第七章 土壤水水分移动与循环
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式中: Jc为溶质的对流通量(密度),mol · m-2 · s-1; q为水通量(密度), m· s-1;C为浓度,mol · m-3或kg · m-3(也常用mmol · L-1,g · L-1)
二、分子扩散与溶质弥散 （一）分子扩散
扩散是指由于分子的不规则热运动即布朗运动 引起的运动, 是一个不可逆过程。 扩散作用常用费克第一定律来表示:
二、农田灌溉与灌溉量计算
一、土壤灌溉计划湿润层深度确定
二、土壤含水量上、下限的确定
土壤含水量上限应满足以下两个条件：既不产生深层渗漏，又要满 足作物对土壤空气含量的要求，故一般取田间持水量。土壤含水量 下限一般以占田间持水量的百分数计。
（三）灌溉日期与灌溉量的确定
灌溉量与灌溉日期确定的原理，主要是依据农田土壤 水平衡方程式：W=P+I+U-ET-R-In-D 和土壤水分平衡简化式：W=P+I-ET-D 进行计算。
把通过土壤某一深度处,如通常考虑某一植物的最 大扎根深度处, 向下的水分运动称为土壤水的渗漏。
第二节 土壤气态水运动
一、土面水分蒸发
概念：土壤水汽进入大气的过程。
当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可 能蒸发强度称为潜在蒸发强度。(Soil potential evaporation) 土面蒸发过程区分为三个阶段。 1、大气蒸发力控制阶段
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
三、农田排水
农田排水的目的：（1）除涝；（2）防渍；（3）防盐。 生产实践中一般采用排水沟（明沟）、排水管（暗管）或 “鼠道”排水洞进行农田排水。
第五节 土壤中溶质运移
一、溶质的对流运移 土壤溶质随运动着的土壤水而移动的过程称为对流。 对流引起的溶质通量与土壤水通量和水的浓度有关， 可用下式表示： Jc = q ·C
dC J s D0 dx
式中Js为溶质的扩散通量,mol· m-2s-1或kg· m-2s-1；D0为溶质的有效 扩散系数m2· s-1；dC/dx为浓度梯度。
（二）机械弥散
溶质的机械弥散作用是由于土壤孔隙中水的微观 流速的变化而引起的： 机械弥散虽然在机制上与分子扩散不同，但可以用 相似的表达式： J D (v) dC
稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发 能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水 率的下限，一般认为该值相当于田间持水量的5070% 。
2、表土蒸发强度随含水率变化的阶段
蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持
3、水汽扩散阶段
土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失 的水分，土壤表面形成干土层。在此阶段，蒸 发面不是在地表，而是在土壤内部，蒸发强度 的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制， 并取决于干土层厚度，一般来说，其变化速率 十分缓慢而且稳定。 土壤保墒措施在蒸发的第一阶段进行效果最 佳；第二阶段次之。
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)
土壤 砂 砂质和 粉质土 壤 10-20 壤土 粘质土 壤 1-5 碱化黏 质土壤 <1
最后入 渗速率
>20
5-10
所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使 上层土壤先积蓄水，以后才下渗。
（二）土壤水再分布
(soil water redistribution)
概念：土壤水 入渗过程结 束后，水在重力和吸力梯 度影响下在土壤中向下移 动重新分布的过程。 土壤水的再分布是土壤 水的不饱和流。 (三)土壤水的渗漏（Soil water percolation)
d q K ( m ) dx
非饱和流导水率
(unsaturated hydraulic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
K(m)为非饱和导水率， d/dx为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基 质势的函数。
以色列塑料坝
以色列花农
以色列沙地优质土豆
本章小结
(一)名词解释
来自百度文库
土水势 吸湿水 吸湿量 膜状水 毛管水 毛管断裂持水量 田间持水量 土壤水吸力 土壤水分特征曲线 夜潮作用 进气值 冻后聚墒 土壤蒸发 萎蔫系数 土壤水入渗 土壤水再分布
问答题：
1、研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何重要作用? 2、影响吸湿水含量的因素主要有哪些?在实际土壤分析工 作中，测定土壤吸湿水含量的用途是什么?若某土壤风
一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程， 但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土 壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
最初入渗速率：Initial infiltration rate
稳定入渗速率：Stable infiltration rate 几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(毫米/小时)
“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含 水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大， “冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层 增水作用为2－4％左右 。
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
田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平 衡的数学表达式：
W=P+I+U-ET-R-In-D
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?
第七章 土壤水分移动与循环
第一节 土壤液态水运动
一、土壤饱和流 (Soil Saturated Water Flow)
饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度， 基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律 (Darcy’s law)。
单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤 水通量与土水势梯度成正比。
① 饱和率是常数 ② 是土壤导水率的MAX
③ 主要取决于土壤的质地
和结构。 沙质土 > 壤质土 > 粘 质土
•有机质含量。
•粘土矿物种类。
二、土壤非饱和流（unsaturted soil water flow)
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度 和重力势梯度。它也可用达西定律来描述， 对一维垂向非饱和流，其表达式为：
• 一般把田间持水量视为土壤有效水的上限。 所以田间持水量与萎蔫系数之间的差值即 土壤有效水最大含量。
三、土壤水分的空间变异性
下图为两个不同大小范围内的土壤表层水分变异特征图
第四节、农田土壤水动态与调控
一、土壤水分的动态特性
对于一具体田块，土壤类型和作物种类一般来讲是相同的，因 此影响土壤水分动态变化的主要是气候因子和农田管理措施。
（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10-2~10-4mol/L，微量 元素浓度则在10-6mol/L以下。
第六节、土壤水的调控
一、水分高效利用的途径： • • • 合理开采、分配和管理； 减少输水损失； 提高灌溉效率。
二、土壤水的调控措施
主要包括土壤水的保蓄和调节。
1、耕作措施 秋耕 中耕 镇压等 2、地面覆盖 薄膜覆盖 秸秆覆盖 3、灌溉措施 喷灌、滴灌、渗灌 4、生物节水
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。
h h
dz
（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， dC
J D Dsh (v, ) dz
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
二、 土壤内部的水气运动
土壤气态水的运动表现为： 水汽扩散和水汽凝结两种现象
水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度， 这是由于土壤水势梯度或土壤水吸力梯 度和温度梯度所引起的。
1、“夜潮”现象 多出现于地下水埋深较浅的“夜潮地”。
2、“冻后聚墒”现象*** 冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土 层的水汽压较高，于是下层水汽不断地向冻 层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量 有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。
非饱和条件下土壤水流的数学表达 式与饱和条件下的类似，二者的区 别在于： • 饱和条件下的总水势梯度可用 差分形式，而非饱和条件下则用微 分形式： • 饱和条件下的土壤导水率Ks对 特定土壤为一常数，而非饱和导水 率是土壤含水量或基质势（m）的 函数。
三、土壤水分入渗与再分布
（一） 水分入渗（infiltration)
二、分子扩散与溶质弥散 （一）分子扩散
扩散是指由于分子的不规则热运动即布朗运动 引起的运动, 是一个不可逆过程。 扩散作用常用费克第一定律来表示:
二、农田灌溉与灌溉量计算
一、土壤灌溉计划湿润层深度确定
二、土壤含水量上、下限的确定
土壤含水量上限应满足以下两个条件：既不产生深层渗漏，又要满 足作物对土壤空气含量的要求，故一般取田间持水量。土壤含水量 下限一般以占田间持水量的百分数计。
（三）灌溉日期与灌溉量的确定
灌溉量与灌溉日期确定的原理，主要是依据农田土壤 水平衡方程式：W=P+I+U-ET-R-In-D 和土壤水分平衡简化式：W=P+I-ET-D 进行计算。
把通过土壤某一深度处,如通常考虑某一植物的最 大扎根深度处, 向下的水分运动称为土壤水的渗漏。
第二节 土壤气态水运动
一、土面水分蒸发
概念：土壤水汽进入大气的过程。
当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可 能蒸发强度称为潜在蒸发强度。(Soil potential evaporation) 土面蒸发过程区分为三个阶段。 1、大气蒸发力控制阶段
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
三、农田排水
农田排水的目的：（1）除涝；（2）防渍；（3）防盐。 生产实践中一般采用排水沟（明沟）、排水管（暗管）或 “鼠道”排水洞进行农田排水。
第五节 土壤中溶质运移
一、溶质的对流运移 土壤溶质随运动着的土壤水而移动的过程称为对流。 对流引起的溶质通量与土壤水通量和水的浓度有关， 可用下式表示： Jc = q ·C
dC J s D0 dx
式中Js为溶质的扩散通量,mol· m-2s-1或kg· m-2s-1；D0为溶质的有效 扩散系数m2· s-1；dC/dx为浓度梯度。
（二）机械弥散
溶质的机械弥散作用是由于土壤孔隙中水的微观 流速的变化而引起的： 机械弥散虽然在机制上与分子扩散不同，但可以用 相似的表达式： J D (v) dC
稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发 能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水 率的下限，一般认为该值相当于田间持水量的5070% 。
2、表土蒸发强度随含水率变化的阶段
蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持
3、水汽扩散阶段
土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失 的水分，土壤表面形成干土层。在此阶段，蒸 发面不是在地表，而是在土壤内部，蒸发强度 的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制， 并取决于干土层厚度，一般来说，其变化速率 十分缓慢而且稳定。 土壤保墒措施在蒸发的第一阶段进行效果最 佳；第二阶段次之。
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)
土壤 砂 砂质和 粉质土 壤 10-20 壤土 粘质土 壤 1-5 碱化黏 质土壤 <1
最后入 渗速率
>20
5-10
所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使 上层土壤先积蓄水，以后才下渗。
（二）土壤水再分布
(soil water redistribution)
概念：土壤水 入渗过程结 束后，水在重力和吸力梯 度影响下在土壤中向下移 动重新分布的过程。 土壤水的再分布是土壤 水的不饱和流。 (三)土壤水的渗漏（Soil water percolation)
d q K ( m ) dx
非饱和流导水率
(unsaturated hydraulic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
K(m)为非饱和导水率， d/dx为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基 质势的函数。
以色列塑料坝
以色列花农
以色列沙地优质土豆
本章小结
(一)名词解释
来自百度文库
土水势 吸湿水 吸湿量 膜状水 毛管水 毛管断裂持水量 田间持水量 土壤水吸力 土壤水分特征曲线 夜潮作用 进气值 冻后聚墒 土壤蒸发 萎蔫系数 土壤水入渗 土壤水再分布
问答题：
1、研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何重要作用? 2、影响吸湿水含量的因素主要有哪些?在实际土壤分析工 作中，测定土壤吸湿水含量的用途是什么?若某土壤风
一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程， 但也不排斥如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土 壤的过程。
影响因素：
一是供水速率， 二是土壤的入渗 能力 (入渗速率 —infiltration rate)
最初入渗速率：Initial infiltration rate
稳定入渗速率：Stable infiltration rate 几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(毫米/小时)
“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含 水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大， “冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层 增水作用为2－4％左右 。
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
田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平 衡的数学表达式：
W=P+I+U-ET-R-In-D
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?
第七章 土壤水分移动与循环
第一节 土壤液态水运动
一、土壤饱和流 (Soil Saturated Water Flow)
饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度， 基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律 (Darcy’s law)。
单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤 水通量与土水势梯度成正比。
① 饱和率是常数 ② 是土壤导水率的MAX
③ 主要取决于土壤的质地
和结构。 沙质土 > 壤质土 > 粘 质土
•有机质含量。
•粘土矿物种类。
二、土壤非饱和流（unsaturted soil water flow)
土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度 和重力势梯度。它也可用达西定律来描述， 对一维垂向非饱和流，其表达式为：
• 一般把田间持水量视为土壤有效水的上限。 所以田间持水量与萎蔫系数之间的差值即 土壤有效水最大含量。
三、土壤水分的空间变异性
下图为两个不同大小范围内的土壤表层水分变异特征图
第四节、农田土壤水动态与调控
一、土壤水分的动态特性
对于一具体田块，土壤类型和作物种类一般来讲是相同的，因 此影响土壤水分动态变化的主要是气候因子和农田管理措施。
（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10-2~10-4mol/L，微量 元素浓度则在10-6mol/L以下。
第六节、土壤水的调控
一、水分高效利用的途径： • • • 合理开采、分配和管理； 减少输水损失； 提高灌溉效率。
二、土壤水的调控措施
主要包括土壤水的保蓄和调节。
1、耕作措施 秋耕 中耕 镇压等 2、地面覆盖 薄膜覆盖 秸秆覆盖 3、灌溉措施 喷灌、滴灌、渗灌 4、生物节水
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。
h h
dz
（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， dC
J D Dsh (v, ) dz
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
二、 土壤内部的水气运动
土壤气态水的运动表现为： 水汽扩散和水汽凝结两种现象
水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度， 这是由于土壤水势梯度或土壤水吸力梯 度和温度梯度所引起的。
1、“夜潮”现象 多出现于地下水埋深较浅的“夜潮地”。
2、“冻后聚墒”现象*** 冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土 层的水汽压较高，于是下层水汽不断地向冻 层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量 有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。
非饱和条件下土壤水流的数学表达 式与饱和条件下的类似，二者的区 别在于： • 饱和条件下的总水势梯度可用 差分形式，而非饱和条件下则用微 分形式： • 饱和条件下的土壤导水率Ks对 特定土壤为一常数，而非饱和导水 率是土壤含水量或基质势（m）的 函数。
三、土壤水分入渗与再分布
（一） 水分入渗（infiltration)