Nước, nhiệt độ đất, một số tính chất khác của đất

Chương IX
NƯỚC TRONG ÐẤT
1. Vai trò của nước trong đất
Trước hết nước tham gia vào sự phong hoá các loại đá và khoáng vật ở giai đoạn
đầu tiên của quá trình hình thành đất. Các tầng đất trong phẫu diện được tạo ra ngồi kết
quả của các q trình hố học, lý học, sinh hố học; q trình vận chuyển vật chất do
nước cũng giữ một vai trò quyết định. Nước cịn là nhân tố điều hồ nhiệt và khơng khí
trong đất. Các tính chất cơ lý đất như tính liên kết, độ chặt, tính dính, tính dẻo, tính
trương và co... đều do nước chi phối. Nước cũng liên quan chặt chẽ tới sự hình thành
chất mới sinh như kết von, đá ong, vệt muối.... Sự di chuyển của nước có thể gây ảnh
hưởng xấu đến độ phì nhiêu đất, vì nó làm các chất dinh dưỡng bị rửa trơi, phá vỡ kết
cấu và gây xói mịn ở vùng đất dốc. Nhờ có nước hồ tan các chất dinh dưỡng, cây
trồng và các sinh vật khác mới hút được. Cây trồng nông nghiệp muốn tạo ra 1 gram
chất khô cần phải hút từ 250 đến 1062 gram nước, tuỳ theo từng lồi và từng miền khí
hậu.
Tóm lại, nước rất quan trọng đối với các q trình hố học, lý học, sinh hố học xảy
ra trong đất.
2. Tính chất của nước trong đất
2.1. Cấu tạo và khả năng liên kết của phân tử nước
Ðặc tính nước có liên quan tới tính chất hoá lý của nước. Phân tử nước bao gồm 2
nguyên tử hydro và 1 nguyên tử oxy. Các nguyên tử này sắp xếp không cân xứng,
khoảng cách từ proton hydro đến proton oxy là 0,97 Å, giữa 2 proton hydro là 1,54 Å,
chúng tạo ra góc H-O-H = 1050. Từ đó phân tử nước có số proton tích điện âm bằng số
proton tích điện dương, nó là trung tính. Tuy nhiên, do trung tâm tích điện dương được
dịch chuyển về trung tâm tích điện âm, phân tử nước có momen lưỡng cực gây ra điện
trường trong vùng phụ cận của phân tử. Kết quả phân tử nước tác động với nhau, với
ion hoà tan, với điện trường của các khoáng vật, của chất hữu cơ trong đất. Ðiện trường
momen phân cực của phân tử nước bên cạnh làm tăng lực tác động hình thành mối liên
kết hydro yếu bên trong phân tử giữa proton của nguyên tử hydro của 1 phân tử và
nguyên tử oxy của phân tử khác. Tác động của lực hút yếu hình thành nên hạt hiệu ứng
làm cho các phân tử liên kết lại với nhau.

Do mối liên kết hydro yếu, các phân tử giao động nhiệt, tác động của môi trường
xung quanh nên phân tử nước ở trạng thái rắn có cấu trúc tinh thể hồn chỉnh nhất và do
đó ổn định. Khi nhiệt độ trên 00C, đá tan, liên kết hydro giảm (độ dài giữa các proton
hydro lên đến khoảng 2,9Å), tỷ trọng nước tăng dần đến khi nhiệt độ đạt 4 0C. Ở trạng
thái lỏng mỗi phân tử nước có 5 hay hơn phân tử khác bao quanh bởi liên kết hydro, cấu
trúc phân tử ổn định. Chỉ có trạng thái hơi làm phân tử nước hoàn toàn mất liên kết
hydro bên trong.
Do mối liên kết cân bằng điện giữa các nguyên tử oxy và hydro của các phân tử độc
lập bền vững, hạt nhân hydro có năng lực giới hạn tiếp nhận năng lượng nhiệt để phá vỡ
lực hút với điện tích của nó và để ion hố tạo thành hydroxơni H 3O+ với phân tử nước
có liên kết hydro. Ðơn hydroxyl (OH-) cịn lại mất proton tích điện dương từ một trong
số các nguyên tử hydro tạo nên phân tử nước trung hồ, nó sẽ tích điện âm. Phản ứng
ngược chiều như sau:
2H2O  H3O+ + OH-


Ion hố lượng nhỏ các phân tử nước; hạt tích điện này có điện trường khác với phân cực
của phân tử không phân ly. Kết quả, lượng phân ly không lớn có ảnh hưởng đến hoạt
tính của hạt tích điện (khống tích điện) khi tiếp xúc với dung dịch và với rất nhiều phản
ứng hoá học xảy ra trong đất.
Hằng số điện ly (Kw) đối với phản ứng ion hoá được viết theo phương trình:
Kw = [H]+[OH]- = 10-14
Nguyên nhân phân ly là rõ ràng, tồn tại một sự khác biệt nhỏ giữa hoạt tính với
nồng độ của các ion hydro và oxy. Xác định mức độ ion hoá của nước được gọi là pH và
bằng âm logarit thập phân nồng độ mol ion hydro [H]+:
pH = - log10 [H]+
2.2. Tính chất của nước ở thể lỏng
 Tính chất nhiệt học và cơ học
Nước là chất lỏng đặc biệt. Nước có điểm sơi và điểm tan cao, tỷ trọng bé, pha lỏng
nặng hơn pha rắn. Nước yêu cầu nhiệt lượng lớn được gọi là nhiệt nóng chảy. Lượng

nhiệt làm nước bốc hơi còn lớn hơn gọi là nhiệt bốc hơi. Nước có hằng số cách điện cao,
tạo ra tính cách đảo điện cao và nhiệt dung riêng lớn. Ta có thể tóm tắt một số tính chất cơ
lý trong bảng 9.1.
Bảng 9.1 Một số tính chất vật lý của nước tinh khiết
Tính chất
Tỷ trọng: lỏng
rắn
hơi
Nhiệt nóng chảy
Nhiệt bốc hơi
Nhiệt dung riêng
Hằng số điện ly
Sức dẫn nhiệt
Ðộ nhớt
Áp suất bề mặt

Giá trị
0,998
0,910
1,73. 10-5
3,34. 10-8
2,54.10-9
0,999
80
6,03. 103
1,0. 10-2
72,7

Ðơn vị tính
g/cm3

g/cm3
g/cm3
erg/g
erg/g
erg/g/0C
erg/cm/s/g/0C
erg/cm/s
erg/cm2

Nhiệt độ (0C)
20
0
20
0
20
20
20
20
20
20

William A. Jury và cs (1991)
Sức căng bề mặt và đường cong mặt trong
Khi nước tiếp xúc với hạt đất hay với khơng khí sẽ tạo ra mặt trong giữa hai vật
chất. Các phân tử ở gần mặt trong sẽ chịu lực tác động khác so với những phân tử trong
phạm vi cùng chất lỏng. Ví dụ, ở mặt trong của khơng khí và nước, phân tử trong khối
lỏng từ mặt trong ra sẽ liên kết hydro với phân tử bên cạnh và thể hiện yếu lực kéo trực
tiếp ra khỏi nước. Vì thế phân tử ở mặt trong khơng khí-nước xuất hiện sức hút đi vào
dung môi làm cho mật độ các phân tử nước ở phía khơng khí bé hơn phía chất lỏng. Lực
hút khơng cân bằng đã phá vỡ liên kết hydro của các phân tử trên mặt cong trong và tạo

ra tính chất "màng" đối với bề mặt, thể tích tăng làm căng giống như "da". Kết quả các
phân tử nước đòi hỏi năng lượng để tồn tại trên mặt cong trong. Năng lượng lớn theo
đơn vị diện tích bề mặt để giữ lại các phân tử trên mặt cong được gọi là sức căng bề
mặt. Cũng có thể định nghĩa là năng lượng tính theo đơn vị diện tích cần có để tăng diện
tích bề mặt của mặt trong hoặc là lực tính theo đơn vị độ dài để giữ bề mặt với nhau.


Ðường cong của mặt trong nước-khơng khí ở thế cân bằng có quan hệ với sự chênh
lệch lực cắt ngang mặt trong. Nếu nước tinh khiết và mặt trong là mặt phẳng ngang thì
áp lực ở trên và dưới mặt là như nhau. Khi mặt trong là đường cong, áp lực sẽ lớn hơn ở
phía mặt lõm của mặt trong do tổng hợp mà lực đó phụ thuộc vào đường kính đường
cong và áp lực bề mặt của dung mơi. Ðối với mặt trong của hình cầu có đường kính R,
chênh lệch lực p giữa mặt khơng khí và mặt chất lỏng của mặt trong là:
2
R
Trong đó: : áp lực bề mặt
p =

(1)

Trong đó p = Pa - Pl khi đường cong của mặt trong đối với dung mơi (có nghĩa là
khơng khí sủi bọt trong nước và p = Pl - Pa khi đường cong mặt trong lồi về phía chất
khí có nghĩa giọt nước ở trong khơng khí. Hình 9.1 mơ tả quan hệ giữa đường cong và
chênh lệch áp suất đối với các mặt trong khác nhau.
khÝ

chất lỏng

Pkhí > Plỏng

khÝ

chất lỏng

Pkhí = Plỏng

chất lỏng

Pkhí < Plỏng

khÝ

R

Hình 9.1 Quan hệ giữa đường cong mặt trong và độ chênh lệch áp suất trên mặt
pha rắn và pha khí


Góc tiếp xúc
Khi chất lỏng có ở trong hệ 3 pha gồm cả thể khí và thể rắn, góc đo từ bề mặt trong
rắn- lỏng đến bề mặt trong lỏng- khí gọi là góc tiếp xúc . Khi chất lỏng hấp dẫn (được
hút) đối với chất rắn mạnh hơn đối với hấp dẫn dính giữa các phân tử chất lỏng thì góc
sẽ bé và chất lỏng gọi là "làm ướt" chất rắn. Ngược lại lực dính của chất lỏng lớn hơn
nhiều so với lực hấp dẫn hút đối với chất rắn thì góc sẽ lớn và chất lỏng gọi là ghét chất
rắn (hình 9.2).
chất khí
chất khí


 

chất lỏng 

chất rắn

chất
 lỏng
`

chất rắn


Hình 9.2 Hình biểu diễn góc tiếp xúc
a) Góc tiếp xúc bé ở đất làm ướt; b) Góc tiếp xúc lớn ở đất "ghét" nước


Leo cao trong mao dẫn
Khi chất lỏng tiếp xúc với ống mao dẫn hở, chất lỏng sẽ leo lên trong ống mao dẫn.
Trên bề mặt cột nước xuất hiện mặt cong trong nước- khơng khí (hình 9.3).
Giả thiết mao dẫn là ống thuỷ tinh, có bán kính R. Ta có, chênh lệch áp suất là: p = Pl
2
- Pa =
. Với thể tích AH, khi A = R2 là diện tích mặt cắt ngang và H là chiều cao
R
dâng lên của nước trong mao dẫn. Lúc đó:
lực đẩy lên thẳng là:
Fup = pA = R2p = 2 R;
lực đi xuống là trọng lực của cột nước (Mg), khi M = w V là khối lượng nước
F down = w V = R2w Hg.
Tại trạng thái cân bằng, 2 lực bằng nhau, từ đó ta có thể tính:
2δ

H = ρwgR

(2)

Phương trình (2) cho ta chiều cao cột nước có thể dâng lên trong mao dẫn với bán kính
R và góc tiếp xúc zero. Khi góc tiếp xúc không phải zero, chiều cao của cột nước tới
hạn sẽ bé hơn giá trị này. Trên hình 9.3, bán kính của đường cong mặt trong r = R/ cos .
Khi đó chênh lệch áp lực là:

2δ 2δcosγ
=
=
R
R
2δcosγ
và cân bằng lực lúc này diễn ra: H =
ρwgR
p =

(3)

Trong trường hợp thứ 2 chiều cao cột nước bé hơn.
R

r
Gãc tiÕp xóc


Kh«ng khÝ

n íc

èng thủ tinh s¹ch


Hình 9.3. Cột nước trong ống mao dẫn
Ðến đây ta có thể kết luận rằng, đường kính mao dẫn càng bé thì cột nước leo trong
đó càng cao. Cũng cần chú ý rằng trong đất các khe hở có kích thước và hình dạng rất
khác nhau. Chỉ những khe hở liên tục và kích thước trong giới hạn (0,1- 0,001 mm)
trong đất có cấu tạo hạt kết thì được xem là những mao dẫn. Những khe hở bé hơn giới
hạn trên khơng cho phép nước dâng cao vì lực hấp phụ của các hạt đất đối với các phân
tử nước lớn hơn nhiều, tuy chúng vẫn liên tục.
 Ðộ nhớt
Do các phân tử nước đứng cạnh nhau hút lẫn nhau, chúng chống lại xu thế làm tăng
số lượng của nước trong phạm vi chất lỏng khi có lực tác động lên nó. Lực cản này
được gọi là lực kéo hay lực cắt. Trên hình 9.4 trình bày thí nghiệm xác định độ nhớt của
nước.
Lực F

Mặt chuyển động
V = Vmax

Chất lỏng

Mặt đứng yên

Hình 9.4 Tấm nhỏ trên mặt nước được đẩy sang phải bằng lực F đạt vận tốc tối đa
Vmax.Tốc độ tăng lên tuyến tính theo hướng y
Nước tiếp xúc với tấm khối lượng bé sẽ chuyển động với V max, và nước tiếp xúc đáy
không chuyển động, tạo ra sự thay đổi tuyến tính của tốc độ nước theo chiều thẳng

đứng.Tỷ số giữa lực đo bằng đơn vị diện tích của tấm (lực tiếp tuyến theo đơn vị diện
tích, hoặc lực cắt ) và gradient tốc độ thẳng đứng cho chuyển động (phương trình
Vmax / L) được gọi hệ số độ nhớt  (những đơn vị khối lượng trên độ dài trên thời gian):
F/A
FL
=
=
(4)
V max A AV max x
Biểu thức tổng quát của mối quan hệ giữa lực hãm và tốc độ được gọi là định luật độ
nhớt của Newton
 = F/ A = -  dV/  y
(5)
khi y là mặt thẳng đứng với dòng chất lỏng.
 Áp suất thẩm thấu
Từ chỗ các phân tử nước có momen lưỡng cực, các ion trong dung dịch bị cuốn hút
bởi điện trường xung quanh các phân tử nước độc lập và hướng tập trung gần chúng.
Tác động của sự chụm có trạng thái năng lượng thấp hơn của nước. Nếu màng thấm đối
với nước nhưng không thấm đối với chất tan trong nước được sử dụng để tách nước
sạch khỏi dung dịch chứa ion, nước từ phía sạch của màng sẽ đi sang phía dung dịch.
Khối lượng di chuyển này sẽ tiếp tục khơng giới hạn trừ phi có lực đối kháng. Nếu dung


dịch được ngăn bên trong một hộp dẻo như màng cao su, lúc đó nước đi vào hộp sẽ làm
tăng thể tích và gây ra sự tăng lên của áp suất thuỷ tĩnh, kết quả là ngừng dòng nước.
Cuối cùng áp suất thuỷ tĩnh của dung dịch cân bằng lực hút ion của nước tại điểm cân
bằng, áp suất đó được gọi là áp suất thẩm thấu (osmotic pressure) . Ðối với dung dịch
lỗng, áp suất này được tính gần đúng theo cơng thức:
 = CsRT
(6)

Trong đó  là áp suất thẩm thấu theo erg trên cm 2; Cs là nồng độ mol trên cm 2; T nhiệt
độ Kelvin và R là hằng số khí (8,32. 107 erg/ mol deg). Phương trình dùng cho tổ hợp
hình thành bởi các phần tử đơn ion. Ví dụ, dung dịch HCl có nồng độ 0,001M ở T=
3000K. Dùng cơng thức (6) ta có:
 = (10-5 mol/ cm3) (300) (8,32 x 107) (erg/ mol)
= 2,5 x 104 erg/ cm3  0,25 atm.
3. Các dạng nước trong đất
Do đặc điểm cấu tạo, nước có thể liên kết với các hạt đất hay độc lập trong các khe
hở. Khi xâm nhập vào đất nó chịu tác động của nhiều lực khác nhau như lực hấp phụ,
lực thẩm thấu, lực mao dẫn và trọng lực. Bởi vậy nước được giữ lại bằng các lực khác
nhau, tạo nên nhiều dạng nước trong đất.
3.1. Nước liên kết hoá học
Nước liên kết hoá học gồm nước cấu tạo và nước kết tinh.
Nước cấu tạo là dạng nước tham gia vào thành phần cấu tạo của khống vật dưới
dạng nhóm OH-. Nước này chỉ mất đi khi nung nóng khống vật ở nhiệt độ cao từ 500 0C
trở lên, khi đó khống vật bị phá huỷ hồn tồn.
Nước kết tinh là dạng nước tham gia vào sự hình thành tinh thể khoáng vật dưới
dạng phân tử nước liên kết với khoáng vật (ví dụ thạch cao - CaSO 4; limonit Fe2O3.3H2O). Có tài liệu cho rằng, nước kết tinh bị mất khi nung khoáng vật từ 105 0C
đến 2000C. Dưới tác dụng của nhiệt độ, các phân tử nước nước kết tinh không mất đi
ngay cùng một lúc mà mất dần theo từng bước nhảy, mỗi phân tử nước mất ở nhiệt độ
thích hợp. Ví dụ, khi nung thạch cao thì phân tử nước thứ nhất bị mất ở 1070C, còn phân
tử thứ 2 mất ở nhiệt độ 1700C. Khi nước kết tinh bị mất khống vật khơng bị phá huỷ
nhưng một số tính chất vật lý thay đổi.
Nước liên kết hố học khơng di chuyển. Thực vật khơng thể sử dụng được dạng
nước này.
3.2. Nước ở thể rắn
Khi nhiệt độ dưới 00C nước trong các khe hở chuyển sang thể rắn, không di chuyển
được và cây trồng cũng không sử dụng được.
3.3. Nước ở thể khí (hơi nước)
Bình thường nước ln tồn tại ở thể hơi trong khơng khí khí quyển và trong khơng

khí trong đất. Giữa thể rắn, lỏng và khí tồn tại trạng thái cân bằng tức thời. Trạng thái
này phụ thuộc và ẩm độ của đất, nồng độ dung dịch đất, nhiệt độ và hàm lượng sét.
Trong đất hơi nước nằm trong khơng khí, một phần bị các hạt đất giữ lại trên bề mặt
bằng lực hấp phụ. Hơi nước trong đất rất linh động và có thể di chuyển được do 2
nguyên nhân:




Do chênh lệch áp suất nên hơi nước di chuyển từ nơi có áp suất cao đến nơi có áp
suất thấp hơn, do đó cũng di chuyển từ nơi ẩm sang nơi khô hơn. Khi nhiệt độ của
đất hạ xuống, hơi nước di chuyển đến nơi nhiệt độ thấp hơn. Chính nhờ khả năng di
chuyển nên có sự trao đổi tỷ lệ hơi nước giữa khơng khí trong đất và khơng khí khí
quyển sát mặt đất.
 Hơi nước di chuyển thụ động do gió thổi.
Thực vật chỉ sử dụng được khi hơi nước đã chuyển sang thể lỏng. Thực ra hàm lượng
nước ở thể hơi trong đất không nhiều, nhất là ở đất bão hồ nước, vì lúc đó phần lớn khe
hở đã bị nước chiếm.
3.4. Nước hấp phụ
Là dạng nước được các hạt đất hút và giữ lại trên bề mặt của chúng nhờ lực hấp
phụ. Lực hấp phụ bao gồm:
 Phân tử nước và nguyên tử oxy trên bề mặt hạt đất (đặc biệt là hạt keo) hình thành
liên kết Hydro. Lực hấp phụ này khá lớn, có thể đạt hàng ngàn atmotphe, nhưng
phạm vi tác động của chúng chỉ ở cự ly ngắn.
 Do bề mặt hạt keo mang điện âm nên vành ngoài của chúng hút các ion trái dấu và ở
đó phát sinh ra điện trường tĩnh. Phân tử nước lưỡng cực nên được hút trong điện
trường đó, và giữa các phân tử nước cũng hút lẫn nhau qua liên kết hydro. Lực hấp
phụ này có khoảng cách tác động hữu hiệu lớn hơn nên lực hút bé hơn, thậm chí chỉ
đạt vài atmotphe ở vành ngoài cùng.
Nước hấp phụ ở sát bề mặt hạt đất có đặc điểm là: tỷ trọng lớn hơn nước bình

thường (có thể đạt 1,4- 1,5), nhiệt dung bé (0,5- 0,8 Calo/cm3), khơng có khả năng hồ
tan vật chất (như: đường, axit, bazơ...), tính dẫn điện rất kém gần như bằng 0, điểm
đóng băng rất thấp (- 780C) và khơng di chuyển. Dạng nước hấp phụ này mất hẳn tính
vận động nhiệt, vì vậy trong quá trình hấp phụ giải phóng nhiệt lượng được gọi là "nhiệt
ẩm ướt".
Nước hấp phụ ở các lớp ngồi chịu lực hút nhỏ hơn, có tính chất gần giống với nước
bình thường nhưng độ nhớt của nó vẫn lớn hơn, điểm đóng băng vẫn thấp hơn, di
chuyển rất chậm, các ion ở lớp khuếch tán của keo đất có thể được phân bố trong đó.
Lực hấp phụ nước trong đất được quyết định bởi tỷ diện hoà tan của đất, loại keo,
lượng keo và ion hấp phụ cùng với lượng chất hồ tan (vì ảnh hưởng tới trạng thái tụ
keo hay tán keo). Thành phần cơ giới càng nặng, keo hữu cơ và keo sét loại hình 2:1
càng nhiều, keo càng phân tán thì lực hấp phụ càng lớn, lượng nước được giữ lại càng
nhiều. Hình 9.5 mơ tả các dạng nước, giới hạn nước được giữ lại trong các khe hở bằng
các lực (pF) khác nhau.


Sức chứa ẩm
đồng ruộng
Nước thấm qua

Nước cây
khó lấy

Nước hiệu
lực

Điểm cây héo

Nước trọng lực

Nước mao
quản treo

Hy max

Nước bão hoà

Đất thịt

Nước cây khơng
lấy được

Nước hấp phụ

Đất cát

Nước thấm nhanh

g H2O/100g đất

Hình 9.5 Ðường cong hấp phụ của nước trong đất cát và đất thịt (H. Uggla)
(m là đường kính của các mao dẫn)
Nước hấp phụ chia làm 2 loại: nước hấp phụ chặt và nước hấp phụ hờ.
 Nước hấp phụ chặt:
Là nước được giữ chặt bởi lực hấp phụ xuất hiện ở bề mặt hạt đất. Các phân tử nước
bám quanh hạt đất tạo thành các lớp mỏng, có chiều dày bằng 2- 3 đường kính phân tử
nước và chỉ di chuyển khi biến sang dạng hơi. Khi lớp đơn phân tử nước cịn đứt đoạn,
chưa vây kín hạt đất thì gọi là "nước hấp phụ bé" và có ký hiệu là Hy. Trường hợp này
xảy ra khi đất khô ở trạng thái bình thường. Nếu xác định độ ẩm lúc này ta được độ ẩm
đất khơ khơng khí. Khi để đất khơ trong khơng khí bão hồ hơi nước (khơng khí chứa 

94,2 % hơi nước), các phân tử nước bị hấp phụ sẽ vây kín xung quanh hạt đất tạo thành
một lớp đơn tử nước, được gọi là "nước hấp phụ tối đa", có ký hiệu là Hymax. Ðối với
một loại đất, Hymax là một hằng số. Người ta thấy rằng cây chỉ có thể hút được nước khi
lượng nước trong đất gấp 1,5 lần giá trị của Hymax trở lên. Từ đó người ta có thể tính độ
ẩm cây héo bằng công thức sau:
Wc.h (%) = 1,5 Hymax
Nước hấp phụ bị mất khi ta sấy đất ở nhiệt độ 105- 1100C.
 Nước hấp phụ hờ (nước màng)
Nước màng là nước được đất giữ lại bên ngoài lớp nước hấp phụ chặt bằng lực phân
tử định hướng và do sức hút của các ion trên bề mặt hạt đất (lực thuỷ hoá). Lớp nước


này có bề dày gấp hàng chục lần đường kính phân tử nước bao gồm nhiều lớp đơn phân
tử nước. Lực giữ nước trong trường hợp này yếu hơn nhiều so với lực giữ nước hấp phụ
chặt. Dạng nước này có thể di chuyển được từ hạt đất có màng dày sang hạt đất có
màng mỏng hơn đứng cạnh bên cho đến khi độ dày của hai màng cân bằng nhau. Tuy
nhiên sự di chuyển này là rất chậm chạp, khoảng 2,4 mm/giờ. Thực tế cây trồng không
sử dụng được dạng nước này.
3.5. Nước tự do
Là dạng nước không liên kết với đất, không bị giữ chặt bằng lực liên kết hoá học
hay lực hấp phụ. Nước này di chuyển được do tác dụng của lực mao quản hay trọng
lực, từ đó được chia ra 2 dạng: nước mao quản và nước trọng lực.
 Nước mao quản:
Nước mao quản di chuyển trong các ống mao quản có đường kính bé, theo các
hướng khác nhau, và cây trồng dễ dàng hút được nước này. Tính chất vật lý và hố học
của dạng nước mao quản hoàn toàn giống nước tự do, nó bị giữ lại bởi lực bé, chỉ
khoảng mười lăm atmotphe đến một vài phần trăm atmotphe. Nước mao quản di
chuyển dễ dàng nhất trong các mao quản đường kính khoảng 0,002- 0,850 mm ( =
0,2- 8,5 m) Nếu ống mao quản bé hơn 0,002 mm thì chứa đầy nước hấp phụ, làm cho
sự di chuyển của nước trong mao quản gặp khó khăn. Nước mao quản có thể nối liền

với nước ngầm và thường xuyên được nước ngầm cung cấp gọi là "nước mao quản
leo". Khi mạch nước ngầm ở quá sâu hoặc hạn hán lâu ngày nước ngầm không tồn tại,
nước trong mao quản không được nước ngầm cung cấp ta gọi là "nước mao quản treo".
Nước mao quản là nguồn nước chủ yếu cung cấp cho cây trồng, vì thế cần bảo vệ
và nâng cao hàm lượng nước này trong đất bằng các biện pháp phù hợp như bón phân
hữu cơ tạo kết cấu, tăng cường xới xáo, che phủ chống bốc hơi nước...
 Nước trọng lực
Là nước ngấm sâu khi mưa, khi tưới hay từ nguồn nước khác, dưới tác động của
trọng lực và di chuyển nhanh trong các khe hở lớn và đọng lại trên một tầng đất khơng
thấm nước đó là nước ngầm. Nước ngầm được chia ra thành 2 loại: nước ngầm tạm thời
và nước ngầm vĩnh cửu.
- Nước ngầm tạm thời là nước được đọng lại ở độ sâu nhất định (không lớn lắm),
tầng đất này được gọi là tầng chứa nước. Ngồi địa hình, nó cịn phụ thuộc khá chặt chẽ
vào thời tiết. Nếu mưa nhiều thì mạch nước ngầm dâng lên cao, ngược lại hạn hán lâu
ngày thì mạch nước ngầm hạ xuống sâu thậm chí khơng tồn tại.
- Nước ngầm vĩnh cửu là nước nằm giữa 2 tầng đất không thấm nước. Dạng nước
này không phụ thuộc vào thời tiết mà phụ thuộc vào địa hình, địa mạo và đá mẹ... Muốn
khai thác nước ngầm vĩnh cửu ta phải khoan sâu hàng chục hoặc hàng trăm mét.
Nhìn chung cây trồng ít sử dụng được nước trọng lực vì nó di chuyển đi xuống quá
nhanh. Tuy nhiên nếu nước ngầm tạm thời nằm khơng q sâu thì nó trở thành nguồn
cung cấp nước dưới dạng nước mao quản leo. Khi nước ngầm tạm thời nằm nông,
chiếm đầy các khe hở trong đất lâu ngày thì gây ra hiện tượng yếm khí, có hại cho cây
trồng và các sinh vật hữu ích khác.
4. Khái niệm năng lượng của nước trong đất
Sự tồn tại và di chuyển trong đất, hút và vận chuyển trong cây, sự mất vào khơng
khí của nước đều là những hiện tượng có liên quan tới năng lượng. Các loại năng lượng
khác nhau đều liên quan với nhau, bao hàm cả động năng và thế năng. Ðộng năng là
nhân tố rất quan trọng tạo ra dòng chảy mãnh liệt của dịng sơng, nhưng di chuyển của
nước trong đất rất chậm chạp nên thành tố động năng thường dễ bị bỏ qua còn thế năng

trở nên có ý nghĩa. Thế năng hết sức quan trọng trong việc xác định trạng thái và sự di
chuyển của nước trong đất. Ðể đơn giản hoá, trong mục này ta dùng thuật ngữ năng
lượng dành cho thế năng.
Khi xem xét năng lượng, ta cần phải hiểu rằng tất cả các vật chất bao gồm cả nước
di chuyển hay biến đổi là thay đổi trạng thái năng lượng từ cao sang thấp. Vì thế, nếu
biết các mức năng lượng chính xác ở các điểm khác nhau trong đất, ta có thể đốn
trước được hướng di chuyển của nước. Ðó là sự chênh lệch mức năng lượng từ vị trí
tiếp xúc đến các vị trí khác gây tác động tới sự di chuyển của nước.
4.1. Các lực tác động thế năng
Trong thảo luận nêu ở phần trên, cấu trúc và đặc tính của nước đã đưa ra 3 yếu tố
rất quan trọng tác động đến mức năng lượng của nước trong đất. Thứ nhất, sự xâm nhập
hay sự lôi kéo nước vào thể rắn của đất (matrix) gây ra do lực matric (liên quan đến sự
hấp phụ và mao dẫn) làm giảm trạng thái năng lượng của nước ở bề mặt hạt đất một
cách rõ ràng. Thứ 2, sự lôi kéo nước đối với các ion và các chất tan khác, kết quả tạo ra
lực thẩm thấu, dẫn đến làm giảm trạng thái năng lượng của nước trong dung dịch đất. Di
chuyển của nước sạch qua màng bán thẩm thấu vào dung dịch biểu hiện trạng thái năng
lượng thấp của dung dịch. Thứ 3, chủ yếu là trọng lực tác động lên nước, luôn luôn kéo
nước đi thẳng xuống. Mức năng lượng của nước trong đất tại một độ cao nào đó trong
phẫu diện là cao hơn của nước ở độ cao thấp hơn. Sự chênh lệch mức năng lượng tạo ra
dòng đi xuống.
4.2. Thế năng của nước trong đất
Sự chênh lệch mức năng lượng của nước từ một điểm hay một điều kiện so với
điểm khác hay điều kiện khác (nghĩa là trong đất khô hay đất ướt) quyết định hướng, tỷ
số nước di chuyển trong đất và trong cây. Trong đất ướt phần lớn nước được giữ lại
trong khe hở lớn hoặc trong màng nước dày quanh hạt đất. Do đó các phân tử nước
khơng bám chặt và khơng phủ kín hạt rắn (matrix). Ở điều kiện này các phân tử nước di
chuyển tự do, vậy mức năng lượng của chúng gần tương đương mức năng lượng của các
phân tử trong nguồn nước sạch (tinh khiết) bên ngoài đất. Trong đất khô, nước tồn tại
trong các khe hở bé và trong các màng nước mỏng, và vì thế được các hạt đất giữ chặt.

Như vậy trong đất khô các phân tử nước di chuyển khó khăn, mức năng lượng của
chúng thấp hơn nhiều so với nước trong đất ướt. Nếu mẫu đất khô tiếp xúc với mẫu đất
ướt, nước sẽ di chuyển từ mẫu ướt (trạng thái năng lượng cao hơn) sang mẫu khô (trạng
thái năng lượng thấp hơn).
Xác định mức năng lượng tuyệt đối của nước ở trong đất là rất khó, đơi khi khơng
thể. Rất may, ta không nhất thiết phải biết mức năng lượng tuyệt đối của nước để có thể
dự đốn trước di chuyển như thế nào trong đất và trong môi trường. Tuy nhiên, giá trị
tương đối năng lượng của nước trong đất là cần thiết. Thường thường trạng thái năng
lượng của nước trong đất tại vị trí quan tâm trong phẫu diện được so sánh với nước ở
trạng thái sạch có áp suất và nhiệt độ chuẩn không chịu ảnh hưởng của đất và được đặt
ở độ cao tham chiếu. Sự chênh lệch mức năng lượng giữa nước sạch ở trạng thía tham
chiếu và nước trong đất được gọi là thế nước trong đất (xem thêm hình 9.5), thuật ngữ
thế giống như thuật ngữ áp suất ám chỉ sự chênh lệch trạng thái năng lượng.
Nếu tất cả giá trị của thế nước được xem xét có điểm tham chiếu chung (trạng thái
năng lượng của nước sạch) sự chênh lệch thế của nước ở 2 mẫu đất trong thực tế sẽ
phán ánh sự chênh lệch mức năng lượng tuyệt đối của chúng. Ðiều này có nghĩa là
nước sẽ di chuyển từ vùng đất có thế nước cao sang vùng có thế nước thấp hơn.
Thế nước trong đất liên quan tới một số lực, mà mỗi một trong số đó là thành tố
của thế tổng thể t của nước trong đất. Các thành tố này liên quan tới chênh lệch mức


Mức năng lượng cao hơn
điểm tham chiếu chuẩn
Dương

năng lượng do lực trọng trường, lực matric, thuỷ lực hỗn hợp, lực thẩm thấu và chúng
được gọi là thế trọng lực (g), thế matric (m), thế ngập nước và thế thẩm thấu (o).
Quan hệ tổng quát của thế nước trong đất với các mức năng lượng được biểu diễn trên
hình 9.6 và theo phương trình:
t = g + m + o +....... *

(7)
* các dấu chấm (...) hàm ý là các thế thành phần khác chưa đưa vào đây

Thế năng của nước trong đất ở
mức cao hơn trạng thái tham
chiếu chuẩn
+

O

Mức thế năng của nước tinh
khiết ở trạng thái tham chiếu
chuẩn được lấy bằng 0

Thế
trọng lực

Âm

Thế
thẩm
Mức thế năng của nước chứa muối
thấu
và các chất hồ tan khác
Thế
Hính 9.6 Quan
hệ giữa thế năng của nước sạch ở trạng thái tham chiếu tiêu chuẩn
matric
(áp suất, nhiệt độ và độ cao và nước trong đất) (N.C. Brady, R.R. Well)
Trên hình, nếu nước trong đất

chứa
các
chấtbịtan khác, sức hút tương hỗ
Mức
thếmuối
năngvà
của
nước
giữa các phân tử nước và các hố chất đó
sẽhạt
làmđất
giảm
các
hút thế năng của nước, mức giảm đó
được gọi là thế-thẩm thấu. Tương tự, tương tác giữa các hạt rắn (matrix) và các phân tử
nước cũng làm giảm thế năng của nước. Từ đó cả hai tương tác làm giảm mức thế năng
của nước so với của nước sạch, sự thay đổi mức năng lượng (thế thẩm thấu, thế matric)
của cả 2 là âm. Ngược lại, sự chênh lệch năng lượng có liên quan tới trọng lực (thế
trọng lực) là luôn luôn dương. Ðiều này được tạo ra do độ cao tham chiếu của nước sạch
được thiết kế tại điểm có chủ định trong phẫu diện bên dưới nước trong đất. Rễ cây
gắng sức làm di chuyển nước từ đất ẩm thì phải vượt qua cả 3 lực hợp lại.
Thế trọng lực
Lực của trọng trường tác động lên nước cũng giống như lên các vật khác, lực này
hướng vào tâm trái đất. Thế trọng lực g của nước có thể biểu diễn theo tốn học là:
g = gh
(8)
Nơi g là gia tốc, h là chiều cao của nước trong đất bên trên độ cao tham chiếu. Ðộ
cao nước tham chiếu thường được chọn trong phạm vi phẫu diện hoặc tại ranh giới dưới
để đảm bảo rằng thế trọng lực trên điểm tham chiếu sẽ luôn luôn dương.

Sau mưa hoặc tưới, trọng lực giữ vai trò rất quan trọng đối với sự di chuyển của
nước từ tầng trên và đối với sự động nước ngầm phía dưới phẫu diện.
Thế áp suất (bao gồm thế ngập nước và thế matric)
Thành tố này được xem là kết quả của tác động lên thế nước của tất cả các nhân tố
ngồi trọng lực và các mức hồ tan. Nó bao hàm chung nhất (1) áp suất thuỷ lực dương
(positive) liên quan trọng lượng nước trong đất bão hoà và dung môi, và (2) áp suất âm
liên quan tới lực hút giữa nước và thể rắn hay matrix.
Áp suất thuỷ lực tăng lên đến giới hạn thường được gọi là thế ngập nước sr,
thành tố mà chỉ được thể hiện đối với nước trong vùng bão hoà nằm dưới mặt nước
ngầm. Ðã có người nhảy xuống đáy bể bơi để nhận thấy áp suất thuỷ lực đè lên màng
nhĩ.
Sự hút kéo nước đến bề mặt pha rắn làm tăng thế matric mr mà luôn đạt giá trị âm
do nước bị các hạt đất hút có trạng thái năng lượng thấp hơn so với của nước sạch.
(Những áp lực âm này đôi khi được xem là sức hút hoặc sức căng). Thế matric tồn tại
trong đất khơng bão hồ bên trên mạch nước ngầm trong lúc thế ngập nước xảy ra đối
với nước trong đất bão hoà hoặc nằm dưới mạch nước ngầm (hình 9.7).
Trong khi mỗi một áp lực này là đáng kể ở mỗi điều kiện đồng ruộng cụ thể, thì thế
matric mr là kết quả từ hiện tượng xâm nhập (hay hấp phụ) và mao dẫn, ảnh hưởng tới
sự duy trì ẩm tốt nhất khi nước di chuyển. Ðộ chênh lệch giữa thế m của 2 vùng đất kế
nhau tăng cường sự di chuyển của nước từ vùng ẩm (trạng thái năng lượng cao) đến
vùng khô (trạng thái năng lượng thấp) hay từ khe hở lớn đến khe hở bé. Tuy nhiên, sự di
chuyển này rất chậm, nhưng rất quan trọng nhất là đối với việc cung cấp nước cho cây.
Thế áp suất

Chiều
sâu
phẫu
diện

Thế matric
có giá trị âm
Mực nước ngầm
Thế ngập
nước có
giá trị
dương

Hình 9.7. Thế matric và thế ngập nước (N.C. Brady, R.R. Weil)
Trên hình, cả 2 thế matric và thế ngập nước đều là thế áp suất góp phần vào thế
tổng thể của nước. Thế matric luôn luôn âm, thế ngập nước luôn luôn dương. Khi nước
trong đất không bão hoà nằm trên mạch nước ngầm (đỉnh của vùng bão hoà) chịu ảnh
hưởng của các thế matric. Nước ở dưới mạch nước ngầm trong đất bão hoà chịu ảnh
hưởng của thế ngập nước. Trong ví dụ này thế matric giảm tuyến tính tới điểm bên trên
mạch nước, rõ ràng nước dâng lên bằng lực hút mao dẫn từ mạch nước là nguồn cung
cấp duy nhất trong phẫu diện. Mưa hay tưới có sự đổi khác hoặc đường cong trở nên rõ
ràng, nhưng không thay đổi quan hệ cơ bản đã được mô tả. Thế matric lại là quan trọng
ở tất cả các đất khơng bão hồ vì ở đây có sự tương hỗ đồng thời giữa các pha rắn và


nước. Sự di chuyển của nước trong đất, khả năng cung cấp nước cho cây, và các dung
dịch đối với nhiều vấn đề kỹ thuật cần được xác định để mở rộng nghiên cứu bằng thế
matric. Như vậy thế matric sẽ được chấp nhận là mối quan tâm trước hết, tiếp theo là
thế trọng lực và thế thẩm thấu.
Thế thẩm thấu
Thế thẩm thấu o biểu hiện sự có mặt của chất tan trong dung dịch đất. Các chất tan
này có thể là chất vô cơ hay chất hữu cơ. Sự có mặt của chúng làm giảm thế năng của
nước, cơ bản do giảm sự di động tự do của các phân tử nước bao quanh các ion hay phân
tử chất tan. Nồng độ chất tan càng cao thì thế thẩm thấu càng thấp. Lúc nào cũng vậy,
nước sẽ di chuyển đến nơi mức năng lượng của nó thấp hơn, trong trường hợp này nước

đi chuyển đến vùng có nồng độ chất tan cao hơn. Tuy nhiên, nước thể lỏng sẽ di chuyển
trong mối quan hệ tới sự chênh lệch thế thẩm thấu (quá trình được gọi là thẩm thấu) chỉ
khi có màng bán thẩm thấu giữa 2 vùng thế thẩm thấu cao và thấp cho phép nước đi qua
nhưng ngăn cản sự di chuyển của chất tan. Nếu khơng có màng, chất tan lại khác với
nước, nói chung là di chuyển để cân bằng nồng độ.
Vì các vùng đất nhìn chung không bị ngăn cách bằng màng, thế thẩm thấu o ảnh
hưởng nhỏ đến khối lượng di chuyển của nước. Ảnh hưởng chính của nó là sự hút nước
qua tế bào rễ cây được ngăn cách với dung dịch đất bởi màng tế bào bán thẩm thấu. Ở
đất có nhiều muối tan thế thẩm thấu o là thấp hơn (có giá trị âm lớn hơn) so với trong
tế bào rễ. Ðiều này dẫn đến sự kìm hãm việc lấy nước của cây. Trong đất quá nhiều
muối thế thẩm thấu của nước trong đất thấp đến nỗi gây ra hiện tuợng chảy dịch
(plasmolyze) ở cây non khi nước di chuyển từ tế bào ra vùng đất có thế thẩm thấu thấp
hơn.
Sự di chuyển tự nhiên của các phân tử nước gây ra do một số thốt khỏi thể lỏng đi
vào khơng khí và trở thành hơi nước. Từ đó, sự có mặt của muối tan chống lại sự di
chuyển của nước, số phân tử phân tử nước thốt sẽ ít hơn khi nồng độ chất tan của nước
tăng. Vì thế áp suất hơi nước sẽ thấp hơn ở khơng khí trên vùng nước mặn so với ở khơng
khí trên vùng nước sạch. Bằng sự ảnh hưởng của áp suất hơi nước, o tác động đến sự di
chuyển hơi nước trong đất.
4.3. Các phương pháp biểu diễn mức năng lượng
Một số đơn vị có thể được sử dụng để biểu diễn sự chênh lệch mức năng lượng của
nước trong đất. Thứ nhất là chiều cao cột nước (thường là centimet) mà trọng lượng của
nó tương đương với thế dưới điều kiện nghiên cứu. Ta luôn gặp nội dung biểu diễn này từ
độ cao h trong phương trình mao dẫn cho ta biết thế matric của nước trong mao dẫn. Ðơn
vị thứ 2 là áp suất khơng khí tiêu chuẩn tại mực nước biển có giá trị 760 mm thuỷ ngân
hoặc 1020 cm nước. Ðơn vị này được gọi là bar tương đương với áp suất khơng khí tiêu
chuẩn. Năng lượng cũng có thể biểu diễn theo đơn vị khối lượng (junes/ kg) hoặc đơn vị
theo thể tích (newtons/ m2). Trong hệ các đơn vị Quốc tế (SI), 1 pascal (Pa) tương đương
1 newton tác động trên một diện tích 1 m2. Ở đây ta dùng Pa hoặc kilopascals (kPa) để
biểu diễn thế của nước trong đất. Bảng 9.2 trình bày giá trị tương đương trong các phương

pháp chung biểu thị thế của nước trong đất.
Bảng 9.2. Tương đương gần đúng trong phạm vi biểu diễn thế nước của đất
Chiều cao cột nước, cm
0
10,2
102
306

Thế của nước trong đất, bar
0
-0,01
-0,1
-0,3

Thế của nước trong đất, kPa*
0
-1
-10
-30


1.020
15.300
31.700
102.000

-1,0
-15
-31
-100

-100
-1.500
-3.100
-10.000

* Ðơn vị hệ SI kilopascal (kPa) tương đương với 0,01 bar
4.4. Ðo thế năng nước trong đất
Hiện nay có một số phương pháp xác định thế năng của nước trong đất. Các
phương pháp này dùng những dụng cụ khác nhau và đo được các dạng thế với giá trị
khác nhau. Ví dụ: "ẩm kế nhiệt kép" để đo tổng thế thẩm thấu và thế matric (mà ở mức
đó thế nước trong rễ cây phải lớn hơn cây mới lấy được nước), "Ẩm kế nhiệt kép" đo
được thế với lượng nước bé và đạt mức chính xác  5 kPa; Phương pháp dùng
Tensiomet đo được thế có giá trị -80 đến 85 kPa; Phương pháp dùng "Màng áp suất" có
thể đo được thế matric rất thấp như là -10.000 kPa chẳng hạn.... Sau đây giới thiệu 2
trong số đó.
 Phương pháp dùng "Tensiomet".
Ðộ vững chắc giữ nước trong đất được biểu diễn theo thế năng của nước .
Tensiometer ngoài đồng ruộng là dụng cụ để đo sức hút hay sức căng. Tensiometer là
ống đầy nước được bịt kín phía dưới bằng cốc sứ có lỗ, đầu trên được bịt kín hồn tồn
(hình 9.8). Ðặt tensiomet vào trong đất, nước trong tensiometer sẽ di chuyển qua lỗ trên
cốc sứ vào vùng sát cạnh đó cho đến khi thế của nước trong ống và trong đất cân bằng
nhau.
Khi nước đi xuống, khoảng trống
đầu trên sẽ tăng lên, có thể đo
được bằng đồng hồ (gauge) hộp
chấn lưu điện tử. Nếu mưa hay
Buồng chân không
Đồng hồ đo
tưới làm ướt đất, nước sẽ đi ngược

sức căng
Mặt đất
vào tensiomet làm giảm thể tích
khoảng trống hoặc sức căng được
ghi trên đồng hồ.
Nước
Tensiomet dùng để đo trong
khoảng 0 đến - 85 kPa, khoảng 1/
2 hay nhiều hơn lượng nước tích
luỹ trong đất. Tensiomet trong
phịng thí nghiệm được gọi
là"tấm căng hay tấm áp lực", đo
Lỗ cho
được trong khoảng thế tương tự.
nước đi
Khi đất khô vượt quá -80 đến -85
qua
kPa, tensiomet sẽ khơng dùng
được vì khơng khí đi vào ống
giảm khoảng khơng
Hình 9.8 Tensiomet đo thế nước ngồi đồng ruộng


Phương pháp dùng "Màng áp suất"


"Màng áp suất" (hình 9.9) được dùng đo thế matric của nước thấp độ - 10.000 kPa.
Khi dùng thế matric đặc trưng đối với một mẫu đất, hàm lượng nước của đất được xác
định. Dụng cụ quan
trọng này trong phòng

tạo ra số đo chính xác
Nguồn
hàm lượng nước trên
Áp suất cao
Đĩa có
áp
hơn khí quyển
khoảng rộng của thế
lỗ nhỏ
suopất
matric trong một thời
gian tương đối ngắn.
Dùng máy này cho kết
Áp
suất
khí
quyển
Áp kế
quả có thể xây dựng
thuỷ ngân
đường cong nước đặc
trưng.
Hình 9. 9 Dụng cụ màng áp suất.
Dụng cụ này
dùng xác định quan hệ thế matric- hàm lượng nước trong đất. Nguồn khí bên ngồi làm
tăng áp suất bên trong buồng nhỏ (cell). Nước ép lên mẫu đất qua tấm có lổ trong buồng
với áp suất khơng khí. Áp suất kèm theo khi dịng đi xuống không ngừng đưa cho số đo
của thế nước. Máy có thể đo được giá trị thế thấp hơn (đất khô) so với tensiomet
5. Sự di chuyển của nước trong đất
Mọi sự di chuyển của nước trong đất đều do thế năng của nước quyết định. Tuy

nhiên, chủ yếu chỉ sự di chuyển của thể lỏng và thể hơi, nước ở thể rắn không di chuyển
được trừ khi đã chuyển thể.
5.1. Sự di chuyển nước thể lỏng
Trong thực tế, di chuyển của nước trong đất lại phụ thuộc vào trạng thái cấu tạo
(kết cấu) và trạng thái ẩm của đất.
Nước thể lỏng di chuyển trong các khe hở của đất. Khe hở càng bé nước di chuyển
càng khó, càng chậm. Tốc độ di chuyển của nước dưới một áp lực nhất định tỷ lệ cấp số
mũ với bán kính mao quản r4. Nếu giảm bán kính khe hở giảm đi 1/ 2 thì tốc độ di
chuyển của nước chỉ cịn lại bằng 1/16 so với ban đầu.
Hình dạng khe hở trong đất ảnh hưởng rất lớn tới tốc độ và khả năng di chuyển của
nước. Trong lúc đó khe hở trong đất lại rất đa dạng và phức tạp. Các khe hở lớn bé xen
kẽ nhau và nằm theo nhiều hướng khác nhau. Mặt khác, bản thân đất không phải là
đồng nhất, các khe hở không phải là lý tưởng (không thẳng, đều và dài).
Ðất càng ẩm sự di chuyển của nước càng dễ dàng bởi thế năng của nước càng cao.
Ngược lại, đất càng khô mức năng lượng của các phân tử nước càng thấp do đó càng
khó di chyển. Nói cách khác dịng chảy của nước trong đất bão hồ khác với dịng chảy
trong đất khơng bão hồ nước.
Trong đất ở trạng thái bão hồ, dịng nước chảy qua đất với một khối lượng được
Q

 AK sat
biểu diễn bằng định luật Darcy như sau:
t
l
Trong đó: A là diện tích cắt ngang của cột đất nước chảy qua; K sat là sức dẫn thuỷ
lực bão hoà,  là biến động của thế nước giữa 2 đầu cột nước; L là chiều dài cột nước


Độ dẫn nước (cm/ngày,
tỷ lệ logarit

103
102
10
1

Đất cát
Đất sét

10-1
10-2
10-3
10-4
10-5
10-6
0

(cao)

-0.001
-0,1

-0.01
-1

-0.1
-10

-1
-100

Thế matric (tỷ lệ logarit)

-10
-1000

-100 (bar)
-10000 (kPa)

(thấp)

Hình 9.10. Quan hệ giữa matric và sức dẫn thuỷ lực
Trong đất khơng bão hồ nước. Trong đất bão hoà nước chiếm chỗ hầu hết các
loại khe hở cịn trong đất khơng bão hồ nước chỉ chiếm trong các khe hở bé và rất bé,
tại đây sự di chuyển của nước khác với sự di chuyển của nước trong đất bão hoà nước.
Ở đây sự chênh lệch thế năng không phải do trọng lực mà chủ yếu do lực hút. Gradient
thế matric là sự chênh lệch thế matric giữa vùng đất khô và vùng đất ẩm bên cạnh. Nước
sẽ di chuyển từ vùng có màng nước dày hơn (thế matric cao, ví dụ khoảng -1 kPa) đến
vùng có màng nước mỏng hơn (thế matric thấp hơn, ví dụ khoảng -100 kPa) trong phẫu
diện. Thành phần cơ giới có ảnh hưởng rất lớn tới sự di chuyển của nước trong đất
khơng bão hồ. Hình 9.10 mơ tả quan hệ tổng quát giữa thế matric m (theo đó là hàm
lượng nước) và sức dẫn thuỷ lực của đất cát và đất thịt. Dịng bão hồ hình thành ở thế
zero hay sát zero, trong khi phần nhiều dịng khơng bão hồ hình thành từ thế -0,1 bar (10 kPa) trở xuống
Tính xâm nhập và tính thấm
Tính xâm nhập (tính lọc- infiltration) và tính thấm là trường hợp đặc biệt, nước tự
do đi vào đất từ mặt trong đất- khơng khí khí quyển. Ðây là q trình chủ yếu xảy ra ở
thuỷ địa hình, ảnh hưởng rất lớn tới chế độ ẩm đối với cây và tiềm năng thoái hoá đất
như: rửa trơi, xói mịn hay ngập úng. Nguồn nước gây ra là nước mưa hoặc tưới.
Quá trình nước đi vào đất và trở thành nước của đất được gọi là tính xâm nhập
(infiltration), tỷ số nước có thể xâm nhập vào đất được gọi là khả năng xâm nhập i:

i=

Q
A .t

Trong đó: Q là thể tích nước xâm nhập (m3), A là diện tích mặt đất biểu hiện sự
xâm nhập (m2), t là thời gian (s). Do Q và A có đơn vị là m3 và m2 nên có thể đơn giản


hoá ta lấy đơn vị của i là m/s hay cm/h. Tỷ số xâm nhập không phải là hằng số theo thời
gian. Nếu đất khơ hồn tồn khi bắt đầu xâm nhập các lỗ hổng mở lớn sẽ dẫn nước vào.
Ở đất giàu sét có độ co giãn lớn, sự xâm nhập lúc đầu cực kỳ mạnh, nước đi vào mạng
các kẽ nứt. Vì thế khi các kẽ nứt đã đầy nước thì tỷ số xâm nhập giảm đột ngột sau đó
giảm từ từ và nhanh chóng đạt đến hằng số.
Sự xâm nhập là hiện tượng chuyển tiếp xảy ra ở mặt đất. Khi nước xâm nhập
đầy đủ vào đất, nước di chuyển thẳng xuống trong phẫu diện theo một q trình được
gọi là thấm (percolation). Cả dịng bão hồ và dịng khơng bão hồ đều tham gia vào
q trình thấm và tỷ số thấm liên quan tới sức dẫn thuỷ lực của đất. Trong trường hợp
nước xâm nhập vào đất khô tương đối dấu vết di chuyển của nước có thể quan sát được
bằng màu tối khi đất trở nên ướt. Ranh giới khô ướt đo rất rõ ràng và được gọi là front
ướt. Khi mưa lớn hay tưới đẫm di chuyển của nước sát mặt đất xảy ra chủ yếu là dịng
bão hồ có liên quan tới trọng lực. Tại front ướt nước di chuyển xuống tầng đất khô nằm
dưới do gradient thế matric cũng như thế trọng lực. Lúc mưa ít cả sự xâm nhập và sự
thấm đều tạo ra dịng khơng bão hồ khi nước di xuống bằng lực matric vào các khe hở
"bẫy" khơng tích luỹ ở tầng mặt hay trong khe hở lớn.
5.2. Sự di chuyển của hơi nước
Hơi nước là thành phần của khơng khí trong đất. Hơi nước di chuyển theo dạng
khuếch tán. Trong đất hơi nước di chuyển từ nơi có thế năng cao đến nơi có thế năng
thấp tức là từ nơi nóng đến nơi lạnh hơn hoặc từ nơi độ ẩm tương đối khơng khí cao hơn
đến nơi độ ẩm tương đối khơng khí thấp. Như vậy, ban ngày hơi nước đi xuống do lớp

đất mặt bị đốt nóng, ban đêm hơi nước đi lên. Khi đi lên khỏi mặt đất đi vào khơng khí
lạnh hơi nước sẽ ngưng tụ thành sương muối.
6. Sự bốc hơi nước của đất
Bốc hơi là một trong các hiện tượng làm mất nước của đất. Quá trình bốc hơi nước
rất phức tạp và xảy ra với 3 điều kiện:
- Thứ nhất, ln có nhiệt lượng đến mặt đất đủ để nước chuyển từ thể lỏng sang
thể khí (hơi). Ở tiêu chuẩn 150C cần khoảng 590 Calo cho 1 gam nước biến thành hơi.
- Thứ 2, áp lực hơi nước ở mặt đất cao hơn áp lực hơi nước trong khí quyển.
- Thứ 3, mặt đất ln ln có ẩm hoặc ln được cung cấp nước từ tầng dưới
lên.
Sự bốc hơi nước phụ thuộc vào một số yếu tố sau đây:
 Nhiệt độ của đất. Nhiệt độ đất càng cao nước bốc hơi càng nhanh.


Ðộ ẩm đất. Ðộ ẩm đất càng cao nước bốc hơi càng nhanh và càng nhiều.



Thành phần và số lượng keo đất. Ðất giàu keo sét, keo montmorilonit khi khô có
nhiều kẽ nứt lớn và sâu thuận lợi cho sự bốc hơi của nước.
Cấu tạo của đất (hệ thống). Ðất chặt, dí nước bốc hơi nhanh vì thế đất tơi xốp ở tầng
mặt sẽ hạn chế nước từ tầng dưới.
Trạng thái vật lý mặt đất. Mặt đất gồ ghề, lượn sóng, màu sẫm nước bốc hơi mạnh
hơn mặt đất bằng phẳng, đất màu sáng.
Ðộ ẩm tương đối khơng khí khí quyển. Ðộ ẩm này càng thấp nước bốc hơi càng
mạnh.
Ngoài ra còn phụ thuộc vào độ che phủ mặt đất, thời gian và cường độ của gió.








7. Cách biểu thị độ ẩm đất
Ðộ ẩm đất là khái niệm biểu thị mối quan hệ giữa nước trong đất với đất. Nói cách
khác, độ ẩm biểu thị mức độ chứa nước của đất. Ðộ ẩm đất được dùng để:
 xác định lượng nước trong đất,
 xác định lượng nước tưới và thời điểm tưới để điều tiết nước cung cấp cho cây
trồng. Ta có một số cách biểu thị độ ẩm của đất.
7.1. Ðộ ẩm biểu thị theo khối lượng (Wm)
- Có thể tính theo khối lượng đất khơ kiệt (một cách tuyệt đối). Lấy khối lượng nước
có trong mẫu đất so với khối lượng mẫu đất sấy khơ ở 1050 C
Mw
Wma (%) =
100
M sd
Trong đó Mw là khối lượng nước, Msd là khối lượng đất khô kiệt
- Có thể tính theo khối lượng đất ẩm (một cách tương đối). Lấy khối lượng nước
có trong mẫu đất so với khối lượng mẫu đất ẩm (gồm khối lượng của nước và khối
lượng của đất)
Wmr (%) =

Mw
100
M w + Msd

Ðể có kết quả đúng với khối lượng đất, ta phải điều chỉnh bằng cách lấy kết quả
phân tích nhân với hệ số khơ kiệt K được tính như sau: K = (100 + Wma): 100. Nếu phân
tích đất ẩm thì hệ số K được tính: K = 100: (100- Wmr)

7.2. Ðộ ẩm tính theo thể tích Wv
Ðộ ẩm biểu thị theo thể tích cũng có thể tính tuyệt đối và tương đối
- Theo thể tích tuyệt đối Wva
Khi xem nước ở điều kiện bình thường có tỷ trọng bằng 1 nghĩa là 1 cm3 có khối
lượng là 1 gam thì quan hệ giữa Wma và Wva như sau:

Wva Vw M w Vw .M sd M sd
=
:
=
=
=D
Wma Vsd M sd Vsd.M w Vsd
D là dung trọng của đất. Từ đó ta có:
Wva (%) = Wma (%). D
Nếu biết độ hổng, có thể tính Wva bằng cách lấy thể tích nước Vw trong mẫu chia
cho hiệu giữa 1 và độ hổng.
- Theo thể tích tương đối Wv r
Wvr (%) =

Vw
.100
Vs

Trong đó Vw và Vs là thể tích nước và thể tích đất ẩm (đất ở trạng thái tự nhiên bao
gồm thể tích đất, thể tích nước và khơng khí).
Tuy nhiên, hiện nay độ ẩm biểu thị theo khối lượng tuyệt đối được dùng phổ biến
vì thuận tiện cho tính tốn trong các mơ hình nghiên cứu về nước trong đất.
8. Các phương pháp xác định độ ẩm đất
Có nhiều phương pháp xác định độ ẩm đất như phương pháp trọng lượng, phương

pháp điện trở, phương pháp phóng xạ....


8.1. Phương pháp trọng lượng (sấy)
Lấy mẫu đất từ ngoài đồng ruộng về. Cân mẫu đất ẩm (P 1 gam), đưa vào tủ sấy đặt
ở nhiệt độ 1050C, sấy cho đến khi trọng lượng không đổi rồi đem cân (P 2 gam). Hiệu
giữa P1 và P2 là lượng nước có trong mẫu đất nghiên cứu. Phương pháp này tuy tốn
nhiều thời gian và năng lượng nhưng rất chính xác.
8.2. Phương pháp điện trở
Người ta dùng một điện cực thích hợp cắm vào một gói đựng các hạt đã chế biến từ
thạch cao trong (gói bằng nylon hay bơng thuỷ tinh). Sau đó chơn gói thạch cao vào đất
ở độ sâu nghiên cứu. Cả 3 vật liệu: thạch cao, nylon hay bông thuỷ tinh đều hút nước,
chúng hút nước cho đến khi đạt trạng thái cân bằng năng lượng của nước trong vật liệu
và của đất. Ðiện cực nói trên được nối với một máy đo điện trở. Giữa điện trở và hàm
lượng nước trong đất có mối quan hệ nhất định, vì vậy có thể suy ra độ ẩm của đất.
Ðây là phương pháp gián tiếp, thích hợp cho đất khơng mặn.
8.3. Phương pháp phóng xạ
Ðặt một "máy đếm" và một
nguồn neutron vào trong ống bằng
nhổ mồi cắm vào đất (hình 9.11).
Khi chùm tia neutron phóng ra
xung quanh gặp phân tử nước thì
đổi hướng và giảm tốc độ thành
"neutron chậm", cuối cùng được
thu vào "máy đếm". Nước trong đất
càng nhiều thì số lượng "neutron
chậm" thu được trong "máy đếm"
càng cao. Từ đó có thể suy ra độ
ẩm đất.
Phương pháp này khá chính xác

và nhanh nhưng nhược điểm là
khơng thực hiện được ở lớp đất quá
mỏng hay đất có độ dày quá bé
cũng như đất có nhiều chất hữu cơ.

Bộ phận của
máy đếm

ống vỏ nhơm

Nguồn
nơtron

Phân
tử
nước

Hình 9.11 Sơ đồ máy đo độ ẩm đất bằng nguồn
neutron

9. Các giới hạn ẩm đặc trưng trong đất (hay các hằng số nước)
Ðây là những mốc giới hạn về độ ẩm, tương ứng với dạng nước của đất. Mỗi một
mốc này ở trong một loại đất nhất định sẽ có giá trị khơng đổi hay rất ít thay đổi nên
người ta gọi là các hằng số nước của đất. Các giới hạn này có ý nghĩa rất lớn, phản ánh
khả năng cung cấp nước cho cây trồng của một loại đất (xem hình 9.5).
9.1. Ðộ hút ẩm tối đa Hymax
Giới hạn này được hiểu là lượng nước tối đa mà đất khơ có thể hút được từ khơng
khí bão hồ hơi nước (> 96 %) và được ký hiệu là Hymax. Lượng nước này chủ yếu do
khả năng hấp phụ của đất quyết định, phụ thuộc vào một số yếu tố như: thành phần và
tỷ lệ các loại keo trong đất, thành phần cơ giới, hàm lượng muối tan... Nước này cây

trồng khơng hút được vì được đất giữ bằng lực hấp phụ rất lớn (nhiều ngàn atmotphe).


9.2. Ðộ ẩm đồng ruộng (sức chứa ẩm đồng ruộng tối đa)
Ðộ ẩm đồng ruộng Wdr%) biểu thị tỷ lệ phần trăm lượng nước tối đa mà đất ở trạng
thái tự nhiên có thể giữ lại khơng kể nước trọng lực, hơi nước, tương đương với dạng
nước mao quản leo. Thực tế ngồi đồng ruộng đó là lượng nước đất giữ lại được ngay
sau khi mưa lâu hoặc tưới đẫm, nước ngầm xuất hiện ở độ sâu nhất định nhưng đất
không bị ngập trong nước. Ðộ ẩm này phụ thuộc rất lớn vào trạng thái cấu tạo của đất
(độ hổng). Giá trị độ ẩm này càng lớn cây trồng càng dễ dàng lấy được nước. Ðây là
giới hạn trên của lượng nước hữu hiệu đối với cây trồng.
9.3. Ðộ ẩm bão hoà (độ ẩm toàn phần)
Ðộ ẩm bão hoà biểu thị trạng thái ẩm cao nhất của đất khi tất cả các khe hở đều đã
bị nước chiếm. Giá trị của độ ẩm bão hào tương đương với độ hổng. Thực tế ngoài đồng
ruộng là lúc đất đã bị ngập trong nước sau một khoảng thời gian nhất định. Khi đất bão
hoà nước lâu ngày sẽ gây ra hiện tượng glây hoá bất lợi cho cây trồng.
9.4. Ðộ ẩm cây héo (W ch)
Ðộ ẩm cây héo là lượng nước còn lại trong đất khi cây bị héo và được ký hiệu là
Wch. Ðây là giới hạn dưới của lượng nước hữu hiệu. Ðộ ẩm cây héo phụ thuộc vào khả
năng hấp phụ của đất do đó bị chi phối bởi thành phần và tỷ lệ các loại keo, thành phần
cơ giới, hàm lượng muối tan trong đất. Ngoài ra, mặc dù khơng phải là chủ yếu nhưng
độ ẩm này cịn phụ thuộc vào loại cây và thời kỳ sinh trưởng, phát triển của cây.
Nếu xem áp lực hút nước của rễ cây tối đa là 15,2 bar, từ đây trở lên cây khơng cịn
khả năng lấy được nước nữa, sẽ bị héo chết. Trên cơ sở đó, ta có thể tính gián tiếp độ
ẩm cây héo theo cơng thức:
Wch (%) = 1,5 Hymax
Muốn biết chính xác độ ẩm cây héo của một loại đất đối với cây trồng cụ thể ta
tiến hành trồng cây ngoài ruộng hay trong chậu. Tuỳ theo mục đích nghiên cứu mà để
cho cây bắt đầu héo ở giai đoạn sinh trưởng phát triển nào đó rồi lấy mẫu đất phân tích
độ ẩm.

Từ độ ẩm đồng ruộng và độ ẩm cây héo có thể tính độ ẩm hữu hiệu (Whh) như
sau:
Whh (%) = Wdr%) - Wch (%)
Như vậy độ ẩm hữu hiệu chính là lượng nước mà cây trồng có thể hút được. Giá trị
của Whh phụ thuộc vào giá trị của Wdr và Wch.
10. Cân bằng nước trong đất
Cân bằng nước trong đất là chỉ sự "thu, chi" nước trong một thể tích đất nhất định
(thường tính ở tầng đất hữu hiệu- tầng đất rễ cây vươn tới).
Theo định luật bảo tồn vật chất thì hàm lượng nước trong một thể tích nhất định
sẽ khơng tăng thêm nếu khơng có nguồn bổ sung thêm từ ngoài vào (như nước xâm
nhập, nước ngầm dâng lên trong mao quản). Ðồng thời, nếu khơng có nước bị hao hụt
do bốc hơi, phát tán vào khơng khí hoặc thấm xuống tầng sâu thì lượng nước trong đất
cũng khơng bị giảm.
Trên đồng ruộng, cân bằng nước có liên quan mật thiết với cân bằng năng lượng vì
sự "thu, chi" nước cần có năng lượng, đặc biệt là hiện tượng bốc hơi nước là quá trình
tiêu hao năng lượng rất lớn. Vì vậy quá trình bốc hơi là do sự cung cấp đồng thời nước
và năng lượng quyết định.


Sự cân bằng nước trong đất cho một thời gian nghiên cứu* có thể biểu thị như
sau:
N1 + N2 + N3 + N4 + N5 + N6 = N7 + N8 + N9 + N10 + N11 +N12
Trong đó vế trái công thức là các nguồn nước thu vào, bao gồm:
N1 là nước có trong đất lúc bắt đầu nghiên cứu,
N2 là nước mưa trong thời gian nghiên cứu,
N3 là nước ngầm trong thời gian nghiên cứu,
N4 là nước ngưng tụ từ khí quyển trong thời gian nghiên cứu,
N5 là nước xâm nhập từ mặt đất trong thời gian nghiên cứu,
N6 là nước xâm nhập từ mạch ngang trong thời gian nghiên cứu,
Vế trái công thức là các nguồn nước thu vào, bao gồm:

N7 là nước bốc hơi trong thời gian nghiên cứu,
N8 là phát tán trong thời gian nghiên cứu,
N9 là nước thấm sâu xuống tầng dưới trong thời gian nghiên cứu,
N10 là nước chảy tràn bề mặt trong thời gian nghiên cứu,
N11 là nước mất đi theo mạch ngang trong thời gian nghiên cứu,
N12 là nước còn lại sau thời gian nghiên cứu.
* Thời gian nghiên cứu thường là một năm trịn.
Nếu trong hồn cảnh khí hậu ít biến động, qua một chu kỳ nghiên cứu, lượng nước
lúc kết thúc bằng lượng nước lúc bắt đầu nghiên cứu (N11 = N1).
Trong thực tế nông nghiệp truyền thống, nước đi vào trong đất chủ yếu là nước mưa
(phần thấm vào đất mà thơi) và nước tưới. Do đó:
Nước thu = Nước mưa + Nước tưới
Khi tính tốn cân bằng nước trong đất thường dùng đơn vị là m3/ha hay mm cột
nước.
Nguyên lý cân bằng nước trong đất được ứng dụng rộng rãi trong nghiên cứu đất
và nước. Hai thí dụ đơn giản sau đây:
Thí dụ 1. Lượng nước trong đất ở tầng hữu hiệu là 50 mm, trong đó nước vô hiệu
là 30 mm (cây héo). Lượng mưa thời kỳ này thấp, bình quân 0,6 mm/ ngày; lượng nước
do cây trồng tiêu hao là 1,6 mm/ ngày. Nếu không có nước ngầm cung cấp và xem
lượng nước hữu hiệu cây sẽ hút hết, ta có thể tính sau bao nhiêu ngày nữa phải tưới để
đảm bảo cho cây trồng đủ nước theo cách sau:
50  30
20 ngày
1,6  0,6

Thí dụ 2. Tính lượng nước hao hụt hàng ngày trong một tầng đất: hàm lượng nước
trong đất tưới lần trước vào ngày 10/ 3 là 89,6 mm, sau đó tưới thêm 45 mm, đến ngày
18/ 3 xác định hàm lượng nước trong đất là 100 mm. Trong thời gian từ 10/ 3 đến 18/ 3
trời không mưa, vậy lượng nước hao hụt trung bình hàng ngày là:
89,6  45  100

 4,3 ngày.
18  10

11. Xác định trữ lượng nước trong đất
11.1. Tính tổng lượng nước dự trữ trong một lớp đất
Muốn tính tổng lượng nước dự trữ trong một lớp đất ta dùng công thức:
W (tấn/ ha) = Wsd. D. h
Trong đó: Wsd là độ ẩm theo khối lượng đất khô kiệt (%)


D là dung trọng của đất (g/cm3)
h là độ dày của lớp đất (cm)
11.2. Tính tổng lượng nước dự trữ trong tầng đất hữu hiệu
Muốn tính tổng lượng nước dự trữ trong tầng đất hữu hiệu ta tính lượng nước dự
trữ của từng lớp đất riêng rồi cộng lại. Chú ý: lớp đất có thể được xác định theo tầng đất
phát sinh hay tầng chẩn đốn cũng có thể lấy bình qn cứ 10-20 cm một lớp tuỳ theo
mục đích nghiên cứu. Wt (tấn/ ha) = W1sd. D1. h1 + W2sd. D2. h2 +..... Wnsd. Dn. hn
Trong đó: W1sd,W2sd...Wnsd là độ ẩm của tầng đất 1, 2...n
D1, D2... Dn là dung trọng của tầng đất 1, 2... n
h1, h2... hn là độ dày của tầng đất 1, 2... n
12. Biện pháp điều tiết nước trong đất
Ðiều tiết nước trong đất bao gồm tổng hợp các biện pháp nhằm tạo điều kiện cung
cấp nước thoả mãn nhu cầu cây trồng.
Làm thay đổi "thu, chi" nước trong đất sẽ ảnh hưởng đến tổng lượng nước dự trữ và
lượng nước hữu hiệu của nó. Từ đó ta thấy biện pháp điều hồ nước đúng đắn sẽ làm
tăng năng suất cây trồng. Muốn tạo điều kiện tốt cho cây phát triển, trước hết phải làm
sao cho lượng nước xâm nhập và lượng nước tiêu hao bằng nhau. Ðể điều tiết nước
trong đất ta có thể áp dụng một số biện pháp sau:
- Làm thuỷ lợi. Ví dụ, tiêu nước cho đất lầy, đất úng hay tưới nước cho đất khô
hạn. Ðây là biện pháp vừa nhanh vừa triệt để. Tuy nhiên đòi hỏi đầu tư lớn ban đầu để

xây dựng hệ thống kênh mương, đập- hồ chứa nước, trạm bơm...
- Các biện pháp tăng khả năng giữ nước của đất, làm giảm lượng nước tiêu hao
vô dụng bao gồm: cải tạo kết cấu đất, che phủ đất chống bốc hơi nước bằng các vật liệu
khác nhau hay thảm cây cây trồng, gieo trồng đúng thời vụ, chăm sóc cây như: làm cỏ,
xới xáo....
Tóm lại, điều hoà chế độ nước trong đất là tổng hợp các biện pháp canh tác, biện
pháp cơng trình thuỷ lợi, trồng rừng và bảo vệ rừng.
Câu hỏi ôn tập
1. Nêu vai trị của nước trong đất.
2. Nêu những tính chất của nước ở thể lỏng.
3. Cho biết khái niệm về năng lượng và thế năng của nước trong đất.
4. Các phương pháp biểu diễn năng lượng của nước trong đất.
5. Nêu các phương pháp đo thế năng của nước.
6. Nêu vấn đề vận chuyển của nước trong đất bão hoà.
7. Nêu vấn đề vận chuyển của nước trong đất không bão hồ.
8. Nêu khái niệm tính xâm nhập và tính thấm của nước.
9. Nêu sự bốc hơi nước và những yếu tố chi phối.
10. Nêu cách biểu thị độ ẩm và cách tính trữ lượng nước trong đất.
11. Những giới hạn đặc trưng của nước trong đất và ý nghĩa của chúng.
12. Nêu phương trình cân bằng nước tổng quát.


Chương X
KHƠNG KHÍ VÀ NHIỆT TRONG ÐẤT
1. Khơng khí trong đất
1.1. Vai trị của khơng khí trong đất
Các chất khí trong đất rất cần thiết cho sự sống của các sinh vật sống trong đất, cho
các quá trình sinh học tiến hành thuận lợi
Trong số các chất khí, đặc biệt là ơxy và cacbonic có tác động về nhiều mặt đến
các tính chất đất, làm ảnh hưởng trực tiếp hay gián tiếp đến năng suất cây trồng.

a. Vai trò của ôxy (O2)
 Ôxy tác động trực tiếp đến hô hấp của cây trồng. Thiếu ơxy q trình hơ hấp yếu,
cây thiếu năng lượng hoạt động dẫn đến năng suất giảm.
 Ðất thống khí (nhiều ơxy) rễ cây phát triển thuận lợi, lấy nước và thức ăn mạnh,
cây sinh trưởng và phát triển nhanh. Ðặc biệt giai đoạn nảy mầm, cây cần nhiều ơxy
nhất.
 Ơxy ảnh hưởng đến điện thế ơxy hố khử.



Thiếu ơxy q trình khử xảy ra mạnh sinh ra một số chất độc trong đất, giảm trữ
lượng chất dinh dưỡng, ảnh hưởng xấu tới cây trồng.
Trong đất đầy đủ ơxy các q trình háo khí xảy ra, tạo cho đất có nhiều đặc tính tốt.

b. Vai trị của khí cacbonic (CO2)
 Thành phần tham gia q trình quang hợp




Tham gia vào các phản ứng hoá học trong đất, nhất là các phản ứng hồ tan, góp
phần tăng cường thức ăn cho cây. Ví dụ, nếu dung dịch bão hồ CO 2 thì sẽ hồ tan
rất nhiều CaCO3,, MgCO3....
Nếu trong đất có q nhiều khí CO2 thì ảnh hưởng xấu đến q trình hơ hấp của sinh
vật, đặc biệt là đối với sự nảy mầm và sự phát triển của rễ cây non.

1.2. Thành phần và hàm lượng không khí trong đất
Khơng khí trong đất chiếm tất cả các khe hở khơng chứa nước, do đó về số lượng
nó phụ thuộc chặt chẽ vào tổng số độ hổng và độ ẩm đất. Nếu cấu tạo của đất ổn định
thì có thể nói rằng trong đất nhiều nước thì khơng khí ít. Nói cách khác, về khối lượng,

nước và khơng khí trong đất đối kháng nhau.
Phần thể tích mà khơng khí chiếm trong đất ở độ ẩm hiện tại gọi là độ chứa khí của
đất hay độ thơng khí của đất, được tính theo phần trăm so với thể tích chung của đất. Vì
độ hổng và độ ẩm đất ln ln thay đổi nên độ chứa khí của đất cũng là một đại lượng
biến động trong từng loại đất khác nhau, theo mùa khác nhau và trạng thái canh tác đất.
Ðộ hổng trong các loại đất khác nhau biến động từ 25 % đến 90 % nên độ chứa khí cũng
biến động trong khoảng ấy nhưng thấp hơn 2 giới hạn trên một ít vì trong độ hổng cịn
chứa nước ít hoặc nhiều.
Về nguồn gốc không khí đất gồm các chất khí trong khơng khí khí quyển và khơng
khí được sinh ra trong q trình sinh học, hố học xảy ra trong đất.
Về thành phần khơng khí đất có khác so với khơng khí trong khí quyển (bảng 10.1).


Nhiều nghiên cứu cho thấy thành phần khơng khí khí quyển là ổn định, đây chính là
sự khác biệt so với thành phần khơng khí đất. So với thành phần khơng khí khí quyển,
thành phần khơng khí đất chứa ít ôxy hơn nhưng cacbonic nhiều hơn và chúng luôn
luôn thay đổi, ngay cả nitơ có khối lượng lớn nhất. Lượng nitơ thay đổi do hoạt động
biến đổi chất hữu cơ của vi sinh vật, do các q trình nitơrát hố hay phản nitơrát hoá
xảy ra trong đất...


Bảng 10.1. Thành phần khí quyển và khơng khí đất (% thể tích)
Các chất khí
Nitơ (N2)
Ơxy (O2)
Argon (Ar)
Cacbonic (CO2)
Các khí khác(Ne, He, CH4, O3, Xe)

Trong khí quyển

78,08
20,95
0,93
0,03
0,04

Trong khơng khí đất
78,08- 80,42
20,90- 0,00
0,03- 20,00
-

Lượng chứa nhiều cacbonic, ít ơxy và sự biến động lớn của chúng là vì:
 Do tiêu hao nhiều ơxy mà sinh ra nhiều cacbonic (như q trình hơ hấp, phân giải
chất hữu cơ, các phản ứng hố học, quá trình quang hợp...).
 Do sự thay đổi tốc độ trao đổi khơng khí giữa đất và khí quyển, giữa các tầng đất,
giữa các mùa trong năm và cả chế độ canh tác.
Ở những tầng đất mặt thống khí, tỷ lệ ơxy trong khơng khí đất gần ngang với trong
khí quyển. Cịn ở những tầng q trình trao đổi khó khăn như đất glây, đất ngập nước...
thì lượng ơxy giảm xuống rất mạnh, thậm chí cịn lại phần vạn. Lượng chứa CO2 thì
ngược lại tăng lên.
Theo Monthei và cộng sự (1964) cho rằng: dịng khí CO 2 là 1,5 g/ngày vào mùa
đông và 6,7 g/ngày vào mùa hè trên đất sét trống. Currie (1970) xác định giá trị của khí
này là 1,2 g/ngày vào mùa đơng và 16 g/ngày vào trong mùa hè trên đất trống; còn trên
đất trồng cải xoăn giá trị ứng với các mùa này là 3,0 và 35 g/ngày.
Năm 1967, Kemper đưa ra giá trị tiêu hao O2 trong khoảng 2,5 và 5,0 g/ m2/ ngày
trên đất trống và giá trị này lớn gấp 2 lần trên đất có canh tác. Cũng theo Currie (1970)
tỷ số tiêu hao O2 là giữa 60 và 75 % của tỷ số CO2 được tạo thành đạt tối đa là 24 g/m2
dưới cây cải xoăn vào mùa hè.
Ngoài các chất khí kể trên, trong đất cịn có thể một số chất khí khác được sinh ra

như: NH3, H2S, CH3...
Trong đất các chất khí biến hố liên tục và được cân bằng theo phương trình sau:
Khối lượng theo thể tích chất khí đi vào qua diện tích x y* tại z trong thời
gian t
= khối lượng chất khí thốt ra qua diện tiện tích x y tại z+z
trong thời gian t
+ Khối lượng chất khí tăng lên theo thể tích được giữ lại trong thời gian t
+ Khối lượng chất khí theo thể tích mất trong thời gian t bằng con đường
phản ứng hố học hay sinh học.
1.3. Tính thơng khí của đất
Tính thơng khí của đất là khả năng di chuyển của khơng khí qua các tầng đất. Là
nhân tố thường xuyên quyết định tốc độ trao đổi khí giữa đất và khí quyển, nghĩa là
quyết định lượng O2 và CO2 trong đất, do đó ảnh hưởng tới quá trình hoạt động của vi
sinh vật, của các phản ứng xảy ra trong đất, ảnh hưởng trực tiếp hay gián tiếp tới đời
sống cây trồng.
Sự di chuyển khơng khí trong đất chính là q trình khuếch tán của khí tiến hành ở
các khe hở liên tục, không bị tắc và khơng chứa nước. Khe hở càng lớn tính thơng
thống càng cao. Theo kết quả nghiên cứu ngoài đồng ruộng của Học viện nông nghiệp