【文章內容簡介】 描述，對一維垂向非飽和流．其表達式 ： Q= K(?m)d ?/dx ， K(?m)為非飽和導水率 ， d ?/dx 為總水勢梯度 。 五、基質勢的概念，田間測定方法及其優(yōu)缺點，和在土壤入滲過程中的變化？ 基質勢 (?m)： 在不飽和的情況下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制約， 其水勢自然低于純 自由水參比標準的水勢。這種由吸附力和毛管力所制約 的土水勢稱為基質勢 (?m)。 測定 基質 勢常用 張力計法 。 2．張力計法、壓力膜法、冰點下降法、水氣壓法 張力計 (tensiometer)的構造由多孔陶瓷杯、 塑料管或抗腐蝕的金屬管、集氣管和水銀壓力計或真空壓力表組成 ， 只能測定土壤水吸力 80?85 kPa 以下 ，田間測定常用 張力計法 。 壓力膜法 (pressure membrane apparatus)是實驗室測定土水勢的主要方法 水氣壓法， 測量下限可達 1500 kPa 吸力以上，包括了全部有效水范圍 滲初期，土壤在不飽和流的作用下，基質勢隨著含水量的增加而升高，當達到最后入滲速率的時候，表層水飽和層，基質勢達到最大，為零。 六．土水勢的熱力學含義，他有哪幾項分勢組成？在不同條件下，個分勢的作用如何？ 土水勢的定義為：為了可逆地等溫地在標準大氣壓下從在指定高度的純水水體中移動無窮小量的水到土壤水分中去，每單位數(shù)量的純水所需作功的數(shù)量 。 由于引起土水勢變化的原因或動力不同，所以土水勢包括若干分勢，如基質勢、 壓力勢、溶質勢、重力勢等 。 基質勢 (?m) 在不飽和的情況下，土壤水受土壤吸附力和毛管力的制約， 其水勢自然低于純自由水參比標準的水勢。假定純水的勢能為零，則土水勢是負值。 2壓力勢（ ?p) 飽和水的 土體內部的土壤水除承受大氣壓外，還要承受其上部水柱的靜水壓力，其壓力勢大于參比標準為正值。 3溶質勢 (?s) 溶質勢 (?s)是指由土壤水中溶解的溶質而引起土水勢的變化，也稱滲透勢，一般為負值。 4重力勢 (?g) 是指由重力作用而引起的土水勢變化。所有土壤水都受重力作用，與參比標準的高度相比，高于參比標準的土壤水，其所受重力作用大于參比標準，故重力勢為正值。 1． 飽和 水 土壤，壓力勢和重力勢 分勢大 ， 土壤水完全 飽和，基質勢達最大值，與參比標準相等，即等于零 。 2． 不飽和的土壤，基質勢和重力勢， 土壤含水量愈低，基質勢也就愈低。反之，土壤含水量愈高，則基質勢愈高。 在不飽和土壤中的土壤水的壓力勢一般與參比標準相同，等于零。 ，由于鹽分含量過高， 滲透壓最大，基質 勢 最低（負值） 。 七．什么是水 分特征曲線？他有什么實用價值？ 土壤水的基質勢或土壤 水吸力是隨土壤含水率 而變化的，其關系曲線 稱為土壤水分特征曲線 或土壤持水曲線 。 1． 土壤的粘粒含量愈高， 同一吸力條件下土壤的含水率愈大，或同一含水率下其吸力值愈高 。 溫度升高時，水的粘滯性和表面張力下降，基質勢相應增大；或說土壤水吸力減少 。 ：當對土壤施加微小的吸力，土壤尚無水排出，當吸力增加到某一臨界值sa時，由于最大孔隙不能抗拒所施加的吸力，而排水，空氣進入土壤，當進一步排水只有十分狹小的孔隙能保水。 ： 1）可利用它進行土壤水吸力 s和含水率之間的換算 2） 可以間接反映出土壤中孔隙大小的分布。 3）可以分析不同質地土壤的持水性和土壤水分的有效性 4）應用數(shù)學物理方法對土壤中的水分運動進行分析定量時，水分特征曲線是必不可少的參數(shù)。 六、土壤水的 形態(tài)分類 吸附水，受土壤吸附力作用保持，可分為吸濕水和膜狀水 2. 毛管水，受毛管力的作用而保持 3. 重力水，受重力支配，容易進一步向土壤剖面深層運動 七、土壤水 分含量的測定方法？ 烘干法 這是目前國際上仍在沿用的標準方法。其測定的簡要過程是，先在田間地塊選擇代表性取樣點，按所需深度分層取土樣，將土樣放人鋁盒并立即蓋好蓋 (以防水分蒸發(fā)影響測定結果 )，稱重 (即濕土加空鋁盒重，記為 W1)，然后打開蓋，置于烘箱，在 105— 110℃條件下，烘至恒重 (約需 6— 8h)，再稱重 (即干土加盒重，記為 W2)。則該土 壤質量含水量可以按下式求出，設空鋁盒重為 W3， ?m=(W1W2)/(W2W3) 中子法 此法是把一個快速中子源和慢中子探測器置于套管中，埋人土內。其中的中子源(如鐳、镅、鈹 )以很高速度放射出中子，當這些快中子與水中的氫原子碰撞時，就會改變運動的方向，并失去一部分能量而變成慢中子。土壤水愈多，氫愈多，產生的慢中子也就愈多。慢中子被探測器和一個定器量出，經過校正可求出土壤水的含量。此法雖較精確，但目前的設備只能測出較深土層中的水，而不能用于土表的薄層土 。 TDR 法 TDR 法是 20世紀 80 年代初發(fā)展 起來的一種測定方法， TDR 英文全稱是TimeDomainReflectometry，簡寫為 TDR，中文譯為時域反射儀 八、土壤水分含量的表示方法 土壤水分含量是表征土壤水分狀況的一個指標，又稱為土壤含水量、土壤 含水率、土壤濕度等。土壤含水量有多種表達方式，數(shù)學表達式也不同， 常用的有以下幾種 質量含水量 土壤中水分的質量與干土質量的比值，因在同一地區(qū)重力加速度相同，所以又稱為重量含水量，無量綱，常用符號 ?m表示 土壤質量含水量 =（土壤中水分的質量 /干土質量） ?100 容積含水量 單位土壤總容 積中水分所占的容積分數(shù)，又稱容積濕度、土壤水的容積分數(shù)，無量綱，常用符號 ?v表示 土壤容積含水量 (％ )=土壤水容積 /土壤總容積 ?100， ?v= ?m ? ， ? 為土壤容重 相對含水量 指土壤含水量占田間持水量的百分數(shù)。它可以說明土壤毛管懸著水的飽和程度，有效性和水、氣的比例等，是農業(yè)生產上 常用的土壤含水量的表示方法 相對含水量 =土壤含水量 /田間持水量 土壤水貯量 一定面積和厚度土壤中含水的絕對數(shù)量，在土壤物理、農田水利學、水文學等學科中經常用到這一術語和指標，它主要有兩種表達方式 水深 (Dw) 指在 一定厚度 (h)一定面積土壤中所含水量相當于相同面積水層的厚度，量綱為 [L], Dw 與 ?v的關系式： Dw=?vh 九、用土水勢研究土壤水的許多優(yōu)點 作為判斷各種土壤水分能態(tài)的統(tǒng)一標準和尺度 ，把土水勢、根水勢、葉水勢等統(tǒng)一比較，判斷它們之間水流的方向、速度和土壤水有效性 。 3. 土水勢的研究還能提供一些精確的土壤水分狀況測定手段 。 十、土面蒸發(fā)的形成及蒸發(fā)強度的大小主要取決于 那些因素。 、氣溫、濕度和風速等氣象因素的影響。它決定水分蒸發(fā)過程中 能量的供給和蒸發(fā)表面水汽向大氣的擴散過程，綜合起來稱為大氣蒸發(fā)能力 。 。這是土壤水分向上輸送的條件，也即土壤的供水能力。 表土蒸發(fā)強度保持穩(wěn)定 階段 ， 表土蒸發(fā)強度隨含水率變化的階段 ， 水汽擴散階段 十一、土壤溶質運移 溶質的對流運移 對流是指土壤溶質隨土壤水分運動而運移的過程 Jc=qc Jc溶質的對流通量 C溶質溶度 Q土壤水通量 溶質的分子擴散 由于分子的不規(guī)則熱運動即布朗運動引起的，其趨勢是溶質由濃度高處向濃度低處運移，以求最后達到 濃度的均勻。 溶質的分子擴散通量符合 Fick 第一定 律： 溶質的機械彌散 公式： 溶質的水動力彌散 分子擴散和機械彌散的機理是不同的，而且同時存在，難于區(qū)分。因此，將分子擴散與機械彌散綜合，稱為水動力彌散 . 十二、土壤圈 (pedosphere) 土壤圈是地球表層系統(tǒng)中處于四大圈交界面上的最富有生命力的土壤連續(xù)體或覆蓋層。 土壤圈覆蓋地球陸地的表面，處于 大氣圈，生物圈，巖石圈，水圈 的交接面上，成為他們連接的樞紐，構成了結和有機界和無機界即生命和非生命聯(lián)系的中心環(huán)境。 土壤圈與地球環(huán)境變化 土 氣 間的物質交換（ CO CH NO2 等） 土 水間的物質交換（水分和化學元素） 土壤圈與生命系統(tǒng)、自然環(huán)境 在地球的表層系統(tǒng)中，土壤圈對個圈層的物質能量流動及信息傳遞起著維持和調節(jié)作用，在土壤中各種土壤類型特征和性質都是過去和現(xiàn)在 大氣圈，生物圈，巖石圈，水圈 的記錄和反應，他的任何變化都會影響個圈層的演變和發(fā)展，乃至對全球變化產生沖擊作用。 土壤圈是地球表層最活躍和最富有生命力的全層。 十三、近代土壤科學的發(fā)展及主要觀點 1. 農業(yè)化學土壤學派 德國化學家李比希為代表。 礦質養(yǎng)分學說，最小養(yǎng)分學說，歸還學說。 提 出土壤是植物養(yǎng)料的儲藏庫，植物考吸收土壤和肥料中的礦質養(yǎng)分而滋養(yǎng)，植物長期吸收消耗土壤中的礦質養(yǎng)分，會使土壤庫中的礦質養(yǎng)料儲存量越來越小，為了彌補，可以通過施加化學肥料或輪載等方式如數(shù)歸還， 以保持土壤肥力永續(xù)不帥，提出了土壤營養(yǎng)庫概念。 過分的應用化學理論看待復雜的土壤肥力問題，簡單機械的吧土壤作為植物的養(yǎng)料庫，非人豆科植物可以是土壤中氮素增加。 2. 農業(yè)地質土壤學派 德國地質學家法魯、李?；舴?、拉曼。 把土壤形成過程看做巖石的分化過程，認為土壤是巖石進過風化形成的地表疏松層，即巖石風化的產物。土壤類型決定于巖 石的風化類型，土壤是變化破碎中的巖石。 志強調巖石與土壤母質之間的相互聯(lián)系的一方面，卻混淆了土壤與母質巖石的本質區(qū)別方面，把風化過策劃那個當成成土過程，把分化產物看做土壤。 3. 土壤發(fā)生學派 1）俄羅斯學者道庫恰耶夫， 土壤形成過程是巖石風化過程和成土過程共同作用的結果，提出了五大成土因素學說，影響土壤發(fā)生和發(fā)育的因素可概括為母質氣候地形生物，陸地年齡。地球上的土壤具有地帶性的規(guī)律，創(chuàng)立了土壤地帶性學說，同時還對土壤分類提出了創(chuàng)造性的見解，你值了土壤調查和編制土壤圖的方法。 2）土壤生物發(fā)生學派 威廉斯 土壤 是以生物為主導的成土因素長期和綜合作用的結果，物質的抵制大循環(huán)和生物小循環(huán)的統(tǒng)一是土壤形成的實質，土壤本質特點是具有肥力，并提出了團里結構是土壤肥力的基礎，制定了草田輪作制。 十四、有機質是土壤的重要意義？ 影響土壤有機質分解和轉化的因素 在土壤肥力、環(huán)境保護、農業(yè)可持續(xù)發(fā)展等方面有著很重要的作用和意義 ，是土壤中植物多需的氮磷鉀和微量元素的等各種養(yǎng)分的主要來源，是土壤微生物生命活動的能源，改善土壤肥力特性，對土壤物理、化學和生物學性質都有著深刻的影響 2. 土壤有 機質對重金屬、農藥等各種有機、無機污染物的行為都有顯著的影響，而且土壤有機質對全球碳平衡起著重要作用，被認為是影響全球 “ 溫室效應 ” 的主要因素。 影響因素： 1．溫度影響到植物的生長和有機質的微生物降解。溫度每升高 10?C，土壤有機質的最大分解速率提高 23 倍。一般土壤微生物活動的最適宜溫度范圍約為2535?C。 2. 土壤水分對有機質分解和轉化的影響是復雜的。土壤中微生物的活動需要適宜的土壤含水量，但過多的水分導致進入土壤的氧氣減少，從而改變土壤有機物質的分解過程和產物。 土壤有機質的分解和 轉化也受土壤干濕交替作用的影響。干濕交替作用使土壤呼吸強度在很短時間內大幅度地提高，并使其在幾天內保持穩(wěn)定的土壤呼吸強度，從而增加土壤有機質的礦化作用。另一方面干濕交替作用會引起土壤膠體，尤其是蒙脫石、蛭石等粘土礦物的收縮和膨脹作用，使土壤團聚體崩潰，其結果一是使原先不能被分解的有機物質因團聚體的分散而能被微生物分解；是干燥引起部分土壤微生物死亡。 植物殘體的特性 新鮮多汁的有機物質比干枯秸稈易于分解，有機物質的細碎程度影響其與外界因素的接觸面，而影響其礦化速率。有機物質組成的碳氮比 (C/N)對其分解速 度影響很大。 土壤特性 土壤質地在局部范圍內影響土壤有機質的含量。土壤 pH 也通過影響微生物的活性而影響有機質的降解。 十六、土壤中腐殖質的分組及化學，物理，分子結構性質？ 土壤腐殖物質用堿液提取不溶性的為胡敏素，酸化到 ph1 沉淀物為胡敏酸，溶液為富啡酸。 物理性質： 1. 分子量 同一土壤中，富啡酸的平均分子量最小，胡敏素的平均分子量最大，胡敏酸則處于富啡酸和胡敏素之間 。 2. 大小和形態(tài) 土壤胡敏酸的直徑范圍在 ?m之間，富啡酸則更小些 顏色 腐殖物質的整體呈黑色 3. ，而其不同組分腐殖酸的顏色則略有深淺之 別。富啡酸顏色較淡，呈黃色至棕紅色，而胡敏酸的顏色較深，為棕黑色至黑色 化學性質： 富啡酸的羧基和酚羥基含量以及羧基的解離度均較胡敏酸高，醌基較胡敏酸低；胡敏素的醇羥基比富啡酸和胡敏酸高，但富啡酸中羰基含量最高。 含氮含碳量以 fa， ha， hm增加。 Fa的氧硫含量大于 ha，但碳氫比和碳氧比比 ha 小。 fa 中羧基和酚羥基總和大于 ha總酸度較高，陽離子交換量和絡合量大， hm 酸度最低 分子結構： 1. fa 中的芳香核的縮合程度較小，但周圍化合物的聚合程度較高。主要是由多糖和 不同量的烷基碳化合物做成。 2. ha 類多糖、芳香族木質素的衍生物和長鏈烷基部分組成，芳香族結構的比例比 fa 大。 3. h