土壤物理学 4
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对大面积农田土层的平均导水率的测定，一般要在现 场挖测试坑或打测试井，然后用注水或抽水的方法测 定其流量，水势等数值，再根据 Darcy 定律求得平均 导水率，这种方法在水文地质，水利工程部门用得较 多，具体测定原理见本章最后一节。
土壤水分扩散率的测定:图解法
土壤水分扩散率扩散测定装置
进气口
开关
实际是特定条件下 Richard 方程的半解析解，先 用解析方法将基本方程变换为常微分方程，再用数值 迭代的方法求得 Philip 模型的最终解。
定解问题
基本方程采用一维的 Richrds 方程的含水量形式:
第一类边界条件（灌溉模型） 第二类边界条件(降雨模型) 第三类边界条件：积水情况，如供水强度超过土壤的 人渗能力,人渗问题较为复杂，通常采用数值法求解。
soil water redistribution 第三节 土面蒸发 soil water evaporation 第四节 植物吸水 water absorb by plant
第一节 水分入渗 water infiltration
基本概念 水平入渗 垂直入渗
基本概念
“入渗”是指水分进人土壤的过程，如降水及灌溉产生 的垂直入渗，渠道或河流产生的水平和垂直人渗等。
饱和导水率的实验室测定： 定水头法
实验室测定实验室测定导水率的仪器类似 Darcy 定律的实验仪器，测得水头损失 △ H 和流量 Q 后，如果实验中的土壤服从线性定律， 则可求得导水率 K 。 实验要在几个不同水力势梯度下进行，
为此每完成一次测定后改变进口土层的水 头，而测定过程中进口土层的水头都是 不变的，因此称这种方法为定水头法。
经验入渗模型
考斯加可夫（ Kostiakov ）人渗公式
考斯加可夫 1932 年在对前苏联土壤作了大量实验后提 出他的人渗公式：
式中： I 是从 0 到 t 时段的累计人渗量， γ 和 α 为经验常数。没有特定的物理含义，一般通过 实验数据拟合求得（见后述）。
式中： ί0是t=0 时的初始人渗率， ίf 是稳定人渗率， β是描述入渗降低速率的一个参数。
测定水分入渗的χ与t值 及对应于x的土壤水分含量
根据 λ(ห้องสมุดไป่ตู้)=χt-1/2
将λ与δλ代入
得 i
i
含水量θ
50 40 30 20 10
0 110 220 330 440 50 60 70 880 990 距离/X
第三章 土壤水循环（5学时）
第一节 水分入渗 water infiltration 第二节 土壤水再分布
双环法一般只用于地表导水率（也叫稳定人渗率）的测定。如要 对某一非地表土壤的导水率进行测定，可用容重环取样然后在实 验室测定，也可用某些专门的仪器，如 Guelph 渗透仪进行测定。 有关 Guelph 渗透仪的测定原理和方法，请参阅有关 Guelph 渗透 仪的说明。
以上介绍的测定方法只能测定个别点的土壤导水率.
基质势+重力势
土壤非饱和导水率：田间喷灌法测定
设定喷灌速率低于饱和导水率，经过长时间灌溉后，土 壤上层水份含量与土壤水势都达到动态平衡。
此时各个点上的Ψm相等，土壤水只靠重力势向下移动。 而
△Ψg/△Z=1 ，于是：
喷灌速率=K
计算导水率 K:公式确定导水率K
公式都是经验性的 影响导水率的因素很复杂，可应用的函 数关系结果都令人失望，只能在极有限 的条件下应用而无普遍意义 对导水率的研究不应集中在这方面。
（ h = 0 ) ，土柱顶部（Z= 50 cm ）处保持蒸发状态，张力计在土柱Z = 10 , 20 , 30 , 40 cm 设置。当张力计读数不再随时间变化，可认为土壤水 流处在稳定状态，这时土柱顶部蒸发率 E 等于通过土柱的水流通量，其 大小可通过底部水源进人土柱的多少来测定。并且土壤蒸发率 E = 0 . 5 cm/d 。求 K ( h ）。
饱和导水率的实验室测定： 变水头法
变更立管的水深，则可求得一系列 K 。值，在 容许误差范围内求其平均值，即可获得所求的 导水率。
无论是定水头法还是变水头法，如何使测定土 样有足够的代表性是应用这些方法进行测定必 须考虑的一个问题。
饱和导水率田间现场测定: 双环法
是用直径不同的两个同心圆环（用钢板或硬塑料板做 成），高均 30cm 左右。将两个圆环同心地插人地表 10cm 深. 用 Mariotte 瓶保持环内水层 2 - 3cm ，外环水层主要 是为了防止内环水分的侧渗，以保证内环水分的一维 垂直人渗。经过一段时间，等内环人渗稳定后，可以 开始测定。根据 Mariotte 瓶在一定时段内水位的下降 可求得导水率 K 。
土壤物理学
李成亮 山东农业大学 资源与环境学院
有关测定方法
土壤饱和导水率的测定 土壤非饱和导水率的测定 土壤水分扩散率的测定
确定导水率 K 的方法:三类
按公式计算 实验室测定 田间现场测定
有关测定方法
土壤非饱和导水率的测定: 稳态流实验测定 喷灌法
非饱和导水率的稳态实验室测定
例题: 一个 50 cm 的土柱置于水源上，土柱底部（Z= 0 ）保持饱和
土壤对水的渗吸能力常用入渗率 i 来衡量，有时也用累 计入渗量 I 衡量。 入渗率 i ：土壤通过地表接收水分的通量，即单位时间 通过单位面积入渗的水量。单位 mm/m， cm/ d 。 累计入渗量 I ：在一定时段内通过单位面积的总水量。 单位:mm,cm
一、水平入渗
影响入渗过程的因素有两方面，一是供水速率， 一是土壤对水的渗吸能力。 当供水强度（即供水速率）小于土壤入渗率时（如低 强度下的喷灌，滴灌和毛毛小雨等），土壤入渗由供 水速率所控制。 当供水速率超过土壤入渗率时，地表出现积水，土壤 入渗由土壤的渗吸能力控制。
由积分求得 Horton 入渗公式的累计入渗量形式：
其他模型
1911 年， Green 和 Ampt 提出基于毛细管理论的入渗 模型， 20 世纪 50 年代以前广泛使用这一模型， 70 年 代以后对这一模型作了新的解释。
Green - AmPt 模型的一些参数很难直接测得，因 此常常只能作为一个概念上的近似模型来使用。 Phllip 入渗模型（1957）
土壤水分扩散率的测定:图解法
土壤水分扩散率扩散测定装置
进气口
开关
实际是特定条件下 Richard 方程的半解析解，先 用解析方法将基本方程变换为常微分方程，再用数值 迭代的方法求得 Philip 模型的最终解。
定解问题
基本方程采用一维的 Richrds 方程的含水量形式:
第一类边界条件（灌溉模型） 第二类边界条件(降雨模型) 第三类边界条件：积水情况，如供水强度超过土壤的 人渗能力,人渗问题较为复杂，通常采用数值法求解。
soil water redistribution 第三节 土面蒸发 soil water evaporation 第四节 植物吸水 water absorb by plant
第一节 水分入渗 water infiltration
基本概念 水平入渗 垂直入渗
基本概念
“入渗”是指水分进人土壤的过程，如降水及灌溉产生 的垂直入渗，渠道或河流产生的水平和垂直人渗等。
饱和导水率的实验室测定： 定水头法
实验室测定实验室测定导水率的仪器类似 Darcy 定律的实验仪器，测得水头损失 △ H 和流量 Q 后，如果实验中的土壤服从线性定律， 则可求得导水率 K 。 实验要在几个不同水力势梯度下进行，
为此每完成一次测定后改变进口土层的水 头，而测定过程中进口土层的水头都是 不变的，因此称这种方法为定水头法。
经验入渗模型
考斯加可夫（ Kostiakov ）人渗公式
考斯加可夫 1932 年在对前苏联土壤作了大量实验后提 出他的人渗公式：
式中： I 是从 0 到 t 时段的累计人渗量， γ 和 α 为经验常数。没有特定的物理含义，一般通过 实验数据拟合求得（见后述）。
式中： ί0是t=0 时的初始人渗率， ίf 是稳定人渗率， β是描述入渗降低速率的一个参数。
测定水分入渗的χ与t值 及对应于x的土壤水分含量
根据 λ(ห้องสมุดไป่ตู้)=χt-1/2
将λ与δλ代入
得 i
i
含水量θ
50 40 30 20 10
0 110 220 330 440 50 60 70 880 990 距离/X
第三章 土壤水循环（5学时）
第一节 水分入渗 water infiltration 第二节 土壤水再分布
双环法一般只用于地表导水率（也叫稳定人渗率）的测定。如要 对某一非地表土壤的导水率进行测定，可用容重环取样然后在实 验室测定，也可用某些专门的仪器，如 Guelph 渗透仪进行测定。 有关 Guelph 渗透仪的测定原理和方法，请参阅有关 Guelph 渗透 仪的说明。
以上介绍的测定方法只能测定个别点的土壤导水率.
基质势+重力势
土壤非饱和导水率：田间喷灌法测定
设定喷灌速率低于饱和导水率，经过长时间灌溉后，土 壤上层水份含量与土壤水势都达到动态平衡。
此时各个点上的Ψm相等，土壤水只靠重力势向下移动。 而
△Ψg/△Z=1 ，于是：
喷灌速率=K
计算导水率 K:公式确定导水率K
公式都是经验性的 影响导水率的因素很复杂，可应用的函 数关系结果都令人失望，只能在极有限 的条件下应用而无普遍意义 对导水率的研究不应集中在这方面。
（ h = 0 ) ，土柱顶部（Z= 50 cm ）处保持蒸发状态，张力计在土柱Z = 10 , 20 , 30 , 40 cm 设置。当张力计读数不再随时间变化，可认为土壤水 流处在稳定状态，这时土柱顶部蒸发率 E 等于通过土柱的水流通量，其 大小可通过底部水源进人土柱的多少来测定。并且土壤蒸发率 E = 0 . 5 cm/d 。求 K ( h ）。
饱和导水率的实验室测定： 变水头法
变更立管的水深，则可求得一系列 K 。值，在 容许误差范围内求其平均值，即可获得所求的 导水率。
无论是定水头法还是变水头法，如何使测定土 样有足够的代表性是应用这些方法进行测定必 须考虑的一个问题。
饱和导水率田间现场测定: 双环法
是用直径不同的两个同心圆环（用钢板或硬塑料板做 成），高均 30cm 左右。将两个圆环同心地插人地表 10cm 深. 用 Mariotte 瓶保持环内水层 2 - 3cm ，外环水层主要 是为了防止内环水分的侧渗，以保证内环水分的一维 垂直人渗。经过一段时间，等内环人渗稳定后，可以 开始测定。根据 Mariotte 瓶在一定时段内水位的下降 可求得导水率 K 。
土壤物理学
李成亮 山东农业大学 资源与环境学院
有关测定方法
土壤饱和导水率的测定 土壤非饱和导水率的测定 土壤水分扩散率的测定
确定导水率 K 的方法:三类
按公式计算 实验室测定 田间现场测定
有关测定方法
土壤非饱和导水率的测定: 稳态流实验测定 喷灌法
非饱和导水率的稳态实验室测定
例题: 一个 50 cm 的土柱置于水源上，土柱底部（Z= 0 ）保持饱和
土壤对水的渗吸能力常用入渗率 i 来衡量，有时也用累 计入渗量 I 衡量。 入渗率 i ：土壤通过地表接收水分的通量，即单位时间 通过单位面积入渗的水量。单位 mm/m， cm/ d 。 累计入渗量 I ：在一定时段内通过单位面积的总水量。 单位:mm,cm
一、水平入渗
影响入渗过程的因素有两方面，一是供水速率， 一是土壤对水的渗吸能力。 当供水强度（即供水速率）小于土壤入渗率时（如低 强度下的喷灌，滴灌和毛毛小雨等），土壤入渗由供 水速率所控制。 当供水速率超过土壤入渗率时，地表出现积水，土壤 入渗由土壤的渗吸能力控制。
由积分求得 Horton 入渗公式的累计入渗量形式：
其他模型
1911 年， Green 和 Ampt 提出基于毛细管理论的入渗 模型， 20 世纪 50 年代以前广泛使用这一模型， 70 年 代以后对这一模型作了新的解释。
Green - AmPt 模型的一些参数很难直接测得，因 此常常只能作为一个概念上的近似模型来使用。 Phllip 入渗模型（1957）