博士GAYLON S. CAMPBELL坎贝尔

植物可用水量变得简单

土壤中水（植物可用水）的含量和可用性对植物根系和土栖生物都很重要。为了描述土壤中的含水量，我们使用含水量一词。要描述植物可利用的水分，我们使用水势。在热力学中，含水量被称为广义变量，水势被称为狭义变量。要正确描述土壤和植物中的水分状态，两者缺一不可。除了描述土壤中水的状态外，可能还需要知道水在土壤中的流动速度。为此，我们需要知道导水性。其他重要的土壤参数包括总孔隙度、土壤水的排水上限和土壤中可用水量的下限。由于这些特性在不同的土壤中差异很大，因此在这些非常有用的参数与土壤质地和容重等容易测量的特性之间建立相关性是很有帮助的。本文将介绍土壤水过程简单模型所需的信息。

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含水量和体积密度

土壤中的水量称为含水量。含水量可以按质量或体积来描述。以质量为基础的含水量是指土壤样本在 105 °C 下干燥时损失的水分质量除以干燥土壤的质量。这个定义对于确定实验室中的含水量很有用，但对于描述实地的水量并不特别有用。在田间，基于体积的含水量更为有用。它是指单位体积土壤中的含水量。如果w是质量基含水量，θ是体积基含水量，则

其中，ρ_b和_ρw分别是体积密度和水的密度。土壤的体积密度是干土质量除以土壤体积。水的密度为 1 兆克^/立方米。在矿质土壤中，容重值通常在 1.1 到 1.7 兆克^/立方米之间。因此，体积含水量通常大于质量含水量。您可以将θ视为土壤体积中水所占的比例。固体所占的比例可以通过体积密度计算得出

其中，_ρs 是土壤固体的密度。其值通常在 2.65 兆克^/立方米左右。土壤中的总孔隙度为 1-_fs。当土壤中的水完全饱和时，其含水量就是饱和含水量 ρ_s。根据容重可以计算出

水势告诉您植物的可用水量

土壤中的所有水分对植物、微生物和昆虫的利用率并不一样。确定植物可用水分的一种方法是测量水势。水势是单位质量水的势能。土壤中的水受到土壤基质的附着力、重力的吸引，并含有溶质，与纯净的自由水相比，其能量较低。因此，生物必须消耗能量才能将水从土壤中带走。水势是测量单位质量的水从土壤中带走微量的水并将其输送到纯净、自由的参考水池所需的能量。由于去除水分通常需要能量，因此水势通常为负值。对于单位质量的势能，水势的单位是 J/kg。单位体积的能量单位为 J/^m3，或 N/m 或 Pa。我们更倾向于使用 J/kg，但也经常看到以 kPa 或 MPa 为单位的水势报告。1 J/kg 在数值上几乎等于 1 kPa。

虽然影响水势的因素很多，但在生物环境中最重要的通常是母质水势。它产生的原因是土壤基质对水的吸引力，因此与基质的性质和基质中的水量密切相关。观看视频了解其工作原理。

图 1 显示了砂土、粉土和粘土的典型水分释放曲线或水分特征。粘土的孔隙较小，颗粒表面积较大，因此在给定含水量下，粘土比砂土和壤土更容易降低水势。当水势的对数作为含水量对数的函数绘制时，如图 1 所示的湿度特征是线性的。描述这些曲线的方程为

其中，ψ_m为母势，θ为体积含水量，ψ_e称为土壤的空气进入势，b为常数。有时将空气进入势和饱和含水量合并为一个常数a，即

那么

空气进入势和b值取决于土壤的质地和结构。土壤质地可以用质地类别的名称（如淤泥质壤土或细砂质壤土）、砂、淤泥和粘土的分数或颗粒直径的平均值和标准偏差来表示。后者对于确定水力特性最为有用。我们将使用容重或总孔隙度来衡量土壤结构。

Shiozawa 和 Campbell（1991 年）给出了将淤泥和粘土组分的测量值转换为几何平均颗粒直径和标准偏差的以下关系式

和

其中，_mt和_my是样品中淤泥和粘土的比例，_dg是几何平均颗粒直径（微米），_σg 是几何标准偏差。

水力特性和土壤质地

目前，水力特性与土壤质地和结构之间的关系还很不确定，尽管在这一领域已经进行了大量的研究。以下公式部分来自理论，部分是通过对多个地点的数据集进行经验拟合得出的。空气进入势与质地和容重的关系可通过以下公式计算得出

其中，_θs 来自公式 3，_dg来自公式 6。

指数b可以通过以下公式估算

表 1 列出了 12 个土壤质地等级，并给出了每个等级中心的粉土和粘土的大致比例。然后还列出了每个等级的_dg、_σg、_ψe 和b值。

田间能力和永久枯萎点

在含水量较高的土壤中，水会快速流动，这主要是因为重力的向下拉力和接近饱和土壤的高水力传导性。然而，当水从土壤中排出时，水力传导性会迅速降低，运动速度也会减慢。当水势在-10 到-33 J/kg 之间时，水在重力作用下的向下运动变得非常小。因此，水势低于这些值时，水被保留在根部区域，可供植物吸收（植物可用水）。当水势介于-10 和-33 J/kg 之间（沙为-10；粘土为-33）时的含水量为田间容积含水量(θ_fc)，或排水上限。如果土壤剖面被大雨或灌溉淋湿，盖上盖子静置两三天，就会发现这个含水量。换句话说，这是人们在田间土壤中通常会发现的最高含水量，除非是在加水之后。

假设 ρs₌ 0.5，使用公式 4 计算出每种质地在 -33 J/kg 时的含水量，如表 1 所示。

需要注意的是，沙土在田间排水能力时的含水量仅为百分之几，而质地较细的土壤含水量可能超过 0.3 ^立方米-3。不过，所有实地容量含水量都远低于饱和状态。由于容重往往与土壤质地有关，因此表中所示数值可能需要进行调整，以反映实地情况。沙土的容重往往较高（1.6 兆克/米），而质地较细的土壤容重往往较低。永久枯萎点（PWP）并不意味着植物在此范围内会被水势杀死。它是指除非浇水，否则植物不会从萎蔫中恢复过来。许多物种都能从土壤中抽取远低于 -1500 J/kg 水势的水分，而快速从土壤中抽水会使水势远高于 -1500 J/kg 的植物无法获得水分。不过，该值确实提供了植物从中汲取水分的土壤含水量的近似下限。表 1 还显示了 θs₌ 0.5 时的θ_pwp 值。

植物可用水量是指土壤中介于田间持水量和永久萎蔫之间的持水量。表 1 也显示了这些数值。虽然田间持水量和永久枯萎点的数值差异很大，但粗质土壤的数值较低，而其他土壤质地的数值则趋于一致。不过，在使用表中给出的数值时需要注意。

根据田间能力预测永久枯萎点

由于田间持水量和永久枯萎点都可以通过基本土壤参数计算出来，因此它们之间存在相关性也在情理之中。图 2 显示了所有 12 个质地等级的永久枯萎含水量与田间持水量的函数关系。相关性很好，数据与二阶多项式拟合良好。这样做的实际结果是，人们只需知道其中一个变量，另一个变量就可以从这两个变量之间的关系中找到。

从土壤勘测数据中获取水力特性

-33焦耳/千克和-1500焦耳/千克（1/3 巴和 15 巴）的含水量通常可以从土壤调查数据中获得。如果它们已知，我们就可以求出公式 5.5 中的a和b。代入_{θfc =} 33 和_θpwp = 1500 及其相应的含水量（取对数时，_ψm 应使用正数；不能取负数的对数），可以得到两个未知数b和a 的方程，同时求解即可得到两个参数

确保您使用的 _θfc和_θpwp 值是体积含水量。大多数实验室数据都是以质量为基础的含水量，因为它们是用烘箱干燥法测量的。如果它们是以质量为基础的含水量，则在使用它们计算a和b 之前，应使用容重和公式 1 将其转换为以体积为基础的含水量。让_θav =_θfc -_θpwp 为土壤的可用水量（植物可用水量）。我们可以将公式 5 重新排列，得到

如果没有其他信息来说明b的值，我们就假设其值为 5。得出a =_637θ5av。 知道了a和b 的值，我们就可以利用公式 5 求出_θfc 和 θ_pwp。我们在建立土壤表面蒸发模型时需要用到气干含水量的估算值，其估算公式为

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• 含水量：什么是含水量、如何测量含水量以及为什么需要含水量
• 水势：水势是什么，与含水量有何不同，为什么需要水势
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参考资料

1.Campbell, Gaylon S.Soil physics with BASIC: Transport models for soil-plant systems.Vol. 14.Elsevier, 1985.图书链接。

2.Shiozawa, S., and G. S. Campbell."On the calculation of mean particle diameter and standard deviation from sand, silt, and clay fractions." Soil Science 152, no.Soil Science152, no. 6 (1991)：427-431.文章链接。

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