1试验二、沟灌条件下土壤水分运动
灌溉排水工程学课程教学大纲
灌溉排水工程学课程教学大纲课程名称：灌溉排水工程学（Irrigation and Drainage Engineering）课程编码：Z106004 总学时/总学分：48/3理论学时/理论学分：40/2.5 实验学时/实验学分：8/0.5 适用专业：农业水利工程开课单位：水利建筑工程学院一、课程性质及目的1、课程性质灌溉排水工程学是农业水利工程专业的专业必修课。
2、课程目的课程教学所需达到的目的主要是使学生掌握农田灌溉排水工程的规划设计理论及方法，其中要求学生了解农田土壤水分的基本知识，非充分灌溉原理与作物水分生产函数，灌排系统管理的基本知识，灌溉排水对环境的影响与评价，灌排工程效益与经济评价，掌握农田土壤水分的基本理论，作物需水量与灌溉制度的确定，灌溉用水量与灌水率的制定，灌水方法与灌水技术；重点掌握灌溉渠道系统流量推算的基本理论，灌溉排水渠道的横纵断面设计的计算方法。
二、课程内容及要求绪论1学时教学要求：要求了解灌溉排水工程学的研究对象和基本内容，我国灌溉排水事业现状及发展趋势，学习本课程的方法。
查阅我国和世界古代灌溉排水工程发展历程相关资料。
采用课堂讲授为主，多媒体课件为辅的教学方法和教学形式。
第一章农田灌溉原理10学时实验6学时教学要求：要求了解农作物对农田水分状况的要求和土壤水分运动的基本原理。
理解土壤—作物—大气连续体水分运动原理，掌握作物需水量、灌溉制度，作物水分生产函数、灌溉用水量与灌水率概念。
掌握农田水分和土壤含水量的表示和测定方法，作物需水量确定，充分灌溉条件下农作物灌溉制度制定、设计灌水率和灌溉用水过程线的方法。
采用课堂讲授为主，多媒体课件为辅的教学方法和教学形式。
实验内容：土壤水势、水分特征曲线测定，测定土壤的饱和含水率、田间持水率、凋萎系数，4学时植物需水量测定，植物的耗水量，2学时第二章灌水方法与灌水技术4学时实验2学时教学要求：了解地面灌水方法，提高地面灌水技术对于节省灌溉水量和增加作物产量的重要性。
土壤水分类型、吸水原理及循环过程
土壤水分类型、吸水原理及循环过程水是农业的关键因素，土壤水是土壤的重要组成部分之一，对土壤肥力和作物的生长发育具有重要影响。
因此，保护性耕作技术措施的运用，旨在调节和管理土壤水分状况，以促进作物的稳产、高产。
土壤吸水原理主要由土壤吸附力和毛管力两种作用组成。
土壤水分可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
其中，吸湿水是土壤吸附水气中水分子的能力，其数量取决于土壤的质地、腐殖质含量和空气湿度。
无效水则是吸湿水中不能被作物吸收利用的部分，其含量可通过烘干法进行测定。
在土壤水循环过程中，土壤的物理、化学和生物学性质都会受到影响。
因此，了解土壤水分类型和吸水原理，对于有效地控制、调节和管理土壤水分状况，以提高作物产量具有重要意义。
土壤中的水分存在着不同的状态，包括膜状水和毛管水。
膜状水是指土粒吸收完大气中的水分子后，仍然存在于土粒表面上的水分。
这种水分具有溶解养分的能力，并且可以缓慢地移动。
当根系与膜状水接触时，根系就可以吸收利用这部分可移动的膜状水。
而毛管水则是指超过最大分子持水量后，保留在土壤中的自由水。
毛管水存在于毛管孔隙中，靠毛管弯曲面力保存。
毛管水又可分为毛管悬着水和毛管上升水两种类型。
毛管悬着水是指保存在大小不同的毛管孔隙中，不与地下水相连接的水分。
田间持水量是土壤在自然条件下所能保持的最大水量，包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水的总和。
毛管悬着水是土壤中最宝贵的有效水，因为它的吸水力很低，很容易被作物根系吸收利用。
田间持水量是一个常数，可以根据作物和土壤的凋萎系数来计算。
在甘肃黄土高原地区，不同土壤的田间持水量变化在22.8%～26.8%之间。
表1-9 土壤质地与田间持水量（华北地区）以下为华北地区不同土壤质地的田间持水量、有效水量和调萎系数。
其中，有效水量指作物生长所需的水分量，调萎系数是指土壤干旱时，作物出现萎蔫的程度。
土壤质地田间持水量（重量%）有效水量（%）调萎系数（%）砂土 10~14 21~24 4~9砂壤土 3~4 4~9 12~20轻壤土 6~9 12~20 13~19中壤土 16~20 22~26 13~22重壤土 4~6 6~10 12~20粘土 10~16 26~28 13~17毛管上升水毛管上升水是指地下水沿着毛细管上升后保持在毛细管孔隙里的土壤水。
土中水的运动规律
土中水的运动规律土中水的运动规律是指水在土壤中的流动和分布的规律。
土壤中的水分运动是一个复杂的过程，受到多个因素的影响，如土壤类型、土壤孔隙度、水力条件、根系活动以及气候等。
通过研究土中水的运动规律，可以更好地理解水分循环和地下水资源的形成与分布，对水文循环模型的建立和水资源管理具有重要意义。
1. 水分下渗规律土壤中的水分主要通过下渗进入深层土壤或地下水层。
下渗规律取决于土壤的孔隙度和渗透性，水分的下渗速率与土壤孔隙度呈正相关关系。
土壤孔隙度越高，水分下渗的速率越快。
此外，土壤质地也影响下渗规律，例如，砂土的渗透性较好，能够较快地将水分下渗到深层。
2. 土壤中水分的传导规律土壤中的毛细现象是水分在土壤中传导的重要机制之一。
毛细现象是由于土壤颗粒表面的毛细管作用引起的。
水分分子在土壤孔隙中通过毛细现象向上运动，这种运动规律被称为上升运动。
毛细现象的主要影响因素包括土壤颗粒间的间隔距离、土壤颗粒表面的湿度和土壤毛细管的直径。
3. 根系对土壤中水分的摄取规律植物根系是水分在土壤中运动的重要因素之一。
根系通过吸收土壤中的水分供给植物的生长和代谢所需。
根系的分布范围和活动水平会影响水分在土壤中的分布和运动规律。
在干旱季节，植物的根系会向深层土壤迁移，从而增加了土壤中水分的储存量。
4. 土壤中水分的蒸发规律土壤中的水分在受到外界环境的作用下会发生蒸发。
土壤中水分的蒸发过程可以通过温度、湿度和风速等因素来描述。
温度越高，湿度越低，风速越大，土壤中的水分蒸发越快。
此外，土壤表面的覆盖物（如植被）也会影响土壤中水分的蒸发规律，植被的存在可以减缓土壤中水分的蒸发速率。
5. 土壤中水分的径流规律当土壤中的水分超过其持水能力时，多余的水分会以径流的形式流出。
土壤中水分的径流规律受到降雨强度、土壤质地、土壤饱和度和土壤坡度等因素的影响。
降雨强度越大，土壤的饱和度越高，土壤中水分的径流量越大。
综上所述，土中水的运动规律受到多个因素的综合影响。
1试验二、沟灌条件下土壤水分运动
1试验二、沟灌条件下土壤水分运动试验二、沟灌条件下土壤水分运动规律实验设计2011年07月17日00:08一、实验目的沟灌宽垅作物的地面灌水方法，灌水沟的间距与长度决定于灌水流量。
本实验的目的：1. 在室内土壤模拟沟灌条件，观察沟灌是土壤湿润锋面的扩展过程，认识沟灌条件下土壤水分运动的规律；2. 了解并对比不同人土质的湿润范围；3. 了解灌溉的灌水特点，入渗水量随时间的变化关系；4. 了解非饱和土壤水运动室内实验技术几测试方法。
二、实验设备1. 实验土槽实验在1500*150*20是厘米3的土槽上进行，土槽为钢框架，三侧壤状塑科技，一侧壤装有机玻璃，透过有机玻璃可以观测湿润锋面扩展过程。
槽内如何装填试样视实验安排而定。
看进行匀质土实验，可根据预先制备的土壤（最好选用轻质土，以免实验时间过长）按一定容量分层装填；看进行非匀质土（即层状结构）实验，则按预先设定的土层区结构和各层土壤的容量，逐层填装；为了对比不同土质沟灌时土壤水分运动的差异（如湿润形状和湿润速度的差异），亦可在同一土槽中在中部（75cm处）临时用垂直隔扳分成两部分，分别装填不同质地的试样。
填土厚度为140cm，在中部挖出梯形或三角形面的灌水沟（见图（试）5-1）。
在同一槽中进行两种土质对比实验时，灌水沟挖在两侧边具其断面为前述的一半（见图（试）5-2）为了标记不同时刻土壤湿润范围，在有机玻璃一侧应标有刻度。
2. 供水装置为使灌水过程中维持一定的灌水沟水位，在灌水沟上方装设自动供水箱（亦称马立奥特瓶），水箱进气管的高程即为灌水沟的水位高程，供水箱自动补充灌水沟中由于水量入渗而减少的水量，故灌水沟渗水量的多少可以通过测读供水箱水位变化值换标求得。
3. 土壤含水率的测量在实验过程中，不可能采用取土烘干法测量土壤含水率，只能通过间接的方法进行测定，有条件时可采取r射线衰减法或其他电测方法定时测定土壤含水率，较简单可行的方法是采用张力计，通过测定土壤负压而换称为土壤含水率，目前在实验室中常用的是直管式或U型管式水银张力计，其结构见图（试）5-3（a）5-3(b)。
降雨和灌水入渗条件下土壤水分运动2.docx
第五章降雨和灌水入渗条件下土壤水分运动第一节水向土中入渗过程一、概述降雨和灌水入渗是田间水循环的重要环节，与潜水蒸发一样，是水资源评价和农田水分状况调控的重要依据。
水渗入土壤的强度主要取决于降雨或灌水的方式和强度以及土壤渗水性能。
如果土壤渗水性能较强，大于外界供水强度，则入渗强度主要决定于外界供水强度，在入渗过程中土壤表面含水率随入渗而逐渐提高，直至达到某一稳定值。
如果降雨或灌水强度较大，超过了土壤渗水能力，入渗强度就决定于土壤的入渗性能，这样就会形成径流或地表积水。
这两种情况可能发生在入渗过程的不同阶段，如在稳定灌溉强度（例如喷灌）下，开始时灌溉强度小于土壤入渗能力，入渗率等于灌溉强度；但经过一定时间后，土壤入渗能力减少，灌水强度大于土壤入渗能力，于是产生余水，如图2－5－ 1所示的降雨或灌水条件下的入渗过程。
开始时入渗速率较高，以后逐渐减小。
土壤的入渗能力随时间而变化，与土壤原始湿度和土壤水的吸力有关，同时也与土壤剖面上土质条件、结构等因素有关。
一般来说，开始入渗阶段，土壤入渗能力较高，尤其是在入渗初期，土壤比较干燥的情况，然后随土壤水的入渗速率逐渐减小，最后接近于一常量，而达到稳定入渗阶段。
在较干旱的条件下，土壤表层的水势梯度较陡。
所以，入渗速率较大，但随着入渗水渗入土中，土壤中基模吸力下降。
湿润层的下移使基模吸力梯度减小。
在垂直入渗情况下，如供水强度较大，使土壤剖面上达到饱和，当入渗强度等于土壤饱和水力传导度时，将达到稳定入渗阶段。
如供水强度较小，小于饱和土壤水力传导度时，达到稳定入渗阶段的入渗强度将等于该湿度条件下的非饱和土壤水力传导度。
入渗过程中，土壤剖面上水分分布与土表入渗条件有关。
根据 Coleman和Bodman 的研究，当均质土壤地表有积水入渗时，典型含水率分布剖面可分为四个区，即表层有一薄层为饱和带，以下是含水率变化较大的过渡带，其下是含水率分布较均匀的传导层，以下是湿润程度随深度减小的湿润层，该层湿度梯度越向下越陡，直到湿润锋。
农田水分状况和土壤水分运动
2、压力势（ψp） 、压力势（ψ
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。
4、重力势（ψg） 、重力势（ψ
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： ψh = ψm+ ψp+ ψg
（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= θv.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的体 积，量纲为L3。 V方/公顷，
V方/亩
二、土壤水的能态
《农业水资源利用与管理》课程教学大纲
《农业水资源利用与管理》课程教学大纲Utilization and management of agricultural water resources一、课程基本信息（一）知识目标农业水资源利用与管理是一门研究农业水资源特征、农田水分状况和有关地区水情的变化规律及其调节措施、消除水旱灾害和利用水资源为发展农业生产而服务的科学。
其基本任务是通过各种工程措施，调节和改变农田水分状况及其有关的地区水利条件，以促进农业生产的发展。
本课程的教学目的是使学生掌握农业水资源量分析方法，掌握灌溉排水的基本理论和灌排技术、灌排系统规划设计方法及地区水利规划的基本知识和方法等。
（二）能力目标通过理论教学，能对区域水资源量进行分析，能根据水源条件选择合理的取水方式，能进行引水工程的水利计算；能进行灌区灌排系统的规划布置。
为土地规划、土地整治工程规划设计打下基础。
（三）素质目标培养学生爱岗敬业、勤奋好学、细心踏实、思维敏锐、勇于创新、科学认真的职业精神。
三、基本要求（一）了解了解我国水资源利用状况、我国农田水利事业和世界灌溉与排水的发展概况；了解灌溉水源、水质标准、农用小型蓄水工程的类型及组成、取水方式的类型。
（二）理解理解水循环规律和地表水、地下水资源分析方法；理解农田水分状况和土壤水分运动的基本原理；理解作物需水量和灌溉用水量的计算方法；理解灌水方法的类型、特点及使用条件；理解田间排水的形式和作用。
（三）掌握渠道灌溉系统、管道灌溉系统的组成与规划设计；掌握喷灌和微灌系统的组成及设计。
四、教学内容与学时分配绪论1学时第一节水资源的概念第二节变化中的世界之水第三节我国的节水农业与水资源的可持续利用知识点：水资源的概念、水资源利用、我国的节水农业现状。
本章小结：本章主要介绍了水资源概念的由来和水资源开发利用的发展过程。
使学生了解我国的农田水利事业的发展概况和作用，理解水资源利用与保护的重要性，以及我国进行节水农业的必要性。
灌排实验指导书(8个实验)-前N-2页
实验一 土壤渗吸实验一、实验目的(1) 观测积水条件下土壤入渗过程，掌握累积入渗量和湿润峰变化规律； (2) 了解评价土壤入渗能力的指标，观察渗吸速度随时间变化规律；(3) 使用考斯加科夫入渗公式拟合函数关系曲线，通过实验资料求得土壤水分入渗参数； (4) 熟悉相关实验装置的工作原理及测试方法。
二、实验原理考斯加可夫根据野外实测资料分析，发现入渗强度（渗吸速度）与时间之间呈指数关系，其形式为：i t ＝i 1×t -a （1）式中：i t ——入渗开始后时间t 的入渗速度；i 1——在第一个单位时间土壤的渗透系数，相当于t ＝l 时的土壤入渗速度； a —入渗指数。
对公式（1）取对数得：lgi t ＝lgi 1-a·lgt （2）实测的lgi t ，lgt 点应成直线关系，取t=1时的i 值为i 1，该直线的斜率为a 。
计算时t a ，t b 时刻对应i a ，i b ，代入下式得：ba ba t t i i a lg lg lg lg --=（3）若已知i 1，a 值也可以按下述方法推求，有式（1）积分得：ata tt ai dt t i idt I ---===⎰⎰110101 （4）I 为时间t 内总入渗量（累积入渗量），由实测数据得出，由于i 1已知，故a 可以求出，该法的缺点是很难测定第一个单位时间的入渗速率。
在Exel 表格中输入时间和累积入渗量实测数据，使用指数函数拟合曲线，可快速得到相应的参数。
在土壤吸渗实验中，实验土柱会经历自由入渗、顶托入渗、渗透这3个过程，自由入渗阶段初始入渗率极大，随时间推移入渗量逐渐减小；本实验仪器难以观测出顶托入渗阶段影响；进入渗透阶段，入渗率基本稳定，其入渗速率接近于渗透速度。
三、实验设备直径5cm ，装土高度11.5cm 圆形土柱、截面面积15cm 2，高25cm 的供水马氏瓶、秒表、托盘天平、烧杯、量筒、滤纸、直尺、接渗瓶、土样。
土壤水分移动与循环
第二节 土壤气态水运动
一、土面水分蒸发
土面水分蒸发（soil surface evaporation）：土壤水不断以 水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。 土面水分蒸发的形成及强度影响因素：大气蒸发能力、土 壤含水率的大小和分布。 土壤水分蒸发过程持续进行的三个前提条件：
①不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要； ②土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气； ③表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。
第三节土壤水循环、平衡及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
土壤水分循环：土壤水可补充地下水，同时在有植被的地块，根层周围
土壤水经作物根系吸收并由叶面蒸腾以及地面水分蒸发等途径回到大气中。
土壤水分平衡：对于一定面积和厚
度的土体，在一定时间内其土壤含水 量的变化应等于其来水项与去水项之 差，正值表示土壤储水增加，负值表 示减少。
土面水分蒸发过程
(一)大气蒸发力控制阶段 在蒸发的起始阶段，当地表含水率很高时，尽管含水率有 所变化，但地表处的水汽压仍维持或接近于饱和水汽压。 (二)表土蒸发强度随含水率变化的阶段
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 土体内水汽扩散 阶段
(三)水汽扩散阶段 当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土 层。土壤水分在干土层下汽化，然后以水汽扩散的方式穿过干 土层而进入大气。
三、农田排水（P150-151）
第五节土壤中的溶质运移
一、溶质的对流运移
土壤中溶质对流：指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过 程。单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量称为溶质通 量，通过对流运移的称为溶质对流通量(Jc)。单位体积土壤水溶
液中所含有的溶质质量，称为溶质的浓度(c)。溶质的对流通量
2 土壤水分运动
§2 土壤水分运动
土壤水分运动的两种途径：毛管理论、水势理论。
毛管理论仅适用于对一些简单的问题分析。
水势理论则是根据在土壤水势基础上推导出的扩散方程，研究土壤的水分运动。
这种方法理论严谨，适用于各种边界条件，因而具有广阔的应有前景。
一、土壤水运动基本方程
在一般情况下，达西定律同样适用于非饱和土壤水分运动。
根据达西定律和质量守恒原则，可推导出水壤水运动基本方程。
土壤水运动基本方程的两种形式：式（1-11）和式（1-14。
在初始条件和边界条件已知的情况下，可求解式（1-11）和式（1-14），得各点土壤含水率（或负压）和土壤水流量的计算公式，或用数值计算法，直接计算各点土壤含水率（或负压）和土壤水流量。
二、入渗条件下土壤水分运动
除雨和灌水入渗是补给农田水分的主要来源。
教材中针对地面已形成一薄水层情况，推导了如下基本公式：
（1）剖面含水率分布，式（1-19'）
（2）入渗速度公式，式（1-20）
（3）入渗速度挖计算公式，式（1-21）
（3）在单间t内入渗入总量计算公式，式（1-21'）
菲利普根据严格的数学推导，由一维土壤水运动方程，推导出了入渗速度的近似计算式，式（1-22），以及t时间内总入渗量计算公式，式（1-23）。
我国习惯采用考斯加可夫经营公式计算入渗速度和入渗水量。
即式（1-25）和式(1-26）。
本课程专门安排了一个实验来验证考斯大林加可夫公式。
土中水的运动规律
土中水的运动规律以土中水的运动规律为标题，我们来探讨一下土壤中水分的运动方式和规律。
土壤中的水分运动与土壤的物理性质、水分状况以及外部环境等有关，它对农田的灌溉和排水、水资源的利用和保护具有重要意义。
我们来讨论土壤中水分的来源。
土壤中的水分主要来自降水和地下水的补给，其中降水是土壤水分的主要补给来源。
雨水透过土壤表层，渗入土壤中形成入渗水，这部分水分被土壤颗粒吸附和保持，为土壤中的毛细水。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透，形成深层水。
我们来看土壤中水分的运动方式。
土壤中的水分主要有三种运动方式：入渗、上升和下渗。
入渗是指降水透过土壤表层，渗入土壤中的过程。
土壤的入渗性取决于土壤的质地、结构、含水量以及降雨的强度等因素。
质地较粗糙的土壤，如砂土，入渗速度较快；而质地较细腻的土壤，如黏土，入渗速度较慢。
此外，土壤的结构也对入渗有影响，土壤结构疏松的入渗性较好，而结构紧密的土壤入渗性较差。
上升是指土壤中的水分通过毛细力向上运动的过程。
土壤中的毛细水能够被土壤颗粒吸附和保持，形成毛细管系统。
当土壤中的毛细力大于重力时，水分就能够向上运动，这种现象称为毛细上升。
毛细上升对植物的根系吸收水分起到了重要的作用。
下渗是指土壤中的水分向下运动的过程。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透。
下渗速度取决于土壤的质地、结构、含水量以及渗透层的下边界等因素。
土壤质地较粗糙、结构疏松的下渗速度较快，而质地较细腻、结构紧密的下渗速度较慢。
我们来讨论土壤中水分的分布规律。
土壤中的水分分布主要取决于土壤的水分势差和地形。
水分势差是指土壤水分与周围环境之间的差异，它决定了水分的运动方向和速度。
一般情况下，水分势差大的地方水分运动较快，水分势差小的地方水分运动较慢。
地形对土壤中水分的分布也有一定的影响，比如山坡上部水分相对较多，容易形成积水，而山坡下部水分较少，容易出现干旱现象。
沟灌方式下枣树林地土壤水分的运移特征
壤水分 的平均运移速率为 ２ ４ ． ７ ８ ｃ ｍ ／ ｍ ｉ ｎ ． （ ３ ） 土壤水分湿润 区间和灌水量 和灌 溉时间三者间存在 的线性 函数关 系 式为 ｙ ＿ 一 ０ ． １ １ ５ Ｘ ＋ ０ ． １ １ ９ ＋ ３ ４ ． ６ ４ ５ ． （ ４ ） 灌水量每增加 ４ ０ ｍ ／ 亩， 相应 的灌水周期将延长 ４ — ６ ｄ ． ［ 关键词 ］ 沟灌 ； 土壤含水量 ； 下渗速率 ； 湿润区间 ； 灌水周期
（ １ ． Ａ ｎ ｈ ｕ ｉ Ａ ｇ ｒ ｉ ｃ ｕ ｌ ｔ ｕ ｒ ｌＵ ａ ｎ ｉ ｖ ｅ ｒ ｓ ｉ ｔ ｙ ， Ｈ ｅ ｆ ｅ ｉ ２ ３ ０ ０ ３ ６ ， Ｃ ｈ ｉ ｎ ａ ； ２ ． Ｘｉ ｎ ｊ ｉ ａ ｎ ｇ Ａ ｃ ａ ｄ ｅ ｍｙ ｏ ｆ Ｆ ｏ ｒ ｅ ｓ ｔ ｒ ｙ Ｓ ｃ ｉ ｅ ｎ ｃ ｅ ， Ｕ ｒ ｕ ｍｑ ｉ ８ ３ ０ ０ ０ ２ ， Ｃ ｈ ｉ ｎ ａ ）
［ 中图分 类号 ） ￥ ６ ６ ２ ． ９ ［ 文献标识码 ］ Ａ ［ 文章编 号］ １ ６ ７ １ — ０ １ ８ ５ （ ２ ０ １ ３ ） ０ １ — ０ ０ ４ ９ — ０ ５
Ｃｈ ａ ｒ ａ ｃ ｔ ｅ ｒ ｉ ｓ ｔ ｉ ｃ ｓ ｏ ｆ Ｓ ｏ ｉ ｌ Ｗａ ｔ ｅ ｒ Ｔｒ ａ ｎ ｓ ｐ ｏ ｒ ｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｏ ｆ
第２ ８ 卷 第 １ 期
２ ０ １ ３ 年１ 月
内蒙古 民族大学学报 （ 自然科学版 ）
Ｊ ｏ ｕ ｒ ｎ ａ ｌ ｏ ｆ Ｉ ｎ ｎ ｅ ｒ Ｍｏ ｎ ｇ ｏ ｌ ｉ ａ Ｕｎ ｉ ｖ ｅ ｒ ｓ ｉ ｔ ｙ ｆ ｏ ｒ Ｎａ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｌ ｉ ｔ ｉ ｅ ｓ
（ 摘
要］ 以盛果期枣树为研究对 象 ， 利用 Ｅ Ｍ５ ０ 土壤 温湿度测定仪监 测沟灌条 件下林地 土壤 水分的变化 ， 分析
地埋滴灌点源入渗土壤水分运动规律实验研究
地埋滴灌点源入渗土壤水分运动规律实验研究你知道吗，土壤中的水分就像我们家里的空气，能不能“呼吸”可全看土壤的“脾气”了。
就拿滴灌技术来说，咱们常说“水滴石穿”，滴灌其实就是把水一点一点地、精确地送到土壤里，目的就是让水分能更均匀、更深入地滋润土壤，让植物喝到最需要的水分，水也不浪费，土壤也不干。
可别看这个小小的滴灌系统，背后可是藏着不少的学问呢。
地埋滴灌可不是什么随便滴滴水那么简单，得有一套完整的体系。
你看，它是通过埋在地下的管道将水送到植物根部，这样就能减少蒸发，也能避免水分表面流失。
不过，有一个问题来了——土壤到底怎么吸收这些水分？水是从地下进入土壤的，可土壤又不是水管道，水进得了，怎么才能往下渗透、扩散，滋润到根部，是一个大难题。
简单来说，这个问题就像我们平时拧水龙头，水流得太急容易溅得到处都是，水流太慢呢，又像干旱地区的河流，慢得让人抓狂。
要是咱们研究一下这个入渗过程，你会发现，水进入土壤的速度和土壤的种类、湿度、结构都有关系。
比如沙土就很“开通”，水进得快；而黏土呢，它就像是那个慢吞吞的排队员，水一进去，反倒不容易流动。
这样一来，水在土壤里的分布就不均匀，想让植物的根部能够均匀地吸到水，就得知道它们的“脾气”了。
要想搞清楚这一切，科学家们可真是煞费苦心。
为了弄清楚水是怎么在土壤里运动的，他们专门做了实验，设计了各种不同的地埋滴灌系统，研究水分在土壤中的入渗规律。
这些实验就是通过模拟各种环境条件，看水在不同的土壤中到底如何流动、扩散、渗透。
就像厨师调配菜肴，咱们得知道每种食材的特性，才能做出一桌好菜。
土壤也一样，必须了解它的吸水能力和渗透能力，才能让滴灌系统发挥最大的作用。
这些实验就像调皮的小孩子，你永远不知道它下一步会做什么。
不同的土壤，水在其中的流动性和入渗深度也各不相同。
有的地方水进得快，流动也快，结果水可能就不见了；有的地方呢，水进得慢，虽然能保持一段时间，但根部可能就喝不到。
就像你说的，跟着流水走的狗，永远不知道水源究竟在哪儿。
土壤水运动的基本理论与方法
土壤水运动的基本理论与方法土壤水运动是指水在土壤中运动的过程。
了解土壤水运动的基本理论与方法可以帮助我们更好地理解土壤水分的分布与变化规律，为土壤水资源的保护与合理利用提供科学依据。
本文将从土壤水运动的基本理论和主要方法两个方面进行介绍。
一、土壤水运动的基本理论1.黏土颗粒堆积模型黏土颗粒在土壤中的堆积模型被用于解释土壤水运动的基本机制。
根据相对黏土颗粒之间的间距，可以将土壤水分的运动分为两种：毛管吸力运动和渗滤运动。
毛管吸力运动是指在小于0.1毫米的土壤颗粒间隙中，由于颗粒表面张力作用，水分能够被吸引并向上运动。
渗滤运动是指在大于0.1毫米的土壤颗粒间隙中，水分受到重力作用而向下运动。
2.土壤水分势理论土壤水分势理论是描述土壤水分状态的理论基础。
通过测定土壤颗粒间的水势差，可以了解土壤中水分的自由能。
其中，毛管水势是指由毛细管作用产生的土壤水分势，重力水势是指由重力作用产生的土壤水分势，压力水势是指由土壤微生物代谢、根系呼吸等作用产生的土壤水分势。
土壤水势与土壤水分的运动速率和方向有着密切的关系。
3.土壤水分运动方程土壤水分运动方程是描述土壤水分运动过程的数学模型。
常用的水分运动方程有Richards方程和扩散方程。
Richards方程是描述非饱和土壤水分运动的方程，它考虑土壤孔隙中的土壤毛管吸力效应和渗透性。
扩散方程是描述饱和土壤水分运动的方程，它假设土壤中的水分运动符合扩散规律。
这些方程可以通过实验数据拟合得到，并用于模拟土壤中水分的运动。
二、土壤水运动的主要方法1.定量测定土壤水分含量测定土壤水分含量是土壤水运动研究的基础工作。
常用的土壤水分测定方法有重量法、压缩法和电导率法等。
重量法是通过称重分析测定土壤样品的湿重和干重的差值，计算得到土壤水分含量。
压缩法是利用压缩仪测定土壤样品的体积变化，进而计算土壤水分含量。
电导率法是通过测定土壤样品中电导率的变化，间接判断土壤水分含量。
2.水分运动模拟实验水分运动模拟实验是研究土壤水分运动规律的有效方法之一、该方法通过控制水分势差、土壤类型等条件，模拟不同场景下的土壤水分运动过程，实时监测水分运动速率和方向，并对土壤水分运动方程进行验证和修正。
农田水分状况与土壤水分运动
可使地下水位上升，可能使耕层毛管水增加， 也可能造成渍害
二、旱作物对农田水分状况的要求 （续）
¾ 地下水位不允许上升至根系吸水层内 ¾ 农田的地面水和地下水必须适时适量地转化为作物 根系吸水层的土壤水分，才能被作物吸收利用。 ¾ 因此地下水位必须维持在根系吸水层以下一定深度 处，此时地下水可通过毛细管作用上升至根系吸收 层，供作物利用。
膜状水的移动方式：
• 毛管水
9在毛管作用下土壤所能保持的水分，或 在重力作用下，不易排除的水分超出吸 着水的部分
¾上升毛管水（地下水位的影响） ¾悬着毛管水（灌水入渗）
水 沿 着 毛 管 上 升
毛管作用力范围： 0.1-1mm 有明显的毛管作用 0.05-0.1mm 毛管作用较强 0.05-0.005mm 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
• 通过土壤的水流大小与水头梯度和导 水率成比例，其运动方向与水头梯度 的方向一致
△H
∆H v=q=k L
L
L
q-单位时间内通过单位横截面-水头梯度 L
∆H v=q=k L
二、达西定律在非饱和土壤中的应用
• 假定达西定律同样适用于非饱和土壤水分运动，则在 水平和垂直方向的水流通量可分别写成：
（三）相对含水量（%）
土壤含水量 土壤相对含水量＝ 田间持水量
（三）土壤贮水量
1、水深（DW）
DW=θV·h 或 Dw,100 = ∑θ 1 • h
i =1
n
i
2、水方（ m3）
mm
V 方 / 公顷 = 10 D w
V方/亩＝2/3Dw
土壤水的有效性
• 无效水
– 小于最大分子持水率的水分，即汽态水与吸 着水为无效水 – 凋萎系数：当土壤含水率降至吸湿系数的 1.5-2.0倍时，作物吸水很困难，将会凋 萎。此时的含水率称为凋萎系数
第七章 土壤水水分移动与循环
干土重为50克，吸湿水含量为2.5%，则干土重量为多少克?
3、用土水势研究土壤水的优点是什么?土壤水总是从含水
多的地方向含水少地方运动，这种说法正确否?为什么 ?
4、冻后聚墒和夜潮作用的机理是什么? 5、在农业生产上，一次灌足比分次灌好，为什么?
三水动力弥散机械弥散和扩散在土壤中都引起了溶质浓度的混合和分散而且微观流速不易测定弥散与扩散结果也不易区分所以在实际应用中常将两者联合起来称为水动力弥散dzdcdzdc三土壤溶质的动态特性一土壤溶液的总浓度二土壤溶液中的养分浓度三土壤溶液中其它元素浓度一般情况下主要元素的浓度为102104moll微量元素浓度则在106moll以下
H q Ks L
饱和流导水率
(Saturated hydraulic conductivity) 土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤 下层或横向运动的速度。 影响饱和导水率的因素 • 质地 水通量与孔隙半径
4次方呈正比。
•结构 土壤结皮对土壤饱和 导水率有显著的影响。
饱和导水率的特点
田间蒸腾和蒸发很难截 然分开，常合在一起，统称 蒸散ET。 (evapotranspiration)-一定时 间内一定面积上土壤蒸发和 植物蒸腾的总和。
土壤水分平衡简化式为
W=P+I-ET-D
二、土壤水分有效性
（一）土壤—植物—大气连续体 (Soil-plant-atmosphere continuum)
由水势引起水由土壤进入植物体，再向大气扩散的体系。
沙漠植物 在—200 ～—800 万帕时仍 能生存。
（二）土壤水的有效性
土壤水的有效性是指土壤水能否被植物吸收利 用及其难易程度。 不能被植物吸收利用的水称为无效水，能被 植物吸收利用的水称为有效水。 通常把土壤萎蔫系数看作土壤有效水的下限， 当植物因根无法吸水而发生永久萎蔫时的土壤含 水量， 称为萎蔫系数或萎蔫点。
土中水的运动规律
土中水的运动规律概述土中水的运动是地下水循环过程的重要组成部分，对于土壤水分的分布和地下水资源的利用有着重要的影响。
了解土中水的运动规律对于水资源的管理和环境保护具有重要的意义。
本文将深入探讨土中水的运动规律，包括水分在土壤中的渗透过程、水分的迁移与输送以及水分在土壤中的储存。
水分的渗透过程驱动力：毛细力和重力土壤中的水分向下渗透的过程主要受到两种驱动力的作用：毛细力和重力。
毛细力是由于土壤颗粒表面的毛细现象引起的，在细小土壤孔隙中，水分分子的作用力会使得水向上升或向下降。
重力是指因重力作用而使水分向下渗透。
孔隙度和土壤质地的影响水分的渗透过程受到土壤的孔隙度和质地的影响。
孔隙度是指土壤中的孔隙空间所占总体积的比例，决定了土壤的持水能力和透水性。
质地是指土壤中各种颗粒的相对含量和大小，影响土壤的孔隙结构和水分的渗透能力。
粘土质地的土壤孔隙较小，导致水分渗透速度较慢；砂质质地的土壤孔隙较大，使得水分能够较快地渗透。
饱和渗透和非饱和渗透水分的渗透过程可以分为饱和渗透和非饱和渗透。
饱和渗透发生在土壤中的孔隙充满水分的情况下，水分向下渗透的速度相对较快。
非饱和渗透则发生在土壤孔隙中既有空气又有水分的情况下，水分的渗透速度较慢。
在非饱和状态下，水分的渗透速度与土壤的毛细力有关。
渗透系数和渗透速率渗透系数是衡量土壤水分渗透能力的指标，表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的能力。
渗透速率则表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的实际速度。
渗透系数和渗透速率可以通过实验测定或数学模型进行估算。
水分的迁移与输送饱和带和不饱和带在地下水埋藏层中，饱和带是指地下水完全填充土壤孔隙的区域，不饱和带是指地下水面以下的土层中同时存在水和空气的区域。
饱和带和不饱和带之间存在一条分界线，称为水位面，水位面上方是不饱和带，下方是饱和带。
土中水在饱和带和不饱和带之间的迁移与输送过程受到土壤水分势差的驱动。
土壤水分势差土壤水分势差是指不同位置处土壤水分的能量差别，是土壤水分迁移与输送的主要驱动力。
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试验二、沟灌条件下土壤水分运动规律实验设计
2011年07月17日00:08
一、实验目的
沟灌宽垅作物的地面灌水方法，灌水沟的间距与长度决定于灌水流量。
本实验的目的：
1. 在室内土壤模拟沟灌条件，观察沟灌是土壤湿润锋面的扩展过程，认识沟灌条件下土壤水分运动的规律；
2. 了解并对比不同人土质的湿润范围；
3. 了解灌溉的灌水特点，入渗水量随时间的变化关系；
4. 了解非饱和土壤水运动室内实验技术几测试方法。
二、实验设备
1. 实验土槽
实验在1500*150*20是厘米3的土槽上进行，土槽为钢框架，三侧壤状塑科技，一侧壤装有机玻璃，透过有机玻璃可以观测湿润锋面扩展过程。
槽内如何装填试样视实验安排而定。
看进行匀质土实验，可根据预先制备的土壤（最好选用轻质土，以免实验时间过长）按一定容量分层装填；看进行非匀质土（即层状结构）实验，则按预先设定的土层区结构和各层土壤的容量，逐层填装；为了对比不同土质沟灌时土壤水分运动的差异（如湿润形状和湿润速度的差异），亦可在同一土槽中在中部（75cm处）临时用垂直隔扳分成两部分，分别装填不同质地的试样。
填土厚度为140cm，在中部挖出梯形或三角形面的灌水沟（见图（试）5-1）。
在同一槽中进行两种土质对比实验时，灌水沟挖在两侧边具其断面为前述的一半（见图（试）5-2）为了标记不同时刻土壤湿润范围，在有机玻璃一侧应标有刻度。
2. 供水装置
为使灌水过程中维持一定的灌水沟水位，在灌水沟上方装设自动供水箱（亦称马立奥特瓶），水箱进气管的高程即为灌水沟的水位高程，供水箱自动补充灌水沟中由于水量入渗而减少的水量，故灌水沟渗水量的多少可以通过测读供水箱水位变化值换标求得。
3. 土壤含水率的测量
在实验过程中，不可能采用取土烘干法测量土壤含水率，只能通过间接的方法进行测定，有条件时可采取r射线衰减法或其他电测方法定时测定土壤含水率，较简单可行的方法
是采用张力计，通过测定土壤负压而换称为土壤含水率，目前在实验室中常用的是直管式或U型管式水银张力计，其结构见图（试）5-3（a）5-3(b)。
在U型管的断面均匀的情况下，预先测定U行管两边水银等高时与多孔陶瓷管埋设点之间的距离b(见图（试）5-3(b)),实验时测读U型管左右水银柱的高差a,可按（试）5-1或计标测点负压值。
直管式水银计则根据水银面与测点的垂直距离b及水银柱上升高度，按（式）5-2或计标测点负压值。
（式）5-1）
（式）5-2）
土壤负压（或称土壤基质势）与土壤含水率的关系根据预先测定的土壤水分特征曲线查得。
.土壤水分特征曲线（如示意图（试）5-4）可在野外田间进行测定，也将原状土取样后在室内用压力膜（或压力板）提取器测定，对于扰动土，则按原壮的容量装填在专用的环刀用提取器测定。
由于土壤水运动的滞后特性，土壤负压与含水率之间不是单值函数关系，对于入渗过程，可采用吸湿过程的土壤水分特征曲线进行土壤负压与含水率之间的换标。
在室内实验槽内，张力计穿过槽壁水平埋设，其埋设点及埋设密度视需要而定，一般的原则是，含水率变化较大或较快的区域布设较密，变化不大或变化较缓慢的区域布设较稀。
三、实验步骤及人员分工
本实验是研究及测试在一定的原始土壤中含水率情况下进行沟送时土壤水的运动，起测试内容包括：土壤湿锋扩展规律，土壤湿润范围及形状，在土壤负压及含水率随空间及时间的变化规律等。
实验步骤如下：
1. 将实验设置情况—送水沟的位置及尺寸，张力计埋设点及编号按比例尺描绘在图（式）5-1或图（试）5-2上；
2. 记录张力计及马力奥特瓶初始读数；
3. 实验开始（即计时开始）迅速向灌水沟送进一定水量（其体积为灌水沟过水断面乘土槽厚度）。
同时打开马氏瓶的进气管和进水管，按规定的观测时间测绘湿润轮廓线在有机玻璃板壁上，测量+-x,+-y轴上的距离记录在表（试）5-2上，张力计负压读数及马氏瓶水位读数则分别记录在表（试）5-1及表（试）5-3上。
4. 实验约进行一小时结束，停止送水并清理现场。
人员分工：计时（兼指挥）一人；马氏瓶测读二至三人；湿锋缘测绘及记录三人；其余观测张力计读数。
四、实验资料的整理及分析
1. 根据湿锋轮廓线记录，绘制不同时刻湿润锋面范围图。
2. 对沟灌条件下，实验土质土壤湿润情况、形状进行描述。
3. 根据试样的土壤水分特征曲线，将不同时刻所测得的测量土壤负压值换标成土壤含水率值。
4. 分析湿锋扩展随时间变化规律。
〈1〉在方格纸上绘制x方向（正负方向取平均值）y方向湿锋扩展距离与时间关系曲线。
实际表明该关系为一幂函数，其公式为：
式中：—t时刻湿峰扩展距离
、—经验常数
将（（试）5-3）式区取对数，即得
式（（试）5-4）表明，与t取对数后，（（试）5-3）式变成直线方程，因而通过作图，可以将待定常数及x值求出。
〈2〉在双对数纸上，以t为横坐标，以为纵坐标，将表（试）5-2所测得的数据点绘其上（分x y方向），看符合（试）5-1式所表示的关系，这些点据将呈直线，该直线的斜率即为x值，当t=1时，直线上相应的即为值。
5.绘制累积入渗水量和入渗流量与时间的关系线，入渗流量可采用时段平均入渗流量计算，如以表示其时间间隔内的入渗水量，入渗流量。