第三章土壤水分节

1、主讲(zhjing)教师：罗春艳能源(nngyun)与水利学院二一四年 九月第三章 土壤水分第三节 土壤水分运动共三十页主要(zhyo)内容： 土壤液态水运动土壤气态(qti)水运动土壤水入渗与分布土壤水分平衡第三节土壤水分运动共三十页 通过土壤水分运动的学习，使学生(xu sheng)掌握土壤液态水及气态水的运动形式；掌握土壤水分入渗及再分布过程，并了解水分平衡原理本节教学(jio xu)目的：第三节土壤水分运动共三十页本章的重点、难点：1) 土壤水分入渗及再分布过程(guchng)2) 水分平衡原理第三节土壤水分运动(yndng)共三十页第三节土壤水分运动(yndng)一、土壤(trng)

2、液态水运动土壤液态水的运动一个土层另一个土层土壤水势梯度高低土壤液态水的运动饱和流非饱和流孔隙全部被水充满重力部分孔隙被水充满毛管水薄膜水共三十页第三节土壤水分运动(yndng) 1.饱和(boh)流饱和流可能出现情况： 大量持续降水和水稻淹灌时会出现垂直线下的饱和流地下泉水涌出属于垂直向上的饱和流平原水库库底周围可以出现水平方向的饱和流饱和流方向不一定完全单向，大多是多向的复合流共三十页饱和流的推动力主要是重力势梯度(t d)和压力势梯度(t d)，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律(Darcys law) 1.饱和(boh)流单位时间内通过单位面积土壤的水量土壤水通量与土水势梯度成正比

3、。 单向一维 式中：Q为通量 ；H为总水势差；L为水流路径的直线长度；Ks为土壤饱和导水率；“-”表示水流方向与压力梯度方向相反。第三节土壤水分运动共三十页 饱和导水率：土壤(trng)所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤(trng)下层或横向运动的速度。饱和导水率的特点 饱和率是常数 是土壤导水率的MAX 主要取决于土壤的质地 和结构。 沙质土 壤质土 粘质土影响饱和导水率的因素 质地 水通量与孔隙半径4次方呈正比。结构 土壤结皮对土壤饱和导水率有显著的影响。有机质含量。粘土矿物种类。第三节土壤水分运动(yndng)共三十页Clay10-9 10-6Silt10-6 10-4Silty San

4、d10-5 10-3Sands10-3 10-1Gravel10-2 1土壤饱和(boh)导水率Ks (cm/s)的变化范围ClaySiltSandGravel共三十页 土壤非饱和流的推动力主要(zhyo)是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述。 1.非饱和流一维垂向非饱和流第三节土壤水分运动(yndng)共三十页 饱和条件下的总水势梯度(t d)可用差分形式，而非包和条件下则用微分形式：非饱和条件下土壤(trng)水流的数学表达式与饱和条件下的类似，二者的区别在于：饱和条件下的土壤导水率Ks对特定土壤为一常数，而非饱和导水率是土壤含水量或基质势（m）的函数。 第三节土壤水分运动共三

5、十页土壤水吸力(xl)和导水率之间的关系 第三节土壤水分运动(yndng)共三十页都适合(shh)热力学第二定律和达西定律，即水分从能量高向能量低的流动（水势差）。相同点：土壤(trng)饱和流和非饱和流的主要异同点？不同点：二者土水势的组成不同，饱和土壤中。任一点的土水势包括重力势和压力势；在非饱和土壤中，无须专门考虑溶质势、温度势，任一点的土水势只包括重力势和基质势。导水率不同，在饱和土壤中，由于土壤孔隙全部充水，导水率是常数，称为饱和导水率Ks或渗透系数或水力传导度，在非饱和土壤中，由于部分孔隙被水充填，故非饱和导水率的值低于该土壤的Ks，而；而且非饱和导水率是土壤水基质势或土壤含水量的

6、函数。第三节土壤水分运动共三十页土壤气态水的运动表现(bioxin)为水汽扩散和水汽凝结两种现象水汽扩散运动(yndng)的推动力是水汽压梯度二、土壤气态水运动土壤水吸力梯度土壤水势梯度温度梯度主要推动力高低水汽凝结第三节土壤水分运动共三十页1、“夜潮”现象(xinxing)多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。 白天由温度较高表层 底层，利于防止蒸发； 夜晚由温度较高底层 表层，利于土壤回润。第三节土壤水分运动(yndng)共三十页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(t cn)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“

7、冻后聚墒”现象。 “冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水作用(zuyng)为24左右 。第三节土壤水分运动共三十页 入渗是指液态水进入土壤的过程，通常指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不排斥如沟灌(gugun)中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。 三、土壤水入渗与分布(fnb)1. 土壤入渗（soil water infiltration) 入渗 降水或灌水进入土壤的而数量供水以后或来年作物利用的深层水的储量山区、丘陵或坡地，还决定着地表径流和流入土内水分两者的数量分配第三节土壤水分运动共三十页a.对于(du

8、y)地面平整及下层质地均一的土壤 水进入(jnr)土壤影响因素：一是供水速率，二是土壤的入渗能力 (入渗速率infiltration rate)三、土壤水入渗与分布第三节土壤水分运动共三十页供水速率(sl)三、土壤水入渗与分布(fnb)土壤的入渗能力供水速率2010-205-101-51最初入渗速率(sl)：Initial infiltration rate稳定入渗速率：stable infiltration rate 所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使上层土壤先积蓄水，以后才下渗。第三节土壤水分运动共三十页土壤水 入渗过程结束后，水在重力和吸力梯度和温度梯度的影响下在土壤

9、中向下移动重新分布(fnb)的过程称为土壤水分再分布 2.土壤水再分布(fnb)第三节土壤水分运动土壤剖面上层释水，下层吸水，经一段时间起初吸水的地方又逐渐释水。造成含水量与基质势的非单值关系。土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土层水的损失，不完全是植物吸水所致，还与上、下层水的再分布有关。共三十页第三节土壤水分运动(yndng)2.土壤水再分布(fnb)地下水埋深较浅时，土壤水通过剖面上的再分布可能达到地下水，从而补给地下水，促使地下水位抬高，或者随着地下水流侧向排到它处，称为土壤水的渗漏共三十页土壤水分的来源(liyun) 土壤水分大气(dq)降水灌溉水地下水上升

10、和大气中水汽的凝结也是土壤水分的来源。四、土壤水分平衡第三节土壤水分运动共三十页第三节土壤水分运动(yndng)共三十页土壤植物大气连续体(SPAC)(1)土壤水来源(收入) 降水(P)，灌水(I)，上行水(U)(2)土壤损失(支出) 土面蒸发(E)，叶面蒸腾(T)，冠层截留(In)，地表径流(R)，下渗水(D)，计算时段初、末土体储水量之差W ，土壤水分平衡表达式如下： W=（P+I+U）（E+T+R+In+D） 蒸发和蒸腾合称蒸散(zhn sn)（ET）。 地区水量平衡：收入降水，支出地面径流和蒸散，即 P=R+ET 共三十页Soil water balance土壤水分平衡(pnghng)的数学表达式： W=P+I+U-E-T-R-In-D 田间蒸腾和蒸发很难截然分开，常合在一起，统称(tngchng)蒸散WET。土壤水分平衡简化式为 W=P+I-ET-D P和I可合并，以P表示对于平坦地块，不出现暴雨或降雨强度不大时，R=0，In=0共三十页内容摘要主讲教师：罗春艳。饱和流方向不一定完全单向，大多是多向的复合流。单位时间内通过单位面积土壤的水量土壤水通量与土水势梯度成正比。“-”表示水流方向与压力梯度方向相反。结构 土壤结皮对土壤饱和导水率有显著的影响。土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。饱和条件下的总水势梯度可用差分