土壤水分

　    土壤水分主要来源于大气降水和灌溉水，此外，地下水上升和大气中水汽的凝结也是土壤水分的来源。

　　水分由于在土壤中受到重力、毛管引力、水分子引力、土粒表面分子引力等各种力的作用，形成不同类型的水分并反映出不同的性质。

　　固态水，土壤水冻结时形成的冰晶。

土壤水分式样图　　汽态水，存在于土壤空气中。

　　束缚水，包括吸湿水和膜状水。

　　自由水，包括毛管水、重力水和地下水。

       吸湿水

　　干土从空气中吸着水汽所保持的水，称为吸湿水。

　　土壤吸湿水的含量主要决定于空气的相对湿度和土壤质地。空气的相对湿度愈大，水汽愈多，土壤吸湿水的含量也愈多；土壤质地愈粘重，表面积愈大，吸湿水量愈多。此外，腐殖质含量多的土壤，吸湿水量也较多。吸湿水受到土粒表面分子的引力很大，最内层可以达到pF值7.0，最外层为pF值4．5。所以吸湿水不能移动，无溶解力，植物不能吸收，重力也不能使它移动，只有在转变为汽态水的先决条件下才能运动，因此又称为紧束缚水，属于无效水分。其主要吸附力为分子引力和土壤胶体颗粒带有负电荷产生的强大的吸引力。

        膜状水（薄膜水）

　　膜状水指由土壤颗粒表面吸附所保持的水层，其厚度可达几十或几百个以上的水分子。

　　薄膜水的含量决定于土壤质地、腐殖质含量等。土壤质地粘重，腐殖质含量高。膜状水含量高，反之则低。膜状水的最大值叫最大分子持水量。

　　由于膜状水受到的引力比吸湿水小，一般为pF值4．5～3．8，所以能由水膜厚的土粒向水膜薄的土粒方向移动，但是移动的速度缓慢。薄膜水能被植物根系吸收，但数量少，不能及时补给植物的需求，对植物生长发育来说属于弱有效水分。又称为松束缚水分。吸附力为土粒剩余的引力。

       毛管水

　　毛管水是靠土壤中毛管孔隙所产生的毛管引力所保持的水分，称为毛管水。

　　土壤孔隙的毛管作用因毛管直径大小而不同，当土壤孔隙直径在0.5mm时，毛管水达到最大量，土壤孔隙在0.1～0.001mm范围内毛管作用最为明显，孔隙小于0.001mm，则毛管中的水分为膜状水所充满，不起毛管作用，故这种孔隙可称无效孔隙。毛管水又可以分为两种类型。

　　1．毛管悬着水土体中与地下水位无联系的毛管水称毛管悬着水。在毛管系统发达的壤质土壤中，悬着水主要存在于持水孔隙中，但毛管系统不发达的砂质土壤，悬着水主要围绕着砂粒相互接触的地方，称为触点水。

　　2．毛管支持水（毛管上升水）土体中与地下水位有联系的毛管水称毛管支持水。毛管支持水与地下水有密切联系，常随地下水位的变化而变化。其原因是地下水受毛细管作用（毛管现象）上升而形成的。其运动速度与毛细管半径有密切联系。

　　毛管水是土壤中最宝贵的水分，因为土壤对毛管水的吸引力只有pF值2.0～3.8，接近于自然水，可以向各个方向移动，根系的吸水力大于土壤对毛管水的吸力，所以毛管水很容易被植物吸收。毛管水中溶解的养分也可以供植物利用。

       重力水

土壤水分工作原理　　当进入土壤的水分超过田间持水量后，一部分水沿着大孔隙受重力作用向下渗漏，这部分受重力作用的土壤水称重力水。重力水下渗到下部的不透水层时，就会聚积成为地下水。所以重力水是地下水的重要来源。地下水的水面距地表的深度称为地下水位。地下水位要适当，不宜过高或过低。地下水位过低，地下水不能通过毛管支持水方式供应植物；地下水位过高不但影响土壤通气性，而且有的土壤会产生盐渍化。若重力水在渗漏的过程中碰到质地重的不透水层可透水性很弱的层次，就形成临时性或季节性的饱和含水层，称为上层滞水。这层水的位置很高，特别是出现在犁底层以上会使植物受渍，通常把根系活动层范围的上层滞水叫潜水层，对植物生长影响较大。

　　重力水虽然能被植物吸收，但因为下渗速度很快，实际上被植物利用的机会很少。

　　上述各类型的水分在一定条件下可以相互转化，例如：超过薄膜水的水分即成为毛管水；超过毛管水的水分成为重力水；重力水下渗聚积成地下水；地下水上升又成为毛管支持水；当土壤水分大量蒸发，土壤中就只有吸湿水。

　　土壤水存在于土壤孔隙中，尤其是中小孔隙中，大孔隙常被空气所占据。穿插于土壤孔隙中的植物根系从含水土壤孔隙中吸取水分，用于蒸腾。土壤中的水气界面存在湿度梯度，温度升高，梯度加大，因此水会变成水蒸汽蒸发逸出土表。蒸腾和蒸发的水加起来叫做蒸散，是土壤水进入大气的两条途径。

　　表层的土壤水受到重力会向下渗漏，在地表有足够水量补充的情况下，土壤水可以一直入渗到地下水位，继而可能进入江、河、湖、海等地表水。

　　土壤中水分的多少有两种表示方法：一种是以土壤含水量表示，分重量含水量和容积含水量两种，二者之间的关系由土壤容重来换算。另一种是以土壤水势表示，土壤水势的负值是土壤水吸力。

　　土壤含水量有三个重要指标。一个是土壤饱和含水量，表明该土壤最多能含多少水，此时土壤水势为0。

　　第二是田间持水量，是土壤饱和含水量减去重力水后土壤所能保持的水分。重力水基本上不能被植物吸收利用，此时土壤水势为-0.3巴。

　　第三是萎蔫系数，是植物萎蔫时土壤仍能保持的水分。这部分水也不能被植物吸收利用，此时土壤水势为-15巴。

　　田间持水量与萎蔫系数之间的水称为土壤有效水是植物可以吸收利用的部分。当然，一般在田间持水量的60%时，即土壤水势-1巴左右就采取措施进行灌溉。

土壤水分仪器　　土壤水势可细分为重力势、基模势和溶质势。

　　土壤水分重力势以土壤水面与土表面相平时为0。水面高于土表面时为正值（此时也称为压力势）。水面低于土表面时为负值（土壤水吸力为正值）。

　　土壤基模势指土壤中矿质颗粒表面和有机质颗粒表面对水所产生的张力。它的值永远是负值，即总是将土壤表面的水分向土体内吸进来。

　　土壤水分溶质势与土壤溶液中所含溶质数量有关，溶质越多，溶质势越小（即越负）。点水源入渗时，水沿湿度梯度从高水势处向低水势处流动，逐渐形成一个干湿交界分明的椭球体形状，称为湿润球，球面各处土壤水势相等。该球面称为入渗锋，在水头固定不变时，入渗锋的前进速度随着时间的延长而减慢。

　　大部分植物养分都是溶于水后随水移动运输到植物根系被吸收的。无论根系以质流、扩散、截获哪种方式吸收植物养分都在土壤溶液中进行。

        干燥土壤水分测定方法

　　1 适用范围

　　本标准用于测定除石膏性土壤和有机土（含有机质20％以上的土壤）以外的各类土壤的水分含量。

　　2 测定原理

　　土壤样品在105±2℃烘至恒重时的失重，即为土壤样品所含水分的质量。

　　3 仪器、设备

　　3.1 土钻；

　　3.2 土壤筛：孔径1mm；

　　3.3 铝盒：小型的直径约40mm，高约20mm；

　　大型的直径约55mm，高约28mm；

　　3.4 分析天平：感量为0.001g和0.01g；

　　3.5 小型电热恒温烘箱；

　　3.6 干燥器：内盛变色硅胶或无水氯化钙。

　　4 试样的选取和制备

　　4.1 风干土样：选取有代表性的风干土壤样品，压碎，通过1mm筛，混合均匀后备用。

　　4.2 新鲜土样：在田间用土钻取有代表性的新鲜土样，刮去土钻中的上部浮土，将土钻中部所需深度处的土壤约20g，捏碎后迅速装入已知准确质量的大型铝盒内，盖紧，装入木箱或其他容器，带回室内，将铝盒外表擦拭干净，立即称重，尽早测定水分。

　　5 测定步骤

　　5.1 风干土样水分的测定

　　取小型铝盒在105℃恒温箱中烘烤约2h，移入干燥器内冷却至室温，称重，准确至0.001g。用角勺将风干土样拌匀，舀取约5g，均匀地平铺在铝盒中，盖好，称重，准确至0.001g。将铝盒盖揭开，放在盒底下，置于已预热至105±2℃的烘箱中烘烤6h。取出，盖好，移入干燥器内冷却至室温（约需20min），立即称重。风干土样水分的测定应做两份平行测定。

仪器图片　　5.2 新鲜土样水分的测定

　　将盛有新鲜土样的大型铝盒在分析天平上称重，准确至0.01g。揭开盒盖，放在盒底下，置于已预热至105±2℃的烘烤箱中烘烤12h。取出，盖好，在干燥器中冷却至室温（约需30min），立即称重。新鲜土样水分的测定应做三份平行测定。

　　注：烘烤规定时间后一次称重，即达“恒重”。

　　6 测定结果的计算

　　6.1 计算公式

　　水分（分析基），％＝〔（m1－m2）/（m1－m0）〕×100

　　水分（干基），％＝〔（m1－m2）/（m2－m0）〕×100

　　式中：m0—— 烘干空铝盒质量，g；

　　m1—— 烘干前铝盒及土样质量，g；

　　m2—— 烘干后铝盒及土样质量，g。

　　6.2 平行测定的结果用算术平均值表示，保留小数后一位。

　　6.3 平行测定结果的相差，水分小于5％的风干土样不得超过0.2％，水分为5～25％的潮湿土样不得超过0.3％，水分大于15％的大粒（粒径约10mm）粘重潮湿土样不得超过0.7％（相当于相对相差不大于5％）。

电测法

　　有TDR 或者是FDR原理　FDS100土壤水分传感器

　　FDS土壤水分传感器是国内自主开发的产品,我们是国内为数不多的自主开发单位之一。

　　下面是FD原理土壤水分传感器介绍：

　　FDS100水分传感器是基于介电理论并运用频域测量技术自主研制开发的，能够精确测量土壤和其它多孔介质的体积含水量。可与温室环境监测、土壤墒情采集、自动灌溉控制等系统集成，实现水分的长期动态连续监测。也可与SMC系列数据记录仪组成便携式土壤水分测量系统。

　　主要特点：

　　响应速度快，<1秒；

　　重复性好，<1%；

　　环境适应性强，防水防潮；

　　电压/电流输出可选，传输距离远；

　　工作温度范围宽，低温可扩展到-40oC

　　性价比高；

　　技术指标：

　　测量参数 土壤容积含水量vol% (m3/m3)

　　供电电压

　　5～12VDC

　　测量范围

　　0～100％

　　工作电流

　　25mA

　　精 度

　　非饱和范围内为±2％

　　电缆长度

工作室　　标准长度1.5m，可定制

　　重复性

　　±1％

　　电极材料

　　316L不锈钢

　　输出信号

　　0～1.5VDC或4～20mA

　　电极长度

　　6cm

　　测量区域

　　95％的影响在￠5×8cm的圆柱体内

　　密封性

　　IP68防水防潮

　　响应时间

　　<1秒

　　外形尺寸

　　120×45×15mm ^[1]

　　如果用原状土样，测定其不同含水量时的土壤水吸力的相应值，并绘制成曲线，称为土壤水分特征曲线。它能表示土壤水的能量指标与数量指标之间的关系。图3－1为几种不同质地土壤水分特征曲线。从图3－1中可以分析土壤含水量与该含水量时土壤水所受的吸引力。

　　如当土壤水分含量为20％时，沙土与壤土对土壤水分的吸力仅分别为0．2巴与1．2巴，小于作物对水分的吸力（约15巴），在沙土或壤土中，这一含水量的水分，作物是可以吸收利用的水分。但黏土在此种含水量条件下，土壤吸力却高达50巴以上，远远超出作物对水分的吸力，属作物无法吸收利用的无效水分。所以，利用土壤水分特征曲线可以分析土壤水数量与植物利用的关系。

　　土壤水有固态、液态和气态三种形态。固态水只有在土壤冻结时才存在；气态水是存在于土壤孔隙中的水汽，含量很少；液态水是土壤水分的主要形态，与作物生长发育最为密切。液态水按其运动特性又可分为吸湿水、膜状水和毛管水。

　　1．吸湿水被风干土壤所吸附在土粒表面的水汽分子，称为吸湿水。在水汽他和的空气中，土壤吸湿水达最大数量，称为吸湿系数。土壤质地越细，土粒的表面能越大，吸湿系数也越大。

　　吸湿水所受到的分子引力很大，可达1．013×109千帕左右；厚度极小，无溶解能力。只有在105℃以上的高温下才转化为气态水时才会移动，所以对作物生长一般没有多大意义。

　　2．膜状水在土粒吸湿水层的外面仍可再吸附液态的水分子而形成水膜，这种土壤水分称为膜状水。当膜状水达到最大数量时，称为土壤的最大分子持水量。

　　膜状水受表面张力的作用能缓慢地从水膜厚的地方向水膜薄的地方移动，一般移动速度为0．2～0．4毫米/小时。

　　土粒对膜状水的吸力在6．33×105～31．4×105帕之间。而一般作物根毛的吸水力仅相当于15．20×105帕，所以膜状水中吸力大于15．20×105帕的那部分水分，作物是不能吸收利用的，为无效水。可利用的仅是吸力小于15．20×105帕的那一部分，但由于移动非常缓慢，常在可利用的膜状水消耗完以前，作物就因缺水而发生凋萎。当作物发生永久性凋萎时的土壤水分含量，即称为凋萎点或凋萎系数，表3－2给出华北平原几种土壤的凋萎系数及其他水分常数。

　　3．毛管水毛管水是由毛管孔隙中水分弯月面的毛管力所保持的水分。土壤孔隙的毛管作用，因孔隙直径大小而有所不同。当孔隙直径大于8毫米时无毛管现象；直径由8毫米降止0．1毫米时，毛管现象便逐渐表现出来；毛管直径为0．1～0．001毫米范围内时，毛管作用最明显。孔径小于0．001毫米时，则土壤孔限为膜状水所充满，则不起毛管作用。

　　土粒对毛管水的吸力在0．081×105～6．33×105帕之间。毛管水全部可供作物吸收利用，有溶解养分的能力，受毛管力的影响也可以上下左右移动，不断满足作物的需要。所以，毛管水是作物最有效的土壤水分。依其存在状态，毛管水又可分为毛管上升水和毛管悬着水。

　　在接近地下水面的土壤中，地下水措毛管作用可以上升而进入土壤，这种活相关图片毛管上升的水分称为毛管上升水。所以在地下水位高的下湿地区，地面经常湿润，或昼干夜潮。土壤的种类不同，毛管上升水所能上升的高度亦有所差别，在黄土地区一般最高可达200厘米以上。在降雨或灌溉之后借毛管力保持在土壤中的水分，称为毛管悬着水。其特点是下面不与地下水相联系，在一段时间内，同下面的干土层有明显的界限。毛管悬着水达到最大数量时称为田间持水量或田间最大持水量。田间持水量也与土壤质地有关，质地越细，田间持水量越大。

　　4．重力水进入土壤的水分超过土壤所能保持的田间持水量时，那些超出的水分因受重力作用沿较大的孔隙向下渗透。这种受重力作用而下渗的水分即称为重力水。

　　重力水虽然能为作物利用，但很快就会渗到根系范围以外，所以对作物持续供应水分的用处不大。在地下水位较高的地方，重力水最后将转入地下水。在地下水位很低的地区，重力水在不断下渗的过程中将逐渐转化为毛管悬着水或膜状水而被保留在土层的深处。当土壤为重力水所饱和时，即土壤全部孔隙都充满水分时，其土壤含水量称饱和含水量。