第4章 土壤水分.docx
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第4章土壤水分
7土壤水分
7.1土壤水的类型及性质
土壤水的研究长期以来也一直沿用数量法。
该方法根据土壤水分所受的力的作用把土壤水分分为如下几类:
一是吸附水,或称束缚水,受土壤吸附力作用所保持,其中又可分为吸湿水和膜状水;二是毛管水,受毛管力的作用而保持;三是重力水,受重力支配,是进一步向土壤剖面深层运动的水。
如图7.所示。
1.吸湿水
吸湿水是由土粒表面吸附力所保持的水分,其中最靠近土粒表面的由范德华力保持的水称为吸湿水(又称紧束缚水),吸湿水的含量称为土壤吸湿量。
当大气相对湿度达到饱和时,土壤的吸湿水达到最大量,这时吸湿水占土壤干重的百分数称为土壤最大吸湿量或土壤吸湿系数,它是土壤水分常数之一。
一般耕地土壤的最大吸湿量,因质地不同而异。
质地愈粘,最大吸湿量愈大,质地愈砂,最大吸湿量愈小。
所以最大吸湿量的大小是粘土>壤土>砂土。
吸湿水具有与纯自由水不同的特点,因为它所受的吸力远大于植物根的吸水力(平均为1520kPa),植物无法吸收利用,属于土壤水中的无效水,对生产的直接意义不大。
但它可用于帮助分析土壤水的有效性,一般土壤中无效水总量约为最大吸湿量的1.5~2.0倍。
如图7.2不同相对湿度下土壤粒级的吸湿水量。
2.膜状水
当土壤水分达到最大吸湿量时,土粒表面还有剩余的吸附力,虽不能再吸收水气,但可以吸附液态水。
这部分水被吸附在吸湿水的外层,定向排列为水膜,称为膜状水。
膜状水达到最大时的土壤含水量,称为最大分子持水量。
膜状水比吸湿水所受的吸附力小得多,大约在633.28~3141.00kPa,它具有液态水的性质,可以移动,但因粘滞度较大,其移动速率非常慢。
一般是由水膜厚处向水膜薄处移动,如图7.3所示。
膜状水的内层所受吸力大于根的吸水力,植物根无法吸收利用,为无效水,而它的外层所受吸力小于根的吸水力,植物可以吸收利用,但数量极为有限。
当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量,称为萎蔫系数或萎蔫点。
它因土壤质地、作物和气候等不同而不同。
一般土壤质地愈粘重,萎蔫系数愈大,表7.1给出了不同质地土壤的萎蔫系数参考范围。
萎蔫系数是植物可以利用的土壤有效水含量的下限。
表7.1不同质地土壤的萎蔫系数(m%)
土壤质地粗砂壤土细砂土砂壤土壤土粘壤土
萎蔫系数0.96~1.112.7~3.65.6~6.99.0~12.413.0~16.6
3.毛管水
土壤中粗细不同的毛管孔隙连通一起形成复杂的毛管体系。
这种靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水就称为毛管水。
毛管水是土壤中最宝贵的水。
根据毛管水在土体中的分布,又可将它分为毛管悬着水和毛管上升水。
(1)毛管悬着水
土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。
在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。
田间持水量是确定灌水量的重要依据,是农业生产上十分有用的水分常数。
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。
不同质地和耕作条件下的田间持水量有很大不同,表7.2给出了一些大致范围。
表7.2不同质地和耕作条件下的田间持水量(m%)
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(占干重的%)
10-14
16-20
22-26
20-24
24-28
28-32
32
25
21
当土壤含水量达到田间持水量时,土面蒸发和作物蒸腾损失的速率起初很快,而后逐渐变慢;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,但细毛管中仍充满水,蒸发速率明显降低,此时土壤含水量称为毛管水断裂量。
在壤质土壤中它大约相当于该土壤田间持水量的75%左右。
当土壤水达到毛管水断裂量后,毛管悬着水运动显著缓慢下来,如果这时正值作物生长旺盛时期,蒸腾速率很快,作物虽能从土壤中吸到一定水分,但因补给减缓,也可能出现水分入不敷出,暂时出现萎蔫现象,应注意及时补墒。
(2)毛管上升水
是指借助于毛管力由地下水上升进入上层土体的水。
毛管上升水的最大含量称为毛管持水量。
从地下水面到毛管上升水所能到达的绝对高度叫毛管水上升高度。
毛管水上升的高度和速度与土壤孔隙的粗细有关。
在一定的孔径范围内,孔径愈粗,上升的速度愈快,但上升高度低;反之,孔径愈细,上升速度愈慢,上升高度则愈高。
不过孔径过细的土壤,则不但上升速度极慢,上升的高度也有限。
砂土的孔径粗,毛管上升水上升快,高度低;无结构的粘土,孔径细,非活性孔多,上升速度慢,高度也有限,而壤土的上升速度较快,高度最高。
如图7.4所示。
在毛管水上升高度范围内,土壤含水量的多少也不相同。
靠近地下水面处土
图7.4不同质地土壤自地下水位向上的水分运动
(引自Brady1974)
壤孔隙几乎全部充水,称为毛管水封闭层。
从封闭层至某一高度处,毛管上升水上升快,含水量高,称为毛管水强烈上升高度;再往上,只有更细的毛管中才有水,所以含水量就减少了。
毛管水上升高度和强烈上升高度,因质地不同而异(见表7.3)。
一般的趋势是砂土最低,壤土最高,粘土居中。
表7.3不同质地土壤的毛管水上升高度和强烈和上升高度参考范围
土壤质地砂土砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土
毛管水升高度(m)0.5~1.02.0~2.52.2~3.01.8~2.2<3.0<0.8~1.0
毛管水强烈上升高度(m)0.4~0.81.4~1.81.3~1.71.2~1.51.2~1.5
毛管水上升高度特别是强烈上升高度,对农业生产有重要意义。
如果它能到达根系活动层,就为作物源源不断的利用地下水提供了有利条件。
但是若地下水矿化度较高,盐分随水上升至根层或地表,也极易引起土壤的盐渍化,危害作物,这是必须加以防止的。
其主要的防止办法就是利用开沟排水,把地下水位控制在临界深度以下。
所谓临界深度是指含盐地下水能够上升到达根系活动层并开始危害作物时的埋藏深度,即由地下水面至地表的垂直距离。
在盐碱土改良的水利工程上,计算临界深度,往往采用毛管水强烈上升高度(或毛管水上升高度)加上超高(即安全系数30~50cm)。
临界深度(米)=毛管水强烈上升高度+安全系数(7.1)
一般土壤的临界深度约为1.5~2.5m。
砂土最小,壤土最大,粘土居中。
4.重力水
如果进入土壤的水超过田间持水量,则多余的水便在重力作用下,沿大孔隙即通气孔向下流动,湿润下层土壤或渗漏出土体,甚至进入地下水,成为地下水补充给源。
这一部分不被土壤保持而受重力支配向下流动的水,称为重力水。
土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量称为全持水量或饱和持水量。
当然重力水是作物完全可以利用的,特别是在水田,但是在旱地,重力水只是短时间通过土体而已,而且当它在土中存留时,作物虽可吸收,却往往因水分过多,土壤空气不足,造成内涝,反而有害于作物生长。
上述各种水分类型,彼此密切交错联结,很难严格划分。
在不同的土壤中,其存在的形态也不尽相同。
如粗砂土中毛管水只存在于砂粒与砂粒之间的触点上,称为触点水,彼此呈孤立状态,不能形成连续的毛管运动,含水量较少。
在无结构的粘质土中,非活性孔多,无效水含量高。
而在砂粘适中的壤质土和有良好结构的粘
质土中,孔隙分布适宜,水、气比例协调,毛管水含量高,有效水也多。
7.2土壤含水量的表示方法和土壤水分测定
7.2.1土壤水分含量的表示方法
土壤含水量是表征土壤水分状况的一个指标,又称为土壤含水率、土壤湿度等。
土壤含水量有多种表达方式,常用的有以下几种。
(1)质量含水量
质量含水量是指土壤中水分的质量与干土质量的比值。
因为在同一地区重力加速度相同,又称为重量含水量,无量纲,常用符号θm表示。
质量含水量可用小数形式,也可用百分数表示,多用后者。
数学表达式为:
θm=(水重/干土重)×100% (7.2)
定义中的干土一词,一般是指在105℃条件下烘干的土壤。
而另一种意义的干土是含有吸湿水的土,通常叫“风干土”,即在当地大气中自然干燥的土壤,又称气干土,其质量含水量当然比105℃烘干的土壤高(一般高几个百分点)。
由于大气湿度是变化的,所以风干土的含水量不恒定,故一般不以之作为计算θm的基础。
例1:
土壤烘干前湿重为95g,烘干后重79g,求质量含水量。
将测定数据代入式7.2,即求该土壤质量含水量为:
θm=[(95-79)/79]×100%=20.3%
(2)容积含水量
容积含水量是指单位土壤总容积中水所占的容积百分数,又称容积湿度、土壤水的容积百分数,常用符号θv表示。
θv用小数形式表达,这时的量纲为cm3/cm3;但常用无量纲的百分数表示。
数学表达式如下:
θv=(小容积/土壤总容积)cm3/cm3,
或θv=(水容积/土壤总容积)×100% (7.3)
由于水的比重可近似等于1g/cm3,可以推知θv与θm的换算关系式
θv=θm·ρ(7.4)
式中,ρ为土壤容重。
例2:
设上例土壤容重为1.2g/cm3,求其θv。
θv=(20.3%×1.2)=24.4%
一般地说,质量含水量多用于需计算干土重的工作中,如土壤农化分析等。
在多数情况下,容积含水量被广泛使用。
这是因为θv可以较直接用于计算水通量和由灌溉或降水渗入土壤的水量,以及由蒸散或排水从土壤中损失的水量。
而且,θv也表示土壤层厚度和水的深度比,即单位土壤深度内水的深度。
(3)相对含水量
田间持水量是一个应用相当普遍的土壤水分“常数”,其定义为:
在一个地下水埋藏较深、排水条件良好的平地上,充分供水,地表覆盖避免蒸发,待水入渗完1—2天之后,测得土壤含水量的数值即为田间持水量。
以(θf)表示。
相对含水量是指土壤含水量(θm)占田间持水量(θf)的百分数。
它可以说明土壤水的饱和程度、有效性和水、气的比例等。
是农业生产上常用的土壤含水量的表示方法。
其求法如式7.5。
土壤相对含水量=θm/θf×100% (7.5)
(4)土壤水贮量
土壤水贮量是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、水文学中经常要用到这一参数,它主要有两种表达方式。
1)水深(Dw)指在一定厚度(h)一定面积土壤中所含的水量相当于相同面积水层的厚度,量纲为[L]。
可以推知Dw与θv的关系如下:
Dw=θv·h(7.6)
Dw的方便之处在于它适于表示任何面积土壤一定厚度的含水量,与大气降水量、土壤蒸发量进行直接比较。
Dw的单位是长度单位以cm表示,为与气象资料中常用的mm比较,Dw更多用mm单位。
例4如某土层厚度为10cm,容积含水量为25%,求水深。
Dw=(10×25%)=2.5(cm)=25(mm)
计算一定厚度土壤的Dw,如1m土体内含水水深(Dw·100),如果土壤是均一含水的土层,可直接用式7.6计算。
如果土壤含水不均一,则需用下式分层计算:
(7.7)
式中,n为1m土体划分的含水量均一的层次数;θi为第i层土壤容积含水量;hi为第i层土壤厚度(cm);Dw,100为1m土体含水深度(cm)。
2)容积水(产生)即一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积数,量纲为[L3]。
在数量上,它可简单由Dw与所指定面积(如1亩、1公顷)相乘求出,但要注意二者单位一致性。
在灌排计算中常用到这一参数,以确定灌水量和排水量。
但是,容积水体积与计算土壤面积和厚度都有关系,在参数单位中应标明计算面积和厚度,所以不如Dw方便。
一般在不标明土体深度时,通常指1m土深。
若都以1m土深计,每亩含水容量(以V方/亩表示)与水深之间的换算关系可推知,如式7.7所示:
V方/亩=(2/3)Dw100(7.8)
7.2.2土壤含水量的测定方法
土壤含水量的测定方法很多,常用的有以下几种。
1.烘干法
(1)经典烘干法目前国际上仍在沿用的标准方法。
其测定的简要过程是:
先在田间地块中选择具有代表性的取样点,按所需深度用土钻(或在土壤剖面上用采样刀)分层采集土样,放入铝盒并立即盖好盖(以防水分蒸发),尽快称重(即湿土加空铝盒重,记为W1),打开盖,置于烘箱中,在105~110℃条件下,烘至恒重(约需6~8h),再称重(即干土加盒重,记为W2)。
该土壤质量含水量可以求出,设空铝盒重为W3:
θm=(W1-W2)/(W2-W3)×100% (7.9)
一般应采3个以上平行土样,求取平均值。
此为经典方法,较简便、准确、可靠,但也有不足之处。
如需取出土壤,特别是深层比较费力,且定期连续测定土壤含水量时,不可能在原处再取样,而不同位置上由于土壤的空间变异性,给测定结果带来误差。
另外,烘干至恒重需时间较长,不能及时得出结果。
(2)快速烘干法包括红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等。
这些方法虽可缩短烘干和测定的时间,但需要特殊设备或消耗大量药品。
同时,也不能避免由于每次取出土样和更换位置等操作所带来的误差。
(3)电阻法
此法在测定非盐碱土上的土壤含水量时,可取得较精确的结果。
其原理是:
把合适的电极放在一个由石膏、尼龙或玻璃纤维等多孔体制成的块状传感器内,然后把它埋在待测的土壤中。
多孔体土壤中吸水并与土壤水达到平衡,其吸水的数量因土壤含水量而异。
把安置在传感器中的电极用导线联到一个测定电阻的装置上测出电阻。
利用已校定的土壤含水量与所测电阻的关系,便可求得土壤含水量。
此法和中子法一样可在原地连续测定,不需取出土样。
但要注意施肥前后,因土壤水中的溶质浓度变化而影响测试结果。
(4)中子法
此法是把一个快速中子源和慢中子探测器置于埋入土内的封闭套管中,。
其中的中子源(如:
镭—铍、镅—铍源)以很高速度放射出快中子,当这些快中子与水中的氢核质子碰撞时,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,氢核质子愈多,产生的球型慢中子云的密度就愈高。
慢中子被探测器和一个定标器量出显示数据,经过标定公式求出土壤水量。
此法虽较精确,但目前绝大数的设备只能测出较深土层(10cm以下)中的水分含量,而不能用于表层土壤水分的测量。
另外在有机质多的土壤中,短时间有机质含量变化大的土壤,会影响含水量测定的精度。
(5)TDR(时域反射仪)法
TDRTimedomainreflectometry是一种远程遥感测定技术,早期它主要应用于通讯方面的线路检测。
二十世纪七十年代末期,科学家们才开始把它应用于土壤电特性的测定,并由测定的土壤介电常数来推算土壤含水量。
由于TDR能精确、快速和连续测定土壤水分,因此,它正在逐渐成为测定土壤水的一种新仪器。
7.2.3土壤墒情和田间验墒
我国北方农民把土壤水分状况称为墒情。
墒情对土壤耕作、播种、作物生长关系很大,所以常在耕种前或作物生长期间进行验墒,即根据土壤湿润程度、土色深浅和揉捏成形等来判断土壤的含水量及其有效性,以便采取相应的农业技术措施。
1.墒情的种类
通常把土壤墒情分为:
汪水、黑墒、黄墒、潮干土和干土等。
(1)汪水
汪水指大雨或灌水后,土壤成过湿状态,表土有积水现象,相当于田间持水量以上的含水量。
这时旱地不能进行耕种。
多余的水分渗失后,便是黑墒。
(2)黑墒
黑墒指含水量丰富的土壤,约为田间持水量75%以上,土色发暗,手捏土壤容易成团(砂土除外),手上有湿印和凉感。
这种墒情含水偏多,不宜耕作。
但水分移动较快,为速效水,呈“水就根”状态。
如春播时为黑墒往往土温偏低,幼苗生长缓缦,但在夏季作物生长旺盛,需水较多,对作物有利。
由于墒多,可能造成空气不足,耕作时容易出现坷垃。
(3)黄墒
黄墒指含水量比黑墒稍低的土壤。
一般壤质土含水量大约在田间持水量的50%~75%左右,土色发黄,手捏成团,扔在地上约有一半散开,手上稍有湿印和凉感。
这种墒情最适于旱地耕、种。
故北方有“麦播黄墒”的说法。
这时土壤的水、气、热比较协调,有利于种子发芽和幼苗生长。
但是由于粗毛管中的水柱断裂,水分运动比较缓慢,呈“根就水”状态。
当夏天作物生长旺盛,耗水量大时,中午前后可能因水分供不应求而出现暂时萎蔫现象。
(4)潮干土
潮干土又叫灰墒,指含水量比黄墒更少的土壤,含水量约为田间持水量的一半以下,呈半干半湿状态。
手捏不成团,容易散开。
土壤水分为迟效水。
除抗旱力较强的高梁、谷子勉强可以播种外,应设法灌水补墒或借墒抢播。
(5)干土
指含水量很少的土壤,一般在萎蔫系数以下,是无效水,不能进行耕作和播种。
干土层厚度为土壤干旱程度的重要指标之一。
其厚度超过播种深度则种子无法出土。
超过分蘖节深度,作物将严重受旱。
同一土壤的不同墒情其含水量和有效性有很大不同。
不同质地土壤的同一墒情,其含水量也有很大差异。
如同样是黄墒,不同质地土壤的含水量分别为:
砂壤土9%~13%,轻壤土11%~15%,中壤土13%~18%,重壤土14%~19%等等。
含水量随质地变粘而增加。
表7.4是不同质地和墒情下的土壤含水量的参考范围。
表7.4华北地区几种不同质地和墒情下的土壤含水量
土壤质地田间持量水黑墒(速效水)黄墒(弱效水)潮干土(迟效水)干土(无效水)
壤土24~28>18~2014~1911~14<11
中壤土22~26>17~1913~189~13<9
轻壤土20~24>14~169~156~9<6
砂壤土16~20>12~149~135~9<5
砂土10~14>85~83~5<3
土壤含水量的单位为占干土重的%。
2.墒情的层次性
土壤墒情具有明显的季节性变化和剖面层次性差异。
表层墒情变化最大,随着土层深度加大,墒情变化减缓。
田间验墒时,不仅要看表层,有时还要查看下层。
为方便计,把旱地土壤一米深度内的墒情分为三层,即表墒、底墒和深墒。
(1)表墒(0~20cm)相当于耕层的厚度,这一层墒情最重要。
它受气候、作物和农业措施等的影响最大,变化最剧烈。
(2)底墒(20~50cm)受上述影响渐弱,但仍然是主要根系分布层。
它对水、肥、气、热变化起承上启下的作用。
对作物生长关系最大。
(3)深墒(50~100cm)受上述影响更少,但作物根系仍有少量分布,尤其对深根作物影响较大。
此层墒情变化较小,深墒丰富时,对底墒和表墒有一定的补给作用。
由上可知,应把表、底、深墒作为一个整体来考虑。
3.田间验墒
田间验墒一般要着重考虑以下四方面内容。
(1)干土层的厚度和整地质量一般干土层在3cm左右,其下能保持适宜的墒情(如黄墒),则可以播种,且能正常出苗;干土层达6cm左右,其下墒情也差,将影响播种和作物生长;干土层在10cm左右,则旱情严重,作物生长受到抑制。
要及时进行灌水补墒。
表土整地质量的好坏将会影响保墒效果和播种作业质量。
(2)表、底、深墒的含水量及其相互补给作用。
(3)作物生长情况作物所处的生育期,植株长相,根系分布和耗水的深度以及作物对墒情的要求等。
(4)近期天气变化情况预测墒情的变化和旱情发展的趋势。
总之,应根据这些内容看天、看地、看庄稼,进行墒情综合分析,然后采取有效措施,搞好抗旱保墒工作。
7.3土壤水的能态
7.3.1土壤水的保持力
通过降雨或灌溉等途径进入土壤的水分,之所以能保持在土壤中,是因为它受到了土壤中各种力的作用。
保持土壤水的力主要包括两种,一种是土粒和水界面上的吸附力,另一种是在土壤孔隙中,土壤固体表面、水和空气界面上的毛管力。
吸附力主要是指土粒表面分子和水分子之间的分子引力,又称为范德华力。
另外,土壤胶体表面电荷对水的极性引力,也能在一定程度上保持土壤水分,是吸附力的一部分。
在很短距离内范德华力很强,可达几十万甚至上百万千帕。
受其吸附的那部分土壤水,水分子被吸附的很紧,这部分水一般不能流动,带有固态水的性质。
同时,由于范德华力是分子吸力,其作用距离很短,只有几个至十几个水分子层厚,所以由它保持的土壤水数量极为有限。
极性引力较范德华力弱,约为几百到几千千帕,所以吸附的水分具有更多的液态水的性质,可以流动,但具有很高的粘滞度。
毛管作用是人们常见的自然现象。
将一支毛细管插入水中,可以见到在露出水面的那段毛管中有一上升水柱,在水柱顶端固、气、水交界处出现一个凹向空气的弯月面,这就是毛管作用,或称毛细作用。
毛管作用是由毛管力所引起的。
所谓毛管力实质上是毛管内固、气、水界面上产生的负压力,也叫弯月面力。
毛管力的大小与毛管孔径成反比,见式7.10。
(7.10)
式中,
为毛管力(hPa),
为毛管孔径(mm)。
土壤中土粒间的孔隙大小不一,相互交错相联,构成土壤中极其复杂的孔隙网络,保持在这些孔隙里的水受到毛管力的作用,这部分水称之为毛管水。
毛管力可由几百千帕或一千多千帕到30.4kPa或5.07kPa,毛管水完全具有液态水的性质,可以在孔隙中自由流动,是土壤水中最活跃的部分,也是农业生产中最有价值、最宝贵的水分。
世纪初白金汉(E.Buckimgham,1907)提出用能态的方法来研究土壤水的问题。
土壤水能态,主要是指土壤水在受各种力的作用后其自由能的变化。
用来表示土壤水能态的主要方法有土水势和土壤水吸力。
7.3.2土壤水势(soilpotenfial)
土壤水在各种力如吸附力、毛管力、重力等的作用下,与同样温度、高度和大气压等条件下的自由纯水相比(即以自由水作为参比标准,假定其势值为零),其自由能必然不同。
这个自由能的差用势能来表示,称为土水势(符号为ψ)。
土壤水总是由土水势高处流向土水势低处。
同一土壤,其湿度愈大,土壤水能量水平愈高,土水势也愈高,土壤水便由湿度大的地方流向湿度小的地方。
否则相反。
但是不同土壤则不能只看土壤水含量的多少,更重要的是要看它们土水势的高低,才能确定土壤水的流向。
例如,含水量为15%的粘土其土水势一般低于含水量只有10%的砂土。
如果这两种土壤互相接触时,水流将由砂土流向粘土。
故用土水势研究土壤水有许多优点:
首先可以作为判断各种土壤水能态的统一标准和尺度。
其次水势的数值可以在土壤-植物-大气之间统一使用,把土水势、根水势、叶水势等统一比较,判断它们之间的水流方向、速度和土壤水有效性。
三是对土水势的研究能提供一些更为精确的测定手段。
由于引起土水势变化的原因或动力不同,所以土水势包括若干分势,如基质势、压力势、溶质势、重力势等。
1.基质势(ψm)在非饱和情况下,土壤水受到土壤吸附力和毛管力的制约,其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。
假定纯水的势能为零,则土水势是负值。
这种由吸附力和毛管力制约的土水势称为基质势(ψm)。
土壤含水量愈低,基质势也就愈低。
反之,土壤含水量愈高,基质势愈高。
至土壤水达到饱和时,基质势增到最大值,同参比标准相等,即等于零。
2.压力势(ψp)压力势是指在土壤水饱和的情况下,由于受静水压力作用而产生土水势变化。
在非饱和土壤中的土壤水的压力势一般与参比标准自由水面相同,即等于零。
但在饱和的土壤中孔隙都充满水,并连续成水柱。
土表与大气接触,仅受大气压力。
压力势为零。
而在土体内部的土壤水除承受大气压外,还要承受其上部水柱的静水压力。
在这种情况下,其压力势就要大于参比标准自由水面,为正值。
在饱和的土壤中,愈是处在深层次的土壤水,所受的压强愈大,压力势值愈高。
此外,有时被土壤水包围的气泡,它对周围的水可产生一定的压力,称为气压势。
3.溶质势(ψs)溶质势
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- 第4章 土壤水分 土壤 水分