环境土壤学第四章ppt课件

1、 第四章 土壤水 Soil water 教材： 第四章一、二节第七章4.1 Introduction 土壤水分概述4.2 Basic properties of soil water 土壤水分根本性质4.3 Soil water potential 土水势4.4 Soil water movement 土壤水的运动与循环Contents土壤的最重要组成部分之一；土壤构成过程中起着极其重要的作用，很大程度上参与了土壤内进展的许多物质转化过程：矿物质风化、有机化合物的合成和分解等；作物吸水的最主要来源；自然界水循环的重要环节；非纯水，而是稀薄的溶液，溶有各种溶质，还有胶体颗粒悬浮或分散其中。土壤水

2、4.1 土壤水分概述 Introduction Principal sources of soil water Precipitation Rain, snow, hail(雹; fog, mist(霜) Ground water lateral movement from upslope, upward movement from the underlying rock strata. precipitationSurface devoid of vegetationReach directlyVegetated surfaceinterceptedcanopyCanopy throughf

3、all and stemflowatmosphereevaporationinfiltrationRun offSoil waterDrainage and lostEvapotraspiration The composition of soil water Soil water contains a number of dissolved solid and gaseous constituents, many of which exist in mobile ionic form, and a variety of suspended solid components. Base cat

4、ions H+ Iron and aluminium Soluble anions Dissolved organic carbon (DOC) Pollutants (heavy metals et al.) Suspended constitutionsBase cations Ca2+ Mg2+ K+ Na+ NH4+Precipitation Mineral weatheringOrganic matter decompositionLime and fertilizersources H+ a measure of acidity (pH) CO2Atmosphere dissolv

5、ed in precipitationSoil air produced in soil respirationH2O + CO2 H2CO3 H+ + HCO3-Unpolluted rain water: pH 5.6 Soil water: pH 5.0 Industrial and urban emission Organic acids derived from decaying organic material Released by plants in exchange for nutrient base cationsIron and aluminiumMajor source

6、s mineral weathering acid rainMajor form Fe2+, Al3+ ions soluble organic-metallic complexesSoluble anionsNO3- , PO43- Cl- , SO42-HCO3-Mineralisation processesFertilizersAtmosphere sourcesMineral weatheringSuspended constitutions Small particles of mineral and organic material Often result in discolo

7、ration(变污) and increased turbidity(混浊度) of soil water. Dissolved organic carbon (DOC)Pollutants (heavy metals et al.)土壤水分研究方法能量法数量法从土壤水分受各种力作用后自在能的变化研讨水分的能态和运动、变化规律。按照土壤水分受不同里的作用而研讨水分的形状、数量、变化和有效性。一致规范和尺度土壤植物大气延续体SPAC)通用简单、适用Buckingham 19074.2 Basic properties of soil water 土壤水分根本性质 4.2.1 The types

8、of soil water土壤水分形状4.2.2 The content of soil water 土壤水分含量4.2.3 Determining of soil water content 土壤水分含量的测定 土壤水的类型 吸湿水(紧束缚水) 吸附水(束缚水)毛管水重力水膜状水(松束缚水)受土壤吸附力作用而坚持受毛管力作用而坚持，存在于毛管孔隙中。受重力作用，主要存在于土壤通气孔隙中。4.2.1 The types of soil water土壤水分形状定义土粒经过吸附力吸附空气中水汽分子所坚持的水分. 吸附力很强，达3110000个大气压，使水增大，可达1.5g/cm3；无溶解才干，不挪

9、动，对植物无效。通常在105110条件下烘干除去。特点 土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土那么吸湿水含量低；空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之那么吸湿水含量低。 风干土重 烘干土重= 1+吸湿水% 风干土 烘干土 吸湿水有无吸湿水特点：坚持力较吸湿水低，6.2531大气压，密度较吸湿水小， 无溶解性；挪动缓慢，由水膜厚往水膜薄的地方挪动。 对植物有效性低，仅部分有效。 定义：土粒吸附力所坚持的液态水，在土粒周围构成延续水膜。 膜状水 土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。 土壤水分常数 Soil water

10、 coefficient吸湿系数 (最大吸湿量 maximum adsorbed water content ) 凋萎系数(wilting coefficient) 植物永久凋萎时的土壤含水量。田间持水量(field moisture capacity) 毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反映土壤保水才干大小的一个目的。 饱和含水量 土壤孔隙全部充溢水时的含水量。 土壤水分有效性 Soil water availability 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。最大有效水含量是凋萎系数至田间持水量的水分。土壤质地砂土

11、砂壤土轻壤土中壤土重壤土粘土田间持水量(%)121822242630凋萎系数(%)35691115有效水最大含量(%)91316151515土壤质地与有效水最大含量的关系土壤水分形状土壤水分有效性水分与土粒的能量关系 105Pa1013231.415.26.330.40.80.050.50.0010.08105烘干重吸湿系数凋萎系数最大分子持水量毛管联络破裂含水量田间持水量毛管持水量饱和持水量吸湿水膜状水毛管悬着水重力水毛管上升水无效水有效水多余水土壤水分常数质量含水量 容积含水量相对含水量土壤储水量 4.2.2 The content of soil water 土壤水分含量质量含水量 (m

12、 , w%) 计算土壤含水量时，以干土重为根底，才干反映土壤的水分情况。土壤水分质量(Ww)w %= 100 干土质量(Ws)又称分量含水量，土壤中水分的质量与干土质量的比值。 容积含水量 (v, v%) 土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分数。土壤水容积(Vw)v %= 100 土壤总容积(Vs)水v% = 水w%土壤容重相对含水量 Relative water content % 土壤自然含水量占某种水分常数普通以田间持水量为基数的百分数。 土壤含水量 土壤相对含水量= 100% 田间持水量 通常相对含水量为60%至80%，是适宜普通农作物以及微生物活动的水分条件 。土壤储水量Soil

13、 water storage capacity 一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量。 储水量深度mm 一定厚度一定面积土壤中所含水量相当于一样面积水层的厚度。 优点: 与气候资料和作物耗水量所用的水分表示方法一致， 便于相互比较和相互换算 。Dw (mm)= v% 土层厚度 优点: 与灌溉水量表示方法一致，便于计算库容和灌水量。V(m3/ha) =Dw(mm)1/100010000=10Dw 储水量容积 (m3/ha) 一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积。 储水量深度mm 例： 容重为1.2g/cm3的土壤，初始含水量为10%，田间持水量为30%，降雨10mm，假设全部入渗，可使多深土层达田

14、间持水量？ 解: 先将土壤含水量w%换算为v% 初始含水量 v%=10%1.2=12% 田间持水量 v%=30%1.2=36% 因Dv= v% 土层厚度 土层厚度=Dv/ v%=10/(0.36-0.12) =41.7mm例：一容重为1g/cm3的土壤，初始含水量为12%，田间持水量为30%，要使30cm土层含水量达田间持水量的80%，需灌水多少？ 解：田间持水量的80%为：30%80%=24% 30cm土层含水达田间持水量80%时: Dv=(0.24-0.12)1300=36(mm) V(m3/ha)=10Dv= 1036=360(m3/ha) 储水量容积 (m3/ha) 烘干法中子仪法TD

15、R时域反射仪法电阻法4.2.3 Determining of soil water content 土壤水分含量的测定在105110条件下，烘至恒重，为烘干土重，以此为根底计算水分重蒸发损失量的百分比(%)。红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。 烘干法快速烘干法经典烘干法此法费事，不便定位测定。中子仪法TDR法中子水分测定仪包括一个快速中子源和一个慢中子探测器。 简便、较准确。只能用于较深土层水分测定，不能用于土表薄层土。有机质中的氢会影响H2O的测定结果。时域反射仪法(Time-Domain-Reflectometry), 类似一个短波雷达系统，可直接、快速、方便、可靠地监

16、测土壤水盐情况。 测定结果几乎与土壤类型、密度、温度等无关，独立性很强。电磁脉冲 介电常数土壤水80、固相34、气相14.3 Soil water potential 土水势 4.3.1 Soil water potential and sub-potential 土水势及其分势 4.3.2 Determining of soil water potential 土水势的测定 4.3.3 Soil water characteristics curve 土壤水分特征曲线Soil water potential 土水势 4.3.1 Soil water potential and sub-pot

17、ential 土水势及其分势 把单位数量纯水可逆地等温地以无穷小量从规范大气压下规定程度的水池中移至土壤中某一点而成为土壤水所需做功的数量。Soil water potential 土水势 土壤水的自在能与规范形状水自在能的差值。 规范形状水与土壤水等温、等压、等高的纯真自在水。假定其自在能为零，作为参比规范，土壤水自在能与其比较差值普通为负值。差值大，阐明水不活泼，能量低；差值小，阐明土壤水与自在水接近，活泼，能量高。 水流动方向：土水势高负值小低负值大 4.3.1 Soil water potential and sub-potential 土水势及其分势Sub-potential 分势

18、由于引起土壤水势变化的缘由或动力不同，土壤水势(t)分为：基质势(m) 压力势(p) 溶质势(s)重力势(g) 土壤总水势是各分势之和:t=m+s+g+p Matric potential 基质势 m 也称基模势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。普通为负值；土壤水完全饱和情况下为最大值零。 土壤水不饱和情况下，非盐碱化土壤的土水势以m为主。 Solute potential 溶质势 s 也称浸透势，由土壤水中溶解的溶质所产生。普通为负值。 土壤水不是纯水，其中有溶质，而水分子是极性分子，与溶质之间可产生静电吸附，产生s。(存在半透膜时对水分运动起作用 Gravitational potenti

19、al 重力势 g 由重力作用产生的水势。假设土壤水在参照面地下水位之上，那么重力势为正，反之，重力势为负。 Pressure potential 压力势 p 土壤水饱和情况下，由于受压力而产生的。普通为正值。 规范形状水的压力为1个大气压，但假设土壤中有水柱或水层，土壤水所遭到的压力在部分就不一定为1个大气压，就有一定的静水压。 悬浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。 以单位数量 (单位质量、单位容量或单位分量) 土壤水分的势能值为准。 国际单位制：帕(Pa)、千帕(kPa)、兆帕(MPa) 1Pa=1N/m2=1J/m3习惯运用单位：大气压(atm)、巴(bar)、水柱高度 1MPa=103

20、kPa=106Pa 1 Pa=1.0210-2cm水柱 1bar=1020cm水柱=105Pa 1atm=1033cm水柱1bar 土水势的单位 定义：土壤水接受一定吸力情况下的能态。 水吸力相当于土水势的基质势和溶质势，数值相等，符号相反。 基质势和溶质势普通为负值，运用不方便，故将其取为正数，定义为吸力(S)，分别称为基质吸力和溶质吸力。 土壤水分坚持和运动中，不思索s，故普通水吸力指基质吸力，其值与m相等，符号相反。 溶质吸力只在根系吸水(有半透膜存在)时才表现出来。 Soil water suction 土壤水吸力土水势的优点 可以直接测定，可以根据水分特征曲线差得土壤含水量。由土壤各

21、点的土水势可判别水分运动方向和强度。可实现田间水分自动化管理如自动灌溉。使土壤-植物-大气延续体SPAC)中水分运动研讨得到一致规范。张力计法(负压计或湿度计)，测定水不饱和土壤的基质势 或基质吸力。4.3.2 Determining of soil water potential 土水势的测定压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定， 可测水吸力120bar。水汽压法冰点下降法 适用范围80/85kPa以下，否那么空气进入陶土管而失效；旱地作物可吸水的吸力多在100kPa以下，张力计适用。 土壤水的能量目的(基质势或水吸力)与数量目的(容积含水量)的关系曲线。 随着土壤含水量减少其水吸力

22、增大，基质势降低，植物根系吸水难度增大，水分有效性降低。4.3.3 Soil water characteristics curve 土壤水分特征曲线Soil water content (v)Soil water suction (S)土壤水吸力(S)与含水量()关系的阅历公式：式中： S水吸力Pa 含水量% s饱和含水量% a、b、A、n、m为相应的阅历常数比水容量：水分特征曲线的斜率。 C =d /dS 单位吸力变化时单位质量土壤可释放或吸入的水量。土壤水分特征曲线的影响要素土壤质地 同一吸力值下，质地愈粘，土壤含水量(v%)愈高。土壤构造和紧实度(容重) 同一吸力值下，容重愈大的土壤，

23、含水量愈高。温度 影响水的粘滞性和外表张力。土温升高，水的基质势增大，有效性提高。 Soil water Hystersis phenomenon 水分滞后景象 土壤吸湿(水)过程中，S随添加而降低的速度较快。土壤脱湿(水)过程中， S随减少而增大的速度较慢。同一土壤的两种水分特征曲线不重合。 砂质土的滞后景象比粘质土更明显。 土壤水分特征曲线的运用 土壤水吸力与含水量之间的换算 不同土壤的水吸力一样，水分有效性一样。但含水量不同，因此有效水的数量不同。 用于各级孔径、孔隙及其容积V，%的计算 D=3/T 计算水容量比水容 Specific water capacity 水吸力变化1个单位时土

24、壤吸入或释出水量(ml/bar g)，即水分特征曲线斜率(d/ds)，可作为土壤供水才干的目的。4.4 Soil water movement 土壤水的运动与循环液态水流动气态水运动土壤水运动推进力：土层之间的水势梯度流动方向：高水势到低水势饱和流非饱和流土壤孔隙全部充溢水；主要是重力水运动部分土壤孔隙充水；主要是毛管水和膜状水运动推进力：水汽压梯度、温度梯度流动方向：高水汽压到低水汽压 温度高处到温度低处水汽分散水汽凝结 一维垂直向饱和流动可用达西定律来表示： 4.4.1 Water flow in saturated soils 饱和土壤中的水流推进力：土层之间的水势梯度soil wate

25、r potential gradient), 主要包括重力势和压力势流动方向：高水势到低水势q水通量：单位时间经过单位断面水的容积 H总水势差L水流途径长度H /L水压梯度 “-表示水流方向 Ks 饱和导水率，即单位压力梯度下水的流量H 反映土壤的饱和浸透性能，任何影响土壤孔隙大小和外形的要素都会影响Ks。 影响孔径大小和外形的主要要素有质地、构造、阳离子种类。 消费中要求土壤坚持适当的饱和Ks。假设过小，呵斥透水通气差，复原有害物质易在土壤中积累，呵斥地表径流；假设过大，呵斥漏水漏肥景象。土壤饱和导水率saturated water conductivity) Ks 垂直向下的饱和流 发生在

26、雨后或稻田灌水以后。 垂直向上的饱和流 发生在地下水位较高的地域；因不合理灌溉抬高地下水位，引起垂直向上的饱和流，这是呵斥土壤返盐的重要缘由。 程度饱和流 发生在灌溉渠道两侧的侧渗；水库的侧渗；不透水层上的水分沿倾斜面的流动等程度饱和流。饱和流种类 一维非饱和流动可用达西定律来表示： 4.4.2 Water flow in unsaturated soils 非饱和土壤中的水流推进力：土层之间的水势梯度soil water potential gradient), 主要包括基质势和重力势流动方向：高水势到低水势 水膜厚的地方向水膜薄的地方挪动； 曲率半径大的孔隙向曲率半径小的孔隙挪动； 温度高

27、处向温度低处挪动。q水通量：单位时间经过单位断面水的容积 d /dx总水势梯度 “-表示水流方向 Km 非饱和导水率，即单位水势梯度下水的流量非饱和流与饱和流的区别推进力 非饱和流：基模势和重力势 饱和流：重力势和压力势导水率 饱和流：Ks对某一土壤为常数 非饱和流：K(m)不是常数，是含水量或基质势的函数。 含水量高，水势高那么k值大，反之，水势低那么k值小。 假设水分是延续的，那么随着土壤含水量减少，k值逐渐降低； 假设是不延续的，那么k值随着含水量降低后急剧下降。 基质势降低Km水汽运动的方式 土壤中水汽运动的主要方式是分散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方分散挪动。同时也有水汽凝结。

28、 分散系数土壤低于大气。影响水汽压梯度的要素 水汽压梯度是水汽分散运动的主要推进力，它受土水势和温度两个要素的影响，而又以温度的影响为主。 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。4.4.3 Vapor movement in soils 土壤中的水汽运动 雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。入渗阶段 渗吸和浸透过程地面供水，水自上而下垂直运动。 渗吸：土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量添加而降低。 浸透：水分经过大孔隙下渗，饱和水流，速度恒定最后入渗速率，反映土壤的渗水才干，称浸透系数。4.4.4 Infiltration, se

29、cond distribution and surface evaporation of soil water 土壤水入渗、再分布和土面蒸发 入渗才干是决议地表径流的土壤要素，以入渗速率表示， 入渗才干取决于土壤的干湿度和孔隙情况。 供水强度小，入渗速度主要取决于供水 供水强度大，入渗速度主要取决于土壤的入渗才干地面供水期，土壤入渗水自上而下构成饱和层延伸层潮湿层毛管水及潮湿前锋。饱和层延伸层潮湿层潮湿锋含水量土层深度土壤水的再分布 地面停顿供水，入渗终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，称为土壤水的再分布。 土壤水的再分布，对研讨植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土

30、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。土面蒸发条件有足够热量到达地面满足水的汽化热；水汽从地面移走；土壤水传导至地面。三个阶段大气蒸发力控制蒸发率不变阶段 控制要素大气蒸发力。 土壤导水率控制阶段 控制要素土壤导水率。分散控制阶段 水分 水气 大气，蒸发量减小。土壤水来源(收入)：降水(P)，灌水(I)，上行水(U)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)土壤水分平衡：计算时段初、末土体储水量之差W W=P+I+UE+T+R+In+D 地域水量平衡：收入降水 支出地面径流和蒸散， 即 P=R+ET 4.4.5 Soil water balance in the field田间土壤水分平衡precipitationSurface devoid of vegetationReach directlyVegetated surfaceinterceptedcanopyCanopy throughfall and stemflowatmosphereevaporationinfiltrationRun offSoil waterDrainage and lostEvapotraspir