非饱和土壤水分运动

非饱和土壤水分运动非饱和土壤（或包气带）水分运动，是研究土壤水分行为极为重要的组成部分，它与土壤发生发育、植物生长、生态环境等方面关系密切。从土壤水分类型而言，它隶属于毛管悬着水范畴。1.非饱和土壤水分运动特点绝大多数农田和植物根区土壤水分和溶质行为都处于土壤非饱和状态，其运动推动力与饱和流一样是势能梯度，运动方向总是从高势能流向低势能处，流速和流量:也受孔隙几何分布状况影响，但土壤水饱和流和非饱和流运动存在显著得差异。其差异主要有以下几点。1）水流移动驱动力土壤水饱和流驱动力是压力势和重力势梯度，是正值，而非饱和流的驱动力是负值的压力势（基质势）梯度。在非饱和土壤中水分运动还存在着受费克气体扩散定律影响的气态水分运动机制。当土壤湿度大于最大吸湿水时，温度梯度影响不大。但是，当含水量低于最大吸湿水时，温度梯度对水分运动则起关键性作用，此时，水汽扩散运动机制为主导，移动力梯度比重力水大几千倍，但是，由于特低的导水率，其水分运动速度很低。2）导水率与孔隙如前所述，土壤处于饱和状态时，土体中孔隙充满水分，水分运动呈连续性水流，其导水率值最高；而土壤处于非饱和状态时，土体中部分孔隙为空气所填，致使土体横截面积的导水部分相应的减少。在砂质或结构良好的土壤中大孔隙排除水分后，由于排空孔隙的阻隔，则在土体中出现非连续水囊。由此，从饱和向非饱和过渡时，其导水率常急剧降低（数量级）。当土壤质地或结构不变时，饱和流导水率为常数，而非饱和流导水率随含水屋的减少而迅速下降，它与土水势呈非线性函数关系。因为土壤体系较为复杂，土体中大孔隙水流为“自由重力水”，细孔隙多为毛管水，土粒表面为膜状水，而在充气孔隙中则是水汽。它们的推动力（水势梯度）和阻力不同，因而其导水率或扩散率亦不同，土壤导水率K（ψ）和压力梯度∆ψ/∆x有自身的特点。图8.7较为形象地示意了土壤毛细管中，气态水、膜状水和毛管水及组合的可能运动模式图。2.非饱和土壤水分运动与土水势非饱和土壤水分运动与土水势（负值）密切相关，土壤土水势梯度变异必然引起土壤的导水率和土壤水分含量的变化。从非饱和流水平土柱实验（见图8.8）得知，如果土样两端的土水势（或称为吸力头）均保持不变，其水流将是稳定的，即梯度和导水率的乘积为常数。本实验模型为一个水平土柱，土柱（长度为x）两端为多孔陶土板，水源（见图8.8中4）的自由水面恒定并低于土柱的轴线，因而在土柱两端分别形成负压-H1和-H2，其相应的土水势为ψ1=-H1，ψ2=-H2，如H1<H2，则ψ1>ψ2，即形成了势差∆ψ=∆H=ψ1-ψ2，土壤中水分将从土柱的左端流向右端，其流量（通量密度）q可由右端量筒求得。如给水水位和出水水位恒定，即∆ψ为恒值，按达西定律，导水率K=q·∆x/∆H，应当指出，在实验过程中土柱中不同部位土壤（∆x）水势不一，因此，不能按其距离负压差的关系测得水流和导水率。此实验所得的导水率（K）为土柱平均土水势值求得的，即实验表明，随着∆H的加大，其土水势、含水量及导水率均在变化（见图8.9）。Hillel（1980）指出，连续地、系统地测定水力梯度（△H/∆x）与通量（q）关系时，可发现任一平均基质势（ψ）梯度与通量呈直线线性关系（见图8.10）,其斜率为该基质势时土壤的相应导水率（K）。如同饱和流一样，可以看到，通量与梯度呈正比关系，但其平均基质势不同时，其相关曲线的斜率却有差异。当ψm=0时，土壤导水率则为饱和导水率；但在非饱和土壤中，因孔隙中有充气孔隙，故其导水率要降低，也就是说，饱和度越低，导水率就越小。它们存在的相关关系，一般可将土壤导水率K写成K（θ）和K（ψm）。一般而言，结构良好的土壤及砂质土的导水率要比黏质土大，但当土水势降低时，其中大部分孔隙被空气占据，变成非导水孔隙，则其非饱和的导水率却小于黏质土。至今，还不能根据土壤特性，计算出可靠的土壤导水率，一般需用实验的方法进行测定。Gardner（1960）等学者提出一些经验公式，企图求得导水率，常用的有a,h,c,m——经验系数，其中系数m值非常重要，黏质土m=2；砂质土m=4。K与基质势(ψm)的关系受滞后作用影响较大，K和含水量θ的关