土壤内部水汽运动概述

土壤内部水汽运动的推动力是水汽压梯度，这是由土壤水势梯度或土壤水吸力梯度和温度梯度引起的。其中温度梯度的作用远远大于土壤水吸力梯度，温度梯度是水汽运动的主要推动力。所以水汽运动总是由水汽压高处向水汽压低处，由温度高处向温度低处扩散。

当水汽由温度高处向温度低处扩散遇冷时便可凝结成液态水，这就是水汽凝结。水汽凝结有两种现象值得注意，一是液潮现象，二是冻后聚墒现象。

夜潮现象多出现于地下水埋深较浅的夜潮地。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿。这对作物需水有一定补给作用。

冻后聚墒现象是我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结，使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是冻后聚墒现象。虽然它对土壤上层增水作用有限(2%～4%),但对缓解土壤旱情有一定意义。冻后聚墒的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大时，冻后聚墒比较明显。

在土壤含水量较高时，土壤内部的水汽移动对于土壤给作物供水的作用很小，一般可以不加考虑。但在干燥土壤给耐旱的漠境植物供应水分时，土壤内部的水汽移动可能具有重要意义，使许多漠境植物能在极低的水分条件下生存。

农田土壤水平衡是指对于一定面积和厚度的土体，在一段时间内，其土壤含水量的变化应等于其来水项与去水项之差，正值表示土壤储水量增加，负值表示土壤储水量减少。

土壤水分平衡的数学表达式，即

ΔW=P+I+U+ET+R+In-D

式中，ΔW为计算时段末与时段初土体储水量之差（mm);P为计算时段内降水量（mm);I为计算时段内灌水量（mm);U为计算时段内上行水总量（mm);ET为土面蒸发量（mm)与植物灌溉塞腾量（mm)之和，称为蒸散量；R为计算时段内地面径流损失量（mm);In为计算时段内植物冠层藏留量（mm);D为计算时段内下渗水量（mm)。

降水量和灌溉量可用雨量筒和水表定量，为简便起见，二者可以合并，以P代表。截留是降水或喷灌时被植冠所藏获而未达到土表的那部分水量，苗期很少，但生长中后期后有时可占降水量的2%～5%,这部分来水未参与土面蒸发而直接从植物冠层上蒸发掉，因此又常合并到ET。可是截留量较难统计，且数量不大，许多情况下予以忽略。地表径流与截留有着同样的情况，不过对于平坦地块来说，不出现暴雨或降雨强度不太大时，也可以忽略，即有R=0和In=0,于是土壤水分平衡式可简化为

△W=P+U-ET-D

土壤水平衡在实践中很有用处，根据土壤水分平衡式，用已知项可以求得某一未知项（如蒸散量等）,这就是所谓的土壤水量平衡法。在研究土体水分状况周年变化、确定农田灌溉水量和时间以及研究土壤-植物-大气连续体（SPAC)中的水分行为时常用到。

参考文献：

[1]徐建明.土壤学[M].北京：中国农业出版社，2019:197.

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