5 SPAC.ppt

1、SPAC,1,第五章 土壤植物大气系统中的水流运动Chapter 5 Water Moves in SPAC,5.1 概述 5.2 植物体中水流 5.3 腾发量的估算 5.4 植物根系吸水规律,2,5.1 概述,SPAC系统的概念 长期以来，土壤物理学、植物生理学及气象学等学科，在各自领域里，对水分运动规律分别进行研究，把一个本来统一的整体，人为地隔裂为一个个孤立的部分进行研究。 田间水分循环中的土壤、植物与大气是一个物理上统一的动态系统，各种过程相互关连，Philip，J.R.(1966) 把这个系统称为土壤植物大气连续体(Soil-Plant-Atmosphere Continuum)，简

2、称SPAC系统。 在这个系统中，水总是从能量高处向能量低处运动， “水势” 理论在土壤、植物和大气中普遍通用。 SPAC系统的提出是土壤植物水分关系研究方面的一次重要突破，它不仅统一了SPAC中的能量关系，为分析和研究系统中的水分运输、能量转化的动态过程提供了方便，而且将进一步促进农田水利与土壤物理、自然地理、植物生理、农业气象、农田生态、农业水文等边缘学科的相互渗透。,水势决定SPAC中水的运动方向,SPAC中的水分由水势高处向水势低处运动。 SPAC中的水流 土壤中的水分运动（土面蒸发与入渗）。 根系吸水过程。决定于土壤的特性和根系吸水性能。 水在植物体内运移、输送过程。决定于植物体的输水

3、能力。 植物体内水分向大气散发过程。决定于叶面水汽压与大气水汽压差。,4,SPAC系统水流运动复杂,SPAC系统中水流运动是一个十分复杂的过程。 液态水的运动土壤和植物体中的水流； 气态水的扩散干土层和大气中的水汽扩散； 水的相变土面蒸发和叶面蒸腾过程中液态水到气态水的相变。 目前，对SPAC系统的水流运动研究尚处于初始阶段，许多理论问题没有解决，有待深入研究。,5,植物体内水势 溶质势（s） 植物根系吸水的机理是因液泡膜(也称原生质膜)为半透膜，液泡膜内的细胞液是含有多种成分溶质的复杂溶液。由于溶质的存在，与纯水相比，降低了自由能，其能量相对差值为溶质势，也称渗透压势。在势能梯度作用下，就产

4、生吸水或失水的过程， s 0。 细胞溶质势的高低，主要取决于液泡内溶液的浓度，温带生长的大多数作物细胞的溶质势为-10X105-20X105Pa之间。,5.2 植物体中水流,6,压力势（p） 当水进入细胞，细胞因吸水而膨胀，此时，原生质体向细胞壁产生压力，称为膨压；相应地，细胞壁也将对内产生压力，称为壁压，膨压和壁压大小相等，方向相反。原生质体所受壁压为正压力，该压力引起的水势称为压力势，为正值。 基质势（m） 细胞原生质体中的细胞质，是一种亲水胶体，对水分有较强的吸附作用，从而降低了其中水分的自由能，由此引起的水势叫基质势, m 0 。,植物体内细胞的总水势可用下式表示：,7,当细胞胶体被水

5、饱和时，基质势趋近于零，仅-0.1X 105 Pa左右，可忽略不计。此时，植物细胞水势可表示为：,干燥的种子，细胞未形成液泡，则溶质势和压力势均为零，仅有基质势。,若细胞继续吸水，压力势等于溶质势时，细胞水势等于零。则细胞失去吸水能力。 上述细胞中水势的变化是由各分势变化引起的，而各分势的变化并非独立的，而是相互关联的。 植物根系内的生理活动使根系从土壤中吸水，并从根部上升的压力称为根压。根压使植物吸水的现象称为主动吸水。 植物蒸腾作用引起植物根部从土壤中吸水，补充植物体消耗水分的现象称为被动吸水。,8,植物体中水流,植物由根系从土壤中吸收水分，极少量用于各种代谢作用，主要消耗于蒸腾作用。 在

6、充分供水条件下，外界蒸发条件基本不变，可假定流经植物体内的水流为稳定流。即叶面蒸腾强度等于植物体内输水速度等于植物根部对土壤水分的吸收速度，可用下式表示：,9,为了便于分析和考虑问题，通常将这个连续体统用一个等效电路来代替,10,5.3 腾发量的估算,腾发量概述 腾发量是单位时间、单位面积上土面蒸发和作物蒸腾量之和。它是分析计算作物生长条件下土壤水分运动的基本资料。,影响腾发量的因素 供给能量（液气）外界条件 水汽输送土壤特性、植物本身特性 土壤水分和植物吸水性能则是控制腾发的第三个因素。 土壤含水率越高，输水能力越高，可向植物根系充分供水。 植物不同生长阶段，蒸腾量不同。,11,腾发量的类型

7、 参考作物潜在腾发量：指地面完全覆盖，高度均匀一致，充分供水条件下，短的绿草地(如牧草)上腾发的水量，主要受气象条件影响。 FAO修改的参照腾发量的定义为：参照腾发量为一种假想的参照作物冠层的腾发速率，假设作物高度为0.12m，固定的叶面阻力为70s/m，反射率为0.23，非常类似于表面开阔，高度一致，生长旺盛，完全遮盖地面而不缺水的绿色草地的蒸腾和蒸发量。 实际作物潜在腾发量：作物在充分供水，生长良好条件下的最大腾发量。它除受气象条件影响外，还与作物及生育阶段有关。 作物实际腾发量：在田间实际条件下作物的蒸发量。它除受气象条件、作物及其生育阶段影响外，还受土壤水分状况的影响。,12,作物蒸腾

8、和土壤蒸发的区别 不同点：作物的蒸腾不仅决定于外界条件、土壤性质和土壤含水量，同时也与作物有关。,共同点，在于它也具有两个阶段。 在土壤含水率高于临界含水率时，作物蒸腾也仅与外界条件有关，而在临界含水率以下时，蒸腾强度同样随水分消耗而不断下降，其数值与有效含水率(可被作物利用的含水率)成直线关系。,13,潜在腾发量的估算方法,空气动力学法（根据紊流扩散理论计算腾发强度）； 能量平衡法（利用能量平衡原理估算腾发量）； 综合法Penman-Monteith公式（以上两种方法结合）； FAO-PPP-17修正式 经验公式法。,14,空气动力学法,空气动力学法根据紊流扩散理论计算腾发强度，又称紊流扩散

9、法。 由于近地表的空气处于紊流流态，根据紊流扩散理论：,ET单位时间，单位面积上的腾发量g/(cm2s) 空气的密度(g/cm3)在20oC、1013 mbar时为 1.2X10-3g/cm3； 水的分子量与空气的分子量之比(为0.622)； Pa大气压(mbar)； el，e2相应于离地面高度为z1和z2处的水汽压(mbar)； u1,u2相应于离地面高度为z1和z2处的平均风速，具速度量纲(m/s)； K是冯.卡曼(Von Karman)常数(0.41)。,15,能量平衡法,能量平衡方法利用能量平衡原理估算腾发量。将腾发看作能量消耗过程，通过平衡计算，求出腾发所消耗的能量，再将其折算成水量

10、，用以计算作物田间耗水量。 计算腾发强度ET的计算式为,L汽化潜热(J/g)；鲍文比； Rn 土壤表面的净辐射J/(cm2d)；G土壤表面的热通量J/(cm2d)； 湿度计常数，与气压和温度有关，可近似取值为0.66mbar/oC； T1，T2 分别为两个不同高度z1、z2处的绝对温度； e1，e2为两个不同高度zl、z2处的水汽压(mbar)。,16,综合法彭曼公式,彭曼公式是在紊流扩散法与能量平衡法基础上建立的，它是上述两种方法综合结果。由英国Penman(1948)提出，是目前计算腾发量中应用较为广泛的方法。 假定： 蒸发面水汽压力为饱和水汽压力，该压力仅是温度的函数，求得的腾发量为潜在

11、腾发量ET； 蒸发面处的气温t与观测高程z2(=2m)处气温相等。,17,es2观测高度z2面上的饱和水汽压； es0蒸发面上的水汽压； T2,T0分别为观测面上和蒸发面上的绝对温度； 湿度计常数(mbar/)； Ea干燥力，蒸发面上温度等于气温时的蒸发量(mm/d). u1,u2z2高度上风速(ms)； es1,e2分别表示观测面上饱和水汽压和量测时实际水汽压(一般以mbar计)。 上式中，湿度计常数与气压有关，es,是温度的函数，在一个标准大气压(1013mbar)时有关数值如表所示。,18,FAO-PPP-17彭曼修正式,19,经验公式法,以太阳辐射Rs为指标的估算腾发量的公式 LETp

12、a1 Rs +a2 a1,a2经验系数，随作物和地点而异，由田间试验资料确定。,式中ETpi第i个月份的潜在蒸发量(mm/d)； T相应月份的日气温平均值()； Pdi该月份日平均白昼小时占全年昼长小时的百分数； Ci经验系数。,以气温为指标的腾发量公式 可用时段内平均气温或积温表示，1977年FAO推荐公式：,20,以空气湿度为指标估算腾发量的公式 ETp(es - e) 式中经验系数；es蒸发面上饱和水汽压；e空气中实际水汽压。,水面蒸发量法,以水面蒸发量来反映综合气象因素，其一般形式为 ETpE0 式中:E0水面蒸发量；经验常数，决定于参考作物和蒸发皿的类型。,以上公式经验系数，均需由试

13、验资料确定。应根据当地条件选用合适公式，以实测试验资料确定经验系数。,21,作物实际腾发量的计算,作物系数Kc反映了作物和土壤因素。 作物因素:作物种类、作物生理特性、发育阶段、播种日期、生育期长短等。 地理位置:不同地区作物系数变化规律不同，除赤道附近Kc基本为常数外，其他地区作物系数都随作物的生长期而变化。 Kc值通常参考联合国粮农组织灌溉及排水从书第24卷提出的作物生育四阶段标准划分：初期、发展期、中期、后期。,根据潜在腾发量估算作物实际腾发量 计算出的潜在腾发量，必须根据作物系数Kc和土壤供水系数K加以修正，才能求得实际的腾发量，计算公式为： ET(t)=ETp Kc K,22,部分作

14、物生长阶段天数（d）,23,部分作物在生长中期和完熟时的Kc值,24,华北地区冬小麦作物系数Kc,25,华北地区夏玉米作物系数Kc,26,华北地区棉花作物系数Kc,农田腾发量随土壤含水率变化，一般可分为两个阶段， 当土壤含水率高于临界含水率时，农田腾发量大小主要取决于气象条件和作物生长状况，不随土壤含水率而变化，称为稳定腾发阶段。此时，作物实际腾发量与潜在腾发量的关系为：,ET土壤充分供水时， t时段内平均腾发量；Pt时段内降雨P；It时段内灌水总量；Qt时段内根层以下深层渗漏量；Wt时段内，计算深层渗漏量所取断面以上土体所消耗的水量(可用时段始末土壤含水率剖面求得)。,此时ET为作物根层平均

15、土壤含水率高于临界含水率时的农田实际腾发量，可根据田间试验资料，用水量平衡方法求得：,Kc 的确定方法,28,根据临西试验站实测资料通过平衡计算求得平均作物系数与相对时间(作物生长历时与全生育期历时的比值)关系曲线。,29,土壤供水修正系数K ，与土壤质地及土壤含水量有关。,当土壤含水率低于某一临界值时，由于土壤供水能力有限，腾发量受到抑制，农田腾发量将随土壤含水率而变化，此阶段为非稳定腾发阶段。,M.Jenson公式：,Thornthwaite公式：,经验公式,30,根据水面蒸发量估算作物实际蒸腾量,水面蒸发量是气象因素中最容易获得的第一手资料，而潜在腾发量则需要通过试验或计算求得。根据水面

16、蒸发量估算腾发量可采用下式： ET/E0a + b 式中：a,b经验常数，视作物种类、生长阶段和土壤条件而定。 不同阶段采用的常数a,b应根据试验资料分别测定。若在各生长阶段采用相同常数，则需根据作物系数加以修正。,31,32,根系吸水研究有微观和宏观两种途径。 微观模型采取单根径向流模型描述根系吸水过程。 宏观模型是忽略水分向单根的流动，将整个土根系统看作一个连续体，在土壤水分运动中引入一个以一定模式分布的根系吸水速率项（源汇项）加以体现。 在目前开展土壤植物大气连续体的模拟研究中，根系吸水在水流连续方程中常作为一个吸水项处理，即广泛采用根系吸水的宏观模型。 根据建立模型时经验和理论侧重的不

17、同,可以将根系吸水模型分为3类:经验模型、半经验半理论模型和理论模型。,根系吸水模型,5.4 植物根系吸水规律,33,经验模型（微观模型）,经验模型是以假定植物根系分布均匀,土壤水势均一为基础的,物理学与生物学意义正确,但是参数难于测定,不便于实际应用。 Gardner提出的单根吸水模型,Molz等人将根系吸水过程分为土壤中水分向根表面流动和水分在根组织内的流动两个过程,从而考虑根的水力特性,提出的单根吸水土-根系统水流运动模型。,r为土壤中某点到根中心的径向距离;rr为根半径;为土壤含水量,为土壤水势;0、0为初始值;()、()为土壤导水率和扩散率;为单位根长的吸水速率。,m为土壤基质势;c

18、为比水容量;rs为相邻2条根间距的中点到根轴线的距离;t为作物根组织水势;Dt为根组织水分扩散系数;re为根内皮层半径。,34,经验模型（微观模型）特点 微观模型对定量描述根系区的微观区域土壤水分运动规律、分析根吸水的机理、根水势和土水势的关系以及蒸腾时土壤和根水势变化特征有一定的作用； 没有考虑根层不同位置上根系密度不同所带来根系吸水速率的差异,也没有考虑根系吸水分布随根系生长的变化; 将建立在单根吸水层次上模型应用于宏观整个根系系统的吸水却是不可行的，所以其应用和研究受到一定的限制。,35,Selim和Iskandar(1978)提出蒸腾量在根系层内按各层单位体积根长L与导水率k的乘积分配的公式,Molz(1981)采用蒸腾量在根系层内按