包气带土壤水的基本理论及测试方法
水文地质学基础：包气带地下水
包气带是饱水带中地下 水参与水文循环的一个 重要通道。
包气带水： 土壤水、上层滞水
三、土壤水
土壤水：位于地表附近土壤层中的水。 • 类型:结合水和毛细水 • 来源：降水入渗、水汽凝结、 潜水补给 • 消耗：蒸发、植物蒸腾
三、土壤水
土壤水：位于地表附近土壤层中的水。 • 动态：受气候控制，季节性明显 • 地下水埋藏浅——支持毛细水 • 地下水埋藏深——悬挂毛细水 • 意义：植物生长
四、上层滞水
上层滞上层滞水
上层滞水的形成条件：
➢ 岩性
• 在松散沉积物中，如在较厚的砂层或砾石层 中夹有粘土或亚粘土透镜体时，入渗水就可 因其受阻，聚集其上，形成上层滞水。
• 在裂隙发育，透水性较好的包气带，由于局 部岩性变化或裂隙闭合，可形成上层滞水。
• 在岩溶发育的岩层中夹有局部的非岩溶化岩 层（或透镜体）时，则在其上下两层岩溶化 岩层中各自发育一套溶隙系统，而上层的岩 溶水则具有上层滞水的性质。
四、上层滞水
➢上层滞水的形成条件：
•地形
地形坡度较大不易形成上层滞水
地形坡度较平缓易形成上层滞水
四、上层滞水
•上层滞水的特征：
①上层滞水分布范围小，水量不大，且季节性变化强烈。 ②上层滞水的补给区、排泄区和分布区一致。 ③上层滞水一般矿化度较低，由于直接与地表相通，水质易受污染。
面以上，岩石空隙没有充满 气带中以各种形式存 下，岩石中的空隙被
水，包含有空气，该带称为 在的水。
重力水所充满的地带。
包气带。
包气带
二、包气带
特点 ①岩石空隙未被水充满； ②是固、液、气三相并存介质
水的存在形式
毛细水
结合水
气态水
重力水
农田水利学基本概念及计算
农⽥⽔利学基本概念及计算第⼀章§1 农⽥⽔分状况农⽥⽔分：指农⽥中的地表⽔、⼟壤⽔和地下⽔。
地表⽔：地表积⽔。
⼟壤⽔：包⽓带中的⽔分。
地下⽔：饱⽔带中的⽔分（可⾃由流动的⽔体）。
与作物⽣长最密切的是⼟壤⽔。
⼀、⼟壤⽔（⼀）⼟壤⽔分形态⼟壤⽔⼜可分为吸着⽔、⽑管⽔和重⼒⽔等⼏种⽔分形态。
1．吸着⽔（1）吸湿⽔分⼦⼒、紧紧束缚在⼟粒表⾯、不能移动、分⼦状态⽔吸湿⽔达到最⼤时的⼟壤含⽔率称为吸湿系数。
（2）膜状⽔分⼦⼒、束缚在⼟粒表⾯、可沿表⾯移动但不能脱离⼟粒表⾯、液态⽔膜膜状⽔达到最⼤时的⼟壤含⽔率称为最⼤分⼦持⽔率。
2．⽑管⽔对于单个⼟粒,只能依靠分⼦⼒吸附⽔分, 但对于由许多⼟粒集合⽽成的⼟壤,其连续不断的孔隙相当于⽑细管,因此还存在⼀种⽑管⼒,依靠⽑管⼒保持在⼟壤中的⽔分称为⽑管⽔。
按⽔份供给情况不同，分悬着⽑管⽔和上升⽑管⽔。
（1）悬着⽑管⽔灌溉或降⾬后，在⽑管⼒作⽤下保持在上部⼟层中的⽔分。
⼟壤储存⽔的主要形式。
悬着⽑管⽔达到最⼤时的⼟壤含⽔率称为⽥间持⽔率。
（2）上升⽑管⽔在地下⽔位以上附近⼟层中，由于⽑细管作⽤所保持的⽔分。
上升⽑管⽔达到根系，则可被作物吸收利⽤，但地下⽔位不允许上升到根系，以防渍害。
盐碱地区应严格控制地下⽔位，发防发⽣次⽣盐碱化。
3．重⼒⽔⼟壤中超过⽥间持⽔率的那部分⽔为重⼒⽔。
重⼒⽔以深层渗漏的形式进⼊更下的⼟层，或地下⽔。
旱地应避免深层渗漏，以防⽌⽔的浪费和肥料的流失。
⽔⽥保持适宜的深层渗漏是有益的，会增加根部氧分，有利于根系发育。
（⼆）⼟壤⽔分的有效性⼟壤对⽔分的吸⼒：1000MPa—0.0001MPa作物根系对⽔分的吸⼒： 1.5 MPa左右(1 MPa=9.87⼤⽓压=100m⽔柱)如果⽔分受⼟壤的吸⼒⼩于1.5 MPa, 作物可吸收利⽤;如⽔分受⼟壤的吸⼒⼤于1.5 MPa, 则作物不能吸收利⽤。
1.5 MPa是有效⽔和⽆效⽔的分界点。
⼟壤⽔分的有效性可以⽤下图来说明：（图：⼟壤⽔分有效性图）⼆、农⽥⽔分状况(⼀)旱⽥适宜的农⽥⽔分状况不允许地表积⽔⼟壤适宜含⽔率: 凋萎系数~⽥间持⽔率凋萎系数=0.6β⽥地下⽔⽔质较好,则地下⽔位可较⾼, 但⼀下⽔位不能达到根系层。
浅析包气带土壤水变化特1
浅析包气带土壤水变化特征摘要：水文水资源循环系统，是大气降水、地表水、土壤水、地下水的转化系统，而每个子系统其自身变化发展的规律，运用科学的方法深入研究，有助于我们认识自然，从而更好地掌握科学，服务于自然。
本文利用土水势，土壤水分状况，零通量面方法定量计算揭示了土壤水的变化特征，为水资源评价，科学开发探索途径。
关键词：大气降水，地表水，土壤水，地下水，资源，均衡。
1 概述自然界水文循环过程中，水以其不同的形态和能态，相对地存在于大气圈，岩石圈，生物圈等环境，每个阶段形成了大气水、地表水、土壤水、地下水，称为水文水资源循环系统。
对“四水”转化系统的研究，可以正确评价合理利用，科学管理水资源，使有限的水资源在人类社会生活中，获得最大的经济效益和环境效益。
本文通过浅析土壤水的变化特征，“四水”转化机理，为土壤水科学指导农业节水灌溉提供可靠的依据。
2 水文水资源系统大气降水，它是地表水、土壤水、地下水的总的来源，又普遍而深刻地控制着地表水，土壤水和地下水。
降水主要指降雨和降雪，是人类用水的基本来源。
降水资料是分析河流洪枯水情，流域旱情的基础，而大气中的水汽来自海洋的蒸发和散发。
地表水主要指地表迳流，受地形地貌、土壤植被及下垫面条件的共同作用，大气降水一部分转化为地表迳流，绝大部分被土壤拦蓄，入渗转化为地下水，在重力作用下，其中一部分下渗转化为地下水。
土壤水是储存于多孔介质土壤中的那部分水，为非饱和状态，接受大气降水、地表水、地下水及灌溉水的多重补给，主要消耗于地表蒸发和植物蒸腾，在有作物的农田，因作物蒸腾作用，又将土壤水转化为大气降水，显然非饱和状态的土壤水，它的运动变化研究，对农业节水灌溉具有深刻的指导意义。
地下水是储存于多孔介质含水层的那部分水，为饱和状态，它是城市供水、工农业供水的主要来源，蕴藏着地质环境演化的丰富信息。
除降水入渗补给，潜水蒸发，根系吸收蒸腾，人为开采，又通过渗流涌出地下水转化为河川基流，河川地表水迳流渗入转化为地下水流。
包气带水文地质学-第五章-土壤—植物—大气系统中的水流运动
在这个系统中，水总是从能量高处向能量低处运动， “水势” 理论在土壤、 植物和大气中普遍通用。
上述细胞中水势的变化是由各分势变化引起的，而各分势的变化并非独立的， 而是相互关联的。
植物根系内的生理活动使根系从土壤中吸水，并从根部上升的压力称为根压。 根压使植物吸水的现象称为主动吸水。
植物蒸腾作用引起植物根部从土壤中吸水，补充植物体消耗水分的现象称为 被动吸水。
7
植物体中水流
植物由根系从土壤中吸收水分，极少 量用于各种代谢作用，主要消耗于蒸 腾作用。
SPAC系统的提出是土壤——植物——水分关系研究方面的一次重要突破， 它不仅统一了SPAC中的能量关系，为分析和研究系统中的水分运输、能量 转化的动态过程提供了方便，而且将进一步促进农田水利与土壤物理、自然 地理、植物生理、农业气象、农田生态、农业水文等边缘学科的相互渗透。
2
水势决定SPAC中水的运动方向
5
压力势（ψp）
➢ 当水进入细胞，细胞因吸水而膨胀，此时，原生质体向细 胞壁产生压力，称为膨压；相应地，细胞壁也将对内产生 压力，称为壁压，膨压和壁压大小相等，方向相反。原生 质体所受壁压为正压力，该压力引起的水势称为压力势， 为正值。
基质势（ψm）
➢ 细胞原生质体中的细胞质，是一种亲水胶体，对水分有较 强的吸附作用，从而降低了其中水分的自由能，由此引起 的水势叫基质势, ψm <0 。
植物体内细胞的总水势可用下式表示：
s p m
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
6第六章 包气带水
第六章 包气带水参考书：1）雷志栋、杨诗秀、谢森传，《土壤水动力学》，北京：清华大学出版社，1988。
2）张蔚榛，《地下水与土壤水动力学》，北京：中国水利水电出版社，1996。
3）张瑜芳，土壤水动力学，武汉水利电力大学研究生教材，1987。
6．1 毛细现象和毛细水毛细现象：将细小的玻璃管插入水中，水会在管中上升一定的高度才停止，这便是固、液、气三相界面上产生的毛细现象。
按毛管理论，毛管负压为：DP c α4=DgD g P h c c 03.04≈==ραρ 式中：ρ––––水的密度，等于1g/cm 3； g ––––重力加速度，等于981cm/s 2；α––––表面张力系数，取74dyn/cm （74×10-3N/m ）； D ––––毛管直径，单位为mm ；h c ––––毛管负压水头，以水柱高度表示，单位为m 。
最大毛细上升高度与毛细管直径成反比，颗粒细小的土，最大毛细上升高度也大。
毛细玻自然界中的物体都具有能量，而且普遍的趋势是自发地由能量高的状态向能量低的状态运动或转化，最终达到能量平衡状态。
经典物理学认为，任一物体所具有的能量由动能和势能组成。
由于水分在土壤孔隙中运动的很慢，其动能一般可忽略不计，因此：土水势––––土壤水分所具有的势能，在决定土壤水分的能态和运动上就变的极为重要。
任两点之间土壤水势能之差，即土水势差，是水分在这两点之间运动的驱动力。
有关土壤水分的运动有两种理论：1）毛管理论：将土壤看成均匀的或不同管径的毛细管，将土壤水在土壤孔隙中的运动简化为在毛管中的运动进行研究。
毛管理论清楚易懂，20世纪50年代以前应用比较广泛，目前仍有一定的实际意义，适用于对简单问题的分析。
2）势能理论：用在土壤水势基础上推导出的土壤水运动方程，研究土壤水的运动。
该理论比较严谨，可适用于各种边界条件，特别是随着计算机和数值计算的应用，使得土壤水运动的研究取得很大的进展。
在土壤水运动研究方面具有广阔的前景。
第六章包气带水水文地质学基础
附加表面压强的产生：
设想切取一个半径为R 的半圆球形液面。 显然,在液面的圆周状 边线上都存在着指向液层 内部的表面张力；其合力 为α·2πR,垂直于面积为 πR2的投影圆面。
表面张力引起的附加表面压强为：
2R 2 Pc 2 R R
弯液面下的液体实际承受到的表面压强（实际 表面压强）等于大气压强P0与附加表面压强Pc之和 ，即： P = P 0 + Pc
与毛细势；
• 饱水带任一点的压力水头是个定值,包气带的 压力水头是含水量的函数；
• 饱水带的渗透系数是个定值,包气带的渗透系
数随含水量的降低而迅速变小的函数。
降水入渗补给包气带分为：
• 活塞式入渗——piston infiltration/
diffusion infiltration，即下渗水流犹如
R1=R2=r，则得：
2 Pc r 4 Pc D
二、毛细负压及其测定方法
凹形弯液面产生的附加压强Pc，是个负压强, 称为毛细负压。 凹形弯液面的水,由于表面张力的作用,要比
平的液面小一个相当于Pc的压强；或者说,凹形弯
液面下的水存在一个相当于Pc的真空值。
• 简单实验:
使两个玻璃圆 球保持一定间隙,然 后向此间隙滴水,可 看到两个圆球在接
6.2 土壤水势及其组成
• 3.基质势：是由非饱和基质对水的吸附力和毛细力 产生的。此力将水束缚在土壤中，使土壤水的势能 低于自由水。 只存在于包气带固、气、液三相并存时存在； 大小与岩性、含水量状况有关； 饱和带的基质势为零。
6.2 土壤水势及其组成
• 4.溶质势：溶质势是由于溶质溶于水后，因溶质对 水分子的吸引力，降低了土壤溶液的势能，当土-水 系统中存在半透膜（只允许水通过不允许盐类通过 ）时，水将通过半透膜扩散到溶液中去，这种溶液 与纯水之间存在的势能差即溶质势（也称渗透势） 。它恒为负，只有在半透膜存在情况下才起作用， 但土壤中一般不存在半透膜，因此溶质势不显著影 响水分运动。植物根系存在不完全半透膜，因此考 虑植物根系吸水问题是必须考虑溶质势，且只有当 土壤溶液的势能高于根内势能时，植物根系才能吸 收土壤水，否则不能吸水甚至反被土壤吸水。
第六章包气带水解读
6.4 包气带水的分布与运动规律
②支持毛细水带：土层含水量 随着接近潜水面而增高（参见 图a放大图②）。由连通不同孔 隙途径的毛细层的毛细水高度 构成。
③毛细饱和带：支持毛细水带
的下部，位于潜水面之上，土 层孔隙充满水，含水量饱和（ 体积含水量相当于孔隙度）（ 参见图a放大图③）。
包气带水分布图
6.4 包气带水的分布与运动规律
在两河渠间无入渗补给的潜水稳定运动条件下，支持毛细水通过饱水带 得到补给并与排水河渠发生水力联系，进行横向运移。
在土坝渗流和农田灌溉中，土的颗粒很细，毛细饱水带厚度很大，其中 的横向渗流水不可忽视。
2、 在地下水位埋藏很浅处，地下水对降水的反应较为 迅速，主要是因为 支持毛细水发挥了重要作用。
由于表面张力的作用，弯曲的液面将对液面以内的液体产生附加 表面压强PC，附加表面压强总是指向液体表面的曲率中心方向。 当液面为凸面时，弯液面承受的压强为P=P0+PC， 当液面为凹面时，弯液面承受的压强为P=P0-PC，
6.2 毛细水和毛细现象
6.2.3 毛细负压计算
毛细管在水中的凹形弯液面产生的附加压强PC ，是个负压强，称 为毛细压强（或毛细负压）。凹形弯液面的水，由于表面张力的作用 ，要比平的液面小一个相当于PC的压强；或者说，凹形弯液面下的水 存在一个相当于PC 的真空值。 若将PC 换算为水柱高度（以m为单位），并以HC 表示，则：
主要原因：
①含水量降低，实际过水断面随之减小； ②含水量降低，水流实际流动途径的弯曲度增加；
③含水量降低，水流在更窄小的孔角通道及孔隙中流动，阻力增加。
6.4 包气带水的分布与运动规律
6.4.3 包气带水运动规律
1、运动定律 包气带水的非饱和流动，仍可用达西定律描述。作一维垂直下渗运动时， 渗透流速可表示为：
地下水质量评价方法+包气带
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地下水质量单组分评价，按照《地下水质量标准》(GB/T 14848—93)所列指标，划分为五类，代号与类别代号相同，不同类别标准值相同时，从优不从劣。
例如挥发性酚，I类和II类标准值均为0.001 mg/L,如水质分析的结果为0.001 mg/L，则应定为I类，而不应定为II类。
地下水质量评价以地下水水质调查分析资料或水质监测资料为基础，可采用标准指数法、污染指数法和综合评价方法。
1.标准指数法地下水质量分类指标限值按《地下水质量标准》(GB/T 14848—93)执行。
(1) 对评价标准为定值的水质参数，其标准指数法公式为：P=^- (3-35)Si式中：卩丨——标准指数;q——水质参数i的监测浓度值;Sr.水质参数i的标准浓度值。
(2) 对于评价标准为区间值的水质参数(如pH值)，其标准指数式为：TOzP^l pH,•彡7 时 (3-36)PH 7.0 —PHsd P 1pPE = PH/ 7 0 pH,. >7 时 (3-37)PH pHsu-7.0 P 丨式中：PpH——pH,的标准指数; pH,——/点实测pH值; pHsu——标准中pH值的上限值; pHsd——标准中pH值的下限值。
评价时，标准指数>1,表明该水质参数已超过了规定的水质标准，指数值越大，超标越严重。
2. 污染指数法对照项目所在地区地下水的背景值或对照值，对地下水污染现状进行评价。
方法与标准指数法相同。
(1) 对于对照值为定值的水质参数，其污染指数法公式为：P{=^ (3-38)$式中：P,——污染指数;q——水质参数i的监测浓度值;^——水质参数/的对照值浓度值。
包气带水文地质学-第一章 土壤和水的基本概念
石膏块（ gypsum blocks）
➢ 通过测量石膏块内两个电极间的电阻来显示含水量； ➢ 石膏块永久埋入土壤，寿命3-5年； ➢ 适于干燥土壤环境； ➢ 测量范围：3-100kpa。
§2 土壤水的基本物理性质
Basic Physical Properties of Soil Water
一、土壤水的形态（Form state of soil water）
第一章 土壤和水的基本概念 Chapter1: Basic Conceptions of Soil
and Water
• §1 土壤的基本物理性质 • §2 土壤水的基本物理性质 • §3 土水势 • §4 水分特征曲线
§1 土壤的基本物理性质 Basic Physical Properties of Soil
n
=
Vf Vt
孔隙比（Void
ratio）：e
=
Vf Vs
质量含水率（Water Content, Mass Basis）：
体积含水率（Water Content, Volume Fraction）：
饱和度（Water Saturation or Degree of Saturation）：
孔隙度与孔隙比的关系：
• 土壤水的形态划分是对土壤水的一种定性描述，这种定性描述很难用于定量 地研究复杂条件下，土壤孔隙中水分运动的规律，并且在理论上也是不严密 的，而对土壤水的能态的认识和研究，大大促进了能够运用数学物理方法， 借助电子计算机，对复杂的土壤水分运动进行定量的分析和研究。
§3 土水势 （Soil Water Potential）
Pipette method
Hydrometer method（液体比重计）
5.水文地质学基础-包气带水.
第五章 毛细现象和包气带水的运动
最大毛细上高度Hc
（据西林—别克丘林，1958）
岩性 D(mm) Hc(cm)
粗砂
2~0.5
2~5
中砂 0.5~0.25 12~35
细砂 0.25~0.1 34~75
粉砂 0.1~0.05 70~150
粘性土 <0.05 >200~400
第五章 毛细现象和包气带水的运动
5.2土壤水势及其组成 土壤水势：单位数量的水所具有的能量与其在参照状态下所具有 的能量差。 高度单位（m/cm）表示单位重量水的水势。 总水势： 重力势：在恒温条件下将单位重量的水从参考基准面移到某一高 度z，纯自由水所做的功。 压力势：相对于大气压力所存在的势能差 基质势：由非饱和基质对水的吸附力和毛细力产生。 溶质势：溶液与纯水之间存在的势能差。
第五章 毛细现象和包气带水的运动 包气带水分
包气带中渗透系数也是含水量的函数：K=K(w)。 含水量w变小时，K迅速变小。其原因：
（1）过水断面减小 （2）流动途径的弯曲程度增加， （3）水流在更细小的孔角通道中流动，阻力大。
第五章 毛细现象和包气带水的运动
包气带水运动的基本定律：
垂向一维非饱和达西定律： v - K(w)H z
面压强，表面压强与表面张力系数成正比，与表面的曲率半径 成反比。当毛细管足够细小时，记其直径D=2r，有
Pc 2 4
rD
第五章 毛细现象和包气带水的运动
毛细负压：是指凹形弯液面产生的附加压强Pc（真空值），其 与大气压强作用于液面的方向相反，是一个负压强。 毛细上升高度/毛细压力水头（hc）：将Pc换算为水柱高度， 是一个负的压力水头，可用张力计测定包气带的毛细压力水头。
工程水文学第二章2
蒸发率／蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。
水面蒸发的观测：
确定水面蒸发量通常有两种途径：
对水面蒸发进行实测；(器测法)
通过气象观测资料进行计算。(计算法) ⑴器测法（用蒸发器进行测定）
蒸发器类型有：
1 φ-20型，φ-80型
2 E -601型
3 大型蒸发池(A=20m2和A=100m2两种)。
折算系数法：
总蒸发量估算方法
① 水量平衡法：根据降水、径流、流域蓄水量变化等资 料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好 的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精 度。 ② 模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸 发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式 把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水 量成正比。
二 土壤水 （一）土壤水分存在的形式
土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用中， 作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和
重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤
水通常以下列几种形式存在于土壤中：
汽态水(Vapor)
汽态水：
存在于土壤空隙
中的水汽
吸着水(Hygroscopic water)
力（称蓄满）时，多余的雨水进入饱水带，成为
潜水和地下径流。
一.包气带和饱和带
包气带：指地面与地下潜水面之 间的土层，是包含有空气的水、 土三相系统，因此，称包气带。 这里的水分，水文上称土壤水， 水压力P小于大气压，为负压， P＜0。
饱和带：指地下潜水面下 边的土层，土粒间的孔隙 完全被水充满，故称饱和 带。这里的水在水文上称 为地下水，P≥0
三 下渗
（一)入渗的物理过程
入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进 入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。 它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用 下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的 重要环节之一。下渗不仅直接决定地面径流量的 生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增 长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和大小。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
饱和含水量(Saturation Capacity)
土壤中所有的有效孔隙全部被水充满时的土壤含水量。 从田间持水量到饱和含水量之间的水分，为自由重力水，受重力作用向下运动。 地下水面以下土壤含水量处于饱和状态。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
3、土壤水分的有效性
指土壤水分能否被作物吸收利用及其吸收利用的难易程度。 其有效性取决于水分存在的形态、性质、数量、分配情况，以及作物吸水力。 一般：下限-凋萎系数，上限-田间持水量。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
包气带土壤水的基本理论及测试方法
包气带土壤水的基本理论及测试方法
毛管水的物理化学性质已具备一般自由水的特点。可在毛细力的作用下运动， 具有溶解化学组份的能力。
毛管上升高度
湿润现象
表面张力
湿润角 毛细作用 曲率半径
P (1 1)
r1 r2
P 2
r
r R
c os
包气带土壤水的基本理论及测试方法
毛管内外的压强差 毛管上升高度
Pc
2
cos
R
hc
2 cos g(w a)R
e Vv Vs
n p Vv V
np
e 1 e
1
0 s
e np 1 np
包气带土壤水的基本理论及测试方法
三 土壤水分的作用力及存在形式
1、土壤水分的作用力
分子力（吸附力，Molecular Force）：土壤颗粒表面的分子和离子对 水分的吸力。与比表面成正比。紧靠土粒表面的分子吸力很大，向 外迅速减弱。
固体颗粒
土壤包气带监测评价标准
土壤包气带监测评价标准
1.包气带的渗透特性
定义：地面以下、潜水面以上与大气相通的地带称为包气带。
地下水面以上是包气带，以下是饱水带。
作用：包气带是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带，它是岩土颗粒、水、空气三者同时存在的一个复杂系统。
包气带具有吸收水分、保持水分和传递水分的能力。
包气带还是地表污染物渗入地下水的主要途径。
包气带对污染物具有阻隔和消减的作用，是地下水保护的一个重要屏障。
分带：按水分分布特点，包气带可分成三个带：①毛细悬着水带(近地面段)、
②中间包气带、③毛细管支持水带
2.包气带防护性能的概念
定义：包气带防护性能是指包气带的土壤、岩石、水、气系统抵御污染物污染地下水的能力。
分类：分为固有和特殊防污染性能两种。
固有防污染性能是指在一定的地质条件和水文地质条件下，防止人类活动产生的各种污染物污染地下水的能力，它与包气带地质条件和包气带水文地质条件有关，与污染物性质无关。
特殊防污染性能是指防止某种或某类污染物污染地下水的能力，它与污染物性质及其在地下水环境中的迁移能力有关。
3.包气带防护性能评价
在地下水环境影响评价过程中，按照包气带的岩性、厚度和渗透系数，结合建设项目的污染物排放的连续性，确定包气带的防护性能级别。
包气带对田间持水量的影响规律和机理
包气带对田间持水量的影响规律和机理
包气带对田间持水量的影响规律和机理是指地下水位下降或水库水位升高时，土壤中包气带的变化对周围土壤的水分含量造成的影响。
具体影响规律和机理有以下几个方面：
1. 包气带对土壤水分充分利用的作用：包气带是土壤中的气体和水分之间的过渡带，其中既有气体又有水分。
当地下水位下降时，土壤中包气带下移，填满原来的饱和带，这样可以利用包气带中的水分补充植物需要的水分，延长供水时间。
2. 包气带对土壤水分输送的影响：包气带的存在降低了土壤的含水量，使土壤的水分移动速度变慢。
当地下水位下降或水库水位升高时，包气带会压缩饱和带的范围，导致土壤中的水分无法快速向植物根系输送，从而影响植物的生长和发育。
3. 包气带对土壤水分保持能力的影响：包气带的存在可以吸附和保持一定量的水分，然后通过蒸发或植物根系吸收释放出来。
当地下水位下降或水库水位升高时，土壤中的包气带会逐渐脱水，使土壤的水分保持能力降低，进一步影响土壤的水分供应和植物的生长。
总之，包气带的变化对田间持水量有重要影响。
对于水资源有限的地区，合理利用包气带中的水分，延长土壤的供水时间，可以提高植物的生长效率，实现节水灌溉。
而当地下水位下降导致包气带脱水时，需采取适当的措施保持土壤水分，如加强水源管理、改善土壤保水性能等。
包气带检测方法
包气带检测方法
包气带检测是一种用于测量地下水位和水质的方法。
以下是几种常见的包气带检测方法：
1. 钻孔测量法：通过钻孔将包气带暴露在地表上，然后使用测量仪器测量其中的气体成分和压力变化。
这种方法可以获得连续的包气带信息，但对地表环境的影响较大。
2. 水位测量法：通过在井内安装水位计，测量地下水位的变化。
当地下水位上升时，包气带上升；当地下水位下降时，包气带下降。
这种方法不会干扰地下水系统，但只能提供水位变化的信息。
3. 气体采样法：使用气体采样器在地下水位以下一定深度处，采集包气带中的气体样品，并送回实验室进行气体成分分析。
这种方法可以获得包气带中气体的详细信息，但采样位置的选择对结果影响较大。
4. 热蒸发法：通过在地表上放置热蒸发仪器，利用地下水的蒸发过程来测量包气带中的气体成分和压力变化。
这种方法简单易行，但对环境条件有一定要求。
需要注意的是，包气带检测需要根据具体的地质环境和研究目的选择合适的方法，并结合其他地下水检测方法进行综合分析。
包气带浸出液执行的标准
包气带浸出液执行的标准全文共四篇示例，供读者参考第一篇示例：包气带浸出液是一种常用的检测方法，用于分析样品中的挥发性有机化合物（VOCs）和其他气体成分。
在实验室和工业生产环境中，包气带浸出液执行的标准起着至关重要的作用，确保测试结果的准确性和可靠性。
本文将介绍包气带浸出液执行的标准，包括其定义、原理、步骤、检测方法和质量控制要求。
一、标准定义包气带浸出液是一种常用的样品检测方法，通过将气体样品以特定的条件通入或通过吸收剂中，使样品中的挥发性有机化合物（VOCs）和其他气体成分被溶解或吸附到液相中，再通过分析液相中的气体成分来确定样品中的成分含量。
包气带浸出液执行的标准是为了确保样品分析的准确性、可靠性和比较性，规定了实验操作的要求和程序。
二、执行标准的原理包气带浸出液的基本原理是利用气体在液相中的分配平衡性质，将挥发性有机物质吸收到液相中，再通过气相色谱仪（GC）等分析仪器对吸收的气体成分进行定性和定量分析。
通过控制流动速度、温度和时间等参数，可以使样品中的气体成分在一定程度上与吸收剂发生相互作用，达到有效分离和测定的目的。
1. 准备工作：选取适当的吸收剂、密封容器和气体采集设备，根据实验要求配制好吸收液和标准品。
2. 气体采集：将待测气体样品通入吸收剂中，根据标准操作程序进行气体采集。
3. 气体吸收：待测气体样品在吸收剂中停留一定时间，使挥发性有机物质被吸收到液相中。
4. 气体分析：将吸收液置于气相色谱仪等分析仪器中，进行气体成分的定性和定量分析。
5. 结果记录：记录气体分析结果，并进行数据分析和报告编制。
四、检测方法要求1. 操作规范：严格按照标准操作程序执行实验，避免操作失误对结果产生影响。
2. 仪器精度：使用准确可靠的检测仪器和设备，保证分析结果的准确性和可靠性。
3. 样品处理：样品处理前应遵循标本采集、保存和处理的规范，避免外部因素对实验结果的影响。
4. 质量控制：建立相关的质量控制程序，包括实验操作的质量控制、仪器校准和质量保证等环节。
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包气带土壤水的基本理论及测试方法
毛管断裂含水量（作物生长阻滞含水量, Moisture of Capillary Bond Disruption）
毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。 当土壤含水量大于此值时，悬着水就能向土壤水分的消失点 （面）运行（被植物吸收或蒸发）。 小于此值时，连续供水状态遭到破坏，土壤水分为结合水和薄 膜水。水分交换以薄膜水和水汽形式进行。此状态水供给不足， 植被生长受到阻滞。 此值与土壤性质有关，一般为田间持水量的65%，可作为灌溉 水量的下限。 土壤中所有的有效孔隙全部被水充满时的土壤含水量。 从田间持水量到饱和含水量之间的水分，为自由重力水，受重 力作用向下运动。
0 Ws V
e Vv Vs
n p Vv V
e 0 np 1 1 e s e np 1 np
孔隙度
换算关系
包气带土壤水的基本理论及测试方法 三 土壤水分的作用力及存在形式
1、土壤水分的作用力
分子力（吸附力，Molecular Force）：土壤颗粒表面的
土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量。
在不受地下水影响条件下所能够稳定的保持的土壤 水分最大数量。
当灌溉超过田间持水量时，只能加深土壤的湿润深
度，而不能增加其含水量，是土壤中作物有效含水 量的上限值。常用来作为灌溉上限和计算灌溉定额 的依据和标准。 是水分下渗的下限。
测定：饱和土壤排水两天后，测得的土壤含水量。
结合水(Adsorption Water)
吸湿水（强结合水）：紧靠颗
粒表面，厚度只有几个分子 (<0.003 m)。与普通水性质不 同，不传递静水压力，没有溶 解能力。100C不蒸发，密度 为1.2-1.4g/cm3。具有很大的粘 滞性、弹性和抗剪强度。
薄膜水（弱结合水）：在稀释
水外面，厚度<0.5m。不受重 力影响但水膜间可以运动。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
毛管水所受吸力6.25-0.08大气压，比作物吸水力15个大气压 小，易与植物吸收。 毛管水的物理化学性质已具备一般自由水的特点。可在毛细力 的作用下运动，具有溶解化学组份的能力。
毛管上升高度
湿润现象
表面张力
1 1 P ( ) r1 r2 P 2 r
包气带土壤水的基本理论及测试方法
2、包气带
地面以下潜水面以上的垂直范围，也称非饱和带。 它是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带，也是岩土 颗粒、水、空气三者同时存在的一个复杂系统。其中，植物根系活动层与 外界有强烈的水分交换。包气带具有吸收水分、保持水分和传递水分能力。
土壤水带（毛细管悬着水带）,它同外界水分 交换强烈。降雨的下渗、土壤蒸发和植物散 发是导致这个带水分增长与消退的直接因素， 水分的垂向分布随时间不同而变化。 毛细管支持水带（毛细管水活动带）：在潜 水面之上由毛细管上升水形成的，其水分分 布特征是土壤含水量自下而上逐渐减小。它 的位置随地下水位的升降而变动。 中间包气带：介于上述两个带之间。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
包气带土壤水的基本理论及测试方法
包气带土壤水的基本理论及测试方法
包气带土壤水的基本理论及测试方法
五、土壤水水力特性
根据土壤水的形态分类研究土壤水有缺陷，它仅仅是一种定性描述：
分类理论上不严密：如各种形态的水都是重力水
结合水、毛细水和重力水的界限无法明确划定
地下水科学系列讲座
包气带土壤水的基本理论及测试方法
许 光 泉
教
授
安徽理工大学地球与环境学院
联系方式：gqxu67@
包气带土壤水的基本理论及测试方法
内 容 提 纲
基本概念 土壤物理性质
土壤水分的作用力及存在形式
土壤含水量及水分常数 土壤水水力特性 土壤水运动的基本理论 土壤水的测试方法
土壤含水量的影响因素 土壤特性：组成、结构
水文气象因素：降水、蒸发等
环境因素：植被、人为因素等
包气带土壤水的基本理论及测试方法
1、土壤含水量的表示方法
土壤重量含水率
定义：同一土样中，水分的重量Ww占干土（粒）重 量的百分比。 公式： w Ww 100% 特点：
Ws
容易求得，(W-Ws)/Ws； 相对含量，不同类型土壤间难以进行比较，与土壤的含水 量和干容重有关。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
2、土的分类
砂土 壤土 粘土
包气带土壤水的基本理论及测试方法
3、土壤结构
指土壤颗粒的相互排列和联结形式。 种类：
单粒结构 蜂窝结构 团粒结构（絮状结构）
包气带土壤水的基本理论及测试方法
4、土的物理性质指标 比重 W W
s s
w
干容重 孔隙比
包气带土壤水的基本理论及测试方法
重力水
土壤中在重力的作用下能自由移动的水分。 当土壤中水分超过土粒吸引力和毛管的作用范围，多余 的水就会在重力的作用下运动。特点：
具有一般液体的性质，可传递压力； 可被植物吸收； 不易保存在包气带中； 地下水的重要补给来源。
包气带土壤水的基本理论及测试方法 四 、土壤含水量及水分常数
土水势的种类：重力势、基质势、压力势、溶质势、 温度势等
包气带土壤水的基本理论及测试方法
重力势
土壤水处于重力场中，由于地球引力而使土壤水所 具有的势能称为重力势。 数值上等于：将单位数量的土壤水分从某一点移动 到参考状态平面处，而其它各项维持不变情况下， 土壤水所作的功。 数值大小取决于土壤水所处的高度。 参考平面任意，一般可取：海平面、地面标高、地 下水位标高
分子和离子对水分的吸力。与比表面成正比。紧靠土 粒表面的分子吸力很大，向外迅速减弱。
毛管力(Capillary Force)：在未充满水的毛管孔隙中，由 于存在液体弯月面的表面张力而形成的毛管力。毛管
力的大小与孔隙大小成反比。
重力：孔隙中的水所受到的地球引力。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
2、土壤水分的存在形式
植物无法从土壤中吸收水分，从而开始永久凋萎时 的土壤含水量。 植物根系的吸力：15个大气压。 大于凋萎含水量的水分是参与水分交换的有效水量。 实践中，凋萎含水量是土壤最大吸湿量的1.5-2倍。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
田间持水量(土壤最大持水量，Field Capacity)
在标准大气压下，将单位水量的土壤水从标准参考状 态（定义土水势为0）等温地、可逆地移动到另一土壤 水状态，土壤水所作的功。 规定：环境对土壤水做功，土水势为负；土壤水对环 境作功，土水势为正。 [举例]
将一定量土壤水从低处移动到高处，克服重力做功； 将一定量的结合水移动到自由水状态，需要克服土壤颗粒对水 分子的吸力。
饱和含水量(Saturation Capacity)
地下水面以下土壤含水量处于饱和状态。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
3、土壤水分利用及其吸收利用的难易程度。 其有效性取决于水分存在的形态、性质、数量、分配情况，以及 作物吸水力。 一般：下限-凋萎系数，上限-田间持水量。
包气带作用过程简略图
包气带土壤水的基本理论及测试方法 二 、土壤的物理性质
1、土壤的物理性质
组成
土粒、水溶液和空气的复合体。体 积百分比：固体50%左右，水溶液 2-45%。 固体颗粒
砂粒：0.02-2mm，比表面积小， 透水性强，毛管上升高度小，遇 水不膨胀，干燥不收缩； 粉粒：0.002-0.02mm，比表面较 大，孔隙较小，透水性不强，毛 管上升高度较大； 粘粒：<0.002mm，比表面大，孔 细小而多，透水性很差，毛管上 升高度达。遇水膨胀，干燥收缩。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
3 土壤水
土壤中各种形态水分的总称（环境科学大辞典）。 存在于非饱和带土壤空隙中和为土壤颗粒所吸附的水 分（中国大百科全书）。 储存和运移与地表向下延伸至潜水面以上的土壤水分 （包括固态水、气态水和液态水），称为土壤水。 Soil water; soil moisture 水文学上土壤水是指 狭义：土壤带水 广义：整个包气带水
无法进行水分运动的定量研究，造成近三十年来该方面研究没有更
大的进展。
从土壤水能态的角度研究土壤水分运动在上世纪五十年代以后取得 了长足的进展。
包气带土壤水的基本理论及测试方法
自然界的所有物体都具有能量，而且普遍的趋势是自发地由能量高的
状态向能量低的状态运动或转化，并最终趋于平衡状态。
物体的机械能量＝动能＋势能
湿润角 毛细作用 曲率半径
R r cos
包气带土壤水的基本理论及测试方法
毛管内外的压强差
2 cos Pc R
毛管上升高度
2 cos hc g ( w a ) R
简化为
0.15 hc ( cm ) R
包气带土壤水的基本理论及测试方法
土壤中相互连通的颗粒等效为一束毛细管 无法精确和测量到孔隙的大小 一般，r=0.2*粒径 例：粒径0.02cm, r=0.004cm, hc=38cm
包气带土壤水的基本理论及测试方法