第4章 土壤水分运动
农田土壤水分状况PPT演示课件
it i1t
16
入渗试验——例
t(min) i(mm/min)
1
7.4
2 5.81
3 5.04
4 4.56
5
4.2
10 3.3
15 2.87
20 2.59
30 2.25
50 1.88
100 1.48
200 1.16
lgt lgi 0.0 0.87 0.3 0.76 0.48 0.70 0.60 0.66 0.70 0.62 1.00 0.52 1.18 0.46 1.30 0.41 1.48 0.35 1.70 0.27 2.00 0.17 2.30 0.06
lgi
1
0.8
y = -0.351x +
0.8668
0.6
0.4
0.2
0 0 0.5 1 1.5 2 2.5 lgt
设：y kx b
k 0.351
lg i1 b 0.8668
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考斯加可夫经验公式应用——例
积水或径流
18
五、SPAC系统的概念
1. 定义：在水势梯度作用下，土壤水分被作物吸收、 传输，并转化成水汽从叶面扩散进入大气的连续 过程，这样一个过程形成了一个统一的,动态的 系统,即土壤-作物-大气连续体（Soil-PlantAtmosphere Continuum)。
i（f 单位：mm/h）
入渗总量：
1
I St 2 i f t
（单位：mm）
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入渗条件下的土壤水分运动
i f ——稳定入渗率，相当于渗透系数
s ——吸水率，与土壤含水率有关, 系。
5、土壤水分入渗规律（图）：
土壤水分运动
量纲:取决于水头梯度。如果水头梯度取长度比长度则导水率的量纲完全与 通量相同，也是速度的量纲（LT-1），经常使用。其它量纲不直观，应用很 少。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
影响导水率因素： （1）土壤性质： A.质地： Ks（sand）=10-2~10-3（cm/秒） Ks（clay）=10-4~10-7 （cm/秒） B.结构：饱和导水率取决于能够导水的大孔隙的孔度，并不是取 决于土壤总孔度；田间裂隙、根孔和虫孔都是饱和导水的主要通 道(这些孔道往往在灌水入渗期间成为发生优先流的地方。有结 构土壤饱和导水率大于无结构的土壤。 总孔隙度大的土壤未必是饱和导水率最高的土壤 注意： 由于土壤基模特性的不稳定性，导致实际上土壤饱和 导水率往往不是常数。如土壤中离子代换作用、土壤胀缩过程、 以及封闭气体作用等。饱和导水率是一个常数是理论概念，它建 立在土壤基模特性稳定的基础上。实际上却并不是一个常数。 （2）环境温度：温度会影响到土壤中封闭空气的溶解度、会影响 到土壤中溶质离子溶解度，同样影响到水分的物理性状。所以， 影响到土壤导水率。 （3）流体性质：液体的粘滞系数（viscosity）和密度（fluid density） 也是影响导水率的主要因素。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
2.达西定律（Darcy’s law) 1856年法国工程师Henri Darcy在Dijon城解决城市人口用水问题时总结发表 了达西定律，他指出：细沙过滤器中水流的速度与其所受的压力差成正比例，而 与过滤器的长度成反比。（达西定律诞生背景） 达西定律表达式： 一维情况下: Q q = A⋅t = − K ∆H ∆Z q : 流速（ flux density ; LT -1） Q ：流量 ( quantity of water ; m 3 ) A：土柱横截面积 ( cross − sec tional area ; m 2 ) t：时间（ time ; s） K ：导水率 ( hydraulic conductivi ty; m/s) ∆H ：压力差（ hydraulic head; m） ，水分移动的驱动力 ∆Z：土柱长度 (column length; m) ∆H ：水势梯度 ( hydraulic gradient ; m / m ) ∆Z “ −”：表示水流的方向由 水势高出流向水势低处
土壤水分类型及有效性(内容严选)
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•***毛管水上升高度
•从地下水面到毛管上升谁所能达 到的相对高度，叫毛管水上升高 度。
• h水柱高度（cm)，d孔隙直径（mm）
行内借鉴
11
不同土壤质地毛管水上升高度
土壤质地 毛管水上升高度 土壤质地 毛管水上升高度
砂土
砂壤土， 轻壤土
0.5～1.0 1.5
中壤土， 1.2～2.0 重壤土
毛管悬着水达到最大值时的土壤含水 量称为田间持水量，通常作为灌溉水量定
额的最高指标。
在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛 管悬着水。
● 饱和含水量(saturated water content) 饱和含 水量是指土壤中孔隙都充满水时的含水量。以 干土质量或容积的百分量表示。
行内借鉴
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（二）土壤水的有效性(availability) 土壤水的有效性是指土壤水能否被
土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤 下层或横向运动的速度。
影响饱和导水率的因素 饱和导水率的特点
• 质地 水通量与孔隙半径 ① 饱和率是常数
4次方呈正比。
② 是土壤导水率的MAX
•结构 土壤结皮对土壤饱和 ③ 主要取决于土壤的质地
导水率有显著的影响。
和结构。
•有机质含量。
沙质土 > 壤质土 > 粘
2、为什么说毛管水是土壤中最宝贵的水分？
3、分析土壤水分的有效性
4、研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何 重要作用?
5、土水势与土壤水吸力有何异同点？
行内借鉴
56
行内借鉴
57
植物吸收利用及其难易程度。 不能被植物吸收利用的水称为无效
水,能被植物吸收利用的水称为有效水。 最大有效水含量是凋萎系数至田间
第四章(2) 土壤水、气、热
22
四、土壤水分含量的测定
烘干法：经典、准确，标准方法
中子法
TDR法（时域反射仪）：电磁测量方法，依据土 壤的介电性质。具有直接、快速、方便的特 点，并可同时测定土壤含盐量。
含水量与水吸力呈负相关 同一含水水量时，吸力：粘土>壤土>砂土 同一水吸力时，含水量：粘土>壤土>砂土
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水分特征曲线的作用：
吸力与含水量换算 反映土壤持水、供水性能 计算当量孔径，反映土壤中大小孔隙的分布 土壤水分运动参数计算
32
5、当量孔径
与一定土壤水吸力相对应的土壤孔隙直径
2、凋萎系数(萎焉系数) （Wilting Coefficient） 根系因无法吸收水分而发生萎焉时的土壤含水量
是土壤有效水下限 吸力约 15 bar
17
18
水分常数与水分有效性的关系
水分能量 (大气压)
1~2万 31 最 大 吸 湿 量
16~15 凋 萎 系 数
水分常数
6.25 最 大 分 子 持 水 量
2、组成特点
气体 大气 土壤空气
46
3、土壤空气组成变化对土壤和作物的影响
O2要求>10%，过低根系呼吸受阻，影响发 芽出苗
CO2根吸收，提供地上部光合作用，过多 会产生毒害，一般<1%即可 还原性气体过多对作物有毒害作用
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第四章 土壤水分的能态
第四节 土壤水能态测定方法
有多种方法， 有多种方法，如：张力计法、压力膜法、 张力计法、压力膜法、 冰点下降法、水气压法等。 冰点下降法、水气压法等。它们的适宜 范围不同。 范围不同。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。
基质势的测定 （1）张力计法。 张力计法。 主要原理是将充满水的带有陶土滤杯 孔径在1.0 1.5um的细孔 1.0— 的细孔） （孔径在1.0—1.5um的细孔）的金属 管埋入土中， 管埋入土中，水可通过细孔与土壤水 接触，水分由细孔进入土壤。 接触，水分由细孔进入土壤。 金属管上端连接金属表， 金属管上端连接金属表，水分由瓷杯细 孔进入土壤后，管内形成负压， 孔进入土壤后，管内形成负压，真空 压力计上的负压读数即代表管外土壤 水吸力。 水吸力。来自（六）土壤水能态的定量表示
单位容积土壤水的势能值用压力表示， 单位容积土壤水的势能值用压力表示， 标准单位帕(Pa)，或千帕（KPa），兆 ），兆 标准单位帕 ，或千帕（ ）， ），习惯上也曾用巴 帕（MPa），习惯上也曾用巴（bar） ），习惯上也曾用巴（ ） 和大气压（ 和大气压（atm）表示。 ）表示。 单位重量的土壤水的势能值用相当于一 定压力的水柱高厘米数表示。 定压力的水柱高厘米数表示。
土壤-植物 大气系统 土壤 植物-大气系统 植物 土壤水分有效性是一个与大气条件紧密 相连的问题，应该从土壤-植物 植物-大气这 相连的问题，应该从土壤 植物 大气这 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损 耗水分的速率，植物就能正常生长， 耗水分的速率，植物就能正常生长，土 壤水分就是有效的。 壤水分就是有效的。 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率， 就失水，并且迅速凋萎。 就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分 就是无效的。 就是无效的。
刘春生版《土壤肥料学》-第四章-土壤水分-思考题解析
第四章土壤水分1、土壤水分按照受力大小和水分性质分为哪几种类型及各自的特点的哪些？我国土壤水分的分类方法一般采用数量法。
根据土壤水分所受力的类型可分吸附力、毛管力和重力；把土壤水分划分为吸附水(吸湿水和膜状水）、毛管水、重力水和地下水。
土壤水分的特点：吸湿水：吸湿水受土粒的吸持力很大，水分不能移动，无溶解能力，具有固态水的性质，植物不能吸收利用，是一种无效的水分类型。
膜状水：由于它所受的吸力比吸湿水要小，水分能够在土壤中缓慢移动，其中有部分水分能够被植物吸收利用。
因此，膜状水是部分有效的水分类。
毛管水：它所受的毛管吸持力很小，很容易被作物吸收利用，是有效水，另外，毛管水还溶解有各种营养成分，利于植物的养分供应。
重力水：是地下水的重要来源。
2、何为土壤水势，其水势是如何划分和定义的？土壤水势：是指从一已定高度的蓄水池中，把无限少量的纯水，在一个大气压下，等温和可逆地转移到土壤中的某一已定点，使之成为土壤水，这时所必须做的功，以单位水量为基础来表示，其数值代表土壤总水势。
土壤水势实际上是作用于土壤水分各种力的总和，根据其力源的性质，土壤水势可分：基质势、溶质势、压力势、重力势和土壤水总势。
基质势：由土壤固体基质对土壤水分的吸引而使水分自由能降低的现象。
溶质势：由溶质的渗透压力引起的水势能变化现象。
压力势：土壤水承受不同压力所产生的自由能变化。
重力势：同重力引起的土壤水势的变化。
土壤水总势：是作用于土壤水分的各种力所产生的分势的总和。
3、土壤水吸力与土壤水势有哪些相同点和不同点？土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力情况下所处的能态，不是反映土壤对水的吸力。
与土壤水势的相同点：水吸力的意义与水势相同，是表示土壤水具有的自由能。
与土壤水势的不同点：水吸力只包括基质势和溶质势。
4、土壤水分特征曲线的滞后现象发生的原因是什么？土壤水分特征曲线的滞后现象：是指脱水曲线与吸水曲线不能重合的现象。
发生原因：产生滞后现象的原因很多，主要是因为土壤中的孔隙有大有小，而且呈”串珠状“连接方式造成的。
第4章-蒸发条件下的土壤水分运动.讲课讲稿
如果未知函数改用土壤水吸力s，则相应的定解
问题为
K
s
ds dz
1 E
解为：z
s
0
s
1
0
dS
E/K
s
z0
为了对上式进行积分，Gardner（1958）
将导水率用下面的函数形式表示：K
s
sm
a1
a2
。
再令 E / a1 a2 1
从而
z
1 sm
ds
4.3 定水位条件下均质土壤的稳定蒸发
4.3.1 稳定蒸发条件下土壤的含水率及吸力分布
4.2 土壤蒸发的三个阶段及定解问题
4.2.2 蒸发条件下土壤水运动的定解问题
(2) 边 界 条 件
1）当土柱底部为不透水层，显然土壤水通量在底部 边界处为0，即
J wz L 0;
2）又如土柱底部为浅层地下水，地下水处土壤基质势
为0，即 m zL 0
3）又如实为无限长土柱但只分析有限长土柱，且蒸发
Ks
aa21/s，m上式可H近似aE1取aE11为a2 ：1
arctan
EsH 2 a1 a2E
当m=2时，由上一幻灯片中（1）可得:
H
a1 E
arctansH
E a1
4.3 定水位条件下均质土壤的稳定蒸发
ez
EDv
ed
e0
d
(3)
式中：
Dv为水汽在干土层中的扩
散系数，与土壤质地、 结构有关；
ed 为干土层以下蒸发区的
水汽压力，与有关；
d 为干土层厚度。
干土层 e0
d
ed
From Eqn. (2) & Eqn. (3)
第4章 土壤温度和热流解析
4.4 土壤中水热的耦合运移（Coupling transport of water and heat in soils） 1、土壤中水分运动及含水量分布是和热流及温度分布相互联系的。
土壤中热流分析计算是以土壤水分运动作为条件或前提的。
2、土壤中热流及温度分布反过来也对水流运动有影响。
（1）由于温度场的存在产生温度势；（2）温度的变化亦会引起土壤水分中溶质的情况变化。
但在一般条件下，通常忽略温度变化对水分运移的影响，而将水分运动和热流运动单独求解。
在冻融条件下，土壤中的水分一部分为液态，另一部分为固态（冰）。
此时，土壤水分的运动强烈受到热量交换的影响。
此时，必须耦合求解水分和热流方程。
4.5 土壤温度的变化规律特定地区地表土壤温度以年为变化周期，一年当中各出现一次最高温度和最低温度时期。
深度每增加1 m，最高（或最低）地温出现的时间推迟20~30 d。
并且随着深度的增加，土壤温度年变化幅度迅速减小。
土壤深度达到某一深度时，土壤温度季节性变化消失，此深度称为恒温层。
恒温层深度在低纬度地区仅5~10 m，中纬度地区约为15~20 m，而在高纬度地区约为20 m。
土壤温度日变化与年变化相似，随着深度的增加，土壤温度的变化呈滞后现象；且土壤深度越大，温度变化幅度越小。
土壤温度年变化和日变化规律近似于正弦曲线的周期性波动2π T ( z , t = Tave + Az sin[ t + φ ( z ] Δ 影响土壤温度变化的因素太阳辐射能天文及气象因素，如与太阳辐射能量有关的纬度；季节及昼夜交替；大气成分、密度及其浑浊程度；云层高度和厚度；降雨以及与蒸发有关的风速、气压等。
土壤机械组成及性质，如与土壤热容量、导热率和热扩散率等热特征参数有关的土壤质地、土壤含水量、土壤有机质。
地理位置，如海拔高度、地形方位（坡度、坡向）。
土壤表面状况，如地表植物覆盖情况、土壤颜色以及土壤平坦度。
土壤温度的调节人工覆盖以水调温耕作。
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非饱和导水率的测定
连续方程
Rechards 方程
土壤水分运动的定解条件
（1）初始条件
（2）边界条件 第一类边界条件（浓度型）： 第二类边界条件（通量型）： 第三类边界条件（混合型）：
4.3 土壤水分入渗和再分配
入渗是在灌溉或降雨条件下，水分通过土壤表面垂直或水平进入土 壤的过程。土壤入渗受到供水强度和土壤入渗能力的影响。土壤入渗 能力重用土壤入渗率 i 和累积入渗量 I 来表示。
土壤蒸发阶段性
根据土壤蒸发速率的大小和控制因素不同，土壤蒸发可分为 三个阶段：大气蒸发力控制阶段；土壤导水率控制阶段；水汽扩 散控制阶段。
蒸发三阶段示意图
蒸发速率与时间关系 1、2、3、4表示起始蒸发速率降低次序
蒸发条件下水分运动定解问题
（1）初始条件 土壤剖面含水量均匀分布， 土壤含水量非均匀分布。
Darcy’s Law
饱和导水率的测定——定水头法
饱和导水率的测定——变水头法
4.2 非饱和土壤中的水流
白金汉—达西定律（Edgar Buckingham, 1907）
假设： （1）土壤是非膨胀、等温的，且不含任何溶质成分，气体
压力势为零。 （2）土水势由基质势和重力势组成。 （3）非饱和土壤导水率是土壤含水量或基质吸力的函数。
为底部土壤只有重力排水，重力势梯度为1，基质势梯度为0，下边界通量 与相应的导水率相等。
4.5 土壤水分运动的计算机模拟
携手共进，齐创精品工程
Thank You
世界触手可及
（2）上边界条件 表土蒸发率已知，且为常数， 表土蒸发率已知，但有日变化，假定为正弦周期变化， 表土蒸发率随表土含水量改变发生变化， 表土含水量一定。
（3）下边界条件 对于半无限蒸发土柱，表土蒸发不影响到无穷深处的含水量，下边界
含水量不变，为初始含水量， 对于有限长土柱，下边界条件又分为： 土柱底部为不透水层，土壤通量在底部边界处为零， 土柱底部为浅层地下水，地下水处土壤基质势为零， 实为无限土柱，但只分析有限土柱，且蒸发过程未影响到底部，则认
& 土壤水分剖面四个区：
饱和区 过渡区 传导区 湿润区
入渗土壤水分剖面
土壤入渗过程影响因素
& 土壤初始含水量 & 土壤质地 & 供水强度 & 供水水质 & 供水方式 & 雨滴击溅 & 温度场
土壤入渗模型
（1）Horton 入渗模型，1940 （2）Philip 两项入渗模型，1957
（3）Green-Ampt 入渗模型，1911
入渗率是指单位时间、单位面积土壤表面入渗的水量，常用单位 mm/s，或cm/d。而累积入渗量是指一定时段内通过单位土壤表面入 渗的累积水量，或者是在一定时段内，单位面积土壤入渗的总水量， 常用水深来表示，单位为cm或mm。
入渗率随时间的变化
土壤入渗过程
& 土壤入渗过程三阶段：
渗润阶段 渗漏阶段 渗透阶段
土壤水分再分布
当供水（降雨或灌溉）结束 后，地表积水逐渐消失，土壤入 渗过程即告结束。但在土壤剖面 仍存在水势梯度，土壤水分在水 势梯度的作用下，仍继续移动和 重新分配，直至土壤剖面不存在 水势梯度。当地下水埋藏较浅或 者研究剖面全部饱和时，土壤水 在水势梯度作用下向下运动，排 入地下水或者排出研究土体，称 这种土土壤不是全饱和，土壤水 在水势梯度作用下的重新分布过 程，称为土壤水再分布。
图中表示灌溉后0、1、 4、14天的水分剖面
4.4 土壤蒸发
土壤水经过土壤表面以水蒸气形式扩散到大气中的过程为土 壤蒸发。
蒸发过程能维持下去，必须具备三个条件： （1）必须有不断的热能补给，以满足水分汽化热的需要； （2）蒸发面和大气之间必须存在水汽压梯度； （3）蒸发面必须不断地得到水分补充。 前两个条件由气象因素决定，包括太阳辐射、气温、空气湿 度和风速等。第三个条件由土壤导水性质决定。
第4章 土壤水分运动
第4章 土壤水分运动
主要内容： ※ 饱和土壤中的水流 ※ 非饱和土壤中的水流 ※ 土壤水分入渗与再分布 ※ 土壤水蒸发 ※ 土壤水分运动模拟
重、难点： ※ Darcy’s Law；Richards方程；土壤水分入渗模
型；土壤蒸发；土壤水分运动模拟
4.1 饱和土壤中的水流 毛细管中的水流