第八章土壤水、空气和热量土壤水的重要意义
土壤水是作物吸收水分的主要来源，因此是作物生存的重要条件；
土壤水是土壤内部化学、生物和物理过程不可缺少的介质；
土壤水是土壤肥力的重要因素。
第一节、土壤水类型和土壤水含量的测定一、土壤水的类型及其有效性
---土壤水类型的划分与土壤水的研究方法有关。
---土壤水的研究方法有：能量法和数量法。
能量法的概念将在后续部分介绍。这里介绍基于数量法对土壤水类型的划分。
根据土壤水分所受的作用力，可以把土壤水分分为如下几个类型：
1、吸湿水
--- 干燥土粒通过分子引力和静电引力的作用，从空气中吸持汽态水，使之在土粒表面形成一或数分子层厚的水膜，称为吸湿水。
---没有溶解溶质的能力，不能呈液态自由移动，
只有加热到 105-110° C时，才呈气态扩散。不能被植物吸收利用。
---质地粘重、有机质含量高的土壤，吸湿水含量高。
---土壤空气湿度达到近 100%时，土壤时湿水达到最大量。此时的含水量称为吸湿系数。
2、膜状水
当土壤含水量达到最大吸湿量时，土粒对周围水分子还有剩余引力，可以在吸湿水外层又吸附一层新的液态水膜。这层新的水膜就称为膜状水。
基本性质与液态水相似，但粘滞性较大，
无溶解性。可以沿土粒从水膜厚处想薄处移动。土壤膜状水含量达到最大时，
成为最大分子持水量。
当根接触膜状水时，膜状水可以被吸收。
但膜状水对植物而言是供不应求的。但膜状水尚未完全被利用之前，植物就会出现凋萎状态。
植物因缺水而出现永久萎焉时的土壤含水量，称为 凋萎系数 。
凋萎系数是植物可以利用的有效水的下限，它因土壤和植物的不同而不同。
3、毛管水
当土壤含水量超过最大分子持水量时，
水分子不再受土粒表面引力的作用，而是靠毛管引力而保持在土壤的毛管孔隙中，这部分的水就称为 毛管水 。
毛管水具有自由水的特点，能溶解溶质，
移动速度快，可以满足作物的需要，是作物可以利用的土壤水分的主要形态。
根据毛管水与地下水的联系情况和所处的地形部位，可以将其分为毛管上升水和毛管悬着水。
（ 1）毛管悬着水
降雨或灌溉以后，由于毛管力的作用而保留在土壤上层的水分，称为 毛管悬着水。
毛管悬着水达到最大量时的含水量，称为 田间持水量 。
田间持水量是旱地土壤有效水的上限。
（ 2）毛管上升水
地下水随毛管孔隙上升而被毛管力保持在土壤中的水份，称为 毛管上升水 。
当地下水位适当时，毛管上升水是作物所需水份的重要来源。
毛管上升水达到最大量时的土壤含水量，
称为 毛管持水量 。
毛管上升水的高度与孔隙的半径成反比。
但当孔隙过细时，管壁对水份运动的阻力增加，因而上升高度反而变小。
4、重力水
当土壤水份超过田间持水量时，多余的水份不能为毛管所保持而在重力作用下沿着大孔隙向下渗漏，这部分水就称为 重力水 。
重力水对作物是有效的，但由于它渗漏很快，
不能被保持，所以对旱作而言是无效的。
当重力水达到饱和，即土壤孔隙全部充满水份时，土壤的含水量就称为 饱和持水量 。
一、土壤水的类型及其有效性
（一）土壤水的类型划分二、土壤水分含量的表示方法
（一）质量含水量
指土壤中水分的质量与干土质量的比值。
土壤含水量 (%)=土壤水质量 /干土质量 *100
θm=(W1-W2)/W2*100
θm:土壤质量含水量 (%)
W1,湿土质量
W2,干土质量
(二 )容积含水量
指土壤总容积中水所占的容积分数,又称容积湿度、土壤水的容积分数土壤容积含水量 （ %）
=（土壤水容积 /土壤总容积） *100
θv= θm.ρ
ρ=土壤容重
(三 )相对含水量
指土壤含水量占田间持水量的百分数
土壤相对含水量
=土壤含水量 /田间持水量
(四 )土壤水贮量
指一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量,
在土壤物理、农田水利学、水文学等学科中经常使用。
（ 1）水深（ Dw）
指在一定厚度（ h） 和一定面积土壤中所含水量相当于同面积水层的厚度。
Dw= θv.h
单位可以用 cm或 mm，
（ 2）绝对水体积（容量）
指一定面积一定厚度土壤所含水量的体积，量纲为 L3。
V方 /公顷,
V方 /亩第二节、土壤水的能态一、土水势
与自然界其它物体一样，土壤水具有不同数量和形式的能量。
在经典物理学中，将能量分为动能和势能两种基本形式。
由于土壤水的运动速度很慢，它的动能可以忽略不计。而由于位置和内部状况所产生的势能，在决定土壤水的状态和运动方面十分重要。
物体从势能高处向低处移动，从自由能高处向自由能低处移动。
进入土壤的自由水，由于受到各种力的作用，它的活动能力减弱了。换句话说，
与相同条件下的纯自由水相比，土壤水所含的能量降低了。
如果把同样温度、高度和大气压等条件条件的纯自由水的水势等为零，则土水势为负值。
所谓土水势，就是指土壤水的势能与纯自由水的能量之差。
从热力学角度出发，可以将土壤水的势能看成是土壤水和标准水之间化学势的差异。
水势是除温度以外的所有影响水的化学势的各种因素之和。因此，土水势由各种分势组成：
ψ = ψm+ ψp+ ψs+ ψg….
1、基质势（基模势,ψm）
由于土壤的基质吸力（即弯月面力和吸附力）
对水份的吸持而引起的水份势值的降低，成为基质势。
一般以纯自由水的水势为零作为参比标准，所以基质势是负值。
含水量越高，基质势的绝对值越低。
当土壤水分处于饱和状态时，基质势趋于零。
因此，基质势对非饱和土壤的水势运动和保持有极其重要的作用。
2、压力势（ ψp）
在饱和状态下，土壤水份所承受的压力与参照水面的差值，称为压力势。
不饱和土壤中水的压力势等于零。只有在饱和土壤中，土壤水已经形成连续体的情况下，土壤水才存在压力势。
压力势大于参比标准，所以压力势恒为正值。
同一土壤剖面中，深度越大，压力势越越大。
3、溶质势（ ψs）
由于土壤溶质对土壤水的作用而引起的水分势值的降低，称为溶质势。
其数值与渗透压相等，符号相反，为负值。
土壤中没有半透膜，所以溶质势对土壤水本身的运动并没有什么作用，但对根系吸水有影响。
4、重力势（ ψg）
土壤水由于其所处的位置不同，因重力影响而产生的势能也不同，有此而产生的水势称为重力势。
重力势可正可负，它是与参照面相对而言的。参照面以上的土壤水重力势为正值，参照面以下的为负值。
通常选择剖面内部或底面边界。
土水势代表土壤水分总的能量水平。土水势的绝对值越小，土壤水分的能量水平就越高。
土壤水总是从土水势高（即绝对值）低处移动。
如果只考虑土壤水分运动，而不考虑植物对水的吸收，溶质势可以忽略。其余三个分势和称为 水力势,
ψh = ψm+ ψp+ ψg
二、土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态。
土壤水吸力不是指土壤对水的吸力。
上面讨论的基质吸力和溶质吸力一般为负值，在使用中不太方便。所以将二者之和的绝对值定义为吸力（ S）。 也可以分别称之为基质吸力和溶质吸力。
土壤水总是从吸力低处向吸力高处流动。
三、土壤水能态的定量表示
单位容积土壤水的势能值用压力表示，
标准单位帕 (Pa),或千帕（ KPa）,兆帕
（ MPa）,习惯上也曾用巴（ bar） 和大气压（ atm） 表示。
单位重量的土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱高厘米数表示。
上述单位之间的关系是：
1Pa=0.0102厘米水柱
1atm=1033厘米水柱 =1.0133bar
1bar=0.9896atm=1020厘米水柱四、土水势的测定
有多种方法，如：张力计法、压力膜法、
冰点下降法、水气压法等。它们的适宜范围不同。
最常测定的是基质势，仪器为张力计。
张力计结构示意图
张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在 8*104— 8.5*104Pa以下。
田间植物可吸收的水分大部分在张力计可测定范围之内。
五、土壤水分特征曲线
土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水量的变化而变化的。它们之间的关系曲线称为 土壤水分特征曲线 或 土壤持水曲线 。
土壤含水量与土壤水吸力关系
土壤含水量与土壤水吸力呈负相关，随含水量升高，土壤水吸力降低。
含水量相同时，不同质地土壤水吸力大小顺序为：
粘土 >壤土 >砂土
土壤水吸力相同时，不同质地土壤含水量大小顺序为：
粘土 >壤土 >砂土土壤水分特征曲线示意图不同土壤的水分特征曲线
(低吸力脱湿过程 )
五、土壤水分的有效性
土壤水分的有效性指土壤水是否能被植物利用及其被利用的难易程度。
传统的水分形态学观点认为：旱地土壤水分有效性的上限是田间持水量，下限是凋萎系数。
土壤水分能量观点认为：土壤水分有效性是一个与大气条件紧密相连的问题，
应该从土壤 -植物 -大气这个动态系统来阐明土壤水分的有效性。
只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损耗水分的速率，植物就能正常生长，土壤水分就是有效的。
一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分就是无效的。
第三节、土壤水的运动
液态水运动
汽态水运动
（一）液态水运动
饱和水运动
不饱和水运动
1、饱和水运动
土壤被水所饱和时产生的水分运动。
按照饱和水运动的方向，可以将其分为垂直向下饱和运动、垂直向上饱和运动和水平饱和运动。
在田间常见到的是垂直向下的饱和运动。
饱和水运动的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度。
土柱中的一维垂直向饱和流
2、非饱和水运动
多数田间条件下，土壤水是不饱和的。
非饱和流的推动力是基质势和重力势梯度。其中主要的是基质势梯度。
非饱和水总是从水膜厚处向水膜薄处运动；从粗孔隙向细孔隙运动。
在细孔隙多的壤土、粘土中非饱和水运动速度比砂土大。
（二）水汽运动
土壤中的水汽运动主要靠扩散作用进行。
水汽从气压高处移向气压低处，从温度高处移向温度低处。
土壤水汽运动可以发生在不同层次之间，
也可以发生在土壤与大气之间。
土壤水以汽态扩散到大气中的现象，称为土壤蒸发。这是土壤水分损失的重要途径。
第四节、土壤空气一、土壤空气的组成及其特点
土壤空气中的氧气含量低于大气，二氧化碳含量则高于大气。
表层土壤空气组成接近于大气，但随深度的增加，差异逐渐增大。
土壤空气中水汽含量高于大气，常呈水汽饱和状态。
当通气不良时，土壤空气中可能含有大气中没有的还原性气体，如：甲烷、硫化氢等。
土壤空气中的氢气和其它惰性气体组成与大气相近。
二、土壤通气性
土壤通气性 泛指土壤空气与大气进行交换、不同土层之间气体扩散或交换的能力。
（一）土壤通气性的重要意义
其重要性在于补充氧气。
如果没有大气氧气的补充，土壤中的氧气将迅速被耗尽，缺氧将严重影响根系的正常生长，影响好气微生物的活动，
从而影响土壤养分的有效化。一些有毒的还原性物质的累积将毒害根系，严重时会使植物死亡。
因此，土壤必须具有一定的通气性。
（二）土壤通气性的机制
1、气体扩散指某种气体由于分压梯度而产生的移动。
这是土壤与大气进行气体交换的主要形式。
土壤呼吸,
O2（ 大气） 土壤
CO2（ 土壤） 大气
2、气体整体流动
由于土壤空气与大气之间存在总压力梯度而引起的气体运动，称为整体流动。
温度、气压、降水、灌溉水的挤压等都可以引起气体的整体流动。
土壤通气性的衡量
比较使用的衡量指标有二：
（ 1）土壤氧化还原电位；
（ 2）土壤的空气孔隙度（土壤容气量）
土壤空气孔隙度 =
总孔隙度 -容积含水量对多数土壤来说，土壤的空气孔隙度应大于 10%。
第五节、土壤热量
热量对土壤微生物活动，植物的生长、
土壤物理、化学过程均有较大影响。
因此，土壤热量是土壤肥力四大要素之一。
一、土壤热量的来源
（一）太阳的辐射能这是土壤热量最主要的来源。
（二）生物热土壤微生物分解有机会释放热量，一部分供自身利用，一部分用于提高土温
（三）地球内热在地热异常地区，这一过程对提高土温有一定意义二、土壤表面的辐射平衡及影响因素
（一）地面辐射平衡地面辐射能的总收入，减去总支出，所得差数为地面辐射平衡差额 R：
R=[吸收的短波辐射 -支出的短波辐射 ]+
[收入的长波辐射 -支出的长波辐射 ]
=[(I+H)-(I+H)*α]+(G-E)
=(I+H)(1-α)-r
R随时间而变（年、月、日、瞬间）
当 R为正值，地面辐射收入大于支出，地面增温；
当 R为负值，地面辐射收入小于支出，地面降温；
一般白天 R为正值，地面增温；
夜间 R为负值，地面降温。
（二）影响地面辐射平衡的因素
1、太阳辐射强度
---太阳的总辐射强度取决于气候（天气）
情况。
---晴天的辐射强度比阴天大；
---日照角越大，单位面积上接受的热量越多，辐射强度越高（中午，垂直，最高）
---北半球的南坡，太阳入射角比平地大，
土温比平地高；南坡土温比北坡高。
2、地面反射率
反射率越大，地面接受的热量越低；
地面对太阳辐射的反射率与太阳的入射角、日照高度、地面的状况有关。入射角大，反射率低。
土壤的颜色、粗糙程度、含水状况、植被及其它覆盖等都影响反射率。
3、地面有效辐射
影响地面有效辐射的因子有：
（ 1） 云雾、水汽和风,它们能强烈吸收和反射地面的长波辐射，是大气逆辐射增大，地面有效辐射减少。
（ 2） 海拔高度,空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增加而减少，大气逆辐射相应减少、有效辐射增大。
（ 3） 地表特征,起伏、粗糙的地表比平滑表面的辐射面大，有效辐射也大。
（ 4） 地面覆盖,导热性差的物体，如秸杆、
草皮、残枝、落叶等覆盖地面时，可以减少地面的有效辐射。
三、地面的热量平衡
当土壤所获得的热量转化为热能时，这些热量大部分消耗于土壤水分的蒸发和大气之间的喘流热交换上，另外一小部分消耗在生物活动上，只有很少部分通过热交换传导至土壤下层。
单位面积上每单位时间内垂直通过的热量叫热通量，以 R表示。
地面的热量平衡（北半球）
土壤热量收支平衡可用下式表示：
S= Q ± P ± LE + R
S,土壤在单位时间内实际获得获失去的热量；
Q,辐射平衡；
P,土壤与大气之间的喘流热交换；
L,水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量；
R,土面与土壤下层之间的热交换
一般地说，白天的热量平衡为正值，即土温升高；夜晚 S为负值，土温降低。
四、土壤热性质一、土壤热容量（ C）
土壤热容量指单位质量或容积的土壤每升高（或降低） 1oC所需要（或放出）的热容量。
C = Cv*ρ ρ:土壤容重
水的热容量最大（ 4.184） ;
气体的热容量最小 (1.255*10-3);
矿物质 (2.163-2.435)和有机质 (2.515)热容量介于其中。
在固相组成物质中，腐殖质热容量大于矿物质。
土壤热容量主要取决于水分含量的多少和腐殖质含量。
二、土壤导热率
土壤吸收热量后，一部分用于本身升温，另一部分传给邻近土层
土壤传导热量的能力用导热率表示。
λ=(Q/AT)/[(t1-t2)/d]
λ:导热率,J/(cm2.s.° C)
t1,t2,土壤两端的温度 ;
d:土壤的厚度
A:单位面积
空气的导热率最小 (约 2*10-4)
水的导热率大于空气 (约 5*10-3)，
土壤矿物质的导热率 (约 4.4*10-2)
整个土壤的导热率取决于土壤孔隙的多少和含水量的多少。
当土壤干燥时，空隙被空气所占领，导热率就低。
当土壤湿润时，孔隙被水所占领，导热率增大。
三、土壤热扩散率
土壤温度的变化取决于土壤的导热率和热容量。
在一定热量供应下，土温升高的快慢和难易取决于热扩散率。
在标准状况下，在土层垂直方向上每厘米距离内,1° C的温度梯度下，每秒流入 1cm2土壤断面面积的热量，使单位体积（ 1cm3） 土壤所发生的温度变化。其大小等于土壤导热率 /容积热容量的比值，
称为 热扩散率 。
D=λ/Cv(cm2/s)
土壤的热扩散率主要取决于土壤水和空气的比例。
总体上说，干土土温容易上升，湿土土温不易上升。但关系比较复杂（见图）
四、土壤温度变化的一般规律
（一）土壤温度的季节或月变化土壤质地和含水率对热扩散率的影响无冰冻地区随季节变化的土壤温度剖面夏季土壤温度随深度日变化夏季土壤温度随深度日变化第六节、土壤水气热的调控一、土壤水、气、热之间的相互关系
1、土壤水、气之间的相互关系水多气少，水少气多
2、土壤水、热之间的相互关系含水量高时，土壤热容量大，土温不易变化，
稳温。
土温升高时，土壤水的粘滞度和表面张力下降。渗透系数增大，有助于土壤水的运动。
3、土壤热量与空气之间的关系土壤空气的扩散率随温度的升高而增加，
土壤温度通过影响微生物的活动，间接地影响土壤空气的组成。
二、土壤水、气、热的调控
（一）加强农田基本建设，改善水、气、
热状况
（ 1）完善田间排灌系统
（ 2）建立防护林带
（ 3）培肥土壤：改善结构，水气并存热性肥，冷性肥
（二）合理排灌，控制水分，调节气、热
---早春秧田“日排液灌”，有利于保温，
防止冻害；
---炎夏“日灌液排”，可降低土温
---稻田管理中有“浅水灌溉”、“排水晒田”等措施，有利于调节土温，兼有调节空气的效果
（三）合理耕作、轮作、蓄水、通气、增温
1、深耕：
使耕层疏松，减弱毛管作用，增大孔隙，
因此增加透水蓄水能力，减少土壤蒸发，
改善土壤通气状况，降低土壤热容量和导热率，有利于土壤增温
2、中耕中耕可以疏松表土，切断毛管，减少蒸发，有助于表土升温
3、轮作和垄作
---水旱轮作，可以改善土壤通气状况
---垄作相对地降低了地下水位，增加了土壤接受阳光的表面积，增加土壤蒸发，
有利于土壤升温，是低湿地改善水、气、
热状况的有效措施之一。
（四）地面覆盖常用的有塑料薄膜、草帘、槁杆等。覆盖可以提高土温，减少蒸发。
（五）特殊措施设立风障，建立温室、使用土面增温剂等
土壤水是作物吸收水分的主要来源，因此是作物生存的重要条件；
土壤水是土壤内部化学、生物和物理过程不可缺少的介质；
土壤水是土壤肥力的重要因素。
第一节、土壤水类型和土壤水含量的测定一、土壤水的类型及其有效性
---土壤水类型的划分与土壤水的研究方法有关。
---土壤水的研究方法有：能量法和数量法。
能量法的概念将在后续部分介绍。这里介绍基于数量法对土壤水类型的划分。
根据土壤水分所受的作用力，可以把土壤水分分为如下几个类型：
1、吸湿水
--- 干燥土粒通过分子引力和静电引力的作用，从空气中吸持汽态水，使之在土粒表面形成一或数分子层厚的水膜，称为吸湿水。
---没有溶解溶质的能力，不能呈液态自由移动，
只有加热到 105-110° C时，才呈气态扩散。不能被植物吸收利用。
---质地粘重、有机质含量高的土壤，吸湿水含量高。
---土壤空气湿度达到近 100%时，土壤时湿水达到最大量。此时的含水量称为吸湿系数。
2、膜状水
当土壤含水量达到最大吸湿量时，土粒对周围水分子还有剩余引力，可以在吸湿水外层又吸附一层新的液态水膜。这层新的水膜就称为膜状水。
基本性质与液态水相似，但粘滞性较大，
无溶解性。可以沿土粒从水膜厚处想薄处移动。土壤膜状水含量达到最大时，
成为最大分子持水量。
当根接触膜状水时，膜状水可以被吸收。
但膜状水对植物而言是供不应求的。但膜状水尚未完全被利用之前，植物就会出现凋萎状态。
植物因缺水而出现永久萎焉时的土壤含水量，称为 凋萎系数 。
凋萎系数是植物可以利用的有效水的下限，它因土壤和植物的不同而不同。
3、毛管水
当土壤含水量超过最大分子持水量时，
水分子不再受土粒表面引力的作用，而是靠毛管引力而保持在土壤的毛管孔隙中，这部分的水就称为 毛管水 。
毛管水具有自由水的特点，能溶解溶质，
移动速度快，可以满足作物的需要，是作物可以利用的土壤水分的主要形态。
根据毛管水与地下水的联系情况和所处的地形部位，可以将其分为毛管上升水和毛管悬着水。
（ 1）毛管悬着水
降雨或灌溉以后，由于毛管力的作用而保留在土壤上层的水分，称为 毛管悬着水。
毛管悬着水达到最大量时的含水量，称为 田间持水量 。
田间持水量是旱地土壤有效水的上限。
（ 2）毛管上升水
地下水随毛管孔隙上升而被毛管力保持在土壤中的水份，称为 毛管上升水 。
当地下水位适当时，毛管上升水是作物所需水份的重要来源。
毛管上升水达到最大量时的土壤含水量，
称为 毛管持水量 。
毛管上升水的高度与孔隙的半径成反比。
但当孔隙过细时，管壁对水份运动的阻力增加，因而上升高度反而变小。
4、重力水
当土壤水份超过田间持水量时，多余的水份不能为毛管所保持而在重力作用下沿着大孔隙向下渗漏，这部分水就称为 重力水 。
重力水对作物是有效的，但由于它渗漏很快，
不能被保持，所以对旱作而言是无效的。
当重力水达到饱和，即土壤孔隙全部充满水份时，土壤的含水量就称为 饱和持水量 。
一、土壤水的类型及其有效性
（一）土壤水的类型划分二、土壤水分含量的表示方法
（一）质量含水量
指土壤中水分的质量与干土质量的比值。
土壤含水量 (%)=土壤水质量 /干土质量 *100
θm=(W1-W2)/W2*100
θm:土壤质量含水量 (%)
W1,湿土质量
W2,干土质量
(二 )容积含水量
指土壤总容积中水所占的容积分数,又称容积湿度、土壤水的容积分数土壤容积含水量 （ %）
=（土壤水容积 /土壤总容积） *100
θv= θm.ρ
ρ=土壤容重
(三 )相对含水量
指土壤含水量占田间持水量的百分数
土壤相对含水量
=土壤含水量 /田间持水量
(四 )土壤水贮量
指一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量,
在土壤物理、农田水利学、水文学等学科中经常使用。
（ 1）水深（ Dw）
指在一定厚度（ h） 和一定面积土壤中所含水量相当于同面积水层的厚度。
Dw= θv.h
单位可以用 cm或 mm，
（ 2）绝对水体积（容量）
指一定面积一定厚度土壤所含水量的体积，量纲为 L3。
V方 /公顷,
V方 /亩第二节、土壤水的能态一、土水势
与自然界其它物体一样，土壤水具有不同数量和形式的能量。
在经典物理学中，将能量分为动能和势能两种基本形式。
由于土壤水的运动速度很慢，它的动能可以忽略不计。而由于位置和内部状况所产生的势能，在决定土壤水的状态和运动方面十分重要。
物体从势能高处向低处移动，从自由能高处向自由能低处移动。
进入土壤的自由水，由于受到各种力的作用，它的活动能力减弱了。换句话说，
与相同条件下的纯自由水相比，土壤水所含的能量降低了。
如果把同样温度、高度和大气压等条件条件的纯自由水的水势等为零，则土水势为负值。
所谓土水势，就是指土壤水的势能与纯自由水的能量之差。
从热力学角度出发，可以将土壤水的势能看成是土壤水和标准水之间化学势的差异。
水势是除温度以外的所有影响水的化学势的各种因素之和。因此，土水势由各种分势组成：
ψ = ψm+ ψp+ ψs+ ψg….
1、基质势（基模势,ψm）
由于土壤的基质吸力（即弯月面力和吸附力）
对水份的吸持而引起的水份势值的降低，成为基质势。
一般以纯自由水的水势为零作为参比标准，所以基质势是负值。
含水量越高，基质势的绝对值越低。
当土壤水分处于饱和状态时，基质势趋于零。
因此，基质势对非饱和土壤的水势运动和保持有极其重要的作用。
2、压力势（ ψp）
在饱和状态下，土壤水份所承受的压力与参照水面的差值，称为压力势。
不饱和土壤中水的压力势等于零。只有在饱和土壤中，土壤水已经形成连续体的情况下，土壤水才存在压力势。
压力势大于参比标准，所以压力势恒为正值。
同一土壤剖面中，深度越大，压力势越越大。
3、溶质势（ ψs）
由于土壤溶质对土壤水的作用而引起的水分势值的降低，称为溶质势。
其数值与渗透压相等，符号相反，为负值。
土壤中没有半透膜，所以溶质势对土壤水本身的运动并没有什么作用，但对根系吸水有影响。
4、重力势（ ψg）
土壤水由于其所处的位置不同，因重力影响而产生的势能也不同，有此而产生的水势称为重力势。
重力势可正可负，它是与参照面相对而言的。参照面以上的土壤水重力势为正值，参照面以下的为负值。
通常选择剖面内部或底面边界。
土水势代表土壤水分总的能量水平。土水势的绝对值越小，土壤水分的能量水平就越高。
土壤水总是从土水势高（即绝对值）低处移动。
如果只考虑土壤水分运动，而不考虑植物对水的吸收，溶质势可以忽略。其余三个分势和称为 水力势,
ψh = ψm+ ψp+ ψg
二、土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态。
土壤水吸力不是指土壤对水的吸力。
上面讨论的基质吸力和溶质吸力一般为负值，在使用中不太方便。所以将二者之和的绝对值定义为吸力（ S）。 也可以分别称之为基质吸力和溶质吸力。
土壤水总是从吸力低处向吸力高处流动。
三、土壤水能态的定量表示
单位容积土壤水的势能值用压力表示，
标准单位帕 (Pa),或千帕（ KPa）,兆帕
（ MPa）,习惯上也曾用巴（ bar） 和大气压（ atm） 表示。
单位重量的土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱高厘米数表示。
上述单位之间的关系是：
1Pa=0.0102厘米水柱
1atm=1033厘米水柱 =1.0133bar
1bar=0.9896atm=1020厘米水柱四、土水势的测定
有多种方法，如：张力计法、压力膜法、
冰点下降法、水气压法等。它们的适宜范围不同。
最常测定的是基质势，仪器为张力计。
张力计结构示意图
张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在 8*104— 8.5*104Pa以下。
田间植物可吸收的水分大部分在张力计可测定范围之内。
五、土壤水分特征曲线
土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水量的变化而变化的。它们之间的关系曲线称为 土壤水分特征曲线 或 土壤持水曲线 。
土壤含水量与土壤水吸力关系
土壤含水量与土壤水吸力呈负相关，随含水量升高，土壤水吸力降低。
含水量相同时，不同质地土壤水吸力大小顺序为：
粘土 >壤土 >砂土
土壤水吸力相同时，不同质地土壤含水量大小顺序为：
粘土 >壤土 >砂土土壤水分特征曲线示意图不同土壤的水分特征曲线
(低吸力脱湿过程 )
五、土壤水分的有效性
土壤水分的有效性指土壤水是否能被植物利用及其被利用的难易程度。
传统的水分形态学观点认为：旱地土壤水分有效性的上限是田间持水量，下限是凋萎系数。
土壤水分能量观点认为：土壤水分有效性是一个与大气条件紧密相连的问题，
应该从土壤 -植物 -大气这个动态系统来阐明土壤水分的有效性。
只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损耗水分的速率，植物就能正常生长，土壤水分就是有效的。
一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分就是无效的。
第三节、土壤水的运动
液态水运动
汽态水运动
（一）液态水运动
饱和水运动
不饱和水运动
1、饱和水运动
土壤被水所饱和时产生的水分运动。
按照饱和水运动的方向，可以将其分为垂直向下饱和运动、垂直向上饱和运动和水平饱和运动。
在田间常见到的是垂直向下的饱和运动。
饱和水运动的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度。
土柱中的一维垂直向饱和流
2、非饱和水运动
多数田间条件下，土壤水是不饱和的。
非饱和流的推动力是基质势和重力势梯度。其中主要的是基质势梯度。
非饱和水总是从水膜厚处向水膜薄处运动；从粗孔隙向细孔隙运动。
在细孔隙多的壤土、粘土中非饱和水运动速度比砂土大。
（二）水汽运动
土壤中的水汽运动主要靠扩散作用进行。
水汽从气压高处移向气压低处，从温度高处移向温度低处。
土壤水汽运动可以发生在不同层次之间，
也可以发生在土壤与大气之间。
土壤水以汽态扩散到大气中的现象，称为土壤蒸发。这是土壤水分损失的重要途径。
第四节、土壤空气一、土壤空气的组成及其特点
土壤空气中的氧气含量低于大气，二氧化碳含量则高于大气。
表层土壤空气组成接近于大气，但随深度的增加，差异逐渐增大。
土壤空气中水汽含量高于大气，常呈水汽饱和状态。
当通气不良时，土壤空气中可能含有大气中没有的还原性气体，如：甲烷、硫化氢等。
土壤空气中的氢气和其它惰性气体组成与大气相近。
二、土壤通气性
土壤通气性 泛指土壤空气与大气进行交换、不同土层之间气体扩散或交换的能力。
（一）土壤通气性的重要意义
其重要性在于补充氧气。
如果没有大气氧气的补充，土壤中的氧气将迅速被耗尽，缺氧将严重影响根系的正常生长，影响好气微生物的活动，
从而影响土壤养分的有效化。一些有毒的还原性物质的累积将毒害根系，严重时会使植物死亡。
因此，土壤必须具有一定的通气性。
（二）土壤通气性的机制
1、气体扩散指某种气体由于分压梯度而产生的移动。
这是土壤与大气进行气体交换的主要形式。
土壤呼吸,
O2（ 大气） 土壤
CO2（ 土壤） 大气
2、气体整体流动
由于土壤空气与大气之间存在总压力梯度而引起的气体运动，称为整体流动。
温度、气压、降水、灌溉水的挤压等都可以引起气体的整体流动。
土壤通气性的衡量
比较使用的衡量指标有二：
（ 1）土壤氧化还原电位；
（ 2）土壤的空气孔隙度（土壤容气量）
土壤空气孔隙度 =
总孔隙度 -容积含水量对多数土壤来说，土壤的空气孔隙度应大于 10%。
第五节、土壤热量
热量对土壤微生物活动，植物的生长、
土壤物理、化学过程均有较大影响。
因此，土壤热量是土壤肥力四大要素之一。
一、土壤热量的来源
（一）太阳的辐射能这是土壤热量最主要的来源。
（二）生物热土壤微生物分解有机会释放热量，一部分供自身利用，一部分用于提高土温
（三）地球内热在地热异常地区，这一过程对提高土温有一定意义二、土壤表面的辐射平衡及影响因素
（一）地面辐射平衡地面辐射能的总收入，减去总支出，所得差数为地面辐射平衡差额 R：
R=[吸收的短波辐射 -支出的短波辐射 ]+
[收入的长波辐射 -支出的长波辐射 ]
=[(I+H)-(I+H)*α]+(G-E)
=(I+H)(1-α)-r
R随时间而变（年、月、日、瞬间）
当 R为正值，地面辐射收入大于支出，地面增温；
当 R为负值，地面辐射收入小于支出，地面降温；
一般白天 R为正值，地面增温；
夜间 R为负值，地面降温。
（二）影响地面辐射平衡的因素
1、太阳辐射强度
---太阳的总辐射强度取决于气候（天气）
情况。
---晴天的辐射强度比阴天大；
---日照角越大，单位面积上接受的热量越多，辐射强度越高（中午，垂直，最高）
---北半球的南坡，太阳入射角比平地大，
土温比平地高；南坡土温比北坡高。
2、地面反射率
反射率越大，地面接受的热量越低；
地面对太阳辐射的反射率与太阳的入射角、日照高度、地面的状况有关。入射角大，反射率低。
土壤的颜色、粗糙程度、含水状况、植被及其它覆盖等都影响反射率。
3、地面有效辐射
影响地面有效辐射的因子有：
（ 1） 云雾、水汽和风,它们能强烈吸收和反射地面的长波辐射，是大气逆辐射增大，地面有效辐射减少。
（ 2） 海拔高度,空气密度、水汽、尘埃随海拔高度增加而减少，大气逆辐射相应减少、有效辐射增大。
（ 3） 地表特征,起伏、粗糙的地表比平滑表面的辐射面大，有效辐射也大。
（ 4） 地面覆盖,导热性差的物体，如秸杆、
草皮、残枝、落叶等覆盖地面时，可以减少地面的有效辐射。
三、地面的热量平衡
当土壤所获得的热量转化为热能时，这些热量大部分消耗于土壤水分的蒸发和大气之间的喘流热交换上，另外一小部分消耗在生物活动上，只有很少部分通过热交换传导至土壤下层。
单位面积上每单位时间内垂直通过的热量叫热通量，以 R表示。
地面的热量平衡（北半球）
土壤热量收支平衡可用下式表示：
S= Q ± P ± LE + R
S,土壤在单位时间内实际获得获失去的热量；
Q,辐射平衡；
P,土壤与大气之间的喘流热交换；
L,水分蒸发、蒸腾或水汽凝结而造成的热量损失或增加的量；
R,土面与土壤下层之间的热交换
一般地说，白天的热量平衡为正值，即土温升高；夜晚 S为负值，土温降低。
四、土壤热性质一、土壤热容量（ C）
土壤热容量指单位质量或容积的土壤每升高（或降低） 1oC所需要（或放出）的热容量。
C = Cv*ρ ρ:土壤容重
水的热容量最大（ 4.184） ;
气体的热容量最小 (1.255*10-3);
矿物质 (2.163-2.435)和有机质 (2.515)热容量介于其中。
在固相组成物质中，腐殖质热容量大于矿物质。
土壤热容量主要取决于水分含量的多少和腐殖质含量。
二、土壤导热率
土壤吸收热量后，一部分用于本身升温，另一部分传给邻近土层
土壤传导热量的能力用导热率表示。
λ=(Q/AT)/[(t1-t2)/d]
λ:导热率,J/(cm2.s.° C)
t1,t2,土壤两端的温度 ;
d:土壤的厚度
A:单位面积
空气的导热率最小 (约 2*10-4)
水的导热率大于空气 (约 5*10-3)，
土壤矿物质的导热率 (约 4.4*10-2)
整个土壤的导热率取决于土壤孔隙的多少和含水量的多少。
当土壤干燥时，空隙被空气所占领，导热率就低。
当土壤湿润时，孔隙被水所占领，导热率增大。
三、土壤热扩散率
土壤温度的变化取决于土壤的导热率和热容量。
在一定热量供应下，土温升高的快慢和难易取决于热扩散率。
在标准状况下，在土层垂直方向上每厘米距离内,1° C的温度梯度下，每秒流入 1cm2土壤断面面积的热量，使单位体积（ 1cm3） 土壤所发生的温度变化。其大小等于土壤导热率 /容积热容量的比值，
称为 热扩散率 。
D=λ/Cv(cm2/s)
土壤的热扩散率主要取决于土壤水和空气的比例。
总体上说，干土土温容易上升，湿土土温不易上升。但关系比较复杂（见图）
四、土壤温度变化的一般规律
（一）土壤温度的季节或月变化土壤质地和含水率对热扩散率的影响无冰冻地区随季节变化的土壤温度剖面夏季土壤温度随深度日变化夏季土壤温度随深度日变化第六节、土壤水气热的调控一、土壤水、气、热之间的相互关系
1、土壤水、气之间的相互关系水多气少，水少气多
2、土壤水、热之间的相互关系含水量高时，土壤热容量大，土温不易变化，
稳温。
土温升高时，土壤水的粘滞度和表面张力下降。渗透系数增大，有助于土壤水的运动。
3、土壤热量与空气之间的关系土壤空气的扩散率随温度的升高而增加，
土壤温度通过影响微生物的活动，间接地影响土壤空气的组成。
二、土壤水、气、热的调控
（一）加强农田基本建设，改善水、气、
热状况
（ 1）完善田间排灌系统
（ 2）建立防护林带
（ 3）培肥土壤：改善结构，水气并存热性肥，冷性肥
（二）合理排灌，控制水分，调节气、热
---早春秧田“日排液灌”，有利于保温，
防止冻害；
---炎夏“日灌液排”，可降低土温
---稻田管理中有“浅水灌溉”、“排水晒田”等措施，有利于调节土温，兼有调节空气的效果
（三）合理耕作、轮作、蓄水、通气、增温
1、深耕：
使耕层疏松，减弱毛管作用，增大孔隙，
因此增加透水蓄水能力，减少土壤蒸发，
改善土壤通气状况，降低土壤热容量和导热率，有利于土壤增温
2、中耕中耕可以疏松表土，切断毛管，减少蒸发，有助于表土升温
3、轮作和垄作
---水旱轮作，可以改善土壤通气状况
---垄作相对地降低了地下水位，增加了土壤接受阳光的表面积，增加土壤蒸发，
有利于土壤升温，是低湿地改善水、气、
热状况的有效措施之一。
（四）地面覆盖常用的有塑料薄膜、草帘、槁杆等。覆盖可以提高土温，减少蒸发。
（五）特殊措施设立风障，建立温室、使用土面增温剂等
