1、农田水分状况和土壤水分运动,农田水分,大气降水,地表水,土壤水,地下水,土壤水的重要意义,土壤水是作物吸收水分的主要来源，因此是作物生存的重要条件；土壤水是土壤内部化学、生物和物理过程不可缺少的介质；土壤水是土壤肥力的重要因素。,土壤水=土壤溶液1）供作物生长需要2）影响养分的溶解和移动3）土壤的氧化还原电位4）有机质的分解与积累5）土壤热量状况6）土壤的耕性,第一节、农田土壤水分基本情况和土壤水含量的测定,一、土壤水分的形态,包气带：当土壤孔隙没有被水充满，土壤 处于非饱和状态时，我们称该区域为非 饱和带，或包气带。其中的水分为非饱和土壤水，即一般所指的土壤水当水充满了土壤的全部孔隙（不包括
2、少许不连通的充气孔隙），土壤处于饱和状态时，该区域称为饱和带，称其中水分为饱和水，即一般所指的地下水。,土壤水按其形态不同可分为,汽态水吸湿水薄膜水毛管水重力水,1、汽态水,土壤中以汽态形式存在的水分，即水汽。,2、吸湿水,- 干燥土粒通过分子引力和静电引力的作用，从空气中吸持汽态水，使之在土粒表面形成一或数分子层厚的水膜，称为吸湿水。-没有溶解溶质的能力，不能呈液态自由移动，只有加热到105-110C时，才呈气态扩散。不能被植物吸收利用。-质地粘重、有机质含量高的土壤，吸湿水含量高。-土壤空气湿度达到近100%时，土壤时湿水达到最大量。此时的含水量称为吸湿系数。,3、膜状水,当土壤含水量达到
3、最大吸湿量时，土粒对周围水分子还有剩余引力，可以在吸湿水外层又吸附一层新的液态水膜。这层新的水膜就称为膜状水。基本性质与液态水相似，但粘滞性较大，无溶解性。可以沿土粒从水膜厚处想薄处移动。土壤膜状水含量达到最大时，成为最大分子持水量。,当根接触膜状水时，膜状水可以被吸收。但膜状水对植物而言是供不应求的。但膜状水尚未完全被利用之前，植物就会出现凋萎状态。植物因缺水而出现永久萎焉时的土壤含水量，称为凋萎系数。凋萎系数是植物可以利用的有效水的下限，它因土壤和植物的不同而不同。,吸湿水达到最大后， 土粒还有剩余的引力吸附液态水，在吸湿水的外围形成一层水膜，这种水分称为膜状水。当膜状水达到最大厚度时的土
4、壤含水量称为最大分子持水量。,4、毛管水,当土壤含水量超过最大分子持水量时，水分子不再受土粒表面引力的作用，而是靠毛管引力而保持在土壤的毛管孔隙中，这部分的水就称为毛管水。毛管水具有自由水的特点，能溶解溶质，移动速度快，可以满足作物的需要，是作物可以利用的土壤水分的主要形态。,根据毛管水与地下水的联系情况和所处的地形部位，可以将其分为毛管上升水和毛管悬着水。,（1）毛管悬着水,降雨或灌溉以后，由于毛管力的作用而保留在土壤上层的水分，称为毛管悬着水。毛管悬着水达到最大量时的含水量，称为田间持水量。田间持水量是旱地土壤有效水的上限。,（2）毛管上升水,地下水随毛管孔隙上升而被毛管力保持在土壤中的水
5、份，称为毛管上升水。当地下水位适当时，毛管上升水是作物所需水份的重要来源。毛管上升水达到最大量时的土壤含水量，称为毛管持水量。,毛管上升水的高度与孔隙的半径成反比。但当孔隙过细时，管壁对水份运动的阻力增加，因而上升高度反而变小。,4、重力水,当土壤水份超过田间持水量时，多余的水份不能为毛管所保持而在重力作用下沿着大孔隙向下渗漏，这部分水就称为重力水。重力水对作物是有效的，但由于它渗漏很快，不能被保持，所以对旱作而言是无效的。当重力水达到饱和，即土壤孔隙全部充满水份时，土壤的含水量就称为饱和持水量。,农田水利学分类,无效水吸着水（包括吸湿水和薄膜水）紧缚于土粒表面，通常不能为作物所利用，称最大分
6、子吸水量（吸着水的上限）以下的水分为无效水过剩水地下水埋藏较浅的地区，有时出现重力水停留在根系层内的现象，些为会影响土壤正常的通气状况，这部分水称为过剩水有效水在重力不和无效水之间的毛管水，容易为作物吸收利用，称为有效水,田间持水量,重力水与毛管水或有效水与过剩水的分界线，亦即毛管悬着水达到最大值时的土壤含水率，此时的毛管力约为0.1*1050.3*105 Pa生产实践中，常将灌溉水两天后土壤所能保持的含水量称为田间持水量,二、土壤水分含量的表示方法,（一）质量含水量,指土壤中水分的质量与干土质量的比值。土壤含水量(%)=土壤水质量/干土质量*100 m=(W1-W2)/W2*100 m:土壤
7、质量含水量(%) W1: 湿土质量 W2: 干土质量,(二)容积含水量,指土壤总容积中水所占的容积分数,又称容积湿度、土壤水的容积分数土壤容积含水量（%） =（土壤水容积/土壤总容积）*100 v= m. =土壤容重,(三)相对含水量,指土壤含水量占田间持水量的百分数土壤相对含水量 =土壤含水量/田间持水量,(四)土壤水贮量,指一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量.在土壤物理、农田水利学、水文学等学科中经常使用。,（1）水深（Dw） 指在一定厚度（h）和一定面积土壤中所含水量相当于同面积水层的厚度。 Dw= v.h 单位可以用cm或mm，,（2）绝对水体积（容量）,指一定面积一定厚度土壤所含水量
8、的体积，量纲为L3。 V方/公顷，,V方/亩,二、土壤水的能态,一、土水势,与自然界其它物体一样，土壤水具有不同数量和形式的能量。,在经典物理学中，将能量分为动能和势能两种基本形式。,由于土壤水的运动速度很慢，它的动能可以忽略不计。而由于位置和内部状况所产生的势能，在决定土壤水的状态和运动方面十分重要。,物体从势能高处向低处移动，从自由能高处向自由能低处移动。进入土壤的自由水，由于受到各种力的作用，它的活动能力减弱了。换句话说，与相同条件下的纯自由水相比，土壤水所含的能量降低了。如果把同样温度、高度和大气压等条件条件的纯自由水的水势等为零，则土水势为负值。,所谓土水势，就是指土壤水的势能与纯自
9、由水的能量之差。从热力学角度出发，可以将土壤水的势能看成是土壤水和标准水之间化学势的差异。水势是除温度以外的所有影响水的化学势的各种因素之和。因此，土水势由各种分势组成： = m+ p+ s+ g.,1、基质势（基模势，m）,由于土壤的基质吸力（即弯月面力和吸附力）对水份的吸持而引起的水份势值的降低，成为基质势。一般以纯自由水的水势为零作为参比标准，所以基质势是负值。含水量越高，基质势的绝对值越低。当土壤水分处于饱和状态时，基质势趋于零。因此，基质势对非饱和土壤的水势运动和保持有极其重要的作用。,2、压力势（p）,在饱和状态下，土壤水份所承受的压力与参照水面的差值，称为压力势。不饱和土壤中水的
10、压力势等于零。只有在饱和土壤中，土壤水已经形成连续体的情况下，土壤水才存在压力势。压力势大于参比标准，所以压力势恒为正值。同一土壤剖面中，深度越大，压力势越越大。,3、溶质势（s）,由于土壤溶质对土壤水的作用而引起的水分势值的降低，称为溶质势。其数值与渗透压相等，符号相反，为负值。土壤中没有半透膜，所以溶质势对土壤水本身的运动并没有什么作用，但对根系吸水有影响。,4、重力势（g）,土壤水由于其所处的位置不同，因重力影响而产生的势能也不同，有此而产生的水势称为重力势。重力势可正可负，它是与参照面相对而言的。参照面以上的土壤水重力势为正值，参照面以下的为负值。通常选择剖面内部或底面边界。,土水势代
11、表土壤水分总的能量水平。土水势的绝对值越小，土壤水分的能量水平就越高。土壤水总是从土水势高（即绝对值）低处移动。如果只考虑土壤水分运动，而不考虑植物对水的吸收，溶质势可以忽略。其余三个分势和称为水力势： h = m+ p+ g,二、土壤水吸力,指土壤水在承受一定吸力的情况下所处的能态。土壤水吸力不是指土壤对水的吸力。上面讨论的基质吸力和溶质吸力一般为负值，在使用中不太方便。所以将二者之和的绝对值定义为吸力（S）。也可以分别称之为基质吸力和溶质吸力。土壤水总是从吸力低处向吸力高处流动。,三、土壤水能态的定量表示,单位容积土壤水的势能值用压力表示，标准单位帕(Pa)，或千帕（KPa），兆帕（MPa
12、），习惯上也曾用巴（bar）和大气压（atm）表示。单位重量的土壤水的势能值用相当于一定压力的水柱高厘米数表示。,上述单位之间的关系是：1Pa=0.0102厘米水柱1atm=1033厘米水柱=1.0133bar1bar=0.9896atm=1020厘米水柱,四、土水势的测定,有多种方法，如：张力计法、压力膜法、冰点下降法、水气压法等。它们的适宜范围不同。最常测定的是基质势，仪器为张力计。,张力计结构示意图,张力计只能测定土壤的基质势。测定范围在8*1048.5*104Pa以下。田间植物可吸收的水分大部分在张力计可测定范围之内。,三、土壤水分特征曲线,土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水量的变
13、化而变化的。它们之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线或土壤持水曲线。,土壤含水量与土壤水吸力关系,土壤含水量与土壤水吸力呈负相关，随含水量升高，土壤水吸力降低。含水量相同时，不同质地土壤水吸力大小顺序为： 粘土壤土砂土土壤水吸力相同时，不同质地土壤含水量大小顺序为： 粘土壤土砂土,土壤水分特征曲线示意图,不同土壤的水分特征曲线(低吸力脱湿过程),四、土壤水分的有效性,土壤水分的有效性指土壤水是否能被植物利用及其被利用的难易程度。传统的水分形态学观点认为：旱地土壤水分有效性的上限是田间持水量，下限是凋萎系数。,土壤水分能量观点认为：土壤水分有效性是一个与大气条件紧密相连的问题，应该从土壤-植物-大
14、气这个动态系统来阐明土壤水分的有效性。只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损耗水分的速率，植物就能正常生长，土壤水分就是有效的。一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分就是无效的。,第二节、土壤水的运动,液态水运动汽态水运动,（一）液态水运动,饱和水运动不饱和水运动,1、饱和水运动,土壤被水所饱和时产生的水分运动。按照饱和水运动的方向，可以将其分为垂直向下饱和运动、垂直向上饱和运动和水平饱和运动。在田间常见到的是垂直向下的饱和运动。饱和水运动的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度。,土柱中的一维垂直向饱和流,达西定律：单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯
15、度成正比,2、非饱和水运动,多数田间条件下，土壤水是不饱和的。非饱和流的推动力是基质势和重力势梯度。其中主要的是基质势梯度。非饱和水总是从水膜厚处向水膜薄处运动；从粗孔隙向细孔隙运动。在细孔隙多的壤土、粘土中非饱和水运动速度比砂土大。,（二）水汽运动,土壤中的水汽运动主要靠扩散作用进行。水汽从气压高处移向气压低处，从温度高处移向温度低处。土壤水汽运动可以发生在不同层次之间，也可以发生在土壤与大气之间。土壤水以汽态扩散到大气中的现象，称为土壤蒸发。这是土壤水分损失的重要途径。,液潮现象,多出现于地下水埋藏较浅的“液潮地”。白天土壤表层被晒干，夜间降温，底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动
16、，遇冷便凝结，使白天晒干的表土又恢复潮湿,冻后聚熵,是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，其含水量有所增加。,第三节 土壤水分的动态,一、入渗条件下土壤水分运动二、蒸发条件下土壤水分运动,一、入渗条件下土壤水分运动,入渗主要指降水或灌水后水分渗入土壤的过程。它决定着降水或灌溉水进入土壤的数量，不仅关系到对当季作物供水的数量，而且还关系到供水后或来年作物利用的深层水的贮量。取决于两个因素一是供水速率二是土壤的入渗能力,入渗过程三种情况,入渗率i取决于降雨或灌水强度R，表层土壤含水率逐步增加，
17、无地表积水,入渗过程三种情况,地表湿润，表土达某一较稳定的含水率 ，但 小于饱和含水率 ，无地表积水,入渗过程三种情况,积水入渗此时表层土壤已完全饱和,二、蒸发条件下土壤水分运动,蒸发过程水从液态变为气态的过程，发生在土壤表面的蒸发称土面蒸发发生在植物叶面的蒸发称为蒸腾蒸发、蒸腾强度单位时间单位面积土壤所蒸发、蒸腾的水量，mm/d,影响土面蒸发的要素,外界条件：指植物覆盖状况及气温、温度、辐射和风速等气象因素内部条件：指土壤质地、结构、含水率的高低及分布状况等土壤的供水输水能力当土壤供水充分时，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,土面蒸发过程可区分为3个阶段：,稳定蒸发阶段蒸发强度显著下降阶段蒸发强度微弱阶段表土蒸发强度保持稳定的阶段表土蒸发强度随含水率变化的阶段水汽扩散阶段。,稳定蒸发阶段（A-B，A-B）蒸发强度显著下降阶段（B-C，B-C）蒸发强度微弱阶段（C-D，C-D）,第三节 土壤水分运动定量分析的一般步骤,针对客观实际问题，概化出能真实反映客观规律的数学物理模型，即列出相应的定解问题通过相应的手段，获取检验并最终确定定解问题中的各个参数求解该定解问题，分析土壤水分运运规律,
