土壤学第七章 土壤水分移动与循环ppt

1、 主主 讲讲: : 黄宝圣黄宝圣联系方式联系方式: 电话电话-3191456;3191456;Email- Email-授课班级授课班级: 2011 2011 级级-生态学专业生态学专业 1 1 班班学学 期期: 2012 - 20132012 - 2013学年第一学期学年第一学期 开课单位开课单位: : 城市与环境系城市与环境系下午5时45分27 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环学习目标学习目标 掌握有关掌握有关“土壤液态水运动土壤液态水运动”、“土壤气态水运土壤气态水运动动”、“土壤水循环土壤水循环” ” 、“土壤溶质运移土壤溶质

2、运移”等的重等的重要概念、基本原理，以及有关要概念、基本原理，以及有关“农田土壤水动态与调农田土壤水动态与调控控”等的计算方法，了解土壤溶液中的养分浓度和其等的计算方法，了解土壤溶液中的养分浓度和其他元素浓度。他元素浓度。下午5时45分3 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环7-1 7-1 土壤液态水运动土壤液态水运动 一、土壤饱和流一、土壤饱和流 二、土壤非饱和流二、土壤非饱和流 三、土壤水分入渗与再分布三、土壤水分入渗与再分布7-2 7-2 土壤气态水运动土壤气态水运动 一、土壤水分蒸发一、土壤水分蒸发 二、土壤内部的水汽运动二、土壤内部的水汽运动 7-3 7-3 土壤水循环、平衡

3、及有效性土壤水循环、平衡及有效性 一、农田土壤水分循环及平衡一、农田土壤水分循环及平衡 二、土壤水分有效性二、土壤水分有效性 三、土壤水分的空间变异性三、土壤水分的空间变异性 7-4 7-4 农田土壤水动态与调控农田土壤水动态与调控 一、土壤水分的动态特性一、土壤水分的动态特性 二、农田灌溉与灌溉量计算二、农田灌溉与灌溉量计算 三、农田排水三、农田排水7-5 7-5 土壤中的溶质运移土壤中的溶质运移 一、溶质的对流运移一、溶质的对流运移 二、分子扩散与溶质弥散二、分子扩散与溶质弥散 三、土壤溶质的动态特性三、土壤溶质的动态特性下午5时45分47 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环“黄河之

4、水天上来，滚滚东流能复回黄河之水天上来，滚滚东流能复回”自然界的水循环自然界的水循环“黄河之水天上来，奔腾到海不复回黄河之水天上来，奔腾到海不复回”下午5时45分57 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环陆地水文循环地表水地表水下午5时45分6 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环 自然界的水循环自然界的水循环：水循环是指自然界的水在水圈、大气圈、水循环是指自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈四大圈中通过各个环节连续运动的过程。岩石圈、生物圈四大圈中通过各个环节连续运动的过程。类型：类型： 1 海陆间循环海陆间循环 2 内陆间循环内陆间循环 3 海上内循环海上内循环下午5时45

5、分77 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环 海陆间循环海陆间循环：是指海洋水与陆地水之间通过一系列过程所进行的相互：是指海洋水与陆地水之间通过一系列过程所进行的相互 转换运动。这种循环又称为大循环。转换运动。这种循环又称为大循环。下午5时45分8 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环陆地内循环陆地内循环：降落到大陆上的水，其中一部分或全部降落到大陆上的水，其中一部分或全部( (指内流区域指内流区域) )通过陆通过陆 面、水面蒸发和植物蒸腾形成水汽，被气流带到上空，冷却面、水面蒸发和植物蒸腾形成水汽，被气流带到上空，冷却 凝结形成降水，仍降落到大陆上，这就是内陆循环。凝结形成降水，

6、仍降落到大陆上，这就是内陆循环。发生的领域发生的领域：陆地及其上空。陆地及其上空。下午5时45分97 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环海上内循环海上内循环：就是海洋面上的水蒸发成水汽，进入大气后在海洋就是海洋面上的水蒸发成水汽，进入大气后在海洋上空凝结，形成降水，又降到海面。上空凝结，形成降水，又降到海面。发生领域发生领域：海洋及其上空海洋及其上空下午5时45分10 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环水循环的意义水循环的意义 1. 水循环运动使自然界的水连续不断地运动、转化，使地球上水循环运动使自然界的水连续不断地运动、转化，使地球上各种水体处于不断更新状态。各种水体处于不断

7、更新状态。下午5时45分11 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环 2. 水循环是地球上最活跃的能量交换和物质转移过程。水循环是地球上最活跃的能量交换和物质转移过程。 （1）缓解了高低纬之间热量收支不平衡；）缓解了高低纬之间热量收支不平衡； （2）把陆地的泥沙、有机物和无机盐类输送到海洋。）把陆地的泥沙、有机物和无机盐类输送到海洋。下午5时45分12 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环3.3.水循环是自然界最富动力作用的循环水循环是自然界最富动力作用的循环 运动，不断雕塑地表形态。运动，不断雕塑地表形态。下午5时45分13 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环7-1

8、7-1 土壤液态水运动土壤液态水运动一、土壤饱和流一、土壤饱和流 饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，服从饱和状态下多孔介质饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，服从饱和状态下多孔介质的达西定律：的达西定律： 土壤水通量土壤水通量(q)-(q)-单位时间内通过单位面积土壤的单位时间内通过单位面积土壤的水量水量( (cm/h) )， q q与土水势梯度与土水势梯度( (H)H)成正比。成正比。 L- L-水流水流路径的直线长度路径的直线长度( (cm) )；“”水流方向与土水梯度方向水流方向与土水梯度方向相反；相反；Ks(Ks(cm/h)-)- 土壤饱和导水率土壤饱和导水率( (土

9、壤所有的孔隙都充满土壤所有的孔隙都充满水时，水分向土壤下层或横向运动的速度）水时，水分向土壤下层或横向运动的速度）。土柱的水通量土柱的水通量(Q-(Q-cmcm3 3h h) )：Q= Q= q.Aq.A A A为此土柱的横截面积为此土柱的横截面积(cm(cm2 2) )LHKqs土壤饱和导水率的特点：土壤饱和导水率的特点： 土壤饱和导水率是常数土壤饱和导水率是常数 是土壤导水率的最大值是土壤导水率的最大值 主要取决于土壤的质地和结构。主要取决于土壤的质地和结构。 砂质土砂质土 壤质土壤质土 粘质土粘质土 (表表7-1)影响饱和导水率的因素影响饱和导水率的因素: 质地质地-水通量与孔隙半径水通

10、量与孔隙半径4次方呈正比。次方呈正比。 结构结构-土壤结构对土壤饱和导水率有显著的影响。土壤结构对土壤饱和导水率有显著的影响。 有机质含量。有机质含量。 粘土矿物种类。粘土矿物种类。下午5时45分14 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环二、土壤非饱和流二、土壤非饱和流 非饱和土壤中的水流简称为非饱和流或不饱和流，即土壤中只有部分孔隙中非饱和土壤中的水流简称为非饱和流或不饱和流，即土壤中只有部分孔隙中有水时的水流，这主要是毛管水和膜状水的运动。有水时的水流，这主要是毛管水和膜状水的运动。 土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。也可用达西定律来土壤非饱和流的推动力主要是基质势

11、梯度和重力势梯度。也可用达西定律来描述：描述： K(K(m) )为非饱和导水率；为非饱和导水率； 为总水势梯度。为总水势梯度。 非饱和条件下土壤水流的数学表达式与饱和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：条件下的类似，二者的区别在于： A. A.饱和条件下的总水势可用差分形式，而非饱和条件下的总水势可用差分形式，而非 饱和条件下则用微分形式；饱和条件下则用微分形式； B. B.饱和条件下的土壤导水率饱和条件下的土壤导水率(K) (K) 对特定土壤对特定土壤 为一常数，而非饱和导水率是土壤含水量或基质为一常数，而非饱和导水率是土壤含水量或基质 势的函数。势的函数。

12、 土壤水吸力和导水率之间的关系（如右图）土壤水吸力为零或接近于零，饱土壤水吸力和导水率之间的关系（如右图）土壤水吸力为零或接近于零，饱和导水率最大。和导水率最大。dxdKqm)(dxd下午5时45分15 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环三、土壤水分入渗与再分布三、土壤水分入渗与再分布 水进入土壤包括两个过程：水进入土壤包括两个过程： 入渗入渗( (渗吸、渗透渗吸、渗透) )和再分布。和再分布。( (一一) )水分入渗水分入渗 入渗过程一般是指水自入渗过程一般是指水自 土表垂直向下进入土壤的过土表垂直向下进入土壤的过 程，但也不排斥如沟灌中水程，但也不排斥如沟灌中水 分沿侧向甚至向上

13、进入土壤分沿侧向甚至向上进入土壤 的过程。的过程。 水进入土壤的情况是由水进入土壤的情况是由 两方面因素决定的：两方面因素决定的： 一是供水速度一是供水速度; ; 二是土二是土 壤的入渗能力。壤的入渗能力。下午5时45分16 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环( (二二) )土壤水再分布土壤水再分布 在地面水层消失后，入在地面水层消失后，入渗过程终止。土内的水分在渗过程终止。土内的水分在重力、吸力梯度和温度梯度重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动和分布，的作用下继续运动和分布，这个过程这个过程( (在土壤剖面深度没有地在土壤剖面深度没有地下水出现的情况下下水出现的情况下) ) 称

14、为称为土壤水土壤水的再分布的再分布。( (三三) )土壤水的渗漏土壤水的渗漏 土壤水再分布至地下水，地下水位抬高或随地下水流侧向流动土壤水再分布至地下水，地下水位抬高或随地下水流侧向流动“内排内排水水”，而垂直向下的水分运动称为，而垂直向下的水分运动称为土壤水的渗漏。土壤水的渗漏。下午5时45分17 7 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环7-2 7-2 土壤气态水运动土壤气态水运动 土壤中：液态水土壤中：液态水 气态水气态水一、土面水分蒸发一、土面水分蒸发 土面水分蒸发：土面水分蒸发：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土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现

15、象称为土面水分蒸发。面水分蒸发。 大气蒸发能力：大气蒸发能力：土面蒸发的形成及蒸发强度受到辐射、气温、湿度和风速等外界条土面蒸发的形成及蒸发强度受到辐射、气温、湿度和风速等外界条件的影响，综合起来称为大气蒸发能力。件的影响，综合起来称为大气蒸发能力。 土壤的供水能力：土壤的供水能力：土壤水分向上输送会受到土壤含水率的大小和分布的影响，即土土壤水分向上输送会受到土壤含水率的大小和分布的影响，即土壤的供水能力。壤的供水能力。 潜在蒸发强度：潜在蒸发强度：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。潜在蒸发强度。

16、土壤水分蒸发过程持续进行的三个前提条件：土壤水分蒸发过程持续进行的三个前提条件： 不断有热能到达土壤表面不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要以满足水的汽化热需要( (在在1515o oC C时时，1g1g水的汽化热约为水的汽化热约为3.47kJ)3.47kJ)；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；表表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。层土壤须能不断地从下层得到水的补给。下午5时45分187 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环( (一一) )大气蒸发力控制阶段大气蒸发力控制阶段 在蒸发的起始阶段，

17、当地表含水率很高时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽压仍维持或在蒸发的起始阶段，当地表含水率很高时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽压仍维持或接近于饱和水汽压。结果含水率的降低并不影响水汽的扩散通量，土壤能向地表充分供水。在这种接近于饱和水汽压。结果含水率的降低并不影响水汽的扩散通量，土壤能向地表充分供水。在这种情况下，表土的蒸发强度不随土壤含水率降低而变化，称为稳定蒸发阶段。稳定蒸发阶段蒸发强度情况下，表土的蒸发强度不随土壤含水率降低而变化，称为稳定蒸发阶段。稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定的大小主要由大气蒸发能力决定, ,可近似为水面蒸发强度可近似为水面蒸发强度E Eo

18、 o。 ( (二二) )表土蒸发强度随含水率变化的阶段表土蒸发强度随含水率变化的阶段 当表土含水率低于临界含水率当表土含水率低于临界含水率k k时，时，土壤导水率随土壤含水率的降低或土壤水土壤导水率随土壤含水率的降低或土壤水吸力的增高而不断减小，导致土壤水分流吸力的增高而不断减小，导致土壤水分流向地表的土壤水通量向地表的土壤水通量( (即土壤的供水能力即土壤的供水能力) )减小减小, , 表层土壤消耗的水分得不到补充，表层土壤消耗的水分得不到补充，导致地表含水率进一步减小。随着表土含导致地表含水率进一步减小。随着表土含水率的降低，地表处的水汽压也降低，蒸水率的降低，地表处的水汽压也降低，蒸发强

19、度随之减弱。发强度随之减弱。( (三三) )水汽扩散阶段水汽扩散阶段 当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土层。土壤水分在干土层下汽化，然后当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土层。土壤水分在干土层下汽化，然后以水汽扩散的方式穿过干土层而进入大气。以水汽扩散的方式穿过干土层而进入大气。大气蒸发条件下变时土面蒸发过程示意图大气蒸发条件下变时土面蒸发过程示意图表土蒸发强度表土蒸发强度保持稳定的阶段保持稳定的阶段表土蒸发强度随含表土蒸发强度随含水率变化的阶段水率变化的阶段土体内水汽扩土体内水汽扩散阶段散阶段下午5时45分197 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环二、土壤

20、内部的水汽运动二、土壤内部的水汽运动 “ “夜潮夜潮”现象现象-夜晚，水汽由暖处向冷处扩散便夜晚，水汽由暖处向冷处扩散便可凝结成液态水。可凝结成液态水。 “ “冻后聚墒冻后聚墒”现象现象-我国北方冬季土壤冻结后我国北方冬季土壤冻结后的聚水作用。由于冬季表土冻结，水汽压降低，而的聚水作用。由于冬季表土冻结，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以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层聚集、冻结，使冻层不断加厚，其含水量有所冻层聚集、冻结，使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是增加，这就是“冻后聚墒冻后聚墒”现象。现象。下午5时45分207 7 土壤水分移动与循环土壤

21、水分移动与循环7-3 7-3 土壤水循环、平衡及有效性土壤水循环、平衡及有效性 一、农田土壤水分循环及平衡一、农田土壤水分循环及平衡 田间土壤水分平衡田间土壤水分平衡-数学表达式为：数学表达式为：W = P+I+U-E-T-R-In-DW = P+I+U-E-T-R-In-D WW表示计算时段末与时段初土表示计算时段末与时段初土 体储水量之差体储水量之差(mm)(mm)； P P表示计算时段表示计算时段 内降水量内降水量(mm)(mm)；I I表示计算时段内灌表示计算时段内灌 水量水量(mm)(mm)；U U表示计算时段内上行水表示计算时段内上行水 总量总量(mm)(mm)；E E表示计算时段

22、内土面蒸表示计算时段内土面蒸 发量发量(mm)(mm)； T T表示计算时段内植物叶表示计算时段内植物叶 面蒸腾量面蒸腾量(mm)(mm)；R R表示计算时段内地表示计算时段内地 面径流损失量面径流损失量(mm)(mm)；InIn表示计算时段表示计算时段 内植物冠层截留量内植物冠层截留量(mm)(mm)；D D表示计算表示计算 时段内下渗水量时段内下渗水量(mm)(mm)。下午5时45分217 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环 二、土壤水分有效性二、土壤水分有效性( (一一) )土壤一植物一大气连续体中的水分运动土壤一植物一大气连续体中的水分运动 植物从土壤中吸水然后又经叶面蒸腾到大气

23、中去，可以看做是一个统一物理过程的连续体系，把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，把这个体系称为土壤一植物一大气连续体这个体系称为土壤一植物一大气连续体(SPAC)(SPAC) SPACSPAC连续体中水流总是由水势高处流向水势低处，其通量与水势差成正比，与相应的阻力成反比。连续体中水流总是由水势高处流向水势低处，其通量与水势差成正比，与相应的阻力成反比。 当土壤供水充足，能满足植物蒸腾的需要时，蒸腾强度是由大气蒸发力决定的。但在土壤供水不当土壤供水充足，能满足植物蒸腾的需要时，蒸腾强度是由大气蒸发力决定的。但在土壤供水不足或土水势降低，不能满足植

24、物蒸腾消耗时，叶水势降低，膨压下降，叶片气孔关闭，蒸腾减弱。足或土水势降低，不能满足植物蒸腾消耗时，叶水势降低，膨压下降，叶片气孔关闭，蒸腾减弱。 土水势土水势 根水势根水势 叶水势，植物能顺利地从土壤中吸水，并满足蒸腾耗水时，植物就不会萎蔫。叶水势，植物能顺利地从土壤中吸水，并满足蒸腾耗水时，植物就不会萎蔫。 土水势土水势 根水势根水势 叶水势，水通过植物的阻力加大，植物吸不到水，植物就会发生萎蔫。叶水势，水通过植物的阻力加大，植物吸不到水，植物就会发生萎蔫。( (二二) )土壤水的有效性土壤水的有效性( (表表7-3)7-3)三、土壤水分的空间变异性三、土壤水分的空间变异性( (表表7-4

25、)7-4)造成土壤水分在空间上分布不同的原因：造成土壤水分在空间上分布不同的原因： 影响土壤水分运动的各个土壤因子存在空间变异性影响土壤水分运动的各个土壤因子存在空间变异性( (土壤水分特征曲线、土壤导水率等存在较土壤水分特征曲线、土壤导水率等存在较大的空间变异性大的空间变异性) ) 影响土壤水分平衡的各个量，在空间上也存在着差异影响土壤水分平衡的各个量，在空间上也存在着差异( (灌溉水量在空间上分布不均，植物的根灌溉水量在空间上分布不均，植物的根系在土体内分布也不可能是均一化的系在土体内分布也不可能是均一化的, ,某一类型的植物，其根系有它的空间分布模式某一类型的植物，其根系有它的空间分布模

26、式) ) 下午5时45分227 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环下午5时45分237 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环7-4 7-4 农田土壤水动态与调控农田土壤水动态与调控一、土壤水分的动态特性一、土壤水分的动态特性二、农田灌溉与灌溉量计算二、农田灌溉与灌溉量计算 三、农田排水三、农田排水( (一一) )土壤灌溉计划湿润层深度确定土壤灌溉计划湿润层深度确定 ( (二二) )土壤含水量上下限的确定土壤含水量上下限的确定( (三三) )灌溉日期与灌溉量的确定灌溉日期与灌溉量的确定下午5时45分247 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环7-5 7-5 土壤中的溶质运移土壤中的

27、溶质运移一、溶质的对流运移一、溶质的对流运移 土壤中溶质对流：土壤中溶质对流：指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程。单位时间内通指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程。单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量称为过土壤单位横截面积的溶质质量称为溶质通量溶质通量，通过对流运移的称为，通过对流运移的称为溶质对溶质对流通量流通量( (JcJc) )。单位体积土壤水溶液中所含有的溶质质量，称为。单位体积土壤水溶液中所含有的溶质质量，称为溶质的浓度溶质的浓度(C)(C)。溶质的对流通量溶质的对流通量( (JcJc) )为溶质溶度为溶质溶度(c)(c)和土壤水通量和土壤水通量(q)(q)的乘积的乘积: :

28、JcJc=qc=qc 土壤水溶液的平均空隙流速土壤水溶液的平均空隙流速 v=v=q/q/ q= q=vv JcJc= =vcvc 溶质穿过土层深度溶质穿过土层深度 L L 时所需的时间：时所需的时间：t tb b=L/v =L/v t tb b= =L/qL/q二、分子扩散与溶质弥散二、分子扩散与溶质弥散 ( (一一) )分子扩散分子扩散 溶质由浓度高处向浓度低处运移，以求最后达到浓度的均匀。溶质由浓度高处向浓度低处运移，以求最后达到浓度的均匀。 自由水溶质的分子扩散通量符合自由水溶质的分子扩散通量符合FickFick第一定律第一定律: : J-J-溶质在自由水体中的分子扩散通量，溶质在自由水

29、体中的分子扩散通量，Do-Do-溶质在自由水体中的扩散系数，溶质在自由水体中的扩散系数， - -溶质的浓度梯度。溶质的浓度梯度。下午5时45分257 7 土壤水分移动与循环土壤水分移动与循环 土壤中的溶质分子扩散规律也符合土壤中的溶质分子扩散规律也符合FickFick第一定律：第一定律： J Jd d- -溶质在土壤中的分子扩散通量，溶质在土壤中的分子扩散通量，Ds(Ds( )-)-土壤含水量为土壤含水量为 时相应的扩散系数时相应的扩散系数( (DsDsDoDo) ) 溶质在土壤中的分子扩散系数为含水率的函数，与溶质浓度无关。溶质在土壤中的分子扩散系数为含水率的函数，与溶质浓度无关。经验公式为：经验公式为： a a和和b b均为经验常数均为经验常数 b=10b=10，a a值：值：0.0010.0010.0050.005，土壤黏性愈大，土壤黏性愈大，a a值愈小。值愈小。( (二二) )机械弥散机械弥散 泊肃叶方程泊肃叶方程( (定律定律) )：流体在水平圆管中作层流运动时，：流体在水平圆管中作层流运动时，Q-Q-体积流量与管子两端的体积流量与管子两端的压强差压强差P P，管子半径，管子半径r,r,管子长度，以及流体的粘滞系数管子长度，以及流体的粘滞系数存在关系