2.2 土壤物理性質及土壤水分常數

2.2.1 土壤粒徑與土壤分類

自然界的任何土壤，都是由許多大小不同的土粒，以不同比例組合而成的。這種不同粒級組合的相對比例，稱為土壤機械組成。土壤質地則是根據不同機械組成所產生的特性而劃分的土類。在生產實踐中，土壤質地常常是作為認土、用土和改土的重要依據。

盡管土壤中可能含有一些直徑非常大的礫石，然而這些礫石并不是土壤。土壤定義為直徑小于2mm的微粒。

世界上對于土壤分級的標準有較大的差異。我國常用的分級標準分為8級：2～1mm極粗砂；1～0.5mm粗砂；0.5～0.25mm中砂；0.25～0.10mm細砂；0.10～0.05mm極細砂；0.05～0.02mm粗粉粒；0.02～0.002mm細粉粒；小于0.002mm黏粒。石礫：主要成分是各種巖屑，砂粒：主要成分是原生礦物如石英，比表面積小，通透性強。黏粒：主要成分是黏土礦物，比表面積大，但通透性差。粉粒：性質介于砂粒和黏粒之間。

根據美國農業部的標準，土壤的最大組成部分是砂粒（sand），其直徑為50~2000μm（2mm）的顆粒（USDA分類）或20～2000μm（ISSS分類）。砂粒往往又被進一步細分為亞類，如粗砂、中砂和細砂。土壤中另一個成分是粉粒（silt），粉粒由大小處于砂粒和黏粒之間的顆粒組成。而黏粒（clay）是土壤中最小尺寸的成分。在礦物學和物理學中。粉粒與砂粒性質相似。但由于粉粒較小并且有較大的比表面積，因而其表面往往有較強的黏性，并在一定程度上表現有黏土的理化屬性。

黏粒的粒徑小于2μm，黏粒在形狀上表現為片狀或針狀，一般是由次生礦物（如硅鋁酸鹽）組成。這些次生礦物是由原來的巖石中的主要礦物在土壤發育過程中形成的。在某些情況下，黏?？赡馨ㄏ喈敂盗康牟粚儆诠桎X酸鹽類礦物的細顆粒，例如，氧化鐵、碳酸鈣等。由于黏粒有更大的比表面積和由此產生的物理化學活性，所以黏粒對于土壤的物理和化學性質起到了決定性的因素，對于土壤行為的影響也最為顯著。

美國USDA-SCS土壤分類標準以等邊三角形的三個邊分別表示砂粒、粉粒、黏粒的含量（圖2.2.1和表2.2.1）。根據土壤中砂粒、粉粒、黏粒的含量，在圖2.2.1中查出其點位再分別對應其底邊做平行線，三條平行線的交點即為該土壤的質地，將土壤分為砂土、粉土、砂質壤土以及黏土等11種類型。

設某一種土壤由50%的砂土，20%的粉土，30%的黏土組成。土壤粒徑分布三角形坐標的左下頂點代表100%的砂土，而右下角為0。在三角形的底邊找到含砂量50%的點并從這一點斜向左做平行于砂粒含量0的平行線。然后，找到粉粒含量為20%的線，同樣地平行于粉粒含量0的平行線，也就是三角形的左邊線，這兩條線相交于一點，該點在對應于黏土含量30%的線上，落入砂壤土界限內［11］。

2.2.2 土壤物理性質參數

1.土壤相對密度

土壤相對密度為單位體積的土壤固體物質重量與同體積水的重量之比。由于相對密度和密度在數值上接近，故有時不嚴格區分。土壤礦物質的種類、數量以及有機質（腐殖質較小，在1.25～1.40之間）對于土壤相對密度都有影響。一般土壤平均相對密度為2.65（2.6～2.7）左右。

2.土壤容重

土壤容重為單位原狀土壤體積的烘干土重，其單位為g/cm3。土壤礦物質、土壤有機質含量和孔隙狀況都對土壤容重產生影響。一般礦質土壤的容重為1.33g/cm3。

3.土壤孔隙度

土壤孔隙度為單位原狀土壤體積中土壤孔隙體積所占的百分率?？偪紫抖炔恢苯訙y定，而是計算出來。總孔隙度=(1-容重/相對密度)×100%?？紫兜恼鎸嵵睆绞呛茈y測定的，土壤學所說的直徑是指與一定土壤吸力相當的孔徑，與孔隙的形狀和均勻度無關。

4.土壤水勢

土壤水勢是一種衡量土壤水能量的指標，是在土壤和水的平衡系統中，單位數量的水在恒溫條件下，移動到參照狀況的純自由水體所能做的功。參照狀況一般使用標準狀態，即在大氣壓下，與土壤水具有相同溫度的情況下（或某一特定溫度下）以及在某一固定高度的假想的純自由水體。在飽和土壤中，土水勢大于參照狀態的水勢；在非飽和土壤中，土壤水受毛細作用和吸附力的限制，土壤水勢低于參照狀態的水勢。土壤水勢組成可表示為

式中：φw為土壤水勢，即土壤水的總勢能；φP為壓力勢，包括基質勢（φm）和氣壓勢（φa）；φS為溶質勢（滲透壓勢）；φg為重力勢。

以上各種勢能，如用單位重量土壤水的勢能表示時，其單位為Pa。

（1）重力勢。物體從基準面移至某一高于基準面的位置時，需要克服由于地球引力而產生的重力作用，因而必須對物體做功，這種功以重力勢能的形式儲存于物體中。土壤水與其他物體一樣，在基準面以上z的單位重量的水所具有的勢能φg=z；反之，在基準面以下z時，重力勢能為φg=-z。

單位重量的土壤水包含的重力勢能具有長度單位，一般稱為水頭。重力水頭又稱為位置水頭，僅與計算點和參照基準面的相對位置有關，與土質條件無關。

（2）基質勢。相對于大氣壓力所存在的勢能差為壓力勢。在地下水面處，土壤水的壓力勢為零，地下水面以下飽和區的靜水壓為正值；地下水面以上非飽和區土壤水的壓力勢為負值，常被稱為“毛管勢”或“基質勢”。這是由于土壤基膜引起的毛管力和吸附力造成的。這種力將水吸引和束縛在土壤中，使土壤水的勢能低于自由水。

此外，還有一種壓力勢為氣壓勢。是由于鄰近空氣的氣壓變化而引起的。在一般情況下，大氣中壓力變化較小，氣壓勢可以忽略。

（3）溶質勢（滲透壓勢）。溶質勢的產生是由于可溶性物質（例如鹽類），溶解于土壤溶液中，降低了土壤溶液的勢能所致。當土-水系統中，存在半透膜（只允許水流通過而不允許鹽類等溶質通過的材料）時，水將通過半透膜擴散到溶液中去，這種溶液與純水之間存在的勢能差為溶質勢。也常稱為滲透壓勢。當不存在半透膜時，這一現象并不明顯影響整個土壤水的流動，一般可以不考慮。但在植物根系吸水時，水分吸入根內要通過半透性的根膜，土壤溶液的勢能必須高于根內勢能，否則植物根系將不能吸水，甚至根莖內水分還被土壤吸取。所以，土壤含鹽量較大時，例如，土壤溶液的溶質勢達到-14.5×105Pa，即使土壤濕度較高（基質勢為-0.5×105Pa），植物根系無法從土壤水中吸取到足夠的水分，產生根系吸水的抑制作用。

除以上各種勢能形態外，還存在溫度勢（土壤中各點溫度與以熱力學確定的標準參照狀態的溫度之差所決定的）。目前在分析土壤水分運動時，溫度勢作用常被忽略。

上述各種土壤水勢能中，研究液態水在土壤中運動時，溶質勢和溫度勢一般可不考慮，主要考慮壓力勢和重力勢。在飽和土壤中，土壤水具有的壓力勢是靜水壓力，為正值。其總水勢以總水頭H表示可寫為

式中：h為靜水壓力水頭，為地下水面以下深度；z為相對于基準面的位置水頭。

對于非飽和土壤水，在不考慮氣壓勢的情況下，總水勢由基質勢和重力勢組成，即

式中：φm為土壤基質勢，若以負壓水頭h表示則式（2.2.2）可寫成與式（2.2.3）相同形式。

2.2.3 土壤含水率

不同尺寸的固體顆粒組成土壤的骨架。在這些土壤顆粒之間是相互連接的孔隙，這些孔隙在形狀及體積上都大不相同（圖2.2.2）。在完全干燥的土壤中，所有的孔隙都被空氣填充，而在完全濕潤的土壤中，所有的空隙均被水填充。在大多數田間情況下，土壤孔隙被水及空氣填充。所以在這里定量地描述土壤中固-液-氣的關系。

土壤的物理屬性，包括儲水能力，都與土壤中水和空氣的體積百分數有很大的關系。為了植物的種植以及正常生長，必須實現孔隙中水與空氣的平衡。如果土壤中水分含量不夠，植物生長將受到水分脅迫的抑制。如果空氣含量不夠，常常會含有過量的水，植物將會因為曝氣不足而受到限制。

1.質量含水率

土壤的質量含水率θm定義為

式中：ρw為水的密度；b為土壤中水的等效深度（圖2.2.3）。

實際上，θm可以通過測量在田間土樣在烘干前后的質量變化確定，烘干前后的質量差即為水的質量，烘干后的土樣的質量即為干土的質量。

2.體積含水率

體積含水率θv定義為

對于砂質土壤，飽和體積含水率為40%～50%，中等質地的砂土飽和體積含水率一般為50%；黏質土壤飽和體積含水率能達到60%。黏土飽和時的體積含水率可能超過干燥的土壤孔隙度，這就是黏質土壤發生濕潤膨脹的結果。用θv來表示土壤體積含水率，提及含水率相比質量含水率的使用，因為質量含水率可以直接用來計算灌溉或者降雨使土壤增加的水量或者通量，也可以計算由于蒸發或者排水從土壤中流失的水量。另外θv還可以表示土壤水分深度，例如，單位土壤深度中的水深。對于膨脹性土壤，土壤的孔隙度會隨著濕度發生顯著性變化，這樣也會改變土壤總體積。所以用土壤水分體積與土壤顆粒體積的比值表示會比較好。

水量比vw定義為

即可以簡單地用水的等效深度與土壤深度（D）的比值表示土壤中水分的數量。比如，在1000mm的土壤中水的等效深度是260mm，則土壤中水的體積含量是θv=0.26。土壤水分體積含量是土壤含水率最有效的表現方式，土壤中水的等效深度，通常定義如下：

這些概念也讓土壤孔隙率的表達更簡單，土壤中總的孔隙率定義為

3.飽和度

飽和度s定義為

這個指標是用土壤中孔隙度表示水分體積含量，干土時為0，完全飽和時達到100%。完全飽和狀態很難達到，因為即使在非常濕潤的土壤中也會有空氣包裹在水中。

土壤中孔隙中的空氣含量定義為

相對飽和度θvf，定義為體積含水率θv和飽和含水率θs的比值：

土壤質量含水率θm和體積含水率θv之間的關系為

式中：ρb為土壤的容重。

由于ρb一般比ρw大，所以體積含水率一般大于質量含水率。

4.空氣孔隙度（空氣含量百分比）

空氣孔隙度是衡量土壤中空氣含量的指標，定義為

空氣孔隙度是土壤通風性的重要指標，與飽和度s成反比（fa=f-s）。

5.含水率概念之間的相互關系

由上述所給的定義，可以推出不同土壤含水率概念之間的相互關系，下述是幾種常用的相互關系：

孔隙度f與孔隙率e的關系：

體積含水率θv與飽和度se的關系：

孔隙度f與土壤密度ρs的關系：

θv是體積含水率，液態水的體積與土壤體積的比值（美國土壤科學協會公認的國際單位制中認為θv的量綱是cm3/cm3），重量含水率θm的量綱是g/g。

體積含水率、空氣含量fa與飽和度的關系：

上述定義的幾種參數，用來表述土壤物理屬性最常用的是幾個參數是孔隙度f，土壤密度ρb，體積含水量θv，質量含水率θs。

2.2.4 土壤水分常數及有效性

1.土壤水分常數

按照土壤水分的形態概念，土壤中各種類型的水分都可以用數量來表示，而在一定條件下每種土壤各種類型水分的最大含量又經常保持相對穩定的數量。因此，可將每種土壤各種類型水分達到最大量時的含水量稱為土壤水分常數。

吸濕系數：干燥的土粒能吸收空氣中的水汽而成為吸濕水，當空氣相對濕度接近飽和時，土壤的吸濕水達到最大量時的土壤含水量稱為土壤的吸濕系數，又稱為最大吸濕量。處于吸濕系數范圍內的水分因被土粒牢固吸持而不能被作物吸收。

凋萎系數：是指作物產生永久凋萎時的土壤含水量，包括全部吸濕水和部分膜狀水。由于此時的土壤水分處于不能補償作物耗水量的狀況，故通常把凋萎系數作為作物可利用水量的下限。凋萎系數一般可用1.0～2.0倍的吸濕系數代替，也可通過實測求得。凋萎系數主要取決于土壤屬性，只是輕微受植物的影響，通常凋萎系數被認為是土壤特性。

最大分子持水量：是指當膜狀水的水膜達到最大厚度時的土壤含水量，包括全部吸濕水和膜狀水。一般土壤的最大分子持水量約為最大吸濕量的2～4倍。

田間持水率：是指土壤中懸著毛管水達到最大量時的土壤含水量。包括全部吸濕水、膜狀水和懸著毛管水。田間持水量是土壤在不受地下水影響的情況下所能保持水分的最大數量指標。當進入土壤的水分超過田間持水量時，一般只能逐漸加深土壤的濕潤深度，而不能再增加土壤含水量的百分數。因此，田間持水率是土壤中對作物有效水的上限，常用作計算灌水定額的依據。

也有定義認為：當表層土壤完全濕潤后，水分開始向比較干燥的土壤移動，直到發生移動的水量與植物根系的吸收的水量相比可以忽略不計時土壤中的水分含量為田間持水率。田間持水率的概念可以通過圖2.2.4描述為理想化土壤與真實土壤含水率（從凋萎系數到近飽和狀態）與時間的函數關系，其中理想化土壤在1.5d達到田間持水率。調萎點含水率θvpw與田間持水率θvfc之間的差值稱為土壤的可利用水，這個差值是植物從土壤中所能夠吸收利用的水量。當土壤最初含水量處于即將凋萎時而要恢復至田間持水能力需要的水量是

式中：H為濕潤層深度。

田間持水率是一個非常重要的水分參數。對作物吸收利用而言，田間持水率是其有效水的上限，是確定各種灌水技術下灌溉定額的重要參數。

需要指出，田間持水率的概念并不適合于膨脹土，在濕潤時，膨脹土極大地擴展；干燥時隨之而來的收縮將產生巨大的深裂隙。當水通過灌溉或降雨重新進入土中，膨脹使裂隙合攏使土壤以不同的方式濕潤到比田間持水能力深的深度。因此田間持水率的概念并不適用于膨脹土。

毛管持水量：又稱為最大毛管水量，是指土壤所有毛管孔隙都充滿水分時的含水量，毛管持水量包括吸濕水，膜狀水和上升毛管水三者的總和。

2.土壤水分的有效性

土壤水分有效性是指土壤水分是否能被作物利用及其被利用的難易程度。土壤水分有效性的高低，主要取決于其存在的形態、性質和數量以及作物吸水力與土壤持水力之差。

當土壤中的水分不能滿足作物的需要時，作物便會呈現凋萎狀態。作物因缺水從開始凋萎到枯死要經歷一個過程。夏季光照強、氣溫高，作物蒸騰作用大于吸水作用，葉子會卷縮下垂，呈現凋萎，但當氣溫下降，蒸騰減弱時，又可恢復正常，作物的這種凋萎稱為暫時凋萎。當作物呈現凋萎后，即使灌水也不能使其恢復生命活動，這種凋萎稱為永久凋萎。所謂凋萎系數就是當作物呈現永久凋萎時的土壤含水量。當土壤水分處于凋萎系數時，土壤的持水力與作物的吸水力基本相等（約1.5MPa），作物吸收不到水分，因此，凋萎系數是土壤有效水分的下限。

在旱地土壤中，土壤所能保持水分的最大量是田間持水量。當水分超過田間持水量時，便會出現重力水下滲流失的現象。因此，田間持水量是旱地土壤有效水分的上限，對作物而言，土壤中所有的有效水都是能夠被吸收利用的，但是，由于土壤水的形態、所受的吸力和移動的難易有所不同，因此，其有效程度也有差異，如圖2.2.5所示。