六章土壤水课件.ppt

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1、第六章 土壤水,第六章 土壤水,1、土壤水对农业生产有直接的影响，有两句 话可以说明这一点。一句是，“水利是农业 的命脉”，另一句是“有收无收在于水，多收 少收在于肥”。这是在比较水和肥的相对重 要性，其实多收少收在很大程度上也取决于 水。,1、土壤水对农业生产有直接的影响，有两句,2、土壤水分状况影响着其它肥力要素的状况。土壤水分多少对养料的形态、运输、转化有直接的影响，土壤水分状况与土壤空气和热量状况有直接的关系。,2、土壤水分状况影响着其它肥力要素的状况。土壤水分多少对养料,土壤水分状况还直接影响土壤的胀缩性、可塑性、粘结性、粘着性等物理机械性质。,土壤水分状况还直接影响土壤的胀缩性、,

2、3、水对土壤发生和形成过程有深刻的影响，在土壤分类学上，就有所谓“水成土壤”、“半水成土壤”之说，在国内外众多的土壤分类体系中，土壤水分状况是分类的重要依据，放在较高的分类单元。,3、水对土壤发生和形成过程有深刻的影响，在土壤分类学上，就有,4、土壤水是全球水分循环和平衡中一个非常重 要的环节，土壤圈是一个巨大无比的水库， 如果这个水库出了毛病，就会导致许多严重 的灾害。,4、土壤水是全球水分循环和平衡中一个非常重,第一节 土壤水的含量和类型,第一节 土壤水的含量和类型,一、土壤含水量(soil moisture content)(一) 土壤含水量的表示方法1、重量百分数水重% = 土壤水重/

3、干土重100% =（W2-W3）/ （W3-W1）100% ,一、土壤含水量(soil moisture content),重量百分数表示土壤含水量的要点是： 要以烘干土为基数来表示，而不是以湿土重为基数来表示。 烘干土重 = 湿土重/（1+水重% ）,重量百分数表示土壤含水量的要点是：,湿土重量为120g，烘干后重100克，水重% = (120-100)/100 = 20%。如果其中水分减少一半，水重% = （110-100）/100 = 10%。如果以湿土为基数，则水分含量分别为:（120-100）/ 120 = 16.67%，（110-100）/ 110 = 9.09%。,湿土重量为12

4、0g，烘干后重100克，,2、容积百分数 指土壤水的容积占土壤容积的百分数。其优点是，能清楚地表明土壤水填充土壤孔隙的程度，并能表示土壤中固、汽、液三相的相对比例。 水容% = 水重D D为土壤容重，此式中，含有除以水的比重。,2、容积百分数,3、土壤水贮量 指一定厚度土层中水的总贮量。1）水mm = H M D 水重%/M10 = H D 水重/10 = H 水容/10,3、土壤水贮量,式中：H为土层厚度(cm)， M为土壤面积(cm2)， D为土壤容重(g/cm3)， 乘以10是为了将“cm”变成“mm”。,式中：H为土层厚度(cm)，,2）灌溉上用“方/单位面积”来表示 A: 以亩为单位

5、 水方/亩 = 水mm1/10002000/3 =2/3水mmB: 以公顷为单位，则为 水方/公顷 = 2/3水mm 15 = 10水mm,2）灌溉上用“方/单位面积”来表示,(二) 土壤含水量的测定方法1、烘箱法 是测定土壤水分的标准方法。优点是准 确度高，可同时测定大批样品。缺点是： 不能原位测定，定期观测时因需变换取土位 置，容易产生误差； 所需时间长(6-8小时)，不能很快得到结果。,(二) 土壤含水量的测定方法,2、红外线法 用红外线灯加热土壤，使水分迅速蒸发，克服了烘干法需时较长的缺点(15分钟)，但需特殊设备。,2、红外线法,3、酒精燃烧法 向土壤样品中加入酒精，靠酒精燃烧产生的

6、热量使水分蒸发，从土样的重量变化求得含水量。 优点：快速，并可在野外测定。 缺点：精度不高，耗费酒精。,3、酒精燃烧法,4、电石法 准确称量过的土壤与过量的碳化钙混合，加入一个耐压容器中，产生乙炔： CaC2 + 2H2O = Ca(OH)+ H2C2 乙炔产生的压力与乙炔生成量成正比，据此可测得土壤含水量。,4、电石法,5、中子散射法 中子湿度计是由两个主要部分组成的，一为探管，一为计数器。探管内装有一个快速中子源，通常是镭一铍或铈铍混合物。,5、中子散射法,探测器置于土壤中后，中子源发射速度很高的中子，当这些中子与水中的氢原子相碰撞时，失去部分能量而变成慢中子，产生的慢中子由定标器检测出来

7、，即可求出土壤含水量。,探测器置于土壤中后，中子源发射速度很,中子散射法测定土壤水分含量：优点：可以定位测定、连续测定，不用取土样。缺点：不能测薄层土，仪器造价昂贵，中子对人 体有伤害作用，需要特殊保护。,二、土壤水的类型 土壤水存在于土壤颗粒的表面，以及土壤孔隙当中。处于不同位置的水分，所受的作用力不同，运动能力不同，对植物的有效性也不一样。,二、土壤水的类型,直到上世纪50年代，国际上占主要地位的分类方法，是根据土壤含水量的不同，把土壤水划分为不同的类型，这些分类方法至今仍在许多文献和教科书中出现。,直到上世纪50年代，国际上占主要地位的分类,土壤水分类型： 吸湿水 膜状水 毛管水 重力水

8、,数量法,土壤水分类型：数量法,1、吸湿水 干土从空气中吸收的水汽，称为吸湿水。,1、吸湿水,吸湿水的特性： 密度最大可达1.41.5； 对溶质没有溶解能力； 导电性极弱甚至不导电； 热容量较低； 冰点下降很多。,吸湿水的特性：,土壤吸湿量： 土壤吸附汽态水的量，称为土壤吸湿量。,土壤吸湿量：,2、膜状水 当土壤含水量超过最大吸湿量时，土粒周围就会形成水膜，这种水膜叫作膜状水。,2、膜状水,膜状水示意图,膜,当两个水膜厚度不同的土粒接触时，由于两个土粒作用于水膜的分子引力不同，水膜由厚的地方向薄的地方移动，直到水膜厚度相等或两个土粒对水膜的吸力相等为止。,膜状水的运动方向,当两个水膜厚度不同的

9、土粒接触时，由于膜状水的,膜状水移动的速度非常缓慢，只有0.2 0.4 mm/h，膜状水虽然可供植物利用，但往往是远水不解近渴，只有和植物根毛直接接触的膜状水，才能被植物吸收利用。,膜状水的运动速度,膜状水移动的速度非常缓慢，只有0.2 0.,3、毛管水 存在于土壤毛管孔隙中的水分，称为毛管水。包括毛管悬着水和毛管上升水。,3、毛管水,水沿着毛管上升,毛管作用力范围： 0.1-1mm，有明显的毛管作用；0.05-0.1mm， 毛管作用较强； 0.05-0.005mm， 毛管作用最强；0.001mm 毛管作用消失。,水沿毛管作用力范围：,A. 毛管悬着水 借助于毛管力保持在上层土壤中的水分，它与

10、地下水并不相连，好像悬挂在上层土壤中一样，故称之为毛管悬着水。,A. 毛管悬着水,土 粒,毛管悬着水示意图,土 粒毛,B. 毛管上升水 地下水沿毛细管上升而形成的水分。 这种水分受地下水位的影响，可以上下移动。,B. 毛管上升水,土 粒,毛管上升水示意图,地下水位,土 粒毛地下水位,毛管水上升高度 从地下水面到毛管水上升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）,毛管水上升高度h: 水柱高度（cm)，d: 孔隙直径（mm）,4、重力水 临时存在于土壤大孔隙（通气孔隙）中的水分，与土壤养分的淋失有关。,4、重力水,三、土壤水分常数 土壤水分状况从完全干

11、燥到全蓄水量，可划分为若干阶段，每一阶段代表一定形态的水分，各阶段之间的转折点，称为土壤水分常数。,三、土壤水分常数,1、最大吸湿量(maximum hygroscopicity) 处于土壤颗粒表面的水分子，主要受吸附力的作用。 吸附力很强，在颗粒表面，可达12万个大气压，外层也可达数十个大气压。 吸附于土壤颗粒表面的水分子有1520层，厚度约为45毫微米()。,1、最大吸湿量(maximum hygroscopicity,土壤这种吸附汽态水的性能，称为土壤吸湿性。 当空气被水饱和时，土壤的吸湿量达到最大，这 时的吸湿量称为最大吸湿量。,土壤这种吸附汽态水的性能，称为土壤吸湿性。,2、最大分子

12、持水量(maximum molecular moisture holding capacity) 土壤膜状水达到最厚时的土壤含水量，称为最大分子持水量。,2、最大分子持水量,3、凋萎含水量(permanent wilting percentage) 植物发生永久凋萎时的土壤含水量称为凋萎含水量。 凋萎含水量是植物可利用水的下限。 ,3、凋萎含水量(permanent wilting perc,4、毛管断裂含水量 当土壤含水量降低到一定程度时，较粗毛管中悬着水的连续状态出现断裂，蒸发速率明显降低，此时土壤含水量称为毛管断裂含水量。 毛管断裂含水量大约相当于土壤田间持水量的75左右。,4、毛管断裂

13、含水量,5、田间持水量( field moisture capacity ) 土壤所能保持的最大悬着水，称为田间持水量。在数量上，它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。 田间持水量的大小，主要受质地、有机质含量、土壤结构状况、松紧状况等的影响。,5、田间持水量( field moisture capaci,一般认为，田间持水量是植物可利用水的上限，超过田间持水量的水分会在重力作用下下渗。 通常将田间持水量作为灌溉水量定额的最高指标。,一般认为，田间持水量是植物可利用水的上,5、全持水量(最大持水量，饱和持水量） （maximum moisture capacity) 土壤为重力水所饱和时的含水量，

14、称为全持水量。,5、全持水量(最大持水量，饱和持水量）,近二三十年的研究表明，无论在任何含水量下，各种力都在起作用，只是在不同含水量范围内，各种作用力的强度不同而已 比如所有土壤水都受重力的作用，在极其细小的孔隙中，无法区分吸附水和毛管水等。,近二三十年的研究表明，无论在任何含水,用含水量表示土壤水分状况，有下面的缺陷： 只表示了水与土的比值，或数量关系，而不 能说明土壤水的性质。,用含水量表示土壤水分状况，有下面的缺陷：,不能说明土壤水分状况与植物需水的关系。 例如： 砂土含水15%，粘土也含水15%，其有效性是不同的，砂土中的水分是有效的，而粘土 中的水分是无效的。,不能说明土壤水分状况与

15、植物需水的关系。,不能充分说明土壤水运动的规律 在同一土壤中，或土壤质地相同的情况下，水分运动的基本规律是，由土壤含水量高的地方向低的地方运动，例如从含水量30%处向含水量20%处运动。 ,不能充分说明土壤水运动的规律,但是，在质地不同的情况下，却会产生相反的结果，含水量15%的砂土，其中的水分可能向含水量20%的粘土运动。,但是，在质地不同的情况下，却会产生相反的结果,第二节 土壤水的能态,第二节 土壤水的能态,一、土壤水分能量概念 没有进入土壤的水，如江、河、湖、海中的水，是可以自由流动的水，这种水除了分子之间相互作用和受地心重力作用外，不受任何约束，可以自由流动，有一定的自由能。,一、土

16、壤水分能量概念,进入土壤中的水分子和土壤颗粒一接触，就受到土粒的吸引，水分子被束缚在土粒的表面，使水分不能自由流动，而降低了水的自由能。,进入土壤中的水分子和土壤颗粒一接触，,土壤内溶质的作用，也可以牵制水分子，降低水的自由能。,由于土壤水分受到了种种的束缚，它的活动力一定要比自由水小，或者说土壤水分所具有的能量水平要比自由水低。,由于土壤水分受到了种种的束缚，它的活,如果以纯净的自由水在一定温度下所具有的能量水平作为标准，把它看作零，那么在田间条件下，相同温度、相同质量的土壤水，能量水平就必然小于标准，即小于零，是负值。,如果以纯净的自由水在一定温度下所具有的,土壤中水的能量有两种形式，即动

17、能和势能。然而，在土壤中除了受重力影响而运动的水以外，其它形态的水运动都很慢，因而其动能接近于零，所以，土壤水分的能量主要是势能，因此，称为水势，或称“土水势”。,土壤中水的能量有两种形式，即动能和势,土壤水的势能高低，可以在很宽的范围内变化，土体内部各点的势能差，是造成水在土壤内运动的真正动力和原因，而含水量只是表面现象。,土壤水的势能高低，可以在很宽的范围内变化，,在自然界，所有物质运动的自发的和普遍的趋势，是由势能高处向势能低处移动，并且趋向平衡，土壤水也是这样。,在自然界，所有物质运动的自发的和普遍,(一) 土水势的构成1、基质势 ( matric potential, m ) 进入土

18、壤中的水，主要受到两种力的作用，即吸附力和弯月面力，由这两种力造成的势能降低，称为基质势。,(一) 土水势的构成,这是土水势中最重要的一个分势，在不同含水量情况下，基质势是不同的，土壤愈干，对水吸持力越强，土壤水分的能量水平越低。,这是土水势中最重要的一个分势，在不同,2、溶质势 ( osmotic potential, s ) 土壤中含有一些可溶性盐类，如NaCl、Na2SO4、Na2CO3、MgCl2等，这些盐溶于水，形成各种离子。,2、溶质势 ( osmotic potential, s,由于离子的水化作用，把周围的水分子吸引到离子周围作定向排列，这样被吸引的水分子失去一部分自由能，能量

19、降低。 由于溶质作用而产生的势能降低，叫作溶质势。,由于离子的水化作用，把周围的水分子吸,溶质势大小等于土壤溶液的渗透压，但是符号相反。土壤溶液浓度愈大，其溶质势愈小，在盐碱土中，水分的溶质势是构成总水势的主要分势。,3、压力势 ( pressure potential, p ) 气压势 产生于土体内局部位置，主要是土壤结构 体内部，是由于被封闭在土体内的空气而产生 的，这个势有利于推动水分运动，故为正值。,3、压力势 ( pressure potential, p,静水压势 是由静止水层产生的，静水层可能出现于地表面，也可能出现在土体中某一层次的上面。 静止水层会对土壤水产生压力，驱使水分运

20、动，故为正值。,静水压势,荷载势 是由水中悬浮的颗粒所引起的，也是正值。,荷载势,4、重力势 ( gravitational potential，g ) 在地球上，每个物体都受到地心引力，这就是重力。如果克服这种引力，把物体举高而作功，这个功就以重力势能的形式，储存在被举高的物体当中，物体所具有的势能高低，取决于物体在重力场中的位置。,4、重力势 ( gravitational potentia,土壤中所保持的水分，也像举起的物体一样上有重力势能，这就是重力势。,第六章-土壤水课件,土壤水分的重力势很容易从它在剖面上所处的高度上计算出来。 计算时，以地下水位作为标准，视为零，因为它代表了剖面内

21、水分在重力影响下的最终归宿，在外观上看是最低高度。,土壤水分的重力势很容易从它在剖面上所处,在地下水位以上，土壤水的重力势为正值，而地下水位以下则为负值。,在地下水位以上，土壤水的重力势为正值，,应该注意的是：当处于地下水位下某点时，该点还要承受静水压，而静水压是正值，重力势为负值，两者大小相等，方向相反，因此，地下水位以下重力势和压力势之和为0。,5、总水势 T =m+s+g+p 在这些分势当中，有的是独立变量，如压力势和重力势等，它们和土壤水分没有函数关系。 ,5、总水势,另外一些却不是独立变量，而是土壤水分的函数，例如基质势和溶质势与土壤水分有函数关系。,另外一些却不是独立变量，而是土壤

22、水分,应用土壤水分能量观点来研究土壤水的优点：1、可以使用统一的观点和尺度，研究土壤一植 物一大气连续体 (SPAC）中水的运动的和相 互关系。,第六章-土壤水课件,SPAC: Soil - Plant - Atmosphere Continuum,SPAC: Soil - Plant - Atmo,2、可以更充分地利用热力学原理和数学方法， 来定量地处理土壤水的问题。,第六章-土壤水课件,3、在研究手段上，也提供了一些更精确的方法。,(二) 土壤水吸力 表示土壤水分能量状态的另一个方法，是土壤水吸力，它并不指土壤对外部水分的吸力，而是指土壤中的水所承受的吸力，或者能态。,(二) 土壤水吸力,

23、土壤水吸力的特点,1、土壤水吸力只包括基质吸力和渗透吸力，相当 于基质势和溶质势，不包括其它分势。2、土壤水吸力的单位是正值，土壤水由吸力低处 流向吸力高处，这和用土水势表示相反。,土壤水吸力的特点1、土壤水吸力只包括基质吸力和渗透吸力，相当,第六章-土壤水课件,(三) 土水势与温度 温度影响水的粘滞度和表面张力，温度升高水的表面张力和粘滞度都下降，土壤水吸力也随之降低，土水势的绝对值变小。,(三) 土水势与温度,因此，在含水量相同的情况下，温度升高时水的运动速度和对植物的有效性都增加，尤其在温度低时，这个效应比较明显。,因此，在含水量相同的情况下，温度升高时水,(四) 土水势的定量表示 单位

24、质量水的势能，直接用能量单位表示，如 Jkg-1。,(四) 土水势的定量表示, 单位容积水的势能，以压力单位表示，压力单 位有巴(bar)、大气压（atm)和帕(Pa) 。,单位重量的水的势能，则以相当于一定压 力的水柱高度的厘米数表示。,单位重量的水的势能，则以相当于一定压,土水势的范围很宽，从0到上万个大气压或巴，这样表达起来很不方便，因此，Sconfield提出用pF来表示。,土水势的范围很宽，从0到上万个大气压或,F就是土水势毫巴数绝对值的对数，如1巴=103毫巴，pF=1og103 = 3。,(五) 土水势的测定方法1、张力计法：是用来测定基质势的，张力计的 感应部分是一个细孔的素烧

25、毛瓷管，孔径在 1.01.5微米之间，其上连接一个塑料管，管 上再连接一个真空压力计。,(五) 土水势的测定方法,一般只能测定 8万帕以下的土壤水吸力。,一般只能测定 8万帕以下的土壤水吸力。,使用时，将管内充满无气水，并使整个仪器密闭，然后，在土壤中钻一个大小适合的孔，将陶土管插入孔中，使之与土壤紧密接触，瓷管中的水在基质吸力作用下流入土壤，经过一段时间达到平衡，流出的水使管内产生负压，可由压力表读出。,使用时，将管内充满无气水，并使整个仪器,2、压力膜法 压力膜法可测出115(20)巴之间的土壤水吸力。仪器的外壳为上下都可开闭的扁平钢匣,底部衬有薄膜，这是仪器的感应部分，待测湿土放在薄膜上

26、，薄膜下充水。钢匣保持绝对不漏气。,2、压力膜法,测定时，从气孔中加入压缩气体，使钢室内保持一定的气压，土壤中低于这个压力所保持的土壤水通过排气孔排出室外。平衡后，测定土样的含水量，即为在这个压力下所保持的水分，反过来说，就是这个含水量时，土壤的水吸力。,测定时，从气孔中加入压缩气体，使钢室,通过改变钢匣内的气压，就可以得出不同吸力下土壤水的含量，或者知道含水量的情况下，求得土壤水吸力。,通过改变钢匣内的气压，就可以得出不同,二、土壤水分特征曲线 用土壤水的能量指标与土壤含水量绘成的曲线称为土壤水分特征曲线。,二、土壤水分特征曲线,在非盐碱土的大部分田间状态下，水分的能量指标指的是基质势。 测

27、定时，采用原状土，即保持土壤的结构不变，测定其在不同土壤水吸力下的含水量。,在非盐碱土的大部分田间状态下，水分的能,土壤水分特征曲线把土壤水的两个很重要的性状，土壤含水量和土壤水吸力之间的关系表达出来，这对说明土壤水分的许多特点十分有利。,土壤水分特征曲线把土壤水的两个很重要的,0 10 20 30 40 50 60 70,土壤水吸力,粘土,壤土,砂土,土壤含水量（%）,影响因素 质地 结构 温度 滞后现象,0 10 20 30 40 50 60 70土,水分特征曲线的用途：,首先，可利用它进行土壤水吸力S和含水率之间的换算。 其次，土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。,水分特

28、征曲线的用途： 首先，可利用它进行土壤水,第三，水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。 第四，应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。,第三，水分特征曲线可用来分析不同质地土,三、滞后现象( hysteresis effect ) 土壤水分特征曲线，对同一土样来说，一般有两条，而不是固定的单一曲线。 这和曲线的测定方法有关。,三、滞后现象( hysteresis effect ),从土壤水吸力最小时起始(饱和点)，逐渐增加土壤水吸力，使土壤含水量逐渐减少，可以得到一条曲线；而从土壤完全干燥开始，不断增加水量，减少土壤水吸力，可以

29、得到另一条曲线，这两条曲线是不重合的，这种现象称为滞后现象。,从土壤水吸力最小时起始(饱和点)，逐渐,第六章-土壤水课件,增水与脱水曲线所构成的环称为滞后圈。 产生滞后现象的原因很多，砂土和壤土、粘土产生滞后现象的原因也不一样。 ,增水与脱水曲线所构成的环称为滞后圈。,1、砂土的滞后现象 砂土由于没有可逆性的干缩湿涨现象，情况比较简单。,1、砂土的滞后现象, 砂土的孔隙特点是：大孔隙之间通过细小的孔隙连接起来。湿砂土变干时，水从充满水的孔隙中排走。此时，控制空气进入的是细孔的孔径，要想把大孔中的水排出，就必须施加足够的吸力，去抵消这些小孔径的弯月面力。, 砂土的孔隙特点是：大孔隙之间通过细小的

30、,在一定的吸力下，砂土由湿变干时，总有一部分较大孔隙中的水，因为附近细孔的弯月面力未遭破坏而不能排出。,在一定的吸力下，砂土由湿变干时，总有一,土壤被水湿润时，也必须使水吸力降到大孔中最大弯月面出现时，大孔才充满水，同样由于水分先进入小孔隙，使得入口封闭，大孔隙中没有完全饱和。,土壤被水湿润时，也必须使水吸力降到大孔,因此，在同一吸力条件下，土壤所保持的水分，由湿变干的土壤多于由干变湿的土壤，产生滞后现象。,因此，在同一吸力条件下，土壤所保持的水,2、壤质土和粘质土 壤质土和粘质土滞后现象产生的原因不同于砂土，主要是吸水膨胀，干燥收缩，使孔隙度发生变化所致。,2、壤质土和粘质土,实例 一个受扰

31、动的粉质壤土，由水分饱和（含水量50%）干燥到约450毫巴后，再重新湿润到饱和，由于总孔隙度变小，其含水量由下降到45%左右，但如果再干燥到450毫巴，含水量由27%增加到30%，这是因为有些粗孔变细的缘故。,实例,第三节 土壤水运动,第三节 土壤水运动,一、土壤中的水汽运动,土壤中保持的液态水可以汽化为气态水，气态水也可以凝结为液态水。在一定条件下，两者处于平衡之中。 土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。,一、土壤中的水汽运动 土壤中保持的液态水可以汽,水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，这是由土壤水势梯度和温度梯度所引起的。温度梯度的作用远远大于大于水势梯度，是水汽运动的主要推

32、动力。 水汽运动总是由水汽压高处向水汽压低处，由温度高处向温度低处扩散。,水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，这,1、“夜潮”现象 白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温高于表土，水汽由底土向表土移动，遇冷凝结，使白天被晒干的表土又恢复潮湿。 这对作物需水有一定的补给作用。,1、“夜潮”现象,2、“冻后聚墒”现象 冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。,2、“冻后聚墒”现象,“冻后聚墒”的多少，主要决定于土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增

33、水作用为24左右 。,“冻后聚墒”的多少，主要决定于土壤的含水量和冻结,二、达西定律 ( Darcys law ) 土壤水通量与水压梯度成比例，水通量的含义是：单位时间通过单位断面的水量。 q = -kdH/dX， 量纲为L/T， T：时间，L：距离 q：水的通量，X: 水的流程，,二、达西定律 ( Darcys law ) ,dH/dX：为水压梯度。K: 为比例常数，由土壤本身的性质和水的性质共同决定，称为土壤的导水率，也就是单位水压梯度下的土壤水通量。,dH/dX：为水压梯度。,负号表明水流的流向，由水压高处流向水压低处，或由土水势高与处流向土水势低处。 达西定律可以应用于饱和流动，也可以

34、应用于不饱和流动。,负号表明水流的流向，由水压高处流向水压,土壤中水分运动是最为复杂的，因为：1、土壤孔隙形状不规则，直径也是不一致的， 在同一土层不同，在不同土层之间也不同；2、土壤孔隙状况在各个方向上是不一致的；3、土壤的组分也是不均一的。,土壤中水分运动是最为复杂的，因为：,三、土壤水的饱和流动 ( Saturated soil water flow ) 指的是土壤孔隙中全部充满水情况下的水分运动。 土壤水饱和流动的推动力是静水压力梯度和重力梯度。,三、土壤水的饱和流动,（一) 饱和导水率K 在饱和流动中，K称为饱和导水率。饱和导水率的变化范围很宽，高低可相差近200倍。 影响饱和导水率

35、的因素主要是土壤中粗孔的孔径和数量。,（一) 饱和导水率K,土壤中实效孔径大于0.3mm的孔隙，水可自由通过； 孔径在0.030.3mm时，在重力作用下，水比较容易通过； 当小至0.01mm时，水通过速度很慢。,土壤中实效孔径大于0.3mm的孔隙，水可自,砂土和有结构的土壤，粗孔较多，饱和导水率较高。 如果土体中有裂缝、虫孔、根孔等，饱和导水率也会明显增加。,砂土和有结构的土壤，粗孔较多，饱和导, 饱和导水率是相对稳定的，不受土壤基质势的影响。 但如果土壤具有胀缩性，或者发生了粘粒下移等情况，孔隙状况发生了变化，K值也会相应变化。, 饱和导水率是相对稳定的，不受土壤基质,(二) 饱和流动的类型

36、1、垂直向下的饱和流 降雨集中或有洪水时，上层土壤入渗较快，下层慢，使得上层水分饱和或出现水层，这时的水分流动就是饱和流动。,(二) 饱和流动的类型,2、垂直向上的饱和流 在洼地，如缓岗、丘陵、山麓脚下，有可能出现向上的饱和流。,2、垂直向上的饱和流,3、水平的饱和流 如果在土体下部出现不透水层，下渗的水在这个不透水层上达到饱和程度，就出现沿不透水层坡降方向的饱和流，这种基本上可以看成水平方向的饱和流。,3、水平的饱和流,另外，水库、湖泊、河流的周围都可能产生水平饱和流。 有时把水平饱和流称为侧渗。,四、土壤水的不饱和流动 ( Unsaturated soil water flow ) 不饱和

37、流动是土壤中更为普遍的运动方式，包括空间上和时间上。 在不饱和流动中, 推动力主要是基质吸力梯度，其次是重力作用。,四、土壤水的不饱和流动,在不饱和流动中，水分是在小的孔隙中运动，大孔隙中空着。 其规律可概括为：从水膜厚处流向薄处，或由弯月面曲率大处流向曲率小处；由水吸力低处流向水吸力高处。,在不饱和流动中，水分是在小的孔隙中运,不饱和流动的特点：1、在饱和流动中，所有的土壤孔隙都充满水， 导水率很高，而在不饱和流动中，只有小孔 隙导水，而且由于粗孔的阻隔，水分传导的 途径加长，因而导水率极小；,不饱和流动的特点：,2、不饱和导水率是不稳定的 如从饱和到1/3巴的吸力水平，导水率可降低到1/1

38、001/1000，到1巴时，导水率甚至可降到饱和导水率的十万分之一，如果吸力更高，导水率会变得更低。,2、不饱和导水率是不稳定的,不饱和导水率随土壤水吸力的增加而降低的情况在砂土中比较明显，在粘土中比较缓和，壤土居中。,不饱和导水率随土壤水吸力的增加而降低的,五、水进入土壤(一) 入渗 ( infiltration ) 入渗指的是地面供水期间，水进入土壤的运动和分布过程。,五、水进入土壤,入渗的快慢决定着水分进入土壤的数量，关系到土壤对当季作物的供水，也影响到土壤水库的贮水量对下季作物的生长有影响。 在坡度较大的地方，入渗的速度与土壤表面产生径流和冲刷有关。,入渗的快慢决定着水分进入土壤的数量

39、，,土壤入渗能力的强弱，通常用“入渗速率”这个指标来衡量。入渗速率是指在土面上保持有处于正常大气压力下的水层，单位时间内通过单位面积土壤的水量，量纲和导水率一样，也是L/T，mm/sec，cm/day等。 在土壤水研究中，常用下面3个指标。,第六章-土壤水课件,1) 最初入渗速率（initial infiltration rate ）I0： 指入渗开始后较短时间的入渗速率，主要由土壤的湿润程度决定的。如果开始入渗时土壤已经比较湿润，在湿润前锋的吸力梯度小，最初入渗速度较低，但随后降低也慢；如开始入渗时土壤干燥，吸力梯度大，最初入渗速率较高，接下来入渗速率降低也快。,1) 最初入渗速率（init

40、ial infiltration,2) 稳定入渗速率（stable infiltration rate）ID： 指经相当长时间后，所达到的比较稳定的入渗速率，接近或等于饱和导水率。主要取决于土壤的孔隙状况，一般土壤达到最后渗吸速率所需时间不过23小时。,2) 稳定入渗速率（stable infiltration,不同质地土壤的最后入渗速率(mm/h),不同质地土壤的最后入渗速率(mm/h)最后入渗速率,3) 入渗开始后单位时间的入渗速率( I1) 一般取入渗开始后1小时的入渗速率，作为土壤入渗能力的另一个指标。,3) 入渗开始后单位时间的入渗速率( I1),如大于500mm/小时，是入渗过强的

41、土壤，易 发生强烈淋溶作用； 500100mm/小时是入渗良好的； 10070mm/小时是中等的； 7030mm小时是入渗性弱的； 小于30mm/小时是入渗不良的土壤。,第六章-土壤水课件,(二) 影响入渗的因素1、土壤的水吸力梯度 在入渗过程中，推动力是重力势(g)，基质势（m）和土面水层的静水压p，其中m最重要。,(二) 影响入渗的因素,在最初为干土的情况下，如果供水强度很大，表面迅速饱和，与下层的dm/dx很大，所以入渗很快。,在最初为干土的情况下，如果供水强度很,随着入渗的不断进行，湿土层不断加厚，dm/dx随之降低，最后dm/dx小到可以忽略不计的程度，剩下只有重力和土表水层的水压，

42、这时，入渗速率接近于饱和导水率。,随着入渗的不断进行，湿土层不断加厚，,2、土壤的孔隙分布和孔隙度 土壤粗孔是水分入渗的主要通道，入渗进行中，土表的团粒、土块受雨滴冲击或灌溉水的浸泡而分散，逐渐堵塞粗孔，粘粒和腐殖质遇水膨胀也会使孔径减小。因此，土壤结构的稳定性对入渗的影响是很明显的。,2、土壤的孔隙分布和孔隙度,3、质地 砂土入渗强，表现为最初入渗速率高，由最初入渗速率到最后入渗速率的时间短，最后入渗速率也高。,3、质地,粘土的最初入渗速率可以比砂土还高，但入渗速率下降较快，与砂土相比，达到最后入渗速率的时间长，最后入渗速率低。,粘土的最初入渗速率可以比砂土还高，但,4、温度 温度对入渗也有

43、明显的作用，温度升高降低了水的粘滞度，从而使入渗加快。,4、温度,(三) 入渗中土壤水的分布 入渗过程中水的分布比较复杂，主要受剖面构造的影响。 这里用一个在剖面均一的粉质土壤上的试验结果说明。,(三) 入渗中土壤水的分布,1、入渗过程分析 形成一个饱和层 入渗开始不久，表土可能产生一个薄薄的饱和层，大约1cm左右。,1、入渗过程分析,在饱和层之下，为一个过渡层，饱和度 比上层低，比下层高。 这一层随入渗时间的延长而向下延伸，伸展的速度越来越慢，在开始入渗后76分钟达到10厘米，再经过204分钟，才延伸另外10厘米，再经过740分钟，延伸到40厘米。,在饱和层之下，为一个过渡层，饱和度,在过渡

44、层下，土壤含水量迅速下降，在这 一层的下缘，有一个相当明显的干湿交界 面，叫作湿润锋。,在过渡层下，土壤含水量迅速下降，在这,2、剖面构造与入渗过程1) 砂盖垆： 在砂盖垆的情况下，最初由砂层控制，入渗速率较高，但当湿润锋达到较细土层时，入渗速率急剧下降，最终由细土层控制，可能产生滞水层；,2、剖面构造与入渗过程,2）垆盖砂 入渗速率始终由细土层控制。当水延伸到下面砂土层时，入渗速率并不增加，因为这时湿润锋处水吸力较高，不能进入粗土层的粗孔，于是土壤水在粗土层上面积聚，直到土壤水吸力低于粗孔的吸力时，水分才以较快的速度进入砂层。,2）垆盖砂,六、土壤水的再分布（soil water redis

45、tribution） 当地面水层消失和停止供水后，入渗过程结束。但土体内部的水分运动并不停止，在重力、吸力和温度梯度作用下，水分继续向下面较干土层运动，这个过程叫作土壤水的再分布。,六、土壤水的再分布（soil water redistrib, 降雨或灌溉之后，上部土层接近饱和，下部土层含水量低，甚至仍是原来的状况，必然要从上层吸收水分，这样水分的再分布过程就开始了。,再分布过程中，土壤水的流动速率决定于土体内部干湿程度的差异和土壤的导水性质。 通常，再分布的速度也和入渗速率一样，是随时间而减慢的，较粘土壤的再分布衰减慢，而砂质土衰减快。,再分布过程中，土壤水的流动速率决定,第六章-土壤水课件

46、,七、土壤水分蒸发（soil water evaporation) 土壤水以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象称为土面蒸发。 蒸发对土壤水分循环有重要意义，对寒冷地区，蒸发比蒸腾持续的时间更长。,七、土壤水分蒸发（soil water evaporati,(一) 土面蒸发分析1、土面蒸发持续进行的必要条件 土面蒸发的持续进行需要具备二个条件： 土面必须不断得到土内水分的供应，这取决 于土壤含水量和导水性质； 有足够的热量加热水分，使之变为蒸汽。,(一) 土面蒸发分析,大气蒸发力( soil potential evaporation)：单位时间从单位面积自由水面上蒸发的水量。土面蒸发率：

47、单位时间从单位面积土面上蒸发损失的水量。 土面蒸发强度实际上是由大气蒸发力和土壤导水性质二者中较低的一个所控制的。,大气蒸发力( soil potential evaporat,2、土面蒸发的各阶段 这里讨论的土面蒸发，有两个前提，一是地下水位较深，不影响上层土壤水分蒸 发，这是最常见的情况，二是从土壤刚刚接受水分后，土壤表层比较湿润。 这样，可以划分出3个阶段。,2、土面蒸发的各阶段,1）大气蒸发力控制阶段 蒸发开始后第一阶段，由于土壤水较丰富，向土面导水率高，足以补偿蒸发掉的水分，这时土面蒸发率是由大气蒸发力控制的。,1）大气蒸发力控制阶段,大气蒸发力越强，蒸发消散的水分量就越多。如果土壤

48、含水量降低快，不能长时间地保持蒸发量与补给量的平衡，这个阶段持续时间就短，反之，如果大气蒸发力弱，这个阶段持续的时间就长。,大气蒸发力越强，蒸发消散的水分量就越多。,质地较粘的土壤，由于能保持较高的不饱和导水率，这个阶段持续较长，而砂土则因为粗孔多，不饱和导水率低，这个阶段持续时间短，因此在这个阶段，粘质土比砂质土更容易损失水分。,质地较粘的土壤，由于能保持较高的不,2）土壤导水率控制阶段 当土壤水分减少到某一程度，土壤水流向土面的通量低于大气蒸发力，就进入了由土壤导水率控制阶段，导来多少水蒸发多少水。,2）土壤导水率控制阶段,需要注意的是： 随着蒸发的进行，土面与下层湿土的吸力梯度增大，这有

49、利于水分向上运动，但不饱和导水率却下降得更快，净结果仍是水分通量越来越小。,需要注意的是：,3）扩散控制阶段 当土面形成干土层后，基质吸力失去了传导的媒介，土壤水向土面干土层的导水率降至近于零。,3）扩散控制阶段,此时，有两个条件不如以前： 一是下层较湿的土层中的水分不能达到土面，不再在土面产生水汽直接扩散到大气中去，而是在干土层下产生水汽，然后通过干土层的孔隙扩散到大气中去。 这比直接扩散速度慢得多。,此时，有两个条件不如以前：,二是太阳辐射需要穿过干土层才能达到湿土层，而干土层的传热性能很差，使得下层土壤得到的热量减少，产生水蒸汽的速率下降。 ,二是太阳辐射需要穿过干土层才能达到湿,这样，

50、扩散控制阶段水分蒸发损失的数量很少。只要有12毫米厚的干土层，就能显著降低蒸发率。,这样，扩散控制阶段水分蒸发损失的数量,通过以上分析可知，土面蒸发的数量，即使在连续干旱的情况下，也不象想象那么严重。 在最干旱的的季节，旱地表土不过只有几厘米的干土层，很少超过耕层的厚度，这对农业生产是十分有利的。,通过以上分析可知，土面蒸发的数量，即使,(二) 影响土面蒸发的因素1、土壤水的再分布 土壤水的蒸发常常与再分布同时进行。当降水或灌溉过程完毕，土壤水蒸发比较明显，同时可以较快的速度再分布，在剖面的某一部分，即有由蒸发引起的土壤向上流动，也重力梯度或吸力梯度引起的土壤水向较深土层流动。,(二) 影响土