第五章 土壤水

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（三）TDR法    

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图05-05 TDR的测定原理示意图

    TDR法是80年代初发展起来的一种测定方法，它首先发现可用于土壤含水量的测定，继而又发现其可用于土壤含盐量的测定。TDR英文全称是Time-Domain-Reflectometry，简写为TDR，中文译为时域反射仪。TDR法在国外已较普遍使用，在国内也有些研究机构开始引进和开发TDR。
    很久以来，许多研究者试图开发一种测定土壤水含量的电容法，因为人们发现置于土壤中两导体的电容与土壤含水量有很大关系并决定于后者，这是由土壤三相物质的介电常数决定的，一般自由水的介电常数为80.36(20℃)，而土粒的介电数约为5，空气的介电常数为1。但电容法不成功的主要原因在于土壤本身具有一定的导电性，所测定的电容除受土壤含水量的影响外，不取决于土壤的电导（电导受土壤溶液的影响）。80年代初，Topp等人试验成功土壤水的电磁测量方法，而不是电容的直接测定，但基本的依据仍是土壤三相物质的介电性质。
    TDR系统类似一个短波雷达系统，可以直接、快速、方便、可靠地监测土壤水盐状况，与其它测定方法相比，TDR具有较强的独立性，测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关。将TDR技术应用于结冰条件下土壤水分状况的测定，可得到满意的结果，而其它测定方法则是比较困难的。TDR另一个特点是可同时监测土壤水盐含量，在同一地点同时测定，测定结果具有一致性。而二者测定是完全独立的，互不影响。
    图05-03是TDR的测定原理简化示意图：将长度为L的波导棒插入土壤介质中，电磁脉冲信号从波导棒的始端传播到终端，由于波导棒终端处于开路状态，脉冲信号受反射又沿波导棒返回到始端。考察脉冲输入到反射返回的时间以及反射时的脉冲幅度的衰减，即可计算土壤水盐含量。

    依据电磁波理论，电磁脉冲在导电介质中传播时，其传播速度与介质的介电常数ε有关。土壤属低损耗介质，介电常数近似等于实际测得的介电常数，称为土壤表观介电常数（εa）。Topp等80年代初通过大量实验证明，电磁脉冲在土壤中传播时，其介电常数εa与土壤容积含水量θv有很好的相关性，与土壤类型、密度等几乎无关，并提供了如下的经验公式：

θv=-5.3×10-2+2.92×10-2εa-5.5×10-4εa2+4.3×10-6εa3  

    由TDR系统测定电磁脉冲在波导棒中的传播时间t，计算εa，即可求得土壤的含水量。由于θv与εa有很好的相关性，且几乎与土壤质地，温度、含盐量无关，所以可以获得较高的测量精度。用TDR测定土壤含盐量的计算推导在此不讨论。

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三、土壤水分含量的测定

（一）烘干法

1、经典烘干法

    这是目前国际上仍在沿用的标准方法。其测定的简要过程是：先在田间地块选择代表性取样点，按所需深度分层取土样，将土样放入铝盒并立即盖好盖（以防水分蒸发影响测定结果），称重（即湿土加空铝盒重，记为W1），然后打开盖，置于烘箱，在105－110℃条件下，烘至恒重（约需6－8小时），再称重（即干土加盒重，记为W2）。则该土壤质量含水量可以按下式求出，设空铝盒重为W3：

	W1 - W2
θm =	————
	W2 - W3

    一般应取3次以上重复，求取平均值。
    此方法较经典、简便、可靠，但也有许多不足之处：如需取出土壤，比较费力，且定期测定土壤含水量时，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，烘干至恒重需时较长，不能即时得出结果。

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，仍有各自的缺点，也不能避免由于每次取出土样和更换位置等所带来的误差。

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图05-04 中子仪工作原理示意图

（二）中子法

    此法是把一个快速中子源和慢中子探测器置于套管中，埋入土内。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。此法虽较精确，但目前的设备只能测出较深土层中的水，而不能用于土表的薄层土。另外在有机质多的土壤中，因有机质中的氢也有同样作用而影响水分测定的结果。在图05-02中说明了中子仪的原理。

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二、土壤水分含量的表示方法

    土壤水分含量是表征土壤水分状况的一个指标，又称为土壤含水量、土壤含水率、土壤湿度等。土壤含水量有多种表达方式，数学表达式也不同，常用的有以下几种：

（一）质量含水量

    即土壤中水分的质量与干土质量的比值，因在同一地区重力加速度相同，所以又称为重量含水量，无量纲，常用符号θm表示。质量含水量可用小数形式，也可用百分数形式表示，若以百分数形式可由下式表示：

　用数学公式表示为：

    式中，θm为土壤质量含水量（％），W1为湿土质量，W2为干土质量，W1-W2为土壤水质量。
    定义中的干土一词，一般是指在105℃条例下烘干的土壤。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，故一般不以此值作为计算θm的基础。

（二）容积含水量

    即单位土壤总容积中水分所占的容积分数，又称容积湿度、土壤水的容积分数，无量纲，常用符号θv表示。θv也可用小数或百分数形式表达，若以百分数形式可由下式表示：

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    注意θv计算的基础是土壤的总容积。由于水的密度可近似等于1g/cm3，可以推知θv与θm的换算公式：

θv=θm·ρ
      

ρ为土壤容重。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。因多数情况下，容积含水量被广泛使用，这是因为：θv也表示土壤水的深度比，即单位土壤深度内水的深度。在本书中若不特别指出，土壤含水量即指土壤容积含水量，以θv或θ表示。

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（三）相对含水量

    指土壤含水量占田间持水量的百分数。它可以说明土壤毛管悬着水的饱和程度，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：

（四）土壤水贮

    即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、水文学等学科中经常用到这一术语和指标，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的关系如下式 :

Dw=θV·h

    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、土壤蒸发量等直接比较计算。Dw的单位是长度单位，可用cm表示，为与气象资料中常用的mm计算单位一致，Dw更多用mm为单位。
    计算一定厚度土壤的Dw，如1米土体内含水水深（Dw,100），如果土壤是均一含水的土壤，可直接用上式计算,如果土壤含水不均一,则需分层计算,如下式:

式中，n为1米土体划分的含水均一的层次数，θi为第i层土壤容积含水量，h[size=-2]i为第i层土壤厚度（cm），Dw,100为1米土体含水水深（cm）。

2、绝对水体积（容量）

    即一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积，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)相乘即可，但要注意二者单位的一致性。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，绝对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1米土深。
    若都以1米土深计，每公顷含水容量（以V方/公顷表示）与水深之间的换算关系可推知,如下式所示：

V方/公顷=10D w

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二）土壤水的有效性

    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。其中因其吸收难易程度不同又可分为速效水（或易效水）和迟效水（或难效水）。土壤水的有效性实际上是用生物学的观点来划分土壤水的类型。
    通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限，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。低于萎蔫系数的水分，作物无法吸收利用，所以属于无效水。这时的土水势（或土壤水吸力，在下一节介绍）约相当于根的吸水力（平均为1.5MPa）或根水势（平均为－1.5MPa）。
    &一般把田间持水量视为土壤有效水的上限。所以田间持水量与萎蔫系数之间的差值即土壤有效水最大含量。土壤有效水最大含量，因不同土壤和不同作物而异，表05-01给出了土壤质地与有效水最大含量的关系。

表05-01 土壤质地与有效水最大含量的关系

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图 05-03 土壤水分有效性综合示意图

    随土壤质地由砂变粘，田间持水量和萎蔫系数也随之增高，但增高的比例不高。粘土的田间持水量虽高，但萎蔫系数也高，所以其有效水最大含量并不一定比壤土高。因而在相同条件下，壤土的抗旱能力反比粘土为强。
    一般情况下，土壤含水量往往低于田间持水量。所以有效水含量就不是最大值，而只是当时土壤含水量与该土萎蔫系数之差。在有效水范围内，其有效程度也不同。在田间持水量至毛管水断裂量之间，由于含水多，土水势高，土壤水吸力低，水分运动迅速，容易被植物吸收利用，所以称为“速效水”（易效水）。当土壤含水量低于毛管水断裂量，粗毛管中的水分已不连续，土壤水吸力逐渐加大，土水势进一步降低，毛管水移动变慢，呈“根就水”状态，根吸水困难增加，这一部分水属“迟效水”（或“难效水”）。
    可见土壤水是否有效及其有效程度的高低，在很大程度上决定于土壤水吸力和根吸力的对比。一般土壤水吸力>根吸力则为无效水，反之为有效水。但是从SPAC中可以知道、土壤水有效性不仅决定于土壤含水量或土壤水吸力与根吸水力的大小，同时，还取决于由气象因素决定的大气蒸发力以及植物根系的密度、深度和根伸展的速度等。所以通过有关措施，加深耕层，培肥土壤，促进根系发育，也是提高土壤水有效性，增强抗旱能力的重要途径。土壤中各种类型水分的有效性可综合如图05-01所示。

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第五章 土壤水

    土壤水是土壤的最重要组成部分之一。它在土壤形成过程中起着极其重要的作用，因为形成土壤剖面的土层内各种物质同液态土壤水一起运移；同时，土壤水在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程；不仅如此，土壤水是作物吸水的最主要来源，它也是自然界水循环的一个重要环节，处于不断的变化和运动中，势必影响到作物的生长和土壤中许多化学、物理和生物学过程。
    土壤水并非纯水、而是稀薄的溶液，不仅溶有各种溶质，而且还有胶体颗粒悬浮或分散于其中。在盐碱土中，土壤水所含盐分的浓度相当高。我们通常所说的土壤水实际上是指在105℃温度下从土壤中驱逐出来的水。

第一节 土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定

一、土壤水的类型划分及有效性

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毛管作用示意动画

    关于土壤水的类型划分，与土壤水的研究方法有关。土壤学科中研究土壤水的研究方法主要有两种，即能量法和数量法。能量法主要从土壤水受各种力作用后自由能的变化，去研究土壤水的能态和运动、变化规律。数量法是按照土壤水受不同力的作用而研究水分的形态、数量、变化和有效性。
    它根据土壤水分所受的力作用把土壤水分类型分为如下几类：一是吸附水，或称束缚水，受土壤吸附力作用保持，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，容易进一步向土壤剖面深层运动。上述各种水分类型，彼此密切交错联结，很难严格划分。

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图05-01 毛管悬着水

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图05-02 毛管上升水

    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。在地下水较深的情况下，降水或灌溉水等地面水进入土壤，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（如图05-01）。毛管悬着水是山区、丘陵、岗坡地，以及四平地上地势较高处植物吸收水分的主要给源。
    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。当一定深度的土体水分储量达到田间持水量时，若继续供水，就不能使该土体的持水量再增大，而只能进一步湿润下层土壤。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。
    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。借助于毛管力由地下水上升进入土壤中的水称为毛管上升水，从地下水面到毛管上升水所能到达的相对高度叫毛管水上升高度（如图05-02）。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。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。
    毛管水上升高度特别是强烈上升高度，对农业生产有重要意义，如果它能达到根系活动层，对作物源源不断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，也极易引起土壤的次生盐渍化，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，即这时由地下水面至地表的垂直距离。

zhonggw

很好，学习了，