进气值
经验公式：土壤水吸力（S）与含水量 S= aθb 或 S=a(θ/θs)b S=A（θs-θ）n/θm
式中： S——基质势（Pa） θ——含水量（%） θs——饱和含水量（%） a、b、A、n、m为相应的经验常数
（二）土壤水分特征曲线的影响因素 土壤质地 假定土壤水吸力为300cm，各种质地土壤的含水 量（容积%）约为：细砂土 8%，砂壤土15%，壤土34% ，粘土42% 。R(D)=3÷300=0.01mm
旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，
故张力计有一定实用价值。
五、土壤水分特征曲线
（一）土壤水分特征曲线 土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）
的关系曲线。
脱水曲线
大孔隙吸力小,先 失去水分.Sa沙性土小, 粘土大
随着土壤含水量 的减少其水吸力增 大，基质势降低， 植物根系吸水难度 增大，水分有效性 降低。
土壤中水分重 水W %＝ 100% 土壤烘干重
计算土壤含水量时，以烘干土重为计算基础，这样才能反映 土壤的水分状况。 2、容积百分数(水v%) 土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数
水v%=水w%×土壤容重
根据水分的容积百分数可算出土壤中空气含量并进而 算出土壤固、液、气三相的比例。容积百分数也是水的深度 比例
一、土水势及其分势（续）
2、土水势分势
(1) 基模势 Ψm 负值 也称基质势，是由土粒吸附力和毛管力所产生 的。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的土 水势以Ψm为主。饱和时为零 (2) 溶质势(渗透势)Ψs
由溶质对水的吸附所产生。土壤水不是纯水，其中有 溶质，对水分子有吸附作用,降低了自由能,产生Ψs 为负值。 对土壤中水分的影响不大,但影响植物吸水.普通土壤比重不 大,盐土比重大. 有半透膜时才起作用
测定吸湿系数是在空气相对湿度98%(或99%)条件下，让土 壤充分吸湿(通常为一周时间)，达到稳定后在105℃～110℃条件 下烘干测定得到吸湿系数。
土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。 土 壤 紫色土 黄 壤 潮 土 质 地 粘 土 重 壤 中 壤 吸湿系数（%） 7.53 4.11 2.52
砂土 砂土 0.8
五、土壤水分特征曲线 （续）
（三）土壤水分特征曲线的应用
1、 用于土壤水吸力与含水量之间的换算
不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同，但含水量不同， 因而有效水的数量不同。在生产上有意义
2、用于各级孔径、孔隙及其容积（V，%）的计算 d=3/h(d直径mm,h水吸力 百Pa或cm水柱) 3、计算水容量（又称比水容） 指水吸力变化1个单位土壤吸入或释出的水量，即水分特征 曲线的斜率（dθ /ds），可作为土壤供水能力的指标。大,供水 强
土壤水的有效性是指土壤水能否被植物吸收利用及其难 易程度。 不能被植物吸收利用的水称为无效水，能被植 物吸收利用的水称为有效水。
一般最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。
膜 水 状
最大分子持水量
毛 管 持 水 量
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土壤含水量
含水量与有效性
二、土壤水含量的表示方法
1、重量百分数(水w %)
（2）水贮量(方/亩)
1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为：
方/亩=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm
作用:与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。
例： 一容重为1.1g/cm3 的土壤，初始含水量为12%，田间持水
量为30%，要使30cm土层含水量达田间持水量的80%，需灌水多少 （方/亩）？
解：田间持水量的80%为：30%×80%=24%
30cm土层含水达田间持水量80%时
水mm=(0.24-0.12)×1.1×300=39.6(mm)
2/3×39.6=26.4(方/亩)
二、土壤水含量的表示方法(续)
4、相对含水量（%）
指土壤自然含水量占某种水分常数（一般是以田间 持水量为基数）的百分数。
标准压力单位为帕(Pa)，常用百帕(hPa) 兆帕(MPa=106Pa)=10bar 1 Pa=1.02×10-2cm水柱，1bar=1020cm水柱 1bar=1020cm水柱=105Pa=103hPa=10-1MPa
1mbar=1hPa=1.02cm水柱
四、土水势的测定方法
张力计法，压力膜法，冰点下降法，水气压法 1、张力计法（负压计或湿度计），测定水不饱和 土壤的基质势或基质吸力。
15
15
毛管上升水与地下水有联系，受地下水压的影响，因 此毛管持水量通常大于田间持水量。毛管持水量是计算土 壤毛管孔隙度的依据。
近似计算:毛管孔度＝(毛管持水量-调萎含水量) ×容重
通气孔度＝总孔度－毛管孔度－无效孔度
5、饱和持水量 土壤孔隙全部充满水时的含水量称为饱和持水量。 （三）土壤水的有效性
• 分为毛管上升水和毛管悬着水
• 4、重力水 ：土壤重力水是指土壤水分含量 超过田间持水量(毛管悬着水最大含量)之后， 过量的水分不能被毛管吸持，而在重力的作 用下沿着大孔隙向下渗漏成为多余的水。。
毛管水示意图
一、土壤水的类型划分及有效性（续）
（二）土壤水分常数 土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而 定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。 1、吸湿系数 吸湿水的最大含量称为吸湿系数(最大吸湿量)。
第五章 土壤水
第一节 土壤水的类型划分及土壤水分含量测定 一、土壤水的类型划分及有效性
（一）
土 壤 水 的 类 型
1、吸湿水（紧束缚水） 2、膜状水（松束缚水） 3、毛管水 4、重力水
一、土壤水的类型划分及有效性（续）
吸 湿 水
定义
特点
土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分 吸附力很强，达31～10000个大气压，使ρ 水增 大，密度1.2-2.4g/cm3平均可达1.5g/cm3；无溶解能 力，不移动，通常在105～110℃条件下烘干除去。 对植物无效
一、土水势及其分势（续）
(3) 重力势 Ψg 由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面之上， 则重力势为正，反之，重力势为负。 (4) 压力势 Ψp 当水分饱和时,土壤呈连续的水体,下层水受到上层水 的压力使土水势上升,为正值.越深层,水势越大 封闭土体内部的空气对周围的水也有一定的压力,为气 压势
水 能 通 过 而 土 不 能 过 长度不定
水银压力计
四、土水势的测定方法（续）
装水时使水充满塑料管不留空气,当土壤变干，与陶瓷头接触的土壤 表面张力势趋于将管内的水分吸出. 从而在管内顶部形成局部真空， 当灌溉或降雨后,水分被吸回管内使真空度减少。通过负压计将真空度 转化为直观的土壤水势。
张力计法适用范围800/850hPa以下，超过此范 围，就有空气进入陶土管而失效。
•
•
土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值。
自由能绝对值不能测定,假定自由水的自由能为零， 作为参比.土壤水自由能与其比较差值一般为负值。 差值大，表明水不活跃，能量低；差值小，表明土 壤水与自由水接近，活跃，能量高。
• 水流动方向：土水势高（负值小）→低（负值大） 可以作为判断不同土壤中水分运动的统一尺度(水势 高流向水势低处) • 土水势的数值可在土壤-植物-大气的统一体中使用, 判断水的流动方向,有效性
特点： 保持力较吸湿水低，6.25～31大气压，密度较吸湿水小， 密度1.25g/cm3,冰点-4℃,溶解能力低；移动缓慢，由水 膜厚往水膜薄的地方移动，速度仅0.2～0.4mm/hr。对植 物有效性低，仅部分有效。 膜状水达最大量时称为最 大分子持水量 膜状水部分有效
• 3、毛管水：当水分达到最大分子持水量后继 续增加,水分为毛管所吸持,这分水称为毛管水, 吸力5×103Pa～6×105Pa。
溶质吸力。 在土壤水分的保持和运动中，不考虑ψ s，故一般水 吸力指基质吸力，其值与ψ m相等，符号相反。 溶质吸力只在根系吸水(有半透膜存在)时才表现出
来。
三、水分能量的表示方法
土水势或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米 数来表示最简便，最易理解 。 pF：水柱高度厘米数的对数
1大气压(atm)=1033cm水柱=pF 3.0≈1bar=1000mbar
中子散射法
此法是把一个快速中子源和 慢中子探测器置于套管中， 埋人土内。其中的中子源(如 镭、镅、铍)以很高速度放射 出中子，当这些快中子与水 中的氢原子碰撞时，就会改 变运动的方向，并失去一部 分能量而变成慢中子。土壤 水愈多，氢愈多，产生的慢 中子也就愈多。慢中子被探 测器和一个定器量出，经过 校正可求出土壤水的含量。
4、毛管持水量

毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
一、土壤水的类型划分及有效性（续）
土壤质地与有效水最大含量的关系
土壤质地 田间持水量(%) 凋萎系数(%) 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土 12 3 18 5 22 6 24 9 26 11 30 15
有效水最大含量 (%)
9
13
16
15
第二节 土壤水的能态
• 从物理学和生物学的观点来描述土壤水分只能是半定量的或 定性的,如田间持水量---吸足毛管水排除重力水的含水量,但 水分的运动并不会停止,物理意义不明确.用数量也无法判断 不同土壤间水分的流向 • 一、土水势及其分势
• 土壤水的能态表示一般用土水势或水吸力
• 1、土水势 (=土壤水的自由能-自由水的自由能)
水 %＝ ＝ m水 m土
V水 V土壤
100%＝
m水 / 水 m土 / 容重
100%
100% 容重
3、土壤水贮量
（1）水层厚度（水深）（水mm）一定面积一定厚度的土层中的 水分相当于同面积水层的厚度 水 mm=水v% × 土层厚度 优点: 与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致，便 于互相比较和互相换算 。