包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件

第一章緒論研究內(nèi)容及意義土壤水勢及測定土壤含水量及測定第一章緒論研究內(nèi)容及意義1一、研究內(nèi)容研究包氣帶中水分傳輸和溶質(zhì)運移規(guī)律的理論及其應(yīng)用的科學(xué)。研究水循環(huán)條件下，大氣、土壤、植物、地下水的相互作用。是一個多學(xué)科交叉問題，水文學(xué)、水文地質(zhì)學(xué)、農(nóng)田水利學(xué)、土壤物理學(xué)、環(huán)境科學(xué)等學(xué)科都研究非飽和帶水分和溶質(zhì)的運移問題。1.1研究內(nèi)容及意義一、研究內(nèi)容研究包氣帶中水分傳輸和溶質(zhì)運移規(guī)律的理論及其應(yīng)用2二、研究意義包氣帶是地下與地表物質(zhì)和能量交換的樞紐，是自然環(huán)境和各種地表過程演化的場所，同時也是人類活動最根本的載體。包氣帶中發(fā)生著各種物理的、化學(xué)的、生物的和水文的過程，存在著氣相、液相等流體的流動以及各種物質(zhì)成分之間的遷移和轉(zhuǎn)化過程，加之人類活動的疊加和各種污染物質(zhì)的排放，致使包氣帶過程十分的復(fù)雜，對包氣帶過程的研究顯得十分的重要。二、研究意義包氣帶是地下與地表物質(zhì)和能量交換的樞紐，是自然環(huán)3二、研究意義正確評價水資源數(shù)量和質(zhì)量的需要：要正確評價一個地區(qū)或流域的水資源，就必須研究大氣降水—地表水—土壤水—地下水（四水）的相互轉(zhuǎn)化關(guān)系，如降水入滲補給、蒸騰、蒸發(fā)的確定。農(nóng)田水利管理的需要：農(nóng)田水分存在形式和運動規(guī)律、農(nóng)田水分狀況的調(diào)控、節(jié)水灌溉制度的擬訂、灌水方式和灌水技術(shù)的選擇、農(nóng)田排水方案的擬訂、鹽堿地改良等均需在研究土壤水運動規(guī)律的基礎(chǔ)上進(jìn)行。二、研究意義正確評價水資源數(shù)量和質(zhì)量的需要：要正確評價一個地4環(huán)境科學(xué)與工程的需要：污染物在包氣帶的輸運、轉(zhuǎn)化與歸宿機(jī)理污染物（垃圾）的地質(zhì)填埋核廢料的地質(zhì)處置生態(tài)建設(shè)。。。。。。環(huán)境科學(xué)與工程的需要：51.2土壤水勢及測定土水勢是一種衡量土壤水能量的指標(biāo)。在土壤和水的平衡系統(tǒng)中，單位數(shù)量的土壤水從某一狀態(tài)移動到參照狀態(tài)的純自由水體所做的功。參照狀況一般使用標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)，即在大氣壓下，與土壤水具有相同溫度的情況下(或某一特定溫度下)，以及在某一固定高度的假想的純自由水體,在參照狀態(tài)下,土水勢為零。在飽和土壤中，土水勢大于參照狀態(tài)的水勢；在非飽和土壤中，土壤水受毛細(xì)力和吸附力的限制，土水勢低于參照狀態(tài)的水勢。1.2土壤水勢及測定土水勢是一種衡量土壤水能量的指標(biāo)。6w=g+m+

p+s+tw—土水勢，即土壤總勢能(soilwaterpotential)g—重力勢(geopotential)m—基質(zhì)勢(matricpotential)p—壓力勢(pressurepotential)s—-溶質(zhì)勢（solutepotential)t

—-溫度勢（temperaturepotential)以上各勢能，如用單位重量土壤水勢能表示，單位為Bar,Pa,atm,cmH2O,mmHg。1.01Bar=1.01×105Pa=1atm=760mmHg=1033.4cmH2Ow=g+m+p+s+tw—土水7由于重力場的存在引起的,其大小取決于所論土壤水在重力場的位置。定義：將單位數(shù)量的土壤水從某一位置移動到參考狀態(tài)平面處，其它各項保持不變時，土壤水所做的功即為該位置土壤水的重力勢能。即：單位重量土壤水所具有的位置勢能。土壤水與其他物體一樣，在基準(zhǔn)面以上Z

處單位重量的水所具有的重力勢能為g

=Z；在基準(zhǔn)面以下Z處，重力勢能為g

=-Z。單位重量土壤水的重力勢能以長度為單位，一般稱水頭。重力水頭又稱位置水頭，它僅與計算點和參照基準(zhǔn)面的相對位置有關(guān)，與土質(zhì)條件無關(guān)。重力勢(geopotential)由于重力場的存在引起的,其大小取決于所論土壤水在重力場的位置8基質(zhì)勢m(matricpotential)土壤水基質(zhì)勢表征土壤基質(zhì)對土壤水分的吸持能力,它是由土壤的毛管作用和吸附作用引起的。定義:單位數(shù)量的土壤水從非飽和土壤中某一點移動到參考狀態(tài),除土壤基質(zhì)外,其他各項保持不變,土壤水所做的功。非飽和土壤水的基質(zhì)勢m<0,飽水情況下,m=0；基質(zhì)勢的大小與土壤的巖性、含水量狀況有關(guān)?；|(zhì)勢也稱負(fù)壓勢或負(fù)壓水頭，也可用吸力S表示。一般用張力計(負(fù)壓計)tensiometer測定土壤負(fù)壓值，張力計由陶土杯與其連接的水銀壓力計或真空表組成。基質(zhì)勢m(matricpotential)土壤水基質(zhì)9陶土杯埋設(shè)在需測定負(fù)壓值的點A，水銀槽B中水銀沿U型管升高，若升高高度為ZHg，水銀柱頂至A點距離為Z，水銀槽內(nèi)水銀面(大氣壓強)至A的距離為Zo,則基質(zhì)勢m=？P1陶土杯埋設(shè)在需測定負(fù)壓值的點A，水銀槽B中水銀沿U型管升高，10圖示條件下,當(dāng)陶土杯在水銀柱頂面之上,基質(zhì)勢m=？Z0ZHHgA圖示條件下,當(dāng)陶土杯在水銀柱頂面之上,基質(zhì)勢m=？Z0ZH11負(fù)壓計的野外安裝負(fù)壓計陶瓷頭觀測板觀測室負(fù)壓計的野外安裝負(fù)壓計陶瓷頭12采用真空壓力表來測定負(fù)壓值時，如從真空壓力表到張力計陶土杯中心的距離為Zo,真空表讀數(shù)為P。真空表一般是經(jīng)過校正的，全刻度0～100，其表面讀數(shù)P為100時，相當(dāng)于水勢—1000cm，表所測得的讀數(shù)P是基質(zhì)勢與Zo之和。則，所求基質(zhì)勢為Z0采用真空壓力表來測定負(fù)壓值時，如從真空壓力表到張力計陶土杯中13壓力勢(pressurepotential)它是由于壓力場中壓力差的存在而引起的；

定義：若土壤中任一點的土壤水所受壓力與參考狀態(tài)下的壓力存在一個壓力差，單位數(shù)量的土壤水由該點移至參考狀態(tài)，其它各項不變，該壓力差對土壤水分所做的功，稱為該點的壓力勢。對于非飽和土壤，考慮空隙的連通性，各點承受的大氣壓力變化較小，都近似為大氣壓，壓力差為零，故在非飽和土壤水運動的研究中，一般忽略壓力勢。壓力勢(pressurepotential)它是由于壓力場14溶質(zhì)勢（solutepotential)

溶質(zhì)勢是土壤水溶液中所有溶質(zhì)離子和水分子之間存在吸引力引起的，以不含溶質(zhì)的純水作為標(biāo)準(zhǔn)參考狀態(tài)，即溶質(zhì)勢為零。定義：單位數(shù)量的土壤水從土壤中某一點移至標(biāo)準(zhǔn)參考狀態(tài)時，其它各項保持不變，僅僅由于土壤溶液中溶質(zhì)離子的作用，土壤水所做的功稱為該點土壤水的溶質(zhì)勢。在移動過程中，必須克服土壤水溶液中溶質(zhì)離子和水分子之間的引力，對土壤水做功，所以溶質(zhì)勢s<0。在植物根系吸水時，水分吸入根內(nèi)要通過半透性的根膜，土壤溶液的勢能必須高于根內(nèi)勢能，否則植物根系將不能吸水，甚至根莖內(nèi)水分還被土壤吸取。溶質(zhì)勢（solutepotential)溶質(zhì)勢是土壤水溶15在土壤中含鹽量較大時，如土壤溶液的溶質(zhì)勢達(dá)到—14．5X105Pa，即使土壤濕度較高(基膜勢為—0.5X105Pa)，植物根系無法從土壤中吸水，該水勢相當(dāng)于永久凋萎水勢。土壤中不存在半透膜，土壤水溶質(zhì)勢對土壤水分運動無顯著影響，所以一般可以不考慮。溶質(zhì)勢在研究植物根系和土壤水相互作用中，具有重要作用。溫度勢它是由土壤中各點溫度與以熱力學(xué)確定的標(biāo)準(zhǔn)參照狀態(tài)的溫度之差所決定的。目前在分析土壤水分運動時，溫度勢作用常被忽略。在土壤中含鹽量較大時，如土壤溶液的溶質(zhì)勢達(dá)到—14．5X1016土壤水勢（總水勢）上述各土壤水勢能中，研究液態(tài)水在土壤中運動時，往往忽略溶質(zhì)勢和溫度勢，對于非飽和土壤水分運動的研究，一般也不考慮壓力勢，主要考慮基質(zhì)勢和重力勢。在飽和土壤中，土壤水具有的壓力勢是靜水壓力，為正值，其總水勢以總水頭H表示，可寫作：H=h+Zh—壓力水頭，Z—位置水頭。對非飽和土壤水，在不考慮氣壓勢時，總水勢由基質(zhì)勢和重力勢組成，即：對飽和-非飽和土壤水分運動，若以水頭表示，基質(zhì)勢也可以用壓力水頭h表示，則：H=h+Z土壤水勢（總水勢）上述各土壤水勢能中，研究液態(tài)水在土壤中運17如圖所示，A、B兩點用負(fù)壓計測量負(fù)壓（單位為cm），計算A、B兩點土壤基質(zhì)勢、重力勢和總水勢，并分析土壤水的運動方向。6090AB6030AB12010思考題如圖所示，A、B兩點用負(fù)壓計測量負(fù)壓（單位為cm），計算A、181.3土壤含水量及測定方法稱重烘干法（重量含水量）中子儀時域反射儀TDRMP406石膏塊1.3土壤含水量及測定方法稱重烘干法（重量含水量）19中子儀（neutralprobe）原理：應(yīng)用氫原子對中子的慢化效應(yīng)測定土壤含水量。組成:中子源、慢中子檢測器、計數(shù)器、電源等部分組成。優(yōu)點:可以測量土壤從干燥至飽和范圍內(nèi)全部含水量;原位測量土壤含水量;可以測量任意土壤類型中沿土壤剖面不同深度的土壤含水量;方法簡便易行。缺點:中子儀測量土壤含水量是以中子源為球心的一個球體范圍內(nèi)土體含水量的平均值,受影響球半徑的限制,表層30cm難以得到正確的測量值;需要建立適合于當(dāng)?shù)厥褂玫闹凶觾x標(biāo)定方程;放射源中子儀（neutralprobe）原理：應(yīng)用氫原子對中子的20時域反射儀TDR（土壤水分測量Trase系統(tǒng)）TDR系統(tǒng)使用時域反射原理(基于電磁脈沖信號沿探針在土壤中反射時間的長短,反射時間長短與介質(zhì)中的水分含量有關(guān))，精確測量土壤的體積含水量?？赏瑫r監(jiān)測多達(dá)256個不同位置和不同深度的測點，表層探頭長15cm-70cm。TRASE的精度高達(dá)2％。TRASE已經(jīng)應(yīng)用在工業(yè)、農(nóng)業(yè)、建筑業(yè)、水利等領(lǐng)域中，用于測量不同介質(zhì)的含水量。時域反射儀TDR（土壤水分測量Trase系統(tǒng)）TDR系統(tǒng)使用21精密土壤水分探頭(MP406)通過測量電介質(zhì)常數(shù)的變化并轉(zhuǎn)換為與土壤含水量成比例的毫伏信號，可測量土壤體積含水量；測量土壤含水量簡單、快捷、經(jīng)濟(jì)。測量土壤容積含水量精度達(dá)2％—5％；MP-406使用簡單，將探頭插入土壤，按動表頭按鍵即可直接讀出土壤含水量。MP-406還可測量不同介質(zhì)的含水量，如測量糧食行業(yè)粉狀或顆粒狀介質(zhì)、建筑行業(yè)中攪拌料的水分。MP—406特征：受土壤含鹽量影響??；易于對特殊土壤進(jìn)行標(biāo)定，內(nèi)置適合于大多數(shù)土壤類型的標(biāo)定曲線；探頭全封閉設(shè)計，可埋入土壤使用可接數(shù)據(jù)采集器進(jìn)行定點觀測。精密土壤水分探頭(MP406)通過測量電介質(zhì)常數(shù)的變化并轉(zhuǎn)換22石膏塊（gypsumblocks）通過測量石膏塊內(nèi)兩個電極間的電阻來顯示含水量；石膏塊永久埋入土壤，壽命3-5年；適于干燥土壤環(huán)境；測量范圍：3-100kpa。石膏塊（gypsumblocks）通過測量石膏塊內(nèi)兩個電23第一章小結(jié)土壤含水量反映土壤水的數(shù)量,土壤水勢反映土壤水的能量；研究液態(tài)水在土壤中運動時，往往忽略溶質(zhì)勢和溫度勢，對于非飽和土壤水分運動的研究，一般也不考慮壓力勢，主要考慮基質(zhì)勢和重力勢，故飽和-非飽和土壤水分運動可以統(tǒng)一用水頭H=h+Z表示。第一章小結(jié)土壤含水量反映土壤水的數(shù)量,土壤水勢反映土壤水的能24包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件25復(fù)習(xí)研究內(nèi)容及意義土壤水勢及測定土壤含水量及測定復(fù)習(xí)研究內(nèi)容及意義261.3土壤含水量及測定方法稱重烘干法（重量含水量）中子儀時域反射儀TDRMP406石膏塊1.3土壤含水量及測定方法稱重烘干法（重量含水量）27第二章非飽和水流基本方程直角坐標(biāo)非飽和水分基本方程柱坐標(biāo)系非飽和水分基本方程（自學(xué)）水分運動基本方程的定解條件土壤水分通量法第二章非飽和水流基本方程直角坐標(biāo)非飽和水分基本方程282.1直角坐標(biāo)非飽和水分基本方程基本方程推導(dǎo)理論基礎(chǔ)：達(dá)西定律質(zhì)量守恒定律（水流連續(xù)原理）同理(y+y)、(z+z)面流速為：取微分單元體，體積：xyz設(shè)(x,y,z)流速為：vx，vy，vz，則(x+x)面流速為xΔxΔyΔzzyvxvzvy2.1直角坐標(biāo)非飽和水分基本方程基本方程推導(dǎo)同理(y+y)29ΔxΔyΔzzyvxvzvyΔxΔyΔzzyvxvzvy30設(shè)六面體土壤含水量為，則t內(nèi)六面體內(nèi)土壤水質(zhì)量變化量為：根據(jù)質(zhì)量守恒原理有即設(shè)六面體土壤含水量為，則t內(nèi)六面體內(nèi)土壤水質(zhì)量變化量為：31——非飽和土壤水運動基本方程，可簡寫為：根據(jù)達(dá)西定律有:將上式代入假定土壤各向同性，則有：——非飽和土壤水運動基本方程，可簡寫為：根據(jù)達(dá)西定律有:將上32基本方程的不同形式用基質(zhì)勢h為變量的基本方程對于非飽和土壤水，總水頭H由負(fù)壓水頭h和重力水頭z組成：c（h）表示比水容量（也稱容水度）令則有對上式求偏導(dǎo),則有故基本方程的不同形式用基質(zhì)勢h為變量的基本方程對于非飽和土壤水33基本方程的不同形式用含水量θ為變量的基本方程D（θ）為土壤水的擴(kuò)散率，令則有上式中代入上式有基本方程的不同形式用含水量θ為變量的基本方程D（θ）為土壤水34其他形式的方程以參數(shù)v

為變量的方程以位置坐標(biāo)z

為變量的方程以參數(shù)u

為變量的方程不同形式的基本方程，有其各自的特點及應(yīng)用條件以基質(zhì)勢h為變量的基本方程，最突出的優(yōu)點是適用于飽和-非飽和問題的求解，也可用于分層土壤的水分運動的計算，但非飽和土壤的導(dǎo)水率和容水度受滯后影響較大，計算中參數(shù)選取不當(dāng)會造成較大誤差。以含水量θ為變量的基本方程常用于求解均質(zhì)土層或非飽和流問題，但不適宜層狀土壤或求解飽和-非飽和問題。其他形式的方程352.2柱坐標(biāo)系非飽和水分基本方程（自學(xué)）其推導(dǎo)過程同直角坐標(biāo)系，同樣可以用達(dá)西定律與連續(xù)方程相結(jié)合的方法導(dǎo)出2.2柱坐標(biāo)系非飽和水分基本方程（自學(xué)）其推導(dǎo)過程同直角坐362.3土壤水分運動方程的定解條件初始條件（t＝０）邊界條件以垂向一維流動為例：一類邊界（變量已知邊界）：在一維垂向土壤水分運動中，一類邊界的情況發(fā)生在：地表形成積水時；地表含水率達(dá)到飽和含水率；當(dāng)強烈蒸發(fā)時，表土達(dá)到風(fēng)干土含水率。2.3土壤水分運動方程的定解條件初始條件（t＝０）邊界條件37二類邊界條件(邊界上水流通量已知)在一維垂向土壤水分運動中，這種情況常發(fā)生在降雨、灌水入滲或蒸發(fā)強度已知的邊界上。在降雨或灌水入滲時，(t)為正值，在蒸發(fā)時(t)為負(fù)值。在不透水邊界和無蒸發(fā)入滲的邊界，(t)=0，則二類邊界條件(邊界上水流通量已知)在一維垂向土壤水分運動中，38三類邊界條件：相當(dāng)于水流通量隨邊界上的變量(含水率或壓力)值而變化的情況在土壤蒸發(fā)強度為表土含水率或表土負(fù)壓的函數(shù)的情況下，三類邊界條件表達(dá)式為：三類邊界的一般形式為三類邊界條件：相當(dāng)于水流通量隨邊界上的變量(含水率或壓力)值39潛水位作為邊界d（t）表示潛水位埋深．潛水位作為邊界d（t）表示潛水位埋深．402.6土壤水分通量法它以包氣帶為水量均衡體系，以中子儀和負(fù)壓計觀測資料為基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，直接利用達(dá)西定律和質(zhì)量守恒原理分析計算土壤水通量及入滲量或蒸發(fā)量的一種方法。土壤水分通量法基本原理根據(jù)質(zhì)量守恒原理，一維垂向土壤水流連續(xù)方程可寫作:在t1-t2時段內(nèi),即上式z1-z2積分：2.6土壤水分通量法它以包氣帶為水量均衡體系，以中子儀和負(fù)41當(dāng)已知時段前后兩個瞬時土壤剖面上含水率分布時，僅需已知任一斷面上土壤水通量即可求得另一斷面的通量或水量。因此，稱該方法為土壤水分通量法。由于該方法是根據(jù)時段前后兩個瞬時含水率剖面確定水流通量和水量的，在某些情況下，又稱為瞬時剖面法。z1z2z(t2)(t1)Q(z1)Q(z2)通量法可分為:零通量面法和已知通量法(定位通量法、表面通量法)。當(dāng)已知時段前后兩個瞬時土壤剖面上含水率分布時，僅需已知任一斷42零通量面法(Zerofluxplanemethod)Z1、Z2兩斷面均為零通量面，兩斷面的水流狀況有何不同？hzzz1z20Z1稱為發(fā)散型零通量面(DZFP,divergent)。ZFP出現(xiàn)有何條件？Z2稱為收斂型零通量面(CZFP,convergent)。零通量面法(Zerofluxplanemethod)Z43Z0位置出現(xiàn)零通量面時,若z的位置選在地表面時(z=0),可計算騰發(fā)量ET:當(dāng)z在潛水面附近時,可計算補給量R:若t1-t2時段降雨或灌溉量為P,地表徑流量Rs,則有:則任意斷面z處的土壤水通量:Z0位置出現(xiàn)零通量面時,若z的位置選在地表面時(z=0),可44長期處于蒸發(fā)或入滲狀態(tài)時，土壤剖面上并不一定存在零通量面。此時，如已知某一斷面上土壤水通量，則可利用已知通量斷面，推求其他斷面通量，這種方法稱為已知通量法。常用的已知通量法有表面通量法和定位通量法。已知通量法表面通量法是已知地表入滲量或蒸發(fā)量，以地表為已知通量面，推求任一斷面通量的方法。若土壤表面在t1至t2時段內(nèi)入滲量(或蒸發(fā)量)為Qd，則任一斷面z處單位面積上流過水量為:以地下水面為基準(zhǔn)面,d為地表具地下水面的距離。長期處于蒸發(fā)或入滲狀態(tài)時，土壤剖面上并不一定存在零通量面。此45定位通量法是在作物根層以下某一特定位置Z0(如地下水面以上一定位置處)上下z1和z2安裝負(fù)壓計，測定這兩點負(fù)壓。如土壤水力傳導(dǎo)度k(h)已測定，則可計算這兩點間的通量：z1z20根據(jù)非飽和達(dá)西公式：z0則對Z0位置有：定位通量法是在作物根層以下某一特定位置Z0(如地下水面以上一46包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件47第三章土壤水分運動參數(shù)及測定方法3.1水分特征曲線及測定3.2容水度3.3土壤水分?jǐn)U散度3.4非飽和水力傳導(dǎo)度及測定第三章土壤水分運動參數(shù)及測定方法3.1水分特征曲線及測483.1土壤水分特征曲線

(WaterRetentionCurve)土壤水基質(zhì)勢或吸力是土壤含水率的函數(shù)，它們之間的關(guān)系曲線稱為土壤水分特征曲線。該曲線反映了土壤水的能量與數(shù)量關(guān)系，是反映土壤水分運動基本特征的曲線。在飽和土壤中施加吸力，當(dāng)吸力較小時，土壤中尚無水排出，土壤含水率維持飽和值；當(dāng)吸力增加超過某一臨界值時，土壤最大孔隙中的水分開始向外排出。該臨界負(fù)壓值稱為進(jìn)氣值Sa，即土壤水由飽和轉(zhuǎn)為非飽和時的負(fù)壓值。不同土質(zhì)的土壤進(jìn)氣值不同，一般輕質(zhì)土（如砂土）的土壤進(jìn)氣值較??；重質(zhì)粘性土壤進(jìn)氣值較大。土壤含水量θ土壤水吸力Sθs0Sa3.1土壤水分特征曲線

(WaterRetention49土壤基質(zhì)勢常以負(fù)壓表示，土壤負(fù)壓與含水率關(guān)系至今尚不能從理論上得出，因而土壤水分特征曲線都用試驗方法測定。為了計算和分析的需要，常擬合為經(jīng)驗公式。目前多采用Gardner，W.R.等(1970)和VanGenuchten，M.Th.(1980)提出的經(jīng)驗公式。Gardner:VanGenuchten:—土壤體積含水量；s—飽和含水量；

r—凋萎含水量；h—負(fù)壓；a、b、、m、n—經(jīng)驗系數(shù)，m=1-1/n。土壤基質(zhì)勢常以負(fù)壓表示，土壤負(fù)壓與含水率關(guān)系至今尚不能從理50水分特征曲線的影響因素在土壤吸力較低時，土壤大孔隙中保持的水量排除，而小孔隙中保持的水量主要受毛細(xì)作用和孔徑的大小所支配，因此，在該階段土壤水分運動受土壤結(jié)構(gòu)的強烈影響。在土壤吸力較高時，所保持的水受土粒的吸附作用逐漸增強，土壤水分運動主要受土壤質(zhì)地、土壤顆粒表面積的影響。土壤質(zhì)地在砂性土壤中土壤孔隙一般較大，達(dá)到一定負(fù)壓時，大孔隙中水分排空，土壤中僅留存少量水分，因此，當(dāng)負(fù)壓達(dá)到某一值后，負(fù)壓再增加時，含水率變化較小。粘質(zhì)土壤一般孔徑分布較均勻，當(dāng)負(fù)壓值增加時，土壤含水率將緩慢地降低。水分特征曲線的影響因素在土壤吸力較低時，土壤大孔隙中保持的水51包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件52土壤結(jié)構(gòu)由于壓實土壤降低了土壤孔隙度，壓縮了大孔隙，使土壤釋水開始所需吸力加大，且在低吸力范圍內(nèi)，含水率變化較緩慢。但一般小孔隙在壓實和未壓實情況下并沒有顯著變化，所以在高吸力時，兩者的土壤水分特征曲線是一致的。土壤結(jié)構(gòu)53對于同樣質(zhì)地和結(jié)構(gòu)土壤，土壤水分特征曲線也非單值曲線吸水和脫水過程的土壤水分特征曲線不同，為什么？土壤含水量θ土壤水吸力Sθs0θr脫水吸水θ0對于同樣質(zhì)地和結(jié)構(gòu)土壤，土壤水分特征曲線也非單值曲線吸水和脫543.2容水度(或比水容量)土壤水分特征曲線的斜率是每單位基膜勢(負(fù)壓值)變化所引起土壤含水率的變化，一般稱為容水度或比水容量（C)，可以下式表示：3.2容水度(或比水容量)土壤水分特征曲線的斜率是每單位基553.3土壤水分?jǐn)U散度D土壤水分?jǐn)U散度為單位含水率梯度下，通過單位面積的土壤水流量，其值為土壤含水率的函數(shù)，即土壤水分?jǐn)U散度與土壤的關(guān)系可用以下經(jīng)驗公式表示3.3土壤水分?jǐn)U散度D土壤水分?jǐn)U散度為單位含水率梯度下，通56包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件573.4非飽和水力傳導(dǎo)度（滲透系數(shù)）非飽和水力傳導(dǎo)度k非飽和達(dá)西實驗瞬時剖面法飽和滲透系數(shù)的測定：3.4非飽和水力傳導(dǎo)度（滲透系數(shù)）非飽和水力傳導(dǎo)度k58非飽和水力傳導(dǎo)度（導(dǎo)水率）k

unsaturatedconductivityHenryDarcy1856年通過飽和砂柱提出達(dá)西定律；Richards1931年把達(dá)西定律擴(kuò)展到非飽和水流中，規(guī)定導(dǎo)水率為土壤負(fù)壓h或含水量的函數(shù)：非飽和水力傳導(dǎo)度（導(dǎo)水率）k

unsaturatedcon59是反映土壤水分在壓力水頭差作用下流動的性能。一般在飽和土壤中導(dǎo)水率稱為滲透系數(shù)，為常量。定義：在單位水頭差作用下，單位斷面面積上流過的水流通量。它是土壤含水率或負(fù)壓的函數(shù)。在非飽和土壤中，導(dǎo)水率是負(fù)壓或含水率的函數(shù)，隨著含水率降低而減小。由于在吸力作用下，土壤水首先從大孔隙中排出，隨著吸力增加，水流僅能在小孔隙中流動。所以，土壤從飽和到非飽和將引起導(dǎo)水率的急劇降低。當(dāng)吸力由零增至l05Pa時，導(dǎo)水率可能降低好幾個數(shù)量級，有時降低到飽和導(dǎo)水率的l／100,000。是反映土壤水分在壓力水頭差作用下流動的性能。一般在飽和土壤中60非飽和土壤導(dǎo)水率的影響因素非飽和土壤在較大負(fù)壓情況下則情況可能相反。具有大孔隙粗質(zhì)土壤，在吸力作用下孔隙中水分很快排除，導(dǎo)水率迅速下降；而粘質(zhì)細(xì)顆粒土壤，在較高吸力下，許多小孔隙仍充滿水，仍具有一定的導(dǎo)水性能，導(dǎo)水率下降較緩慢。所以，同一吸力條件下，粘性土的導(dǎo)水率可能大于砂性土的導(dǎo)水率。導(dǎo)水率與含水率(或負(fù)壓)關(guān)系較復(fù)雜，目前還不能用理論分析方法推導(dǎo)它們之間關(guān)系式，需通過試驗測定。飽和土壤導(dǎo)水性能最好的是粗粒砂性土壤，導(dǎo)水最差的土壤是細(xì)質(zhì)粘土。非飽和土壤導(dǎo)水率的影響因素非飽和土壤在較大負(fù)壓情況下則情況可61非飽和達(dá)西實驗在水平土柱兩端有多孔板，分別由平水箱保持一定水位，使其負(fù)壓為h1和h2，在梯度作用下，土柱中土壤水從l端向2端運移。土壤水通量q可由l端補給量或2端溢出量測得，兩者相等時，水流處于穩(wěn)定狀態(tài)。非飽和土壤水力傳導(dǎo)度可由達(dá)西定律求得。計算的k是哪點的k?試樣中各點的是否相同？非飽和達(dá)西實驗在水平土柱兩端有多孔板，分別由平水箱保持一定水62由于水平土柱沿程負(fù)壓(或含水率)是變化的，求得的導(dǎo)水率也應(yīng)是變化的，若距離較小，可用平均負(fù)壓(或含水率)確定平均土壤水力傳導(dǎo)度。在不同的平均負(fù)壓(吸力)值下，通量與負(fù)壓梯度成正比，兩者呈直線關(guān)系，但其斜率(即水力傳導(dǎo)度)隨平均負(fù)壓而變。由于水平土柱沿程負(fù)壓(或含水率)是變化的，求得的導(dǎo)水率也應(yīng)是63非飽和土壤水力傳導(dǎo)度與土壤負(fù)壓h或含水率的關(guān)系通常用試驗資料擬合成經(jīng)驗公式土壤水力傳導(dǎo)度與負(fù)壓(吸力)的關(guān)系式：土壤水力傳導(dǎo)度與土壤含水量的關(guān)系式：非飽和土壤水力傳導(dǎo)度與土壤負(fù)壓h或含水率的關(guān)系通常用試驗資64瞬時剖面法測定非飽和水力傳導(dǎo)度瞬時剖面法測定非飽和水力傳導(dǎo)度65飽和滲透系數(shù)的測定飽和達(dá)西實驗（略）雙環(huán)入滲實驗Guelph儀飽和滲透系數(shù)的測定飽和達(dá)西實驗（略）66雙環(huán)入滲試驗測定飽和滲透系數(shù)雙環(huán)入滲試驗測定飽和滲透系數(shù)67實驗步驟要點確保供水水位穩(wěn)定（馬氏瓶）觀測供水水量直到穩(wěn)定，（穩(wěn)定2—4小時）確定入滲深度L(或要求L>>H環(huán)內(nèi)積水厚度)計算k實驗步驟要點確保供水水位穩(wěn)定（馬氏瓶）68包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件69GuelphPermeameter

測定飽和滲透系數(shù)2800K1-Guelph儀用馬氏Mariotte瓶恒定供水水頭，可同時測出田間飽和滲透系數(shù)。原理參考：GroundwaterMonitoringReview,Vol.6,No.1,1986:84-95SoilScience,Vol.140,No.4,1985:292-302GuelphPermeameter

測定飽和滲透系數(shù)28070包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件71水分特征曲線實驗安排要求每人提交一份實驗報告，每組實驗數(shù)據(jù)可以相同，報告內(nèi)容包括實驗?zāi)康囊螅瑢嶒炘恚涗洷?，特征曲線擬合方程等，并結(jié)合別組的測試結(jié)果，分析比較不同質(zhì)地土壤水分特征曲線的差別；每班分四組并編號，每組選小組長1人,041031班1、2組和041032班3、4組下周一上午3、4節(jié)做，041031班3、4組和041032班1、2組下周一下午7、8節(jié)做，各組編號分別對應(yīng)儀器編號，每組測試一種土樣水分特征曲線；每組稱重和讀數(shù)時間各組自己定，但每天每組至少測量一次，開始4-5天每天至少兩次，每天定時測量，由小組長安排；實驗完成后，清理儀器和桌面，并通知實驗員62227956。水分特征曲線實驗安排要求每人提交一份實驗報告，每組實驗數(shù)據(jù)可72復(fù)習(xí)3.1水分特征曲線及測定3.2容水度3.3土壤水分?jǐn)U散度3.4非飽和水力傳導(dǎo)度及測定復(fù)習(xí)3.1水分特征曲線及測定73第三章降雨和灌水入滲條件下土壤水分運動水向土中入滲過程土壤水運動線性化方程的近似解Green-Ampt模型的入滲解水平與垂直入滲的Philip解法(自學(xué))土壤水入滲的經(jīng)驗公式第三章降雨和灌水入滲條件下土壤水分運動水向土中入滲過程743.1水向土中入滲過程概述降雨和灌水入滲是田間水循環(huán)的重要環(huán)節(jié)，是水資源評價和農(nóng)田水分狀況調(diào)控的重要依據(jù)。水滲入土壤的強度主要取決于降雨或灌水的方式和強度以及土壤滲水性能。如果土壤滲水性能大于供水強度，則入滲強度主要決定于外界供水強度，在入滲過程中土壤表面含水率隨入滲而逐漸提高，直至達(dá)到某一穩(wěn)定值。如果降雨或灌水強度超過了土壤的滲水能力，入滲強度就決定于土壤的入滲性能，這樣就會形成徑流或地表積水。3.1水向土中入滲過程概述75開始時灌溉強度小于土壤入滲能力，入滲率等于灌溉強度.經(jīng)過一定時間后，土壤入滲能力減少，灌水強度大于土壤入滲能力，于是產(chǎn)生余水，隨土壤水的入滲速率逐漸減小，最后接近于一常量Ks，而達(dá)到穩(wěn)定入滲階段。在垂直入滲情況下，如供水強度較大，使土壤剖面上達(dá)到飽和，當(dāng)入滲強度等于土壤飽和水力傳導(dǎo)度時，將達(dá)到穩(wěn)定入滲階段。如供水強度較小，小于飽和土壤水力傳導(dǎo)度時，達(dá)到穩(wěn)定入滲階段的入滲強度將等于該濕度條件下的非飽和土壤水力傳導(dǎo)度。入滲速率時間余水（積水或徑流）降水或灌溉強度ks開始時灌溉強度小于土壤入滲能力，入滲率等于灌溉強度.入滲速率76θθsθ0t3t4θθsθ0t0t5θθsθ0t0t1t2降水（灌溉水）入滲過程θθsθ0t3t4θθsθ0t0t5θθsθ0t0t1t2降77氣候因素地形植被包氣帶巖性地下水位埋深城市化影響入滲過程的因素氣候因素影響入滲過程的因素78降雨或灌水條件下的入滲過程與初始土壤剖面上水分分布及地下水位有關(guān)。一般入滲問題的定解條件有以下幾種情況。初始條件(初始h或已知)入滲過程的定解條件降雨或灌水條件下的入滲過程與初始土壤剖面上水分分布及地下水位79邊界條件降水或灌溉使地表濕潤，但不積水，表土接近飽和含水率降水或灌水強度已知，且不超過入滲強度，不積水降水或灌水強度大于入滲強度，地表積水，積水深為H(t)，則上邊界條件邊界條件降水或灌溉使地表濕潤，但不積水，表土接近飽和含水率80下邊界條件（1）地下水埋深較小，以地下水位作邊界地下水位不變或變化很?。ㄔO(shè)地下水位埋深為d）地下水位變化d(t)已知,有（2）地下水埋深較大，計算范圍內(nèi)下邊界含水率保持初始含水率（3）不透水邊界，下邊界流量為零，下邊界條件（1）地下水埋深較小，以地下水位作邊界地下水位變化813.2土壤水運動線性化方程的近似解地表有一薄水層時，表層含水率等于飽和含水率,上邊界條件:在地下水埋深較大時，計算時段內(nèi)入滲水不會到達(dá)下邊界。為此，下邊界土壤含水率不變，等于初始含水率，則下邊界條件：降雨或灌溉前的初始含水率為θi,初始條件:在垂直入滲條件下，一維土壤水分運動的基本方程:3.2土壤水運動線性化方程的近似解地表有一薄水層時，表層含82由于因為擴(kuò)散度D()及水力傳導(dǎo)度k()均為待求含水率的函數(shù)，該微分方程為非線性方程,求解比較困難。為簡化計算，該方程為常系數(shù)線性方程，可以用拉普拉斯變換求解。數(shù)學(xué)模型：由于因為擴(kuò)散度D()及水力傳導(dǎo)度k()均為待求含水率的83采用拉普拉斯變換后的象函數(shù)方程:代入以上方程得：采用拉普拉斯變換后的象函數(shù)方程:代入以上方程得：84象函數(shù)通解為:邊界條件變換得:代入上式得:則象函數(shù)的解為:象函數(shù)通解為:邊界條件變換得:代入上式得:則象函數(shù)的解為:85逆變換,得含水率表達(dá)式：采用式可計算不同時刻的土壤含水量剖面。erfc為補余誤差函數(shù),可查表求解。其中可用下式計算如已知D與θ的關(guān)系，即可計算θθsθ0t4t5t3t2t1Z（cm）逆變換,得含水率表達(dá)式：采用式可計算不同時刻的土壤含水量剖863.3Green-Ampt模型Green—Ampt模型是1911年提出的一種簡化入滲模型，假定：土壤是由一束直徑不同的毛管組成，入滲過程中，濕潤鋒面幾乎是水平鋒面，且在鋒面上各點的吸力水頭均為Sm；鋒面后面的含水率相同，k()為常數(shù)；又稱活塞模型。θθsθitZHt2t1Zθ=θiθ=θsh=-Sm0則單位時間單位面積流入土體的水量：3.3Green-Ampt模型Green—Ampt模型是87此式表示t時刻濕鋒面到達(dá)的位置因為所以分離變量：積分得：土體內(nèi)增加的水量：根據(jù)質(zhì)量守恒原理：積分化簡得：此式表示t時刻濕鋒面到達(dá)的位置因為所以分離變量：積分得：土體88當(dāng)t很小時，H+Sm》z，有積分得說明在入滲初期，入滲深度與t1/2成正比。當(dāng)t很小時，H+Sm》z，有積分得說明在入滲初期，入滲深度與89t時入滲總量：I對t求導(dǎo)，得入滲強度：當(dāng)t很大時，z》H+Sm，有說明在入滲時間長時，入滲強度近似等于土壤飽和滲透系數(shù)。t時入滲總量：I對t求導(dǎo)，得入滲強度：當(dāng)t很大時，z》H+S903.4水平入滲的Philip解法（自學(xué)）水平入滲條件下的Philip解是一種半解析法，即前半部用解析法，利用博茨曼(Boltzmann)變換，將偏微分方程轉(zhuǎn)換為常微分方程；后半部采用迭代計算，求解常微分方程。由于求解過程中未作過分簡化，求得結(jié)果較為嚴(yán)密。水平入滲的基本方程為運用Philip水平入滲理論，通過水平土柱入滲試驗測定土壤水?dāng)U散度。3.4水平入滲的Philip解法（自學(xué)）水平入滲條件下的P913.5垂直入滲條件下的Philip解法（自學(xué)）一維垂直入滲基本方程可寫成以z(,t)為函數(shù)的方程用待定系數(shù)法求解，通過遞推公式求得f—曲線，進(jìn)而求得任何時間剖面上含水率分布（z，t）。3.5垂直入滲條件下的Philip解法（自學(xué)）一維垂直入滲923.6土壤水入滲的經(jīng)驗公式考斯恰闊夫（KОСТЯКОВ，A.H）經(jīng)驗公式：I1——第一單位時間的入滲速度，決定于土壤質(zhì)地和初始土壤含水率；α——經(jīng)驗指數(shù)，0.3-0.8,輕質(zhì)土α值較小,重質(zhì)土α值較大,初始含水量越高,α值越小,一般土壤α值取0.5。在時間t內(nèi)的入滲總量I為：入滲時間長時，入滲強度i0，不適合水位埋深大時入滲情況。多用于入滲初期或入滲時間較短的農(nóng)田灌水入滲計算。當(dāng)α=0.5時：3.6土壤水入滲的經(jīng)驗公式考斯恰闊夫（KОСТЯКОВ，A93Horton入滲公式：if——時間較久時穩(wěn)定入滲率；i0——初始入滲速度；β——反映土壤特性的常數(shù)。入滲初期，入滲速度i

i0；入滲時間久時，入滲速度i

if。Horton入滲公式：if——時間較久時穩(wěn)定入滲率；i0—94小結(jié)本章所介紹的理論公式都是采用理論、半理論的基礎(chǔ)上推導(dǎo)，求解條件苛刻：均質(zhì)土壤；初始土壤剖面含水率分布均勻；邊界條件簡單非均質(zhì)土壤；初始土壤剖面含水率分布不均勻；邊界條件復(fù)雜（如上邊界隨時間而變化，下邊界受水位埋深影響）。入滲計算經(jīng)驗公式各有其適用條件，可根據(jù)具體情況選用；在定解條件復(fù)雜的情況下，可借助數(shù)值模擬的方法小結(jié)本章所介紹的理論公式都是采用理論、半理論的基礎(chǔ)上推導(dǎo)，求95包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件96第四章蒸發(fā)條件下的土壤水分運動4.1基本概念4.2表土蒸發(fā)4.3潛水穩(wěn)定蒸發(fā)4.4土壤水穩(wěn)定蒸發(fā)的經(jīng)驗公式4.5蒸發(fā)條件下土壤水分運動方程及定解條件第四章蒸發(fā)條件下的土壤水分運動4.1基本概念974.1基本概念土面蒸發(fā)消耗的水分來源直接消耗包氣帶中的水分;消耗地下水。土壤水分蒸發(fā)的兩種狀態(tài)穩(wěn)定蒸發(fā)：土壤水分的蒸發(fā)量與地下水補給量相平衡時的狀態(tài)，一般發(fā)生在連續(xù)干旱期，且地下水有側(cè)向補給時；不穩(wěn)定蒸發(fā)：當(dāng)土壤水蒸發(fā)量不等于地下水補給量時，如在降雨或灌水后的蒸發(fā)初期或地下水無側(cè)向補給時。土壤水分蒸發(fā)的決定條件外界蒸發(fā)能力(常以水面蒸發(fā)表示)；輸水能力，大小取決于土質(zhì)條件和表土含水率。4.1基本概念土面蒸發(fā)消耗的水分來源984.2表土蒸發(fā)表土蒸發(fā)的階段性根據(jù)大氣蒸發(fā)能力、土壤供水能力及表土蒸發(fā)特點將表土蒸發(fā)過程可分為三個階段:表土蒸發(fā)穩(wěn)定階段表土蒸發(fā)隨土壤含水率變化階段水氣擴(kuò)散階段（含水量低于凋萎點的干土層）表土蒸發(fā)的含義由于土壤水汽壓力與地表大氣中水汽壓力存在壓力差，在壓力梯度作用下，土壤水汽向大氣擴(kuò)散的過程。壓力差越大，土壤中水汽擴(kuò)散的水量越大。4.2表土蒸發(fā)表土蒸發(fā)的階段性表土蒸發(fā)的含義99表土蒸發(fā)穩(wěn)定階段表土含水率較高，土壤水汽壓力趨近于飽和水汽壓力、基本不隨含水率的變化而改變。土壤蒸發(fā)主要取決外界條件(溫度、濕度、風(fēng)速等)，土壤水蒸發(fā)強度接近水面蒸發(fā)強度；外界條件不變時，土壤水分蒸發(fā)與含水率無關(guān)。此階段土壤含水率的下限稱為臨界含水率（θc），即蒸發(fā)強度與土壤輸水能力由平衡到不平衡的轉(zhuǎn)折點；臨界含水率的大小視外界條件和土壤性質(zhì)而定。在外界條件一定時，主要決定于土壤的顆粒組成和土壤結(jié)構(gòu)、容重等。E地表含水率θ0θc表土蒸發(fā)穩(wěn)定階段此階段土壤含水率的下限稱為臨界含水率（θ100同一氣象條件下，土質(zhì)越粘重，臨界含水率值越小。同一土質(zhì)條件下，潛在蒸發(fā)強度越大，臨界含水率也越大。

θc同一氣象條件下，土質(zhì)越粘重，臨界含水率值越小。同一土質(zhì)條件下101穩(wěn)定蒸發(fā)階段，蒸發(fā)強度可表示為：β0——質(zhì)量交換系數(shù)，與外界條件有關(guān)；P1——土壤表層的大氣壓（Pa）；P0——大氣中的大氣壓（Pa）

；ε1——穩(wěn)定蒸發(fā)階段土壤水蒸發(fā)強度（m/d）。穩(wěn)定蒸發(fā)階段，蒸發(fā)強度可表示為：β0——質(zhì)量交換系數(shù)，與外界102表土蒸發(fā)隨土壤含水率變化階段土壤含水率低于臨界含水率，輸水能力減弱，表層土壤蒸發(fā)消耗的水量得不到補充，使表層土壤含水率逐漸降低，蒸發(fā)量也隨之減少。裸地表土蒸發(fā)主要受外界蒸發(fā)能力和土壤輸水能力兩個相互制約因素的影響(氣象條件、土壤質(zhì)地、地下水埋深等)；表土蒸發(fā)常以試驗資料擬合經(jīng)驗公式確定。E地表含水率θ0θc表土蒸發(fā)隨土壤含水率變化階段土壤含水率低于臨界含水率，輸水能103以表土蒸發(fā)強度與水面蒸發(fā)強度之比(即蒸發(fā)系數(shù))與表土含水率關(guān)系表示的經(jīng)驗公式：E——表土蒸發(fā)強度（m/d）；E0——水面蒸發(fā)強度（m/d）；θc——表土蒸發(fā)臨界含水率；a、b——與土質(zhì)有關(guān)的試驗常數(shù)。R.Bernard等(1981)依據(jù)表土以下10cm的負(fù)壓及相應(yīng)于田間持水率的負(fù)壓值資料，提出確定裸地表土蒸發(fā)的經(jīng)驗公式：E——表土蒸發(fā)強度（m/d）；Ep——潛在蒸發(fā)強度，常用水面蒸發(fā)強度表示（mm）；h0——表土以下10cm處負(fù)壓值（Pa或mmH2O）；he——臨界負(fù)壓值，相當(dāng)于田間持水量對應(yīng)的負(fù)壓值。以表土蒸發(fā)強度與水面蒸發(fā)強度之比(即蒸發(fā)系數(shù))與表土含水率關(guān)104水氣擴(kuò)散階段當(dāng)土壤含水率變化在枯萎點與最大吸濕水之間時，土壤表層的水汽壓力顯著降低，土壤水分運動主要是薄膜水形式，輸水能力極微，下層土壤水分補給缺乏，表層逐漸形成干燥土層。此時，土壤水分蒸發(fā)不是發(fā)生在土壤表層，而是發(fā)生在土壤內(nèi)部(干燥層以下)。干土層以下土壤水分的運動以液態(tài)為主，蒸發(fā)區(qū)形成的水汽，則以汽態(tài)擴(kuò)散運動的形式，穿過干燥層，進(jìn)入大氣。由于水汽所經(jīng)過的路徑加長，壓力坡降減小，汽態(tài)水移動的速度減弱。土壤蒸發(fā)強度計算水氣擴(kuò)散階段當(dāng)土壤含水率變化在枯萎點與最大吸濕水之間時，土壤105自干燥土層以下蒸發(fā)區(qū)至土壤表面的水汽擴(kuò)散速度（蒸發(fā)強度）為：在形成干土層后，土壤表面水汽的擴(kuò)散速度(蒸發(fā)強度):上式表明，在這一階段土壤蒸發(fā)強度決定于外界條件(0，P0)和土壤性質(zhì)Dv、土壤含水率(直接影響P)以及干土層厚度。自干燥土層以下蒸發(fā)區(qū)至土壤表面的水汽擴(kuò)散速度（蒸發(fā)強度）為：106砂壤土土柱蒸發(fā)試驗得到的蒸發(fā)系數(shù)與干土層厚度關(guān)系曲線干土層厚度的變化過程圖。砂壤土土柱蒸發(fā)試驗得到的蒸發(fā)系數(shù)與干土層厚度關(guān)系曲線干土層厚107上式表明，在土質(zhì)相同且外界蒸發(fā)條件基本不變時，土壤蒸發(fā)強度在形成干土層前，受土壤表層含水率制約；在形成干土層后，土壤蒸發(fā)強度主要受干土層厚度影響。干土層形成可抑制土壤水蒸發(fā)，農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中可采用中耕松土等措施，促使形成表土干土層，抑制土壤蒸發(fā)。綜上所述，在表土含水率降低至臨界含水率c以下(包括干土層形成前后)，蒸發(fā)系數(shù)可表示為：θ0——形成干土層時蒸發(fā)面含水率；δ——干土層厚度；a、b、c、D——與土質(zhì)有關(guān)的試驗常數(shù)。上式表明，在土質(zhì)相同且外界蒸發(fā)條件基本不變時，土壤蒸發(fā)強度在108小結(jié)蒸發(fā)系數(shù)與表土含水率關(guān)系可綜合表示為：E——表土蒸發(fā)強度（m/d）；E0——水面蒸發(fā)強度（m/d）；θc——表土蒸發(fā)臨界含水率；θ0——形成干土層時蒸發(fā)面含水率；a、b、c、D——與土質(zhì)有關(guān)的試驗常數(shù)。小結(jié)蒸發(fā)系數(shù)與表土含水率關(guān)系可綜合表示為：E——表土蒸發(fā)強度1094.3潛水的穩(wěn)定蒸發(fā)潛水穩(wěn)定蒸發(fā)的含義當(dāng)?shù)叵滤幌鄬Ψ€(wěn)定、外界蒸發(fā)條件不變，土壤水分蒸發(fā)強度與地下水補給量達(dá)到平衡時，地下水面以上土層中土壤水分運動達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)，此時的土壤水蒸發(fā)等于潛水蒸發(fā)。這種情況常發(fā)生在河流、長期輸水渠道、平原水庫兩側(cè)和水稻田附近。4.3潛水的穩(wěn)定蒸發(fā)潛水穩(wěn)定蒸發(fā)的含義110均質(zhì)土穩(wěn)定蒸發(fā)時土壤含水量和吸力如何分布呢？均質(zhì)土壤的穩(wěn)定蒸發(fā)Ez0θS均質(zhì)土穩(wěn)定蒸發(fā)時土壤含水量和吸力如何分布呢？均質(zhì)土壤的穩(wěn)定蒸111在土壤水分穩(wěn)定運動情況下，表土蒸發(fā)與土壤水流量相等，即ε——表土蒸發(fā)強度；q——土壤水流量；h——土壤負(fù)壓；k——水力傳導(dǎo)度；z——自地下水面算起，向上為正。上式對z積分得：均質(zhì)土壤的穩(wěn)定蒸發(fā)在土壤水分穩(wěn)定運動情況下，表土蒸發(fā)與土壤水流量相等，即ε——112將以上任一k的表達(dá)式代入，當(dāng)n=2時，Ks——飽和導(dǎo)水率；b、c、n——經(jīng)驗常數(shù),一般土壤顆粒越細(xì),n越小,n=1-4。對上式積分，利用z=0，h=0，有設(shè)z=d時的負(fù)壓為hd，則有將以上任一k的表達(dá)式代入，當(dāng)n=2時，Ks——飽和導(dǎo)水率；113當(dāng)ε達(dá)到潛水蒸發(fā)極限時，hd較大近似計算時，令b≈0，則中當(dāng)表層負(fù)壓很大時，hd∞，則中故所以則Εmax為最大潛水蒸發(fā)強度當(dāng)ε達(dá)到潛水蒸發(fā)極限時，hd較大近似計算時，令b≈0，則中當(dāng)114以上各式表明在外界蒸發(fā)能力大于土壤輸水能力時,最大潛水蒸發(fā)強度max僅決定于土壤輸水能力,而輸水能力僅決定于土壤的特性和地下水埋深，與外界條件無關(guān)。即在外界蒸發(fā)能力超過max時，潛水蒸發(fā)等于極限蒸發(fā)強度max。當(dāng)外界蒸發(fā)能力低于max，潛水蒸發(fā)強度則決定于土壤含水率與外界蒸發(fā)能力(常以水面蒸發(fā)0表示)。同理得：以上各式表明在外界蒸發(fā)能力大于土壤輸水能力時,最大潛水蒸發(fā)強115目前廣泛采用的公式是阿維里揚諾夫公式：4.4土壤水穩(wěn)定蒸發(fā)的經(jīng)驗公式目前廣泛采用的公式是阿維里揚諾夫公式：4.4土壤水穩(wěn)定蒸發(fā)116葉水庭公式：張朝新公式雷志棟公式葉水庭公式：張朝新公式雷志棟公式1174.5蒸發(fā)條件下土壤水分運動方程及定解條件蒸發(fā)條件下土壤水分運動方程Ez0d初始條件(初始h或已知)4.5蒸發(fā)條件下土壤水分運動方程及定解條件蒸發(fā)條件下土壤水118E——表土蒸發(fā)強度（m/d）；E0——水面蒸發(fā)強度（m/d）；θb——表土含水率；

θc——表土蒸發(fā)臨界含水率；θ0——形成干土層時蒸發(fā)面含水率；d——水位埋深(m)；

a、b、c、D——與土質(zhì)有關(guān)的試驗常數(shù),z——水流方向坐標(biāo)，向上為正。邊界條件上邊界條件E——表土蒸發(fā)強度（m/d）；E0——水面蒸發(fā)強度（m/d）119下邊界條件地下水位不變或變化很?。ㄔO(shè)地下水位埋深為d）地下水位隨蒸發(fā)而下降時地下水埋深很大，,土壤蒸發(fā)時主要消耗地下水面以上土層中的水分,計算范圍內(nèi)下邊界含水率保持初始含水率下部為補給流量已知的邊界或不透水邊界下邊界條件地下水位不變或變化很?。ㄔO(shè)地下水位埋深為d）地下水120習(xí)題1試將下列公式表示的潛水最大蒸發(fā)量和潛水位埋深的關(guān)系與實測資料進(jìn)行比較，分析哪個公式最能反映實際情況。ks——飽和導(dǎo)水率；d——地下水位埋深習(xí)題1ks——飽和導(dǎo)水率；d——地下水位埋深121埋深(m)0.10.51.01.52.0砂卵礫石892.062.824.99.1細(xì)砂904.6578.2169.783.357.6輕粘土1106.7852.3452.5127.9294.0輕粘土2629.6494.6埋深(m)3.04.05.06.07.0砂卵礫石11.011.09.16.53.0細(xì)砂13.07.61.112.63.3輕粘土63.526.215.64.912.7輕粘土248.852.615.314.5某干旱地區(qū)潛水最大年蒸發(fā)量統(tǒng)計(mm,1993-2000)埋深(m)0.10.51.01.52.0砂卵礫石8122包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件123第五章土壤—植物—大氣系統(tǒng)中的水流運動5.1概述5.2植物體中水流5.3騰發(fā)量的估算5.4植物根系吸水規(guī)律第五章土壤—植物—大氣系統(tǒng)中的水流運動5.1概述1245.1概述SPAC系統(tǒng)的概念長期以來，土壤物理學(xué)、植物生理學(xué)及氣象學(xué)等學(xué)科，在各自領(lǐng)域里，對水分運動規(guī)律分別進(jìn)行研究，把一個本來統(tǒng)一的整體，人為地隔裂為一個個孤立的部分進(jìn)行研究。田間水分循環(huán)中的土壤、植物與大氣是一個物理上統(tǒng)一的動態(tài)系統(tǒng)，各種過程相互關(guān)連，Philip，J.R.(1966)把這個系統(tǒng)稱為土壤—植物—大氣連續(xù)體(Soil-Plant-AtmosphereContinuum)，簡稱SPAC系統(tǒng)。在這個系統(tǒng)中，水總是從能量高處向能量低處運動，“水勢”在土壤、植物和大氣中普遍通用。5.1概述SPAC系統(tǒng)的概念125水勢決定SPAC中水的運動方向SPAC中的水分由水勢高處向水勢低處運動。土壤中的水分運動（土面蒸發(fā)與入滲）。根系吸水過程。決定于土壤的特性和根系吸水性能。水在植物體內(nèi)運移、輸送過程。決定于植物體的輸水能力。植物體內(nèi)水分向大氣散發(fā)過程。決定于葉面水汽壓與大氣水汽壓差。SPAC系統(tǒng)的水分循環(huán)是一個統(tǒng)一的物理過程。水勢決定SPAC中水的運動方向SPAC中的水分由水勢高處向126SPAC系統(tǒng)水流運動復(fù)雜SPAC系統(tǒng)中水流運動是一個十分復(fù)雜的過程。水在土壤和植物體中運移涉及土壤特性和植物體內(nèi)水分輸送的規(guī)律，由葉面或土面蒸散作用，使液態(tài)水轉(zhuǎn)為汽態(tài)水。水的狀態(tài)發(fā)生變化，運動規(guī)律也就不同。這是一個涉及因素很多、變化十分復(fù)雜的過程。目前，對SPAC系統(tǒng)的水流運動研究尚處于初始階段，許多理論問題沒有解決，許多問題有待深入研究。SPAC系統(tǒng)水流運動復(fù)雜SPAC系統(tǒng)中水流運動是一個十分復(fù)1275.2植物體中水流植物細(xì)胞的構(gòu)成細(xì)胞是由細(xì)胞壁、原生質(zhì)體和液泡三部分組成的。細(xì)胞壁是一種完全可透性膜。細(xì)胞膜和液泡膜都是水分子可以通過而溶質(zhì)分子不能通過的半透性膜。原生質(zhì)體可允許水分子通過。當(dāng)完全不允許溶質(zhì)分子通過時，為完全半透膜，當(dāng)溶質(zhì)分子有選擇性地通過時，為選擇性半透膜。細(xì)胞膜液泡膜成熟細(xì)胞中，液泡體積可占細(xì)胞總體積的90％，液泡里的細(xì)胞液是一種成分組成復(fù)雜的溶液。干燥植物種子的吸水作用稱為吸脹；生長中的植物，有液泡的細(xì)胞吸水作用稱為滲透。5.2植物體中水流植物細(xì)胞的構(gòu)成細(xì)胞膜液泡膜成熟細(xì)胞中，液128植物體內(nèi)水勢溶質(zhì)勢（ψs）植物根系吸水的機(jī)理是因液泡膜(也稱原生質(zhì)膜)為半透膜，液泡膜內(nèi)的細(xì)胞液是含有多種成分溶質(zhì)的復(fù)雜溶液。由于溶質(zhì)的存在，與純水相比，降低了自由能，其能量相對差值為溶質(zhì)勢，也稱滲透壓勢。在勢能梯度作用下，就產(chǎn)生吸水或失水的過程，溶質(zhì)勢為負(fù)值。細(xì)胞溶質(zhì)勢的高低，主要取決于液泡內(nèi)溶液的濃度，溫帶生長的大多數(shù)作物細(xì)胞的溶質(zhì)勢為-10X105～-20X105Pa之間。植物體內(nèi)水勢129壓力勢（ψp）當(dāng)水進(jìn)入細(xì)胞，細(xì)胞因吸水而膨脹，此時，原生質(zhì)體向細(xì)胞壁產(chǎn)生壓力，稱為膨壓；相應(yīng)地，細(xì)胞壁也將對內(nèi)產(chǎn)生壓力，稱為壁壓，膨壓和壁壓大小相等，方向相反。原生質(zhì)體所受壁壓為正壓力，該壓力引起的水勢稱為壓力勢，為正值?；|(zhì)勢（ψm）細(xì)胞原生質(zhì)體組成的物質(zhì)都為親水膠體，有很大的吸水力，因而降低了水分的自由能，引起的水勢為基膜勢(也稱基質(zhì)勢)，為負(fù)值。植物體內(nèi)細(xì)胞的總水勢可用下式表示：壓力勢（ψp）植物體內(nèi)細(xì)胞的總水勢可用下式表示：130當(dāng)細(xì)胞膠體被水飽和時，基質(zhì)勢趨近于零，僅-0.1X105Pa左右，可忽略不計。此時，植物細(xì)胞水勢可表示為：干燥的種子，細(xì)胞未形成液泡，則溶質(zhì)勢和壓力勢均為零，僅有基質(zhì)勢。由于原生質(zhì)體呈凝膠狀，吸水作用很強。一旦和周圍環(huán)境中的水分接觸，在基質(zhì)勢的作用，水分便迅速進(jìn)入細(xì)胞(凝膠內(nèi)部)，發(fā)生吸脹作用。一粒干燥種子的基質(zhì)勢可達(dá)-1Xl05-3X105Pa。若細(xì)胞繼續(xù)吸水，壓力勢等于溶質(zhì)勢時，細(xì)胞水勢等于零。則細(xì)胞失去吸水能力。上述細(xì)胞中水勢的變化是由各分勢變化引起的，而各分勢的變化并非獨立的，而是相互關(guān)聯(lián)的。植物根系內(nèi)的生理活動使根系從土壤中吸水，并從根部上升的壓力稱為根壓。根壓使植物吸水的現(xiàn)象稱為主動吸水。而植物蒸騰作用引起植物根部從土壤中吸水，補充植物體消耗水分的現(xiàn)象稱為被動吸水。植物在這些吸水力作用下，使土壤水分源源不斷吸入植物體內(nèi)，滿足生命活動的需要。當(dāng)細(xì)胞膠體被水飽和時，基質(zhì)勢趨近于零，僅-0.1X105131植物體中水流植物由根系從土壤中吸收水分，極少量用于各種代謝作用，主要消耗于蒸騰作用。在充分供水條件下，外界蒸發(fā)條件基本不變，可假定流經(jīng)植物體內(nèi)的水流為穩(wěn)定流。即葉面蒸騰強度等于植物體內(nèi)輸水速度等于植物根部對土壤水分的吸收速度，可用下式表示：臨界葉水勢-30bar植物體中水流植物由根系從土壤中吸收水分，極少量用于各種代謝1325.3騰發(fā)量的估算騰發(fā)量概述

騰發(fā)量是單位時間、單位面積上土面蒸發(fā)和作物蒸騰量之和。它是分析計算作物生長條件下土壤水分運動的基本資料。影響騰發(fā)量的因素供給能量（液氣）——外界條件水汽輸送——土壤特性、植物本身特性土壤水分和植物吸水性能則是控制騰發(fā)的第三個因素。土壤含水率越高，輸水能力越高，可向植物根系充分供水。植物不同生長階段，蒸騰量不同。5.3騰發(fā)量的估算騰發(fā)量概述影響騰發(fā)量的因素133騰發(fā)量的類型潛在騰發(fā)量：指地面完全覆蓋，高度均勻一致，充分供水條件下，短的綠草地(如牧草)上騰發(fā)的水量，主要受氣象條件影響。作物最大騰發(fā)量：作物在充分供水，生長良好條件下的最大騰發(fā)量。它除受氣象條件影響外，還與作物及生育階段有關(guān)。作物實際騰發(fā)量：在田間實際條件下作物的蒸發(fā)量。它除受氣象條件、作物及其生育階段影響外，還受土壤水分狀況的影響。騰發(fā)量的類型134作物蒸騰和土壤蒸發(fā)的區(qū)別不同點：作物的蒸騰不僅決定于外界條件、土壤性質(zhì)和土壤含水量，同時也與作物特點有關(guān)。共同點，在于它也具有兩個階段。在土壤含水率高于臨界含水率時，作物蒸騰也僅與外界條件有關(guān)，而在臨界含水率以下時，蒸騰強度同樣隨水分消耗而不斷下降，其數(shù)值與有效含水率(可被作物利用的含水率)成直線關(guān)系。作物蒸騰和土壤蒸發(fā)的區(qū)別共同點，在于它也具有兩個階段。135潛在騰發(fā)量的估算方法空氣動力學(xué)法（根據(jù)紊流擴(kuò)散理論計算騰發(fā)強度）；能量平衡法（利用能量平衡原理估算騰發(fā)量）；綜合法Penman-Monteith公式（以上兩種方法結(jié)合）；FAO-PPP-17修正式經(jīng)驗公式法。潛在騰發(fā)量的估算方法空氣動力學(xué)法（根據(jù)紊流擴(kuò)散理論計算騰發(fā)136空氣動力學(xué)法空氣動力學(xué)法根據(jù)紊流擴(kuò)散理論計算騰發(fā)強度，又稱紊流擴(kuò)散法。由于近地表的空氣處于紊流流態(tài)，根據(jù)紊流擴(kuò)散理論：ET—單位時間，單位面積上的騰發(fā)量[g/(cm2s)]ρ—空氣的密度(g/cm3)[在20oC、1013mbar時為1.2X10-3g/cm3]；—水的分子量與空氣的分子量之比(為0.622)；Pa—大氣壓(mbar)；el，e2—相應(yīng)于離地面高度為z1和z2處的水汽壓(mbar)；u1,u2—相應(yīng)于離地面高度為z1和z2處的平均風(fēng)速，具速度量綱(m/s)；K—是馮.卡曼(VonKarman)常數(shù)(0.41)?？諝鈩恿W(xué)法空氣動力學(xué)法根據(jù)紊流擴(kuò)散理論計算騰發(fā)強度，又稱紊137能量平衡法能量平衡方法利用能量平衡原理估算騰發(fā)量。將騰發(fā)看作能量消耗過程，通過平衡計算，求出騰發(fā)所消耗的能量，再將其折算成水量，用以計算作物田間耗水量。計算騰發(fā)強度ET的計算式為L—汽化潛熱(J/g)；β—鮑文比；Rn—土壤表面的凈輻射[J/(cm2d)]；G—土壤表面的熱通量[J/(cm2d)]；—濕度計常數(shù)，與氣壓和溫度有關(guān)，可近似取值為0.66mbar/oC；T1，T2—分別為兩個不同高度z1、z2處的絕對溫度；e1，e2—為兩個不同高度zl、z2處的水汽壓(mbar)。能量平衡法能量平衡方法利用能量平衡原理估算騰發(fā)量。將騰發(fā)看作138綜合法—彭曼公式彭曼公式是在紊流擴(kuò)散法與能量平衡法基礎(chǔ)上建立的，它是上述兩種方法綜合結(jié)果。由英國Penman(1948)提出，是目前計算騰發(fā)量中應(yīng)用較為廣泛的方法。假定：蒸發(fā)面水汽壓力為飽和水汽壓力，該壓力僅是溫度的函數(shù)，求得的騰發(fā)量為潛在騰發(fā)量ET；蒸發(fā)面處的氣溫t與觀測高程z2(=2m)處氣溫相等。綜合法—彭曼公式彭曼公式是在紊流擴(kuò)散法與能量平衡法基礎(chǔ)上建139es2—觀測高度z2面上的飽和水汽壓；es0—蒸發(fā)面上的水汽壓；T2,T0—分別為觀測面上和蒸發(fā)面上的絕對溫度；—濕度計常數(shù)(mbar/℃)；Ea—干燥力，蒸發(fā)面上溫度等于氣溫時的蒸發(fā)量(mm/d).u1,u2—z2高度上風(fēng)速(m／s)；es1,e2—分別表示觀測面上飽和水汽壓和量測時實際水汽壓(一般以mbar計)。上式中，濕度計常數(shù)與氣壓有關(guān)，es,是溫度的函數(shù)，在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓(1013mbar)時有關(guān)數(shù)值如表所示。es2—觀測高度z2面上的飽和水汽壓；140FAO-PPP-17彭曼修正式FAO-PPP-17彭曼修正式141經(jīng)驗公式法以太陽輻射Rs為指標(biāo)的估算騰發(fā)量的公式

LETp＝a1Rs

+a2

a1,a2—經(jīng)驗系數(shù)，隨作物和地點而異，由田間試驗資料確定。式中ETpi—第i個月份的潛在蒸發(fā)量(mm/d)；T—相應(yīng)月份的日氣溫平均值(℃)；Pdi—該月份日平均白晝小時占全年晝長小時的百分?jǐn)?shù)；Ci—經(jīng)驗系數(shù)。以氣溫為指標(biāo)的騰發(fā)量公式可用時段內(nèi)平均氣溫或積溫表示，1977年FAO推薦公式：經(jīng)驗公式法以太陽輻射Rs為指標(biāo)的估算騰發(fā)量的公式式中ETp142以空氣濕度為指標(biāo)估算騰發(fā)量的公式ETp＝(es-e)式中—經(jīng)驗系數(shù)；es—蒸發(fā)面上飽和水汽壓；e—空氣中實際水汽壓。水面蒸發(fā)量法以水面蒸發(fā)量來反映綜合氣象因素，其一般形式為ETp＝E0式中:E0—水面蒸發(fā)量；—經(jīng)驗常數(shù)，決定于參考作物和蒸發(fā)皿的類型。以上公式經(jīng)驗系數(shù)，均需由試驗資料確定。應(yīng)根據(jù)當(dāng)?shù)貤l件選用合適公式，以實測試驗資料確定經(jīng)驗系數(shù)。以空氣濕度為指標(biāo)估算騰發(fā)量的公式水面蒸發(fā)量法以水面蒸發(fā)量來143作物實際騰發(fā)量的計算作物系數(shù)Kc反映了作物和土壤因素。作物因素:作物種類、作物生理特性、發(fā)育階段、播種日期、生長期長短等。地理位置:不同地區(qū)作物系數(shù)變化規(guī)律不同，除赤道附近Kc基本為常數(shù)外，其他地區(qū)作物系數(shù)都隨作物的生長期而變化。Kc值通常參考聯(lián)合國糧農(nóng)組織灌溉及排水從書第24卷提出的作物生育四階段標(biāo)準(zhǔn)劃分：初期、發(fā)展期、中期、后期。根據(jù)潛在騰發(fā)量估算作物實際騰發(fā)量計算出的潛在騰發(fā)量，必須根據(jù)作物系數(shù)Kc和土壤供水系數(shù)K加以修正，才能求得實際的騰發(fā)量，計算公式為：ET(t)=ETpKcK作物實際騰發(fā)量的計算作物系數(shù)Kc反映了作物和土壤因素。根據(jù)144部分作物生長階段天數(shù)（d）部分作物生長階段天數(shù)（d）145包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件146部分作物在生長中期和完熟時的Kc值部分作物在生長中期和完熟時的Kc值147華北地區(qū)冬小麥作物系數(shù)Kc華北地區(qū)冬小麥作物系數(shù)Kc148華北地區(qū)夏玉米作物系數(shù)Kc華北地區(qū)夏玉米作物系數(shù)Kc149華北地區(qū)棉花作物系數(shù)Kc華北地區(qū)棉花作物系數(shù)Kc150土壤供水修正系數(shù)K，與土壤質(zhì)地及土壤含水量有關(guān)。農(nóng)田騰發(fā)量隨土壤含水率變化，一般可分為兩個階段，當(dāng)土壤含水率高于臨界含水率時，農(nóng)田騰發(fā)量大小主要取決于氣象條件和作物生長狀況，不隨土壤含水率而變化，稱為穩(wěn)定騰發(fā)階段。此時，作物實際騰發(fā)量與潛在騰發(fā)量的關(guān)系為：ET—土壤充分供水時，t時段內(nèi)平均騰發(fā)量；P—t時段內(nèi)降雨P(guān)；I—t時段內(nèi)灌水總量；Q—t時段內(nèi)根層以下深層滲漏量；W—t時段內(nèi)，計算深層滲漏量所取斷面以上土體所消耗的水量(可用時段始末土壤含水率剖面求得)。此時ET為作物根層平均土壤含水率高于臨界含水率時的農(nóng)田實際騰發(fā)量，可根據(jù)田間試驗資料，用水量平衡方法求得：土壤供水修正系數(shù)K，與土壤質(zhì)地及土壤含水量有關(guān)。151根據(jù)臨西試驗站實測資料通過平衡計算求得平均作物系數(shù)與相對時間(作物生長歷時與全生育期歷時的比值)關(guān)系曲線。根據(jù)臨西試驗站實測資料通過平衡計算求得平均作物系數(shù)與相對152包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件153土壤供水修正系數(shù)K可用經(jīng)驗公式確定當(dāng)土壤含水率低于某一臨界值時，由于土壤供水能力有限，騰發(fā)量受到抑制，農(nóng)田騰發(fā)量將隨土壤含水率而變化，此階段為非穩(wěn)定騰發(fā)階段。M.Jenson公式：Thornthwaite公式：土壤供水修正系數(shù)K可用經(jīng)驗公式確定當(dāng)土壤含水率低于某一臨界154根據(jù)水面蒸發(fā)量估算作物實際蒸騰量水面蒸發(fā)量是氣象因素中最容易獲得的第一手資料，而潛在騰發(fā)量則需要通過試驗或計算求得。根據(jù)水面蒸發(fā)量估算騰發(fā)量可采用下式：

ET/E0＝a+b式中：a,b—經(jīng)驗常數(shù)，視作物種類、生長階段和土壤條件而定。不同階段采用的常數(shù)a,b應(yīng)根據(jù)試驗資料分別測定。若在各生長階段采用相同常數(shù)，則需根據(jù)作物系數(shù)加以修正。根據(jù)水面蒸發(fā)量估算作物實際蒸騰量水面蒸發(fā)量是氣象因素中最容155包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件156包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件157包氣帶水文地質(zhì)學(xué)課件1585.4植物根系吸水規(guī)律根系吸水的影響因素土壤因子植被因子氣象因子5.4植物根系吸水規(guī)律根系吸水的影響因素159土壤因子不同土壤水力特性對于水分在土壤、土壤-根的傳輸?shù)挠绊?與土壤含水量(土壤水勢)有著密切的關(guān)系,根系的吸水速率與土壤的非飽和導(dǎo)水率成正比；與土壤和植物兩者之間的水勢差成正比；不同的土壤物理特性影響植物根系生長發(fā)育。不同土壤條件下植物根系的生長發(fā)育、根系的分布狀況也不同。根系在土壤中的分布對于根系吸取水分的能力和速率有著十分重要的影響。土壤因子不同土壤水力特性對于水分在土壤、土壤-根的傳輸?shù)挠绊?60植物因子除了植物根系,地上部分的生長及其需水要求對根系吸水也有重要影響。在土壤含水量較高時,作物葉面積與根系吸水速率成正比,在土壤含水量較低時,這種相關(guān)性就很小,葉面積指數(shù)的減小會導(dǎo)致植物對水分狀況的敏感性下降。在SPAC系統(tǒng)的水分運移中,植物是聯(lián)系土壤和大氣的主要環(huán)節(jié)。根長密度根系活性植物因子除了植物根系,地上部分的生長及其需水要求對根系吸水也161氣象因子氣象條件決定著植物對水分的需求,并由此調(diào)節(jié)了SPAC內(nèi)部的水勢梯度。當(dāng)土壤含水率高于臨界含水率時，根系吸水主要取決于氣象條件和作物生長狀況，不隨土壤含水率而變化；在適于根系生理活動的溫度范圍內(nèi)，溫度升高，吸水加強；相反，溫度降低，則吸水減弱。氣象因子氣象條件決定著植物對水分的需求,并由此調(diào)節(jié)了SPAC162根系吸水研究有微觀和宏觀兩種途徑。微觀模型采取單根徑向流模型描述根系吸水過程。宏觀模型是忽略水分向單根的流動，將整個土——根系統(tǒng)看作一個連續(xù)體，在土壤水分運動中引入一個以一定模式分布的根系吸水速率項（源匯項）加以體現(xiàn)。在目前開展土壤植物大氣連續(xù)體的模擬研究中，根系吸水在水流連續(xù)方程中常作為一個吸水項處理，即廣泛采用根系吸水的宏觀模型。根據(jù)建立模型時經(jīng)驗和理論側(cè)重的不同,可以將根系吸水模型分為3類:經(jīng)驗?zāi)Ｐ汀虢?jīng)驗半理論模型和理論模型。根系吸水模型根系吸水研究有微觀和宏觀兩種途徑。根系吸水模型163經(jīng)驗?zāi)Ｐ停ㄎ⒂^模型）經(jīng)驗?zāi)Ｐ褪且约俣ㄖ参锔捣植季鶆?土壤水勢均一為基礎(chǔ)的,物理學(xué)與生物學(xué)意義正確,但是參數(shù)難于測定,不便于實際應(yīng)用。Gardner提出的單根吸水模型Molz等人將根系吸水過程分為土壤中水分向根表面流動和水分在根組織內(nèi)的流動兩個過程,從而考慮根的水力特性,提出的單根吸水土-根系統(tǒng)水流運動模型。r為土壤中某點到根中心的徑向距離;rr為根半徑;θ為土壤含水量,Ψ為土壤水勢;θ0、Ψ0為初始值;ｋ(Ψ)、Ｄ(θ)為土壤導(dǎo)水率和擴(kuò)散率;ｑ為單位根長的吸水速率。Ψm為土壤基質(zhì)勢;c為比水容量;rs為相鄰2條根間距的中點到根軸線的距離;Ψt為作物根組織水勢;Dt為根組織水分?jǐn)U散系數(shù);re為根內(nèi)皮層半徑。經(jīng)驗?zāi)Ｐ停ㄎ⒂^模型）經(jīng)驗?zāi)Ｐ褪且约俣ㄖ参锔捣植季鶆?土壤水164經(jīng)驗?zāi)Ｐ停ㄎ⒂^模型）特點微觀模型對定量描述根系區(qū)的微觀區(qū)域土壤水分運動規(guī)律、分析根吸水的機(jī)理、根水勢和土水勢的關(guān)系以及蒸騰時土壤和根水勢變化特征有一定的作用；沒有考慮根層不同位置上根系密度不同所帶來根系吸水速率的差異,也沒有考慮根系吸水分布隨根系生長的變化;將建立在單根吸水層次上模型應(yīng)用于宏觀整個根系系統(tǒng)的吸水卻是不可行的，所以其應(yīng)用和研究受到一定的限制。經(jīng)驗?zāi)Ｐ停ㄎ⒂^模型）特點165Selim和Iskandar(1978)提出蒸騰量在根系層內(nèi)按各層單位體積根長L與導(dǎo)水率k的乘積分配的公式Molz(1981)采用蒸騰量在根系層內(nèi)按[L(hs-hr)]的乘積進(jìn)行分配的公式半經(jīng)驗半理論模型Molz和Remson(1970)提出蒸騰量在根系層內(nèi)按各層單位體積根長L與擴(kuò)散度D的乘積分配Selim和Iskandar(1978)提出蒸騰量在根系層內(nèi)166Feddes，Kowalik，Zaradny(1978)提出以土壤負(fù)壓為基礎(chǔ)的表達(dá)式h1,h2,h3,h4—分別為相應(yīng)于r，d，an，s時的土壤負(fù)壓值。h1h2h3h40α(h)5.4根系吸水規(guī)律SPAC167Feddes，Kowalik，Zaradny(1978)提出Molz和Remson(1976)提出作物蒸騰量(根系吸水總量)在根層內(nèi)按4:3:2:l的比例分配。即根系吸水率在根層內(nèi)接線性分布的公式T—作物的蒸騰量；Lr—有效根層的深度。5.4根系吸水規(guī)律SPAC168Molz和Remson(1976)提出作物蒸騰量(根系吸水總半經(jīng)驗半理論模型的特點半經(jīng)驗半理論模型能較好地考慮植物生長對水分吸收的影響,以及植物根系阻力與水流推動力和水流速度的關(guān)系。其結(jié)果可直接應(yīng)用到田間。但大多數(shù)半經(jīng)驗半理論模型沒有考慮根系微區(qū)的水勢梯度,將根系描述成固定的阻力網(wǎng)絡(luò),不允許根系傳導(dǎo)性隨時間變化,因此限制了該類模型的應(yīng)用。半經(jīng)驗半理論模型的特點半經(jīng)驗半理論模型能較好地考慮植物生長