1.2 土壤水势

1.2.1 土壤水势的定义

土壤水势是一种衡量土壤水能量的指标，是指在土壤水平衡系统中单位质量的水在恒温条件下移到参照状况的纯自由水体所做的功，简称为土水势。参照状况一般规定为标准状态，即大气压下，与土壤水具有相同温度的情况下，以及在某一固定高度的假想纯自由水体。在饱和土壤中，土水势高于或等于参照状态的水势；在非饱和土壤中，土壤受吸附力和毛细作用的限制，土水势低于参照状态的水势。

1.2.2 土壤水势的组成

土水势一般由重力势、基质势、压力势和溶质势4部分组成。土壤水的总势可表达为

式中：ψ为土水势，即土壤水的总势能；ψ_G为重力势；ψ_M为基质势；ψ_P为压力势；ψ_S为溶质势。

1.重力势

土壤水的重力势由重力场的存在而引起，是将单位质量的水从土壤水的高度z移到参考高度z₀所做的功。

重力势的大小与参考点位置和坐标轴的方向有关。在具体研究土壤水分问题时，为了方便起见，根据需要选取合适的坐标原点位置，使标准状态的重力势为零（即z₀=0）。通常坐标原点选在地表或地下水位处。坐标方向根据研究方便可取上或下，坐标轴的方向不同，重力势的表达也有所不同。若z坐标轴向上为正，重力势的值为

若z坐标轴向下为正，重力势的值为

2.基质势

土壤颗粒具有巨大的表面积和表面能，以及由于土壤空隙所形成的毛管力对土壤水分具有吸持能力。这种吸持力降低了土壤水分能量状态。吸持作用愈强，土壤水势愈小。因此，土壤水的基质势由土壤基质对水的吸持作用和毛细管作用而引起，是将单位质量的水从非饱和土壤中一点移到标准参考状态所做的功。

由于参考状态是自由水，在此过程中土壤水要克服土壤基质的吸持作用，所以所做的功为负值。对于饱和土壤，土壤水的基质势与自由水相当，基质势为零；而对于非饱和土壤，基质势小于零。

土壤基质吸持作用的大小随土壤基质吸水量的增加而减少，这一特性与土壤质地和结构密切相关，所以土壤基质吸力与土壤含水量的关系是土壤最为重要的水力特性之一。关于这一问题，将在关于土壤水分特征曲线部分详细讨论。

3.压力势

土壤水的压力势是由上层土壤水的重力作用而引起，为在上层的饱和水对研究点单位质量土壤水所施加的压力。

因为参考压力通常为大气压，所以压力势的值为

式中：z为研究点的垂直坐标，向下为正；z_up为上层饱和-非饱和土壤界面的垂直坐标。

土壤水的压力势只在饱和区可能为正，因为在非饱和条件下，由于土壤孔隙的连通性，各点土壤水承受的压力均为大气压，所以非饱和土壤水的压力势为零，但土壤密闭孔隙中的水承受的压力可能不同于大气压，而具有非零压力势。

4.溶质势

溶质势是土壤水中所含溶质使土壤水的势能所发生的能量变化，是水分子和溶质离子间相互作用的势能，也称渗透压势。

土壤水中溶解有各种溶质，不同离子和水分子之间存在吸引力，由于这些力的作用，所产生的势能就低于纯水的势能。纯水的溶质势等于零；含有各种溶质的土壤水溶液，溶质势为负值。

含有一定溶质的单位质量土壤水的溶质势可用下式表示：

式中：c为单位体积溶液中含有的溶质质量（即溶液浓度）；M为溶质的摩尔质量；g为重力加速度；R为普适气体常量（8.3143J·mol/K）；T为热力学温度。

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。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。因此，土壤含盐量较大时即使土壤含水率较高，植物也难以从土壤中吸收水分。

1.2.3 土水势及各分势的计算

土壤水势（土水势）是一个相对值，并非绝对值，因此在计算土壤水势时首先应该确定参考面，也就是确定重力势的参考位置。参考面选择既考虑水势计算的简单性，又要考虑后期分析的方便性。下面分两种情况，简单说明水势计算过程。

1.平衡条件下土水势的计算

由于土壤系统中能量处于平衡状态，水分不发生运动，所以各点水势相等。如一个垂直土体长为1m，土体上表面用塑料布覆盖，不发生土面蒸发。在土体下段供水，经过一段时间后水分不发生运动，计算土面处、土面下50cm和100cm处土水势及各分势。

计算土水势时，首先应确定参考面，而参考面可选择任意位置。如将参考面选择在土体下端，即供水位置，则该点的重力势为0；由于其与水体直接接触，一般认为土壤处于饱和状态，基质势为0；由于土壤一般不存在半透膜效应，因此溶质势为0；水面以上的土体处于非饱和状态，因此该点压力势也为0。于是，土体下端的土水势为0。由于土体处于平衡状态，各点土水势为0，可计算出各点分势。在土体表面处，重力势为100cm，压力势为0，溶质势为0，基质势为-100cm。同样可得到土面下50cm处各分势，重力势为50cm，压力势为0，溶质势为0，基质势为-50cm。

如将参考面选择在土体表面处，则土体表面重力势为0，50cm处重力势为-50cm，土体下端重力势为-100cm。不考虑半透膜作用，各点溶质势为0；由于土体未饱和，各点压力势为0；由于土体下端土壤处于饱和状态，基质势为0，于是土体下端处土水势为-100cm。由于能量平衡，各点土水势为-100cm。因此，土体表面处的基质势为-100cm，50cm处的基质势为-50cm。

将上述两种情况下计算的土水势和各分势见表1.1。

由表1.1可以看出，随着参考面变化，土水势和重力势发生变化，而压力势、溶质势和基质势未发生变化，因此参考面仅对土水势和重力势的值产生影响，对其他分势无影响。需要特别注意的是，并非在所有能量平衡条件下的土水势和各分势都可以计算。对于上面例子，如果土体下端不供水，土体能量处于平衡状态，则仅能计算重力势、压力势和溶质势，无法计算土水势和基质势。只有给定某位置基质势或土水势，才能计算相应的土水势或基质势。

2.非平衡条件下土水势的计算

一般情况下，在未给定土壤水分特征曲线情况下，无法计算土体各点的土水势和基质势，但对于一些特殊点也可以计算。如进行垂直一维积水入渗实验时，土体高度为100cm，表面积水深度为10cm。当选择土体表面为参考面时，则表面处重力势为0，压力势为10cm。如不考虑半透膜作用，该处的溶质势为0。由于为积水入渗，所以表面处土壤一般认为处于饱和状态，其基质势为0。于是，土壤表面处土水势为10cm，而其他位置的土水势和基质势只有给定土壤水分特征曲线和土壤含水量才能进行计算。

如果在上述积水入渗的同时，土体下端也进行供水（无正压），一部分水分从表面向下运动，一部分水分从下端向上运动，此时土体表面和下端处的土水势和各分势也可以计算。如选择土体下端作为参考面，则土体表面和下端的土水势和各分势见表1.2，而其他位置的土水势和基质势仍无法计算。

随着积水入渗过程的进行，土体含水量逐渐增加，土体被饱和，水分从土体下端流出，处于稳定出流状态，而且出流处压力为大气压。如不考虑水流动能，则饱和渗透状态下土体各位置的土水势和各分势见表1.3。

由表1.3可以看出，在土壤饱和条件下，如水流处于稳定流，那么水流过程消耗一定能量，各点压力势并非按照静水压力势进行计算，需要考虑能量消耗。