① 凍土中水分運動的研究進展
由於凍土介質的特殊性和土壤水分在其中運動的重要性，凍土中水分運動的研究受到世界上許多國家的重視。已經召開的七屆國際多年凍土會議分別涉及到這方面的內容，美國公路研究部門及其他國家的類似組織已多次組織了有關專題會議，聯合國教科文組織專門開辦過寒區水土問題講習班等等。據不完全統計，除我國外，目前開展這類研究的主要有前蘇聯、美國、加拿大和瑞典等十多個國家。近20年來，各相關學科的研究工作者從不同角度和研究目的出發，對凍融過程中土壤水、熱遷移問題進行了多方位研究，取得了許多重要成果。
1.凍土學研究概況
凍土學的研究包括凍土物理學、凍土化學、凍土力學、工程凍土學、凍土環境學等學科。土壤凍融過程中水、熱遷移問題屬於凍土物理學的研究范疇。凍土物理學為凍土學的基礎研究內容，其研究范圍包括：凍土的基本物理性質、結構、構造，土壤凍融過程中的水分遷移、成冰作用及凍脹，鹽分遷移及鹽脹。
凍土學較為系統的研究始於19世紀末期。1890年俄國成立了凍土研究委員會，開始對凍土進行了比較廣泛的研究。進入20世紀後在蘇聯時代，凍土學研究發展較快（崔托維奇，1985；費里德曼，1982），研究內容涉及到凍土物理學、凍土力學、土壤水熱改良、工程穩定性等。在美國、加拿大等國，從20世紀開始，自然資源的開發利用直接推動了凍土學的不斷發展。
1963年舉行的第一屆國際凍土大會（International Conference on Permafrost，簡稱ICOP），標志著凍土學的研究進入了新階段。此後從1973年起每隔5年舉行一次ICOP，以交流各國在凍土學領域的研究成果。在1983年舉行的第四屆ICOP上，由中、俄、美、加四國倡議成立了國際凍土協會（International Permafrost Association，簡稱IPA）。
我國的凍土學研究起步較晚，但發展較快，目前已躋於國際先進行列。我國主要的研究單位有：中國科學院蘭州冰川凍土研究所，水利、公路、鐵路、建築等行業的設計、科研院所及相關的高等院校等。
中國於1982年成立了中國地理學會冰川凍土分會，並舉辦了全國冰川凍土學大會，交流國內外相關領域的研究成果，對推動凍土學的發展起了很大的促進作用。
2.地氣界面間的水熱交換研究
從能量平衡過程看，低層大氣中所發生的各種物理現象，基本上都是在下墊面（如土壤、植被、水面等）影響下形成的。不同的下墊面具有不同的物理特性，在鄰近下墊面的近地氣層和土壤上層出現復雜的物質、能量交換過程，並對小氣候的特點和形成規律產生重要影響。
下墊面由於吸收來自太陽的直接輻射和天空散射輻射（短波輻射）而升溫，同時也因長波輻射而降溫。短波輻射與長波有效輻射之差即為下墊面所獲得的凈輻射。白天，太陽短波輻射一般大於長波有效輻射，下墊面所獲得的凈輻射將通過向上的顯熱通量和向下的土壤熱通量分別使近地層的空氣、上層土壤增溫；夜間下墊面凈輻射為負，需要依賴近地層空氣和土壤層來補充熱量。因此近地層大氣和土壤上層的溫度狀況受著下墊面的強烈影響。
下墊面是低層大氣中水汽的主要源泉。當下墊面發生蒸散而將水汽輸送到大氣時，也要消耗大量的蒸發潛熱。蒸發潛熱也是下墊面熱量平衡中的重要組成部分。當下墊面發生凝結現象時，會有相應的潛熱釋放。這種依賴於下墊面的水分循環過程對小氣候的形成亦起著重要的作用。
近地氣層中的溫度和濕度的垂直分布與熱量、水分的收支狀況有關，因此下墊面向上和向下的熱量輸送、水分輸送也是決定近地氣層、土壤上層氣候特點的基本因素。地氣界面間的水熱交換作為凍融土壤水熱遷移的上邊界條件，對於採用數學物理方法研究土壤水熱遷移規律是必不可少的。
目前用於確定地氣界面間水熱交換通量的方法主要為微氣象學方法，包括空氣動力學法、能量平衡法、能量平衡-空氣動力學法和渦度相關法等。這些方法在生產實際中均有一定的應用價值，但各有其優缺點。其中，能量平衡-空氣動力學相結合的綜合法考慮了下墊面和近地表大氣的特性，具有很好的物理背景和依據，是了解地表水熱交換動態變化過程及其影響因素的基本方法，在土壤水熱耦合遷移過程的研究中，已得到了廣泛的應用。
在不考慮土壤水平方向熱交換量的情況下，根據能量守恆定律得出的下墊面的能量（熱量）平衡方程為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，Rn為凈輻射；G為土壤表面熱通量；LE為土壤蒸發潛熱通量；H為顯熱通量。
地表潛熱通量LE、顯熱通量H與水熱狀況和近地表小氣候有關，一般用阻抗模式來計算。Penman在1948年最早採用該方法研究潛在騰發，提出了著名的Penman公式。在潛在騰發的計算模式中，只考慮了大氣邊界層空氣動力學阻抗ra。Monteith在1963年提出了表面蒸發阻抗rs的概念，為計算非飽和土壤水分蒸發開辟了新途徑。
空氣動力學阻抗ra取決於近地層空氣的風速分布。當風速廓線近似於對數分布時，可近似認為這一層內的熱量、水汽傳輸阻抗與動量傳輸阻抗ra相等，其值可根據大氣紊流邊界層理論計算。
受地氣間溫差所引起的浮力效應的影響，風速的對數廓線不再成立。此時，熱量、水汽傳輸阻抗與動量傳輸阻抗不再相等，需要對其計算模式進行修正。Camillo和Gurney（1986）用大氣穩定性修正因子表示這種影響，這兩個修正因子與Monin-Obukhov長度有關；Acs等（1991）在土壤含水率和地表溫度的耦合預報模型中採用該方法對大氣穩定性進行了修正。
表面蒸發阻抗rs的確定比較困難，目前既無理論預測，又缺乏試驗資料。林家鼎和孫菽芬（1983）認為，對於同一種土壤，蒸發阻抗變化主要與地表土壤含水率θ有關，而且與θ的某負次冪函數成比例，並根據實測數據給出了rs的經驗表達式。Camillo和Gurney（1986）認為可將rs視為一個擬合參數，通過實測數據與模擬結果的比較來擬合rs，使計算和試驗結果相吻合。據此，他們也提出了相應的rs與θ的經驗關系。
在土壤水熱遷移研究中，地表能量平衡方程（或與其他方程相結合）一般作為上邊界條件來處理。在一定的時間、地點、氣象條件下，地表能量平衡方程中的各分量均為地表含水率、溫度和溫度梯度的函數。一般情況下，表土水分在短時間內可認為保持不變，因此能量平衡方程僅是地表溫度及其梯度的函數，對此可有不同的處理方法。其中一種是將該方程視為地表溫度的非線性隱式方程，通過方程求解得到地表溫度；另外一種是通過潛熱、顯熱計算地表熱通量，將其作為熱方程的第二類邊界條件。
3.凍融土壤水分運動問題的實驗研究
1）室內實驗研究
土壤水分運動規律的研究最早始於法國的Darcy，1856年他根據飽和沙土的滲透試驗，得出了滲流通量與水力梯度成正比的著名的達西定律。1931年Richards將這一規律應用於非飽和土壤水，認為非飽和土壤水分通量ql可表示為：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，Ψ和Ψm分別為土壤的總土水勢和基質勢；K（Ψm）為土壤非飽和導水率。
在凍土的研究過程中，水分通量一般採用上述表達式，但凍土基質勢目前還不易測定。假設土壤基質勢與凍土未凍水含量之間存在一一對應關系，那麼凍土中的水分通量亦可用未凍水含量θu的梯度來表示：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，D（θu）為土壤水分擴散率。
20世紀80年代，美國陸地寒區研究與工程實驗室（US Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory，簡稱CRREL）進行了一系列室內試驗，以探索凍土中水分遷移的機理。Nakano等（1982，1983，1984a，1984b，1984c）、Nakano和Tice（1987）對等溫條件下的水分遷移進行了室內實驗研究，認為水分遷移通量取決於土壤總含水率（包括未凍水和冰）的梯度。
Konrad和Morgenstern（1981）進行了不同溫度梯度下凍土中的水分遷移試驗，根據試驗結果得出了水分遷移通量與溫度梯度ΔT成正比的結論，即：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
其中參數SP稱為分凝勢（Segreation Potential），它與具體的試驗條件和土壤凍結速度、土壤含水率等因素有關。這一參數的復雜性使得其應用受到很大限制。
自20世紀70年代以來，中國科學院蘭州冰川凍土研究所對土壤凍結特性、凍結條件下的水分遷移、成冰作用及凍脹、鹽分遷移及鹽脹等問題進行了大量的室內實驗研究（Xu等，1985；徐學祖和鄧友生，1991；徐學祖等，1995；Chen和Wang，1985，1991）。根據其研究結果，凍土中的水分遷移與凍結緣中的土水勢梯度有關，而該梯度主要取決於土體的性質、邊界條件、凍結速度和凍脹速度等因素。
根據上述試驗研究結果，非飽和凍融土壤水分遷移的推動力主要包括土壤含水率梯度（土水勢梯度）和溫度梯度（Nakano，1991），二者既可以相互獨立，也可以相互依賴。
到目前為止，對於凍土中水流問題的研究，多採用與土壤非飽和水流類似的方法，即引入土水勢的概念（Hillel，1980；雷志棟等，1988），用能量觀點進行。這樣可以對土壤的凍結區、非凍結區進行統一分析，便於用數學、物理方法對凍土中水熱耦合遷移問題進行統一研究。
2）室外試驗研究
室外試驗研究主要包括與農業水資源高效利用及土壤鹽漬化改良有關的田間入滲試驗、水熱鹽遷移試驗和與工程建築物凍脹防治等問題有關的現場試驗。
凍融土壤的入滲特性的試驗研究開始於20世紀60年代。Stoeckjer和 Wetzlllan（1960）認為凍融土壤的入滲特性與土壤凍結類型有關。把凍土分為水泥狀凍結、多孔狀凍結和粒狀凍結三種類型。水泥狀凍土多為細粒結構，土壤含水率較高，由許多復雜的薄冰透鏡體組成，常為密實塊狀，類似於水泥地。粒狀凍土顆粒粗，土壤含水率較低，冰晶在土粒周圍聚集但彼此分離。多孔狀凍土的特點介於以上二者之間。Sthecker和Weitzman（1960）曾用單環入滲儀測了三種類型凍土的入滲率，同質地土壤水泥狀凍土入滲率極小，粒狀凍土比未凍前入滲率更高。Boombny和Wang（1969）室內測定了不同初始含水率的土樣在快速凍結條件下的滲透性，發現當土壤的飽和含水率和初始含水率之差小於0.13 m3／m3時，凍土屬於水泥狀凍結，其滲透性可忽略。
大多數學者認為影響凍土入滲特性的主要因素是凍結時的含水率。Kane和Stein（1983）用雙環入滲儀在美國Alaska季節性凍土中做了不同含水率條件下的入滲試驗，結果表明季節性凍土中的入滲曲線類似於非凍土，土壤初始含水率愈高，入滲率愈小。Lee和Molnau（1982）經分析入滲試驗結果發現，土壤的穩定入滲率與凍結期土壤含水率具有很強的負相關關系。
土壤質地對入滲特性也有很大影響。瑞典農作土壤的質地主要為重粘土，其入滲率變化在0.004～5.0 mm/min之間（Kapotov，1972；Engelmark，1987）。低入滲率主要是由於土壤質地粘重和高含冰量導致的低滲透性造成的，而高含冰量除了受凍結期高土壤含水率的影響外，還受凍融期融雪水入滲、重新凍結的影響；高入滲率則是粘土凍結後形成宏觀垂直裂隙的結果（Thunholm和Lundin，1989）。
Zuzel和Pikul（1987）用模擬降雨裝置測定了茬地、冬小麥田和犁地在深秋凍結之前、冬季凍結期和春季消融期的入滲率。同質地土壤犁地入滲率最大，冬小麥田入滲率最小。比較凍前、融後的土壤入滲率，結果並無太大變化，說明不同耕作措施條件下的土壤並不因為凍結過程而改變其入滲特性。Pikel，Zuzel和Wilkins（1991，1992）做了土壤凍結期已耕地和未耕地在兩個不同凍層厚度下的入滲試驗。當凍土深度為0.12 m（小於耕作深度）時，已耕地土壤入滲率大於未耕地；當凍土深度大於0.35 m時，已耕地和未耕地土壤入滲率相差很小。
在凍土分布區，地面凍結、土壤入滲能力降低是融雪產生地表徑流、水土流失的主要原因（Kalyuzhnyi，1980；Zuzel和Pikul，1987）。美國Alaska地區地表徑流量占融雪水總量的25%～47%（Kane和Stein，1987），而在Oregon北部地區地表徑流量占融雪水總量的4l%～49%（Zuze，1982）。為了減少水土流失、增加土壤入滲，許多學者研究了不同土地管理措施下的土壤入滲規律，為當地優化水土保持措施提供了依據。
近年來，我國季節性凍土分布區有關部門、科研院所的科技工作者，結合當地生產實際對凍土中水分、鹽分遷移及水工建築物凍脹防治等問題，進行了大量的野外現場試驗及應用研究，取得了一批有意義的研究成果。朱強（1988）、Zhu（1993）研究了季節性凍土區的凍脹問題；內蒙古自治區水利科學研究所（1987）、Wang（1993）、趙東輝（1997）對凍結過程中土壤水分、鹽分遷移進行了試驗研究；張轉放等（1992）研究了北京地區土壤在兩種灌溉定額下的凍後聚墒特點；郭素珍（1996）對內蒙古河套灌區秋澆時間對水鹽運移和農業環境的影響進行了試驗研究；太原理工大學樊貴盛和鄭秀清等（1997，1999，2000）、鄭秀清等（2000，2001）、邢述彥（2002）在國家自然科學基金的資助下，從冬春灌溉用水管理的角度出發，研究了田間凍融條件下土壤的入滲特性；黃興法等（1993）在山東禹成對冬春季節土壤水分、溫度、鹽分的變化過程進行了觀測，並對其變化規律進行了分析；尚松浩等（1997）對北京地區越冬期土壤水熱遷移規律進行了研究。
4.凍融土壤水分運動問題的理論研究
對於土壤中水流和熱流問題的研究，在早期是相互獨立進行的，二者分別建立了自己的理論體系，並在各自的研究領域對求解方法進行了較為深入的研究。
對於土壤非飽和流問題，將達西定律與水流連續方程相結合即可得到土壤水分非穩定運動的基本方程（Richards方程）
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，θ、t分別為土壤含水率、時間；其他符號同前。
土壤熱流的研究始於20世紀40年代末期，將Fourier導熱定律應用於土水系統，由能量守衡原理可得到土壤中熱流的基本方程：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，T、C、λ分別為土壤溫度、體積熱容量和導熱率。
1957年Philip和de Vries開創了土壤水熱耦合研究之先河。他們基於多孔介質中液態水粘性流動及熱平衡原理，提出了水熱耦合遷移模型（Philip和de Vries，1957；de Vries，1958）
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中，q、ql、qv、qh分別為土壤中的總水分通量、液態水通量、水汽通量和熱流通量；Dθ、DT分別為水分、溫度梯度所引起的水分遷移的擴散率；ρl、Cl分別為液態水的密度和熱容量；Dθv為水分相變時的擴散率；L為參考溫度T0時的相變潛熱。
以上模型考慮了溫度梯度對水分運動的影響，水的相變及水分對溫度的影響。
在Philip-de Vries模型的基礎上，人們對土壤水熱耦合問題進行了更廣泛深入的研究。Kay和Groenvelt（1974）在水分運動方程中，以土壤含水率θ和溫度T為獨立變數，將含水率梯度作為土壤水分運動的驅動力，該項研究沒有反映出土壤水分運動的物理本質，並且只適用於均質各向同性的土壤系統。Milly（1982）在此基礎上，採用了以土壤基質勢和溫度為變數的土壤水、熱耦合方程，使之能夠適用於非均質土壤，並用有限元法模擬了等溫、非等溫條件下的土壤水分運動。de Vries（1987）對此前這一領域的研究進行了綜合評述。Chung和Horton（1987）研究了地表有部分作物覆蓋條件下土壤水熱遷移。蔡樹英、張瑜芳（1991）用該模型計算了不同溫度條件下土壤水分的蒸發過程。土壤-植物-大氣連續體（SPAC）中水熱遷移的研究是土壤水熱遷移問題的引深，目前已進行了大量的研究工作（Camillo等，1983；Van de Griend和Van Boxel，1989；康紹忠，1994；吳擎龍等，1996；李家春和歐陽冰，1996）。
凍融條件下的土壤水熱遷移是一個多因素綜合作用的復雜物理過程，對該問題的研究30多年來已取得重要的進展。自20世紀60年代以來，許多科技工作者對這一問題進行了研究，提出了各種各樣的數學模型，這些模型大致可分為兩類。第一類是在Philip和de Vries模型基礎上建立起來的所謂機理模型（Harlan，1973）。在該模型中忽略了土壤中冰與水的相互作用，認為凍土中的未凍含水率僅與土壤負溫有關，與總含水率無關，並與負溫處於動平衡狀態。土壤未凍含水率與負溫的關系（亦稱為土壤凍結特性曲線）需根據試驗來確定，目前這類模型的應用較多。Harlan（1973）、Taylor和Luthin（1978）、O』neillomd and Miller（1985）等對土壤凍結條件下的水熱遷移進行了數值模擬，Jame和Norum（1980）用本質上近似於Hanlan的模型模擬了水平土柱凍結狀態下的溫度、含水率、含冰率的動態變化，並與室內試驗結果進行了比較。Fukuda和Nakagawa（1985），Flerchinger和Saxton（1989），Lundin（1990）採用機理模型模擬了凍土系統中的水熱遷移，在模型中考慮了地氣間的顯熱交換，但沒有考慮潛熱交換和地表蒸發。在冬季地氣間潛熱通量雖然小於顯熱通量，但二者為同一量級，忽略蒸發潛熱必然會對計算結果產生一定的影響。
第二類模型是應用不可逆過程熱力學原理描述土壤水熱通量，稱為熱力學模型（Kay和Groenevelt，1974；Groenevelt和Kay，1974；Kung和Steenhuis，1986）。這一模型與機理模型在土壤未凍區一致，其區別僅在於凍結區。模型中考慮了在溫度梯度及水（包括固、液、氣三相）勢梯度作用下的水、汽、熱遷移。模型假定凍土中冰和水處於平衡狀態，其化學勢相等，並假定冰壓力為0，忽略重力影響，利用Clapeyron方程，可得到：
水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動
式中：pw為水壓力；Hf、vl分別為水的結冰潛熱和比容；T為土壤溫度。
根據這一關系，土壤水勢梯度可用溫度梯度表示，因此在凍結區的未知量只有溫度T，水、汽、熱通量均為溫度及溫度梯度的函數。將這些通量關系與質量、能量守衡原理相結合即可得到凍土中水熱耦合遷移的熱力學模型。這一模型與機理模型相比，不需要確定未凍含水率與負溫的關系。但在模型的推導過程中引入了Clapeyron方程，一般認為該類模型只適用於土壤凍結溫度附近的一個有限溫度范圍，對於較低負溫下該模型的適用性尚未得到試驗驗證。
Kung和Steenhuis（1986）用熱力學模型模擬了土柱一端突然降到負溫時的土壤凍結過程，其結果與實驗規律相一致。計算結果表明，水汽遷移量比液態水遷移量小兩個數量級，而對流傳熱量比傳導熱量也小兩個量級。因此，忽略土壤凍結過程中的水汽遷移，對流傳熱對計算結果的影響較小。
Shen和Ladanyi（1987）在凍土水、熱耦合模型中加入了土體應力場模型，模型中考慮了水熱遷移和土體變形，並分別用有限差分法、有限單元法模擬了飽和土壤的凍結過程，其溫度剖面、土體凍脹量與試驗結果比較吻合。
國內對凍土水熱耦合遷移問題的研究起步較晚。楊詩秀（1988）採用機理模型模擬了水平、垂直土柱的凍結過程，並定性地分析了土壤初始含水率對土壤凍脹量的影響。中國科學院蘭州冰川凍土研究所（1989）對凍結過程中土壤水分、溫度、應力場問題進行了研究。葉伯生和陳肖柏（1990）、胡和平（1990）在水熱遷移的機理模型中，引入Clapeyron方程研究凍土中水熱遷移問題，這種處理方法不僅存在上述Clapeyron方程的適用性問題，而且還存在該方程與土壤凍結特性曲線之間的相容性問題。李述訓和程國棟（1995）對室內土壤凍結、融化過程進行了數值模擬。雷志棟等（1998，1999）模擬了凍結條件下土壤的水熱耦合遷移規律，但未考慮氣態水遷移及熱的對流遷移。鄭秀清（2001）採用包括氣態水遷移和熱對流遷移的水熱耦合數值模擬模型，模擬了天然條件下土壤的季節性凍融過程以及其中的水熱遷移規律，取得較好的結果。
土壤鹽分對土壤凍結狀況及其水分遷移有很大影響，正如Cary等（1979）所指出的，當土壤溶液中的鹽分在凍結緣積累時，凍結鋒面處的滲透壓梯度對水分遷移有很大的阻礙作用。即使土壤的含鹽量非常低，滲透勢和鹽分遷移對土壤水熱遷移也有很大影響。美國農業部農業工程研究服務中心Flerchinger及Saxton（1989）建立了積雪-殘茬-土壤系統中水熱遷移的數值模擬模型，考慮了鹽分對水熱遷移的影響。練國平和曾德超（1988）首次在國內建立了凍土水熱鹽運動數學模型，在此基礎上黃興法等（1993）對凍結期土壤水熱鹽運動規律進行了數值模擬，並取得較好的效果。
綜合20世紀60年代以來國內外關於凍土水分入滲、遷移問題的研究進展，凍融土壤水分運動問題在理論、計算方法以及室內外試驗方面均進行了一定的研究，對其運動規律有了一定的認識，取得了可喜的進展，但由於課題本身的復雜性、測試儀器設備的限制以及研究的滯後性，大多數研究都是模擬室內的土壤凍融過程。由於這類模擬試驗土柱的邊界條件比較簡單，與自然條件下的凍結過程差異較大，因此很難應用於生產實際。有關自然條件下凍融土壤系統的水分運動規律問題有待於進一步深入研究。在土壤水分入滲和遷移方面，存在下列問題亟待解決：
（1）對田間凍土入滲普遍規律的研究缺乏綜合性和系統性。盡管國內外對田間凍土入滲試驗的研究已經取得一定的進展，但由於研究目的不同、考慮因素單一，其研究多以冰川和積雪地區的區域水資源評價或預測為目的。
（2）對凍融土壤水分入滲的主導影響因素的研究和認識很不夠。如研究者對土壤溫度對凍結土壤入滲能力影響的認識等。
（3）凍結土壤水分入滲模型的研究還不夠深入。縱然就目前的研究手段而言，研究出較好的描述田間凍土水分入滲理論模型存在很大困難，但提出有關凍土入滲的經驗模型還是有可能的。但截止到目前，對凍結土壤水分入滲模型的研究甚少。
（4）結合生產實際對自然條件下整個越冬期長時間的土壤凍融過程中水熱遷移問題的研究還很缺乏，尤其是對凍融土壤水分保持特性及不同地表條件下越冬期土壤水分的保持特性的研究。
（5）凍融條件下土壤水分遷移的理論還不夠完善，對其內部客觀物理機制的理解還不夠深入，快速、有效的數值計算方法還有待進一步的研究，結合生產實際對天然條件下土壤凍融過程中水熱遷移問題的研究成果相對薄弱。
② 土壤水分越接近飽和，基質勢越高，水勢的絕對值越小，這句話對還是錯。
這句話是對的。
土壤的基質勢是負值，含水比越高則基質勢越大，飽和時無限接近於0.土水勢由基質勢，滲透勢，重力勢，壓力勢構成，其中壓力勢可以忽略不計，重力勢對同一塊土壤來說保持不變，同一種液體（水）對土壤的滲透勢為負值且隨著飽和度的增大而增大，直至接近於0，所以絕對值是越來越小的。
③ 有作物條件下的「四水」轉化關系研究
研究田間有作物條件下的土壤水運動，大氣水、地表水、土壤水、地下水的相互轉化關系，比較利用地中滲透計測定無作物條件下的降水入滲和潛水蒸發，更為復雜。首先是土壤質地和地層結構差異甚大，試驗條件很不相同，而且作物騰發、根系吸水本身就是一個十分復雜的課題。但在缺水對策研究中，在水資源綜合評價和合理開發利用研究中，它更切合實際，更能真實反映自然狀態，因此，更具有實際意義和應用價值。
一、土壤水和土水勢的計算
（一）土壤水的計算
試驗採用英國沃靈福水文研究所製造的IH—Ⅱ型中子水分探測儀（簡稱中子儀），根據商丘均衡試驗場試驗田實際情況，進行了中子儀野外現場標定。
土壤固體顆粒構成土壤骨架，土壤孔隙充填水和空氣，土壤水含量（含水率）就是水佔三相體的比例。本試驗用體積含水量表示，單位%(cm3/cm3），也可用水柱高表示，單位c mH2O或mmH2O。
根據中子儀在田間土壤剖面上的觀測讀數和在水中的標准讀數，按照不同的土壤質地、不同的中子儀標定議程，即可算出任一時間、任一深度的土壤水含量，也可以計算出定位點或全剖面上的土壤水含量。
（二）土水勢的計算
土水勢是土壤水所具有的勢能，是用物理能量觀點來研究土壤水的貯存、運移和轉化。根據熱力學理論基礎，土水勢遵循能量守恆的熱力學第一定律，同時遵循熱力學第二定律，自發由能量高的狀態向能量低的狀態運動。運動的驅動力是任兩點的土水勢差。任一點的土水勢，則是將該點的土壤水狀態移動到標准參考狀態時所做的功。由此導出的總土水勢ψ為5個土水勢分勢之和：
ψ＝ψZ＋ψP＋ψm＋ψs＋ψt
式中：Z ——重力勢；
ψP——壓力勢；
ψm——基質勢；
ψs——溶質勢；
ψt——溫度勢。
在分析田間土壤水分運動時，壓力勢、溶質勢、溫度勢一般都可以不考慮的情況下，總土水勢ψ由基質勢ψm和重力勢ψZ組成，即：
ψ＝ψm＋ψZ
1.基質勢
基質勢是土壤基質吸附土壤水形成的土水勢。飽和狀態的土壤水基質勢為零，非飽和狀態土壤水的基質勢則為負值。
本試驗採用真空表負壓計、汞柱負壓計來測定土壤水的基質勢。真空表負壓計計算基質勢公式為：
ψm=-1.36Zhg+Z0
式中：ψm——土壤水基質勢，單位為cmH2O;
Zhg——真空表讀數，單位為mmHg;
Z0——真空表至陶土杯中心距離，單位為cm。
汞柱負壓計基質勢公式為：
ψm=13.6h0-12.6h-Hm
式中：h——汞柱負壓計讀數，記mmHg；
h0——汞槽液面讀數，記mmHg;
Hm——負壓計0點至陶土杯距離，記cm，測點在0點以上為負，以下為正。
2.重力勢
重力勢與土壤性質無關，它僅僅取決於所測土壤點到標准參考狀態的高度或高程差，標准參考狀態可任意選定，一般選在地表面或地下水水位，規定測點在標准參考狀態面之上為正，之下為負，重力勢計算公式為：
ψZ＝±Zm
式中：ψZ—－土壤水重力勢；
Zm——陶土杯至參考狀態平面的距離。
利用以上公式即可計算出田間土壤剖面上任一時間、任一深度的總土水勢。
二、潛在騰發量的推求
田間有作物條件下，土壤水的蒸發蒸騰是一個較為復雜的物理過程，從宏觀分析，主要包括植物株間的表土蒸發和與植物生理有關的葉面蒸騰。在研究田間土壤水分運動時，常把蒸發和蒸騰作為一個量，稱騰發量。在解決實際問題時，騰發量又有潛在騰發量和作物實際騰發量之分。
（一）潛在騰發量估算
潛在騰發量，也稱潛在騰發力，是指「從高度一致、生長旺盛、完全遮蓋地面而不缺水的8～15cm 高的綠色草地（植物指矮稈作物花紫苜蓿）上所蒸發蒸騰的速率」，它主要受氣象因素的影響，是大氣蒸發能力的量度。
估算潛在騰發量的方法較多，應用最廣泛的方法是彭曼綜合法。但在彭曼公式中，存在一些很難測得的參數項，如凈輻射等，還有一些參數是所作的假定，其計算所得的是自由水面的潛在蒸發量。本次試驗根據某些經驗關系，在原公式的基礎上，作了一些取代和修正，修正後的彭曼公式為：
河南省地下水資源與環境問題研究
式中：ETP——潛在騰發量，單位為mm/d；
Δ——33.8639[0.05904(0.00738T+0.8072)7-0.0000342];
T——月平均氣溫，℃；
r——溫度常數，
P——當地大氣壓，單位m b，在數值上P=1013.25-0.1055Z=1008.19;
Z——當地標高，m;
L——595-0.51T;
河南省地下水資源與環境問題研究
RA－－大氣層太陽輻射量，mm/cm2·d；
n——當地日照時數；
N——當地最大日照時數；
Tk——273+T；
σ——1.985×10-9;
e——當地水汽壓，mb;
Eε——0.26(1+Bμ2）（es-e）；
B=0.07(TM-Tm）﹣0.625
TM——月平均最高氣溫，℃；
Tm—月平均最低氣溫，℃；
μ2——2m高處風速，m/s;
es——33.8639[(0.00738T+0.8072)8-0.000019(1.8T+48)+0.001316]。
（二）潛在騰發量與水面蒸發量的關系
試驗研究證明，利用彭曼公式推求的作物潛在騰發量結果，與單一氣象因子水面蒸發量，有較好的正相關關系。潛在騰發量的時空變化，與水面蒸發量的時空變化，其規律基本相同，在數量絕對值上，作物的潛在騰發量則略偏低於同期的水面蒸發量。
三、利用土壤水分運動通量法進行田間水量平衡分析
土壤水分運動通量法直接應用達西定律和質量守恆原理來進行田間「四水」均衡要素和水量平衡分析，來研究田間土壤水分的貯存、運移和轉化關系的。通量法具體有零通量面方法和定位通量方法。
（一）零通量面方法進行田間水量平衡分析
在零通量面存在時，田間水量平衡方程公式為：
ETO=P－Δθ
式中：ETO——零通量面存在時的騰發量；
P——時段降水量；
Δθ——土壤水儲存變化量。
利用零通量面方法，進行田間水量平衡試驗並計算，結果表明，試驗作物生長期，體現了零通量面的發生、發展、消亡、再發生的全過程及演變規律。較明顯的重復有4次，首次是7月的夏玉米拔節期，在較大降雨和灌水之後而發生，因又降雨而消亡，發展存在了10天。第2次為8、9月的夏玉米抽雄灌漿期，繼前次又降雨之後發生，持續時間較長，習慣供水型夏玉米則因灌水而破壞零通量面，持續時間較短。第3次為冬小麥幼苗過冬期，發展時間最長達72天。第4次是4月的冬小麥拔節期，同樣因降雨而發生。總之，零通量面發生和消亡的直接原因都是因較大降水或灌水所致；發展演變時間長短，水量平衡因素騰發量的大小，主要受氣象因素控制和人為因素影響，發展深度多在40～50cm 發生，逐漸演變到120cm 而消失，其類型主要為向上騰發，向下下滲的發散型零通量面。
（二）定位通量方法進行田間水量平衡分析
定位通量方法是根據非飽和狀態土壤水運動的基本規律和達西定律提出的。田間土壤水運動，可概化為垂向一維運動，非飽和狀態土壤水和飽和狀態土壤水一樣，遵循熱力學第二定律，水分由高水勢自發向低水勢方向運動，運動基本規律遵從達西定律。
根據質量守恆原理，有關田間的總水量平衡方程為：
河南省地下水資源與環境問題研究
式中：P——大氣降水量；
W——灌水量；
R——地表水徑流量；
ETD——騰發量，由定位通量方法求得；
F——土壤水側向徑流量；
Δθ——土壤水儲存變化量；
qD——地下水變化量，即蒸發或下滲通量。
根據商丘均衡試驗田條件，可將土壤水分運動概化為垂向一維流運動，計算公式可簡化為：
河南省地下水資源與環境問題研究
利用定位通量方法進行田間水量平衡計算結果表明，田間非飽和狀態的土壤水分運動，不分習慣和節水供水型農田，不論夏玉米和冬小麥哪種生長期，普遍遵從基本規律是土水勢高的自發地向土水勢低的方向運移和轉化。土水勢差是土壤水運動的動力。土壤水分運動通量的大小，取決於土水勢和非飽和導水率兩個參數項。土水勢既決定著定位點或土壤剖面水分運移方向，判釋是向上騰發還是向下下滲，也關系著非飽和導水率的變化，它和飽水狀態含水層中的水流運動一樣，具有速度的量綱，當土壤水在降水或灌水影響作用下增大時，土水勢的基質勢就增高，與基質勢呈函數關系的非飽和導水率隨之增長，定位點的通量就越大，與土水勢剖面一致為向下下滲通量，當土壤水在騰發作用下消耗時，則與此相反。
試驗表明，習慣供水型與節水供水型的定位通量相比，夏玉米生長期，習慣比節水供水型的向上通量少13.4m m，向下下滲量則多32.2m m，冬小麥生長期，也是類似趨勢，表明實行節水供水後，降水和灌水對土壤水和地下水的人滲補給將要減少，而土壤水和地下水消耗於作物騰發將要相對增大。
在田間進行水理平衡後，定位通量分析的作物實際騰發量，具有與作物生長階段基本一致的總趨勢。同時，作物的實際騰發量受供水條件限制，不同的供水條件，將產生不同的作物騰發，而實際節水供水後，田間作物對供水的利用率，則比習慣供水要高。
（三）兩種方法對比
作為一種方法而言，零通量面方法直觀容易計算，但應用條件受到嚴格限制，它只能適用於零通量面存在的條件下，計算上部向上的通量，即騰發量較為明顯，計算本土壤剖面下部向下的下滲通量時就遇到困難。定位通量方法則有較廣泛的適應性，它適用於零通量面存在的條件，又適用於零通量面不存在的條件，即作物生長的全過程都可以應用。因此，定位通量法是一種有實用價值的方法，在研究「四水」相互轉化關系時，可以推廣應用。
四、不同供水下「四水」轉化關系初步分析
本試驗所謂不同供水，是在相同的自然因素影響作用下，人為因素作用的不同，即前述設置的習慣供水型農田和節水供水型農田，採用兩種灌溉供水制度，研究習慣供水條件下和節水供水條件下，大氣水、地表水、土壤水、地下水的相互轉化關系、相互制約關系、轉化量和轉化規律。這兩組對比觀測試驗，只有灌溉供水差異，其他觀測實施方法、試驗方案、田間措施完全相同。
（一）兩個典型階段「四水」轉化分析
在試驗田間，對一次較大降水或灌水後，不久又降水的時期，田間降水以入滲為主，騰發次之，稱為入滲—騰發型轉化階段；對一次較大降水或灌水後，很久沒有降水或灌水階段，田間土壤水以蒸發為主，稱為騰發—入滲型轉化階段。
（1）入滲—騰發型階段的「四水」轉化。根據試驗場區條件，即使較大降雨，試驗田也沒有產生地表徑流，降水主要是入滲，入滲補給土壤水，土壤水超過田間持水量足夠多時，則入滲補給地下水，而其表層土壤水，或積存在地表面的降水，隨時都在消耗於騰發，轉化為大氣水。
（2）騰發—入滲型階段「四水」轉化。試驗表明，在一次降水後，長期無降雨發生時，田間「四水」轉化，主要是作物實際騰發，騰發量主要由吸收的土壤水轉化。土壤水在農業生產實踐中的重要意義，由此可見一斑。
（二）作物不同生長期的「四水」轉化分析
田間試驗作物不同生長期「四水」轉化，即受供水條件制約，也與作物生長期密切相關。本次試驗中，夏玉米在幼苗期，降水96.8m m，因作物生長所需騰發量小，使降水轉化為土壤水的量就大；在拔節期，降水和灌水總量達315.9m m，因降水充沛，雖然騰發量較苗期大2倍還多，但仍有147.3m m和69.1m m的水，分別轉化入滲補給土壤水，形成下滲通量補給地下水；在抽雄期，作物生長所需騰發量最大為124.5m m，降水1.2mm和灌水75mm，遠不能滿足生長所需，吸收利用了63.7mm的土壤水；在灌漿期，作物需水量明顯下降，降水52.7m m與騰發67.3m m，基本平衡。
冬小麥的4個生長期，其總的轉化關系及轉化規律，與夏玉米的4個生長期是基本一致的。作物實際騰發量分析，都呈現「幼苗期＜拔節期＜抽雄期和拔節期＞灌漿期」的規律，即隨著作物各生長期變化，「四水」相互轉化關系及相互制約關系，也隨著作相應的調整和變化。
（三）不同供水條件下的「四水」轉化分析
試驗表明，在習慣供水型和節水供水型兩種不同供水條件下，「四水」轉化結果是有區別的。
1.大氣降水在「四水」轉化關系中的作用
大氣降水是田間各類水的總水源，它普遍而深刻地影響著地表水、土壤水、地下水。其轉化量和制約關系，取決於降水量的大小。在相同的降水條件下，若產生的地表水徑流越多，入滲補給量就越小，當不產生地表水徑流時，除作物葉面截留，則入滲補給土壤水近似等於降水，降水較大時，才入滲補給地下水。
習慣供水型夏玉米，習慣供水型冬小麥，含降水和灌水的供水，均比節水供水型多，呈現少供水、少入滲，多供水、多入滲的近似正比的關系，相對習慣供水型而言，節水型供水入滲補給土壤水、入滲補給地下水都有相對減少趨勢。
2.土壤水在「四水」轉化關系中的意義
土壤水，在傳統的水資源評價和利用及管理研究中，一直為薄弱環節，本試驗研究表明，對土壤水的實用價值、土壤水在「四水」轉化關系中的調蓄作用，應有一個新的認識和充分估價。
本試驗田條件下，土壤水儲存於厚度為5.5m的非飽和狀態土壤介質中，受大氣降水、灌溉水、地下水的多重補給，又可轉化為地下水，消耗於作物實際騰發。
習慣供水型夏玉米和冬小麥試驗表明，在土壤質地相同時，土壤水儲存量與非飽和土層厚度有關，非飽和狀態土層越厚，土壤水儲存量越多，試驗中，100cm和390cm 土層的動儲存量近似一致，說明土壤水時空變化主要在100cm 內進行。土壤水的靜儲存量和最大儲存量，則反映了土壤水的一次性調蓄功能，還可以一次又一次的重復利用。
節水供水型夏玉米和冬小麥，以習慣農田各項對比，同期同深度的土壤水靜儲存量、最大儲存量大致相同，唯有土壤水動儲存量明顯減少，說明節水供水後，供水對土壤水的入滲補給將要減少。
由100cm 定位通量方法，確定的土壤水向上通量和向下下滲量，則可近似地表達了土壤水和地下水的相互轉化關系。在實行節水供水後，地下水和土壤水的消耗於騰發，有相對增大趨勢。如本次試驗中，節水夏玉米農田，地下水多消耗13.4m m，土壤水多消耗32.9mm。
從土壤水的主要消耗項——作物實際騰發量分析，主要是被農田作物吸收和利用，土壤水由作物生長所需的騰發，又轉化為大氣水。受供水條件限制，習慣農田比較節水農田，作物實際騰發量要大，但對供水的有效利用率，節水供水條件下明顯高於習慣供水條件下。
總之，土壤水如同「地下水庫」的作用一樣，調蓄著土壤—植物、地表水—地下水、大氣水為連續體的「四水」轉化關系。
3.地表水和地下水的轉化關系分析
據田間自記的地下水動態資料分析，1988～1989年，地下水位埋藏深度，基本穩定在5.5m 左右，受氣象（主要是降水）、消耗（主要是開采灌水）影響，僅有微升微降變化，屬降水入滲補給－開采蒸發消耗型動態類型。試驗區內非飽和狀態土層為粉質亞粘土、粉質亞砂土等多層交錯結構，有足夠大的土壤水儲存空間，使降水對地下水的入滲補給甚微。且實行節水型供水條件後，地下水的入滲補給量有相對減少趨勢，地下水的騰發消耗則有相對增大趨勢。
另據田間兩個地表徑流池實測，試驗期間，習慣供水型與節水供水型農田，一日最大降水量50.1m m，連續兩日最大降水量83.1m m，最長連續六日降水147.8m m 時，都沒有產生地表徑流量或產流無徑流。其根本原因是地下水水位埋深大，非飽和狀態土壤儲存水的空間大，降水與入滲補給土壤水近似呈正比關系，這也是本平原區近年來地表徑流量減少的重要原因。
④ 土壤學如何考
二.土壤的本質特徵？肥力的四大因子？
答：土壤的本質特徵是土壤具有肥力；肥力的四大因子是水、肥（營養物質）汽、熱（環境）。
三.土壤組成如何？土壤學發展過程的三大學派？
答： 固體顆粒（38%）
固 相（50%）
土壤 有機物（12%）
氣相（50%）
粒間空隙（50%）
液相（50%）
土壤學發展過程的三大學派：1.農業化學學派。（提出礦質營養學說）。2.農業地質學派（19世紀後半葉）。3.土壤發生學派（提出土壤是在五大成土因素作用下形成的）。
四.岩石根據生成方式不同分為哪幾類？
答：分為岩漿岩、沉積岩和變質岩。
五.岩漿岩的分類方式如何？（生成方式、化學成分）
答：按含二氧化硅的多少分為（1）.酸性岩（二氧化硅含量大於65%）。（2）.中性鹽（二氧化硅含量在52%——65%）。（3）.基性岩（二氧化硅含量在45%——52%）。（4）.超基性岩（二氧化硅含量小於45%）。
由構造不同分為（1）.塊狀構造（2）.流紋構造（3）.氣孔構造（4）.杏仁構造。
六.岩石礦物對土壤有何影響？
答：（1）.影響土壤的質地；（2）.影響土壤的酸鹼性：（3）.影響土壤中的化學組成。
七.分別舉出常見的原生礦物以及次生礦物五六類.
答：原生礦物:長石類、角閃石和輝石、雲母類、石英、磷灰石、橄欖石; 次生礦物:方解石，高嶺石，蛇紋石。
八.舉出幾種常見的沉積岩及變質岩.
答:沉積岩:礫岩.砂岩.頁岩.石灰岩.白雲岩. 變質岩:板岩.千枚岩.片岩.片麻岩.大理岩.石灰岩.
二. 物理風化作用、化學風化作用、生物風化作用的作用方式分別是什麼？
答：物理風化：1.溫度作用或溫差效應2.結冰作用或冰劈作用3.風的作用4流水的作用.
化學風化：1.溶解作用2.水化作用3.水解和碳酸化作用4. 氧化作用5. 溶解作用.
生物風化：1.機械破壞作用(根劈作用)2.化學破壞作用(主要通過新陳代謝來完成).
三. 物理風化作用、化學風化作用、生物風化作用的最終結果如何？
答：物理風化：產生了與原岩石、礦物化學成分相同而粗細不等的碎屑物質覆蓋在岩石表面。
化學風化：1.形成可溶性鹽類，都是養料成分，為植物提供營養。2.形成了次生粘土礦物，在土壤肥力中作用巨大。3.形成了殘留礦物，如：石英在土壤中以粗大砂粒存在。
生物風化：為母質中增加了岩石和礦物中所沒有的N素和有機質。
四．影響風化作用的因素有哪些？
答：1.氣候條件.2. 礦物岩石的物理特性：礦物顆粒大小、硬度、解理和膠結程度.3. 礦物岩石的化學特性和結晶構造.
五．風化產物的地球化學類型、生態類型分別有哪些？
答：風化產物的地球化學類型: 1. 碎屑類型. 2. 鈣化類型. 3. 硅鋁化類型. 4. 富鋁化類型.
風化產物的生態類型:1. 硅質岩石風化物2. 長石質岩石風化物.3.鐵鎂質岩石風化物.4. 鈣質岩石風化物.
二.母質因素在成土過程中的作用？
答：母質是形成土壤的物質基礎，是土壤的骨架和礦物質的來源。主要表現是：
1．母質的機械組成影響土壤的機械組成。
2．母質的化學成分對土壤形成、性質和肥力均有顯著影響，是土壤中植物礦質元素（氮素除外）的最初來源。
三. 氣候因素在成土過程中的作用？
答：氣候決定著土壤形成過程中的水、熱條件，是直接影響到成土過程的強度和方向的基本因素。它（水分和熱量）對土壤形成的具體作用表現在：
1．直接參與母質的風化和物質的淋溶過程。2．控制著植物和微生物的生長。
3．影響著土壤有機質的累積和分解。4．決定著養料物質生物小循環的速度和范圍
四. 生物因素在成土過程中的作用？
答：在土壤形成過程中，生物對土壤肥力特性和土壤類型，具有獨特的創新作用。其影響及作用可歸納為：
1．創造了土壤氮素化合物，使母質或土壤中增添了氮素養料。
2．使母質中有限的礦質元素，發揮了無限的營養作用。
3．通過生物的吸收，把母質中分散狀態的養料元素，變成了相對集中狀態，使土壤的養料元素不斷富集起來。
4．由於生物的選擇吸收，原來存在於母質中的養料元素，通過生物小循環，更適合於植物生長需要，使土壤養分品質不斷改善。
五.地形因素在成土過程中的作用？
答：1．影響大氣作用中的水熱條件，使之發生重新分配。如坡地接受的陽光不同於平地，陰坡又不同於陽坡；地面水及地下水在坡地的移動也不同於平地，從而引起土壤水分、養分、沖刷、沉積等一系列變化。
2．影響母質的搬運和堆積。如山地坡度大，母質易受沖刷、故土層較薄；平原水流平緩、母質容易淤積、所以土層厚度較大；而洪積扇的一般規律則是頂端（即靠山口處）的母質較粗大、甚至有大礫石；末端（即與平原相接處）的母質較細，有時開始有分選。頂端坡度大、末端坡度小，以及不同部位的沉積物質粗細不同，亦會造成土壤肥力上的差異。
二.研究土壤剖面的意義
答：他不僅能夠反映土壤的特徵，而且還可以了解土壤的形成過程，發展方向和肥力特徵；為鑒別土壤類型，確定土壤名稱提供了科學依據。
三.說明下列符號的土壤學含義:
答：Bk為鈣積層 Bt為粘化層 Bca 鈣積層 C母質層 D母岩層 G潛育層 W瀦育層 T泥炭層;
Cc表示在母質層中有碳酸鹽的聚積層; Cs表示在母質層中有硫酸鹽的聚積層。
A—D 原始土壤類型；A—C 幼年土壤類型；A—B—C 發育完善的土壤類型。
二.問答題
1. 簡述土壤有機質的作用？
答： 土壤有機質是植物營養的重要來源，同時對土壤水、肥、氣、熱起重要的調節作用：
（1）植物營養的重要庫源；（2）提高土壤保水保肥能力和緩沖性能；（3）改善土壤物理性質；
（4）增強土壤微生物活動；（5）活化土壤中難溶性礦質養料；（6）刺激、促進植物的生長發育。
2. 富里酸（FA）與胡敏酸(HA)性質上的區別？
答：（1）溶解性：FA＞HA；（2）酸性：FA＞HA；（3）鹽：HA一價溶於水二三價不溶，F A全溶；.（4）分子組成：式量HA＞FA，HA含碳氮多，含氫氧少，FA相反；（5）顏色：HA深（又名黒腐酸），FA淺（又名黃腐酸）；（6）在土壤剖面中的遷移能力：FA強。
3. 有機殘體的碳氮比如何影響土壤有機物分解過程？
答：一般認為，微生物每吸收一份氮，還需吸收五份碳用於構成自身細胞，同時消耗20份碳作為生命活動的能量來源。所以，微生物分解活動所需有機質的C/N大致為25﹕1
當有機質地C/N接近25﹕1時，利於微生物的分解活動，分解較快，多餘的氮留給土壤，供植物吸收；
如果C/N大於25﹕1，有機質分解慢，同時與土壤爭氮；
C/N小於25﹕1，有利於有機質分解，並釋放大量的氮素。
4．土壤有機物分解的速度主要取決於哪兩個方面：
答：土壤有機物分解的速度主要取決於兩個方面；內因是植物凋落物的組成，外因是所處的環境條件。
①外界條件對有機質轉化的影響：外界條件通過對土壤微生物活動的制約，而影響有機質的轉化速度，這些外界因素主要有土壤水分、溫度、通氣狀況、土壤pH值，土壤粘力等。
②殘體的組成與狀況對有機質轉化的影響：有機殘體的物理狀態，化學組成，及碳氮比影響。
5．土壤有機質的腐殖化過程可分為幾個階段：
答：①第一階段（原始材料構成階段）：微生物將有機殘體分解並轉化為簡單的有機化合物，一部分經礦質化作用轉化為最終產物（二氧化碳、硫化氫、氨等）。其中有芳香族化合物（多元酚）、含氮化合物（氨基酸或肽）和糖類等物質。
②第二階段（合成腐殖質階段）：在微生物作用下，各組成成分，主要是芳香族物質和含氮化合物，縮合成腐殖質單體分子。在這個過程中，微生物起著重要作用，首先是由許多微生物群分泌的酚氧化酶，將多元酚氧化成醌，然後醌再與含氮化合物縮合成腐殖質。
6．土壤有機質的類型及來源：
答：一、土壤有機質的類型： 進入土壤中的有機質一般呈現三種狀態：
①基本上保持動植物殘體原有狀態，其中有機質尚未分解；
②動植物殘體己被分解，原始狀態已不復辨認的腐爛物質，稱為半分解有機殘余物；
③在微生物作用下，有機質經過分解再合成，形成一種褐色或暗褐色的高分子膠體物質，稱為腐殖質。腐殖質是有機
質的主要成分，可以改良土壤理化性質，是土壤肥力的重要標志。
二、土壤有機質的來源：
①動植物和微生物殘體； ②動植物和微生物的代謝產物； ③人工施入土壤的有機肥料。
7．土壤微生物在土壤中的作用：
答：土壤微生物對土壤性質和肥力的形成和發展都有重要的影響。
1．參與土壤形成作用： 2促進土壤中營養物質的轉化： 3增加生物熱能，有利調節土壤溫度：
4．產生代謝產物，刺激植物的生長：5．產生酶促作用，促進土壤肥力的提高：
8．土壤微生物分布的特點：
答：①物分布在土壤礦物質和有機質顆粒的表面。 ②植物根系周圍存在著種類繁多的微生物類群。
③物在土體中具有垂直分布的特點 。 ④微生物具有與土壤分布相適應的地帶性分布的特點 。
⑤壤微生物的分布具有多種共存、相互關聯的特點。
9．菌根菌的類型及特點：
答：菌根菌的類型：根據菌根菌與植物的共棲特點，菌根可分為外生菌根、內生菌根和周生菌根。
①外生菌根在林木幼根表面發育，菌絲包被在根外，只有少量菌絲穿透表皮細胞。
②內生菌根以草本最多。如蘭科植物具有典型內生菌根。
③周生菌根即內外生菌根。既可在根周圍形成菌鞘，又可侵入組織內部，這種菌根菌發育在林木根部。
特點：①菌根菌沒有嚴格的專一性；同一種樹木的菌根可以由不同的真菌形成。
②菌根對於林木營養的重要性，還在於它們能夠適應不良的土壤條件，為林木提供營養。
③在林業生產中，為了提高苗木的成活率和健壯率，使幼苗感染相適應的菌根真菌，是非常必要的。
④最簡單的接種方法，就是客土法，即選擇林木生長健壯的老林地土壤，移一部分到苗床或移植到樹穴中，促使苗木迅速形成菌根。
10．調節土壤有機質的途徑：
答：①增施有機肥料。 ②歸還植物（林木、花卉）凋落物於土壤。 ③種植地被植物、特別是可觀賞綠肥。
④用每年修剪樹木花草的枯枝落葉粉碎堆漚，或直接混入有機肥坑埋於樹下，有改土培肥的效果。
⑤通過澆水，翻土來調節土壤的濕度和溫度等，以達到調節有機質的累積和釋放的目的。
二，簡答題。
1土水勢的特點。
答：土壤中的水分受到各種力的作用，它和同樣條件（溫度和壓力等）下的純自由水的自由能的差值，用符號Ψ表示，所以，土水勢不是土壤水分勢能的絕對值，而是以純自由水作參比標準的差值，是一個相對值。
土水勢由:基質勢（Ψm） 溶質勢（Ψs） 重力勢（Ψg） 壓力勢（ΨP） 等分勢構成。
2土壤空氣特點。
答：a．二氧化碳的含量很高而氧氣含量稍低。二氧化碳超過大氣中的10倍左右，主要原因是由於土壤中植物根系和微生物進行呼吸以及有機質分解時，不斷消耗土壤空氣中的氧，放出二氧化碳，而土壤空氣和大氣進行交換的速度，還不能補充足夠的氧和排走大量的二氧化碳的緣故。
b.土壤空氣含有少量還原性氣體。在通氣不良情況下，土壤空氣中還含有少量的氫、硫化氫、甲烷等還原性氣體。這些氣體是土壤有機質在嫌氣分解下的產物，它積累到一定濃度時，對植物就會產生毒害作用。
c.土壤空氣水氣含量遠高於大氣。除表土層和乾旱季節外，土壤空氣經常處於水汽的飽和狀態。
d.土壤空氣組成不均勻。土壤空氣組成隨土壤深度而改變，土層越深，二氧化碳越多，氧氣越少。
3土壤氣體交換的方式有幾種？哪一種最重要？
答：有兩種方式：即氣體的整體流動和氣體的擴散，以氣體的擴散為主。
4土壤空氣對林木生長的影響。
答：土壤空氣影響著植物生長發育的整個過程，主要表現在以下幾方面：
（1）土壤空氣與根系發育（2）土壤空氣與種子萌發（3）土壤空氣與養分狀況（4）土壤空氣與植物病害
5土壤熱量的來源有哪些？
答：1、太陽輻射能 2、生物熱 3、地球的內能
6土壤熱量狀況對林木生長的影響？
答：土壤熱量狀況對植物生長發育的影響是很顯著的，植物生長發育過程，如發芽、生根、開花、結果等都只有在一定的臨界土溫之上才可能進行。
1.各種植物的種子發芽都要求一定的土壤溫度 2.植物根系生長在土壤中，所以與土溫的關系特別密切
3.適宜的土溫能促進植物營養生長和生殖生長 4.土壤溫度對微生物的影響
5.土溫對植物生長發育之所以有很大的影響，除了直接影響植物生命活動外，還對土壤肥力有巨大的影響
7土壤水汽擴散的特點。
答：土壤空氣中水分擴散速度遠小於大氣中水分擴散速率.
①土壤孔隙數量是一定的，其中孔隙一部分被液態水佔有，留給水汽擴散的空間就很有限。
②土壤中孔隙彎彎曲曲，大小不一，土壤過干過濕都不利於擴散（土壤濕度處於中等條件下最適宜擴散）
8土壤蒸發率（概念）的階段？
答：土壤蒸發率：單位時間從單位面積土壤上蒸發損失的水量。階段性：
a．大氣蒸發力控制階段（蒸發率不變階段） b．土壤導水率控制階段（蒸發率下降階段）
c．擴散控制階段（決定於擴散的速率）
二.簡答題
1.衡量土壤耕性好壞的標準是什麼?
答: 土壤宜耕性是指土壤的性能.
①耕作難易:耕作機具所受阻力的大小,反映出耕後難以的程度,直接影響勞動效率的高低.
②耕作質量:耕作後能否形成疏鬆平整,結構良好，適於植物生長的土壤條件.
③宜耕期的長短:土壤耕性好一般宜耕期長.
2.試論述團粒結構的肥力意義?
答: 1小水庫:團粒結構透水性好可接納大量降水和灌水,這些水分貯藏在毛管中.
2小肥料庫:具有團粒結構的土壤，通常有機質含量豐富,團粒結構表面為好氣作用，有利於有機質礦質化,釋放養分，團粒內部有利於腐殖質化,保存營養.
3空氣走廊:團粒之間孔隙較大，有利於空氣流通。
3.團粒結構形成的條件是什麼?
答:①大量施用有機肥 ②合理耕作 ③合理輪作 ④施用石膏或石灰 ⑤施用土壤結構改良劑
4.砂土,粘土,壤土的特點分別是什麼?
答:1.砂質土類:
①水→粒間孔隙大,毛管作用弱,透水性強而保水性弱,水汽易擴散,易干不易澇.
②氣→大孔隙多,通氣性好,一般不會積累還原性物質.
③熱→水少汽多,溫度容易上升,稱為熱性土,有利於早春植物播種.
④肥→養分含量少,保肥力弱,肥效快,肥勁猛,但不持久,易造成作物後期脫肥早衰.
⑤耕性→鬆散易耕,輕質土.
2.粘質土類:
①水→粒間孔隙小,毛管細而曲折,透水性差,易產生地表徑流,保水抗旱能力強,易澇不易旱.
②氣→小孔隙多,通氣性差,容易積累還原性物質.
③熱→水多汽少,熱容量大,溫度不易上升,稱為冷性土,對早春植物播種不利.
④肥→養分含量較豐富且保肥能力強,肥效緩慢,穩而持久,有利於禾穀類作物生長,籽實飽滿,早春低溫時,由於肥效緩慢易造成作物苗期缺素.
⑤耕性→耕性差, 粘著難耕,重質土.
3.壤質土類:土壤性質兼具砂質土,粘質土的優點,而克服了它們的缺點.耕性好,宜種廣,對水分有回潤能力,是理想的土壤類別.
5.影響陽離子凝聚能力強弱的因素?
答：土壤膠體通常有負電荷，帶負電的土壤膠粒，在陽離子的作用下，發生相互凝聚。
a高價離子凝聚能力大於低價離子。
b水化半徑大的離子凝聚能力弱，反之較強（離子半徑愈小，水化半徑愈大）
c增加介質中電解質濃度也可以。以及有機質，簡單無機膠體。
d比表面積越大凝聚能力越強。
一.影響陽離子交換能力的因素:
答:①電荷電價有關 ②離子半徑及水化程度 ③離子濃度 ④土壤pH值 ⑤T的高低
二.影響陽離子交換量的因素:
答:①質地(土壤質地越粘重,含粘粒越多,交換量越大) ②腐殖質,含量↑,交換量↑
③無機膠體的種類,粘粒的硅鐵鋁率↑,交換量↑(腐>蒙>伊>高>非晶質含水氧化物) ④土壤酸鹼性
三.陽離子交換作用的特徵:
答: 特徵：a可逆反應 b等價離子交換 c反應受質量作用定律支配
四.土壤吸收養分作用方式有幾種?
答:①土壤離子代換吸收作用（即，物理化學吸收作用）:對離子態物質的保持。
②土壤機械吸收作用:對懸浮物質的保持。是指疏鬆多孔的土壤能對進入其中的一些團體物質,進行機械阻留。
③土壤物理吸附作用:對分子態物質的保持。是指土壤對可溶性物質中的分子態物質的保持能力。
④土壤吸附作用:對可溶性物質的沉澱保持。是指由於化學作用，土壤可溶性養分被土壤中某些成分所沉澱，保存於土中。
⑤生物吸附作用:植物和土壤微生物對養分具有選擇吸收的能力。從而把養分吸收，固定下來，免於流失。
五.土壤膠體的類型（按成分及來源）有哪些?
答：成分: ①無機膠體(各種粘土礦物) ②有機膠體(腐殖質) ③有機無機復合體(存在的主要方式)
來源：
一.影響陽離子交換能力的因素:
答:①電荷電價有關 ②離子半徑及水化程度 ③離子濃度 ④土壤pH值 ⑤T的高低
二.土壤陽離子交換量(CEC):在一定pH值時,土壤所能吸附和交換的陽離子的容量，用每Kg土壤的一價離子的厘摩爾數表示,即Cmol(+)/Kg.(pH為7的中性鹽溶液)
我國土壤陽離子交換量：由南→北，由西→東，逐漸升高的趨勢。
一種土壤陽離子交換量的大小,基本上代表分了該土壤保存養分的能力.即通常說的飽肥性的高低.交換量大的土壤,保存速效養能力大,反之則小.可作為土壤供肥蓄肥能力的指標.
三.影響陽離子交換量的因素:
答:①質地(土壤質地越粘重,含粘粒越多,交換量越大)②腐殖質,含量↑,交換量↑③無機膠體的種類,粘粒的硅鐵鋁率↑,交換量↑(腐>蒙>伊>高>非晶質含水氧化物)④土壤酸鹼性⑤
四.土壤鹽基飽和度(BSP):交換性鹽基離子佔全部交換性陽離子的百分率.
我國土壤鹽基飽和度:南→北↑,西→東↓
五.交換性陽離子的有效度:
答: 1根系←→溶液←膠粒 離子交換 2根系←→膠粒 接觸交換
六.互補離子(陪伴離子):與某種交換性陽離子共存的其他交換性陽離子.
七.土壤吸收養分作用方式有幾種?
答:①土壤離子代換吸收作用（即，物理化學吸收作用）:對離子態物質的保持。
②土壤機械吸收作用:對懸浮物質的保持。是指疏鬆多孔的土壤能對進入其中的一些團體物質,進行機械阻留。
③土壤物理吸附作用:對分子態物質的保持。指土壤對可溶性物質中的分子態物質的保持能力。
④土壤吸附作用:對可溶性物質的沉澱保持。是指由於化學作用，土壤可溶性養分被土壤中某些成分所沉澱，保存於土中。
⑤生物吸附作用:植物和土壤微生物對養分具有選擇吸收的能力。從而把養分吸收，固定下來，免於流失。
八.粘土礦物的基本構造單元是什麼?
答：是硅氧四面體和鋁水八面體。
一.土壤酸性的形成:
1.土壤中氫離子的來源:①水的解離 ②碳酸的解離 ③有機酸的解離 ④無機酸 ⑤酸雨
2.土壤中鋁的活化。
二.土壤鹼性的形成機理（即土壤中OH根的來源）:土壤溶液中氫氧根的來源主要是鈣、鎂、鈉、碳酸鹽和重碳酸鹽以及土壤膠體表面吸附的交換性鈉水解的結果:
1.碳酸鈣水解 2.碳酸鈉水解 3.交換性鈉的水解
三.土壤酸度的指標:土壤酸性一方面是由土壤溶液中的氫離子引起的,另一方面也可以由被土壤膠體所吸附的致酸離子(氫,鋁)所引起.前者為活性酸,後者潛性酸.
酸性強度排列:潛性酸＞水解酸＞代換性酸＞活性酸
四.土壤鹼性的指標:指總鹼度和鹼化度（見名詞解釋）
五.土壤緩沖性產生的原因:
①土壤具有代換性,可以吸附H,K,Na等很多陽離子②土壤中存在許多弱酸及其鹽類,構成緩沖系統
③土壤中有許多兩性物質,可中和酸鹼 ④在酸性土壤中,Al離子能起緩沖作用.
六.土壤緩沖性的強弱指標及其影響因素:
強弱指標即緩沖量,影響因素有①粘粒礦物類型②粘粒的含量③有機質的影響
七. 土壤酸鹼性差異的原因:
八.石灰改良酸性土的作用?
①中和土壤酸性②增加土壤中鈣素營養，有利於微生物活動促進有機質分解③改良土壤結構
石灰用量=土壤體積×容重×陽離子交換量×(1－BSP) 單位:Kg/公頃
土壤計算題：
1.已知某田間持水量為26%,土壤容重為1.5,當土壤含水量為16%,如灌一畝地使0.5m深的土壤水分達到田間持水量,問灌多少水?
解：（26－16）%×1.5×667×0.5=50（m3/畝）
2.容重為1.2g/cm3的土壤，初始含水量為10%，田間持水量為30%，降雨10mm，全部入滲，可使多深土層達到田間持水量？
解：10%×1.2=12% 30%×1.2=36%
土層厚度=10/（36%－12%）=41.7mm
3.一容重為1g/ cm3的土壤，初始含水12%，田間持水量為30%，要使30cm厚的土層含水達到80%，需灌水多少？
解：12%×1=12% 30%×80%=24% 24%－12%=12%
12%×0.3×667=24 m3
4.某紅壤的pH值5.0，耕層土重2250000kg/hm2，含水量位20%，陽離子交換量10cmol/kg，BSP60%，計算pH=7時，中和活性酸和潛性酸的石灰用量。
解：2250000×20%×（10-5－10-7）=4.455molH+/hm2
4.455×56÷2=124.74g/hm2
2250000×10×1%×40%=90000mol H+/hm2
90000×56÷2=2520000g
5.一種石灰性土壤，其陽離子交換量為15 cmol（+）/kg，其中Ca2+佔80%，Mg2+佔15%，K+佔5%，則每畝（耕層土重15萬kg/畝）土壤耕層中Ca2+，Mg2+，K+的含量為多少？
解：150000×15×1%=22500mol
22500×80%÷2×40=360000g
22500×15%÷2×24=40500g
22500×5%×39=43875g
6.土壤容重為1.36t／立方米，則一畝（667平方米）地耕作層，厚0.165m的土壤重量是多少？該土壤耕層中，現有土壤含水量為5％，要求灌水後達到25％，則每畝灌水定額為多少？
解：667×0.165=110.055t 110.055÷1.36×(25－5)％=16.185立方米