第2章农状况资料课件

2024/7/112024/7/111 1第二章第二章 农田水分状况农田水分状况 农田水分状况系指农田地面水、农田水分状况系指农田地面水、土壤水和地下水的多少及其在时间土壤水和地下水的多少及其在时间上的变化上的变化。一切农田水利措施包括。一切农田水利措施包括灌溉、排水及水情的调节，归根到灌溉、排水及水情的调节，归根到底都是为了调节和控制农田水分状底都是为了调节和控制农田水分状况，从而改善土壤的空气、热和养况，从而改善土壤的空气、热和养分状况，也就是改善土壤的肥力状分状况，也就是改善土壤的肥力状况（况（水、肥、气、热水、肥、气、热），并且给农），并且给农田造成有利的小气候，促进农业增田造成有利的小气候，促进农业增产的目的。产的目的。2024/7/112024/7/112 2本本 章章 内内 容容u农田水分存在的基本形式农田水分存在的基本形式u旱作地区的农田水分状况旱作地区的农田水分状况u水稻地区的农田水分状况水稻地区的农田水分状况u农田水量平衡方程农田水量平衡方程u土壤水分运动方程与入渗土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113 3地下水地下水土壤水土壤水地面水地面水第一节第一节 农田水分存在的基本形式农田水分存在的基本形式一、农田水分的三种存在形式一、农田水分的三种存在形式一、农田水分的三种存在形式一、农田水分的三种存在形式地面水地面水 主要来源于大气主要来源于大气降水和灌溉水。它不能被降水和灌溉水。它不能被作物直接吸收利用，旱作作物直接吸收利用，旱作农田若浸没时间过长会给农田若浸没时间过长会给作物带来灾害，它只有及作物带来灾害，它只有及时转换成土壤水后才能被时转换成土壤水后才能被作物吸收利用，而且它是作物吸收利用，而且它是农田土壤水的主要来源。农田土壤水的主要来源。其转换途径就是其转换途径就是渗透渗透。2024/7/112024/7/114 4地下水地下水 一般埋藏于作物耕层一般埋藏于作物耕层土壤之下一定深度以下，土壤之下一定深度以下，若直接埋藏于作物耕层若直接埋藏于作物耕层之内，会给作物生长带之内，会给作物生长带来一定的危害（来一定的危害（渍灾渍灾），），它也必须转换成土壤水它也必须转换成土壤水才能被作物吸收利用，才能被作物吸收利用，其转换途径是通过其转换途径是通过毛细毛细力的作用上升到作物耕力的作用上升到作物耕作层作层。一、农田水分的三种存在形式一、农田水分的三种存在形式地下水位毛细水毛细水地表根系活动层2024/7/112024/7/115 5土壤水土壤水 农田水利学中所指的土壤水是指存储在作物耕层（农田水利学中所指的土壤水是指存储在作物耕层（60-100cm）土壤内的水分，而作物根系遍及土壤耕层，在作物）土壤内的水分，而作物根系遍及土壤耕层，在作物根毛吸水力作用之下，把土壤水中能够运动的液体水分不断地根毛吸水力作用之下，把土壤水中能够运动的液体水分不断地吸入植物体，供作物各方面使用。吸入植物体，供作物各方面使用。一、农田水分的三种存在形式一、农田水分的三种存在形式2024/7/112024/7/116 6 在地面水、地下在地面水、地下水、土壤水这三种水、土壤水这三种形式的农水水分存形式的农水水分存在形式中，土壤水在形式中，土壤水是唯一的与作物生是唯一的与作物生长有关的水分，但长有关的水分，但地面水和地下水则地面水和地下水则是土壤水的源泉。是土壤水的源泉。一、农田水分的三种存在形式一、农田水分的三种存在形式 土壤水土壤水作物生长的唯一有效水分作物生长的唯一有效水分 地下水地下水 土壤水的源泉之一土壤水的源泉之一 地面水地面水 土壤水的源泉之一土壤水的源泉之一入渗转化入渗转化毛细管上升转化毛细管上升转化2024/7/112024/7/117 7二、土壤水的存在形式及其有效性二、土壤水的存在形式及其有效性（一）土壤水的存在形式（一）土壤水的存在形式 吸着水吸着水吸着水吸着水重力水重力水重力水重力水 毛管水毛管水毛管水毛管水 汽态水汽态水汽态水汽态水土壤水土壤水土壤水土壤水2024/7/112024/7/118 8（一）土壤水的存在形式（一）土壤水的存在形式 1.汽态水汽态水 汽态水是存在于土壤空隙中的水汽，以汽体状态储存在土壤孔隙之汽态水是存在于土壤空隙中的水汽，以汽体状态储存在土壤孔隙之中，有利于微生物的活动，对作物根系活动有利，但因其数量很小，故中，有利于微生物的活动，对作物根系活动有利，但因其数量很小，故在计算中略计。在计算中略计。2.吸着水吸着水 吸着水主要靠分子引力吸持的水分，有吸湿水和薄膜水两种形式。吸着水主要靠分子引力吸持的水分，有吸湿水和薄膜水两种形式。吸湿水吸湿水是吸附在土粒表面的水分。被紧束于土粒表面，不能自由移动是吸附在土粒表面的水分。被紧束于土粒表面，不能自由移动（最大吸力几万个大气压，最小最大吸力几万个大气压，最小3131个个大气压大气压），故不能为作物吸收利用。），故不能为作物吸收利用。薄膜水薄膜水吸附于吸湿水的表面，是在土粒表面形成最大的吸湿水后，剩吸附于吸湿水的表面，是在土粒表面形成最大的吸湿水后，剩余下的分子引力所吸附的液体水分。只能沿土粒表面以余下的分子引力所吸附的液体水分。只能沿土粒表面以极缓慢极缓慢的速度运的速度运移移（最小吸力最小吸力6个大气压）个大气压），只有一部分能被作物吸收利用，利用时困难，只有一部分能被作物吸收利用，利用时困难较大，故属于难利用水的一部分。较大，故属于难利用水的一部分。2024/7/112024/7/119 9（一）土壤水的存在形式（一）土壤水的存在形式 3.3.毛管水毛管水主要靠毛管力作用而吸持在土壤中的水分，毛管水被分成主要靠毛管力作用而吸持在土壤中的水分，毛管水被分成上升毛管水和悬着毛管水两种。上升毛管水和悬着毛管水两种。上升毛管水上升毛管水系指在地下水埋深较浅的情况下，地下水在毛系指在地下水埋深较浅的情况下，地下水在毛管的作用下，沿土壤毛管上升的水分，对应的水分常数是毛管的作用下，沿土壤毛管上升的水分，对应的水分常数是毛管持水量。管持水量。悬着毛管水悬着毛管水是指土壤由于毛细管作用所能保持的地面入渗是指土壤由于毛细管作用所能保持的地面入渗水分。相对应的水分常数是田间持水量。注意此处的田间持水分。相对应的水分常数是田间持水量。注意此处的田间持水量是土层含水率达到毛细管最大持水能力时悬着毛管水的水量是土层含水率达到毛细管最大持水能力时悬着毛管水的最大平均含水率。最大平均含水率。4.4.重力水重力水重力水是靠动力作用而移动的水分。运移速度快，作物很重力水是靠动力作用而移动的水分。运移速度快，作物很少吸收利用。少吸收利用。2024/7/112024/7/111010（二）土壤水的有效性（二）土壤水的有效性土壤水土壤水汽态水汽态水吸着水吸着水毛管水毛管水重力水重力水吸湿吸湿水水薄膜水薄膜水汽态水汽态水毛管水毛管水重重力力水水空气湿度空气湿度吸湿系数吸湿系数分子持水量分子持水量田间持水量田间持水量饱和含水量饱和含水量无效无效无效无效部分有效部分有效有效有效无效无效凋萎系数凋萎系数 含水量 低高使作物产生永久凋萎现象所对应的土壤含水量 土壤水有效水分区间田间持水率凋萎系数土壤水有效水分区间田间持水率凋萎系数有效区间有效区间2024/7/112024/7/111111（二）土壤水的有效性（二）土壤水的有效性土壤水有效水分区间田间持水率凋萎系数土壤水有效水分区间田间持水率凋萎系数田间持水率田间持水率 田间持水率是土壤水有效水分的上限，是调节和控制土壤田间持水率是土壤水有效水分的上限，是调节和控制土壤水分状况的重要参数。实际工作中，有两种方法获得。水分状况的重要参数。实际工作中，有两种方法获得。方法一：方法一：根据土壤性质查有关资料。根据土壤性质查有关资料。方法二：方法二：田间实测。田间实测。在田间取土点附近划出在田间取土点附近划出6m6m的面积，周围筑高的面积，周围筑高30cm的捣实土埂，在试验地块内灌水约的捣实土埂，在试验地块内灌水约20m3，灌水后用，灌水后用塑料薄膜盖住地面，塑料薄膜盖住地面，48小时后用土转取各层土壤用烘干法测小时后用土转取各层土壤用烘干法测得的含水量就是土壤的田间持水量。得的含水量就是土壤的田间持水量。2024/7/112024/7/111212（二）土壤水的有效性（二）土壤水的有效性土壤水有效水分区间田间持水率凋萎系数土壤水有效水分区间田间持水率凋萎系数2024/7/112024/7/111313（二）土壤水的有效性（二）土壤水的有效性凋萎系数凋萎系数 作为能被作物吸收利用的水分下限有以下三种方法确定。作为能被作物吸收利用的水分下限有以下三种方法确定。对于非盐碱土壤采用前两种方法确定；对于盐碱土壤采对于非盐碱土壤采用前两种方法确定；对于盐碱土壤采用第三种方法确定。用第三种方法确定。方法一：取凋萎系数是吸湿系数的方法一：取凋萎系数是吸湿系数的1.51.52 2倍。倍。吸湿系数一般采用直接法在实验室中测定；即：吸湿系数一般采用直接法在实验室中测定；即：1010硫硫酸溶液水气平衡吸附法。把通过酸溶液水气平衡吸附法。把通过1mm1mm筛孔的风干土样筛孔的风干土样5 510g10g土土样放入已称重的铝盒中，并平铺与盒底。把铝盒置于放有样放入已称重的铝盒中，并平铺与盒底。把铝盒置于放有10%10%硫酸的干燥器的白瓷板上加盖密闭并放在温度恒定的地方。硫酸的干燥器的白瓷板上加盖密闭并放在温度恒定的地方。每两到三天用精度为每两到三天用精度为0.0001g0.0001g的电子天平称重，重复多次，直的电子天平称重，重复多次，直到两次的重量差不超过到两次的重量差不超过0.0050g0.0050g。然后用烘干称重法测得土壤。然后用烘干称重法测得土壤的含水量就是土壤的吸湿系数。的含水量就是土壤的吸湿系数。2024/7/112024/7/111414凋萎系数凋萎系数 方法二：方法二：取土壤田间持水量的取土壤田间持水量的60%60%。（经验性的）。（经验性的）方法三：方法三：根据土壤根系活动层内的最小含水率必须能使根据土壤根系活动层内的最小含水率必须能使土壤溶液浓度不超过作物在各个生育时期所容许的最高值原土壤溶液浓度不超过作物在各个生育时期所容许的最高值原则确定。则确定。土壤水允许的含盐浓度最高值视盐类及作物种类而定。土壤水允许的含盐浓度最高值视盐类及作物种类而定。在土壤水允许溶液浓度已定的情况下，根吸水层内土壤最小在土壤水允许溶液浓度已定的情况下，根吸水层内土壤最小含水率由下式确定：含水率由下式确定：minmin 按盐类流液浓度要求所规定的最小含水率（干土重的百分数）；按盐类流液浓度要求所规定的最小含水率（干土重的百分数）；S S根系吸水土层中易溶于水的盐类数量（干土重百分数）；根系吸水土层中易溶于水的盐类数量（干土重百分数）；允许的盐类溶液浓度（水重的百分数）。允许的盐类溶液浓度（水重的百分数）。（二）土壤水的有效性（二）土壤水的有效性2024/7/112024/7/111515 此处的此处的旱作地区旱作地区是相对水稻地区而言的，并非是相对水稻地区而言的，并非指指旱地旱地。前面已经谈到农田水分存在的三种形式中，土前面已经谈到农田水分存在的三种形式中，土壤水是唯一的能被作物吸收利用的水分，地面水和壤水是唯一的能被作物吸收利用的水分，地面水和地下水只有及时转换成作物根系水层中的土壤水，地下水只有及时转换成作物根系水层中的土壤水，才能被作物吸收利用。在不同的条件下，地面水和才能被作物吸收利用。在不同的条件下，地面水和地下水补给土壤水的过程是不相同的，下面分二种地下水补给土壤水的过程是不相同的，下面分二种情况说明它们的转换规律。情况说明它们的转换规律。三、旱作地区的农田水分状况三、旱作地区的农田水分状况2024/7/112024/7/111616 1.1.当地下水位距地面较深和土壤上部当地下水位距地面较深和土壤上部干燥时的转换过程。干燥时的转换过程。降水或者灌溉在农田地表形成地面水，降水或者灌溉在农田地表形成地面水，地面水在重力及毛管力在作用下向土壤内渗地面水在重力及毛管力在作用下向土壤内渗透，在降水或灌溉的开始，水自地表进入表透，在降水或灌溉的开始，水自地表进入表层土壤，使其接近饱和，但其下层土壤含水层土壤，使其接近饱和，但其下层土壤含水率仍未增加，如曲线率仍未增加，如曲线所示。超过土壤田间所示。超过土壤田间持水率的部分在重力和毛管力的作用下下移，持水率的部分在重力和毛管力的作用下下移，经过一定时间后，土壤水分曲线如图经过一定时间后，土壤水分曲线如图和和所示，再经过一段时间，在土层中水分不再所示，再经过一段时间，在土层中水分不再受重力作用，向下移动趋于缓慢而达到暂时受重力作用，向下移动趋于缓慢而达到暂时平衡状态，此时水分分布曲线如曲线平衡状态，此时水分分布曲线如曲线，此，此时上部土层的含水量达到田间持水率。时上部土层的含水量达到田间持水率。土层中水分的分布达到平衡之后，又经一定土层中水分的分布达到平衡之后，又经一定时期，由于植物根系吸水和土壤蒸发，土壤时期，由于植物根系吸水和土壤蒸发，土壤水至表层开始逐步减少，其变化规律如曲线水至表层开始逐步减少，其变化规律如曲线和和。三、旱作地区的农田水分状况三、旱作地区的农田水分状况2024/7/112024/7/111717 2.2.当作物根系吸水层上面受地面水补给，而下面又受上升毛管水影当作物根系吸水层上面受地面水补给，而下面又受上升毛管水影响时的转换情况响时的转换情况 当地面水尚未开始补给地表土壤水之前，土壤中含水率如图（当地面水尚未开始补给地表土壤水之前，土壤中含水率如图（a）所示，）所示，土壤含水率随深度的增加而增大。当地面水补给土壤水时，首先在表层出土壤含水率随深度的增加而增大。当地面水补给土壤水时，首先在表层出现悬着毛管水，如图（现悬着毛管水，如图（b）所示，其特征是上、下土层含水量大，中间段）所示，其特征是上、下土层含水量大，中间段含水量小，其原因是上层有悬着毛管水存在，下层有上升毛管水存在。含水量小，其原因是上层有悬着毛管水存在，下层有上升毛管水存在。三、旱作地区的农田水分状况三、旱作地区的农田水分状况2024/7/112024/7/111818 2.2.当作物根系吸水层上面受地面水补给，而下面又受上升毛管水影当作物根系吸水层上面受地面水补给，而下面又受上升毛管水影响时的转换情况响时的转换情况随着补给时间的加长，上升毛管水和悬着毛管水会出现如图所示的吻合情随着补给时间的加长，上升毛管水和悬着毛管水会出现如图所示的吻合情况，也就是悬着毛管水和上升毛管水相接。当地面水继续补给时，上层土况，也就是悬着毛管水和上升毛管水相接。当地面水继续补给时，上层土层中的持水量超过田间持水率，就会造成地下水位的抬升，出现如图所示层中的持水量超过田间持水率，就会造成地下水位的抬升，出现如图所示的情况，如时间再长，可能出现地下水和地表面联成一体的情况。的情况，如时间再长，可能出现地下水和地表面联成一体的情况。三、旱作地区的农田水分状况三、旱作地区的农田水分状况2024/7/112024/7/111919 由于水稻的栽培技术和灌溉方法不同，因此农田水分存在的形式也不由于水稻的栽培技术和灌溉方法不同，因此农田水分存在的形式也不同。我国水稻灌水技术，传统采用田面建立一定水层的淹灌方法，故田面同。我国水稻灌水技术，传统采用田面建立一定水层的淹灌方法，故田面经常有水层存在，并不断地向根系吸水层中入渗，供给水稻根部以必要的经常有水层存在，并不断地向根系吸水层中入渗，供给水稻根部以必要的水分。根据地下水埋藏深度，不透水层位置及排泄条件的不同，地面水层、水分。根据地下水埋藏深度，不透水层位置及排泄条件的不同，地面水层、土壤水和地下水之间的关系也不同。土壤水和地下水之间的关系也不同。当地下水埋深较浅，又无出流条件时，由于地面水的不断下渗，会当地下水埋深较浅，又无出流条件时，由于地面水的不断下渗，会使地下水位至地面间土层的土壤空隙达到饱和，此时地下水位便上升到地使地下水位至地面间土层的土壤空隙达到饱和，此时地下水位便上升到地面与地面水层连成一体。面与地面水层连成一体。四、水稻地区的农田水分情况四、水稻地区的农田水分情况2024/7/112024/7/112020 当地下水位较深，且具有较好的出流条件时，地面水虽然不断下渗，当地下水位较深，且具有较好的出流条件时，地面水虽然不断下渗，并补给地下水，但地下水位经常保持在地面以下一定深度，此种情况下，并补给地下水，但地下水位经常保持在地面以下一定深度，此种情况下，地下水位至地面间土层的土壤孔隙率不一定达到饱和。地下水位至地面间土层的土壤孔隙率不一定达到饱和。水稻是喜温水、喜湿性作物，保持适宜的淹灌水深，能对稻作水分及养水稻是喜温水、喜湿性作物，保持适宜的淹灌水深，能对稻作水分及养分的供应提高良好的条件，同时还能调节和改善温度、热量和气候状况。分的供应提高良好的条件，同时还能调节和改善温度、热量和气候状况。但过深的水层对水稻生长是不利的，特别是长期的深水淹浸，更会引起水但过深的水层对水稻生长是不利的，特别是长期的深水淹浸，更会引起水稻的减产，甚至死亡。因此，淹灌水层上下限的确定具有重要的意义。稻的减产，甚至死亡。因此，淹灌水层上下限的确定具有重要的意义。四、水稻地区的农田水分情况四、水稻地区的农田水分情况2024/7/112024/7/112121 天然条件下，农田水量平衡方程天然条件下，农田水量平衡方程 天然条件下，天然条件下，农田水分的来水因素有降水农田水分的来水因素有降水P0，地下水从底面及侧向的补，地下水从底面及侧向的补给给K，流入田块的地表径流，流入田块的地表径流V。去水因素有蒸发量。去水因素有蒸发量ET，流出地块的径流量，流出地块的径流量S和下渗到深层和侧面的水量和下渗到深层和侧面的水量F。我们把来水总量和去水总量的。我们把来水总量和去水总量的差值差值叫做田叫做田块某时段的水量盈亏量，用下列的水量平衡方程式表示：块某时段的水量盈亏量，用下列的水量平衡方程式表示：Q（P0VK）（）（ETSF）Q某田块在某田块在t时段内的农田水分盈亏值，时段内的农田水分盈亏值，t可取年、季、旬、可取年、季、旬、一熟等；一熟等；P0时段大气降水量；时段大气降水量；V V流入田块的地表径流量；流入田块的地表径流量；K地下水补给根系吸水层的水量；地下水补给根系吸水层的水量；ET蒸发量（腾发量）；蒸发量（腾发量）；F下渗至深层或从旁侧渗到外区的水量；下渗至深层或从旁侧渗到外区的水量；S流出本区的地表径流量。流出本区的地表径流量。四、农田水量平衡方程四、农田水量平衡方程SF2024/7/112024/7/112222 天然条件下，农田水量平衡方程天然条件下，农田水量平衡方程 Q Q（P P0 0V VK K）（）（ETETS SF F）Q Q为为正值正值表明田块来水大于去水，也就是水分过多，会表明田块来水大于去水，也就是水分过多，会引起不同类型的灾害，如洪、涝、渍灾害等。其原因有可能是引起不同类型的灾害，如洪、涝、渍灾害等。其原因有可能是降水过大，也可能因河流洪水泛滥，湖泊漫溢、海潮浸袭和坡降水过大，也可能因河流洪水泛滥，湖泊漫溢、海潮浸袭和坡地面进入农田导致地面径流过大，还可能因地形低洼、地下水地面进入农田导致地面径流过大，还可能因地形低洼、地下水汇流和地下水位上升或出流汇流和地下水位上升或出流不畅引起。不畅引起。Q Q为为负值负值表明田块来水小于去表明田块来水小于去水，也就是水分不足，会引起干水，也就是水分不足，会引起干旱。而水分不足由于或降水不足，旱。而水分不足由于或降水不足，或蒸发过大，或大量径流排泄，或蒸发过大，或大量径流排泄，或大量水量渗漏引起。或大量水量渗漏引起。四、农田水量平衡方程四、农田水量平衡方程SFV2024/7/112024/7/112323 人为调控条件下，农田人为调控条件下，农田水量平衡方程水量平衡方程 Q Q（P P0 0V VK+K+M M）（ETETS SF F）人为调控的目的是使人为调控的目的是使Q Q为零，也就是使农田来水为零，也就是使农田来水总量和去水总量的差值为零。总量和去水总量的差值为零。调控的措施就是灌溉和排水。调控的措施就是灌溉和排水。四、农田水量平衡方程四、农田水量平衡方程SFVM2024/7/112024/7/112424灌溉制度拟定中使用的农灌溉制度拟定中使用的农田水量平衡方程田水量平衡方程 W Wt t-W-W0 0=W=WT T+P+P0 0+K+M-ET+K+M-ET =WT+P0+M-（e-k）t Wo、Wt时段初和任一时间时段初和任一时间t时时的土壤计划湿润层内的储水的土壤计划湿润层内的储水量；量；WT由于计划湿润层增加而增加由于计划湿润层增加而增加的水量；的水量；K时段时段t 内的地下水补给量，即内的地下水补给量，即Kkt；M时段基内的灌溉水量；时段基内的灌溉水量；ET-时段时段t内的作物田间需水量，即内的作物田间需水量，即ETet，e为基时段内平均为基时段内平均每昼夜的作物田间需水量。每昼夜的作物田间需水量。四、农田水量平衡方程四、农田水量平衡方程SFVM2024/7/112024/7/112525 人为调控条件下，农田水量平衡方程人为调控条件下，农田水量平衡方程 天然条件下，天然条件下，农田水分的来水因素有降水农田水分的来水因素有降水P0，地下水从底面及侧向的补，地下水从底面及侧向的补给给K，流入田块的地表径流，流入田块的地表径流V。去水因素有蒸发量。去水因素有蒸发量ET，流出地块的径流量，流出地块的径流量S和下渗到深层和侧面的水量和下渗到深层和侧面的水量F。我们把来水总量和去水总量的。我们把来水总量和去水总量的差值差值叫做田叫做田块某时段的水量盈亏量，用下列的水量平衡方程式表示：块某时段的水量盈亏量，用下列的水量平衡方程式表示：Q（PVK）（）（ETSF）Q某田块在某田块在t时段内的农田水分盈亏值，时段内的农田水分盈亏值，t可取年、季、旬、可取年、季、旬、一熟等；一熟等；M灌溉水量灌溉水量 P0时段大气降水量；时段大气降水量；V V流入田块的地表径流量；流入田块的地表径流量；K地下水补给根系吸水层的水量；地下水补给根系吸水层的水量；ET蒸发量（腾发量）；蒸发量（腾发量）；F下渗至深层或从旁侧渗到外区的水量；下渗至深层或从旁侧渗到外区的水量；S流出本区的地表径流量。流出本区的地表径流量。四、农田水量平衡方程四、农田水量平衡方程SF2024/7/112024/7/112626土壤水分运动的基本方程土壤水分运动的基本方程 土壤水分运动的研究一般有两种途径。一种是毛管理论，一种是势土壤水分运动的研究一般有两种途径。一种是毛管理论，一种是势能理论。能理论。毛管理论毛管理论把土壤看成为一束均匀的或不同管径的毛管，将土壤水运把土壤看成为一束均匀的或不同管径的毛管，将土壤水运动简化为水在毛管中的运动。毛管理论清楚易懂，动简化为水在毛管中的运动。毛管理论清楚易懂，5050年代以前应用比较广年代以前应用比较广泛，目前仍有一定实际意义。但这种方法有一定局限性，仅适用于对一些泛，目前仍有一定实际意义。但这种方法有一定局限性，仅适用于对一些简单问题的分析。简单问题的分析。势能理论势能理论则是根据在土壤水势基础上推导出的扩散方程，研究土壤则是根据在土壤水势基础上推导出的扩散方程，研究土壤的水分运动。这种方法的理论比较严谨，可以适用于各种边界条件，特别的水分运动。这种方法的理论比较严谨，可以适用于各种边界条件，特别是随着电子计算机和数值计算的应用，近是随着电子计算机和数值计算的应用，近3030年来利用势能理论研究土壤水年来利用势能理论研究土壤水分运动已取得很大的进展，用于研究有关灌溉排水中的土壤水运动问题有分运动已取得很大的进展，用于研究有关灌溉排水中的土壤水运动问题有着广阔的前景。着广阔的前景。五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/112727土壤水分运动的基本方程土壤水分运动的基本方程 思路思路：五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗连续方程连续方程运动方程运动方程基本方程基本方程2024/7/112024/7/112828土壤水分的运动方程土壤水分的运动方程 对于土壤水分运动的研究最早始于法国的达西，对于土壤水分运动的研究最早始于法国的达西，18561856年年他根据饱和砂土的渗透试验，得出了渗流通量与水力梯度成正他根据饱和砂土的渗透试验，得出了渗流通量与水力梯度成正比的结论（后称为达西定律）。比的结论（后称为达西定律）。式中：式中：q q、v v分别为土壤渗流通量和流速；分别为土壤渗流通量和流速；k k渗透系数；渗透系数；H H两断面间的水头差两断面间的水头差;L L两计算断面间的距离。两计算断面间的距离。五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/112929土壤水分的运动方程土壤水分的运动方程 I931I931年年RichardsRichards将这一规律应用于非饱和土壤水的研究，将这一规律应用于非饱和土壤水的研究，认为这一规律也适应用于非饱和土壤水，非饱和土壤水分通量认为这一规律也适应用于非饱和土壤水，非饱和土壤水分通量q q可表示为：可表示为：其中其中、m m分别为土水势、基质势，分别为土水势、基质势，K K（m m）为土壤非饱和导水率。）为土壤非饱和导水率。在二维情况下其在水平和垂直方向的渗透速度在二维情况下其在水平和垂直方向的渗透速度v vx x、v vz z可分可分别写成：别写成：五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113030式中：式中：土壤水总势能，土壤水总势能，（以总水（以总水头表示）；头表示）；非饱和土壤中的基质势，为负值；非饱和土壤中的基质势，为负值；位置水头（重力势），坐标位置水头（重力势），坐标z z 向上为正时，位置向上为正时，位置水头取正值，坐标水头取正值，坐标z z向下为正时，位置水头取负值；向下为正时，位置水头取负值；K K（）水力传导度（或导水率），为土壤体积含水力传导度（或导水率），为土壤体积含水率水率的函数的函数K K（）或土壤负压水头）或土壤负压水头h h的函数的函数K K（）；）；K Ks s饱和水力传导度；饱和水力传导度；n n经验指数，经验指数，n=3.5n=3.54 4；0 0不易移动的土壤含水率，其值可取最大分子持水不易移动的土壤含水率，其值可取最大分子持水率。率。s s土壤饱和含水率。土壤饱和含水率。五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113131 渗透系数渗透系数K K和和水力传导度水力传导度K K（）这两者具有同）这两者具有同一性又具有个性。同一性表现在它们都是土壤水分运一性又具有个性。同一性表现在它们都是土壤水分运动的参数。其个性是：动的参数。其个性是：渗透系数水在饱和土壤中，渗透系数水在饱和土壤中，水力坡降为水力坡降为1 1时的渗透速度。而水力传导度是未饱和时的渗透速度。而水力传导度是未饱和土壤中水分运动的入渗参数。土壤中水分运动的入渗参数。渗透系数渗透系数K K，对于给，对于给定质地的土壤，是个常数，而水力传导度是土壤含水定质地的土壤，是个常数，而水力传导度是土壤含水量的函数。从整个运动方程看，达西渗流方程中的势量的函数。从整个运动方程看，达西渗流方程中的势梯度由重力势和压力势梯度组成，而非饱和土壤渗流梯度由重力势和压力势梯度组成，而非饱和土壤渗流方程中的势梯度则由基质势、重力势的梯度组成。方程中的势梯度则由基质势、重力势的梯度组成。五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113232土壤水分运动的连续方土壤水分运动的连续方程程 设土壤水在垂直平面上发生二设土壤水在垂直平面上发生二维运动，取微小体积维运动，取微小体积x x z z1 1（垂直（垂直x-zx-z平面厚度为平面厚度为1 1），如图），如图1-51-5所所示。示。根据连续原理，根据连续原理，在给定时间内，在给定时间内，流入与流出单元体的水量差应等于该流入与流出单元体的水量差应等于该给定时间内单元体内储存水分的变化给定时间内单元体内储存水分的变化。即：即：五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113333 则进入和流出此体积的差值为：则进入和流出此体积的差值为：为为 五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113434 设单元体内含水量随时间的变化率为设单元体内含水量随时间的变化率为 ，则单位则单位 时间内土壤单元体中贮水量的变化为：时间内土壤单元体中贮水量的变化为：式中：式中：体积含水率。体积含水率。由由 =有土壤水分运动的连续方程：有土壤水分运动的连续方程：五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113535土壤水分运动的基本方程土壤水分运动的基本方程 将土壤水将土壤水运动运动方程代入方程代入连续连续方程得到土壤水分运动的方程得到土壤水分运动的基基本本方程：方程：考虑到考虑到则得到：以则得到：以和和 为因变量，以土壤水力传导度为因变量，以土壤水力传导度K()K()为为参数的土壤水分运动的基本方程：参数的土壤水分运动的基本方程：五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113636以以为因变量，以土壤水分扩散率为因变量，以土壤水分扩散率 和水力传和水力传导度导度K()为参数的土壤水分运动的基本方程。为参数的土壤水分运动的基本方程。作变换作变换 并令并令 将得到仅以将得到仅以为因变量，以土壤水分扩散率为因变量，以土壤水分扩散率 和水力传和水力传导度导度K()K()为参数的土壤水分运动的基本方程。为参数的土壤水分运动的基本方程。五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113737以以 为为因变量的土壤水分运动的基本方程。因变量的土壤水分运动的基本方程。由于土壤含水率由于土壤含水率与基质势与基质势 之间存在着函数关系，之间存在着函数关系，渗透系数渗透系数K()K()也可写成基质势也可写成基质势 的函数的函数K()K()，因此，土，因此，土壤水运动基本方程也可写成另一种形式。壤水运动基本方程也可写成另一种形式。首先重写运动方程如下：首先重写运动方程如下：将其代入连续方程得：将其代入连续方程得：五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113838考虑到：考虑到：代入上式得到以仅代入上式得到以仅 为因变量为因变量 和土壤水力传导度和土壤水力传导度K()K()为参数为参数的土壤水分运动的基本方程：的土壤水分运动的基本方程：式中，式中，表示基质势变化一个单位时，单位体积土壤中含水量的变表示基质势变化一个单位时，单位体积土壤中含水量的变化，其量纲是化，其量纲是L-1，C（）称为土壤的容水度或给水容量。）称为土壤的容水度或给水容量。在初始条件和边界条件已知的情况下，可根据求解条件解基本方程，求在初始条件和边界条件已知的情况下，可根据求解条件解基本方程，求得各点土壤含水率或土壤基质势或土壤水通量流量，或用数值计算法直得各点土壤含水率或土壤基质势或土壤水通量流量，或用数值计算法直接计算各点土壤含水率、基质势或土壤水通量。接计算各点土壤含水率、基质势或土壤水通量。五、土壤水分运动方程与入渗五、土壤水分运动方程与入渗2024/7/112024/7/113939（一）有关几个概念（一）有关几个概念1.入渗入渗 入渗是指水分进入土壤的过程，严格一些讲，应该是土壤通过地入渗是指水分进入土壤的过程，严格一些讲，应该是土壤通过地表（入渗界面）进入土壤的过程。在畦灌、沟灌等灌水方法之下，地表（入渗界面）进入土壤的过程。在畦灌、沟灌等灌水方法之下，地面水是通过地表这个入渗界面进入土壤，而在渗灌条件下，灌溉水是面水是通过地表这个入渗界面进入土壤，而在渗灌条件下，灌溉水是通过地下管道周围的土壤界面进入土壤的过程。通过地下管道周围的土壤界面进入土壤的过程。描述土壤入渗过程的两个主要物理量是：描述土壤入渗过程的两个主要物理量是：2.入渗率（渗吸速度或入渗速度）入渗率（渗吸速度或入渗速度）入渗率是指单位时间内通过地表（或入渗界面）单位面积入渗到入渗率是指单位时间内通过地表（或入渗界面）单位面积入渗到土壤中的水量。单位是土壤中的水量。单位是mm/min或或cm/d或或cm/hour。入渗条件下的土壤水分运动入渗条件下的土壤水分运动2024/7/112024/7/114040（一）有关几个概念（一）有关几个概念3.入渗量入渗量 入渗量是指入渗开始后一定时间内，通过地表单位面积入渗量是指入渗开始后一定时间内，通过地表单位面积入渗到土壤中的总水量，单位是入渗到土壤中的总水量，单位是mm，cm。4.入渗过程中入渗过程中,土壤含水量的时空分布土壤含水量的时空分布（x、y、z、t）土壤含水量的时空分布是指入渗过程中某时刻湿润区范土壤含水量的时空分布是指入渗过程中某时刻湿润区范围内各点的土壤含水量。这也是我们所关心的主要问题之围内各点的土壤含水量。这也是我们所关心的主要问题之一。一。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114141（二）入渗过程的一般分析（二）入渗过程的一般分析 以干土积水条件下的入渗为例来说明入渗过程。以干土积水条件下的入渗为例来说明入渗过程。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动地面2026.5cm60cm外环壁内环壁外环壁附图1 大田双套环入渗仪安置图2024/7/112024/7/114242（二）入渗过程的一般分析（二）入渗过程的一般分析 假定土壤初始含水量为通体均匀，并且其值为假定土壤初始含水量为通体均匀，并且其值为0，入渗过程进行了一定时，入渗过程进行了一定时间以后，会形成如图所示的土壤水分剖面。研究表明，入渗剖面可分成间以后，会形成如图所示的土壤水分剖面。研究表明，入渗剖面可分成4个区：个区：饱和区：厚度不大，且有争议；饱和区：厚度不大，且有争议；过渡区：含水率有明显下降；过渡区：含水率有明显下降；传导区：含水率变化不大；传导区：含水率变化不大；湿润区：含水率迅速降低。湿润区：含水率迅速降低。最后是干湿交界面湿润锋面。最后是干湿交界面湿润锋面。上述上述4个分区中，传导区和湿润区个分区中，传导区和湿润区是大家所共认存在的，饱和区和过是大家所共认存在的，饱和区和过渡区有争议。有人认为这两区的存渡区有争议。有人认为这两区的存在或许是由于灌水过程中土壤结构在或许是由于灌水过程中土壤结构在水作用下变化所致。在水作用下变化所致。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114343有关入渗过程的共识：有关入渗过程的共识：1.在地表施加水后的很短时间内，表土的含水率很快地由初始值增大到某一在地表施加水后的很短时间内，表土的含水率很快地由初始值增大到某一最大值最大值i，i是小于饱和含水率是小于饱和含水率s的。的。2.随着入渗过程的继续，湿润锋不断前移，含水率分布曲线由陡直变为平缓。随着入渗过程的继续，湿润锋不断前移，含水率分布曲线由陡直变为平缓。3.在入渗界面处，含水率梯度在入渗界面处，含水率梯度 的绝对值由大变小，当的绝对值由大变小，当t 足够大时，足够大时，这意味着，这意味着 入渗趋于稳定。入渗趋于稳定。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114444（四）入渗分类（四）入渗分类根据入渗过程的连续性来分有：根据入渗过程的连续性来分有：连续入渗：入渗过程中，入渗界面的供水不间断。连续入渗：入渗过程中，入渗界面的供水不间断。间歇入渗：入渗过程中，入渗界面的供水时段间断。间歇入渗：入渗过程中，入渗界面的供水时段间断。根据入渗介质是否冻结来分类有：根据入渗介质是否冻结来分类有：非冻结土壤入渗：土壤在冻结条件下的入渗，即部分土壤水分相变条件下非冻结土壤入渗：土壤在冻结条件下的入渗，即部分土壤水分相变条件下的入渗。的入渗。冻结土壤入渗：土壤中的水分全部为液态时的入渗。冻结土壤入渗：土壤中的水分全部为液态时的入渗。根据供水是否充分又分为：根据供水是否充分又分为：充分供水入渗：供水强度大于土壤的入渗量。充分供水入渗：供水强度大于土壤的入渗量。非充分供水入渗：供水强度小于土壤的入渗能力（降小雨条件就属于此类，非充分供水入渗：供水强度小于土壤的入渗能力（降小雨条件就属于此类，喷灌强度较小时也属于此类）。喷灌强度较小时也属于此类）。根据土壤水分入渗过程中，水分的运移维数来分有：根据土壤水分入渗过程中，水分的运移维数来分有：一维入渗：水分朝一个方向运移（如畦灌、格田灌溉、喷灌）；一维入渗：水分朝一个方向运移（如畦灌、格田灌溉、喷灌）；二维入渗：水分在平面内运移（沟灌、地下渗灌灌溉）；二维入渗：水分在平面内运移（沟灌、地下渗灌灌溉）；三维入渗：水分在球状体或半球状体内运移（滴灌、地下低压塑料毛管渗三维入渗：水分在球状体或半球状体内运移（滴灌、地下低压塑料毛管渗灌、涌泉灌溉条件）。灌、涌泉灌溉条件）。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114545（五）一维土壤水分入渗的定解问题及其解析解（五）一维土壤水分入渗的定解问题及其解析解一维垂直入渗条件下的定解问题一维垂直入渗条件下的定解问题 基本方程：基本方程：初始条件：初始条件：边界条件：边界条件：定解问题求解定解问题求解 截止目前该定解问题没有解析解，要有解析解，必须有一定的简化和假定：有截止目前该定解问题没有解析解，要有解析解，必须有一定的简化和假定：有如下假定和简化之后，可求得解析解，其假定和简化如下：如下假定和简化之后，可求得解析解，其假定和简化如下：入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114646土壤维通体均匀土壤；土壤维通体均匀土壤；式中的式中的D（）取其平均的扩散率）取其平均的扩散率 ，（，（不随含水量变化）不随含水量变化）代替，实质上是取平均值。代替，实质上是取平均值。作了如上简述和假定之后有如下定解问题：作了如上简述和假定之后有如下定解问题：以上定解方程成为常系数非齐次线性方程，用拉氏变换求解。以上定解方程成为常系数非齐次线性方程，用拉氏变换求解。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114747经拉氏正变换和递变换得到上述定解问题的解。经拉氏正变换和递变换得到上述定解问题的解。A：含水量的分布：含水量的分布：式中：式中：为补余误差函数（可查表得到）为补余误差函数（可查表得到）B：入渗率：入渗率 C：入渗量：入渗量入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114848菲利普级数解 菲菲利利普普对对上上述述定定解解问问题题进进行行级级数数展展开开求求解解，得得到到入入渗渗率率和和入入渗量的表达式：渗量的表达式：式中：式中：S S吸水率，与土壤的特性有关；吸水率，与土壤的特性有关；ifif饱和水力传导度饱和水力传导度渗透系数。渗透系数。仔细分析一下，上述两种解的结果是一致的。仔细分析一下，上述两种解的结果是一致的。上上面面介介绍绍的的是是土土壤壤入入渗渗一一维维问问题题的的解解析析解解和和级级数数解解，计计算算技技术术的的发发展展，为为我我们们用用数数值值计计算算方方法法求求解解提提供供了了可可能能，上上述述问问题题用用数值解数值解方法也是可以得到问题的解的。方法也是可以得到问题的解的。入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/114949（五）常用经验入渗公式 入渗模型结构入渗模型结构 对对于于一一维维入入渗渗问问题题，常常用用的的入入渗渗公公式式是是苏苏联联考考斯斯加加科科夫夫的的经验公式。经验公式。（两参数）（两参数）K K第一个单位时间末的入渗速度；第一个单位时间末的入渗速度；指指数数。（三参数）（三参数）（改进后改进后）对应的入渗量对应的入渗量：目目前前美美国国又又沿沿用用：（四参数）（四参数）入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/115050模型参数的确定方法模型参数的确定方法 计算机回归参数法计算机回归参数法 利利用用最最小小二二乘乘法法则则，根根据据实实验验数数据据便便可可求求得得K K值值和和值值，实际上目前好多软件都可利用数据直接确定上述两值。实际上目前好多软件都可利用数据直接确定上述两值。图解法图解法 对对 方程两边取对数方程两边取对数 该方程为一个线性方程，令：该方程为一个线性方程，令：lgi=ylgi=y，lgK=lgK=常数常数=c=c（截距），（截距），=b=b（斜率），（斜率），lgt=xlgt=x。则有标准的线性方程：则有标准的线性方程：该该方方程程y y值值和和x x 值值可可以以根根据据试试验验数数据据取取得得，需需求求b b值值和和c c值值。步骤如下：步骤如下：入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/115151模型参数的确定步骤：模型参数的确定步骤：获取试验数据，获取试验数据，i i（t t）和）和t t 求求x x值和值和y y 值，值，x=lgt y=lgix=lgt y=lgi 如如果果我我们们用用双双对对数数纸纸作作图图的的话话，可可用用i i（t t）和和t t 值值直直接点在坐标纸上。接点在坐标纸上。作图并且估直线位置（根据上群关系图估。）作图并且估直线位置（根据上群关系图估。）求求值和值和K K值值 值值=b=b值值=直线斜率直线斜率=tg=tg（量（量角）得到角）得到值。值。K=cK=c的的反反对对数数，也也就就是是等等于于第第一一个个单单位位时时间间末末时时入入渗渗率率的实测值（如果过此点，不过的话求所查值的反对数）。的实测值（如果过此点，不过的话求所查值的反对数）。写出入渗方程：写出入渗方程：写出累积入渗方程：写出累积入渗方程：入渗条件下土壤水分运动入渗条件下土壤水分运动2024/7/112024/7/1152522008年8月27日