土壤水动力学参数及影响因素分析
土壤水动力学复习笔记
1、 ；温[1] 土壤水动力学是许多学科的基础，它的研究涉及农田水利学、水文学、地下水文学、水文地质学、土壤物理学、环境科学等学科。
）合理开发和科学管理水资源；2）调控农 田墒情，促进农业节水；3）土壤改良和水土环境的改善。
[2] 土壤各个指标，计算意义，相互关系。
土壤—是由矿物质和生物紧密结合的固相、液相和气相三相共存的一个复杂的、多相的、非均匀多孔介质体系。
定性指标—质地、结构。
定量指标– 孔隙度、密度、含水率、饱和度等。
[3] 含水率。
体积含水率：θ v =Vw /V0 重量（质量）含水率：θ g =mw /ms 饱和度：w=Vw/Vv 贮水深度：h=H θ （量刚为 L ） 主要测定方法：称重法（烘干法） 核技术测量：中子仪， γ 射线仪、电磁测量：时域反射仪(TDR)、核磁共振测量、热脉冲测量、遥感测 量：大面积地表含水率；[4] 水分常数。
吸湿水，束缚在土粒表面的水汽，最大吸湿量（吸湿常数） 薄膜水，吸湿 水外层连续水膜，最大分子持水量，（薄膜水不能被植物吸收时）凋萎系数；毛管水， 土壤孔隙（毛管），水气界面为一弯月面，分毛管上升水、毛管悬着水，田间持水量（毛 管悬着水达到最大），田持；重力水，大孔隙中的水，饱和含水率。
农业生产中常用的 水分常数：田间持水量（field (moisture) capacity ）：农田土壤某一深度内保持吸湿水、 膜状水和毛管悬着水的最大水量。
凋萎系数（wilting coefficient ）：土壤中的水分不能被 根系吸收、植物开始发生永久凋萎时的土壤含水率，也称凋萎含水率或萎蔫点。
土壤有 效含水量（available water content of soil ）：土壤中能被作物吸收利用的水量，即田间持 水量与凋萎系数之间的土壤含水量。
土壤含水率与水分常数的应用：估计水分对植物生 长的影响；计算灌溉水量；根据土壤水分的动态变化估算腾发量（地面蒸发＋植物蒸腾） [5] 土水势(Soil water potential)：可逆、等温地从特定高度和大气压下的纯水池转移极少量水到土壤中某一点时单位数量纯水所做的功。
土壤水动力学
来计算。在这项研究中，通过两种方法从流体速度场计算出曲折值。
在第一种方法中
其中u是局部流速的平均值，而uj是平均流动方向上的速度的j分
量，其可以在x，y或z方向上。 这种方法基于一个简单的模型，
其中假定多孔介质等效于一组平行通道。
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±1）; 当i = 7 ... 10时，i被定义为
（±1，±1，0）; 当i = 11 ... 14时，
i被定义为（0，±1，±1）; 当对i
= 15 ... 18时，i被定义为（±1，0，
±1）。如左图
格子Boltzmann方法中的d3Q19晶格结构
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04 图像处理和数值建模
采用D3Q19 LB模型（三维空间中的19个速度
正粘质土壤团聚体图像然后将其用作三维孔隙几何形状来
进行LB模拟。最后，根据LB模拟结果评估土壤样品的宏
观水力特性。
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研究方法与材料
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03 方法和材料
样本1
样本2
样本3
样本4
Vertisol （ 黑 土 ， 中 国 北 方 的 江 苏 省 （ 34°17'39.4˝N ，
度都显着下降。x，y和z方向的平均弯曲度值减少了20％至30％，这与渗透率的增
加相吻合。上图显示了基于速度场的第一种方法计算出的曲折的尺度依赖性。一般
来说，曲折的尺度依赖性与渗透性的一致。在不同尺度上，较大的弯曲度对应较小
的渗透率。总体而言，生物炭修正大大减少了不同规模的曲折。
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结
像素（避免边缘效应）
选择合适的阈值将图
沙地土壤有机质与土壤水动力学参数的关系
７５
为
７４
４９
６４
介
７２ ７１
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４ ４
即 ８０ ５
４
１０３洲 ２１７２８ １２１６５ １８２２１ １５６１７５
＜ ＯＭ Ｉ
０ １ 妇 、 ０ １ ０ Ｃ Ｄ Ｉ
６７ ８４ 犯 ２０ ６ 孙 邵 ９７ ７２ ２４
０２３０８６ ０３５０５６ ０２８服 ０４３０４８ 憾０４１
７４ ７４ ７２
６ ６４
姜．词 沙殆 七堆有机 质 饱和 导水率 水分特征 曲线 水分常数
Ｒｌｉ ｓｉ ｂｔｅ ｏ ａｉｍ ｔｒ ｔ ｔ ａｄ ｓ ｌ ｈｄｏｙａ ｉｐｒ ｅ ｒ． Ａ Ｇ ｎ－ ｕ （ｏｅ ｏ ｅ ｔｎｈ ｅ ｅ ｒ ｎ ａ ｅ ｃｎ ｎ ｉｓ ｙ ａｄ ｒｄｎｍｃ ａ ｔ Ｚ Ｎ Ｄ ｇ ａ ｌｇ ｆ ａｏ ｐ ｗ ｎ ｃ ｔ ｏ ｅ ｎ ｇ ｎ ｏ ｎ ｙ ｉ ａｍ ｅ Ｈ ｓ ｉ Ｈ Ｃ ｌ ｅ
ｙ
０． ６ ７ ＋ １ ５ ４ ３９ｘ ．３ ３
式中， 为土壤饱 Ｙ 和含水量， 为土 Ｙ
壤 田间持 水量 ， ３ Ｙ
叫 书 如 娜 洲 Ｊ趁
ｅ 土城饱和持水２
‘土绷田间持水ｔ
为土壤毛管持 水 量，； Ｙ 为土壤凋萎 含水量， 为沙地 ，
土壤有 机质 含量 土壤有机质含量的
吐 脚 川
： ： ： 长 哪 书 耳 叫
１ ０ ． ０ ， ３ ９
圈 １ 沙地土月有机质与土坡含水Ｉ ｔ曲线
图 ２ 沙地土典有机质与土坟凋典含水ｔ 曲线
８０ ６０ ４０ 加
为幂 指数方程： ＝ 二 ｂ即土壤水吸力为土壤含水量 ： ａ ， ｙ ｙ ｘ 的函数， 随土壤含水量的增加， 土壤水吸力呈负指数递
离心机法在测定土壤持水特征
离心机法在测定土壤持水特征土壤水分特征曲线是农田土壤水分运动的重要水力学参数之一,通常采用张力计、压力膜(室)和离心机等方法进行测定,但由于土壤干湿交替或外力等作用,土壤的容积会发生很大的变化。
Lu等用压力膜法的研究证明,测定过程中的容重可从1.2 g/cm3增加到1.8 g/cm3,对土壤导水特性产生较大的影响[1]。
离心机法比其他方法操作简单、省时,可测定较宽的吸力范围,但离心机法在测定土壤持水特征过程中容重随转速(吸力)会发生明显的变化。
邵明安[2]、吕殿青[3]等发现,在0~1000 kPa水柱吸力范围内容重可从1.2 g/cm3增加到1.9 g/cm3。
特别是粘粒高的土壤,随着土壤含水量的改变,土壤容积也会随之改变,从而影响土壤机械特性和收缩特征,改变土壤结构和质量,造成土壤侵蚀或地下水污染的危害,因此土壤干湿收缩容积变化和模型预测引起广泛关注[4,5]。
本文用离心机法测定了黄土高原典型3种原状和扰动土壤的持水特征,分析了测定过程中土壤的收缩变化,通过土壤收缩特征值这个指标把土壤收缩过程分为超正常段、结构段和伪饱和段3个阶段,并用直线模型进行模拟,对比分析不同方法测定土壤持水特征的收缩特征,以便为农业与城市压实土壤以及膨胀土的水分运动提供一定的科学依据。
1试验材料与方法1.1供试土样在黄土高原选取了3种典型质地的士壤,分别为安塞黄绵土、洛川黑垆土、武功塿土为供试土样,各土壤的基本物理特性如表l所示。
土样经风干过筛后,利用吸管法测定土壤的颗粒组成,利用环刀法测定土壤的容重[6]。
饱和含水量由饱和时的重量含水量和容重来确定。
1.2试验方法用日本HITACHI公司生产的CR21G离心机测定土壤持水特征曲线,测定时温度恒定20℃。
对于原状土,首先将用标准环刀(面积100 cm2)取得原状土样浸水饱和,并测定其饱和含水量。
对于扰动土,将一定量的土样(黄绵土70 g,黑垆土和塿土60 g)按照设定的容重(黄绵土1.3 g/cm3,黑垆土和塿土1.4g/cm3)装入特制的有机玻璃管内浸水饱和。
土壤水分动力学参数研究与评价
２ 中国 科 学 院 水 利 部 水 土保 持 研 究 所 ，陕 西 扬 凌 ７ １ ０ ． １ ０） ２
摘
要 ：时 国 内外 土 壤 水 舟 动 力 学参 数研 究进 行 概 连 和 分 析 目前研 究 土 壤 水 分 动 力 学 参 数 的 方 法 ， 始 从 开
很 大 ， 少被人 采用 。 ７ 很 在 ０和 ８ 年 代初 ， ０ 人们 主要是 基于 ３个参数 的定 义设计 有 关 的实 验装置 ， 计算 相 对简单 ， 实验 的 工作量 很大 到 了 ８ 年 代 中期 以后 ， 但 ０ 人们 开始利 用前 人测 定 的结 果 ， 在最基本 数 据如 土壤的机 械组 成 等 ， 合 物理模 型 和数 学方法 进行 推导 ； 结 同时考 虑 了土壤 水分 运 动 的滞 后作 用 ， 立 了 建
维普资讯
力 计法 和石膏 法 ） 离 心机 法 、 力膜 法 和压力 室 法 。第 １ 方法 是 在 一定含 水量 下测 定 土壤 的水 吸 、 压 ］ 种 力 ； ３ 方法是 在一 定压 力条件 下测 定 土壤 的含水 量 。 后 种 为 比较上 述 ３种方 法测 定 的结 果 ， 选取 陕西 安 塞 的黄绵 土 （ 轻壤 土 、 容重 １ ５ ｇ ｍ 和 武功 的重 ３ ０ｋ ／ ） 壤土（ 容重 １ ０ ｇ ｍ。作 为供 试 土壤 ， 水分 再分 布 法 （ 国科学 院 土壤 侵蚀 国家重 点 实验 室 ） 离 心 ０ｋ ／ ） ４ 用 中 、
１ ｏ ｊ 。
ｄ
ｌ 。 ５ 。
ｃ。
１ 。 。 。
ｓ ∞
＊
ｌ ｌ
＊
０ ０ １ ０ ２ ． ０ ０ ３ ０ ４０ ． ０ ０ ０ ５
大学土壤水分溶质动力学实验报告
土壤水分溶质动力学实验报告实验目的通过水平土柱以及垂直土柱入渗实验，了解水分的入渗过程、入渗特性，以及用水平土柱入渗法测定土壤水分扩散率的方法，利用垂直入渗实验测定土壤饱和导水率的方法。
实验方法和步骤1、土壤样品准备：样品风干、磨细、过筛等。
2、装土柱：分层次将一定容重的土壤装填在土柱中。
3、入渗实验：在土壤入渗过程中，观测不同时间土壤湿润峰的迁移，不同时间的入渗水量，入渗结束后测定不同层次土壤含水量。
实验结果分析（1）用EXCEL绘制土壤累积入渗量曲线，土壤入渗速率曲线、湿润锋的迁移与时间的平方根曲线、土壤水分在剖面分布曲线，分析土壤的入渗特性。
（2）计算土壤水分扩散率，绘制扩散率与含水量曲线。
计算土壤饱和导水率。
一、水平土柱入渗实验1、实验目的在熟练掌握水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率原理的基础上了解土壤水平入渗特性，确定入渗条件下湿润锋x和时间t之间的关系，了解入渗条件下土壤累积入渗量曲线以及数学表达式，在此基础上,计算土壤的入渗速率以及数学表达式，同时得到土壤水扩散率D(θ)的关系，并绘制相应的图表。
2、实验要求水平土柱（长30cm），是由直径5cm，厚度为2cm的单环组装形成的，土柱装土土壤为老师事先准备好的沙壤土，控制装土容重为1.4g/cm3。
水平入渗过程中，进水端的水位由马氏瓶控制。
入渗过程中，观测不同时间的累积入渗量以及湿润锋的距离。
实验结束后，用烘干法分层测定土壤重量含水率，计算体积含水率。
3、实验方法与步骤（1）土壤样品准备：样品风干，磨细、过筛（孔径2 mm）；（2）装土柱：在内径为5cm的水平实验土槽底部垫上滤纸，然后将实验用土按设计容重 1.4g/cm3的标准分层装入水平土槽中，为保证土的均匀性，我们将土按2cm高度分层装入；（3）在马氏瓶中装入一定量的水，将下部进气阀和出水阀关闭；（4）用橡皮输水管将马氏瓶的出水口与水平土槽进水口相连，然后打开马氏瓶顶部的加水孔的橡皮塞和出水阀，同时将水平槽的排气孔打开，给水平土槽下部的水室进行排气和充水，保证水能够均匀的入渗；（5）水室充满水后，立即将马氏瓶加水孔和水平土柱的排气孔密封，打开马氏瓶下部的进气阀，将水平土柱放平，让水平土柱中心轴与马氏瓶的进气阀相平，这样才能保证水平入渗在无压条件下进行，同时，打开秒表开始计时，并记下马氏瓶上的刻度数；（6）按照先疏后密的原则进行连续观测，每记下时间和马氏瓶上的刻度数，达到稳定入渗时，停止实验，然后打开水平土槽，将其中的土按2cm长度分层装入事先准备好的的铝盒中，然后称重，并放入烘箱进行烘干、承重。
第2章_土壤水动力学基本方程
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
2.3.3非饱和导水率的数学表达
含水量为 s Δ ，最大半径为 R1的毛管排空。 2 2 Δ M 1Δ M 1 i 1,2,, M 1 对一般情况 K s iΔ K s Δ 2 w g j 2 w g j i 1 h2 2 h2 j j 2 M M M 又
K s iΔ K s i M2 K s i 1,M , M 1 2, 1 Ks Δ1 M 1 例题2.1 2 2 j 1 h 2 2 w g j 1 h j j j 1 h j
j i 1 h 2 j
Δ 1 1 1 g 2 j i 1 h2 2 i h j w j j
H h z h 1 J w K h K h K h z z z
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
2.3.2 Buckingham-Darcy通量定律
Buckingham-Darcy通量定律也可写成： 符号相反, 向下为正
非饱和流与饱和流的比较： 共同之处：都服从热力学第二定律，都是从水势高的地 方向水势低的地方运动。 不同之处： ①土壤水流的驱动力不同。 饱和流的驱动力是重力势和压力势；
非饱和流的是重力势和基质势。
②导水率差异 非饱和导水率远低于饱和导水率；当基质势从0降低到 -100kpa时，导水率可降低几个数量级，只相当于饱和导 水率的十万分之一。 ③土壤空隙的影响土壤。在高吸力下，粘土的非饱和导 水率比砂土高。
16~40cm/d
〉100cm/d
中
很高
40~100cm/d
高
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
绝大多数田间和植物根区的土壤水流过程都处 在非饱和状态。非饱和流研究为土壤物理学最 活跃的研究领域之一。 2.3.1 非饱和流与饱和流的比较
土壤水环境中污染物运移双点吸附解吸动力学模型
∂C ∂z
⎞ ⎠⎟
−
∂qC ∂z
⎪⎪⎪−kθρ[(1 − ⎨
f
)KdC
−
S2 )] − θλ1C
−
f
ρ Kdλ2C
（1）
⎪⎪S1 = fKdC
⎪ ⎪
∂S2
⎪⎩ ∂t
=
kθ[(1 −
f
)KdC
−
S2 )] − λ3S2
式中：C 为污染物在水相中的浓度；S1 和 S2 分 别为污染物在平衡和非平衡吸附相上的吸附浓度；
（1. 辽宁工程技术大学 力学与工程科学系, 阜新 123000; 2. 中国科学院武汉岩土力学研究所 岩土力学与工程国家重点实验室，武汉 430071）
摘 要：在考虑对流弥散、平衡/非平衡双点吸附解吸、微生物降解等情况下，建立了土壤环境中有机污染物迁移转化的动
力学模型，并给出了有限差分解。在此模型的基础上，详细讨论了有机污染物在土壤中的分布规律，并对一阶吸附解吸速率
（7）
初始条件离散为
C
0 j
=
(
S1
)0 j
=
(
S2
)0 j
=
0
（8）
上边界条件离散为
⎧ ⎪
−
⎪
θD 4h
(C1τ
−
C
τ −1
+
C1τ
+1
−
C
τ +1 −1
)
+
⎪ ⎪⎪
vθ 2
(C
τ 0
+1
+
C
τ 0
)
=
vC0
⎨
⎪ ⎪− ⎪
θD 4h
(C1τ
土壤水动力学1(77)
重量含水量
GRAVIMETRIC WATER CONTENT (GWC)
•GWC = Mw / Ms100%
qg
体积含水量
VOLUMETRIC WATER CONTENT (VWC)
qv
• VWC = Vw / Vt 100% • = Vw / (Vs + Vf) • = GWC BD / DW
二、土壤水的研究概况
研究概况
1931年理查兹（Richards）在用能量概念研究土壤水的基础 上对达西定律进行了推广，使其适用于非饱和土壤，大大推 动了土壤水的动态研究，也使土壤水运动的数学模拟得到了 发展。 近几十年来，土壤水的研究已成为土壤物理学中一个重要分 支，一个最活跃的领域。随着电子计算机的大量应用和各学 科的相互渗透，非饱和土壤水运动的研究发生了由经验到理 论，从定性到定量的深刻变化，从而形成相对独立的一个领 域——土壤水动力学。 土壤水分的研究已成为土壤物理、农田水利、水文学等众多 学科领域的前沿课题。如国家自然科学基金委员会的自然科 学发展战略的报告中，自然地理和土壤学科均把土壤圈（或 地表）物质（水、热、盐）循环和能量转换列为优先资助领 域。水利学科中的地表水、土壤水、地下水三水之间的转化 规律、SPAC水分传输理论等列为优先研究。
所有土壤孔隙都为水所充满时的土壤含水率。
土壤水分常数
土壤水分的有效性 土壤水 无效水 汽态水 吸着水 有效水 毛管水 过剩水 重力水
土壤水分状况：干 大气压：1000 105 ℃ 土壤 下 水分 烘 干 常数 土 31 15～16 吸 凋 湿 萎 系 系 数 数
湿
的土 0 引水 力之 全间
6.25 1/3 1/10 毛 最 毛 管 田 大 管 断 间 持 分 持 水 子 裂 持 水 含 水 量 持 量 水 量 水 量 量 毛管悬着水 吸湿水 膜状水 重力水 毛管上升水 难有效水 无效水 易有效水 多余水 65％田持 灌水下限
土壤水动力学
第一章土壤水的能态——土水势
1.1 概述
自然界中的水是循环运动的,和人类生活关系最密切的是陆地的水循环,在循环过程中,地表一下的水存储和运移在土壤、岩石空隙、岩石裂隙或孔洞中。
当土壤孔隙没有被水充满,土壤中的水分处于非饱和状态时,我们称该土壤区域为非饱和带(或称包气带),称其中的水分为非饱和土壤水。
当水充满了土壤的全部孔隙(含有少许不连通的充气孔隙),土壤中水分处于饱和状态时,该土壤区域称为胞和带(或称饱水带),而称其中的水分为饱和土壤水,即一般所指的地下水。
土壤水和地下水的共同特点是水分均存在于多孔介质的孔隙中,并在其中运动。
土壤作为一种多孔介质是有无数碎散的、形状不规则且排列错综复杂的固体颗粒组成。
多孔介质内孔隙的大小、形状与连通性各不相同,极大地影响着其中流体的性质和运动特征。
例如,将土壤视为小球体的集合,或假想为平行的小扁平体的集合,更多的是将土壤孔隙近似为直径大小不一的一束毛细管。
这些模型,特别是毛管模型,可以用来分析土壤中水分运动的某些现象,但由于这些模型都对真实土壤做了过分的简化和近似,其使用价值甚小。
目前的趋势不是用微观的方法去研究多孔介质中孔隙的大小、形状和分布以及孔隙空间中流体的流动特征,而是转向用宏观的方法。
宏观方法是在较大尺度范围内研究多孔介质大小及其中水流的平均状况。
此时为了求得一定区域内有关几何要素和运动要素的时空分析,必须首先确定多孔介质的物理点或质点的概念。
所谓多孔介质在数学点P处的物理点,是以P点为质心、体积为ΔV0的体积元(一般取为球体)来表征的。
ΔV0不能太大,否则平均的结果不能代表P点的值;。
土壤水动力学(6)
1911年，首先由由格林（Green）和安普特（Ampt） 年 首先由由格林（ ）和安普特（ ） 所提出。该模型在50年代以前已广泛应用于入渗问题的研 所提出。该模型在 年代以前已广泛应用于入渗问题的研 七十年代以来， 究，七十年代以来，对Green- Ampt模型的研究及应用又 模型的研究及应用又 有所发展，在理论上也又新的解释。 有所发展，在理论上也又新的解释。
地下水埋深不变， 具有地下水埋深不变，即土壤水势为已知的有限土壤剖 除初始条件如上所述而外， 面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为 Dirchlet条件。 条件。 条件
三、饱和下渗理论
具有地下水埋深不变， 具有地下水埋深不变，即土壤水势为已知的有限土壤剖 除初始条件如上所述而外， 面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为 Dirchlet条件。 条件。 条件
水的渗透系数
水的渗透系数通常是指水在土壤或其他多孔介质中渗透的速度，也被称为土壤水分渗透率。
这个参数对于理解土壤水分运动、设计排水系统以及水文模型等方面都非常重要。
渗透系数的单位通常是长度/时间，例如米/小时。
土壤渗透系数受到多种因素的影响，包括土壤类型、土壤湿度、土壤结构、土壤有机质含量等。
以下是一些常见的影响土壤渗透系数的因素：
1.土壤类型：不同类型的土壤具有不同的渗透性。
例如，沙土通常比黏土具有更高的
渗透性。
2.土壤湿度：土壤湿度越高，通常渗透系数越低。
当土壤已经饱和时，水分很难进一
步渗透。
3.土壤结构：土壤结构影响土壤孔隙度和连通性，从而影响渗透性。
有机质的添加通
常有助于改善土壤结构。
4.土壤有机质含量：有机质的存在可以改善土壤的保水性和透水性，对渗透系数有一
定的影响。
5.土壤压实度：土壤压实度增加会导致孔隙减小，从而影响渗透性。
6.土壤温度：土壤温度的变化也会对渗透系数产生影响。
渗透系数的测定通常使用实地测试、实验室试验或数学模型进行。
在实地测试中，一些常用的方法包括渗透计法、坡度法、单孔法等。
在实验室中，常用的方法包括土柱渗透试验、室内土槽试验等。
数学模型也常用于模拟和预测渗透系数。
土壤侵蚀径流水动力学特性及其影响因素的研究进展
Ｍｏ ｎ ｉ Ｓ ｒ ａｅＰ ｏｅｓ ｎ ｚ ｒ ｓＣ ｉｅｅ ｃｄ ｍｙｏ ｃ ｎｅ ，ｈ ｎ ｄ １ ０ １ Ｃ ｉａ ｕ ｔ ｎ ｕｆ ｃ ｒｃｓ ａ ｄ Ｈａ ａｄ ， ｈｎｓ Ａ ａ ｅ ｆ Ｓ ｉ ｃｓＣ ｅｇ ｕ６ ０ ４ ， ｈｎ ； ａ ｅ ３ Ｉｓ ｔｔ ｏ ｕ ｔｉ Ｈａ ａ ｄ ｎ ｎ ｉ ｎ ｅ ｔＣ ｉｅ ａ ｅ ｙ ｏ ｃ ｎ ｅ， ｈｎ ｄ １０ １ Ｃ ｉａ ．ｎｔｕｅ ｆＭｏ ｎａｎ ｉ ｚｒ ｓ ｄＥ ｖｒ ｍ ｎ ， ｈｎｓＡｃｄ ｍ ｆ Ｓ ｉ ｃ Ｃ ｅｇ ｕ６ ０ ４ ， ｈｎ ） ａ ｏ ｅ ｅ ｓ
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水分特征曲线
水分特征曲线
水分特征曲线，也被称为土壤水分特征曲线或土壤持水曲线，描述的是非饱和水流压力水头（或吸力）与土壤含水量之间的关系。
它是土壤水分物理基本特性之一，反映了土壤水分能量和数量之间的关系，是研究土壤水动力学性质必不可少的重要参数。
水分特征曲线可反映不同土壤的持水和释水特性，也可从中了解给定土类的一些土壤水分常数和特征指标。
土壤水的基质势（或土壤水吸力）随土壤含水量的变化而变化，这种关系曲线就是水分特征曲线。
一般来说，该曲线以土壤含水量Q（以体积百分数表示）为横坐标，以土壤水吸力S（以大气压表示）为纵坐标。
土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低，而不是自身的含水量。
如果测得土壤的含水量，可根据土壤水分特征曲线查得基质势值，从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度。
在实际工作中，土壤水分特征曲线最好通过实验求得，因为影响水分特征曲线的主要因素有土壤性质、结构、温度以及水分变化过程（吸湿过程或脱湿过程）等。
同时，由于测定方法所需时间较长，尤其是低势能段（以吸附力作用为主），水分移动较慢，其能量平衡时间较长，测定的精度也并不十分理想，所以许多学者提出土水势与土
壤湿度变化间的经验公式，但这些经验公式只能在特定的条件下才可使用，并无普遍使用价值。
总的来说，水分特征曲线是理解和研究土壤水分动态和植物水分关系的重要工具。
土壤水动力学课件
一、土壤水分入渗过程及规律
（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 2. 水分过渡带（区）
在饱和带以下，土壤含水量随深度的增加急剧减小， 形成一个水分过渡带。
3. 传导区
土壤含水量基本上保持在饱和含水量 与田间持水量之间，沿垂线均匀分布，形 成一个传导区，随着供水历时的增长湿润 锋不断下移，水分传导区不断向下延伸， 而土壤含水量则保持在上述数值范围内 （60-80%s），并且这一带毛管势梯度极 小，水分的传输运动主要为重力作用。
一、土壤水分入渗过程及规律
（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 4. 湿润带（区）
是连续湿润锋面与水分传导带的一个含水量随深度 迅速减小的水分带，随着湿润锋的不断下移，使其下 面的干土含水量增加，变为湿润带。
5. 湿润锋
在湿润带的末端，土壤含水量突变，与下 层干土有明显界面，称为湿润锋。
新的认识
一、《土壤水动力学》学习思考问题
•微小单元体建模过程进行了假设与概化，土壤 质地与模型参数关系。 •土壤水运动方程与地下水运动方程的共同点与 区别。 •土壤水动力学在本专业研究现状与实际应用状 况。
一、《土壤水动力学》应用
•水库淹没抬田工程—获得工程设计（土层结构 及相应厚度）施工指标（压实度等） •排涝除渍工程。 •滩涂开发工程。 •盐碱化治理工程
z = 0, t ＞ 0
➢具有地下水埋深不变，即土壤水势为已知的有限土壤剖 面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为 Dirchlet条件。
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
工程造价和工程施工分层方案和各层土质受周围可用土质影响保水保肥保耕作土土壤通气和适度渗漏需要第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状42抬田工程的研究现状亭子口库区农田防护工程保水保土性能室内试验第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状图4大型土柱试验装置42抬田工程的研究现状亭子口库区农田防护工程低地垫高方案第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状图3防护区典型剖面设计52江西省峡江抬田工程关键技术研究技术路线峡江抬田工程关键技术研究抬田区内典型区划分相应的作物种植结构耕作制度灌溉制度作物各生长阶段根系深度土壤水分地下水位等耐渍指标调查类比原位测定分析原状各土层渗透系数密实度含水率模拟水库运行状态下测坑地下水位测试不同土层厚度耕作层粘土层填筑密度填筑含水量渗透系数分析原状土各层物理化学特性粘粒含量现状耕作层犁底层厚度及土壤特性调查测定模拟某填筑方案非水库运行水位耕作作物生长过程调查产量模拟水库运行状态下不同填筑高度形成的测坑地下水埋深对水稻各生长阶段可能产生的渍害程度野外调查与现场试验室内实验抬田区原状指标调查试验抬田工程填筑高度及各层填筑厚度密度等指标确定小区模拟试验测坑模拟试验室内实验模拟并测试不同土层厚度耕作层粘土层填筑密度填筑含水量渗透系数确定保水及控制含水率剖面观测并取耕作层厚度粘土层土样进行室内实验测试小区测坑试验填土各土层土样保水保肥粘粒含量抬田工程前后各项指标时间空间尺度监测数据库抬田工程技术经济评价制定抬田工程规范发表论文申请专利抬田工程申报奖项图图44抬田工程关键技术研究的技术路线第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状第六章土壤水分的入渗入渗infiltration蒸发evaporation水循环入渗infiltration蒸发evaporation蒸腾transpiration田间土壤水循环的两种形态一土壤水分入渗过程及规律入渗是水分进入土壤的过程
土壤水动力学
§3 非饱和土壤水运动基本方程…………………………………… 19
一、直角坐标系的基本方程……………………………………… 19
二、基本方程的各种形式………………………………………… 20
三、柱坐标系下的基本方程……………………………………… 24
§4 土壤水运动基本方程的定解条件……………………………… 26
土壤水动力学
绪论
土壤水动力学
教 案
冯绍元 教授
2002 年 7 月
1
土壤水动力学
绪论
农业水土工程、水文学及水资源、水土保持与荒漠化防 治等相关硕士研究生专业基础理论课。
计划学时：60
Soil Water Dynamics Total sixty class hours, and it contains as follow：
第一章
土壤和水的基本概念………………………………………….3
§1 土壤的基本物理性质………………………………………………3
§2 土壤水的基本物理性质……………………………………………6
一、土壤水的形态……………………………………………………6
二、土壤水的能态……………………………………………………7
四、 Smith—Parlange 入渗公式…………………………………… 42
五、 Kostiakov 入渗公式…………………………………………… 43
六、 Horton 入渗公式……………………………………………… 43
七、 Holtan 入渗公式……………………………………………… 44
第四章
蒸发条件下的土壤水分运动……………………………………45
二、 δ 函数近似解…………………………………………………… 39
工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀水动力学过程
工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀水动力学过程工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀是一种常见的水动力学过程，对工程建设和环境保护具有重要指导意义。
本文将以生动、全面的方式介绍该过程，并提供一些建议以减轻坡面土壤侵蚀的影响。
工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀主要受到降雨、坡度、土壤类型和植被覆盖等多种因素的影响。
当降雨落在坡面时，水滴和雨滴会对坡面土壤产生冲击力，从而使土壤颗粒逐渐疏松，并随降雨流动而下。
同时，坡度的增加也会增加降雨径流的速度，进一步加剧土壤侵蚀的程度。
此外，不同的土壤类型在降雨侵蚀过程中也会表现出不同的抵抗能力，而丰富的植被覆盖可以有效地减缓降雨的冲击力，减轻土壤侵蚀的风险。
为了减轻工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀的影响，我们可以采取一系列的措施。
首先，合理的坡度和坡面设计能够减少雨滴对土壤的冲击力，降低土壤侵蚀的风险。
其次，选择适合的土壤类型和植被覆盖，能够加强坡面土壤的保护能力，减缓降雨的冲击力，并提供滞洪和固土的双重效果。
此外，还可以根据坡面情况，合理设置护坡措施，如建设护坡梯田或设置排水沟，以减少降雨径流速度和土壤侵蚀的程度。
同时，科学的土壤侵蚀监测和评估也是减轻工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀影响的重要手段。
通过定期监测降雨量、坡面土壤侵蚀深度和植被状况等指标，可以及时发现问题，并采取相应的修复和管理措施，以保护坡面土壤的持续稳定。
综上所述，工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀水动力学过程具有重要的指导意义。
通过采取合理的措施，如合理设计坡度和坡面、选择适合的土壤类型和植被覆盖、设置护坡措施以及科学的监测与评估，我们能够减轻工程堆积体陡坡坡面土壤侵蚀的风险，保护工程建设和环境的可持续发展。
土壤持水特征测定中质量含水量_吸力和容重三者间定量关系__原状土壤
*国家自然科学基金项目(40371060)、湖南省自然科学基金项目(06JJ3020)和湖南省教育厅资助科研项目(06C500)资助通讯作者,E -mai l:mas hao@ms.i 作者简介:付晓莉(1982~),女,辽宁盘锦人,博士研究生,研究方向为环境土壤物理学收稿日期:2006-10-30;收到修改稿日期:2007-02-04土壤持水特征测定中质量含水量、吸力和容重三者间定量关系Ò1原状土壤*付晓莉1,2 邵明安1 吕殿青3,1(1中国科学院水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室,陕西杨凌 712100)(2西北农林科技大学资源环境学院,陕西杨凌 712100) (3湖南师范大学资源环境学院,长沙 410081)摘 要 用离心机法测定了四种原状土壤不同容重下的土壤水分特征曲线实测点,从实验上获得了四种原状土壤的质量含水量、吸力和容重三者间定量关系曲面。
分析了土壤的扰动性对土壤三变量关系曲面的影响,并以实测数据为基础,进一步对我们提出的一种模型进行验证,比较该模型对填装土壤和原状土壤三变量曲面的拟合情况。
结果表明:土壤的扰动性使实测的土壤三变量曲面发生较大的变化。
填装土和原状土的初始容重差别越大,土壤的扰动性对土壤三变量曲面的影响就越大。
两处理模型参数的差异大小能很好地反映土壤扰动性对三变量关系曲面的影响。
原状土壤的三变量曲面实验研究和探索有益于将变容重土壤水动力学研究拓展到田间土壤,具有一定的实践意义。
关键词 原状土壤;土壤三变量曲面;模型中图分类号 S152 文献标识码 A田间条件下,土壤在湿胀干缩的过程中其容重也会发生相应变化,从而可能影响到工程建筑、生态环境和农业生产等各种管理措施的实施。
沼泽湿地的开垦和退化导致土壤容重增大[1~3],产生的大量裂隙在影响着景观生态的同时还会为优先流的形成创造条件[4]。
另有研究表明,重型农业机械和其他耕作措施等人为因素以及土壤干旱等自然因素都会使土壤容重发生变化,进而影响作物的产量[5,6]。
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土壤水动力学参数及影响因素分析作者：宋城业来源：《农村经济与科技》2020年第16期[摘要]土壤水是农作物生长的主要水源，也是开展农业生产的必备条件之一。
分析土壤水的动力学参数以及相关影响因素对土壤水的水分调控和高效率利用具有重要意义。
[关键词]土壤水;动力学参数;影响因素;分析[中图分类号]S152[文献标识码]A土壤水是水资源的一个不可或缺组成部分，高效率利用土壤水受到有关人员的高度重视。
有关数据显示，土壤水动力学参数受到以下几个因素的影响：其一，土壤孔隙度;其二，土壤质地。
相关文献报道，还有学者在分析土壤水动力学参数的相关影响因素之外，建立了土壤水动力学基本方程、土壤水参数估计模型以及土壤水热运动模型等，以期阐述清楚土壤水的主要动力学参数特点，为我国农业生产提供相关数据参考。
1 国内外土壤水的有关研究分析1.1 国内土壤水的有关研究我国有关土壤水的形态学研究理论（以罗戴为代表）在20世纪中期兴起，该理论传人我国之后对我国的土壤水研究起到较大助推作用。
第一次土壤水物理学术讨论会在杭州举行，土壤水能量的有关概念首次进入到我国广大人民群众的视线内，逐渐转变土壤水分的有关研究观念——从定性的形态学观点逐渐转变成定量的连续能量观念。
20世纪80年代初期有关人员引入将土壤、植物和大气看作一个连续整体观念，利用水势将能量指标建立在不同介质之间，为土壤水以及农作物和生态环境之间做协调研究挖掘出新的路径。
20世纪80年代后，随着国内外的土壤水研究交流逐渐增多，我国对土壤水的理论研究和实验研究逐渐取得长足发展，与此同时出现一些关于土壤水研究的著作，如《土壤水动力学》《地下水与土壤水动力学》《土壤水分通量法实验研究》《土壤水热运动模型及其应用》《土壤一植物一大气连续体水分传输理论及其应用》等。
国内土壤水分的有关研究在互联网技术发展的基础上而发展，尤其是求解基本方程归功于计算机技术的应用，使得复杂的问题能够通过数学实验方法加以求解。
1.2 国外土壤水的有关研究国外关于土壤水的有关研究历史较为悠久，最早出现的理论是达西定律，经历了从经验到理论、从静态到动态的发展过程。
19世纪70年代，国外学者提出毛管假说，将组成土壤空隙的孔道看成是毛细管，认为土壤保持水分的重要原因是表面具有张力。
20世纪初，国外学者提出毛管观念，与此同时将能量学的有关概念引入到土壤水研究之中，为今后土壤水的研究提出新的路径。
有学者在毛管观念基础上提出土壤水入渗模型，该观念认为水势主要根据含水量来决定，将不同形态的土壤水以及与土壤水相关的能量观念密切联系起来。
20世纪中期，有学者发明出张力计，张力计可直接检测出土壤毛管势。
国外学者在达西定律基础上推导出非饱和流方程，使得数学物理方法被逐渐引入到非饱和的土壤水研究之中，不断推动了土壤水的研究。
虽然土壤水的研究在理论上以及实际应用上具有重要作用，但是由于土壤水本身较为复杂以及受到时间因素和空间因素影响，所以在很长一段时间内无法量化土壤水中的水分运动，土壤水的研究处于定性描述阶段中。
20世纪60年代后，土壤水势的概念被广泛应用。
关于土壤水形态学的有关概念逐渐被能量学观念所取代，使用热力学函数表达土壤水分的形式日益备受关注。
20世纪80年代后，土壤水分的数值模拟模型在互联网发展的基础上而发展，美国召开关于土壤水力性质评估的会议，讨论如何采用间接方法来评估非饱和土壤水力学特点。
《土壤水文学》著作的出版使得土壤水的有关研究日益成熟且成为一门独立的学科，随着各个学科之间的渗透以及互联网技术的发展，土壤水的有关研究在深度上以及广度上均取得较大成果。
2 简要分析土壤水动力学参数土壤水动力学参数主要有：其一，土壤水分常数;其二，土壤水分特征曲线;其三，土壤饱和导水率;其四，土壤水分扩散率。
土壤水动力学参数充分反映出土壤水的蓄集能力、导水性质、供水能力等，土壤水动力学参数受到土壤结构、有机质含量以及土壤质地等因素影响，最终导致土壤水的水分数量和运动情况受到相关影响。
2.1 土壤水分常数土壤水分常数能够客观反映出土壤水分被植物吸收和利用的数量以及程度，对土壤水的运动状况具有重要指导效果。
土壤水分常数主要包括：其一，土壤最大吸水;其二，毛管断裂含水量;其三，田间持水量;其四，凋萎系数;其五，饱和含水量。
一般情况下，土壤水分常数数值大小用含水量大小来表示。
土壤吸湿水主要指的是土壤颗粒在土粒吸附力的作用下吸持空气中的水分，最大吸湿水主要指的是在饱和空气条件下能够达到土壤颗粒稳定时的最大吸持含量。
此时水分子被紧紧吸附在土粒表面上，属于无法被农作物利用的无效水，但是最大吸湿水能够作为水利建设的土壤水文常数。
当土壤中的水分出现严重不足且无法被农作物所吸收的情况时，农作物出现永久凋萎状态的土壤含水量被称之为凋萎系数。
土壤凋萎系数在农业生产的实践过程中占据重要作用，是估算农作物水分基本需求以及模拟土壤水分的重要参考数据，与此同时也是评价土壤生产力以及土壤质量的重要参考指标。
当土壤达到凋萎含水量时，土壤水的主要状态为吸湿水。
有关研究显示，凋萎含水量与土壤最大吸湿水之间存在明显相关性。
饱和含水量主要指的是土壤所有孔隙均被水填满，土壤水处于饱和状态下。
饱和含水量也被称之为最大持水量，土壤水的吸力为0，一般情况下土壤水的饱和含水量越大，土壤水分保持的能力将越强。
饱和含水量也是农业生产过程中的水分特征参数，尤其是在降水量比较多的地区。
毛管断裂含水量主要指的是毛管悬着水因为植物吸收水分逐渐减少，较粗的毛管排空土壤水的连续性，使得毛管水运动中断土壤水量。
毛管断裂含水量是田间持水量的61%-75%左右，植物吸收利用土壤水困难增加且生长受到严重限制。
田间持水量不受地下水影响，主要指的是土壤中毛管悬着水达到最大值时的含水量，主要包括：其一，毛管悬着水;其二，薄膜水;其三，吸湿水。
诸多学者认为，田间持水量是进行田间排灌沟渠设计的重要参考指标，对控制田间水分的平衡产生重要作用。
有关研究显示，土壤水吸力在33kPa时的含水量则被称之为田间持水量，也有学者认为田间持水量的实测值在土壤水吸力达到IOKPa时便可以。
以东北黑土区为例，土壤质地以及土壤结构比较好的田间持水量比较高。
不同土层以及不同土壤的田間持水量也不尽相同，以辽宁省为例，超高产土壤的田间持水量高于下层，土壤持水能力越强，那么对农作物所需的水分供应越好。
2.2 土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线主要指的是土壤基质势与含水量之间的函数关系曲线，是土壤动力学参数的基本指标，能够有效反映出土壤水的能量与数量指标之间关系。
土壤水分特征曲线能够帮助分析土壤的有效性和持水性，对研究土壤水分的保持具有重要作用。
由于土壤质地不同以及组成结构不同，所以对土壤水分特征曲线的影响表现也不同。
随着数值模拟方法的深入研究，发现土壤水分特征曲线模型逐渐成为预测土壤水分运动的不可或缺手段之一。
国内外有关学者对土壤水的试验数据加以拟合，建立以下几种土壤水分的经验模型：其一，幂函数;其二，指数关系;其三，误差函数;其四，双曲线余弦函数。
例如，黑土的土壤水分特征曲线使用幂函数表达效果比较理想。
在0kPa-100kPa吸力范围内，土壤能够释放出数量，主要是因为空隙分布起到相关作用，主要受到的影响是土壤结构;在超过100kPa吸力范围内，土壤水的保持能力主要由土粒的吸附作用而决定，受到土壤质地因素影响。
肥力比较高的土壤水分特征曲线在0kPa-100kPa吸力范围内，曲线斜率比较缓，而在超过100kPa吸力范围内的曲线斜率比较陡，因此说明土壤能够保持比较多的水分，上述结果的出现与土壤孔隙分布比较平均以及与土壤孔径比较小密切相关。
土壤持水能力的高低在土壤水分特征曲线上表现出：曲线的高低（也就是说持水能力越强曲线就越高，持水能力越弱则说明曲线越低）。
20世纪80年代，国外学者提出用土壤容重和土壤颗粒所组成的资料分析土壤水分特征曲线方法，由于土壤颗粒的大小以及有机质含量和容重等相关指标较易获得，所以国内外诸多学者利用计算机技术建立了土壤物理指标模型，如参数估计模型、物理经验模型。
总而言之，土壤水分特征曲线模型的建立能够深入研究土壤水分的持水性能，继而深刻认识到土壤水分特征的相关因素影响。
比水容量数值随着土壤吸力的增大而减小，比水容量是土壤水分运动的重要指标。
单位吸力变化中的一定质量土壤能够释放出植物利用水量，因此说明土塘水分的有效性和供水能力大小，作为评价土壤耐旱性的主要指标。
土壤水分特征的曲线是变化的，随着不同吸力范围内，其土壤水分特征曲线变化也不尽相同。
土壤饱和导水率主要指的是当土壤孔隙全部被水充满后，单位势梯度下单位时间内所通过的单位土壤横截面水流体积;一方面是土壤导水率的最大值，另外一方面也是评价导水特性的主要参考指标。
有关资料显示，不同的土地利用方式下，土壤饱和导水率随着土层深度的加深而逐渐减小。
土壤饱和导水率受到有机质含量以及土壤质地等因素相关，尤其是土壤空隙比较大时会增加土壤的导水性能，土壤饱和导水率随着土壤有机质含量的增加而增加。
3 土壤水动力学参数的主要影响因素分析3.1 土壤孔隙度土壤孔隙度是衡量土壤物理质量的不可或缺指标之一，主要指的是土壤全部空隙的容积与土壤总容积的百分比。
土壤的孔隙分布情况和孔隙大小能够影响到土壤水的转移和储存，一般情况下，土壤总孔隙度越大，土壤的容重就越小，土壤的水分保持能力日益增强，最终显著提高土壤水分的有效性。
土壤孔隙性能也受到土壤结构影响，土壤结构良好则说明土壤的孔隙性能良好，孔隙大小适中则有利于土壤保持良好的持水性和通气性，便于农作物根系吸收水分。
有学者认为，高产土壤的孔隙度一般需超过50%，便于土壤供水和通气，最终提高农作物产量。
3.2 质地土壤质地主要指的是土壤中矿物颗粒大小以及矿物组成比例，对土壤水动力学参数的影响表现为：在紧实度相近的背景下，土壤质地从粗到细，土壤中的黏粒含量增多，细小空隙数量也日益增多，土壤毛管的持水作用也逐渐提高。
土壤黏粒影响土壤持水能力，而土壤最大吸湿水和土壤有效含水量会影响土壤黏粒含量。
4 结语综上所述，对土壤水动力学参数以及相关影响因素进行深入研究和分析，可对农业生产以及水利工程建设等起到重要作用。
[参考文献][1]杨兴，张家喜，彭培好，等.模拟降雨条件下不同砾石含量工程边坡土壤侵蚀及水动力学特征[J].冰土保持通报，2019（06）.[2]张国盛，郝蕾，闫子娟，等.6种树种叶片葉绿素荧光动力学参数对土壤水分变化的响应[J].生态学杂志，2017（11）.。