2.2 土壤物理性质及土壤水分常数

2.2.1 土壤粒径与土壤分类

自然界的任何土壤，都是由许多大小不同的土粒，以不同比例组合而成的。这种不同粒级组合的相对比例，称为土壤机械组成。土壤质地则是根据不同机械组成所产生的特性而划分的土类。在生产实践中，土壤质地常常是作为认土、用土和改土的重要依据。

尽管土壤中可能含有一些直径非常大的砾石，然而这些砾石并不是土壤。土壤定义为直径小于2mm的微粒。

世界上对于土壤分级的标准有较大的差异。我国常用的分级标准分为8级：2～1mm极粗砂；1～0.5mm粗砂；0.5～0.25mm中砂；0.25～0.10mm细砂；0.10～0.05mm极细砂；0.05～0.02mm粗粉粒；0.02～0.002mm细粉粒；小于0.002mm黏粒。石砾：主要成分是各种岩屑，砂粒：主要成分是原生矿物如石英，比表面积小，通透性强。黏粒：主要成分是黏土矿物，比表面积大，但通透性差。粉粒：性质介于砂粒和黏粒之间。

根据美国农业部的标准，土壤的最大组成部分是砂粒（sand），其直径为50~2000μm（2mm）的颗粒（USDA分类）或20～2000μm（ISSS分类）。砂粒往往又被进一步细分为亚类，如粗砂、中砂和细砂。土壤中另一个成分是粉粒（silt），粉粒由大小处于砂粒和黏粒之间的颗粒组成。而黏粒（clay）是土壤中最小尺寸的成分。在矿物学和物理学中。粉粒与砂粒性质相似。但由于粉粒较小并且有较大的比表面积，因而其表面往往有较强的黏性，并在一定程度上表现有黏土的理化属性。

黏粒的粒径小于2μm，黏粒在形状上表现为片状或针状，一般是由次生矿物（如硅铝酸盐）组成。这些次生矿物是由原来的岩石中的主要矿物在土壤发育过程中形成的。在某些情况下，黏粒可能包括相当数量的不属于硅铝酸盐类矿物的细颗粒，例如，氧化铁、碳酸钙等。由于黏粒有更大的比表面积和由此产生的物理化学活性，所以黏粒对于土壤的物理和化学性质起到了决定性的因素，对于土壤行为的影响也最为显著。

美国USDA-SCS土壤分类标准以等边三角形的三个边分别表示砂粒、粉粒、黏粒的含量（图2.2.1和表2.2.1）。根据土壤中砂粒、粉粒、黏粒的含量，在图2.2.1中查出其点位再分别对应其底边做平行线，三条平行线的交点即为该土壤的质地，将土壤分为砂土、粉土、砂质壤土以及黏土等11种类型。

设某一种土壤由50%的砂土，20%的粉土，30%的黏土组成。土壤粒径分布三角形坐标的左下顶点代表100%的砂土，而右下角为0。在三角形的底边找到含砂量50%的点并从这一点斜向左做平行于砂粒含量0的平行线。然后，找到粉粒含量为20%的线，同样地平行于粉粒含量0的平行线，也就是三角形的左边线，这两条线相交于一点，该点在对应于黏土含量30%的线上，落入砂壤土界限内［11］。

2.2.2 土壤物理性质参数

1.土壤相对密度

土壤相对密度为单位体积的土壤固体物质重量与同体积水的重量之比。由于相对密度和密度在数值上接近，故有时不严格区分。土壤矿物质的种类、数量以及有机质（腐殖质较小，在1.25～1.40之间）对于土壤相对密度都有影响。一般土壤平均相对密度为2.65（2.6～2.7）左右。

2.土壤容重

土壤容重为单位原状土壤体积的烘干土重，其单位为g/cm3。土壤矿物质、土壤有机质含量和孔隙状况都对土壤容重产生影响。一般矿质土壤的容重为1.33g/cm3。

3.土壤孔隙度

土壤孔隙度为单位原状土壤体积中土壤孔隙体积所占的百分率。总孔隙度不直接测定，而是计算出来。总孔隙度=(1-容重/相对密度)×100%。孔隙的真实直径是很难测定的，土壤学所说的直径是指与一定土壤吸力相当的孔径，与孔隙的形状和均匀度无关。

4.土壤水势

土壤水势是一种衡量土壤水能量的指标，是在土壤和水的平衡系统中，单位数量的水在恒温条件下，移动到参照状况的纯自由水体所能做的功。参照状况一般使用标准状态，即在大气压下，与土壤水具有相同温度的情况下（或某一特定温度下）以及在某一固定高度的假想的纯自由水体。在饱和土壤中，土水势大于参照状态的水势；在非饱和土壤中，土壤水受毛细作用和吸附力的限制，土壤水势低于参照状态的水势。土壤水势组成可表示为

式中：φw为土壤水势，即土壤水的总势能；φP为压力势，包括基质势（φm）和气压势（φa）；φS为溶质势（渗透压势）；φg为重力势。

以上各种势能，如用单位重量土壤水的势能表示时，其单位为Pa。

（1）重力势。物体从基准面移至某一高于基准面的位置时，需要克服由于地球引力而产生的重力作用，因而必须对物体做功，这种功以重力势能的形式储存于物体中。土壤水与其他物体一样，在基准面以上z的单位重量的水所具有的势能φg=z；反之，在基准面以下z时，重力势能为φg=-z。

单位重量的土壤水包含的重力势能具有长度单位，一般称为水头。重力水头又称为位置水头，仅与计算点和参照基准面的相对位置有关，与土质条件无关。

（2）基质势。相对于大气压力所存在的势能差为压力势。在地下水面处，土壤水的压力势为零，地下水面以下饱和区的静水压为正值；地下水面以上非饱和区土壤水的压力势为负值，常被称为“毛管势”或“基质势”。这是由于土壤基膜引起的毛管力和吸附力造成的。这种力将水吸引和束缚在土壤中，使土壤水的势能低于自由水。

此外，还有一种压力势为气压势。是由于邻近空气的气压变化而引起的。在一般情况下，大气中压力变化较小，气压势可以忽略。

（3）溶质势（渗透压势）。溶质势的产生是由于可溶性物质（例如盐类），溶解于土壤溶液中，降低了土壤溶液的势能所致。当土-水系统中，存在半透膜（只允许水流通过而不允许盐类等溶质通过的材料）时，水将通过半透膜扩散到溶液中去，这种溶液与纯水之间存在的势能差为溶质势。也常称为渗透压势。当不存在半透膜时，这一现象并不明显影响整个土壤水的流动，一般可以不考虑。但在植物根系吸水时，水分吸入根内要通过半透性的根膜，土壤溶液的势能必须高于根内势能，否则植物根系将不能吸水，甚至根茎内水分还被土壤吸取。所以，土壤含盐量较大时，例如，土壤溶液的溶质势达到-14.5×105Pa，即使土壤湿度较高（基质势为-0.5×105Pa），植物根系无法从土壤水中吸取到足够的水分，产生根系吸水的抑制作用。

除以上各种势能形态外，还存在温度势（土壤中各点温度与以热力学确定的标准参照状态的温度之差所决定的）。目前在分析土壤水分运动时，温度势作用常被忽略。

上述各种土壤水势能中，研究液态水在土壤中运动时，溶质势和温度势一般可不考虑，主要考虑压力势和重力势。在饱和土壤中，土壤水具有的压力势是静水压力，为正值。其总水势以总水头H表示可写为

式中：h为静水压力水头，为地下水面以下深度；z为相对于基准面的位置水头。

对于非饱和土壤水，在不考虑气压势的情况下，总水势由基质势和重力势组成，即

式中：φm为土壤基质势，若以负压水头h表示则式（2.2.2）可写成与式（2.2.3）相同形式。

2.2.3 土壤含水率

不同尺寸的固体颗粒组成土壤的骨架。在这些土壤颗粒之间是相互连接的孔隙，这些孔隙在形状及体积上都大不相同（图2.2.2）。在完全干燥的土壤中，所有的孔隙都被空气填充，而在完全湿润的土壤中，所有的空隙均被水填充。在大多数田间情况下，土壤孔隙被水及空气填充。所以在这里定量地描述土壤中固-液-气的关系。

土壤的物理属性，包括储水能力，都与土壤中水和空气的体积百分数有很大的关系。为了植物的种植以及正常生长，必须实现孔隙中水与空气的平衡。如果土壤中水分含量不够，植物生长将受到水分胁迫的抑制。如果空气含量不够，常常会含有过量的水，植物将会因为曝气不足而受到限制。

1.质量含水率

土壤的质量含水率θm定义为

式中：ρw为水的密度；b为土壤中水的等效深度（图2.2.3）。

实际上，θm可以通过测量在田间土样在烘干前后的质量变化确定，烘干前后的质量差即为水的质量，烘干后的土样的质量即为干土的质量。

2.体积含水率

体积含水率θv定义为

对于砂质土壤，饱和体积含水率为40%～50%，中等质地的砂土饱和体积含水率一般为50%；黏质土壤饱和体积含水率能达到60%。黏土饱和时的体积含水率可能超过干燥的土壤孔隙度，这就是黏质土壤发生湿润膨胀的结果。用θv来表示土壤体积含水率，提及含水率相比质量含水率的使用，因为质量含水率可以直接用来计算灌溉或者降雨使土壤增加的水量或者通量，也可以计算由于蒸发或者排水从土壤中流失的水量。另外θv还可以表示土壤水分深度，例如，单位土壤深度中的水深。对于膨胀性土壤，土壤的孔隙度会随着湿度发生显著性变化，这样也会改变土壤总体积。所以用土壤水分体积与土壤颗粒体积的比值表示会比较好。

水量比vw定义为

即可以简单地用水的等效深度与土壤深度（D）的比值表示土壤中水分的数量。比如，在1000mm的土壤中水的等效深度是260mm，则土壤中水的体积含量是θv=0.26。土壤水分体积含量是土壤含水率最有效的表现方式，土壤中水的等效深度，通常定义如下：

这些概念也让土壤孔隙率的表达更简单，土壤中总的孔隙率定义为

3.饱和度

饱和度s定义为

这个指标是用土壤中孔隙度表示水分体积含量，干土时为0，完全饱和时达到100%。完全饱和状态很难达到，因为即使在非常湿润的土壤中也会有空气包裹在水中。

土壤中孔隙中的空气含量定义为

相对饱和度θvf，定义为体积含水率θv和饱和含水率θs的比值：

土壤质量含水率θm和体积含水率θv之间的关系为

式中：ρb为土壤的容重。

由于ρb一般比ρw大，所以体积含水率一般大于质量含水率。

4.空气孔隙度（空气含量百分比）

空气孔隙度是衡量土壤中空气含量的指标，定义为

空气孔隙度是土壤通风性的重要指标，与饱和度s成反比（fa=f-s）。

5.含水率概念之间的相互关系

由上述所给的定义，可以推出不同土壤含水率概念之间的相互关系，下述是几种常用的相互关系：

孔隙度f与孔隙率e的关系：

体积含水率θv与饱和度se的关系：

孔隙度f与土壤密度ρs的关系：

θv是体积含水率，液态水的体积与土壤体积的比值（美国土壤科学协会公认的国际单位制中认为θv的量纲是cm3/cm3），重量含水率θm的量纲是g/g。

体积含水率、空气含量fa与饱和度的关系：

上述定义的几种参数，用来表述土壤物理属性最常用的是几个参数是孔隙度f，土壤密度ρb，体积含水量θv，质量含水率θs。

2.2.4 土壤水分常数及有效性

1.土壤水分常数

按照土壤水分的形态概念，土壤中各种类型的水分都可以用数量来表示，而在一定条件下每种土壤各种类型水分的最大含量又经常保持相对稳定的数量。因此，可将每种土壤各种类型水分达到最大量时的含水量称为土壤水分常数。

吸湿系数：干燥的土粒能吸收空气中的水汽而成为吸湿水，当空气相对湿度接近饱和时，土壤的吸湿水达到最大量时的土壤含水量称为土壤的吸湿系数，又称为最大吸湿量。处于吸湿系数范围内的水分因被土粒牢固吸持而不能被作物吸收。

凋萎系数：是指作物产生永久凋萎时的土壤含水量，包括全部吸湿水和部分膜状水。由于此时的土壤水分处于不能补偿作物耗水量的状况，故通常把凋萎系数作为作物可利用水量的下限。凋萎系数一般可用1.0～2.0倍的吸湿系数代替，也可通过实测求得。凋萎系数主要取决于土壤属性，只是轻微受植物的影响，通常凋萎系数被认为是土壤特性。

最大分子持水量：是指当膜状水的水膜达到最大厚度时的土壤含水量，包括全部吸湿水和膜状水。一般土壤的最大分子持水量约为最大吸湿量的2～4倍。

田间持水率：是指土壤中悬着毛管水达到最大量时的土壤含水量。包括全部吸湿水、膜状水和悬着毛管水。田间持水量是土壤在不受地下水影响的情况下所能保持水分的最大数量指标。当进入土壤的水分超过田间持水量时，一般只能逐渐加深土壤的湿润深度，而不能再增加土壤含水量的百分数。因此，田间持水率是土壤中对作物有效水的上限，常用作计算灌水定额的依据。

也有定义认为：当表层土壤完全湿润后，水分开始向比较干燥的土壤移动，直到发生移动的水量与植物根系的吸收的水量相比可以忽略不计时土壤中的水分含量为田间持水率。田间持水率的概念可以通过图2.2.4描述为理想化土壤与真实土壤含水率（从凋萎系数到近饱和状态）与时间的函数关系，其中理想化土壤在1.5d达到田间持水率。调萎点含水率θvpw与田间持水率θvfc之间的差值称为土壤的可利用水，这个差值是植物从土壤中所能够吸收利用的水量。当土壤最初含水量处于即将凋萎时而要恢复至田间持水能力需要的水量是

式中：H为湿润层深度。

田间持水率是一个非常重要的水分参数。对作物吸收利用而言，田间持水率是其有效水的上限，是确定各种灌水技术下灌溉定额的重要参数。

需要指出，田间持水率的概念并不适合于膨胀土，在湿润时，膨胀土极大地扩展；干燥时随之而来的收缩将产生巨大的深裂隙。当水通过灌溉或降雨重新进入土中，膨胀使裂隙合拢使土壤以不同的方式湿润到比田间持水能力深的深度。因此田间持水率的概念并不适用于膨胀土。

毛管持水量：又称为最大毛管水量，是指土壤所有毛管孔隙都充满水分时的含水量，毛管持水量包括吸湿水，膜状水和上升毛管水三者的总和。

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难易程度。土壤水分有效性的高低，主要取决于其存在的形态、性质和数量以及作物吸水力与土壤持水力之差。

当土壤中的水分不能满足作物的需要时，作物便会呈现凋萎状态。作物因缺水从开始凋萎到枯死要经历一个过程。夏季光照强、气温高，作物蒸腾作用大于吸水作用，叶子会卷缩下垂，呈现凋萎，但当气温下降，蒸腾减弱时，又可恢复正常，作物的这种凋萎称为暂时凋萎。当作物呈现凋萎后，即使灌水也不能使其恢复生命活动，这种凋萎称为永久凋萎。所谓凋萎系数就是当作物呈现永久凋萎时的土壤含水量。当土壤水分处于凋萎系数时，土壤的持水力与作物的吸水力基本相等（约1.5MPa），作物吸收不到水分，因此，凋萎系数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间持水量。当水分超过田间持水量时，便会出现重力水下渗流失的现象。因此，田间持水量是旱地土壤有效水分的上限，对作物而言，土壤中所有的有效水都是能够被吸收利用的，但是，由于土壤水的形态、所受的吸力和移动的难易有所不同，因此，其有效程度也有差异，如图2.2.5所示。