六章节土壤水空气和热量状况.ppt
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1、第六章 土壤水、空气和热量状况,主要内容,第一节 土壤水分 第二节 土壤空气和热量 第三节 土壤水分、空气和热量的调节,*土壤水分 (1)掌握土壤水分类型、特点及相应的水分常数; (2)掌握土壤土水势、土水吸力、水分特征曲线概念,利用水吸力和土水势判断水分运动的方向; (3)掌握土壤水分质量、容积、相对含水量和贮水量的计算方法,学习土壤水分的有效性分析;, 教学目标:,第一节 土壤水,所有的水只有进入土壤转化为土壤水,才能被植物吸收利用。土壤水是作物吸水的最主要来源。 土壤水是土壤的最重要组成部分之一。 土壤水是土壤形成发育的催化剂; 土壤水并非纯水、而是稀薄的溶液。土壤水实际上是指在105温
2、度下从土壤中驱逐出来的水。,土壤水的重要性:,一、 土壤水的类型及性质,一、土壤水分类型及其性质 二、土壤水分的数量概念 三、土壤水分的能量状态 四、土壤水分的有效性,吸湿水 膜状水 毛管水 重力水,(形态观点),一、土壤水分类型及性质,依土壤水分所受的力的作用划分类型,吸附水:,土壤颗粒表面的分子引力作用而被吸附在土粒周围的水分,(1)土壤吸湿水,最大吸湿量:干土在近于水汽饱和的大气中吸附水汽, 并在土粒表面凝结成液态水的数量。,定义:干燥土粒从空气(土壤、大气)中吸附的气态水,机制:表面能(表面分子引力: 31 105 Pa),水分常数,1、土壤吸附水, 它所受土粒表面的吸附力很强,故具有
3、固态水的性质,不能流动; 比重很大(约1.5g/cm3),无溶解能力,冰点下降 -7.8; 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。 可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1.52.0倍。,特点,(2)土壤膜状水,定义:土壤颗粒借助吸附力吸附在吸湿水外围的连续液态水膜称为土壤膜状水,机制:表面能(表面分子引力: 6.25-31 105 Pa ),膜状水比吸湿水所受的吸附力小得多,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,如图所示(0
4、.2-0.4mm/h d=1.25) 。,特点,膜状水移动示意图,部分有效 膜状水的内层水,植物根无法吸收利用,为无效水, 而它的外层水,植物可以吸收利用,但数量极为有限。,水分常数, 影响因素:土壤质地、植物种类、气候等 下表给出了不同质地土壤的萎蔫系数参考范围。 ( P 111表7-1), 萎蔫系数是植物可以利用的土壤有效水含量的下限。,凋萎蔫系数,无效孔度 = 凋萎系数容重,2、土壤毛管水,定义:依靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水就称为毛管水,机制:毛管力(0.08- 6.25 105 ),h水柱高度(cm) d孔隙直径(mm),它不受重力支配而流失,所受力比植物根的吸水力小得多, 是植
5、物所需水分的主要给源 毛管水移动性大,能较迅速地运动,一般向消耗点移动,如向根系吸水点和表土蒸发面移动(10-300mm/h ) 它也是土壤养分的溶剂和输送者,特点,是土壤中最宝贵的水, 毛管悬着水(与地下水无关),在地下水较深的情况下,降水或灌溉水等地面水进入土壤,借助毛管力保持在上层土壤毛管孔隙中的水分。它与来自地下水上升的毛管水并不相连,好像悬挂在半空中一样,故称之为毛管悬着水。,毛管悬着水是地势较高处植物吸收水分的主要给源。,类型,土 粒,毛管 悬着 水示 意图, 在形态上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。 当含水量达到田持时,若继续供水,并不能使该土体的持水量再增大,而只能进一步湿润
6、下层土壤。田间持水量是确定灌水量的重要依据。, 影响因素:质地、有机质含量、结构、松紧状况等,水分常数,田间持水量(田持):是指毛管悬着水达到最大数量时的土壤含水量 P111 ,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,蒸发速率明显降低,此时土壤含水量称为毛管水断裂量。 大约相当于该土壤田间持水量的75左右。(生长阻碍含水量), 毛管水断裂量,水分常数,毛管持水量:毛管上升水的最大含量, 毛管上升水(与地下水有关),借助于毛管力由地下水上升进入上层土体的水,毛管水上升高度: 从地下水面到毛管上升水所能到达的绝对高度,水分常数,土 粒,毛管 上升 水示 意图,地下水位,3
7、、重力水,特点:临时存在于土壤大孔隙(通气孔隙)中的水分,与土壤养分的淋失有关;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(多余水),定义:土壤中不被土壤保持而受重力支配向下流动的水,称为重力水,机制:重力(0.08 105 Pa ),水分常数,全持水量或饱和持水量: 土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量,上述各种水分类型,彼此密切交错联结,相互转化,很难严格划分 对于不同质地的土壤上述各种不同形态水的数值是不等的。请认真比较它们的大小,注 意,二、土壤水分的数量概念,土壤含水量,例1 :土壤烘干前湿重为95g,烘干后重79g,求质量含水量。将测定数据代入上式, 即求该土壤质量含
8、水量为: m(95 - 79)/ 79 10020.3, 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v表示:,v = (水容积/土壤总容积) cm3/cm3,v=mb b = d2,(二)容积含水量( v 或 Vw ), 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v表示:,v = (水容积/土壤总容积) cm3/cm3,v=mb b = d2,(二)容积含水量( v 或 Vw ),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,它主要有两种表达方式:
9、,(三)土壤贮水量,例4 如某土层厚度为10cm,容积含水量为25,求水深。 Dw =(1025)2.5(cm)25(mm), 即一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积数 在数量上,它可简单由hw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, 绝对含水量:土壤中所含水分的绝对数量,质量含水量、容积含水量 、土壤贮水量,土壤A 砂土 10%,土壤B 粘土 15%,三、土壤水分的能量状态,1907年美土壤物理学家,白金汉,毛管势 1920年美土壤物理学家,加德纳,土壤水分势 1950年之后长足进步 1979年我国起步,以水分本身的
10、能量变化来研究水分在土壤中 保持、运动以及大气、植物、土壤中水的关系等一系列水分问题,水分能量观点:,土壤水具有自由能: 张力、应力、渗透压、吉氏自由能、土水势、水吸力,土壤水由自由能高状态向自由能降低的状态运动,(一)土水势及其分势,土壤 A 砂土 10%,土壤 B 粘土 15%,水流向何方?,标注土水势的优点,土水势,土壤水在各种力作用下,与同样温度、高度和大气压条件的纯自由水相比,其自由能降低,这个差值即为土水势( )。 优点:可作为判断各种土壤水分能态的统一标准和尺度; 土水势的数值可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,判断它们之间水流的方向、速度和土壤和随
11、有效性; 还可提供一些精确的土壤水分状况测定手段。,负值,当土壤饱和时最大0. 土壤含水量越高,基质势也越高。, 基质势m 基质势是极小单位水量从一个平衡的土一水系统可逆地移到没有基质的,而其他条件都相同的参比状态水池所做的功。,1、基质势(m),2、压力势(p),压力势是极小单位的水量从一个平衡的土一水系统可逆地移到除压力不等于参比压力,而其他条件都相同的参比状态水池时所做的功。 正值。只有当土壤水分饱和时才有压力势在不饱和土壤中压力势为0.饱和土层越深,压力势越高。 p=wghV,压力势主要包括: 气压势 封闭在土壤水分内的空气所产生的势值。 静水压势 土壤中的水分承受水体的压力,土层深处
12、的水分,受到的压力更大,静水压势是压力势的主体。压力势的势值为正值。,负值。土壤溶质浓度越高,溶质势越低。 溶质势只有对半透膜的水分运动起作用。,溶质势又称渗透势,指极小单位水量从一个平衡的土一水系统可逆地移到没有溶质的,而其他条件都相同的参比状态水池时所做的功。,3、溶质势(S),4、重力势(g),重力势(g)是指由重力作用而引起的土水势变化。 任何时后重力势都存在。高于参比面时为正,反之为负,参比面处重力势为0.,总水势:t=m+p+s+g,请注意:在不同的情况下,土壤总水势的各分势组成是不同的。见P106下端。切记。,土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态,简称吸力,但并不
13、是指土壤对水的吸力。T-m ,如何用水吸力和水势判断水分运动的方向?请回答。,绝对正值,(二)土壤水吸力,一般谈及的吸力是指基质吸力,其值与m相等,但符号相反。,四、土壤水势的定量测定,张力计法 土水势的标准单位:帕(Pa) 1Pa=0.0102厘米水柱 1atm=1033厘米水柱=1.0133bar 1bar=0.9896atm=1020厘米水柱,土水势的表示方法,土水势多用帕(Pa)表示,但常用水柱高的对数值表示,称为pF值。pF值即能反应土壤水吸力能量大小,又能表示出各种水分常数以及土壤水吸力与含水量的关系。 kPa与pF值的换算关系见表51。,表51 kPa与pF值的换算关系,pF值=
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