第六章土壤水分

1、第六章第六章 土壤水分土壤水分6.3 土壤水的能态土壤水的能态 6.4 土壤水分运动土壤水分运动6.5 土壤水分平衡土壤水分平衡6.6 土壤水有效性土壤水有效性6.1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质6.2 土壤含水量的表示方法和土壤水分测定土壤含水量的表示方法和土壤水分测定6. 1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质 61. 1 吸湿吸湿水水 吸湿水是由土粒表面吸附力所保持的水分，其中最吸湿水是由土粒表面吸附力所保持的水分，其中最靠近土粒表面的由范德华力保持的水称为吸湿水靠近土粒表面的由范德华力保持的水称为吸湿水(又称紧又称紧束缚水束缚水)。 吸湿水的含量称为土壤吸湿量吸湿水的含量称为

2、土壤吸湿量 当大气相对湿度达到饱和时，土壤的吸湿水达到最大量，当大气相对湿度达到饱和时，土壤的吸湿水达到最大量， 称为土壤最大吸湿量或土壤吸湿系数称为土壤最大吸湿量或土壤吸湿系数。吸湿水吸湿水 图6-2 不同相对湿度下不同土壤粒级的吸湿水量6. 1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质 61. 1 吸湿水吸湿水61. 2 膜状水膜状水 土粒表面剩余吸附力，虽不能再吸收水汽，土粒表面剩余吸附力，虽不能再吸收水汽，但可以吸附液态水，但可以吸附液态水， 这部分水被吸附在吸湿水的外层，定向排列这部分水被吸附在吸湿水的外层，定向排列为水膜，称为膜状水。为水膜，称为膜状水。 植物因根无法吸水而发生永久萎蔫

3、时的土壤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。含水量，称为萎蔫系数或萎蔫点。 膜膜 状状 水水膜状水膜膜状状水水示示意意图图土壤的萎蔫系数 表表6-1 不同质地土壤的萎蔫系数（不同质地土壤的萎蔫系数（%）土壤质地土壤质地 粗沙壤土粗沙壤土 细沙土细沙土 沙壤土沙壤土 壤壤 土土 黏壤土黏壤土萎蔫系数萎蔫系数(m)0.96(m)0.961.11 2.71.11 2.73.6 5.63.6 5.66.9 9.06.9 9.012.4 13.012.4 13.016.616.66. 1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质 61. 1 吸湿水吸湿水 61. 2 膜状水膜

4、状水 61. 3 毛管水毛管水 保持在土壤的毛管孔隙中，不受重力作保持在土壤的毛管孔隙中，不受重力作用的支配，用的支配， 这种靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的这种靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水就称为毛管水。水就称为毛管水。 61. 3. 1 毛管悬着水毛管悬着水6. 1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质 61. 3 毛毛管水管水毛管悬着水：毛管悬着水：在地下水较深的情况下，借助毛管力保持进入上层土壤毛管孔隙中的水分在地下水较深的情况下，借助毛管力保持进入上层土壤毛管孔隙中的水分。 田间持水量：田间持水量：土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田

5、间持水量。 表表6-2 不同质地和耕作条件下的田间持水量（不同质地和耕作条件下的田间持水量（%）沙土沙土 沙壤土沙壤土 轻壤土轻壤土 中壤土中壤土 重壤土重壤土 黏土黏土 二合土二合土耕前耕前 耕后耕后 紧实田紧实田间持水量间持水量(m) 1014 1620 2226 2024 2428 2832 32 25 216. 1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质61. 3 毛管水毛管水 61. 3. 2 毛管上升水毛管上升水毛管上升水：借助于毛管力由地下水上升进入上层土体的水毛管上升水：借助于毛管力由地下水上升进入上层土体的水。毛管持水量：毛管上升水的最大含量称为毛管持水量。毛管持水量：毛管上升

6、水的最大含量称为毛管持水量。毛管水上升高度：从地下水面到毛管上升水所能到达的绝对高度叫毛管水上升高度毛管水上升高度：从地下水面到毛管上升水所能到达的绝对高度叫毛管水上升高度。毛管水封闭层：靠近地下水面处土壤孔隙几乎全部充水，称为毛管水封闭层。毛管水封闭层：靠近地下水面处土壤孔隙几乎全部充水，称为毛管水封闭层。从封闭层至某一高度处，毛管上升水上升快，含水量高，称为毛管水强烈上升高度从封闭层至某一高度处，毛管上升水上升快，含水量高，称为毛管水强烈上升高度 临界深度：是指含盐临界深度：是指含盐地下水能够上升到达根系活动层并开始危害作物时的埋藏地下水能够上升到达根系活动层并开始危害作物时的埋藏深度，即

7、由地下水面至地表的垂直距离深度，即由地下水面至地表的垂直距离 表6-3 不同质地土壤的毛管水上升高度和强烈上升高度参考范围 (m) 土 壤 质 地 沙土 沙壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 黏土 毛管水升高度 0.51.0 2.02.5 2.23.0 1.82.2 3.0 0.81.0毛管水强烈上升高度 0.40.8 1.41.8 1.31.7 1.21.5 1.21.56. 1 土壤水的类型及性质土壤水的类型及性质 61. 4 重力水重力水61. 2 膜状水膜状水 61. 3 毛管水毛管水 61. 1 吸湿水吸湿水 重力水：在重力作用下，沿大孔隙即通气孔向下流重力水：在重力作用下，沿大孔隙即通气

8、孔向下流动的这一部分不能被土壤保持而受重力支配向下流动的动的这一部分不能被土壤保持而受重力支配向下流动的水，称为重力水。水，称为重力水。 全持水量：土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量全持水量：土壤全部孔隙都充满水时的土壤含水量称为全持水量或饱和持水量。称为全持水量或饱和持水量。6.2 土壤含水量的表示方法土壤含水量的表示方法和土壤水分测定和土壤水分测定 6.2.1 土壤水分含量的表示方法土壤水分含量的表示方法 6.2.2 土壤含水量的测定方法土壤含水量的测定方法 6.2.3 土壤墒情和田间验墒土壤墒情和田间验墒6.2.1 土壤水分含量的表示方法土壤水分含量的表示方法 62. 1. 1 质量含水

9、量质量含水量 62. 1. 2 容积含水量容积含水量 62. 1. 3 相对含水量相对含水量 62. 1. 4 土壤水贮量土壤水贮量6.2.1 土壤水分含量的表示方法土壤水分含量的表示方法 62. 1. 1 质量含水量质量含水量m%100）干土质量水质量（m质量含水量是指土壤中水分的质量与干土质量的比值质量含水量是指土壤中水分的质量与干土质量的比值又称为重量含水量，无量纲，常用符号又称为重量含水量，无量纲，常用符号m表示。表示。定义中的干土一词，一般是指在定义中的干土一词，一般是指在105条件下烘干的土壤条件下烘干的土壤6.2.1 土壤水分含量的表示方法土壤水分含量的表示方法 62. 1. 2

10、容积含水量容积含水量 v 容积含水量是指单位土壤总容积中水所占的容积百分数容积含水量是指单位土壤总容积中水所占的容积百分数又称容积湿度、土壤水的容积百分数又称容积湿度、土壤水的容积百分数常用符号常用符号v表示。表示。v用小数形式表达，这时的量纲为用小数形式表达，这时的量纲为cm3/cm3但常用无量纲的百分数表示。但常用无量纲的百分数表示。v = (水容积水容积/土壤总容积土壤总容积) cm3/cm3，或或v （水容积（水容积 / 土壤总容积）土壤总容积）100v与与m的换算关系式的换算关系式v=m式中，式中，为土壤容重。为土壤容重。v可以直接用于计算水通量和由灌溉或降水渗入土壤的水量可以直接用

11、于计算水通量和由灌溉或降水渗入土壤的水量用于计算由蒸散或排水从土壤中损失的水量用于计算由蒸散或排水从土壤中损失的水量v也表示土壤层厚度和水的深度比，即单位土壤深度内水的深度也表示土壤层厚度和水的深度比，即单位土壤深度内水的深度6.2.1 土壤水分含量的表示方法土壤水分含量的表示方法 6. 2. 1. 3 相对含水量容积含水量相对含水量容积含水量 %100fm土壤相对含水量田间持水量是一个应用相当普遍的土壤水分田间持水量是一个应用相当普遍的土壤水分“常数常数”田间持水量田间持水量 在一个地下水埋藏较深、排水条件良好的平地上，在一个地下水埋藏较深、排水条件良好的平地上，充分供水，地表覆盖避免蒸发，

12、待水入渗完天之后，充分供水，地表覆盖避免蒸发，待水入渗完天之后，测得土壤含水量的数值即为田间持水量，以测得土壤含水量的数值即为田间持水量，以(f)表示。表示。相对含水量是指土壤含水量相对含水量是指土壤含水量(m)占田间持水量占田间持水量(f)的百分数。的百分数。6.2.1 土壤水分含量的表示方法土壤水分含量的表示方法 62. 1. 4 土壤水贮量土壤水贮量水深水深(Dw)指在一定厚度指在一定厚度(h)一定面积土壤中所含的水量相当于相同面积水层的厚度。一定面积土壤中所含的水量相当于相同面积水层的厚度。hDvwiiniiwhD100水深土层深度土壤水贮量是指一定面积和厚度土壤土壤水贮量是指一定面积

13、和厚度土壤中含水的绝对数量。在土壤物理，农中含水的绝对数量。在土壤物理，农田水利学、水文学中经常要用到这一田水利学、水文学中经常要用到这一参数，它主要有两种表达方式参数，它主要有两种表达方式量纲为量纲为L62. 1. 1 质量含水量质量含水量 62. 1. 2 容积含水量容积含水量 62. 1. 3 相对含水量相对含水量6.2.2 土壤含水量的测定方法土壤含水量的测定方法 62. 2. 1 经典烘干法经典烘干法 %100)()(3221WWWWm：盒重干土重：盒湿土重：盒321WWW6.2.2 土壤含水量的测定方法土壤含水量的测定方法 62. 2. 3 电阻法电阻法62. 2. 2 快速烘干法

14、快速烘干法 62. 2. 1 经典烘干法经典烘干法 62. 2. 4 中子法中子法 包括红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等包括红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃烧法等 慢中子被探测器和一个定标器量出显示数据，经过标定公式慢中子被探测器和一个定标器量出显示数据，经过标定公式求出土壤水量。求出土壤水量。快中子与水中的氢核质子碰撞时，就会而变成慢中子快中子与水中的氢核质子碰撞时，就会而变成慢中子此法在非盐碱土上土壤含水量测定时，可取得较精确的结果此法在非盐碱土上土壤含水量测定时，可取得较精确的结果此法和中子法一样可在原地连续测定，不需取出土样此法和中子法一样可在原地连续测定，不需取出土样中子法

15、中子法 中中 子子 仪仪 6.2.2 土壤含水量的测定方法土壤含水量的测定方法62. 2. 5TDR(时域反射仪时域反射仪)法法62. 2. 2 快速烘干法快速烘干法 62. 2. 3 电阻法电阻法 62. 2. 4 中子法中子法 62. 2. 1 经典烘干法经典烘干法 362422103 . 4105 . 51092. 2103 . 5aaav是一种远程遥感测定技术是一种远程遥感测定技术 TDRTDR系统类似一个短波雷达系统系统类似一个短波雷达系统可以直接、快速、方便、可靠地监测土壤水盐状况可以直接、快速、方便、可靠地监测土壤水盐状况与其它测定方法相比，与其它测定方法相比，TDRTDR具有较

16、强的独立性，测定结果几乎与具有较强的独立性，测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关土壤类型、密度、温度等无关TDR(时域反射仪示意时域反射仪示意)法法 362422103 . 4105 . 51092. 2103 . 5aaav6.2.3 土壤墒情和田间验土壤墒情和田间验墒墒 62. 3. 1 墒情的种类墒情的种类 62. 3. 2 墒情的层次性墒情的层次性 62. 3. 3 田间验墒田间验墒 表表6-4 6-4 华北地区几种不同质地和墒情下的土壤含水量（华北地区几种不同质地和墒情下的土壤含水量（% %）土壤质地土壤质地 田间持水量田间持水量 黑墒黑墒( (速效水速效水) ) 黄墒黄墒( (

17、弱效水弱效水) ) 潮干土潮干土( (迟效水迟效水) ) 干土干土( (无效水无效水) ) 壤壤 土土 242428 28 181820 1420 1419 1119 1114 14 1111 中壤土中壤土 222226 26 171719 1319 1318 918 913 13 9 9 轻壤土轻壤土 202024 24 141416 916 915 615 69 9 6 6 沙壤土沙壤土 161620 20 121214 914 913 513 59 9 5 5 沙沙 土土 101014 14 8 58 58 38 35 5 3 3 通常把土壤墒情分为通常把土壤墒情分为: : 汪水、黑墒、

18、黄墒、潮干土和干土汪水、黑墒、黄墒、潮干土和干土 土壤土壤1m1m深度内的墒情分为三层，即表墒、底墒和深墒深度内的墒情分为三层，即表墒、底墒和深墒 （1 1）表墒）表墒(0(020cm)20cm)（ 2 2）底墒）底墒(20(2050 cm)50 cm) （3 3）深墒）深墒(50(50100cm)100cm)应把表、底、深墒作为一个整体来考虑应把表、底、深墒作为一个整体来考虑田间验墒一般要着重考虑以下田间验墒一般要着重考虑以下4个方面内容个方面内容 （1 1）干土层的厚度和整地质量）干土层的厚度和整地质量干土层在干土层在3 cm3 cm左右、左右、6cm6cm左右、左右、10cm10cm左右

19、左右（2 2）表、底、深墒的含水量及其相互补给作用）表、底、深墒的含水量及其相互补给作用（3 3）作物生长情况）作物生长情况（4 4）近期天气变化情况）近期天气变化情况 总之，看天、看地、看庄稼，进行墒情综合分析总之，看天、看地、看庄稼，进行墒情综合分析6.3 土壤水的能态土壤水的能态 6.3.1 土壤水的保持力土壤水的保持力保持土壤水的力主要包括两种，一种是土粒表面对水的吸附力。保持土壤水的力主要包括两种，一种是土粒表面对水的吸附力。另一种是在土壤孔隙中，土壤固体表面、水和空气界面上出现另一种是在土壤孔隙中，土壤固体表面、水和空气界面上出现表面张力亦即毛管力。表面张力亦即毛管力。 6.3.2

20、 土壤水势土壤水势 土水势土水势 6.3.2 土壤水势土壤水势土壤水总是由土水势高处流向土水势低处。土壤水总是由土水势高处流向土水势低处。 土壤水在各种力如吸附力、毛管力、重力等的作用下，与土壤水在各种力如吸附力、毛管力、重力等的作用下，与同样温度、高度和大气压等条件下的自由纯水相比同样温度、高度和大气压等条件下的自由纯水相比(即以自由即以自由水作为参比标准，假定其值为水作为参比标准，假定其值为0)，其自由能必然不同。这个，其自由能必然不同。这个自由能的差用势能来表示，称为土水势自由能的差用势能来表示，称为土水势(符号为符号为)。 6.3.2 土壤水势土壤水势 在非饱和情况下，土壤水受到土壤吸

21、附力和毛管在非饱和情况下，土壤水受到土壤吸附力和毛管力的制约，其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。力的制约，其水势自然低于纯自由水参比标准的水势。这种由吸附力和毛管力制约的土水势称为基模势这种由吸附力和毛管力制约的土水势称为基模势(m)。假定纯水的势能为假定纯水的势能为0，则土水势是负值。，则土水势是负值。 土壤水达到饱和时，基模势增到最大值，同参比土壤水达到饱和时，基模势增到最大值，同参比标准相等，即等于标准相等，即等于0。6.3.2 土壤水势土壤水势 63. 2. 2压力势压力势(p) 63. 2. 1基模势基模势(m) 压力势是指在土壤水饱和的情况压力势是指在土壤水饱和的情况下，由于受

22、静水压力作用而产生土水下，由于受静水压力作用而产生土水势变化。势变化。 压力势大于参比标准自由水面，压力势大于参比标准自由水面，为正值。在饱和的土壤中，愈是处在为正值。在饱和的土壤中，愈是处在深层次的土壤水，所受的压强愈大，深层次的土壤水，所受的压强愈大，压力势值愈高。压力势值愈高。6.3.2 土壤水势土壤水势 63. 2. 3 溶质势溶质势(s) 63. 2. 1 基模势基模势(m) 溶质势是指由溶解于土壤水的溶质引溶质势是指由溶解于土壤水的溶质引起土水势的变化，也称渗透势起土水势的变化，也称渗透势。传输过程中半透膜时才起作用传输过程中半透膜时才起作用 溶质势的大小等于土壤溶液的渗透压，溶质

23、势的大小等于土壤溶液的渗透压，但符号相反但符号相反。存在存在63. 2. 2 压力势压力势(p)6.3.2 土壤水势土壤水势 63. 2. 4 重力势重力势(g) 63. 2. 1 基模势基模势(m)63. 2. 2 压力势压力势(p) 63. 2. 3 溶质势溶质势(s)重力势是指由重力作用而引起的土水势变化。重力势是指由重力作用而引起的土水势变化。所有土壤水都受重力作用所有土壤水都受重力作用与参比标准的高度相比，高于参比标准的土壤水与参比标准的高度相比，高于参比标准的土壤水故重力势为正值故重力势为正值 高度愈高则重力势的正值愈大，反之亦然高度愈高则重力势的正值愈大，反之亦然参比标准高度一般

24、根据研究需要而参比标准高度一般根据研究需要而总土水势总土水势(t t）6.3.2 土壤水势土壤水势 63. 2. 5 总土水势总土水势(t)63. 2. 1 基模势基模势(m)63. 2. 2 压力势压力势(p) 63. 2. 3 溶质势溶质势(s)63. 2. 5 重力势重力势(g)总土水势是以上各分势之和，用数学表达为总土水势是以上各分势之和，用数学表达为: :t = m + p + s+ g +t = m + p + s+ g +在不同的土壤含水状况下，决定土水势大小的分势不同。在不同的土壤含水状况下，决定土水势大小的分势不同。t = p + gt = p + g（在土壤水饱和状态下，若

25、不考虑半透膜存在）（在土壤水饱和状态下，若不考虑半透膜存在）t = m + gt = m + g（若在不饱和情况下）（若在不饱和情况下）t = m + s t = m + s （根系吸水时，一般可忽略（根系吸水时，一般可忽略gg）t = st = s（土壤含水量达饱和状态）（土壤含水量达饱和状态）计算计算tt时，必须分析土壤含水状况，且应注意参比标准及各分势的正负符号。时，必须分析土壤含水状况，且应注意参比标准及各分势的正负符号。 63. 2. 5 总土水势总土水势(t） 总土水势是以上各分势之和，用数学表达为总土水势是以上各分势之和，用数学表达为: t = m + p + s+ g +土壤水

26、饱和状态下：土壤水饱和状态下：)(没有半透膜gpt若在不饱和情况下：若在不饱和情况下：gmt考察根系吸水时：考察根系吸水时：smt)(饱和时st6.3 土壤水的能态土壤水的能态 6.3.3土壤水吸力土壤水吸力土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力（情况下所处的能态，简称吸力（suction） 将将m和和s的绝对值定义为吸力的绝对值定义为吸力(S)，也可，也可分别称之为基模吸力和溶质吸力。分别称之为基模吸力和溶质吸力。 6.3.2土壤水势土壤水势6.3.1 土壤水的保持力土壤水的保持力6.3 土壤水的能态土壤水的能态 6.3.4 土壤水

27、分特征曲线土壤水分特征曲线 基模势或土壤水吸力是随土壤含水率基模势或土壤水吸力是随土壤含水率变化而变化的，其关系曲线称为土壤水特变化而变化的，其关系曲线称为土壤水特征曲线或土壤持水曲线。征曲线或土壤持水曲线。 6.3.3 土壤水吸力土壤水吸力6.3.1 土壤水的保持力土壤水的保持力6.3.2 土壤水势土壤水势土壤水分特征曲线示意图土壤水分特征曲线示意图 滞后现象示意图滞后现象示意图 6.3 土壤水土壤水的能态的能态 6.3.5土壤水能态的定量表示和测定方法土壤水能态的定量表示和测定方法63. 5. 1 土壤水能态的定量表示土壤水能态的定量表示63. 5. 2 土水势的测定方法土水势的测定方法6

28、.3.4 土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线6.3.1 土壤水的保持力土壤水的保持力6.3.2 土壤水势土壤水势6.3.3 土壤水吸力土壤水吸力6.3.5土壤水能态的定量表示和测定方法土壤水能态的定量表示和测定方法63. 5. 1 土壤水能态的定量表示土壤水能态的定量表示单位容积单位容积土壤水的势能值用压强单位帕土壤水的势能值用压强单位帕(Pa)帕斯卡（帕斯卡（Pascal，简称帕，简称帕Pa）表）表示（示（J.m.m-3=N.m-2=Pa正好是压强单位）；正好是压强单位）；单位重量单位重量土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱的高度表示土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱的高度表示(mm)(J.

29、N-1=N.m.N-1=m,是长度单位。是长度单位。)单位质量单位质量土壤水的势能其单位为土壤水的势能其单位为J.kg-1,它通常被视为土水势的标准表示单位，它通常被视为土水势的标准表示单位，也叫作比水势。也叫作比水势。 1 Pa=0.102 0 mm水柱水柱 1 mm水柱水柱=9.806 4 Pa (0时时) 1 atm=10330 mm水柱水柱=1.0133bar 1bar=0.9896atm=10200 mm100kPa=1000hPa=0.1MPa 1 mbar=1hPa 6.3.5土壤水能态的定量表示和测定方法土壤水能态的定量表示和测定方法 63. 5. 2 土水势的测定方法土水势的

30、测定方法63. 5. 1 土壤水能态的定量表示土壤水能态的定量表示（1）张力计法）张力计法 6.3.5土壤水能态的定量表示和测定方法土壤水能态的定量表示和测定方法 63. 5. 2 土水势的测定方法土水势的测定方法63. 5. 1 土壤水能态的定量表示土壤水能态的定量表示（2）压力膜方法）压力膜方法 根据压力膜装置本身设计能力的限制，根据压力膜装置本身设计能力的限制，它的测量范围为它的测量范围为-1.50 MPa。用压力膜。用压力膜可以测定土壤的吸水（湿润）曲线和脱水可以测定土壤的吸水（湿润）曲线和脱水（释水）曲线（释水）曲线6.3 土壤水的土壤水的能态能态6.3.5土壤水能态的定量表示和测定

31、方法土壤水能态的定量表示和测定方法6.3.1 土壤水的保持力土壤水的保持力6.3.2 土壤水势土壤水势6.3.3 土壤水吸力土壤水吸力6.3.4 土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线6.4 土壤水分运动土壤水分运动 6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的运动6.4.4 土壤水分蒸发土壤水分蒸发 6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤水的再分布6.4.3 土壤气态水的运动土壤气态水的运动6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的运动 64. 1. 1 饱和流饱和流土壤饱和流是在土壤孔隙全部充满水的情况下的土壤水流。土壤饱和流是在土壤孔隙全部充满水的情况下的土壤水流。饱和流的推

32、动力主要是重力势梯度和压力势梯度。饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度。0基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律即单位时间内流经单位面积土壤的水量即单位时间内流经单位面积土壤的水量土壤水通量与土壤水通量与土水势梯度成正比。土水势梯度成正比。达西定律（饱和流）LHKQsLKQsH为总水势差为总水势差L为水流路径的直线长度为水流路径的直线长度Ks为土壤饱和导水率为土壤饱和导水率“-”表示水流方向与压力势梯度方向相反表示水流方向与压力势梯度方向相反Q为通量为通量 圭圭 尔尔 夫夫 田田 间间 饱饱 和和 导导 水水 率率 测测 试试 仪仪 64. 1. 2

33、 非饱和流非饱和流（非饱和流达西定律）（非饱和流达西定律）6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的运动dxdKQ)(K()为非饱和导水率d/dx 为总水势梯度“”表示水流方向与总水势梯度方向相反。土壤非饱和流的土壤非饱和流的推动力主要是基模势梯度和重力势梯度推动力主要是基模势梯度和重力势梯度6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的运动图图6-8 沙质土和黏质土的吸水力与导水率之间的关系沙质土和黏质土的吸水力与导水率之间的关系6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤水的再分布 64. 2. 1水分入渗水分入渗入渗是指液态水进入土壤的过程，通常是指水自土表进入土壤的过程入渗是

34、指液态水进入土壤的过程，通常是指水自土表进入土壤的过程。水进入土壤的情况由两方面因素决定：一是供水速率，一是土壤的入渗能力水进入土壤的情况由两方面因素决定：一是供水速率，一是土壤的入渗能力土壤的入渗能力是由土壤的干湿程度和孔隙状况土壤的入渗能力是由土壤的干湿程度和孔隙状况(质地、结构、松紧等质地、结构、松紧等)决定的决定的。入渗速率都会随入渗时间的延长而减慢入渗速率都会随入渗时间的延长而减慢，最后达到一个比较稳定的数值最后达到一个比较稳定的数值入渗速率：在土面保持有大气压下的水层，单位时间通过单位面积土壤的水量。入渗速率：在土面保持有大气压下的水层，单位时间通过单位面积土壤的水量。单位是毫米单

35、位是毫米/秒、厘米秒、厘米/分、厘米分、厘米/时或厘米时或厘米/日等。日等。最初入渗速率、最后入渗速率、入渗开始后最初入渗速率、最后入渗速率、入渗开始后1 h的入渗速率的入渗速率。最后入渗速率是一比较稳定的参数，称之为透水率最后入渗速率是一比较稳定的参数，称之为透水率(或渗透系数或渗透系数)。64. 2. 1水分入渗水分入渗 图6-8 沙质土和黏质土的吸水力与导水率之间的关系 土壤入渗速率图图6-9 土壤入渗速率与时间的函数关系土壤入渗速率与时间的函数关系几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率表表6-5 几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率几种不同质地土壤的最后稳定

36、入渗速率 土土 壤壤 沙沙 沙质和沙质和 壤土壤土 黏质土壤黏质土壤 碱化黏质土壤碱化黏质土壤 粉质土壤粉质土壤最后入渗速率最后入渗速率(mm/h) 20 1020 510 15 1 64. 2. 1水分入渗水分入渗 沙盖垆沙盖垆(粗土层下为细土层粗土层下为细土层)入渗入渗垆盖沙的层状土壤入渗。垆盖沙的层状土壤入渗。 沙盖垆最初的入渗速率高，当湿润前锋沙盖垆最初的入渗速率高，当湿润前锋( (简称湿润锋，即入渗水简称湿润锋，即入渗水与干土交界的平面与干土交界的平面) )达到细土层时，入渗速率急剧下降。达到细土层时，入渗速率急剧下降。如供水速度快，在细土层上可能出现暂时的饱和层如供水速度快，在细土

37、层上可能出现暂时的饱和层最初的入渗速率是由细土层控制的最初的入渗速率是由细土层控制的当湿润锋到达粗土层时，由于湿润锋处的土壤水吸力大于沙土当湿润锋到达粗土层时，由于湿润锋处的土壤水吸力大于沙土层中粗孔对水的吸力所以，水并不立即进入沙层，而在细土层层中粗孔对水的吸力所以，水并不立即进入沙层，而在细土层中积累，待其土壤水吸力低于粗孔的吸力时，水才能进入沙层。中积累，待其土壤水吸力低于粗孔的吸力时，水才能进入沙层。无论表土下是沙土层还是细土层，在不断入渗中最初都能使上无论表土下是沙土层还是细土层，在不断入渗中最初都能使上层土壤先积蓄水，以后才下渗层土壤先积蓄水，以后才下渗入渗中土壤水剖面入渗中土壤水

38、剖面 入渗中土壤水剖面 左：土壤水剖面示意图 右：土壤水含量随深度变化示意图 (引自Hillel 1971和Bodman 1944)土面水层土面水层湿润锋湿润锋湿润层湿润层延伸层延伸层饱和层饱和层土壤深度土壤深度饱和含水量饱和含水量水分含量（水分含量（W）最初含水量最初含水量6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤水的再分布 64. 2. 2 土壤水再分布土壤水再分布64. 2. 1水分入渗水分入渗在地面水层消失后，入渗过程即告终止。由于土壤水入渗而被湿润在地面水层消失后，入渗过程即告终止。由于土壤水入渗而被湿润的土层内的水分在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下即在水势梯的

39、土层内的水分在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下即在水势梯度作用下还将继续运动。在土壤剖面深厚，没有地下水出现的情况度作用下还将继续运动。在土壤剖面深厚，没有地下水出现的情况下，这个土壤水运动过程，被称之为土壤水的再分布过程下，这个土壤水运动过程，被称之为土壤水的再分布过程土壤水再分布过程也是随时间推移而速率逐渐变慢的，土壤水再分布过程也是随时间推移而速率逐渐变慢的，但其过程很长。但其过程很长。 64. 2. 2 土壤水再分布土壤水再分布根据入渗再分布理论可知，田间土壤水分由饱和到非饱根据入渗再分布理论可知，田间土壤水分由饱和到非饱和以及此后相长的时间内，在水势梯度推动下，不停地和以及此后相长的

40、时间内，在水势梯度推动下，不停地运动，一直持续进行着，短期内不可能到一个绝对稳定运动，一直持续进行着，短期内不可能到一个绝对稳定的数值的数值。田间持水量并没有准确的物理含义，它不是一个常数，田间持水量并没有准确的物理含义，它不是一个常数，而且重现性又很差而且重现性又很差 土壤水再分布过程中滞后现象土壤水再分布过程中滞后现象6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤水的再分布 64. 2. 3 土壤水的渗漏土壤水的渗漏在地下水埋深较浅时，土壤水通过剖面上的再分布可能达到地在地下水埋深较浅时，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

41、水下水，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。这时人们将再分布进一步延续的过程称之为流侧向排到它处。这时人们将再分布进一步延续的过程称之为“内排水内排水”。也叫土壤水的渗漏。也叫土壤水的渗漏。 64. 2. 2 土壤水再分布土壤水再分布6.4 土壤水分运动土壤水分运动 6.4.3 土壤气态水的运动土壤气态水的运动6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤水的再分布6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的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，两者处于互相平

42、衡之中。液态水。在一定条件下，两者处于互相平衡之中。土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。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的是水汽压差，这是由土壤水吸力梯度和温水汽扩散运动的推动力的是水汽压差，这是由土壤水吸力梯度和温度梯度所引起的。度梯度所引起的。水汽凝结有两种现象值得注意。水汽凝结有两种现象值得注意。一是一是“夜潮夜潮”现象，二是现象，二是“冻后聚墒冻后聚墒”现象。现象。6.4 土壤水分运动土壤水分运动 6.4.4 土壤水分蒸土壤水分蒸6.4.3 土壤气态水的运动土壤气态水的运动6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤

43、水的再分布6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的运动土壤水不断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。土壤水不断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。具备以下具备以下3 3个前提条件：个前提条件：不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要（不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要（1515时时1 g1 g水的汽化水的汽化热约为热约为3.47 kJ3.47 kJ）；）；土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气；土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气；表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。表层土壤须能不断地从下层得到水的补

44、给。 6.4 土壤水分运动土壤水分运动 6.4.4 土壤水分蒸（土壤水分蒸（土面蒸发）土面蒸发）6.4.3 土壤气态水的运动土壤气态水的运动6.4.2 水分向土壤入渗和土壤水的再分布水分向土壤入渗和土壤水的再分布6.4.1 土壤液态水的运动土壤液态水的运动土壤水不断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土壤水不断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具备以下具备以下3个前提条件：个前提条件：不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要（不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要（15时时1 g水的汽化热约为水的汽化热约为3.47 kJ）土壤表面的水汽压须高于大气的

45、水汽压，以保证水汽不断进入大气土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。土面蒸发的强度实际上是由大气蒸发力和土壤导水率两个方面所制约土面蒸发的强度实际上是由大气蒸发力和土壤导水率两个方面所制约当能满足第当能满足第3个条件时，蒸发强度就由大气蒸发力所决定个条件时，蒸发强度就由大气蒸发力所决定如果土壤没有什么水可供应蒸发，或者它的导水率很低，再强的大气蒸发力也无济于事，如果土壤没有什么水可供应蒸发，或者它的导水率很低，再强的大气蒸发力也无济于事，这时的蒸发强度主要由土壤性质所决定这时的蒸发强度主要由土壤性质

46、所决定 蒸发三阶段的示意图 稳定蒸发阶段稳定蒸发阶段蒸发率降低阶段蒸发率降低阶段扩散控制阶段扩散控制阶段6.4 土壤水分运动土壤水分运动 6.4.4 土壤水分蒸土壤水分蒸64. 4. 1 稳定蒸发阶段稳定蒸发阶段 64. 4. 2 蒸发率降低阶段蒸发率降低阶段 64. 4. 3 扩散控制阶段扩散控制阶段随着土壤含水量由高到低，土面蒸发一般要经历三个阶段：随着土壤含水量由高到低，土面蒸发一般要经历三个阶段：稳定蒸发阶段、稳定蒸发阶段、 蒸发率降低阶段、蒸发率降低阶段、 扩散控制阶段扩散控制阶段这是蒸发率不变的阶段这是蒸发率不变的阶段开始蒸发初期，土壤几乎被水饱和，导水率高开始蒸发初期，土壤几乎被

47、水饱和，导水率高在大气蒸发力作用下，表层源源不断从土体内部得到水的补给最大限度地供给表土蒸发在大气蒸发力作用下，表层源源不断从土体内部得到水的补给最大限度地供给表土蒸发这时土面蒸发率保持不变，主要由大气蒸发力所控制这时土面蒸发率保持不变，主要由大气蒸发力所控制灌溉或降雨之后表土湿润，这个阶段可持续数日，大量的土壤水因蒸发而损失灌溉或降雨之后表土湿润，这个阶段可持续数日，大量的土壤水因蒸发而损失随着土壤含水量的降低，导水率则以指数关系降低得更快随着土壤含水量的降低，导水率则以指数关系降低得更快因而向地表运动的土壤水通量将小于大气蒸发力因而向地表运动的土壤水通量将小于大气蒸发力这时，由下层向地表传

48、导多少水，就蒸发掉多少水这时，由下层向地表传导多少水，就蒸发掉多少水蒸发率随着导水率降低将逐渐减少。蒸发率随着导水率降低将逐渐减少。 6.4 土壤水分运动土壤水分运动 6.4.4 土壤水分蒸土壤水分蒸64. 4. 1 稳定蒸发阶段稳定蒸发阶段 64. 4. 2 蒸发率降低阶段蒸发率降低阶段 64. 4. 3 扩散控制阶段扩散控制阶段这时的蒸发机制与前面两个阶段有所不同：水已这时的蒸发机制与前面两个阶段有所不同：水已不是从地表汽化扩散到大气中去，而是在干土层不是从地表汽化扩散到大气中去，而是在干土层以下的稍潮湿土层中，逐渐吸热汽化以下的稍潮湿土层中，逐渐吸热汽化以气体形式通过干土层的孔隙慢慢扩散

49、至表层，然后散失到大气中以气体形式通过干土层的孔隙慢慢扩散至表层，然后散失到大气中可以说，表层出现干土层也是土壤自我保护，避免过快失水的本能。可以说，表层出现干土层也是土壤自我保护，避免过快失水的本能。 原因：原因：当蒸发率越来越小时，土面的水汽压逐渐降到与大气的水汽压平衡当蒸发率越来越小时，土面的水汽压逐渐降到与大气的水汽压平衡表土就接近于气干，出现一层干土层表土就接近于气干，出现一层干土层干土层的导水率很低，接近于干土层的导水率很低，接近于0 0， 图6-12 田间土壤水分收支示意图6.5 土壤水分平衡土壤水分平衡 DInREUIPWDWUPWETW W：为计算时段末与时段初土体储水量之差

50、为计算时段末与时段初土体储水量之差(mm)(mm)；P P：为计算时段内降水量为计算时段内降水量(mm)(mm)； I I：为计算时段内灌水量为计算时段内灌水量(mm)(mm)；U U：为计算时段内上行水总量为计算时段内上行水总量(mm)(mm)；E E：为计算时段内土面蒸发量为计算时段内土面蒸发量(mm)(mm)；T T：为计算时段内植物叶面蒸腾量为计算时段内植物叶面蒸腾量(mm)(mm)；R R：为计算时段内地面径流损失量为计算时段内地面径流损失量(mm)(mm)；InIn：为计算时段内植物冠层截留量为计算时段内植物冠层截留量(mm)(mm)；D D：为计算时段内下渗水量为计算时段内下渗水

51、量(mm)(mm)。6.6 土壤水有效性土壤水有效性 6.6.1 土壤土壤-植物植物-大气连续体中的水分运动大气连续体中的水分运动 植物的吸水和蒸腾，必然与水在植物体内传导有关植物的吸水和蒸腾，必然与水在植物体内传导有关 植物从土壤中吸水然后又经叶面蒸腾到大气中去，可以看做是一个统一物理植物从土壤中吸水然后又经叶面蒸腾到大气中去，可以看做是一个统一物理过程的连续体系过程的连续体系这个体系被称为这个体系被称为“土壤土壤-植物植物-大气连续体大气连续体”英文缩写成英文缩写成SPACSPAC水流总是由水势高处流向水势低处，其通量与水势差成比，与相应的阻力成反比水流总是由水势高处流向水势低处，其通量与水势差成比，与相应的阻力成反比其阻力在植物体中最小，在土壤中其次，在叶与大气间最大其阻力在植物体中最小，在土壤中其次