土壤水水分移动与循环PPT课件

.,1,第七章土壤水分移动与循环,.,2,第一节土壤液态水运动,.,3,一、土壤饱和流(SoilSaturatedWaterFlow),饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律(Darcyslaw)。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。,.,4,.,5,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。,饱和流导水率(Saturatedhydraulicconductivity),.,6,二、土壤非饱和流（unsaturtedsoilwaterflow),土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流，其表达式为：,.,7,非饱和流导水率(unsaturatedhydraulicconductivity),土壤水吸力和导水率之间的关系,.,8,K(m)为非饱和导水率，d/dx为总水势梯度(waterpotentialgradient),非饱和导水率是土壤基质势的函数。,.,9,饱和条件下的总水势梯度可用差分形式，而非饱和条件下则用微分形式：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。,非饱和条件下土壤水流的数学表达式与饱和条件下的类似，二者的区别在于：,.,10,三、土壤水分入渗与再分布,（一）水分入渗（infiltration)一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。,影响因素：一是供水速率，二是土壤的入渗能力(入渗速率infiltrationrate),.,11,.,12,几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(毫米/小时),最初入渗速率：Initialinfiltrationrate稳定入渗速率：Stableinfiltrationrate,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。,.,13,（二）土壤水再分布(soilwaterredistribution),概念：土壤水入渗过程结束后，水在重力和吸力梯度影响下在土壤中向下移动重新分布的过程。土壤水的再分布是土壤水的不饱和流。,(三)土壤水的渗漏（Soilwaterpercolation)把通过土壤某一深度处,如通常考虑某一植物的最大扎根深度处,向下的水分运动称为土壤水的渗漏。,.,14,第二节土壤气态水运动,土面蒸发过程区分为三个阶段。1、大气蒸发力控制阶段稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，一般认为该值相当于田间持水量的50-70%。,概念：土壤水汽进入大气的过程。当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强度称为潜在蒸发强度。(Soilpotentialevaporation),一、土面水分蒸发,.,15,2、表土蒸发强度随含水率变化的阶段蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持,3、水汽扩散阶段土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而是在土壤内部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制，并取决于干土层厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢而且稳定。,土壤保墒措施在蒸发的第一阶段进行效果最佳；第二阶段次之。,.,16,.,17,二、土壤内部的水气运动,土壤气态水的运动表现为：水汽扩散和水汽凝结两种现象,水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度，这是由于土壤水势梯度或土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的。,.,18,1、“夜潮”现象多出现于地下水埋深较浅的“夜潮地”。,.,19,2、“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，于是下层水汽不断地向冻层集聚、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。,“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为24左右。,.,20,第三节土壤水循环、平衡及有效性,田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平衡的数学表达式：W=P+I+U-ET-R-In-D,一、农田土壤水分循环及平衡,.,21,（一）土壤植物大气连续体(Soil-plant-atmospherecontinuum),由水势引起水由土壤进入植物体，再向大气扩散的体系。,沙漠植物在200800万帕时仍能生存。,二、土壤水分有效性,.,22,（二）土壤水的有效性土壤水的有效性是指土壤水能否被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。,通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限，当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含水量，称为萎蔫系数或萎蔫点。,.,23,一般把田间持水量视为土壤有效水的上限。所以田间持水量与萎蔫系数之间的差值即土壤有效水最大含量。,.,24,三、土壤水分的空间变异性,下图为两个不同大小范围内的土壤表层水分变异特征图,.,25,.,26,第四节、农田土壤水动态与调控,一、土壤水分的动态特性,对于一具体田块，土壤类型和作物种类一般来讲是相同的，因此影响土壤水分动态变化的主要是气候因子和农田管理措施。,.,27,二、农田灌溉与灌溉量计算,一、土壤灌溉计划湿润层深度确定,二、土壤含水量上、下限的确定土壤含水量上限应满足以下两个条件：既不产生深层渗漏，又要满足作物对土壤空气含量的要求，故一般取田间持水量。土壤含水量下限一般以占田间持水量的百分数计。,.,28,（三）灌溉日期与灌溉量的确定,灌溉量与灌溉日期确定的原理，主要是依据农田土壤水平衡方程式：W=P+I+U-ET-R-In-D和土壤水分平衡简化式：W=P+I-ET-D进行计算。三、农田排水农田排水的目的：（1）除涝；（2）防渍；（3）防盐。生产实践中一般采用排水沟（明沟）、排水管（暗管）或“鼠道”排水洞进行农田排水。,.,29,第五节土壤中溶质运移,一、溶质的对流运移土壤溶质随运动着的土壤水而移动的过程称为对流。对流引起的溶质通量与土壤水通量和水的浓度有关，可用下式表示：Jc=qC式中:Jc为溶质的对流通量(密度),molm-2s-1;q为水通量(密度),ms-1;C为浓度,molm-3或kgm-3(也常用mmolL-1,gL-1),.,30,二、分子扩散与溶质弥散（一）分子扩散扩散是指由于分子的不规则热运动即布朗运动引起的运动,是一个不可逆过程。扩散作用常用费克第一定律来表示:式中Js为溶质的扩散通量,molm-2s-1或kgm-2s-1；D0为溶质的有效扩散系数m2s-1；dC/dx为浓度梯度。,.,31,（二）机械弥散溶质的机械弥散作用是由于土壤孔隙中水的微观流速的变化而引起的：机械弥散虽然在机制上与分子扩散不同，但可以用相似的表达式：（三）水动力弥散机械弥散和扩散在土壤中都引起了溶质浓度的混合和分散，而且微观流速不易测定，弥散与扩散结果也不易区分，所以在实际应用中常将两者联合起来，称为水动力弥散，,.,32,三、土壤溶质的动态特性,（一）土壤溶液的总浓度,.,33,（二）土壤溶液中的养分浓度,（三）土壤溶液中其它元素浓度,一般情况下，主要元素的浓度为10-210-4mol/L，微量元素浓度则在10-6mol/L以下。,.,34,一、水分高效利用的途径：合理开采、分配和管理；减少输水损失；提高灌溉效率。,第六节、土壤水的调控,.,35,二、土壤水的调控措施主要包括土壤水的保蓄和调节。1、耕作措施秋耕中耕镇压等2、地面覆盖薄膜覆盖秸秆覆盖3、灌溉措施喷灌、滴灌、渗灌4、生物节水,.,36,以色列塑料坝,以色列花农,.,37,以色列沙地优质土豆,.,38,本章小结(一)名词解释土水势吸湿水吸湿量膜状水毛管水毛管断裂持水量田间持水量土壤水吸力土壤水分特征曲线夜潮作用进气值冻后聚墒土壤蒸发萎蔫系数土壤水入渗土壤水再分布,.,39,问答题：1、研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何重要作用?2、影响吸湿水含