农田水分状况和土壤水分运动
农
田
水
分
大气降水
地表水
土壤水
地下水
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。
? 土壤水 =土壤溶液
1）供作物生长需要
2）影响养分的溶解和移动
3）土壤的氧化还原电位
4）有机质的分解与积累
5）土壤热量状况
6）土壤的耕性
第一节、农田土壤水分基本
情况和土壤水含量的测定
一、土壤水分的形态
包气带：当土壤孔隙没有被水充满，土壤 处于
非饱和状态时，我们称该区域为非 饱和带，或
包气带。其中的水分为非饱
和土壤水，即一般所指的土壤水
当水充满了土壤的全部孔隙（不包括少许不连通
的充气孔隙），土壤处于饱和状态时，该区域
称为饱和带，称其中水分为饱和水，即一般所
指的地下水。
土壤水按其形态不同可分为
? 汽态水
? 吸湿水
? 薄膜水
? 毛管水
? 重力水
1、汽态水
? 土壤中以汽态形式存在的水分，即水汽。
2、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。
3、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。
吸湿水达到最大后,土粒还有剩余的引力吸
附液态水，在吸湿水的外围形成一层水膜，这
种水分称为膜状水。
当膜状水达到最大厚度时的土壤含水量称为最
大分子持水量。
4、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 。
农田水利学分类
? 无效水 —— 吸着水（包括吸湿水和薄膜水）紧缚
于土粒表面，通常不能为作物所利用，称最大分
子吸水量（吸着水的上限）以下的水分为无效水
? 过剩水 —— 地下水埋藏较浅的地区，有时出现重
力水停留在根系层内的现象，些为会影响土壤正
常的通气状况，这部分水称为
? 有效水 —— 在重力不和无效水之间的毛管水，容
易为作物吸收利用，称为
田间持水量
? 重力水与毛管水或有效水与过剩水的分
界线，亦即毛管悬着水达到最大值时的
土壤含水率，此时的毛管力约为
0.1*105—— 0.3*105 Pa
? 生产实践中，常将灌溉水两天后土壤所
能保持的含水量称为田间持水量
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
二、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。
三、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 )
四、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。
第二节、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
达西定律：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
L
H
Ksq
?
??
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。
液潮现象
? 多出现于地下水埋藏较浅的“液潮地”。
白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土
土温度高于表土，所以水汽由底土向表
土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表
土又恢复潮湿
冻后聚熵
? 是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用
? 由于 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
汽不断向冻层聚集，冻结，使冻层不断
加厚，其含水量有所增加。
第三节 土壤水分的动态
? 一、入渗条件下土壤水分运动
? 二、蒸发条件下土壤水分运动
一、入渗条件下土壤水分运动
? 入渗主要指降水或灌水后水分渗入土壤的
过程。它决定着降水或灌溉水进入土壤的
数量，不仅关系到对当季作物供水的数量，
而且还关系到供水后或来年作物利用的深
层水的贮量。
? 取决于两个因素
? 一是供水速率
? 二是土壤的入渗能力
入渗过程三种情况
? 入渗率 i取决于
降雨或灌水强
度 R，表层土壤
含水率逐步增
加，无地表积
水
入渗过程三种情况
? 地表湿润，
? 表土达某一较稳定的
含水率,但 小
于饱和含水率,
无地表积水
0?
0?0?
s?
入渗过程三种情况
? 积水入渗
? 此时表层土壤
已完全饱和
二、蒸发条件下土壤水分运动
? 蒸发过程 —— 水从液态变为气态的过程，
发生在土壤表面的蒸发称土面蒸发
发生在植物叶面的蒸发称为蒸腾
蒸发、蒸腾强度 —— 单位时间单位面积土壤
所蒸发、蒸腾的水量,mm/d
影响土面蒸发的要素
? 外界条件：指植物覆盖状况及气温、温度、
辐射和风速等气象因素
? 内部条件：指土壤质地、结构、含水率的
高低及分布状况等土壤的供水输水能力
? 当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定
的最大可能蒸发强度称为潜在蒸发强度
土面蒸发过程可区分为 3个阶段：
? 稳定蒸发阶段
? 蒸发强度显著下降阶段
? 蒸发强度微弱阶段
? 表土蒸发强度保持稳定的阶段
? 表土蒸发强度随含水率变化的阶段
? 水汽扩散阶段。
? 稳定蒸发阶段（ A-B,A’-B’）
? 蒸发强度显著下降阶段（ B-C,B’-C’）
? 蒸发强度微弱阶段（ C-D,C’-D’）
第三节 土壤水分运动定量分析的
一般步骤
? 针对客观实际问题，概化出能真实反映客
观规律的数学物理模型，即列出相应的定
解问题
? 通过相应的手段，获取检验并最终确定定
解问题中的各个参数
? 求解该定解问题，分析土壤水分运运规律
农
田
水
分
大气降水
地表水
土壤水
地下水
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。
? 土壤水 =土壤溶液
1）供作物生长需要
2）影响养分的溶解和移动
3）土壤的氧化还原电位
4）有机质的分解与积累
5）土壤热量状况
6）土壤的耕性
第一节、农田土壤水分基本
情况和土壤水含量的测定
一、土壤水分的形态
包气带：当土壤孔隙没有被水充满，土壤 处于
非饱和状态时，我们称该区域为非 饱和带，或
包气带。其中的水分为非饱
和土壤水，即一般所指的土壤水
当水充满了土壤的全部孔隙（不包括少许不连通
的充气孔隙），土壤处于饱和状态时，该区域
称为饱和带，称其中水分为饱和水，即一般所
指的地下水。
土壤水按其形态不同可分为
? 汽态水
? 吸湿水
? 薄膜水
? 毛管水
? 重力水
1、汽态水
? 土壤中以汽态形式存在的水分，即水汽。
2、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。
3、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。
吸湿水达到最大后,土粒还有剩余的引力吸
附液态水，在吸湿水的外围形成一层水膜，这
种水分称为膜状水。
当膜状水达到最大厚度时的土壤含水量称为最
大分子持水量。
4、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 。
农田水利学分类
? 无效水 —— 吸着水（包括吸湿水和薄膜水）紧缚
于土粒表面，通常不能为作物所利用，称最大分
子吸水量（吸着水的上限）以下的水分为无效水
? 过剩水 —— 地下水埋藏较浅的地区，有时出现重
力水停留在根系层内的现象，些为会影响土壤正
常的通气状况，这部分水称为
? 有效水 —— 在重力不和无效水之间的毛管水，容
易为作物吸收利用，称为
田间持水量
? 重力水与毛管水或有效水与过剩水的分
界线，亦即毛管悬着水达到最大值时的
土壤含水率，此时的毛管力约为
0.1*105—— 0.3*105 Pa
? 生产实践中，常将灌溉水两天后土壤所
能保持的含水量称为田间持水量
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
二、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。
三、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 )
四、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。
第二节、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
达西定律：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
L
H
Ksq
?
??
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。
液潮现象
? 多出现于地下水埋藏较浅的“液潮地”。
白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土
土温度高于表土，所以水汽由底土向表
土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表
土又恢复潮湿
冻后聚熵
? 是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用
? 由于 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
汽不断向冻层聚集，冻结，使冻层不断
加厚，其含水量有所增加。
第三节 土壤水分的动态
? 一、入渗条件下土壤水分运动
? 二、蒸发条件下土壤水分运动
一、入渗条件下土壤水分运动
? 入渗主要指降水或灌水后水分渗入土壤的
过程。它决定着降水或灌溉水进入土壤的
数量，不仅关系到对当季作物供水的数量，
而且还关系到供水后或来年作物利用的深
层水的贮量。
? 取决于两个因素
? 一是供水速率
? 二是土壤的入渗能力
入渗过程三种情况
? 入渗率 i取决于
降雨或灌水强
度 R，表层土壤
含水率逐步增
加，无地表积
水
入渗过程三种情况
? 地表湿润，
? 表土达某一较稳定的
含水率,但 小
于饱和含水率,
无地表积水
0?
0?0?
s?
入渗过程三种情况
? 积水入渗
? 此时表层土壤
已完全饱和
二、蒸发条件下土壤水分运动
? 蒸发过程 —— 水从液态变为气态的过程，
发生在土壤表面的蒸发称土面蒸发
发生在植物叶面的蒸发称为蒸腾
蒸发、蒸腾强度 —— 单位时间单位面积土壤
所蒸发、蒸腾的水量,mm/d
影响土面蒸发的要素
? 外界条件：指植物覆盖状况及气温、温度、
辐射和风速等气象因素
? 内部条件：指土壤质地、结构、含水率的
高低及分布状况等土壤的供水输水能力
? 当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定
的最大可能蒸发强度称为潜在蒸发强度
土面蒸发过程可区分为 3个阶段：
? 稳定蒸发阶段
? 蒸发强度显著下降阶段
? 蒸发强度微弱阶段
? 表土蒸发强度保持稳定的阶段
? 表土蒸发强度随含水率变化的阶段
? 水汽扩散阶段。
? 稳定蒸发阶段（ A-B,A’-B’）
? 蒸发强度显著下降阶段（ B-C,B’-C’）
? 蒸发强度微弱阶段（ C-D,C’-D’）
第三节 土壤水分运动定量分析的
一般步骤
? 针对客观实际问题，概化出能真实反映客
观规律的数学物理模型，即列出相应的定
解问题
? 通过相应的手段，获取检验并最终确定定
解问题中的各个参数
? 求解该定解问题，分析土壤水分运运规律
