第
五
章
土
壤
水
第
五
章
土
壤
水
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
第一节 土壤水的类型划分及
土壤水分含量的测定
二、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 。
一、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
?数量法
（ 1）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。
（ 2）土壤膜状水 **：
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 。
膜
状
水
示
意
图
（ 3）土壤毛管水 ***：
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。
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
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。
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。
毛管水断裂量 **
土 粒
毛管
悬着
水示
意图
田间持水量 ***：
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。
土 粒
毛管
上升
水示
意图
地下水位
毛管上升水达到
最大量的土壤含水
量。
毛管持水量 **
?***毛管水上升高度
?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。
土壤饱和含水量 **：
（ 4）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。
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。
注意：
二、土壤水分含量的表示方法
（一）质量含水量（ ?m）
100
2
21 ???
W
WW
n?
（二）容积含水量（ ?v）
?V=?m·?
（三）相对含水量（ %）
土壤相对含水量＝ 土壤含水量田间持水量
（三）土壤贮水量
2、水方（ m3）
wDV 10/ ?公顷方
V方 /亩 ＝ 2/3Dw
1、水深（ DW）
DW=?V·h 或
D hw
i
n
i
,100 1
1
? ?
?
? ?
mm
第二节 土壤水能态
一、土水势及其分势
土壤
A
砂土
10%
土壤
B
粘土
15%
水
流
向
何
方
？
标注土水势的优点
（一）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。
（二）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
（三）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。
（四） 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.
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 ?
如何用水吸力和水势判断
水分运动的方向？请回答
。
绝对正值二、土壤水吸力 ***
一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与
?m相等，但符号相反。
三、土壤水势的定量测定
土水势的标准单位：帕 （ Pa）
1 Pa=0.0102厘米水柱
1 atm=1033厘米水柱 =1.0133bar
1 bar=0.9896atm=1020厘米水柱
1 bar=100000 Pa
一般只能测定 8万帕
以下的土壤水吸力。
四、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
0 10 20 30 40 50 60 70
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
机理：墨水瓶效应
沙土比粘土明显
水分特征曲线的用途：
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 。
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 。
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 ( )
第三节 土壤水分运动
土壤水流动
水分蒸发
水分入渗
水分再分配
一、饱和流 (Saturated Soil Water Flow)
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’s law) ***
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。
q K H
Ls
? ? ?
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。
饱和流导水率
(Saturated hydraulic conductivity)
饱和导水率的特点
① 饱和率是常数
② 是土壤导水率的 MAX
③ 主要取决于土壤的质地
和结构。
沙质土 > 壤质土 > 粘
质土
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。
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
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(
m
m
/
h
)
饱和导水率（m m / h ）
③ 结皮对饱和导水率的影响
二、土壤非饱和流 ***
（ unsaturted soil water flaw)
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：
q K
d
dx
m
? ? ( )?
?
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity)
土壤水吸力和导水率之间的关系
K(?m)为非饱和导水率，
d?/dx为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基
质势的函数。
? 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。
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：
三、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，
1、“夜潮”现象
多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。
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 。
四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发
（一） 土壤入渗（ soil water infiltration)**
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
—infiltration
rate)
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 >20 10-20 5-10 1-5 <1
最初入渗速率,Initial infiltration rate
稳定入渗速率,stable infiltration rate
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。
（二）土壤水的再分布
(soil water redistribution)
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。
(
三)
土
面
蒸
发
Soil Water evaporation
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%
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。 (Soil potential
evaporation)
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。
（四）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。
五
、
田
间
土
壤
水
分
平
衡
Soil water balance
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 —植物 —大气连续体 (SPAC)
(Soil-plant-atmosphere continuum)
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。
第四节、土壤水的调控
土壤有效水 (available soil water)：在田间持水量（
1-2万帕）到永久萎蔫系数（ 150万帕）之间保留
在土壤中的水分。
土壤水吸力大于 150万帕的土壤水对植物来说是无
效水。
植物吸水,主动吸水和被动吸水。被动吸水为主
要方式，其动力是从植物叶面到茎到根到土壤的
水势梯度。主动吸水一般不超过植物只水量的
10%。
一、土壤 水的有效性
土壤萎蔫系数 ***：
（ wilting point)
作物 叶片发生永久萎蔫
时的土壤含水量，也叫
永久萎蔫点。
水分高效利用的途径：
? 合理开采、
分配和管理；
? 减少输水损失；
? 提高灌溉效率。
二、土壤水的 调控措施
主要包括土壤水的保蓄和调节。
1、耕作措施 秋耕 中耕 镇压等
2、地面覆盖 薄膜覆盖 秸秆覆盖
3、灌溉措施 喷灌、滴灌、渗灌
4、生物节水
以色列塑料坝
以色列花农
以色列沙地优质土豆
本章小结
(一 )名词解释
土水势 吸湿水 吸湿量 膜状水
毛管水 毛管断裂持水量 田间持水量
土壤水吸力 土壤水分特征曲线
夜潮作用 进气值 冻后聚墒 土壤蒸发
萎蔫系数 土壤水入渗 土壤水再分布
问答题：
1,研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何重要作用?
2,影响吸湿水含量的因素主要有哪些?在实际土壤分析工
作中, 测定土壤吸湿水含量的用途是什么?若某土壤风
干土重为 50克, 吸湿水含量为 2.5%,则干土重量为多少克?
3,用土水势研究土壤水的优点是什么?土壤水总是中含水
多的地方向含水少地方运动，这种说法正确否?为什么?
4,冻后聚墒和夜潮作用的机理是什么?
5,在农业生产上, 一次灌足比分次灌好, 为什么?
五
章
土
壤
水
第
五
章
土
壤
水
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
第一节 土壤水的类型划分及
土壤水分含量的测定
二、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 。
一、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
?数量法
（ 1）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。
（ 2）土壤膜状水 **：
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 。
膜
状
水
示
意
图
（ 3）土壤毛管水 ***：
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。
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
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。
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。
毛管水断裂量 **
土 粒
毛管
悬着
水示
意图
田间持水量 ***：
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。
土 粒
毛管
上升
水示
意图
地下水位
毛管上升水达到
最大量的土壤含水
量。
毛管持水量 **
?***毛管水上升高度
?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。
土壤饱和含水量 **：
（ 4）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。
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。
注意：
二、土壤水分含量的表示方法
（一）质量含水量（ ?m）
100
2
21 ???
W
WW
n?
（二）容积含水量（ ?v）
?V=?m·?
（三）相对含水量（ %）
土壤相对含水量＝ 土壤含水量田间持水量
（三）土壤贮水量
2、水方（ m3）
wDV 10/ ?公顷方
V方 /亩 ＝ 2/3Dw
1、水深（ DW）
DW=?V·h 或
D hw
i
n
i
,100 1
1
? ?
?
? ?
mm
第二节 土壤水能态
一、土水势及其分势
土壤
A
砂土
10%
土壤
B
粘土
15%
水
流
向
何
方
？
标注土水势的优点
（一）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。
（二）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
（三）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。
（四） 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.
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 ?
如何用水吸力和水势判断
水分运动的方向？请回答
。
绝对正值二、土壤水吸力 ***
一般谈及的吸力是指基质吸力，其值与
?m相等，但符号相反。
三、土壤水势的定量测定
土水势的标准单位：帕 （ Pa）
1 Pa=0.0102厘米水柱
1 atm=1033厘米水柱 =1.0133bar
1 bar=0.9896atm=1020厘米水柱
1 bar=100000 Pa
一般只能测定 8万帕
以下的土壤水吸力。
四、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
0 10 20 30 40 50 60 70
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
机理：墨水瓶效应
沙土比粘土明显
水分特征曲线的用途：
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 。
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 。
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 ( )
第三节 土壤水分运动
土壤水流动
水分蒸发
水分入渗
水分再分配
一、饱和流 (Saturated Soil Water Flow)
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’s law) ***
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。
q K H
Ls
? ? ?
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。
饱和流导水率
(Saturated hydraulic conductivity)
饱和导水率的特点
① 饱和率是常数
② 是土壤导水率的 MAX
③ 主要取决于土壤的质地
和结构。
沙质土 > 壤质土 > 粘
质土
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。
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
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(
m
m
/
h
)
饱和导水率（m m / h ）
③ 结皮对饱和导水率的影响
二、土壤非饱和流 ***
（ unsaturted soil water flaw)
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：
q K
d
dx
m
? ? ( )?
?
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity)
土壤水吸力和导水率之间的关系
K(?m)为非饱和导水率，
d?/dx为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基
质势的函数。
? 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。
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：
三、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，
1、“夜潮”现象
多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。
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 。
四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发
（一） 土壤入渗（ soil water infiltration)**
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
—infiltration
rate)
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 >20 10-20 5-10 1-5 <1
最初入渗速率,Initial infiltration rate
稳定入渗速率,stable infiltration rate
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。
（二）土壤水的再分布
(soil water redistribution)
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。
(
三)
土
面
蒸
发
Soil Water evaporation
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%
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。 (Soil potential
evaporation)
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。
（四）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。
五
、
田
间
土
壤
水
分
平
衡
Soil water balance
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 —植物 —大气连续体 (SPAC)
(Soil-plant-atmosphere continuum)
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。
第四节、土壤水的调控
土壤有效水 (available soil water)：在田间持水量（
1-2万帕）到永久萎蔫系数（ 150万帕）之间保留
在土壤中的水分。
土壤水吸力大于 150万帕的土壤水对植物来说是无
效水。
植物吸水,主动吸水和被动吸水。被动吸水为主
要方式，其动力是从植物叶面到茎到根到土壤的
水势梯度。主动吸水一般不超过植物只水量的
10%。
一、土壤 水的有效性
土壤萎蔫系数 ***：
（ wilting point)
作物 叶片发生永久萎蔫
时的土壤含水量，也叫
永久萎蔫点。
水分高效利用的途径：
? 合理开采、
分配和管理；
? 减少输水损失；
? 提高灌溉效率。
二、土壤水的 调控措施
主要包括土壤水的保蓄和调节。
1、耕作措施 秋耕 中耕 镇压等
2、地面覆盖 薄膜覆盖 秸秆覆盖
3、灌溉措施 喷灌、滴灌、渗灌
4、生物节水
以色列塑料坝
以色列花农
以色列沙地优质土豆
本章小结
(一 )名词解释
土水势 吸湿水 吸湿量 膜状水
毛管水 毛管断裂持水量 田间持水量
土壤水吸力 土壤水分特征曲线
夜潮作用 进气值 冻后聚墒 土壤蒸发
萎蔫系数 土壤水入渗 土壤水再分布
问答题：
1,研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何重要作用?
2,影响吸湿水含量的因素主要有哪些?在实际土壤分析工
作中, 测定土壤吸湿水含量的用途是什么?若某土壤风
干土重为 50克, 吸湿水含量为 2.5%,则干土重量为多少克?
3,用土水势研究土壤水的优点是什么?土壤水总是中含水
多的地方向含水少地方运动，这种说法正确否?为什么?
4,冻后聚墒和夜潮作用的机理是什么?
5,在农业生产上, 一次灌足比分次灌好, 为什么?
