 /亩）
绝对水体积 是指一定面积和一定厚度土壤中所含水量的体积，量纲为「 L3」。
它主要用于水利方面，确定灌水量和排水量，一般需要表明所涉及土壤面积和土
层厚度，在不标明土壤厚度时，通常指 1米土深。
计算公式,
?
?
??? n
i
mibiit hH
1 10
??
H
3
2
3
2 0 0 0
1 0 0 0
1
H
H/
?
???
?? 面积（亩））水层厚土（亩）绝对水体积（方
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
（四） 相对含水量 (relative water content)
相对含水量 是指土壤含水量占 田间持水量 的百分数。正如空气相对湿度一样，
相对含水量说明土壤实际含水量的饱和程度（以田间持水量为标准）,在农业生
产中经常应用。用下式表示,
100% ??
田间持水量
土壤自然含水量）土壤相对含水量（
注意：分子和分母的量纲要统一
分子和分母所表示的是同一种土壤。
应用：主要应用在作物栽培学上，可以看出土壤水分的丰缺程度。一般土壤含
水量达到田间持水量的 60%左右以下，作物就可能受到水分胁迫。即将准备灌
溉，灌到相对含水量为 100%。因此，相对含水量隐含着水分有效性的元素在内。
切记：注意区分相对含水量和实际含水量。
（五）液体比 (liquid ratio)
b
s
w
s
s
w vdw
V
V
?
?
?
? ??? ?????
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
三,土壤含水量的测定技术
土
壤
含
水
量
的
测
定
技
术
概
述
TDR法
（一）土壤含水量测定技术 -烘干法
Methods of measurement for soil water content
（一）烘干法,oven drying method
1.烘箱烘干法 (gravimetry with Oven Drying),oven-dry soil sample at 105~110℃
in a forced-draft oven until a constant weight,
缺点,(1)采样干扰田间土壤水分连续性
(2)不能在同一地点连续进行观测土壤水分动态变化,多点采样必然会因为
土壤时空变异性造成测试误差
(3)采样、运输及多次称量会产生不必要的误差
(4)费力、费时，不能快速得到结果；烘干过程中一些有机物质在这样温
度情况下有可能氧化分解。给测定结果带来误差。
烘干法是土壤含水量测定的经典方法，是其他方法矫正的基础和标准方法。
2.酒精燃烧法（ gravimetry with Drying by Burning Alcohol）
原理：利用酒精与水相溶解以及酒精易燃的特性，使酒精在样品中燃烧生热，将
水分迅速蒸发干燥。酒精燃烧时，火焰距土面 2~3cm，样品温度约 70~80 ℃,
当火苗熄灭前的几秒钟，火焰下降，土壤温度上升到 180~200 ℃,然后很快
下降到 85~90 ℃,并缓慢冷却。
应用条件：本方法由于高温阶段时间短，，样品中有机质及盐类损失甚微，但有
机质含量高于 5%的样品，也不适用。
特点：快速,20分钟左右。适用于在田间进行快速测定。允许误差 <1%
3.红外线法 (infrared drying)
原理：将土壤样品放在红外线
灯下,利用红外线照射的热
能,是土壤水分蒸发掉,以测
定土壤含水量,
优点：速度快，一般 7~15分钟
即可，但要求样品达到恒重
为止，时间不宜太长，有机
质含量多的样品,3~7分钟
即可，以免引起有机质炭化，
造成误差。
（一）土壤含水量测定技术 -烘干法
Methods of measurement for soil water content
4.炉烤法
在没有烘箱 (oven)的情况下,可将盛土铝盒 (aluminum can)开盖放在炉火上烘烤,一
般有几个小时即可,为了防止温度过高,可在炉上放一铁盘,铁盘里放细沙 (沙盘
或沙浴 ),将铝盒放在细沙里烘烤直至恒重,
5.其他方法
属于烘干法的还有,
微波干燥法（ microwave drying oven）：测定一个样品需要 10~30分钟。适用
于不同类型含水量测定。缺点是干燥最佳时间不易确定。
真空干燥法（ vacuum drying oven）（干燥剂法）：是将样品放在真空箱或臵于
干燥剂之上，以低温（ 60℃ ）干燥，平衡数天后称重，由失重求出土壤含水
量。
优点：避免了有机质的氧化、炭化、结果精确。
缺点：测定速度慢，不适于批量土样测定。
（一）土壤含水量测定技术 -烘干法
Methods of measurement for soil water content
电阻法（ Electrical resistance block） -
nondestructive
原理,Whitney,Gardner及 Briggs
（ 1898）在臵于土壤中的两电极之
间通过一电流，测定其电导（电阻）
来测量土壤的含水量。但是，在同
一含水量下，盐分浓度少许的变化
就会引起读数很大的差异；电极与
土壤接触紧密程度都可能使得这一
方法变得很不可靠。为了解决这些
问题，电极被放入多孔介质块中埋
进土壤。多孔介质块称为电阻块
（ Briggs, 1940）。
（二）土壤含水量测定技术 -电阻法
Methods of measurement for soil water content
类型：用石膏、尼龙、玻璃纤维、耐火材料和水泥多孔介质作为载体制成。
石膏电阻块并不因为土块盐分浓度的变化而受到很大的影响，因为他内部水
为 CaSO4所饱和，大大地阻碍了这一效应。因为石膏块部分地溶解于土壤水，它
们便随时间而损坏。不起化学作用的物质如玻璃纤维受土壤盐分浓度变化的影响。
（二）土壤含水量测定技术 -电阻法
Methods of measurement for soil water content
5910A型土壤水分读数表 5910A
型土壤水分读数表是设计用于便
携式 5210石膏块迅速读数。体积
小，重量轻，蓄电池供电，液晶
数字显示。
中子仪法 (Neutron probe-Neutron scattering -
neutron moderation method)
产生于上世纪 50年代,60年代起得了到广泛地应用,
（三）土壤含水量测定技术 -中子仪法
Methods of measurement for soil water content
中子源 Ra-Be
Ra-Am
4.5Mev高能,半衰期 458年
快中子
取决于土壤湿度 热化慢中子云球
被介质吸收,吸收截面小
被碰撞散射几率大 (几十倍 )
原
理
与 H+碰撞
BF3吸收慢中子产
生 α粒子
测定脉冲数
检测器
二、土壤含水量测定技术 -中子法
Methods of measurement for soil water content
型号,CPN503DR技术参数,
用途：可测量土壤等被测物的剖面含水量
原理：利用中子热化原理，快中子源发出的中子在遇到
氢原子后，失去部分动能转化成慢中子，仪器根据测出
的慢中子数量计算出被测物含水量。
组成：（ 1）探头：由快中子源（ 50毫居里镅 -241/铍源）
和一个慢中子检测器组成 ; （ 2）计数器：监测被测物散
射的慢中子通道
测量范围,0 - 60％ Vol,
测量精度,0.24％ vol,
计数时间,1,4,16,32,64,128及 256秒，可程序选
择。
工作环境温度,0 - 70℃ 。
电源,8节 AA镍镉充电电池 (500mAH)包。
标定：可存储 8条标定曲线 (线性 )，可由用户控制。
数据存储：有 3000个单元可供存储数值，标识号或键盘
输入的辅助数据。
探头,1.5型,0.771kg，直径 38.1mm，长 322.6mm
2型,1.043kg，直径 47.4mm，长 322.6mm
仪器,7.12kg,172.7× 177.8× 355.6mm
产地：美国
注意田间使用技术和安全
防范技术！
中子仪的田间使用技术
γ 射线 (透射 )法 (Gamma-Ray absorption
method)
γ 射线 (透射、衰减 )法是由（ Belcher
D.,Cuykendall T.,Bernhard R.,Berdan D,
1950)提出,
1.源 (source):含有 20毫居里 137Cs，,放射能
量为 0.661Mev，将它放在一个细孔体中,
γ 射线集中成一束 (2~3mm)。 透过密度
不同土壤（容重、含水量），射线有不同
地衰减。
2.探测器 (detector):测定投射后 γ 射线量
原理,
（四）土壤含水量测定技术 -γ射线法
Methods of measurement for soil water content
LL n IL n I
eII L
?
?
??
? ?
0
0
I,I0穿透土壤和空气射线计数率（脉冲次 /分；
L透射物的厚度,cm
μ透射物对射线吸收系数 cm-
μ= μm.ρb 透射物质量吸收系数
μ= μsρb+ μw ρw,
（五） TDR法（时域反射仪 Time-domain-reflectometry）
这是上世纪 80年代研究成果，成为当今测定土壤含水量
最为先进的方法。 Topp等人依据电磁破传递理论，设计了
一台类似光学频闪观测仪的电子装置，于 1985年和 Davis一
起研制了 TDR土壤水分测定仪。他用平行黄铜杆传导由探测
器发出的电磁波，依据电磁波在不同介电常数物质中的传输
时间的不同，计算出被测物的含水量。
TDR-used to measure soil water content based on the
relation between the dielectric constant of a soil its water
content,Soil water is obtained by measuring the apparent
dielectric constant of soil,
TDR 测定值受土壤溶质影响,因此,可以测定溶质运移情况,
（五）土壤含水量测定技术 -TDR
Methods of measurement for soil water content
TDR仪器
探
头
土
壤
水
分
测
定(T
DR
)
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（一）土壤水分的保持（ soil water-holding ability
土壤的保水性意义 —”天旱而地不旱,
土壤的保水力,
1.颗粒表面的分子引力, hold by the forces of adhesion between the soil particles and
water molecules
其内容包含两个方面,
（ 1）氢键 (hydrogen bounding)：国体表面与水分子之间产生的氢键
（ 2）电性的吸附作用：胶体表面电荷的极性吸附
（ 3）范德华力
固体颗粒表面的吸附与颗粒的表面积、表面积电荷等表面特性的影响，归结起
来，影响颗粒表面分子引力因素有,
质地,粘土 >壤土 >砂土
矿物类型,2,1型 >1:1型
胶体类型,有机胶体 >无机胶体
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
2.土壤孔隙的毛管力 (Capillary force)
）：；：，（因此得：
达因达因；达因
）：；达因，
mmDm b a rT
D
3
T
mm/ c m10/ c m101 m b a r
1 0 0 0 m b a r1 b a r/ c m101 b a r
cmD/ c m:(
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2
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223
26
2
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T
DDr
T ?
?
茹林公式
孔隙的毛管力与孔径成反比关系。
土壤水分除过受上述力的作用以外，还普遍受到 重力 作用，但是，重力却
不是保水的力。重力在土壤较大孔径的孔隙中表现的更为明显。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（二）土壤水分类型及水分常数
水分常数（ soil water constant）：在一定条件下（状态下）土壤的特征含水量。
完全依赖于土壤本身特性的含水量。
水分常数，并非是一个点，而是一个极小的含水量范围。
1.吸湿水（ hygroscopic water),也叫紧结合水或紧束缚水
干燥土粒从空气中吸附的水汽分子叫 吸湿水
吸湿水依靠的土壤固体颗粒表面的分子引力对土壤空气中水汽的吸附作用。
吸湿水的特点,
所受的吸附力高达 10000~31个大气压，水分子排列紧密，其性质表现为固态
水的特点：如密度 >>1,有人测定为 1.2~2.4；溶解能力极低，甚至没有；冰点
为 -7.8℃ ；对于作物完全无效。
吸湿系数（吸湿水的含量） hygroscopic coefficient,当土壤固相颗粒的表面
吸附作用与解吸作用达到平衡后，土壤的含水量。
最大吸湿量 (maximum hygroscopicity),在空气相对湿度饱和的情况下，土壤颗粒
表面对水汽分子吸附与解吸达到平衡后，土壤含水量。
最大吸湿量测定,用剩有 10%H2SO4干燥器进行，相对湿度 96~98%（ 25℃ ）
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
Hygroscopic coefficient,The weight percentage of water held by,or remaining in,the
soil (i) after the soil has been air-dried,or (ii) after the soil has reached equilibrium with
an unspecified environment of high relative humidity,usually near saturation,or with a
specified relative humidity at a specified temperature,
Hygroscopic water– ware adsorbed by a dry soil from an atmosphere of high relative
humidity,water remaining in the soil after,air-drying” or water held by the soil when
it is in equilibrium with an atmosphere of a specified relative humidity at a specified
temperature,usually 98% relative humidity at 25℃ 。
注意,1.风干土（ air-dry soil）的含水量叫什么？
2.吸湿水含量影响因子
（ 1）质地类型：粘土 >壤土 >砂土
（ 2）土壤含盐量和盐分类型
（ 3）有机质含量
3.土壤中无效水总量约为最大吸湿量
的 1.5~2.0倍。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
2.膜状水（ film water） 也叫松结合水、或松束缚水
当土壤水分达到最大吸湿量时，土粒表面还有剩余的分子吸附力，虽不能吸
附空气中水汽分子，但可以吸附液态水。依靠颗粒表面分子引力所吸附的液态
水，定向的以膜的形式排在颗粒表面，这样水分叫膜状水。
膜状水的特点,
膜状水处于吸湿水之外，受到土壤颗粒表面分子引力较小，一般为
31~6.25 个大气压。所以，水分子排列松散，但与自由水有所不同，其表现
为：密度略大于 1，为 1.25。溶解能力弱，冰点为 -4℃ 。膜状水可以移动，移
动的方式是从膜厚的地方已向膜薄的地方，移动能力小。
膜状水一部分对作物有效，一部分无效。
最大分子持水量（ maximum molecular moisture),当膜状水达到最大数量
时的土壤含水量。它一般相当于最大吸湿量的 2~4倍。
问题,1.最大分子持水量的容积百分数如何计算？
2.最大分子持水量的容积百分数与无效孔度是什么关系？
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
凋萎系数 (permanent wilting percentage,permanent wilting coefficient)
概念,植物产生永久凋萎（ (permanent wilting,ultimate wilting） 时的土壤（最
大 )含水量较萎蔫系数，也叫 凋萎含水量 。
意义,（ 1） 表明植物可利用土壤水分的下限，土壤含水量低于此值，植物将枯
萎死 亡。也就是土壤水分有效性的下限值。
（ 2）制定灌溉制度的下限
测定方法, (1) 幼苗发：农业上常用向日葵作为直接测定凋萎系数的植物。
（ 2）测定 15bar含水量：农业上就大多数农作物来讲，土壤含水量等于
凋萎系数时，其水吸力大约为 1.5Mpa（ 15bar)，这是因为大多数农作物叶片的渗
透压在 1.5-2.0Mpa，以土壤水的形态而言，大致相当于全部吸湿水以及部分膜状
水。需要特别指出的是在林业上，大多数树木在此水吸力下正常生长，一些树种
的渗透压多为 2.5-3左右，有的甚至更高，此外针叶树的针叶在土壤供水不足时
没有明显的凋萎症状，当有外观症状（如针叶干黄而枯萎时）可能早已死亡，有
些阔叶树如刺槐当遇到干旱胁迫时，叶子凋萎脱落后，在水分条件好时重新出芽
生长。目前各种苗木的凋萎湿度还处在初步研究阶段，各种林木在成林后的凋萎
湿度由于研究困难还没有进行。
影响萎蔫系数因子,土壤因子和植物因子
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
不同质地土壤的萎蔫系数（ %）
土壤质地 粗砂壤土 细砂土 砂壤土 壤土 粘壤土
萎蔫系数 0.96~1.11 2.7~3.6 5.6~6.9 9.0~12.4 13.0`~16.6
粘质盐渍土的萎蔫系数（ %）
盐分
盐分含量（ %）
0.00 0.10 0.20 0.30 0.50 0.75 1.00
NaCl
Na2SO4
24.45
24.45
25.39
-
-
26.13
25.42
26.30
-
26.92
28.36
27.34
42.44
27.44
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
3.毛管水（ Capillary water)
由土壤毛管力所保持在土壤毛管孔隙中的水分叫毛管水。
特点：所受的毛管吸力为 6.25~0.3（ 0.1）个大气压，完全接近以液态水性质，
对植物完全有效。毛管水是土壤最宝贵的水分。不受重力明显影响，比植物根的
吸水能力小。在毛管范围内，孔径越细，毛管作用越强。一般认为,1~0.1mm孔
径就开始显示毛细作用； 0.1~0.05mm,毛管作用明显； 0.05~0.005mm毛管作
用最强； <0.001mm,孔隙过细，，被水膜赌塞，毛管作用消失。
Capillary water,The water held in the,capillary” or small pores of a soil,usually
with a tension > 60cm of water,
毛管水受到土壤孔隙状况的影响，因此除过与土壤质地有关以外，主要依赖于
土壤的结构情况。
毛管水在自然界有两种情况,
（ 1）毛管悬着水（ capillary suspending water; hanging retention water),
当地下水位很深时，将由地表进入土壤的水分依靠毛管力的作用保留在土壤
上层的毛管孔隙中的水分叫毛管悬着水。
毛管悬着水与地下水位没有任何联系。它是普遍存在在自然界中。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
田间持水量（ field capacity),
概念,毛管悬着水达到最大数量时，土壤的含水量叫田间持水量，也有人叫田
间稳定湿度。
给土壤充分灌水后，及时覆盖地表，防止蒸发，让其平衡 2~3天，到土壤湿
度基本稳定后测得的土壤含水量。
特点,降雨或灌溉后，大孔隙中的重力水已经排除，渗透水流已降至很低或
基本停止时土壤所吸持的水量，也是以重量百分率表示。所吸持的水相当于吸湿
水、膜状水和悬着水的全部。此时的土壤含水量约为吸湿系数的 2.5倍，水吸力
在 0.3大气压之间。也有人叫 1/3bar含水量
影响因素,田间持水量的大小与土壤孔隙状况及有机质含量有关，粘质土壤、
结构良好或富含有机质的土壤，田间持水量大。田间持水量是大多数植物可利用
的土壤水上限，大多数土壤只在降水后达到田间持水量
以相当于重力 1,000倍的离心力排去饱和土壤中多余的水后，土壤所吸持的水量
称为持水当量。其数值近似于田间持水量，水吸力约为 1/3大气压。
意义,制定灌溉定额的上限
表示土壤水分有效性的上限值
问题,田间持水量的容积含水量与毛管孔度关系如何？
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
不同质地和耕作条件下土壤的田间持水量（ %）
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土 二合土 耕前 耕后 紧实
田间持水量 10~14 16~20 20~24 22~26 24~28 28~32 32 25 21
毛管断裂含水量,毛管水分运行速度很快，当地表蒸发时，下层水分眼毛
管向上移动，补充地表水分损失，当含水量降低到一定水平，毛管水分就
失去了连续性，在一些较大孔隙充有空气阻隔水分移动，这时的土壤含水
量叫毛管断裂含水量。毛管断裂含水量相当于田间持水量的 60~70%左右。
也是人们常说的 水分胁迫点 。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（ 2）毛管支持水（ capillary supporting； held retention water）也叫毛管上升水
概念：当地下水位很浅时，地下水在毛管力的作用下，上升保留在土壤中的水分。
特点：与地下水位有密切联系。发生在地势低洼的河谷地区及泛滥平原地区。
毛管上升水是土壤发生次生盐渍化的前提条件之一。
影响毛管水上升高度的因素,
主要取决于土壤孔隙和水分的质量
（表面张力 ---盐分和有机物质）
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
毛管水上升规律是 ;在毛管水上升高度范围内，土壤含水
量的多少不同，靠近地下水位处，土壤孔隙几乎都充水,
成为毛管水封闭层。从封闭层至某一高度处，毛管水上升
快，含水量高，这一高度成为 毛管水强烈上升高度。 再上
就发生在细小管中，含水量就减少。这一层叫 包气带 。
毛管水强烈上升高度的主要意义在于，断定土壤次生
盐渍化的主要依据，也是土壤改良设计的主要参数。
不同质地土壤毛管水上升高度和毛管水强烈上升高度（米）
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
毛管水的上升高度
毛管水强烈上升高度
0.5~1.0
0.4~0.8
2.0~2.5
1.4~1.8
2.2~3.0
1.3~1.7
1.8~2.2
1.2~1.5
<3.0
1.2~1.5
<0.8~1.
0
问题,最易发生土壤次生盐渍化的土壤质地条件是哪个？
临界地下水位 =毛管水强烈上升高度 +安全系数 临界地下水位一般在 1.5~2.5米,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
毛管持水量,毛管上升水达到最大数量时，土壤含水量称之。也有人叫 1/10bar含
水量
毛管水对于作物来讲，是完全有效水。
注意,区分毛管悬着水和毛管上升水的条件
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
4.重力水（ gravitational water）
受重力明显作用而引动的水分，叫重力水
特点,所受的吸力为 0.1（ 0.3） ~0bar。主要发生在大孔隙中。重力水对作物
的有效性为 临时有效水 。它在土壤中保存的非常短暂，向下流动补充到了地下水
中，它容易产生养分淋失，污染地下水的质量。
饱和含水量 （ saturated water content):也叫 全蓄水量，全持水量,土壤所有孔隙
充水时土壤的含水量。
问题,饱和含水量（容积）与土壤孔度关系？（条件；非胀缩性土壤）
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
There are four important levels of soil moisture content that reflect the availability
of water in the soil,These levels are commonly referred to as,1) saturation,2) field
capacity,3) wilting point and 4) oven dry,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
临时有效水
颗粒表面分子引力 毛管力 重力 受力类型
Water is held in soil in two ways,as a thin coating on the outside of soil particles and
in the pore spaces,Soil water in the pore spaces can be divided into two different
forms,gravitational water and capillary water
Gravitational water generally moves quickly downward in the soil due to the force
of gravity,Capillary water is the most important for crop production because it is
held by soil particles against the force of gravity,
As water infiltrates into a soil,the pore spaces fill with water,As the pores are filled,
water moves through the soil by gravity and capillary forces,Water movement
continues downward until a balance is reached between the capillary forces and the
force of gravity,Water is pulled around soil particles and through small pore spaces
in any direction by capillary forces,When capillary forces move water from a
shallow water table upward,salts may precipitate and concentrate in the soil as water
is removed by plants and evaporation,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（三）土壤水分的有效性
When a soil is saturated,the soil pores are filled with water and nearly all of the air
in the soil has been displaced by water,The water held in the soil between saturation
and field capacity is gravitational water,Frequently,gravitational water will take a few
days to drain through the soil profile and some can be absorbed by roots of plants,
Field capacity is defined as the level of soil moisture left in the soil after drainage of
the gravitational water, Water held between field capacity and the wilting point is
available for plant use,
土壤水分依据有效性分为
易效水
难效水（迟效水）
无效水
有效水
The wilting point is defined as the soil moisture content where most plants cannot
exert enough force to remove water from small pores in the soil,Most crops will be
permanently damaged if the soil moisture content is allowed to reach the wilting point,
In many cases,yield reductions may occur long before this point is reached,
Capillary water held in the soil beyond the wilting point can only be removed by
evaporation,When soil is dried in an oven,nearly all water is removed,"Oven dry"
moisture content is used to provide a reference for measuring the other three soil
moisture contents,
When discussing the water holding capacity associated with a particular soil series,
the water available for plant use in the root zone is commonly given, Available soil
water content is commonly expressed as inches per foot of soil,For example,the water
available can be calculated for a soil with fine sandy loam in the first foot,loamy sand
in the second foot and sand in the third foot,The top foot would have about 2.0 inches,
the second foot would have about 1.0 inch and the third foot would have about 0.75
inches for a total of 3.75 inches of available water for a crop with a 3 foot root depth,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
Soil Water
and Plant Use
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
最大有效水含量（ TAWC） =田间持水量 -萎蔫系数 （依赖于土壤性质的）
有效水含量 =某时刻自然含水量 -萎蔫系数 （动态的）
Texture Class Field Capacity Wilting Point Available Capacity
Sand 0.12 0.04 0.08
Loamy Sand 0.14 0.06 0.08
Sandy Loam 0.23 0.10 0.13
Loam 0.26 0.12 0.15
Silt Loam 0.30 0.15 0.15
Silt 0.32 0.15 0.17
Silty Clay Loam 0.34 0.19 0.15
Silty Clay 0.36 0.21 0.15
Clay 0.36 0.21 0.15
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量,%
萎蔫系数,%
最大有效水含量,%
13
3
9
18
5
13
22
6
16
24
9
15
26
11
15
30
15
15
不同质地土壤有效水含量
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
Soil Water Classification
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
结论：土壤最大有效水含量与土壤质地关系,壤土 >粘土 >砂土
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
土壤水分形态学
优点：比较直观，对土壤水分的保蓄机制阐述的比较明白。
存在的问题有：很难界定他们之间的明显得界限，人为性比较强，难于准确地表
示土壤水分流动方向和水分的有效性。
如何解决这些问题？ ----能量学的观点诞生
第二节土壤水分的能量学观点
一、土壤水分能量概念
Energy concepts as related to water in soils
（一） 土壤水分能量观点产生的历史背景
Buckingham（白金汉姆） （ 1907）首先提出的应用能量理论和方法研
究土壤水分问题。经过近百年的研究历程，尤其是近 20~30年来得到了
较大发展。土壤水分能量概念的引入首先准确地表明了水分移动的方向一
定是从自由能高出向自由能地处移动。
能（ energy）有机械能（ mechanical）、热能（ thermal）、化学能
（ chemical），电能（ electrical）等。对于土壤水分而言仅涉及机械能。
机械能一般有两种
（ 1）动能（ Kinetic Energy） KE=1/2mv2
土壤水分移动速度非常慢,故 v≈0,水分动能可以忽略不计。
（ 2）势能（ potential Energy） PE=mgh,他表达的是物质在不同力
场中的一种做功的状态，符合土壤水分问题，故人们借用此名词 ---“土水
势, 作为土壤水分的能量概念
（二） 土水势 (soil water potential),
国际土壤学会名词委员会定义,
土水势 (ψ 土 )：从一 已知高度 的 蓄水池 中，把 无限少量 的 纯水,
在 一个大气压 下等温地和可逆地转移到土壤中的 某一指定高度 成
为土壤水所必须作的 功 。
The amount of work that must be done per unit of a specified
quantity of pure water in order to transport reversibly and
isothermally an infinitesimal quantity of water from a pool of
pure water,at a specified elevation and at atmospheric pressure,
to the soil water at the point under consideration,
能量很难获得它的绝对值，几乎都是相对而言，这里需要一
个标准状态 —纯水池中的纯水作为 参照标准,并规定水势为零。
进一步将水分在土壤中状态进行分析会得出影响土壤水分能量水
平的因素，就得到了许多分势。
一、土壤水分能量概念
Energy concepts as related to water in soils
The energy of soil water is related to the suction or matric tension
the soil exerts on water which is a function of pore size; smaller
pores mean greater tension or suction on soil water,Therefore,
the energy is related to the soil texture which,in part,determines
the pore size distribution,
Small particles = small pores and greater overall porosity
Large particles = large pores and lower overall porosity
Recall,then,that clay soils have both smaller pores and greater
overall
porosity than sandy soils,Therefore,clayey soils will hold more
water,and hold it more tightly than sandy soils,
Soil Water Energy
二,土壤各分势
（一）重力势 (Gravitational potential),ψ g （ ± ）
由于重力作用而引起的土壤水势的变化。所有土壤水度受到重力的作用。
work is required to move water from a reference elevation to a given
elevation,实质上是由于位臵差所产生的土壤水分的能量差,可以和参比
面进行比较，得到土壤水的重力势值及符号。
重力势大小估算,
at height Z above Z0 ψ g =mgZ (Z 土壤剖面上高度 )
per unit mass ψ g=mgZ/m=gZ (J/kg)
per unit volume ψ g =mgZ/v=ρ wgZ (N/m2)
per unit weight ψ g=mgZ/mg=Z (m)
重力势概念需要特别强调的内容,
(1) 与土壤性质毫无关系
(2) 其值的大小等于待测点到参考面的 垂直 高度 (Z),单位为 (L)
(3) 规定特测点在参考面值上取正值（ +）（重力相对大），在参考面之下取负
值（一）（重力相对小）
(4)规定参考面处为零，它的选择不影响空间任意两点间重力势差值
(5)无需特别测量仪器和设备
请举例说明在生活中因为重力势平衡所产生的水分移动事例
∴ 重力势与土壤性质无关
（二）溶质势 （ Osmotic potential） ψ o,ψ s （ —）
由于土壤溶液中溶解性物质浓度所引起的土水势的变化量。
Amount of work required to transfer a quantity of water
from the soil liquid phase to a pool of free solution。
实质上由于土壤水中溶质浓度差所产生的土壤水分能量
差值。
溶质势概念中强调的内容有,
(1) 由于溶质分子或离子作用，使土壤水的自由能降低，因此，溶质势为负值
(2) 溶质势大小依赖于溶质类型 (μ) 和浓度 C，依据 van’t Hoff 方程
(3) 溶质势在影响土壤水分移动能力情况下，必须要有半透膜 (semipermeable
membrane)作用 。只有在研究 土壤蒸发能力和植物吸水能力 方面有半透膜,溶
质势才可以表现出来 （？）
绝对温度气体常数溶质分子量溶质浓度,;:;:;:
0
TRc
RTc
?
? ???
二,土壤各分势
溶质势的相反数人们叫它溶质吸力 (osmotic suction)
对于盐渍化的土壤，溶质势是影响水分能量很重内容。
（三）压力势 （ pressure potential） ψ p （ +）
The soil water pressure potential ψ p,is due to the weight of water at a point
under consideration or to a gas pressure that differs from a gas pressure at a
reference point,
压力势分为静水压力势和 气压势 。 Philip(19690认为，在膨胀和可压缩的
土壤中还存在着另一种高于大气压的压力势，称之为 荷载势,一般情况下可以忽
略不及。静水压力势 (hydrostatic pressure)就成为压力势主要构成。
The pressure potential is considered to be positive,Water under a free water
surface has a positive pressure potential,The pressure potential at the free water
surface is zero,In the field,the pressure potential applies mostly to saturated
soil water below water tables or to,perched” water tables (滞水水位 ),
压力势大小,
per unit mass ψ p=gh
per unit volume ψ p= ρ wgh
per unit weight ψ p=h
从自由水面到达以下待测点的垂直距离，即为压力势值
Where h is the submergence depth
below the free water surface。
二,土壤各分势
二,土壤各分势
关于压力势概念中需要注意问题,
压力势只有在饱和情况下才会有的，主要是连续水体的表现。
水层越厚，受到压力势就大。非饱和情况下，水体不连续，压力势
最低，为零。
对于气压势主要是体现在土壤孔隙中封被的空气作用，随着气
体溶解，有人就逐渐为零。它不是压力势的主要成分。
压力势测定,用连通管就可以了。连通管水面到待测点直至距离
就是该点水分的压力势值（单位：长度单位）
（ 四）基质势（ matric potential） ψ m （ —）
Buckingham(1907)叫它毛管势,C.G.Gutt建议叫基质势
Soil consist of a solid matrix with pores distributed between the
particle,The pores have different sizes,shapes,and spatial distributions
and provide space for storage and transport of water and gases,Storage
or retention of water by soils is a result of attractive forces such as
adhesion and cohesion between the solid and liquid phases,which are
responsible for the binding of water in the pores or capillaries,
The decrease in water potential caused by the adsorption of water to
the soil surfaces is called the Matric Potential component of the soil
water potential,Matric potential is always negative or zero since the
adsorption of water onto soil surfaces can only lower the potential
energy relative to reference water,
也就说,基质势是由于土壤基质的表面吸附力和孔隙的毛管力对水分
的能量状态的影响所产生水分自由能得变化。
影响土壤基质势的因素,土壤水分基质势完全依赖于土壤的基模特
性。即某时刻土壤颗粒表面吸附力和毛管力的大小。
二,土壤各分势
由于土壤吸附力和毛管力的作用结果,
与纯水池相比，土壤水分自由能明显地降
低，所以,基质势为负值 。当土壤达到 完全
饱和状态 时，水分不再承受基质的吸附力和
毛管力的作用，故此时水分与自由水状态相
同,基质势为零 （ ψ m =0，饱和状态）。
随着水分不饱和程度的增加，水分的自由能
明显降低，即负的绝对值增大。所以，只有
土壤基质势能过完全反映土壤的含水量。它
具有明显的动态性质的特征。
土壤基质势最大为零（饱和状态）
基质势 (Matric potential)
凡是影响土壤表面特性和孔隙特性的一切因素都会影响土壤基膜势大小。
土壤基膜势为负值，在谈论中易产生误会，故有人引入了基质吸力（ matric
suction）的概念，它与基质势绝对值相等，符号相反。 基质吸力为正值 。
土壤基质势需要特殊仪器进行测定，而无法进行任何形式的推算。
注意：由于基质势为负，压力势为正，故有人把二者合二为一，都叫压力势，
把基质势叫 负压势,而把压力势叫 正压势 。
Components of Soil Water Potential
Factor affecting
Potential Energy Component name Reference State Sign
Adsorption of Water
to Soil Matric Potential Free Water neg "-"
Dissolved Solutes Osmotic or Solute Potential Pure Water neg "-"
Elevation in
Gravitational Field
Gravitational
Potential
Reference
Elevation
pos "+"
(above ref,elev.)
or
neg "-"
(below ref,elev.)
Applied Pressure Pressure Potential Atmospheric Pressure
pos "+"
(applied pressure)
or
neg "-"
(applied suction)
1.(总）土水势, ψ t= ψ g + ψ o+ ψ p + ψ m
2.水势（ water potential） ψ w = ψ o + ψ p + ψ m
描述植物从土壤中吸水能力时或者土壤水分有效性时用。
Water Potential -The sum of matric,osmotic,and pressure
potential components
(1) 饱和情况下 ψ w = ψ o + ψ p
(2) 非饱和情况下 ψ w = ψ o + ψ m 此时水势的相反数人们
叫它, 水吸力, （ suction）（基质吸力 +溶质吸力）
3,水力势 (hydraulic potential)（仅涉及液态水流）
Ψ h= ψ g + ψ p + ψ m
Hydraulic Potential -The sum of the matric,pressure,
and gravitational potential components,
表示土壤中水分的移动能力时使用，即水分移 动的推动
力。
(1)饱和情况下 Ψ h= ψ g + ψ p
（也叫 水头高度 hydraulic head）
(2) 非饱和情况下 Ψ h= ψ g + ψ m
正确地分析与判断不同情况下土壤水分移动
的动力因素对于研究土壤水分移动规律有很大帮助,
三,几种特殊情况下土水势
四,土水势的常用基本单位
quantitative Expression of soil-water potential
1.单位质量水势,Energy per unit mass
Work/mass=force × distance/mass
水的质量为克或公斤时,能的单位为 J/kg或 尔格 /克 ---也叫 比水势
水的质量为克分子数时，能的单位为 J/mole或尔格 /mole—克分子水势
2.单位容积水势, Energy per unit volume----容积水势
Work/volume=force × distance/volume=force/area=pressure
(1) Dynes per square centimeter(达因 /cm2)
(2) Newton per square meter=Pa （ kPa; MPa) (标准化计量单位 )
(3) Bar
(4) Atmosphere
3.单位重量的水势,Energy per unit weight---重量水势
Work/weight= Work/mass=force × distance/weight=distance or heat
cmH2O 高或 cm Hg高
4.pF,----Schofield（斯考菲尔德） (1935) 提出的。
Oc m HpF m 2,l o g ??
常用土水势单位换算
五,土水势的测量技术
Method for soil Water potential
1.水压计 (piezometer) ---测定压力势
A piezometer can be used for measuring the pressure of soil water at the point
where it is attached to the soil,
2.张力计 (Tensiometer)也叫负压计,pF计等
张力计是目前测定土壤基质势最为普遍的仪器
（ 1）张力计构造
A.多孔陶瓷杯（ porous ceramic cup）：是张力
计关键部件，也是张力计的探头，即土壤湿度
感应元件。它的质量决定着张力计的测量的量
程范围和仪器的灵敏度。它的孔径小于 2.8?m,
漏气值大于 1巴,它的透水速率约为 8× 10-4 cm/分。
制作张力计一定要进行陶瓷杯质量检验。陶瓷杯有不同大小、形状和规格。
B.连接管（ connecting tube）：用塑料管、铜管、玻璃管等材质。要求质地坚硬，
耐腐蚀材料。其长度依赖于所要测定的土层深度，长度会影响仪器的量程。
C.集气管 (air trap):仪器在使用过程中,收集溶解在土壤水中的空气，保证仪器水
力连续性和压力传递，使仪器维持较高的灵敏度。 必须透明,常用玻璃。
D,测压计（ pressure-measuring device）：决定仪器的测量精度。常用的有汞压
计（ mercury manometer）、真空表头（ vacuum gauge）、气阻势测压计等。
张力计使用
（ 2）测定原理：在等温条件下始终处在寻求水势平衡这样一个状态的动态变化
过程中。
对于土壤 ψ t土 = ψ g土 + ψ o土 + ψ p土 + ψ m土
陶土管内部 ψ t水 = ψ g水 + ψ o水 + ψ p水 + ψ m水
二者水势平衡时有,ψ t土 = ψ t水
ψ g土 + ψ o土 + ψ p土 + ψ m土 = ψ g水 + ψ o水 + ψ p水 + ψ m水
∵ 张力计是在非饱和土壤情况下进行测定的,∴ ψ p土 =0，张力计内没有基质
作用,∴ ψ m水 =0，张力计陶瓷杯性质由于孔径细小，可以透过各种溶液，并非
,半透膜, 。 ∴ ψ o土 = ψ o水 （张力计测定值不包含土壤溶质势）。张力计陶瓷
杯
中心线处为参考面，即土壤水势的测定点 ∴ ψ g土 =0
因此得出,ψ m土 = ψ p水 +ψ g水 （ ψ g水 对于仪器而言是一个常数，取决于仪器
连杆长短和田间埋臵方法，那么,张力计内部水的压力变化过程反映土壤的基质
势大小 ）
张力计内部压力传递是依靠水进行的，水在小于 1个大气压下会汽化，使压力
再无法继续降低，所以，该仪器从理论上讲，最大量程为 0~1个大气压
（ 0~105Pa)的吸力。事实上，由于要保证仪器灵敏度，陶瓷杯的微孔要大，使用
时土壤温度和气温在 0℃ 以上，仪器内部的水不可避免溶解有空气，表头到陶瓷
杯中心线处有一定距离（ ψ g水 ），这些度影响到仪器测量量程，所以,张力计一
般仅能测定 0~0.85大气压以下的吸力（量程）（切记！） 。
（ 3）张力计的基本类型：主要依据压力测定设备有许多类型,
张力计类型与使用
真空表头式
真空
表头式
空气膨胀式
（测水笔）
汞压计式
（有机溶剂）
示差式
张力计
张力计使用
（ 4）仪器使用技术
A.埋设前准备
外观检查：各部件是否老化漏气，连接部分是否牢固。
装水（无气水）：煮沸过并冷却后的水，或经过抽气的水。
除气和密封性检查：用注射器进行。
B.仪器埋设：张力计陶瓷杯与土壤密切接触。
C.观测读数：一般一早晨 8时为宜，此时温度变化较小，吸
力值相对稳定，切能反映前一天的水分消耗情况。
(5)基质势计算,
真空表示张力计
ψ m土 =-表盘读数（换算成 cmH2O高） -表头到陶瓷杯中心线
距离
汞压计式张力计
ψ m土 =汞柱高 × ρ Hg/ρ w-汞柱面到陶瓷杯中心线距离
张
力
计
测
定
土
水
势
作物丰产栽培条件下土壤水势
（大气压）
作物 土壤吸力 作物 土壤吸力 作物 土壤吸力
苜蓿 1.5 甜菜 0.4~0.6 草莓 0.2~0.3
卷心菜 0.6~0.7 马铃薯 0.3~0.5 甜瓜 1.5
罐头用豌豆 0.3~0.5 胡萝卜 0.55~0.67 番茄 0.8~1.5
芹菜 0.2~0.3 花椰菜 0.6~0.7 香蕉 0.3~1.5
牧草（禾本） 0.3~1.0 甘
蓝
早期 0.45~0.55 玉米 生长期 0.5~1.0
莴苣 0.4~0.6 现蕾期 0.60~0.70 成熟期 0.8~1.2
烟草 0.3~0.8 柠檬 0.4 莴苣 (结籽期 ) 3.0
甘蔗 0.15~0.5 柑橘 0.5~1.0 谷类灌浆期前 0.4~0.5
甜玉米 0.5~1.0 苹果、梨 0.5~0.8 麦类（成期） 8~12
草皮草 0.24~0.36 鳄梨 0.5
洋葱
早期 0.45~0.55 葡
萄
早期 0.4~0.5
鳞茎期 0.55~0.65 成熟期 >1.0
张力计在自动化灌溉和远程土壤墒情监控方面具有重要作用
3,
压
力
膜
（板）
仪
土
样
Pressure plate
apparatus
出水孔
压
力
室
优点：测量范围大
（ 0~20个大气压）
缺点：平衡时间长，
需要恒温条件
S.J Richards,1931设计
注意：不同
吸力范围选
用不同压力
室和膜或板
压力膜仪用以测定土壤持水特性。湿土样被放在压力膜仪中，
外加一已知的压力，此压力可以使低压下保持在土壤中的任何水
分被压出土壤。通过在几个不同的压力下分析样品，则可确定土
壤含水量与压力之间的关系。各种不同的压力膜仪用以分析不同
大小和数量的土样，且在不同的压力范围下分析土样。所有的压
力膜仪都要求在一个可以提供调节的压力源下进行操作。压缩机
或者高压氮瓶提供系统压力。
压力膜仪的安装
（恒温条件）
4.土壤水分离心机
Moisture Equivalent Centrifuge
Max Speed__ __14,000rpm
Max R.C.F__ __25,220× g
Max Capacity__ __3,000ml
Control__ __Microcomputer&Inverter
Power Source__ __AC200V 20A 7KVA
No,of Memories__ __3 Memories
Power Source__ __AC200V 3Φ 30A 10KVA
Dimensions__ __W700× D686× H1190(980)mm
Weight__ __300kg
Price__ __￥ 2,460,000
顶盖 出水孔 底盒 环刀 离心盒
转子结构
技
术
参
数
原理,pF=2logn+logh+log(r1-h/2)-4.95
N:转速； h：土壤样品高度的一半； r1：离心机转子半径
由 Schofield（ 1935）年设计提出
优点：快速、
量程大
缺点：土壤容
重变化大。
使用时先要探
索离心平衡时
间
离心过程
中水土分
为两个室
)(1018.1 215 hrhHn ?? ??
其它测定方法
悬
挂
水
柱
法
小结：土壤水分能量学观点的优点
1.可以使用统一的观点和尺度 研究土壤 —植物 —大气连续体（ soil-plant-
atmosphere continuum, SPAC）中水分的运动和相互关系,水分运
动总是从土水势高的地方自发地流向水势低的地方。而不一定
是从含水量高的流向含水量低的地方。
2.可以充分地使用热力学原理和数学方法和手段来定量化地处理
土壤水的问题：数学模型建立，为定量化模拟和预测预报土壤
墒情提供了重要手段。
3.在土壤水分研究手段上提出了一些方面的测试技术和精确、快
捷的方法。
土壤水分能量学观点是土壤科学领域一次大的飞跃。
土壤水分能量概念与土壤水分数量概念结合才是最完美的 -----水分特性曲线
土壤水吸力与有效性的关系呈现递减函数关系！不同质地
土壤递减速率有所不同。
不同质地土壤水吸力与有效性的关系
土壤水分特性曲线
（一）概念：表示土壤含水量（数量）与土
壤基质势（能量）的关系曲线叫水分特性曲
线（ soil water characteristic curve)。
The relationship between water content
and matric potential is a fundamental physical
property of a soil and historically has been
called by at least three terms,soil water
characteristic,soil water release curve,and
the soil water retention curve,
土壤水分特性曲线特征点
1.饱和含水量 (?s) 土壤水吸力等于零的含水量。
依赖于土壤结构。 ?r
2.剩余含水量（ ?r）：当吸力无限增加，土壤保持的相对稳定的含水量；依赖于
土壤质地条件。
3.进气值（ Sa）（ air-entry suction)：从土壤饱和状态开始之间增加吸力，意味着
空气急如土壤中，土壤开始排水，使土壤开始排水的土壤水吸力值成为进气值，
也叫进气吸力 。砂土和有结构的土壤，进气值小；粘质土壤进气值较大。
土壤水分特性曲线
(二）影响土壤水分特性曲线的因素
1.水分特性曲线依赖于土壤性状：在不同阶段影响因素不同。 水分特性曲线形
状在 0~1个大气压，依赖于结构特性（结构孔隙），以后逐渐转为依赖于质地，
特别是在 15巴以上表现得更为显著。这个阶段所排出的水分占据的孔隙有人叫
,质地孔隙, 。
对于有结构的土壤和砂质，土壤水分特性曲线中间段落出现平台；而粘质土
壤则不能见到平台出现，这是因为土壤孔隙构造不同缘故。
可见土壤水分特性曲线在水分的 变化过程中 反映着土壤结构、质地等一系列土
壤性状。
Y (cm)
? (cm3/cm3)
First drying curve
Drying curve
Wetting curve
F F
e
土壤水分特性曲线
2,土壤水分的变化过程（由湿到干和由干到湿）
主线：（ 1）吸水曲线（ soil water sorption curve)
（ 2）失水曲线 (脱水曲线）（ soil water desorption curve)
（ 3）扫描曲线
滞后现象（ soil water hysteresis)：土壤的吸水曲线与失水曲线不相重合的现象
叫滞后现象。质地粗的土壤比质地粘的土壤更加明显
土壤水分特性曲线
土壤滞后现象产生的原因,
（ 1）墨水瓶颈效应 （ ink-bottle effect)
（ 2） 接触角效应 （ contact angle effect)
（ 3）,封闭空气作用 （ Entrapped air）,
Entrapped air,which decreases the water content in wetted soils.降低了重新
湿润过程中土壤含水量，达不到真正平衡。
（ 4） 土壤胀缩性影响 （ swelling and shrinking,which change the structure of
the soil,
土壤的滞后现象进一步表明了土壤的保水特性
3.温度的影响
温度影响水的密度,
表面张力和粘质系
数等
土壤水分特性曲线
（三）土壤水分特性曲线的意义及用途
1.可利用它进行土壤水吸力 S和含水率 ?之间的换算 。 （ 许多模型建立 ）
2.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。
3.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 。
4.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 。
S=a?b
S=a(?/?s)b
S=A(?s-?)n/?m 。。。。。。
土
壤
水
分
特
性
曲
线
制
作
在不同吸力段采用不同的测定方法，最后进行数学拟合
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
土壤 -植物水势的测定
, 水是生命之命脉, 。
土壤水分是土壤最为重要的组成部分, 它在土壤形成,
土壤的演化过程中起到极为重要作用；水是土壤中一系列
过程进行得媒介 。 土壤水是土壤微生物, 植物的最主要的
水源 。 土壤水分状况是土壤肥力的最重要的因素之一 。
农谚说：有收无收在于水, 收多收少在于肥 。
我国是水资源贫乏的国家, 北方属于缺水的旱地农业,
占 52%左右 。 北方主要主要是发展节水农业 （ 土壤保水 ） ；
南方季节性缺水和洪涝灾害频繁发生, 主要问题需要进行
排水除涝 。
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
一,土壤水分的概念
关于土壤水分的概念需要强调以下几点,
（一）土壤水分并非纯水，而是溶解有各种有机无机物质的稀溶
液。
（二）土壤水是指在 105~110℃ 情况下，从土壤中能够被烘出来的
水分总和。土壤水分不包含矿物晶架结构内的结晶水。测定土壤
水分含量时，烘箱温度必须控制在这个温度范围，直至烘至恒重。
---界定了土壤水分的范围
（三）土壤水分均是来自于自然界降水、灌溉、或地下水的上升
等，保蓄在土壤当中。土壤水虽然来自于自由水，但又与自由水
从许多性质方面有所不同。
（四）土壤水与大气水、地表水、植物水、地下水处于平衡与交
换状态，（五水转化），成为生态环境的主要影响因素。
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
二, 土壤含水量的表示方法（ soil water content）
土壤水分含量是研究和了解土壤一系列性质的基础性资料。土壤水含量是经
常发生变化的。土壤含水量（ soil water content)是指在一定量土壤中所含水的总
量。含量通称为自然含水率或绝对含水量。土壤含水量有多种表达方式，常见的
有以下几种。
（一） 质量含水量 （质量适度 mass water content）
质量含水量 是以土壤中所含水质量与 烘干 (oven-dry soil)土质量的比值，多用百
分比表示，也有用质量分数表示,
用数学公式表示为,
式中,θ m——自然含水率或绝对含水量（ %）；
mw——水的重量,g；
ms——105℃ 烘干土重量,g。
质量含水量没有量纲，它是直接可以测定的，使用极为广泛
1 0 0% ?? 烘干土重土壤水的质量）土壤质量含水量（
1 0 0??
s
w
m M
M?
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
需要注意的问题,质量含水量的表示必须以烘干土重为基数，而不能以湿土为
基数。其原因为,
1.自然条件下，土壤含水量在时间、空间上都是剧烈的变化着，几乎很难达到一
种固定状态，因而，湿土的概念是一种瞬时状态，为了使各地或各时期土壤含水
量有一个可比性，寻求稳定的、标准的状态作基数非常重要。这里，只有烘干土
壤才是一种稳定状态。
2.用烘干土作基数表示土壤水分含量变化过程较为直观。
例如：某土壤湿时重为 120g，烘干后为 100g，分别用烘干土和湿土作基数，计算
土壤水分丢失 1半后含水量变化,
以烘干土为基数 以湿土为基数
水分丢失前
水分丢失后
201 0 01 0 01 0 01 2 0% ????m?
10100100 100110% ????m?
67.16100120 100120% ????m?
09.91 0 01 1 01 0 01 1 0% ????m?
由此可见：用烘干土作基数表示水分变化过程更为直观
应用时注意：已知土壤样品含水量，由湿土折算成干土计算公式
今后 凡表示土壤组成的百分数都应以烘干土中为基数！
m100
100
???干w
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
（二） 容积含水量 （ volumetric water content）
容积含水量 即单位土壤总容积中水分所占的容积分数，以称为 容积湿度,容积含
水量多用百分比表示，也用容积分数表示,
百分比形式可用下式表示,
其数学表达式为,
式中,θ v——土壤实际含水量的体积百分率，（ %）；
Vt——土壤总体积,cm3；
Vw——水所占的体积,cm3。
土壤容积含水量无法测定，是用质量湿度换算的，即换算关系如下,
式中,ρ b——土壤容重,g/cm3。
公式推倒如下,
100% ?? 土壤容积水分容积）土壤容积含水量（
1 0 0??
t
w
v V
V?
bmv ??? ?? ( % )( % )
)1(1 0 01 0 01 0 0( % ) ?????????? wbm
w
b
s
w
M
M
t
w
v M
M
V
V
b
s
w
w
??????
?
? ?
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
容积含水量的应用,
容积含水量主要用于表示土壤三相比方面，它就是土壤的液相比率。
同学们注意,各类土壤孔隙度的计算时，由不同状态含水量为基数，乘以密度比
得到各类孔度值
容积含水量没有量纲。
注意计算题
例题：测得某土壤含水量为 28%,土壤容重值为 1.30g/cm3,
计算：（ 1）此时土壤的三相比组成
（ 2）此时土壤通气状况如何？
（三）土壤绝对含水量 (absolute water content)
1.土壤水层厚度
土壤水层厚度是指 一定面积 和 土层厚度内 土壤中所含水量相当于此面积下水
层的厚度。用 mm 表示。
土壤水层厚度常常是计算得到，其计算公式及其来源如下,
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
10
)cm(h
10%h
10
S
%Sc m )( h,
S
%
S
)V(
mmH
mb
ms
mb
vw
??
??
??
?
??
?
????
?
???
?
?
??
）土壤面积（
）面积（土层厚度
）取样面积（
土壤体积
）取样面积（
水分体积
）（
注意：记住这个公式和公式中各个参数的量纲。
水层厚度表示很水量的最大特点是它有 加和性,采用土壤水层厚度的方
便之处在于它可直接用于与大气降水量、土壤蒸发散的比较与计算。
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
水层厚度公式的应用,
（ 1）与气象资料进行互相加减
（ 2）计算土体中水分的总储量（举例）
（ 3）计算土壤水分动态变化情况 ------水分平衡模型的基础（说明几种使用情况）
2,绝对水体积（方 /亩）
绝对水体积 是指一定面积和一定厚度土壤中所含水量的体积，量纲为「 L3」。
它主要用于水利方面，确定灌水量和排水量，一般需要表明所涉及土壤面积和土
层厚度，在不标明土壤厚度时，通常指 1米土深。
计算公式,
?
?
??? n
i
mibiit hH
1 10
??
H
3
2
3
2 0 0 0
1 0 0 0
1
H
H/
?
???
?? 面积（亩））水层厚土（亩）绝对水体积（方
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
（四） 相对含水量 (relative water content)
相对含水量 是指土壤含水量占 田间持水量 的百分数。正如空气相对湿度一样，
相对含水量说明土壤实际含水量的饱和程度（以田间持水量为标准）,在农业生
产中经常应用。用下式表示,
100% ??
田间持水量
土壤自然含水量）土壤相对含水量（
注意：分子和分母的量纲要统一
分子和分母所表示的是同一种土壤。
应用：主要应用在作物栽培学上，可以看出土壤水分的丰缺程度。一般土壤含
水量达到田间持水量的 60%左右以下，作物就可能受到水分胁迫。即将准备灌
溉，灌到相对含水量为 100%。因此，相对含水量隐含着水分有效性的元素在内。
切记：注意区分相对含水量和实际含水量。
（五）液体比 (liquid ratio)
b
s
w
s
s
w vdw
V
V
?
?
?
? ??? ?????
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
三,土壤含水量的测定技术
土
壤
含
水
量
的
测
定
技
术
概
述
TDR法
（一）土壤含水量测定技术 -烘干法
Methods of measurement for soil water content
（一）烘干法,oven drying method
1.烘箱烘干法 (gravimetry with Oven Drying),oven-dry soil sample at 105~110℃
in a forced-draft oven until a constant weight,
缺点,(1)采样干扰田间土壤水分连续性
(2)不能在同一地点连续进行观测土壤水分动态变化,多点采样必然会因为
土壤时空变异性造成测试误差
(3)采样、运输及多次称量会产生不必要的误差
(4)费力、费时，不能快速得到结果；烘干过程中一些有机物质在这样温
度情况下有可能氧化分解。给测定结果带来误差。
烘干法是土壤含水量测定的经典方法，是其他方法矫正的基础和标准方法。
2.酒精燃烧法（ gravimetry with Drying by Burning Alcohol）
原理：利用酒精与水相溶解以及酒精易燃的特性，使酒精在样品中燃烧生热，将
水分迅速蒸发干燥。酒精燃烧时，火焰距土面 2~3cm，样品温度约 70~80 ℃,
当火苗熄灭前的几秒钟，火焰下降，土壤温度上升到 180~200 ℃,然后很快
下降到 85~90 ℃,并缓慢冷却。
应用条件：本方法由于高温阶段时间短，，样品中有机质及盐类损失甚微，但有
机质含量高于 5%的样品，也不适用。
特点：快速,20分钟左右。适用于在田间进行快速测定。允许误差 <1%
3.红外线法 (infrared drying)
原理：将土壤样品放在红外线
灯下,利用红外线照射的热
能,是土壤水分蒸发掉,以测
定土壤含水量,
优点：速度快，一般 7~15分钟
即可，但要求样品达到恒重
为止，时间不宜太长，有机
质含量多的样品,3~7分钟
即可，以免引起有机质炭化，
造成误差。
（一）土壤含水量测定技术 -烘干法
Methods of measurement for soil water content
4.炉烤法
在没有烘箱 (oven)的情况下,可将盛土铝盒 (aluminum can)开盖放在炉火上烘烤,一
般有几个小时即可,为了防止温度过高,可在炉上放一铁盘,铁盘里放细沙 (沙盘
或沙浴 ),将铝盒放在细沙里烘烤直至恒重,
5.其他方法
属于烘干法的还有,
微波干燥法（ microwave drying oven）：测定一个样品需要 10~30分钟。适用
于不同类型含水量测定。缺点是干燥最佳时间不易确定。
真空干燥法（ vacuum drying oven）（干燥剂法）：是将样品放在真空箱或臵于
干燥剂之上，以低温（ 60℃ ）干燥，平衡数天后称重，由失重求出土壤含水
量。
优点：避免了有机质的氧化、炭化、结果精确。
缺点：测定速度慢，不适于批量土样测定。
（一）土壤含水量测定技术 -烘干法
Methods of measurement for soil water content
电阻法（ Electrical resistance block） -
nondestructive
原理,Whitney,Gardner及 Briggs
（ 1898）在臵于土壤中的两电极之
间通过一电流，测定其电导（电阻）
来测量土壤的含水量。但是，在同
一含水量下，盐分浓度少许的变化
就会引起读数很大的差异；电极与
土壤接触紧密程度都可能使得这一
方法变得很不可靠。为了解决这些
问题，电极被放入多孔介质块中埋
进土壤。多孔介质块称为电阻块
（ Briggs, 1940）。
（二）土壤含水量测定技术 -电阻法
Methods of measurement for soil water content
类型：用石膏、尼龙、玻璃纤维、耐火材料和水泥多孔介质作为载体制成。
石膏电阻块并不因为土块盐分浓度的变化而受到很大的影响，因为他内部水
为 CaSO4所饱和，大大地阻碍了这一效应。因为石膏块部分地溶解于土壤水，它
们便随时间而损坏。不起化学作用的物质如玻璃纤维受土壤盐分浓度变化的影响。
（二）土壤含水量测定技术 -电阻法
Methods of measurement for soil water content
5910A型土壤水分读数表 5910A
型土壤水分读数表是设计用于便
携式 5210石膏块迅速读数。体积
小，重量轻，蓄电池供电，液晶
数字显示。
中子仪法 (Neutron probe-Neutron scattering -
neutron moderation method)
产生于上世纪 50年代,60年代起得了到广泛地应用,
（三）土壤含水量测定技术 -中子仪法
Methods of measurement for soil water content
中子源 Ra-Be
Ra-Am
4.5Mev高能,半衰期 458年
快中子
取决于土壤湿度 热化慢中子云球
被介质吸收,吸收截面小
被碰撞散射几率大 (几十倍 )
原
理
与 H+碰撞
BF3吸收慢中子产
生 α粒子
测定脉冲数
检测器
二、土壤含水量测定技术 -中子法
Methods of measurement for soil water content
型号,CPN503DR技术参数,
用途：可测量土壤等被测物的剖面含水量
原理：利用中子热化原理，快中子源发出的中子在遇到
氢原子后，失去部分动能转化成慢中子，仪器根据测出
的慢中子数量计算出被测物含水量。
组成：（ 1）探头：由快中子源（ 50毫居里镅 -241/铍源）
和一个慢中子检测器组成 ; （ 2）计数器：监测被测物散
射的慢中子通道
测量范围,0 - 60％ Vol,
测量精度,0.24％ vol,
计数时间,1,4,16,32,64,128及 256秒，可程序选
择。
工作环境温度,0 - 70℃ 。
电源,8节 AA镍镉充电电池 (500mAH)包。
标定：可存储 8条标定曲线 (线性 )，可由用户控制。
数据存储：有 3000个单元可供存储数值，标识号或键盘
输入的辅助数据。
探头,1.5型,0.771kg，直径 38.1mm，长 322.6mm
2型,1.043kg，直径 47.4mm，长 322.6mm
仪器,7.12kg,172.7× 177.8× 355.6mm
产地：美国
注意田间使用技术和安全
防范技术！
中子仪的田间使用技术
γ 射线 (透射 )法 (Gamma-Ray absorption
method)
γ 射线 (透射、衰减 )法是由（ Belcher
D.,Cuykendall T.,Bernhard R.,Berdan D,
1950)提出,
1.源 (source):含有 20毫居里 137Cs，,放射能
量为 0.661Mev，将它放在一个细孔体中,
γ 射线集中成一束 (2~3mm)。 透过密度
不同土壤（容重、含水量），射线有不同
地衰减。
2.探测器 (detector):测定投射后 γ 射线量
原理,
（四）土壤含水量测定技术 -γ射线法
Methods of measurement for soil water content
LL n IL n I
eII L
?
?
??
? ?
0
0
I,I0穿透土壤和空气射线计数率（脉冲次 /分；
L透射物的厚度,cm
μ透射物对射线吸收系数 cm-
μ= μm.ρb 透射物质量吸收系数
μ= μsρb+ μw ρw,
（五） TDR法（时域反射仪 Time-domain-reflectometry）
这是上世纪 80年代研究成果，成为当今测定土壤含水量
最为先进的方法。 Topp等人依据电磁破传递理论，设计了
一台类似光学频闪观测仪的电子装置，于 1985年和 Davis一
起研制了 TDR土壤水分测定仪。他用平行黄铜杆传导由探测
器发出的电磁波，依据电磁波在不同介电常数物质中的传输
时间的不同，计算出被测物的含水量。
TDR-used to measure soil water content based on the
relation between the dielectric constant of a soil its water
content,Soil water is obtained by measuring the apparent
dielectric constant of soil,
TDR 测定值受土壤溶质影响,因此,可以测定溶质运移情况,
（五）土壤含水量测定技术 -TDR
Methods of measurement for soil water content
TDR仪器
探
头
土
壤
水
分
测
定(T
DR
)
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（一）土壤水分的保持（ soil water-holding ability
土壤的保水性意义 —”天旱而地不旱,
土壤的保水力,
1.颗粒表面的分子引力, hold by the forces of adhesion between the soil particles and
water molecules
其内容包含两个方面,
（ 1）氢键 (hydrogen bounding)：国体表面与水分子之间产生的氢键
（ 2）电性的吸附作用：胶体表面电荷的极性吸附
（ 3）范德华力
固体颗粒表面的吸附与颗粒的表面积、表面积电荷等表面特性的影响，归结起
来，影响颗粒表面分子引力因素有,
质地,粘土 >壤土 >砂土
矿物类型,2,1型 >1:1型
胶体类型,有机胶体 >无机胶体
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
2.土壤孔隙的毛管力 (Capillary force)
）：；：，（因此得：
达因达因；达因
）：；达因，
mmDm b a rT
D
3
T
mm/ c m10/ c m101 m b a r
1 0 0 0 m b a r1 b a r/ c m101 b a r
cmD/ c m:(
3 0 0
2
752
c o s
2
223
26
2
?
????
??
?
?
??
?
T
DDr
T ?
?
茹林公式
孔隙的毛管力与孔径成反比关系。
土壤水分除过受上述力的作用以外，还普遍受到 重力 作用，但是，重力却
不是保水的力。重力在土壤较大孔径的孔隙中表现的更为明显。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（二）土壤水分类型及水分常数
水分常数（ soil water constant）：在一定条件下（状态下）土壤的特征含水量。
完全依赖于土壤本身特性的含水量。
水分常数，并非是一个点，而是一个极小的含水量范围。
1.吸湿水（ hygroscopic water),也叫紧结合水或紧束缚水
干燥土粒从空气中吸附的水汽分子叫 吸湿水
吸湿水依靠的土壤固体颗粒表面的分子引力对土壤空气中水汽的吸附作用。
吸湿水的特点,
所受的吸附力高达 10000~31个大气压，水分子排列紧密，其性质表现为固态
水的特点：如密度 >>1,有人测定为 1.2~2.4；溶解能力极低，甚至没有；冰点
为 -7.8℃ ；对于作物完全无效。
吸湿系数（吸湿水的含量） hygroscopic coefficient,当土壤固相颗粒的表面
吸附作用与解吸作用达到平衡后，土壤的含水量。
最大吸湿量 (maximum hygroscopicity),在空气相对湿度饱和的情况下，土壤颗粒
表面对水汽分子吸附与解吸达到平衡后，土壤含水量。
最大吸湿量测定,用剩有 10%H2SO4干燥器进行，相对湿度 96~98%（ 25℃ ）
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
Hygroscopic coefficient,The weight percentage of water held by,or remaining in,the
soil (i) after the soil has been air-dried,or (ii) after the soil has reached equilibrium with
an unspecified environment of high relative humidity,usually near saturation,or with a
specified relative humidity at a specified temperature,
Hygroscopic water– ware adsorbed by a dry soil from an atmosphere of high relative
humidity,water remaining in the soil after,air-drying” or water held by the soil when
it is in equilibrium with an atmosphere of a specified relative humidity at a specified
temperature,usually 98% relative humidity at 25℃ 。
注意,1.风干土（ air-dry soil）的含水量叫什么？
2.吸湿水含量影响因子
（ 1）质地类型：粘土 >壤土 >砂土
（ 2）土壤含盐量和盐分类型
（ 3）有机质含量
3.土壤中无效水总量约为最大吸湿量
的 1.5~2.0倍。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
2.膜状水（ film water） 也叫松结合水、或松束缚水
当土壤水分达到最大吸湿量时，土粒表面还有剩余的分子吸附力，虽不能吸
附空气中水汽分子，但可以吸附液态水。依靠颗粒表面分子引力所吸附的液态
水，定向的以膜的形式排在颗粒表面，这样水分叫膜状水。
膜状水的特点,
膜状水处于吸湿水之外，受到土壤颗粒表面分子引力较小，一般为
31~6.25 个大气压。所以，水分子排列松散，但与自由水有所不同，其表现
为：密度略大于 1，为 1.25。溶解能力弱，冰点为 -4℃ 。膜状水可以移动，移
动的方式是从膜厚的地方已向膜薄的地方，移动能力小。
膜状水一部分对作物有效，一部分无效。
最大分子持水量（ maximum molecular moisture),当膜状水达到最大数量
时的土壤含水量。它一般相当于最大吸湿量的 2~4倍。
问题,1.最大分子持水量的容积百分数如何计算？
2.最大分子持水量的容积百分数与无效孔度是什么关系？
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
凋萎系数 (permanent wilting percentage,permanent wilting coefficient)
概念,植物产生永久凋萎（ (permanent wilting,ultimate wilting） 时的土壤（最
大 )含水量较萎蔫系数，也叫 凋萎含水量 。
意义,（ 1） 表明植物可利用土壤水分的下限，土壤含水量低于此值，植物将枯
萎死 亡。也就是土壤水分有效性的下限值。
（ 2）制定灌溉制度的下限
测定方法, (1) 幼苗发：农业上常用向日葵作为直接测定凋萎系数的植物。
（ 2）测定 15bar含水量：农业上就大多数农作物来讲，土壤含水量等于
凋萎系数时，其水吸力大约为 1.5Mpa（ 15bar)，这是因为大多数农作物叶片的渗
透压在 1.5-2.0Mpa，以土壤水的形态而言，大致相当于全部吸湿水以及部分膜状
水。需要特别指出的是在林业上，大多数树木在此水吸力下正常生长，一些树种
的渗透压多为 2.5-3左右，有的甚至更高，此外针叶树的针叶在土壤供水不足时
没有明显的凋萎症状，当有外观症状（如针叶干黄而枯萎时）可能早已死亡，有
些阔叶树如刺槐当遇到干旱胁迫时，叶子凋萎脱落后，在水分条件好时重新出芽
生长。目前各种苗木的凋萎湿度还处在初步研究阶段，各种林木在成林后的凋萎
湿度由于研究困难还没有进行。
影响萎蔫系数因子,土壤因子和植物因子
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
不同质地土壤的萎蔫系数（ %）
土壤质地 粗砂壤土 细砂土 砂壤土 壤土 粘壤土
萎蔫系数 0.96~1.11 2.7~3.6 5.6~6.9 9.0~12.4 13.0`~16.6
粘质盐渍土的萎蔫系数（ %）
盐分
盐分含量（ %）
0.00 0.10 0.20 0.30 0.50 0.75 1.00
NaCl
Na2SO4
24.45
24.45
25.39
-
-
26.13
25.42
26.30
-
26.92
28.36
27.34
42.44
27.44
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
3.毛管水（ Capillary water)
由土壤毛管力所保持在土壤毛管孔隙中的水分叫毛管水。
特点：所受的毛管吸力为 6.25~0.3（ 0.1）个大气压，完全接近以液态水性质，
对植物完全有效。毛管水是土壤最宝贵的水分。不受重力明显影响，比植物根的
吸水能力小。在毛管范围内，孔径越细，毛管作用越强。一般认为,1~0.1mm孔
径就开始显示毛细作用； 0.1~0.05mm,毛管作用明显； 0.05~0.005mm毛管作
用最强； <0.001mm,孔隙过细，，被水膜赌塞，毛管作用消失。
Capillary water,The water held in the,capillary” or small pores of a soil,usually
with a tension > 60cm of water,
毛管水受到土壤孔隙状况的影响，因此除过与土壤质地有关以外，主要依赖于
土壤的结构情况。
毛管水在自然界有两种情况,
（ 1）毛管悬着水（ capillary suspending water; hanging retention water),
当地下水位很深时，将由地表进入土壤的水分依靠毛管力的作用保留在土壤
上层的毛管孔隙中的水分叫毛管悬着水。
毛管悬着水与地下水位没有任何联系。它是普遍存在在自然界中。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
田间持水量（ field capacity),
概念,毛管悬着水达到最大数量时，土壤的含水量叫田间持水量，也有人叫田
间稳定湿度。
给土壤充分灌水后，及时覆盖地表，防止蒸发，让其平衡 2~3天，到土壤湿
度基本稳定后测得的土壤含水量。
特点,降雨或灌溉后，大孔隙中的重力水已经排除，渗透水流已降至很低或
基本停止时土壤所吸持的水量，也是以重量百分率表示。所吸持的水相当于吸湿
水、膜状水和悬着水的全部。此时的土壤含水量约为吸湿系数的 2.5倍，水吸力
在 0.3大气压之间。也有人叫 1/3bar含水量
影响因素,田间持水量的大小与土壤孔隙状况及有机质含量有关，粘质土壤、
结构良好或富含有机质的土壤，田间持水量大。田间持水量是大多数植物可利用
的土壤水上限，大多数土壤只在降水后达到田间持水量
以相当于重力 1,000倍的离心力排去饱和土壤中多余的水后，土壤所吸持的水量
称为持水当量。其数值近似于田间持水量，水吸力约为 1/3大气压。
意义,制定灌溉定额的上限
表示土壤水分有效性的上限值
问题,田间持水量的容积含水量与毛管孔度关系如何？
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
不同质地和耕作条件下土壤的田间持水量（ %）
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土 二合土 耕前 耕后 紧实
田间持水量 10~14 16~20 20~24 22~26 24~28 28~32 32 25 21
毛管断裂含水量,毛管水分运行速度很快，当地表蒸发时，下层水分眼毛
管向上移动，补充地表水分损失，当含水量降低到一定水平，毛管水分就
失去了连续性，在一些较大孔隙充有空气阻隔水分移动，这时的土壤含水
量叫毛管断裂含水量。毛管断裂含水量相当于田间持水量的 60~70%左右。
也是人们常说的 水分胁迫点 。
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（ 2）毛管支持水（ capillary supporting； held retention water）也叫毛管上升水
概念：当地下水位很浅时，地下水在毛管力的作用下，上升保留在土壤中的水分。
特点：与地下水位有密切联系。发生在地势低洼的河谷地区及泛滥平原地区。
毛管上升水是土壤发生次生盐渍化的前提条件之一。
影响毛管水上升高度的因素,
主要取决于土壤孔隙和水分的质量
（表面张力 ---盐分和有机物质）
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
毛管水上升规律是 ;在毛管水上升高度范围内，土壤含水
量的多少不同，靠近地下水位处，土壤孔隙几乎都充水,
成为毛管水封闭层。从封闭层至某一高度处，毛管水上升
快，含水量高，这一高度成为 毛管水强烈上升高度。 再上
就发生在细小管中，含水量就减少。这一层叫 包气带 。
毛管水强烈上升高度的主要意义在于，断定土壤次生
盐渍化的主要依据，也是土壤改良设计的主要参数。
不同质地土壤毛管水上升高度和毛管水强烈上升高度（米）
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
毛管水的上升高度
毛管水强烈上升高度
0.5~1.0
0.4~0.8
2.0~2.5
1.4~1.8
2.2~3.0
1.3~1.7
1.8~2.2
1.2~1.5
<3.0
1.2~1.5
<0.8~1.
0
问题,最易发生土壤次生盐渍化的土壤质地条件是哪个？
临界地下水位 =毛管水强烈上升高度 +安全系数 临界地下水位一般在 1.5~2.5米,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
毛管持水量,毛管上升水达到最大数量时，土壤含水量称之。也有人叫 1/10bar含
水量
毛管水对于作物来讲，是完全有效水。
注意,区分毛管悬着水和毛管上升水的条件
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
4.重力水（ gravitational water）
受重力明显作用而引动的水分，叫重力水
特点,所受的吸力为 0.1（ 0.3） ~0bar。主要发生在大孔隙中。重力水对作物
的有效性为 临时有效水 。它在土壤中保存的非常短暂，向下流动补充到了地下水
中，它容易产生养分淋失，污染地下水的质量。
饱和含水量 （ saturated water content):也叫 全蓄水量，全持水量,土壤所有孔隙
充水时土壤的含水量。
问题,饱和含水量（容积）与土壤孔度关系？（条件；非胀缩性土壤）
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
There are four important levels of soil moisture content that reflect the availability
of water in the soil,These levels are commonly referred to as,1) saturation,2) field
capacity,3) wilting point and 4) oven dry,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
临时有效水
颗粒表面分子引力 毛管力 重力 受力类型
Water is held in soil in two ways,as a thin coating on the outside of soil particles and
in the pore spaces,Soil water in the pore spaces can be divided into two different
forms,gravitational water and capillary water
Gravitational water generally moves quickly downward in the soil due to the force
of gravity,Capillary water is the most important for crop production because it is
held by soil particles against the force of gravity,
As water infiltrates into a soil,the pore spaces fill with water,As the pores are filled,
water moves through the soil by gravity and capillary forces,Water movement
continues downward until a balance is reached between the capillary forces and the
force of gravity,Water is pulled around soil particles and through small pore spaces
in any direction by capillary forces,When capillary forces move water from a
shallow water table upward,salts may precipitate and concentrate in the soil as water
is removed by plants and evaporation,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
（三）土壤水分的有效性
When a soil is saturated,the soil pores are filled with water and nearly all of the air
in the soil has been displaced by water,The water held in the soil between saturation
and field capacity is gravitational water,Frequently,gravitational water will take a few
days to drain through the soil profile and some can be absorbed by roots of plants,
Field capacity is defined as the level of soil moisture left in the soil after drainage of
the gravitational water, Water held between field capacity and the wilting point is
available for plant use,
土壤水分依据有效性分为
易效水
难效水（迟效水）
无效水
有效水
The wilting point is defined as the soil moisture content where most plants cannot
exert enough force to remove water from small pores in the soil,Most crops will be
permanently damaged if the soil moisture content is allowed to reach the wilting point,
In many cases,yield reductions may occur long before this point is reached,
Capillary water held in the soil beyond the wilting point can only be removed by
evaporation,When soil is dried in an oven,nearly all water is removed,"Oven dry"
moisture content is used to provide a reference for measuring the other three soil
moisture contents,
When discussing the water holding capacity associated with a particular soil series,
the water available for plant use in the root zone is commonly given, Available soil
water content is commonly expressed as inches per foot of soil,For example,the water
available can be calculated for a soil with fine sandy loam in the first foot,loamy sand
in the second foot and sand in the third foot,The top foot would have about 2.0 inches,
the second foot would have about 1.0 inch and the third foot would have about 0.75
inches for a total of 3.75 inches of available water for a crop with a 3 foot root depth,
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
Soil Water
and Plant Use
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
最大有效水含量（ TAWC） =田间持水量 -萎蔫系数 （依赖于土壤性质的）
有效水含量 =某时刻自然含水量 -萎蔫系数 （动态的）
Texture Class Field Capacity Wilting Point Available Capacity
Sand 0.12 0.04 0.08
Loamy Sand 0.14 0.06 0.08
Sandy Loam 0.23 0.10 0.13
Loam 0.26 0.12 0.15
Silt Loam 0.30 0.15 0.15
Silt 0.32 0.15 0.17
Silty Clay Loam 0.34 0.19 0.15
Silty Clay 0.36 0.21 0.15
Clay 0.36 0.21 0.15
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量,%
萎蔫系数,%
最大有效水含量,%
13
3
9
18
5
13
22
6
16
24
9
15
26
11
15
30
15
15
不同质地土壤有效水含量
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
Soil Water Classification
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
结论：土壤最大有效水含量与土壤质地关系,壤土 >粘土 >砂土
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
土壤水分形态学
优点：比较直观，对土壤水分的保蓄机制阐述的比较明白。
存在的问题有：很难界定他们之间的明显得界限，人为性比较强，难于准确地表
示土壤水分流动方向和水分的有效性。
如何解决这些问题？ ----能量学的观点诞生
第二节土壤水分的能量学观点
一、土壤水分能量概念
Energy concepts as related to water in soils
（一） 土壤水分能量观点产生的历史背景
Buckingham（白金汉姆） （ 1907）首先提出的应用能量理论和方法研
究土壤水分问题。经过近百年的研究历程，尤其是近 20~30年来得到了
较大发展。土壤水分能量概念的引入首先准确地表明了水分移动的方向一
定是从自由能高出向自由能地处移动。
能（ energy）有机械能（ mechanical）、热能（ thermal）、化学能
（ chemical），电能（ electrical）等。对于土壤水分而言仅涉及机械能。
机械能一般有两种
（ 1）动能（ Kinetic Energy） KE=1/2mv2
土壤水分移动速度非常慢,故 v≈0,水分动能可以忽略不计。
（ 2）势能（ potential Energy） PE=mgh,他表达的是物质在不同力
场中的一种做功的状态，符合土壤水分问题，故人们借用此名词 ---“土水
势, 作为土壤水分的能量概念
（二） 土水势 (soil water potential),
国际土壤学会名词委员会定义,
土水势 (ψ 土 )：从一 已知高度 的 蓄水池 中，把 无限少量 的 纯水,
在 一个大气压 下等温地和可逆地转移到土壤中的 某一指定高度 成
为土壤水所必须作的 功 。
The amount of work that must be done per unit of a specified
quantity of pure water in order to transport reversibly and
isothermally an infinitesimal quantity of water from a pool of
pure water,at a specified elevation and at atmospheric pressure,
to the soil water at the point under consideration,
能量很难获得它的绝对值，几乎都是相对而言，这里需要一
个标准状态 —纯水池中的纯水作为 参照标准,并规定水势为零。
进一步将水分在土壤中状态进行分析会得出影响土壤水分能量水
平的因素，就得到了许多分势。
一、土壤水分能量概念
Energy concepts as related to water in soils
The energy of soil water is related to the suction or matric tension
the soil exerts on water which is a function of pore size; smaller
pores mean greater tension or suction on soil water,Therefore,
the energy is related to the soil texture which,in part,determines
the pore size distribution,
Small particles = small pores and greater overall porosity
Large particles = large pores and lower overall porosity
Recall,then,that clay soils have both smaller pores and greater
overall
porosity than sandy soils,Therefore,clayey soils will hold more
water,and hold it more tightly than sandy soils,
Soil Water Energy
二,土壤各分势
（一）重力势 (Gravitational potential),ψ g （ ± ）
由于重力作用而引起的土壤水势的变化。所有土壤水度受到重力的作用。
work is required to move water from a reference elevation to a given
elevation,实质上是由于位臵差所产生的土壤水分的能量差,可以和参比
面进行比较，得到土壤水的重力势值及符号。
重力势大小估算,
at height Z above Z0 ψ g =mgZ (Z 土壤剖面上高度 )
per unit mass ψ g=mgZ/m=gZ (J/kg)
per unit volume ψ g =mgZ/v=ρ wgZ (N/m2)
per unit weight ψ g=mgZ/mg=Z (m)
重力势概念需要特别强调的内容,
(1) 与土壤性质毫无关系
(2) 其值的大小等于待测点到参考面的 垂直 高度 (Z),单位为 (L)
(3) 规定特测点在参考面值上取正值（ +）（重力相对大），在参考面之下取负
值（一）（重力相对小）
(4)规定参考面处为零，它的选择不影响空间任意两点间重力势差值
(5)无需特别测量仪器和设备
请举例说明在生活中因为重力势平衡所产生的水分移动事例
∴ 重力势与土壤性质无关
（二）溶质势 （ Osmotic potential） ψ o,ψ s （ —）
由于土壤溶液中溶解性物质浓度所引起的土水势的变化量。
Amount of work required to transfer a quantity of water
from the soil liquid phase to a pool of free solution。
实质上由于土壤水中溶质浓度差所产生的土壤水分能量
差值。
溶质势概念中强调的内容有,
(1) 由于溶质分子或离子作用，使土壤水的自由能降低，因此，溶质势为负值
(2) 溶质势大小依赖于溶质类型 (μ) 和浓度 C，依据 van’t Hoff 方程
(3) 溶质势在影响土壤水分移动能力情况下，必须要有半透膜 (semipermeable
membrane)作用 。只有在研究 土壤蒸发能力和植物吸水能力 方面有半透膜,溶
质势才可以表现出来 （？）
绝对温度气体常数溶质分子量溶质浓度,;:;:;:
0
TRc
RTc
?
? ???
二,土壤各分势
溶质势的相反数人们叫它溶质吸力 (osmotic suction)
对于盐渍化的土壤，溶质势是影响水分能量很重内容。
（三）压力势 （ pressure potential） ψ p （ +）
The soil water pressure potential ψ p,is due to the weight of water at a point
under consideration or to a gas pressure that differs from a gas pressure at a
reference point,
压力势分为静水压力势和 气压势 。 Philip(19690认为，在膨胀和可压缩的
土壤中还存在着另一种高于大气压的压力势，称之为 荷载势,一般情况下可以忽
略不及。静水压力势 (hydrostatic pressure)就成为压力势主要构成。
The pressure potential is considered to be positive,Water under a free water
surface has a positive pressure potential,The pressure potential at the free water
surface is zero,In the field,the pressure potential applies mostly to saturated
soil water below water tables or to,perched” water tables (滞水水位 ),
压力势大小,
per unit mass ψ p=gh
per unit volume ψ p= ρ wgh
per unit weight ψ p=h
从自由水面到达以下待测点的垂直距离，即为压力势值
Where h is the submergence depth
below the free water surface。
二,土壤各分势
二,土壤各分势
关于压力势概念中需要注意问题,
压力势只有在饱和情况下才会有的，主要是连续水体的表现。
水层越厚，受到压力势就大。非饱和情况下，水体不连续，压力势
最低，为零。
对于气压势主要是体现在土壤孔隙中封被的空气作用，随着气
体溶解，有人就逐渐为零。它不是压力势的主要成分。
压力势测定,用连通管就可以了。连通管水面到待测点直至距离
就是该点水分的压力势值（单位：长度单位）
（ 四）基质势（ matric potential） ψ m （ —）
Buckingham(1907)叫它毛管势,C.G.Gutt建议叫基质势
Soil consist of a solid matrix with pores distributed between the
particle,The pores have different sizes,shapes,and spatial distributions
and provide space for storage and transport of water and gases,Storage
or retention of water by soils is a result of attractive forces such as
adhesion and cohesion between the solid and liquid phases,which are
responsible for the binding of water in the pores or capillaries,
The decrease in water potential caused by the adsorption of water to
the soil surfaces is called the Matric Potential component of the soil
water potential,Matric potential is always negative or zero since the
adsorption of water onto soil surfaces can only lower the potential
energy relative to reference water,
也就说,基质势是由于土壤基质的表面吸附力和孔隙的毛管力对水分
的能量状态的影响所产生水分自由能得变化。
影响土壤基质势的因素,土壤水分基质势完全依赖于土壤的基模特
性。即某时刻土壤颗粒表面吸附力和毛管力的大小。
二,土壤各分势
由于土壤吸附力和毛管力的作用结果,
与纯水池相比，土壤水分自由能明显地降
低，所以,基质势为负值 。当土壤达到 完全
饱和状态 时，水分不再承受基质的吸附力和
毛管力的作用，故此时水分与自由水状态相
同,基质势为零 （ ψ m =0，饱和状态）。
随着水分不饱和程度的增加，水分的自由能
明显降低，即负的绝对值增大。所以，只有
土壤基质势能过完全反映土壤的含水量。它
具有明显的动态性质的特征。
土壤基质势最大为零（饱和状态）
基质势 (Matric potential)
凡是影响土壤表面特性和孔隙特性的一切因素都会影响土壤基膜势大小。
土壤基膜势为负值，在谈论中易产生误会，故有人引入了基质吸力（ matric
suction）的概念，它与基质势绝对值相等，符号相反。 基质吸力为正值 。
土壤基质势需要特殊仪器进行测定，而无法进行任何形式的推算。
注意：由于基质势为负，压力势为正，故有人把二者合二为一，都叫压力势，
把基质势叫 负压势,而把压力势叫 正压势 。
Components of Soil Water Potential
Factor affecting
Potential Energy Component name Reference State Sign
Adsorption of Water
to Soil Matric Potential Free Water neg "-"
Dissolved Solutes Osmotic or Solute Potential Pure Water neg "-"
Elevation in
Gravitational Field
Gravitational
Potential
Reference
Elevation
pos "+"
(above ref,elev.)
or
neg "-"
(below ref,elev.)
Applied Pressure Pressure Potential Atmospheric Pressure
pos "+"
(applied pressure)
or
neg "-"
(applied suction)
1.(总）土水势, ψ t= ψ g + ψ o+ ψ p + ψ m
2.水势（ water potential） ψ w = ψ o + ψ p + ψ m
描述植物从土壤中吸水能力时或者土壤水分有效性时用。
Water Potential -The sum of matric,osmotic,and pressure
potential components
(1) 饱和情况下 ψ w = ψ o + ψ p
(2) 非饱和情况下 ψ w = ψ o + ψ m 此时水势的相反数人们
叫它, 水吸力, （ suction）（基质吸力 +溶质吸力）
3,水力势 (hydraulic potential)（仅涉及液态水流）
Ψ h= ψ g + ψ p + ψ m
Hydraulic Potential -The sum of the matric,pressure,
and gravitational potential components,
表示土壤中水分的移动能力时使用，即水分移 动的推动
力。
(1)饱和情况下 Ψ h= ψ g + ψ p
（也叫 水头高度 hydraulic head）
(2) 非饱和情况下 Ψ h= ψ g + ψ m
正确地分析与判断不同情况下土壤水分移动
的动力因素对于研究土壤水分移动规律有很大帮助,
三,几种特殊情况下土水势
四,土水势的常用基本单位
quantitative Expression of soil-water potential
1.单位质量水势,Energy per unit mass
Work/mass=force × distance/mass
水的质量为克或公斤时,能的单位为 J/kg或 尔格 /克 ---也叫 比水势
水的质量为克分子数时，能的单位为 J/mole或尔格 /mole—克分子水势
2.单位容积水势, Energy per unit volume----容积水势
Work/volume=force × distance/volume=force/area=pressure
(1) Dynes per square centimeter(达因 /cm2)
(2) Newton per square meter=Pa （ kPa; MPa) (标准化计量单位 )
(3) Bar
(4) Atmosphere
3.单位重量的水势,Energy per unit weight---重量水势
Work/weight= Work/mass=force × distance/weight=distance or heat
cmH2O 高或 cm Hg高
4.pF,----Schofield（斯考菲尔德） (1935) 提出的。
Oc m HpF m 2,l o g ??
常用土水势单位换算
五,土水势的测量技术
Method for soil Water potential
1.水压计 (piezometer) ---测定压力势
A piezometer can be used for measuring the pressure of soil water at the point
where it is attached to the soil,
2.张力计 (Tensiometer)也叫负压计,pF计等
张力计是目前测定土壤基质势最为普遍的仪器
（ 1）张力计构造
A.多孔陶瓷杯（ porous ceramic cup）：是张力
计关键部件，也是张力计的探头，即土壤湿度
感应元件。它的质量决定着张力计的测量的量
程范围和仪器的灵敏度。它的孔径小于 2.8?m,
漏气值大于 1巴,它的透水速率约为 8× 10-4 cm/分。
制作张力计一定要进行陶瓷杯质量检验。陶瓷杯有不同大小、形状和规格。
B.连接管（ connecting tube）：用塑料管、铜管、玻璃管等材质。要求质地坚硬，
耐腐蚀材料。其长度依赖于所要测定的土层深度，长度会影响仪器的量程。
C.集气管 (air trap):仪器在使用过程中,收集溶解在土壤水中的空气，保证仪器水
力连续性和压力传递，使仪器维持较高的灵敏度。 必须透明,常用玻璃。
D,测压计（ pressure-measuring device）：决定仪器的测量精度。常用的有汞压
计（ mercury manometer）、真空表头（ vacuum gauge）、气阻势测压计等。
张力计使用
（ 2）测定原理：在等温条件下始终处在寻求水势平衡这样一个状态的动态变化
过程中。
对于土壤 ψ t土 = ψ g土 + ψ o土 + ψ p土 + ψ m土
陶土管内部 ψ t水 = ψ g水 + ψ o水 + ψ p水 + ψ m水
二者水势平衡时有,ψ t土 = ψ t水
ψ g土 + ψ o土 + ψ p土 + ψ m土 = ψ g水 + ψ o水 + ψ p水 + ψ m水
∵ 张力计是在非饱和土壤情况下进行测定的,∴ ψ p土 =0，张力计内没有基质
作用,∴ ψ m水 =0，张力计陶瓷杯性质由于孔径细小，可以透过各种溶液，并非
,半透膜, 。 ∴ ψ o土 = ψ o水 （张力计测定值不包含土壤溶质势）。张力计陶瓷
杯
中心线处为参考面，即土壤水势的测定点 ∴ ψ g土 =0
因此得出,ψ m土 = ψ p水 +ψ g水 （ ψ g水 对于仪器而言是一个常数，取决于仪器
连杆长短和田间埋臵方法，那么,张力计内部水的压力变化过程反映土壤的基质
势大小 ）
张力计内部压力传递是依靠水进行的，水在小于 1个大气压下会汽化，使压力
再无法继续降低，所以，该仪器从理论上讲，最大量程为 0~1个大气压
（ 0~105Pa)的吸力。事实上，由于要保证仪器灵敏度，陶瓷杯的微孔要大，使用
时土壤温度和气温在 0℃ 以上，仪器内部的水不可避免溶解有空气，表头到陶瓷
杯中心线处有一定距离（ ψ g水 ），这些度影响到仪器测量量程，所以,张力计一
般仅能测定 0~0.85大气压以下的吸力（量程）（切记！） 。
（ 3）张力计的基本类型：主要依据压力测定设备有许多类型,
张力计类型与使用
真空表头式
真空
表头式
空气膨胀式
（测水笔）
汞压计式
（有机溶剂）
示差式
张力计
张力计使用
（ 4）仪器使用技术
A.埋设前准备
外观检查：各部件是否老化漏气，连接部分是否牢固。
装水（无气水）：煮沸过并冷却后的水，或经过抽气的水。
除气和密封性检查：用注射器进行。
B.仪器埋设：张力计陶瓷杯与土壤密切接触。
C.观测读数：一般一早晨 8时为宜，此时温度变化较小，吸
力值相对稳定，切能反映前一天的水分消耗情况。
(5)基质势计算,
真空表示张力计
ψ m土 =-表盘读数（换算成 cmH2O高） -表头到陶瓷杯中心线
距离
汞压计式张力计
ψ m土 =汞柱高 × ρ Hg/ρ w-汞柱面到陶瓷杯中心线距离
张
力
计
测
定
土
水
势
作物丰产栽培条件下土壤水势
（大气压）
作物 土壤吸力 作物 土壤吸力 作物 土壤吸力
苜蓿 1.5 甜菜 0.4~0.6 草莓 0.2~0.3
卷心菜 0.6~0.7 马铃薯 0.3~0.5 甜瓜 1.5
罐头用豌豆 0.3~0.5 胡萝卜 0.55~0.67 番茄 0.8~1.5
芹菜 0.2~0.3 花椰菜 0.6~0.7 香蕉 0.3~1.5
牧草（禾本） 0.3~1.0 甘
蓝
早期 0.45~0.55 玉米 生长期 0.5~1.0
莴苣 0.4~0.6 现蕾期 0.60~0.70 成熟期 0.8~1.2
烟草 0.3~0.8 柠檬 0.4 莴苣 (结籽期 ) 3.0
甘蔗 0.15~0.5 柑橘 0.5~1.0 谷类灌浆期前 0.4~0.5
甜玉米 0.5~1.0 苹果、梨 0.5~0.8 麦类（成期） 8~12
草皮草 0.24~0.36 鳄梨 0.5
洋葱
早期 0.45~0.55 葡
萄
早期 0.4~0.5
鳞茎期 0.55~0.65 成熟期 >1.0
张力计在自动化灌溉和远程土壤墒情监控方面具有重要作用
3,
压
力
膜
（板）
仪
土
样
Pressure plate
apparatus
出水孔
压
力
室
优点：测量范围大
（ 0~20个大气压）
缺点：平衡时间长，
需要恒温条件
S.J Richards,1931设计
注意：不同
吸力范围选
用不同压力
室和膜或板
压力膜仪用以测定土壤持水特性。湿土样被放在压力膜仪中，
外加一已知的压力，此压力可以使低压下保持在土壤中的任何水
分被压出土壤。通过在几个不同的压力下分析样品，则可确定土
壤含水量与压力之间的关系。各种不同的压力膜仪用以分析不同
大小和数量的土样，且在不同的压力范围下分析土样。所有的压
力膜仪都要求在一个可以提供调节的压力源下进行操作。压缩机
或者高压氮瓶提供系统压力。
压力膜仪的安装
（恒温条件）
4.土壤水分离心机
Moisture Equivalent Centrifuge
Max Speed__ __14,000rpm
Max R.C.F__ __25,220× g
Max Capacity__ __3,000ml
Control__ __Microcomputer&Inverter
Power Source__ __AC200V 20A 7KVA
No,of Memories__ __3 Memories
Power Source__ __AC200V 3Φ 30A 10KVA
Dimensions__ __W700× D686× H1190(980)mm
Weight__ __300kg
Price__ __￥ 2,460,000
顶盖 出水孔 底盒 环刀 离心盒
转子结构
技
术
参
数
原理,pF=2logn+logh+log(r1-h/2)-4.95
N:转速； h：土壤样品高度的一半； r1：离心机转子半径
由 Schofield（ 1935）年设计提出
优点：快速、
量程大
缺点：土壤容
重变化大。
使用时先要探
索离心平衡时
间
离心过程
中水土分
为两个室
)(1018.1 215 hrhHn ?? ??
其它测定方法
悬
挂
水
柱
法
小结：土壤水分能量学观点的优点
1.可以使用统一的观点和尺度 研究土壤 —植物 —大气连续体（ soil-plant-
atmosphere continuum, SPAC）中水分的运动和相互关系,水分运
动总是从土水势高的地方自发地流向水势低的地方。而不一定
是从含水量高的流向含水量低的地方。
2.可以充分地使用热力学原理和数学方法和手段来定量化地处理
土壤水的问题：数学模型建立，为定量化模拟和预测预报土壤
墒情提供了重要手段。
3.在土壤水分研究手段上提出了一些方面的测试技术和精确、快
捷的方法。
土壤水分能量学观点是土壤科学领域一次大的飞跃。
土壤水分能量概念与土壤水分数量概念结合才是最完美的 -----水分特性曲线
土壤水吸力与有效性的关系呈现递减函数关系！不同质地
土壤递减速率有所不同。
不同质地土壤水吸力与有效性的关系
土壤水分特性曲线
（一）概念：表示土壤含水量（数量）与土
壤基质势（能量）的关系曲线叫水分特性曲
线（ soil water characteristic curve)。
The relationship between water content
and matric potential is a fundamental physical
property of a soil and historically has been
called by at least three terms,soil water
characteristic,soil water release curve,and
the soil water retention curve,
土壤水分特性曲线特征点
1.饱和含水量 (?s) 土壤水吸力等于零的含水量。
依赖于土壤结构。 ?r
2.剩余含水量（ ?r）：当吸力无限增加，土壤保持的相对稳定的含水量；依赖于
土壤质地条件。
3.进气值（ Sa）（ air-entry suction)：从土壤饱和状态开始之间增加吸力，意味着
空气急如土壤中，土壤开始排水，使土壤开始排水的土壤水吸力值成为进气值，
也叫进气吸力 。砂土和有结构的土壤，进气值小；粘质土壤进气值较大。
土壤水分特性曲线
(二）影响土壤水分特性曲线的因素
1.水分特性曲线依赖于土壤性状：在不同阶段影响因素不同。 水分特性曲线形
状在 0~1个大气压，依赖于结构特性（结构孔隙），以后逐渐转为依赖于质地，
特别是在 15巴以上表现得更为显著。这个阶段所排出的水分占据的孔隙有人叫
,质地孔隙, 。
对于有结构的土壤和砂质，土壤水分特性曲线中间段落出现平台；而粘质土
壤则不能见到平台出现，这是因为土壤孔隙构造不同缘故。
可见土壤水分特性曲线在水分的 变化过程中 反映着土壤结构、质地等一系列土
壤性状。
Y (cm)
? (cm3/cm3)
First drying curve
Drying curve
Wetting curve
F F
e
土壤水分特性曲线
2,土壤水分的变化过程（由湿到干和由干到湿）
主线：（ 1）吸水曲线（ soil water sorption curve)
（ 2）失水曲线 (脱水曲线）（ soil water desorption curve)
（ 3）扫描曲线
滞后现象（ soil water hysteresis)：土壤的吸水曲线与失水曲线不相重合的现象
叫滞后现象。质地粗的土壤比质地粘的土壤更加明显
土壤水分特性曲线
土壤滞后现象产生的原因,
（ 1）墨水瓶颈效应 （ ink-bottle effect)
（ 2） 接触角效应 （ contact angle effect)
（ 3）,封闭空气作用 （ Entrapped air）,
Entrapped air,which decreases the water content in wetted soils.降低了重新
湿润过程中土壤含水量，达不到真正平衡。
（ 4） 土壤胀缩性影响 （ swelling and shrinking,which change the structure of
the soil,
土壤的滞后现象进一步表明了土壤的保水特性
3.温度的影响
温度影响水的密度,
表面张力和粘质系
数等
土壤水分特性曲线
（三）土壤水分特性曲线的意义及用途
1.可利用它进行土壤水吸力 S和含水率 ?之间的换算 。 （ 许多模型建立 ）
2.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。
3.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 。
4.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 。
S=a?b
S=a(?/?s)b
S=A(?s-?)n/?m 。。。。。。
土
壤
水
分
特
性
曲
线
制
作
在不同吸力段采用不同的测定方法，最后进行数学拟合
三,土壤水分保持与土壤水分有效性
土壤 -植物水势的测定
