第六章-土壤水分2課件

三、土壤水的能態(tài)前面介紹的土壤水分形態(tài)分類，是歷史上的傳統(tǒng)分類，至今國(guó)際上仍在沿用。隨著科學(xué)的發(fā)展，特別是近20多年來(lái)，人們?cè)谘芯凯h(huán)境生態(tài)學(xué)中發(fā)現(xiàn)，上述分類法在解決“土壤—植物—大氣”（SPAC）統(tǒng)一體系內(nèi)的水分運(yùn)動(dòng)狀況，存在著某些不足。soil—plant—atmospherecontinuum為了正確反映“土壤—植物—大氣”體系中的水分變化，人們開(kāi)始運(yùn)用“能量”觀點(diǎn)來(lái)研究土壤水分。因?yàn)橥寥浪妥匀唤缰衅渌矬w一樣，含有不同數(shù)量和形式的能：動(dòng)能和勢(shì)能。能自發(fā)地從能量較高的地方向能量較低的地方移動(dòng)。由于水在土壤中的運(yùn)動(dòng)很慢，所以它的動(dòng)能一般可以忽略不計(jì)，而勢(shì)能（由位置和內(nèi)部條件造成）起著支配作用。（一）土水勢(shì)及其分勢(shì)（1）概念：土壤中水分的保持和運(yùn)動(dòng)，它被植物根系吸收、轉(zhuǎn)移以及在大氣中散發(fā)都是與能量有關(guān)的現(xiàn)象。同一土壤，濕度愈大，土壤水能量水平愈高，土壤水勢(shì)也愈高。土壤水便由濕度大處流向濕度小處。不同土壤，則不能只看土壤含水量的多少，更重要的是要看它們土水勢(shì)的高低，才能確定土壤水的流向。例如：在含水量為15%的粘土其土水勢(shì)一般低于含水量只有10%的砂土。如果這兩種土壤相互接觸時(shí)，水流將由砂土流向粘土。在土水勢(shì)的研究和計(jì)算中，一般要選取一定的參考標(biāo)準(zhǔn)。土壤水在各種力（如吸附力、毛管力、重力和靜水壓力等）的作用下，與同樣溫度、高度和大氣壓等條件的純自由水相比（即以自由水作為參比標(biāo)準(zhǔn)，假定其勢(shì)值為零），其自由能必然不同，這個(gè)自由能的差用勢(shì)能來(lái)表示，稱為土水勢(shì)。常用（Ψ）來(lái)表示。所以，土水勢(shì)是以純自由水作參比標(biāo)準(zhǔn)的差值，是一個(gè)相對(duì)值。由于引起土水勢(shì)變化的原因或動(dòng)力不同，所以土水勢(shì)包括若干分勢(shì)，即基質(zhì)勢(shì)（Ψm）、壓力勢(shì)（Ψp）、溶質(zhì)勢(shì)（Ψs）、重力勢(shì)（Ψg）等。（2）土水勢(shì)分勢(shì)①基質(zhì)勢(shì)（matrixpotential，Ψm）：基質(zhì)勢(shì)是由土壤顆粒（基質(zhì)）的吸附力和毛管力所引起的水勢(shì)變化。在土壤水不飽和的狀態(tài)下，水分受吸附力和毛管力的吸持，自由能水平降低，其水勢(shì)必然低于參比標(biāo)準(zhǔn)（純自由水）下的水勢(shì)。由于參比標(biāo)準(zhǔn)的水勢(shì)為零，所以基質(zhì)勢(shì)總是負(fù)值。顯然，同一土壤在不同含水量情況下，基質(zhì)勢(shì)是不相等的，土壤愈干吸力愈強(qiáng)，基質(zhì)勢(shì)愈小，其絕對(duì)值愈大。即基質(zhì)勢(shì)-20×105pa低于基質(zhì)勢(shì)-105pa。土壤水愈是接近飽和，基質(zhì)勢(shì)就愈高，絕對(duì)值也愈小，直至土壤水完全飽和，基質(zhì)勢(shì)與參比標(biāo)準(zhǔn)一致，基質(zhì)勢(shì)就等于零了。②溶質(zhì)勢(shì)（Solutepotential），Ψs）溶質(zhì)勢(shì)是由土壤水中的溶質(zhì)所引起的水勢(shì)變化。在鹽化土壤中，由于含有大量的可溶鹽類，鹽類溶解成離子，離子水化使水分子被定向吸引排列在離子周圍，失去自由活動(dòng)能力，與參比標(biāo)準(zhǔn)的純水（溶質(zhì)勢(shì)為零）相比，自由能降低，所以溶質(zhì)勢(shì)為負(fù)值。土壤水中溶解的溶質(zhì)愈多，溶質(zhì)勢(shì)愈低。在飽和及不飽和情況下，土壤水都有溶質(zhì)勢(shì)存在，但其中的溶質(zhì)極易隨水運(yùn)動(dòng)而呈均勻狀態(tài)分布，所以溶質(zhì)勢(shì)對(duì)土壤水運(yùn)動(dòng)影響不大。然而在土壤水對(duì)植物的關(guān)系上，因?yàn)橹参锔鶎侔胪感阅ぃ苜|(zhì)勢(shì)便起作用了。如在鹽土中，土壤水中溶有較多的鹽分，溶質(zhì)勢(shì)低，植物吸水困難。

滲透作用和滲透壓示意圖鹽土中的鹽濃度，可以導(dǎo)致含鹽土層從其臨近的土層中聚積水分。這個(gè)勢(shì)相當(dāng)于從土壤溶液中，透過(guò)半透膜抽吸單位數(shù)量的水所做的功。③壓力勢(shì)（pressurepotential，ψp）土壤水在飽和狀態(tài)下呈連續(xù)水體，除承受大氣壓外，還要承受其上部水柱的靜水壓力。以大氣壓作參比標(biāo)準(zhǔn)（壓力勢(shì)為零），其水勢(shì)與此之差，即為壓力勢(shì)。由于壓力勢(shì)大于參比標(biāo)準(zhǔn)，故為正值。不飽和土壤中，土壤水的壓力勢(shì)一般與參比標(biāo)準(zhǔn)相同，等于零。在飽和的土壤中，孔隙都充滿水，并連續(xù)成水柱。這時(shí)，在土表的土壤水由于與大氣接觸，僅承受大氣壓，所以壓力勢(shì)為零。但在飽和土壤愈深層的土壤水，所受的壓力愈高，正值愈大。④重力勢(shì)（gravitationpotential，Ψg）土壤水分因所處的位置不同，由地心引力所獲得的勢(shì)能也不相等，由此產(chǎn)生的水勢(shì)稱為重力勢(shì)。重力勢(shì)通常用地下水位為參比標(biāo)準(zhǔn)。當(dāng)水分在參比標(biāo)準(zhǔn)以上時(shí)，重力勢(shì)為正值，愈高正值愈大；當(dāng)水分在參比標(biāo)準(zhǔn)以下時(shí)，重力勢(shì)為負(fù)值，愈低負(fù)值愈大。由于參比標(biāo)準(zhǔn)是地下水位，在生產(chǎn)實(shí)踐中高于參比面的水分意義較為重要，所以重力勢(shì)常用正值。⑤總水勢(shì)（ψt）土壤總水勢(shì)等于上述各分勢(shì)之和，它代表土壤水分總的能量水平。用數(shù)學(xué)式表示，即：ψt=ψm+ψp+ψs+ψg從上可見(jiàn)，土水勢(shì)的值并不是絕對(duì)的勢(shì)值，而是與上述參比標(biāo)準(zhǔn)的差值。運(yùn)用上述關(guān)系時(shí)，必須注意各分勢(shì)的正負(fù)符號(hào)，亦即要注意在既定情況下，各分勢(shì)是正值還是負(fù)值，也就是在計(jì)算時(shí)是相加或是相減?？傊?，不飽和土壤水分運(yùn)動(dòng)主要是基質(zhì)勢(shì)和滲透勢(shì)起作用；在水分飽和的土壤中，主要是重力勢(shì)和壓力勢(shì)起作用，而鹽土的水分運(yùn)動(dòng)又受到溶質(zhì)勢(shì)的影響。（二）土水勢(shì)的定量表示土水勢(shì)的定量表示是以單位數(shù)量土壤水的勢(shì)能值為準(zhǔn)（最常用的是單位容積和單位重量）。單位容積土壤水的勢(shì)能值用壓力，單位用帕(Pa)，也可用千帕(kPa)和兆帕(MPa)表示；單位重量土壤水的勢(shì)能值用相當(dāng)于一定壓力的水柱的高度表示。帕(Pa)與習(xí)慣上曾用的大氣壓(atm)、巴(bar)和毫米水柱(mmH2O)之間的換算關(guān)系是：1Pa＝0.0102cm水柱1mm水柱＝9.8064Pa(0℃時(shí))1atm＝1033cm水柱＝1.0133bar1bar＝0.9896atm＝1020cm水柱1Pa＝10-5巴=10-2毫巴（三）土水勢(shì)的測(cè)定方法有多種方法，如：張力計(jì)法、壓力膜法、冰點(diǎn)下降法、水氣壓法等。它們的適宜范圍不同。最常測(cè)定的是基質(zhì)勢(shì)，儀器為張力計(jì)。在田間、盆栽和室內(nèi)均可使用。張力計(jì)只能測(cè)定土壤的基質(zhì)勢(shì)。測(cè)定范圍在8×104—8.5×104Pa以下。田間植物可吸收的水分大部分在張力計(jì)可測(cè)定范圍之內(nèi)。陶土管壓力表集氣管方法原理：一個(gè)完全充滿水，密封的張力計(jì)插入土壤后，儀器的感應(yīng)部件陶土管能讓水及溶質(zhì)透過(guò)但不能讓土粒及空氣透過(guò)，由于水分不飽和的土壤具有吸力，陶土管周圍的土壤便將儀器中的水經(jīng)陶土管壁吸出，使儀器系統(tǒng)內(nèi)產(chǎn)生一定真空度，這一真空度由負(fù)壓指示出來(lái)。當(dāng)土壤吸力與儀器中的負(fù)壓力平衡時(shí)，儀器不再有水流出，負(fù)壓表所指示的負(fù)壓力，即為土壤吸力。陶土管壓力表集氣管（四）土壤水吸力1、概念：土壤水承受一定吸力的情況下所處的能態(tài)，簡(jiǎn)稱吸力。在概念上并不是土壤對(duì)水的吸力。但在實(shí)際應(yīng)用中仍用土壤對(duì)水的吸力來(lái)表示。例如，測(cè)得某時(shí)間土壤水吸力為1巴，就是說(shuō)，此時(shí)對(duì)土壤施加大于1巴的吸力，水就會(huì)從土壤中流出。而施加小于1巴的吸力，水就會(huì)被土壤吸進(jìn)。表明這時(shí)的土壤水就處于1巴吸力的能態(tài)。土壤水吸力就是1巴。2、土壤吸力和土水勢(shì)的區(qū)別（1）土壤吸力只包括基質(zhì)吸力和溶質(zhì)吸力，相當(dāng)于基質(zhì)勢(shì)和溶質(zhì)勢(shì)，而不包括其它分勢(shì)。但它通常是指基質(zhì)吸力。對(duì)水分飽和土壤一般不用，也不需要用，因?yàn)榇藭r(shí)的基質(zhì)吸力為零。（2）對(duì)基質(zhì)勢(shì)、溶質(zhì)勢(shì)而言，土水勢(shì)的數(shù)值與土壤吸力的數(shù)值相同，而符號(hào)相反。如土水勢(shì)為－1000mbar，土壤吸力則為1000mbar。（3）土壤水是從土水勢(shì)高處流向低處，而土壤水則是從土壤水吸力低處流向高處。（4）土壤含水量高，則土壤水的吸力小，基質(zhì)勢(shì)大。土壤含水量低，則土壤水的吸力大，基質(zhì)勢(shì)小。（5）它是反映土壤對(duì)植物供水能力的一種能量指標(biāo)。（6）土壤的水吸力越大，土壤水所受的吸力也越大，對(duì)植物的有效性就越小，當(dāng)土壤對(duì)水的吸力超過(guò)了植物根系對(duì)土壤水的吸力時(shí)，土壤水分就處于無(wú)效狀態(tài)。（7）土壤水分含量高，土壤水的吸力越低，土壤水本身的勢(shì)能就高，土壤水的可移動(dòng)性和對(duì)植物的有效性就強(qiáng)。（8）隨著土壤含水量的減少其水吸力增大，基質(zhì)勢(shì)降低，植物根系吸水難度增大，水分有效性降低。（五）土壤水分特征曲線（soilmoisturecharacteristiccurves）1、概念：描述土壤水分特征——土壤水分特征曲線。它是土壤水吸力與土壤含水量的關(guān)系曲線，反映了土壤水的能量和數(shù)量之間的關(guān)系及土壤水分基本物理特性。土壤水分含量和土壤水吸力是一個(gè)連續(xù)函數(shù)，土壤水分特征曲線就是以土壤含水量為橫坐標(biāo)，以土壤水吸力為縱坐標(biāo)繪制的相關(guān)曲線。土壤水分的基質(zhì)勢(shì)與含水率的關(guān)系，目前尚不能根據(jù)土壤的基本性質(zhì)從理論上分析得出，通常是用原狀土樣測(cè)定其在不同水吸力（或基質(zhì)勢(shì)）下的相應(yīng)含水率后繪制出來(lái)的，如圖所示。θs當(dāng)土壤中的水分處于飽和狀態(tài)時(shí)，含水率為飽和含水率θs，而吸力S為零。若對(duì)土壤施加微小的吸力，土壤中尚無(wú)水排出，則含水率維持飽和值。當(dāng)吸力增加至某一臨界值Sa后，由于土壤中最大孔隙不能抗拒所施加的吸力而繼續(xù)保持水分，于是土壤開(kāi)始排水，相應(yīng)的含水率開(kāi)始減少。飽和土壤開(kāi)始排水意味著空氣隨之進(jìn)入土壤中，故稱該臨界值Sa為進(jìn)氣吸力，或稱為進(jìn)氣值。θs一般地說(shuō)，粗質(zhì)地砂性土壤或結(jié)構(gòu)良好的土壤進(jìn)氣值是比較小的，而細(xì)質(zhì)地的粘性土壤的進(jìn)氣值相對(duì)較大。由于粗質(zhì)地砂性土壤具有大小不同的孔隙，故進(jìn)氣值的出現(xiàn)往往較細(xì)質(zhì)土壤明顯。當(dāng)吸力進(jìn)一步提高，次大的孔隙接著排水，土壤含水率隨之進(jìn)一步減少，因此，隨著吸力不斷增加，土壤中的孔隙由大到小依次不斷排水，含水率越來(lái)越小，當(dāng)吸力很高時(shí)，僅在十分狹小的孔隙中才能保持著極為有限的水分。θs2、土壤水分特征曲線的影響因素（1）土壤質(zhì)地不同質(zhì)地的土壤，其水分特征曲線各不相同，差別很明顯。一般說(shuō)，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力條件下土壤的含水率愈大，或同一含水率下其吸力值愈高。這是因?yàn)橥寥乐姓沉：吭龆鄷?huì)使土壤中的細(xì)小孔隙發(fā)育的緣故。只繪出脫濕過(guò)程幾種不同質(zhì)地土壤的水分特征曲線含水量相同時(shí)，不同質(zhì)地土壤水吸力大小順序?yàn)椋赫惩?gt;壤土>砂土土壤水吸力相同時(shí)，不同質(zhì)地土壤含水量大小順序?yàn)椋赫惩?gt;壤土>砂土粘質(zhì)土壤孔徑分布較為均勻，故隨著吸力的提高含水率緩慢減少。對(duì)于砂質(zhì)土壤來(lái)說(shuō)，絕大部分孔隙都比較大，當(dāng)吸力達(dá)到一定值后，這些大孔隙中的水首先排空，土壤中僅有少量的水存留，故水分特征曲線呈現(xiàn)出一定吸力以下緩平，而較大吸力時(shí)陡直的特點(diǎn)。（2）土壤結(jié)構(gòu)和緊實(shí)度水分特征曲線還受土壤結(jié)構(gòu)的影響，在低吸力范圍內(nèi)尤為明顯。如圖。（3）溫度溫度對(duì)土壤水分曲線亦有影響。溫度升高時(shí)，水的粘滯性和表面張力下降，基質(zhì)勢(shì)相應(yīng)增大，或說(shuō)土壤水吸力減少。在低含水率時(shí)，這種影響表現(xiàn)得更加明顯。（4）水分滯后現(xiàn)象土壤水分特征曲線還和土壤中水分變化的過(guò)程有關(guān)。對(duì)于同一土壤，即使在恒溫條件下，由土壤脫濕（由濕變干）過(guò)程和土壤吸濕（由干變濕）過(guò)程測(cè)得的水分特征曲線也是不同的。這種現(xiàn)象稱為滯后現(xiàn)象。滯后現(xiàn)象在砂土中比粘土中明顯，這是因?yàn)樵谝欢ㄎο拢巴劣蓾褡兏桑摑襁^(guò)程）時(shí)，要比由干變濕（吸濕過(guò)程）時(shí)含有更多的水分。土壤水分特征曲線的滯后現(xiàn)象產(chǎn)生滯后現(xiàn)象的原因可能是土壤顆粒的脹縮性以及土壤孔隙的分布特點(diǎn)（如封閉孔隙、大小孔隙的分布等）有關(guān)。如土壤孔隙由大小孔隙連接而成，這種孔隙狀況，在變干或變濕時(shí)其充水情況不一致，而使土壤含水量不同；土壤吸水由干變濕過(guò)程中，大孔隙中的空氣常形成氣泡而被封閉在孔內(nèi)，占據(jù)一定容積，也使一定吸力下的土壤含水量有所不同。2、土壤水分特征曲線的應(yīng)用土壤水分特征曲線表示了土壤的一個(gè)基本特征，有重要的實(shí)用價(jià)值。首先，可利用它進(jìn)行土壤水吸力S和含水率θ之間的換算。另外，土壤水分特征曲線可以間接地反映出土壤孔隙大小的分布。第三，水分特征曲線可用來(lái)分析不同質(zhì)地土壤的持水性和土壤水分的有效性。第四，應(yīng)用數(shù)學(xué)物理方法對(duì)土壤中的水運(yùn)動(dòng)進(jìn)行定量分析時(shí)，水分特征曲線是必不可少的重要參數(shù)。四、土壤水的運(yùn)動(dòng)在土壤中存在3種類型的水分運(yùn)動(dòng)——飽和水流、非飽和水流和水汽移動(dòng)，前兩者指土壤中的液態(tài)水流動(dòng)，后者指土壤中氣態(tài)水的運(yùn)動(dòng)。土壤液態(tài)水的流動(dòng)是由于從一個(gè)土層到另一個(gè)土層中土壤水勢(shì)的梯度而發(fā)生的。流動(dòng)方向是從較高的水勢(shì)到較低的水勢(shì)。土壤液態(tài)水的運(yùn)動(dòng)有兩種情況：一種是飽和土壤中的水流，簡(jiǎn)稱飽和流，即土壤孔隙全部充滿水時(shí)的水流，這主要是重力水的運(yùn)動(dòng)；另一種是非飽和土壤中的水流，簡(jiǎn)稱非飽和流或不飽和流，即土壤中只有部分孔隙中有水時(shí)的水流，這主要是毛管水和膜狀水的運(yùn)動(dòng)。（一）土壤中液態(tài)水的運(yùn)動(dòng)一般認(rèn)為土壤水運(yùn)動(dòng)符合達(dá)西定律。達(dá)西定律是指在水壓梯度方向上，單位時(shí)間內(nèi)通過(guò)單位面積土壤的水量，土壤水通量與土水勢(shì)梯度成正比。達(dá)西定律可用公式表示為：式中：q—表示土壤水流通量；ΔH—為兩點(diǎn)間的水勢(shì)能差或壓力差；L—為水流路徑的直線長(zhǎng)度；ΔH/L為水壓梯度或水勢(shì)梯度（單位距離水勢(shì)差）；Ks—是單位水壓梯度下的水通量，稱為導(dǎo)水率，“-”—表示水流方向與壓力勢(shì)梯度方向相反。1、土壤水的飽和流動(dòng)土壤中水已成為連續(xù)整體的運(yùn)動(dòng)，此種水運(yùn)動(dòng)特點(diǎn)：水的流動(dòng)主要是由重力勢(shì)和壓力勢(shì)推動(dòng)，基質(zhì)勢(shì)為零。水的流速?zèng)Q定于粗孔的孔徑與數(shù)量，孔徑愈大，粗孔數(shù)量愈多，飽和導(dǎo)水率就愈高，水愈容易通過(guò)。飽和流的導(dǎo)水率Ks為常數(shù)，且砂土＞壤土＞粘土。土壤飽和導(dǎo)水率反映了土壤的飽和滲透性能，任何影響土壤孔隙大小和形狀的因素都會(huì)影響飽和導(dǎo)水率。土壤質(zhì)地和結(jié)構(gòu)與導(dǎo)水率有直接關(guān)系，砂質(zhì)土壤通常比細(xì)質(zhì)土壤具有更高的飽和導(dǎo)水率，同樣，具有穩(wěn)定團(tuán)粒結(jié)構(gòu)的土壤，比具有不穩(wěn)定團(tuán)粒結(jié)構(gòu)的土壤，傳導(dǎo)水分要快得多，后者在潮濕時(shí)結(jié)構(gòu)就被破壞了，細(xì)的粘粒和粉砂粒能夠阻塞較大孔隙的連接通道。天氣干燥時(shí)龜裂的細(xì)質(zhì)土壤起初能讓水分迅速移動(dòng)，但過(guò)后，因這些裂縫膨脹而閉塞起來(lái)，因而把水的移動(dòng)減少到最低限度。土壤水的飽和流動(dòng)受有機(jī)質(zhì)含量和無(wú)機(jī)膠體的性質(zhì)的影響。有機(jī)質(zhì)有助于維持大孔隙的比例。而有些類型的粘粒特別有助于小孔隙的增加，這就會(huì)降低土壤導(dǎo)水率。如含蒙脫石多的土壤比含1：1型粘粒多的土壤具有低的導(dǎo)水率。在生產(chǎn)中要求土壤保持適當(dāng)?shù)娘柡蛯?dǎo)水率。若Ks值過(guò)小，造成透水通氣差，還原有害物質(zhì)易在土壤中積累，易造成地表徑流。若Ks值過(guò)大則造成漏水漏肥現(xiàn)象。飽和流動(dòng)又分三種情況：(1)垂直向下的飽和流動(dòng)，如大量持續(xù)降水和稻田淹灌時(shí)；(2)水平方向的飽和流動(dòng)，平原水庫(kù)庫(kù)底周圍；(3)垂直向上的飽和流動(dòng)，如地下泉水涌出。當(dāng)然以上各種飽和流方向也不一定完全是單向的，大多數(shù)是多向的復(fù)合流。2、土壤水的不飽和流動(dòng)指土壤中的孔隙在未被水全部充滿時(shí)（不超過(guò)田間持水量時(shí)），土壤水在土壤中的運(yùn)動(dòng)。運(yùn)動(dòng)特點(diǎn)：推動(dòng)力主要是基質(zhì)勢(shì)梯度，也有重力的作用。水的流速很慢，非飽和導(dǎo)水率低于飽和導(dǎo)水率，非飽和導(dǎo)水率Ks是一個(gè)變化量，它隨土壤水吸力和含水量的變化而變化，是土壤水吸力或土水勢(shì)的函數(shù)。不同質(zhì)地的土壤水吸力和導(dǎo)水率之間的關(guān)系

從圖中可以看出，在土壤水吸力為零或接近于零時(shí)，也就是飽和水流出現(xiàn)時(shí)的張力，其導(dǎo)水率很高。在低吸力水平時(shí)，砂質(zhì)土中的導(dǎo)水率要比粘土中的導(dǎo)水率高些；在高吸力水平時(shí)，則與此相反。非飽和導(dǎo)水率Ks受含水量的影響。含水量高，水勢(shì)高則Ks值大，含水量低，水勢(shì)低則Ks值小。同時(shí)Ks值受土壤中水分存在狀態(tài)的影響。若水分是連續(xù)的，則隨著土壤含水量減少，Ks值逐漸降低；若水分是不連續(xù)的，則Ks值隨著含水量降低后急劇下降。因此，在土壤處于干燥的情況下，是難于接受驟然而大量灌水的。因?yàn)楦赏粒ê康停?dǎo)水率弱，傳輸緩慢，只有當(dāng)土壤逐漸浸潤(rùn)之后，才能恢復(fù)其較高的傳導(dǎo)率，保證水分的下滲。否則，迅猛灌溉干土，僅能使表土水勢(shì)上升至零而喪失繼續(xù)接受水分的能力，而下層土壤又來(lái)不及接受水分的情況下，只能讓灌溉水在使薄層表土飽和后即以徑流而損失。這就是久旱后的暴雨不但不能有力地緩解土壤旱情，反而容易遭受土壤沖刷的根本原因。（二）土壤中的水汽運(yùn)動(dòng)土壤中保持的液態(tài)水可以汽化為氣態(tài)水，氣態(tài)水也可以凝結(jié)為液態(tài)水。在一定條件下，兩者處于互相平衡之中。土壤氣態(tài)水的運(yùn)動(dòng)表現(xiàn)為水汽擴(kuò)散和水汽凝結(jié)兩種現(xiàn)象。水汽擴(kuò)散運(yùn)動(dòng)的推動(dòng)力是水汽壓梯度，這是由土壤水勢(shì)梯度或土壤水吸力梯度和溫度梯度所引起的。其中溫度梯度的作用遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于土壤水吸力梯度，溫度梯度是水汽運(yùn)動(dòng)的主要推動(dòng)力。所以水汽運(yùn)動(dòng)總是由水汽壓高處向水汽壓低處，由溫度高處向溫度低處擴(kuò)散。土壤水不斷以水汽的形態(tài)由表土向大氣擴(kuò)散而逸失的現(xiàn)象稱為土面蒸發(fā)。也稱跑墑。土面蒸發(fā)的三個(gè)階段：（1）大氣蒸發(fā)力控制階段(蒸發(fā)率不變階段)

下雨或灌溉停止蒸發(fā)開(kāi)始階段，蒸發(fā)速度快，接近于水面蒸發(fā)，水分減少至田間持水量為止，失去水為重力水。（這時(shí)由于土壤水較多，向土面的導(dǎo)水率高，足以補(bǔ)償土面蒸發(fā)消散的水量，所以蒸發(fā)率不變。一般這個(gè)階段可持續(xù)幾天，丟失的水量也大。雨后或灌水后及時(shí)中耕或地面覆蓋，是減少土壤損失的重要措施。

）（2）土壤導(dǎo)水率控制階段(蒸發(fā)率降低階段)

田間持水量以下蒸發(fā)到毛管斷裂含水量，地面水分蒸發(fā)只能靠毛管作用從下層土壤傳導(dǎo)水分到土面而蒸發(fā)，蒸發(fā)速度不斷減小。（土壤蒸發(fā)強(qiáng)度取決于土壤的導(dǎo)水性質(zhì)，即導(dǎo)水率的大小。這個(gè)階段維持的時(shí)間不久。當(dāng)土面的水氣壓與大氣的水氣壓達(dá)到平衡時(shí)，土面就成為風(fēng)干狀態(tài)的干土層。除地面覆蓋外，中耕結(jié)合鎮(zhèn)壓，具有良好的保墑效果。

）（3）擴(kuò)散控制階段當(dāng)土壤含水量減少到毛管水?dāng)嗔押繒r(shí)，土面蒸發(fā)得不到毛管水上升的補(bǔ)充，地表開(kāi)始形成干土層，水分只能靠干土層下面濕潤(rùn)的土層產(chǎn)生水汽，再通過(guò)大孔隙擴(kuò)散到大氣中，蒸發(fā)速度顯著減小。（土面形成干土層后，土壤水向干土層的導(dǎo)水率降至近于零時(shí)，液態(tài)水已不能運(yùn)行至地表，在干土層下稍濕潤(rùn)土層的水分氣化，形成水氣分子通過(guò)干土層孔隙擴(kuò)散到大氣中去。只要土表有1-2mm的干土層，就能顯著地降低蒸發(fā)率。在這一階段，防止蒸發(fā)是通過(guò)鎮(zhèn)壓，抑制水氣向大氣中擴(kuò)散。

）從上所述，保墑重點(diǎn)應(yīng)放在第一階段末和第二階段初。土壤中的水汽總是由溫度高、水汽壓高處向溫度低、水汽壓低處運(yùn)動(dòng)，當(dāng)水汽由暖處向冷處擴(kuò)散遇冷時(shí)便可凝結(jié)成液態(tài)水，這就是水汽凝結(jié)。水汽凝結(jié)有兩種現(xiàn)象值得注意，一是“夜潮”現(xiàn)象，二是“凍后聚墑”現(xiàn)象?！耙钩薄爆F(xiàn)象多出現(xiàn)于地下水埋深較淺的“夜潮地”。白天土壤表層被曬干，夜間降溫，底土土溫高于表土，所以水汽由底土向表土移動(dòng)，遇冷便凝結(jié)，使白天曬干的表土又恢復(fù)潮濕。這對(duì)作物需水有一定補(bǔ)給作用。“凍后聚墑”現(xiàn)象，是我國(guó)北方冬季土壤凍結(jié)后的聚水作用。由于冬季表土凍結(jié)，水汽壓降低，而凍層以下土層的水汽壓較高，于是下層水汽不斷向凍層集聚、凍結(jié)，使凍層不斷加厚，其含水量有所增加，這就是“凍后聚墑”現(xiàn)象。雖然它對(duì)土壤上層增水作用有限（2%-4%左右），但對(duì)緩解土壤旱情有一定意義?！皟龊缶蹓劇钡亩嗌?，主要取決于該土壤的含水量和凍結(jié)的強(qiáng)度。含水量高凍結(jié)強(qiáng)度大，“凍后聚墑”就比較明顯。（三）入滲、土壤水的再分布水進(jìn)入土壤包括兩個(gè)過(guò)程：入滲（也稱滲吸、滲透）和再分布。入滲是指地面供水期間，水進(jìn)入土壤的運(yùn)動(dòng)和分布過(guò)程；再分布是指地面水層消失后，已進(jìn)入土內(nèi)的水分的進(jìn)一步運(yùn)動(dòng)和分布的過(guò)程。1、入滲入滲過(guò)程一般是指水自土表垂直向下進(jìn)入土壤的過(guò)程，但也不排斥如溝灌中水分沿側(cè)向甚至向上進(jìn)入土壤的過(guò)程。在地面平整，上下層質(zhì)地均一的土壤上，水進(jìn)入土壤的情況是由兩方面因素決定的，一是供水速率，一是土壤的入滲能力。在供水速率小于入滲能力時(shí)（如低強(qiáng)度的噴灌、滴灌或降雨時(shí)），土壤對(duì)水的入滲主要是由供水速率決定的。當(dāng)供水速率超過(guò)入滲能力（大水漫灌、大暴雨）時(shí)，則水的入滲主要取決于土壤的入滲能力了。土壤的入滲能力是由土壤的干濕程度和孔隙狀況（受質(zhì)地、結(jié)構(gòu)、松緊等影響）決定的。如干燥的土壤、質(zhì)地粗的土壤以及有良好結(jié)構(gòu)的土壤，入滲能力就強(qiáng)；相反，土壤愈濕、質(zhì)地愈細(xì)和愈緊實(shí)的土壤，入滲能力就弱。但是，不管入滲能力是強(qiáng)還是弱，入滲速率都會(huì)隨入滲時(shí)間的延長(zhǎng)而減慢，最后達(dá)到一個(gè)比較穩(wěn)定的數(shù)值。如圖。這種現(xiàn)象，在壤質(zhì)和粘質(zhì)土壤上都很明顯。土壤入滲能力的強(qiáng)弱，通常用入滲速率來(lái)表示，單位是毫米/秒、厘米/分、厘米/時(shí)或厘米/日等。在土壤學(xué)上常用的3個(gè)指標(biāo)是最初入滲速率、最后入滲速率、入滲開(kāi)始后1h的入滲速率。對(duì)于某一特定的土壤，一般只有最后入滲速率是一比較穩(wěn)定的參數(shù)，故常用其表達(dá)土壤滲水強(qiáng)弱，又稱之為透水率（或滲透系數(shù)）。幾種不同質(zhì)地土壤的最后穩(wěn)定入滲速率（mm/h）土壤砂砂質(zhì)和粉質(zhì)土壤壤土粘質(zhì)土壤堿化粘質(zhì)土壤最后入滲速率＞2010-205-101-5＜1入滲后，水在均一質(zhì)地的土壤剖面上的分布情況如圖所示。從圖中可以看出，入滲結(jié)束時(shí)表土可能有一個(gè)不太厚的飽和層（有時(shí)沒(méi)有）；在這一層下有一個(gè)近于飽和的延伸層或過(guò)渡層；延伸層下是濕潤(rùn)層，此層含水量迅速降低，厚度不大；在濕潤(rùn)層的下緣，就是濕潤(rùn)峰。2、土壤水的再分布在地面水層消失后，入滲過(guò)程終止。土壤入滲水在重力、吸力梯度和溫度梯度的作用下繼續(xù)運(yùn)動(dòng)。這個(gè)過(guò)程，在土壤剖面深厚，沒(méi)有地下水出現(xiàn)的情況下，稱為土壤水的再分布。土壤