第五章 土壤水
河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗123
第三节 土壤水分运动基本方程
教学目标: 土水势中各分势和总势。 滞后现象 分析质地和结构对土壤水分特征曲线影响。
一、土水势
1、土水势:土壤水的势能称土水势。 它是土壤水与标准参照状态下的水相比较所具有的
特定势能。 说明:标准参照状态:一定高度处,与土壤同温度
下承受一个标准大气压或当地大气压的状态。 土水势是一个表示土壤水势能的相对指标。
毛管力的方向,因土壤颗粒的排列十分复杂,故可能具 有任何方向。
H不大于3~4米
毛细管的直径在0.1~0.001mm最明显。
(三)重力
重力 土壤中水分受到的地心引力称为重力,其 作用方向总是指向地心,近似地可认为垂直向下。
二、土壤水类型
土壤中存在的液态水分,根据作用力的情况,可 分为束缚水和自由水两类。
1. 当土壤含水量大于此值时,毛管悬着水就能向土
壤水分的消失点或消失面转移,
2. 当土壤含水量小于此值,连续输移水分就会遭到
破坏,并将变为以薄膜水和水汽的形式进行。
3. 一般来说,毛管断裂含水量约为田间持水量的65
%。
Hale Waihona Puke 6、饱和含水量饱和含水量:土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量。 特点:
1. 若用容积含水率表示饱和含水量,则此时也等于孔隙度。 2. 饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重
1、最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中,干燥土壤的吸湿水达到 最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量,又称吸 湿系数。 (1)被吸附的水分子层的厚度相当于15—20个 水分子厚,约4—5um,其最外层的水分子所受到 的土壤颗粒的分子引力为31个大气压。 (2)不同粒径的土壤颗粒的最大吸湿量不同。
2、最大分子持水量
课件:第05章土壤水
0 -0.01 -0.1 -0.3 -1.0 -15 -31 -100
土水势(kPa)
0 -1 -10 -30 -100 -1,500 -3,100 -10,000
排水孔隙的直 径(m) -300 30 10 3 0.2 0.97 0.03
国际制单位1kPa=0.01 Bars
土壤水吸力
土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下 所处的能态,简称吸力,但并不是指土壤对水的吸 力。
g=Mgz
5、总水势(t)
t = m + p + s + g
土壤水 饱和状 态下
土壤水 不饱和 情况下
t = p + g t = m + g
土水势单位
土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准。单位 数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。最常用的是单 位容积和单位重量。
单位质量土壤水的土水势单位为J/kg,
和导水率
d /dx 为
总水势梯度
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K,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 势的函数。土壤水 吸力和导水率之间
土壤水 的形态 分类
吸附水,受土壤吸附力作用保持, 可分为吸湿水和膜状水
毛管水,受毛管力的作用而保持
重力水,受重力支配,容易进一步 向土壤剖面深层运动
土壤中粗细不同的毛管孔隙连通一起形成复杂的毛管 体系。在地下水较深的情况下,降水或灌溉水等地面 水进入土壤,借助于毛管力保持在上层土壤的毛管孔 隙中的水分,它与来自地下水上升的毛管水并不相连, 好像悬挂在上层土壤中一样,故称之为毛管悬着水。 土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。 在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。当一 定深度的土体储量达到田间持水量时,若继续供水, 就不能使该土体的持水量再增大,而只能进一步湿润 下层土壤。田间持水量是确定灌水量的重要依据,是
土壤水、空气和热量
第五章土壤水、空气和热量主要教学目标:学会分析土壤肥力要素水、气、热之间的关系。
由于土壤水分的重要作用,因此首先要求学生掌握土壤水的形态学观点和能量学观点。
在基本知识掌握的基础上,并能系统地处理土壤水、气、热三者的相互关系和调节措施。
主要内容:第一节土壤水的类型第二节土壤水分含量的表示方法第三节土壤水分能量的分析第四节土壤水分的管理与调节第五节土壤空气和热量第六节土壤水、气、热的相互关系第一节土壤水的类型土壤学中的土壤水是指在一个大气压下,在105℃条件下能从土壤中分离出来的水分.土壤中液态水数量最多,对植物的生长关系最为密切。
液态水类型的划分是根据水分受力的不同来划分的,这是水分研究的形态学观点。
这一观点在农业、水利、气象等学科和生产中广泛应用。
一、吸湿水土壤颗粒从空气中吸收的汽态水分子。
从室外取土,放在室内风干若干时间后,表面上看似乎干燥了,但把土壤放在烘箱中烘烤,土壤重量会减轻;再放置到常温常压下,土壤重量又会增加,这表明土壤吸收了空气中的水汽分子。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力作用所引起的,一般来说,土壤中吸湿水的多少,取决于土壤颗粒表面积大小和空气相对湿度。
由于这种作用的力非常大,最大可达一万个大气压,所以植物不能利用此水,称之为紧束缚水。
二、膜状水土粒吸足了吸湿水后,还有剩余的吸引力,可吸引一部分液态水成水膜状附着在土粒表面,这种水分称为膜状水。
重力不能使膜状水移动,但其自身可从水膜较厚处向水膜较薄处移动,植物可以利用此水。
但由于这种水的移动非常缓慢(0.2-0.4mm/d),不能及时供给植物生长需要,植物可利用的数量很少.当植物发生永久萎蔫时,往往还有相当多的膜状水。
三、毛管水当把一个很细的管子(毛细管)插入水中后,水分可以上升的较高于水平面,并保持在毛细管中。
毛管水:由于毛管力的作用而保持在土壤中的液态水。
毛管水可以有毛管力小的方向移向毛管力大的方向,毛管力的大小可用Laplace公式计算:P = 2T/r式中的P为毛管力,T为水的表面张力,r为毛管半径。
第五章 土壤的形成与发育
第五章 土壤的形成与发育第一节 土壤形成因素及其作用 第二节 土壤形成过程第三节 土壤发育第一节 土壤形成因素 • 土壤母质• 气候因素• 生物作用• 地形地貌• 时间• 人类作用一、土壤成土因素• 土壤形成因素又称成土因素,是影响土壤形成和发育的基本因素,它是一种物质、作用力、条件及其相互关系的组合,对土壤形成发生影响或将影响土壤的形成。
• 土壤发生学说(soil g enesis t heory)认为土壤是在各种自然和人为因素的影响下由岩石风化成母质,再由母质演化成土壤。
五大成土因素• 五大成土因素:• 19世纪未,俄国土壤学家B.B.道库恰耶夫(Dokuchaev, 1846-1903)通过对俄罗斯大草原土壤的调查,提出土壤的五大成土因素,即:– 气候-climate– 母质-parent material– 生物-biology– 地形-topography– 时间-time母质在土壤形成中的作用• 首先,直接影响着成土过程的速度、性质和方向。
• 其次,母质对土壤理化性质有很大的影响。
• 一般地说,成土过程进行得愈久,母质与土壤的性质差别就愈大。
但母质的某些性质却仍会顽强地保留在土壤中。
岩石类型• 岩浆岩:溶化岩浆形成的岩石• 火山岩:冷却凝固的岩浆• 沉积岩:由悬浮液或溶液沉淀形成的物质 • 变质岩:在高温和压力作用下改变的岩石地质大循环 (Reeves, 1998)风化壳• 处于岩层上部,岩石破碎形成的碎屑物 • 可以直接由下层岩石形成• 也可从别处搬运而来• 厚度不一成土母质• 风化壳的上层已发生许多变化 • 下层最初的风化壳即为土壤母质 – 未经搬运的风化壳母质– 经搬运的风化壳母质• 冰碛物• 河流沉积物• 湖泊沉积物• 风成物• 崩积物冰碛物• 冰川搬运和沉积的碎屑物质• 不均一性,大小混杂、缺乏层次性河流沉积物• 由水流沉积而成,包括冰川溶化水• 砾石、砂粒和粉粒,圆形、大小规则、层次分明湖泊沉积物• 大小规则、层次分明,通常缺乏大块砾石风成沉积• 大小规则、层次分明,中细砂粒或粉粒崩积物• 大小混杂、缺乏层次,在重力作用下形成二、气候与土壤发生的关系• 湿度因子对土壤形成的影响中国气候大区划分指标气候大区年干燥度自然景观湿润<1.0 森林半湿润 1.0~1.6 森林草原半干旱 1.6~3.5 草原干旱 3.5~16.0 半荒漠极干旱>16.0 荒漠据《中国自然地理》(1981)湿度的影响主要有以下方面1.影响土壤中物质的迁移:• 根据土壤中水分收支情况对物质运移的影响,可分以下几种土壤水分类型:①淋溶型水分状况:降水量大于蒸发量②非淋溶型水分状况:蒸发量略大于降雨量,部分淋溶③上升水型水分状况:其特点是蒸发、蒸腾总量大大超过降水量,其差额由地下水补充,如果地下水矿化度高,则会导致盐渍化;如果地下水达不到地表,而只能达到剖面中部,则称为“半上升水型”水分状况。
第五章水资源总量计算
Wp Rp Qp Drgp
Rp—河川径流量;Qp—地下水资源量;Drgp—重复计算量
降水入渗补给量是平原区地下水的重要来源,据统计分
析,我国北方平原区降水入渗补给量占平原区地下水总 补给量的53%,而其他各项之和占47%。
第二节 水资源总量计算
在开发利用地下水较少的地区(我国南方),降水入
Qm Rgm ugm QCS Qsm Egm Qgm
ugm—河床潜流;QCS—山前侧向流出量;Qsm—未计入河 川径流的山前泉水出露量;Egm—山区潜水蒸发量;Qgm— 实际开采净消耗量
第二节 水资源总量计算
在北方地区,由于河流封冻期较长,10月份以后河川
径流基本由地下水补给,其变化较为稳定,因此稳定 封冻期的河川基流量,可以近似用实测河川径流量来 代替。
渗补给中有一部分要排入河道,成为平原区河川基流, 及称为平原区河川径流的重复量,此部分水量:
Rgp Qsp Rgm / Qp 1Qsp
式中,Rgp—降水入渗补给中排入河道的水量;Qsp—
降水入渗补给量;Qp—平原区地下水资源量;θ1—平 原区河川基流占平原区总补给量的比例;Rgm—平原区 河道的基流量,可通过分割基流或由总补给量减去潜 水蒸发量求得
将区域内水资源总量W定义为当地降水形成的地表和
地下的产水量,则:
W Rs Up P Es
W R Ug Eg
第二节 水资源总量计算
在水量评价中,我们把河川径流量作为地表水资源量,
把地下水补给量作为地下水资源量,由于地表水、地 下水相互联系和相互转化,河川径流量中包括了一部 分地下水排泄量,而地下水补给量中又有一部分来自 于地表水体的入渗,故不能将地表水资源量和地下水 资源量直接相加,而应扣除相互转化的重复水量。
水 文 学 原 理(五土壤水)
第五章
土壤水
本 章 内 容
1 2 3 4
土壤的质地结构及“三相”关系
土壤水的存在形态 土壤水的能量状态
土壤水运动的控制方程
“土壤”是指地球表面风化的散碎外壳。是一种 由大小不同的固体颗粒集合而成的具有空隙或孔 隙的散粒体,属多孔介质。 “土壤水”则是指包含在土壤孔隙中的水分。地 球表面的土壤覆盖层是一个巨大的“蓄水库”, 全球蓄于土壤中的水量估计有16500km3 ,约为河 道蓄水量的8倍。 在水文循环中,土壤起着十分重要的调节和分配 水量的作用。 问题:水分是怎样被吸收到土壤中去的?进入土壤 中的水分是怎样储存、变化和运动的?
2 土壤水分特性曲线
——吸力与土壤含水量的关系,称为土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线
获得土壤水分特性曲线可以有两种做法:一是从干燥土壤
开始,在土壤吸收水分的过程中测定;二是从饱和土壤开 始,在土壤脱水过程中测定。
实验表明,在脱水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上
方,在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方,两 条曲线首尾大体重叠,但中间差别明显,犹如一个绳套。
3 非饱和水流运动的基本微分方程
V K ( )
V t
[ K ( ) ] [ K ( ) ] [ K ( ) ] t x x y y z z
只考虑垂向时:
[ K ( ) ] t z z
毛管断裂含水量: 毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量 田间持水量: 土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量
饱和含水量: 土壤中全部孔隙都被水充满时的土壤含水量
最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中,干燥土壤的吸湿水达
到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量,又
5 土壤水分
绝对水体积(方 亩) 水层厚土(H) 面积(亩) / 1 2000 H 1000 3 2 H 3
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
(四) 相对含水量 (relative water content) 相对含水量是指土壤含水量占田间持水量的百分数。正如空气相对湿度一样, 相对含水量说明土壤实际含水量的饱和程度(以田间持水量为标准),在农业生 产中经常应用。用下式表示: 土壤自然含水量 土壤相对含水量( ) % 100 田间持水量 注意:分子和分母的量纲要统一 分子和分母所表示的是同一种土壤。
Vw s s dw v Vs w b
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
三.土壤含水量的测定技术
土 壤 含 水 量 的 测 定 技 术 概 述
TDR法
(一)土壤含水量测定技术-烘干法 Methods of measurement for soil water content
由此可见:用烘干土作基数表示水分变化过程更为直观
100 w干 应用时注意:已知土壤样品含水量,由湿土折算成干土计算公式 100 m 今后凡表示土壤组成的百分数都应以烘干土中为基数!
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
(二) 容积含水量 (volumetric water content) 容积含水量即单位土壤总容积中水分所占的容积分数,以称为容积湿度,容积含 水量多用百分比表示,也用容积分数表示: 百分比形式可用下式表示: 水分容积 土壤容积含水量( %) 100 土壤容积 V 其数学表达式为: w 100
河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗456
教学目标:
1. 下渗,下渗率,下渗容量的定义。 2. 下渗率,下渗容量的影响因素。 3. 分析土壤水分剖面,分析出下渗曲线的意义。
一、土壤水分剖面 土壤含水率沿深度方向的变化曲线称为
土壤水分剖面
土壤水分剖面
若土壤含水率用容积含水率表
z2
W 示,则计算土层含水量的公式
0
——初始土壤含水率;
n ——土壤饱和含水率;
Ks ——饱和水力传导度;
f p
dFP dt
d
n
(z,t)d
dt 0
Ks
第五节 下渗理论与公式
下渗曲线不仅是下渗物理过程的定量描述,而 且是下渗物理规律的体现。推求下渗曲线的具 体表达形式是下渗理论的一个重要课题。
下渗方程
求解土壤水分剖面表达式
刻渗入土壤的总水量。
四、下渗机理
1、随时间变化特点 第一阶段为渗润阶段。这阶段土 壤含水量较小,下渗容量较大, 下渗容量随时间递减迅速。 第二阶段为渗漏阶段。这阶段, 由于土壤含水量不断增加,下渗 容量明显减小,下渗容量随时间 递减变得缓慢。 第三阶段为渗透阶段。在这一阶 段,土壤含水量达到了饱和状态, 下渗容量变得稳定,达到下渗容 量的最小值,为稳定下渗率。
湿润锋:湿润区与下渗水尚未涉及到的土壤的交界面 称为湿润锋。在湿润锋处,土壤含水量梯度很大,因 此在该处将有很大的土壤水分作用力来驱使湿润锋继 续下移。
五、求解下渗容量与土壤水分剖面的 关系
若已知供水强度充分大 条件下的土壤水分剖面。
n
FP z( ,t)d Kst 0
z( ,t) ——从土壤水分剖面的数学表达式
2
t D z2 k z
(z,0) 0 (0,t) n
第五章土壤水、热、气、肥及其相互关系
1.3.1.1吸湿水: 干燥的土粒由于分子引力和静电引力的 存在而从空气中吸收水份的性质称为吸 湿性,所紧密吸附的水分就称为吸湿水. 特点: <1>.吸湿水的数量与大气温、湿度有关, 大 气温度愈低、湿度愈大, 吸湿量愈大; 也与质地有关,质地愈重,吸湿性愈强,吸 湿量也愈大.
<2>.吸湿水受土粒引力极大{31~10000个大气 压},无溶解力,不导电,在土壤中不能自由运动, 与土粒作整体运动. 同时,植物根系的根吸力一般只有10~20个大 气压,所以吸湿水不能被一般植物吸收利用.
年变化 - (太阳辐射能的季节变化) 呈现两个阶段, 升温阶段, 2~7月; 降温阶段, 8~1月; 最高温7月, 最低温1月. 随土层加深年变幅也减小, 在5~20米处消 失.
影响土温的因素: 一切影响土壤热量收入或支出的因素最终都将 影响土壤温度的高低, 可分为环境因素和土壤 内部因素两大类. 环境因素: a. 土壤所处的纬度 随着纬度的增加, 太阳入射角减小, 单位面积土 壤得到的太阳辐射能减少, 故纬度越高, 土温越 低.
第 五 章 土壤水、热、气、 肥及其相互关系
土壤水、热、气、肥4大因素 :
各有其独立的运动发展变化规律 各自与环境状况息息相关 共存于土壤体系中,相互联系、相 互制约的。
第 一 节
土壤热性质
1- 土壤的热量来源 土壤热量主要来自4个方面,太阳辐射能、地热、 生物热和化学热。 1-1 太阳辐射: 任何物体,温度高于绝对零度 (-273 ℃) 时, 都要以电磁波的方式向外辐射能量。 太阳表面温度高达6000 ℃, 它要以电磁波 的方式向外辐射大量能量, 这种能量是土壤热 量的主要来源, 一般每cm2每分钟可得到1.9 卡 的热量.
土壤学5→15
⼟壤学5→15第五章⼟壤⽔Soil Water第⼀节⼟壤⽔分类型的划分及⼟壤含⽔量的测定Classification and measurement of soil water⼀、⼟壤含⽔量的表⽰⽅法重量含⽔量(Gravimetric Moisture Content) :⼟壤⽔的重量占⼟壤⼲重的百分数。
⼟壤重量含⽔量( %) =(⼟壤⽔重量/ ⼟壤烘⼲重量)X 100(%)=(湿⼟重量—⼲⼟重量” ⼟样烘⼲重量X 100例题:有⼀⼟样湿⼟重140 g,烘⼲重为100 g,求该⼟壤的重量含⽔量(试算)0 m = (140-100)/100 X 100 = 40 %容积含⽔量Volumetric Moisture Content 单位⼟壤总容积中⽔分所占的容积分数。
⼟壤⽔容积含⽔量% =(⼟壤⽔容积/⼟壤总容积)X 100 例题:已知⼀⼟壤的重量含⽔量为20 % ,容重为g/cm-3 , 求该⼟壤的容积含⽔量(试算)0 v = 20 X / 1 = 25 %⼟壤相对含⽔量 ( relative water content ):⼟壤含⽔量占某参照持⽔量的百分数。
⼟壤相对含⽔量=(⼟壤含⽔量/⽥间持⽔量)X 100⼟壤⽔储量( Soil water storage capacity ) :⼀定⾯积和厚度⼟壤中含⽔的绝对数量。
( 1 )⽔深( waterdepthDw ) DwDw =0 v * hh――⼟层厚度优点:与⽓象资料和作物耗⽔量所⽤的⽔分表⽰⽅法⼀致,便于互相⽐较和互相换算。
容积含⽔量换算成⽔深0 v = 50%Dw=( 2)绝对⽔体积( water volume )m3 hm-2 = 10000 ( m2 ) X h (m) X0V= 10000 Dw( Dw ―― m)= 10 Dw( Dw ―― mm)作⽤: 与灌溉⽔量的表⽰⽅法⼀致,便于计算库容和灌⽔量。
例:容重为克/⽴⽅厘⽶的⼟壤,初始含⽔量为10%,⽥间持⽔量为30%,降⾬10mm ,若全部⼊渗,可使多深⼟层达⽥间持⽔量解:先将⼟壤含⽔量⽔W%换算为⽔V%初始含⽔量⽔v%=10%< =12%⽥间持⽔量⽔v%=30%< =36%因: ⽔mm= ⽔v% <⼟层厚度( h)持⽔量的80%,需灌⽔多少(⽅/亩)解:⽥间持⽔量的80%为:30%< 80%=24%30 厘⽶⼟层含⽔达⽥间持⽔量80%时⽔mm=灌⽔量为2/3 < 36=24(⽅/亩)(⼀)⼟壤⽔分类型划分1 、⽔在⼟壤中受到的作⽤⼒重⼒表⾯张⼒——⽑管⼒⼟粒和⼟粒间的粘结⼒和粘着⼒——分⼦引⼒⼤⽓⼆、⼟壤⽔的类型划分及有效性Classification and Availability of soil Water( 1 )重⼒⽔(Gravitational Water) :能在重⼒作⽤下流动的⽔。
土壤学第五章土壤水
1
pF值 0
kPa 1520
水柱高度 (cm)
pF值
15849
4.2
1
10
1
3141
21623
4.5
10
100
2
10133
100000
5
51
501
2.7
101325 1000000
6
101
1000
3
1013250 10000000
7
1013
10000
4
四、土水势的测定
张力计法、压力膜法、冰点下降法和水气压法等。 张力计(tensiometer),又名负压计或湿度计,测定水 不饱和土壤的基质势或基质吸力。
和灌水量。
21
例:一容重为1g/cm3的土壤,初始含水量为12%,田间 持水量为30%,要使30cm土层含水量达田间持水量的80%, 需灌水多少(方/亩)?
解:田间持水量的80%为:30%×80%=24%
30cm土层含水达田间持水量80%时 水mm=(0.24-0.12)×1×300 =36(mm) 2/3×36=24(方/亩)
3. 温度 影响水的粘滞性和表面张力。土温升高,水的基质势
增大,有效性提高。 4. 水分滞后现象 土壤吸湿过程中,水吸力随含水量增加而降低的速
度较快。土壤脱湿过程中,水吸力随含水量减少而增大的 速度较慢。同一土壤的两种水分特征曲线不重合。砂质土 的滞后现象比粘质土更明显。
Water sorption curve soil water hysteresis
砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量(%) 12 18
22
24
26 30
土壤水和下渗
v
Ks
H L
v — 沿x方向的渗向的渗流 H — 总水头或总水势;
H L 相应的水力梯度; Ks — 单位梯度下的通量或渗量或渗, 称为饱和水力传导率(渗透系数);
L — 渗流方向上的距离。
(3)非饱和土壤水流动旳达西定律 理查兹 (Richards)1931年用试验证明,非饱和土壤水流也 符合达西定律:
点移动到参照状态平面处,而其他各项维持不变 情况下,土壤水所作旳功。数值大小取决于土壤 水所处旳高度。
参照平面任意,一般可取:海平面、地面标
高、地下水位标高。
土壤中垂直坐标为z、质量为m旳土壤水所具 有旳重力势为:Eg=mgz。
单位质量土壤水旳重力势为:g=gz
单位重量土壤水旳重力势(水头或水位):
水旳流动方向不但与位置高度有关,而且 取决于土壤旳干湿程度,不能笼统地说水由位 置高处流向位置低处,流动唯一遵照旳原则是 土水势高处向土水势低处运移。
总土水势旳表达措施(单位):可统一用水 柱高度表达。 势能为标量,只有大小没有方向,可进行代 数运算。 势能旳梯度具有方向,土壤水总是向势能减 小旳方向运动,即向负梯度方向运动。
按运动形态划分:
土壤水
汽态水 吸着水 毛管水
重力水
吸湿水 薄膜水 毛管上升水 毛管悬着水
3.土壤水分常数
1)吸湿系数: 吸湿水到达最大时旳土壤含水率。
2)最大分子持水量:薄膜水到达最大时旳土壤含水率。 3)凋萎系数:作物产生永久凋萎时旳土壤含水率 。 4)田间持水量:毛管悬着水到达最大时旳土壤含水率。 5)毛管断裂含水量:毛管悬着水旳连续状态开始断裂时旳含 水量。 6)饱和含水量:全部土壤孔隙都被水所充斥时旳土壤含水 率。
0
20
第05章+土壤物理性质(质地和结构)
生物作用
胶结作用
团粒结构形成机制
冻融交 替
水膜的粘 结作用
胶体的凝聚作用
(1)生物作用
根系的穿插作用: 根系的挤压作用: 使大土团破碎成小土团 使小土团组合为大土团
频繁反复的穿插和挤压,易形成团粒结构。
(2)土壤干湿交替作用
湿润土块在干燥过程中由于胶体失水而收缩 干燥土块因吸水而膨胀 使土体出现裂缝而碎,促进各种结构体的形成。
卡庆斯制:二级
国际制:
根据砂粒(2-0.02毫米)、粉粒(0.02-0.002毫米)和粘粒 (<0.002毫米)三粒级含量的比例,划定12个质地名称,可 从三角图上查质地名称。
查三角图的要点 以粘粒含量为主要标准, <15%者为砂土质地组和壤土质地组; 15%-25%者为粘壤组; >25%者为粘土组。 土壤含粉粒>45 --“粉 质” ; 砂粒含量在55%-85%-“砂质”
常见的土壤粒级制 卡钦斯基制 (1957) 石 砾 粗砂粒 物 理 性 砂 粒 物 理 性 粘 粒 粘 粒 粗粘粒 细粘粒 胶质粘粒 粘 粒 粘 粒 粗粉粒 粉 中粉粒 细粉粒 粒 粉 粒 细砂粒 极细砂粒 细砂粒 中砂粒 美国农部制 (1951) 石 砾 极粗砂粒 粗砂粒 中砂粒 细砂粒 粗砂粒 国际制 (1930) 石 砾
3、壤质土主要特性:
•
水、气:大小孔隙数量适中,通气透水性良好
• 热:含水量适宜,土温比较稳定 • 肥:养分含量多,保肥性能好 • 耕性:耕性良好,宜耕期长
砂粘适中,消除了砂土类和粘土类的缺点, 是农业生产上质地比较理想的土壤
将砂质土、壤质土、粘质土基本肥力性状比较如下:
(一)砂质土 农民称白土、白塘土,广泛分布于我国北方,它通
家畜环境卫生学第五章水土壤和噪音
土壤保护措施
采取科学合理的农业措施,如轮作、绿肥等,保持土壤肥力和生 态平衡。
土壤修复技术
针对污染土壤,采取物理、化学或生物修复技术,降低土壤中有 害物质的含量,恢复土壤健康。
噪音控制与管理
噪音来源识别
明确养殖场内噪音的主要来源,如机械噪音、交通噪音等,为控制 噪音提供依据。
有效的土壤保护措施
总结词
生态平衡、可持续发展
详细描述
某牧场采用生态平衡的土壤保护措施,注重植物覆盖和土壤肥力维护,有效防 止水土流失和土地退化。同时,该牧场还注重可持续发展,合理规划土地利用, 确保土壤资源的可持续性。
成功的噪音控制方案
总结词
隔音降噪、环境保护
详细描述
某养猪场采用隔音降噪技术,有效减少噪音对周边环境的影响,同时遵守相关环保法规,确保生产活 动与环境保护的协调发展。该方案既保障了家畜的舒适度,又实现了环境保护的目标。
保持环境舒适
水能调节家畜体表的温度和湿度,对保持家畜舒适的环境有重要作 用。
水质对家畜健康的影响
1 2
病原微生物污染
水质不良可携带各种病原微生物,如细菌、病毒、 寄生虫等,引发家畜消化道疾病。
化学物质污染
水中过量的重金属、农药、工业废水等有害化学 物质可引起家畜中毒和慢性蓄积性疾病。
3
水质硬度不适
来自农业机械、养殖设备 等,影响家畜的采食、休 息和繁殖。
动物噪音
家畜之间的叫声、蹄声等, 对其他家畜造成应激和干 扰。
人类活动噪音
如养殖人员交谈、车辆行 驶等,影响家畜的舒适度 和生产性能。
噪音对家畜可能 会出现心跳加速、血压升高、肾 上腺素分泌增加等生理反应。
(完整版)工程地质学-第五章
第五章地下水埋藏在地表以下土层及岩石空隙(包括孔隙、裂隙和空洞等)中的水称为地下(ground water)。
储存在岩土空隙中的地下水有气态、液态和固态三种,但以液态为主。
当水量少时,水分子受静电引力作用被吸附在碎屑颗粒和岩石的表面成为吸着水;薄层状吸着水的厚度超过几百个水分子直径时,则为薄膜水。
吸着水和薄膜水因受静电引力作用,不能自由移动。
当水将岩土空隙填满时,如果空隙较小,则水受表面张力作用,可沿空隙上升形成毛细水;如果空隙较大,水的重力大于表面张力,则水受重力的支配从高处向下渗流,形成重力水。
重力水是地下水存在最主要的方式。
第一节概述岩土按其透水性的强弱分为透水的、半透水的和不透水的三类。
透水的(有时包括半透水的)岩土层称为透水层;不透水的岩土层称为隔水层;能够给出或透过相当数量水的岩层称为含水层。
第二节地下水的物理性质和化学成分一、地下水的物理性质地下水的物理性质包括温度、颜色、透明度、气味、味道和导电性等。
1.温度地下水的温度变化范围很大。
地下水温度的差异,主要受各地区的地温条件所控制。
通常随埋藏深度不同而异,埋藏越深,水温越高。
2.颜色地下水的颜色决定于化学成分及悬浮物。
地下水一般是无色、透明的,但当水中含有某些有色离子或含有较多的悬浮物质时,便会带有各种颜色显得混浊。
3.透明度地下水多半是透明的,当水中含有矿物质、机械混合物、有机质及胶体时,地下水的透明度就会改变。
4.气昧地下水一般是无臭、无味的,但当水中含有硫化氢气体时,水便有臭鸡蛋味。
5.味道地下水的味道主要取决于地下水的化学成分。
含NaCl 的水有咸味;含CaCO 3,的水清凉爽口;含Ca(OH)2和Mg(HCO 3)2的水有甜味,俗称甜水;当MgCl 2和MgSO 4存在时,地下水有苦味。
6.导电性地下水的导电性取决于所含电解质的数量与性质(即各种离子的含量与离子价),离子含量越多,离子价越高,则水的导电性越好。
二、地下水的主要化学成分1.主要离子及化合物地下水中分布最广、含量最多的离子是钠离子(Na +)、钾离子(K +)、镁离子(Mg 2+)、钙离子(Ca 2+)、氯离子(Cl -)、硫酸根离子(-24SO )、重碳酸根离子(-3HCO )六种,气体有二氧化碳(CO 2),化合物有氧化铁(Fe 2O 3)等。
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将补给潜水,形成地下径流。
—— 这是蓄满产流的理论基础。
毛管孔隙度与 土壤类型 砂土 砂壤土 壤土 粘土 重粘土 孔隙度 田间持水率 总孔隙度之比
0.30~0.40 0.40~0.45 0.45~0.50 0.50~0.55 0.55~0.60
0.12~0.20 0.17~0.30 0.24~0.35 0.35~0.45 0.45~0.55
第五章 土壤水?——为下渗做准备
蒸发 蒸散发
截留 蒸散发
洼蓄 降水
下渗
壤中流
地下水流
河道汇流
地表径流
深层地下水
t
流量历时曲线
第五章 土壤水
5.1 土壤的水理特性 5.2 土壤水分的作用力及土壤水分存在形式 5.3 土壤水的水力特性 5.4 土壤水运动的基本方程 5.5 土壤水的测量
重点和难点
1. 2.
0.35~0.50 0.40~0.65 0.50~0.70 0.65~0.80 0.75~0.85
田间持水量测量
测定方法 在一定面积的小区内,
土壤充分灌水使之排除土壤空气达到饱和后,
超过最大毛管悬着水量之后,
也就是毛细管网络恰好充满水后,
则后续下渗补给的土壤水分
不能被毛细管再吸持保留,
多余的水分就在重力的作用下,
向深层土壤渗漏——是蓄满产流的理论基础。
3.重力水
赋存在土壤非毛管孔隙中,
在重力作用下自由移动,可传递水压,驱动水分流动。
能被植物吸收,由于很快渗透到土壤下层, 不能为植物持续利用,是地下水的重要来源之一。
上凹形液面与下凸形液面, 依靠这两个弯曲液面的表面张力差, 而赋存在这个联通的毛细管的水分。
田间持水量(最大毛管悬着水量)
土壤充分饱水后, 在重力作用下 自然疏干而充分排水后,
依靠毛管力和分子吸附力
所保留的水分含量。 这部分水量是不会在重力作用下流走的最大含水量。
最大毛管悬着水量与产流
当土壤水含量
潜水位以下自由重力水
在毛管力作用下
上升进入土壤毛细网络的水分 若地下水位上升, 毛细上升水的高度会随之上升。 其水分来源于潜水面以下的含水层
毛管悬着水(有上凹形液面与下凸形液面)
与地下水无水力联系, 悬吊在土壤上层毛细孔隙网络内 。
当潜水与毛管上升水失去水力联系, 土壤剖面内上下联通,
而孔径不同的毛细管内会形成
5.2.3 土壤含水量(soil water content)指标
重量含水量: 土壤中水的质量与土颗粒总质量之比,可大于1.0
MW m 100% MS
体积含水量: 土壤中液态水所占的体积与土壤总体积之比,<1.0
VW v VT
饱和含水量: 土壤孔隙完全被水充满状态下的含水量,等于孔隙度
取决于土壤颗粒大小与土颗粒比表面积、
土壤胶粒及土颗粒吸附离子的种类。 土壤颗粒粒径愈小、 有机胶体与粘粒矿物愈多, 土壤颗粒对土壤水分的吸附力也愈强, 保持的水量也愈多。
3 内力——内聚力(cohesive force )
同类分子间具有的分子间引力称为内聚力。 水分子之间借氢键而相互吸引的力,30MPa 。 氧原子的电负性比氢原子的大,
毛细管内上升高度 h
2 2 cos h gR g r
7.3 10 N / m
2
0
2 7.3 1 0.15 mm 1 9.8 r r
5.2.2 土壤水分存在的形式
束缚水(结合水) 吸湿水(强结合水)
薄膜水(弱结合水)
毛细上升水 毛 管 水
sat n
Vf VT
土壤水分常数
最大吸湿水量 最大分子持水量 土壤水分常数
凋萎含水量
田间持水量 毛管断裂含水量
5.2.4 土壤水分常数
1.最大吸湿水量及其测定方法(完全不能为植物利用 ) 完全干燥的土壤从饱和水汽的空气中 吸收气态水的最大数量。这部分水量完全不能为植物利用
土壤质地与土壤吸湿水和最大吸湿量 砂 土 轻壤土 中壤土 粉砂质粘壤土 5~15 >15 15~30 30~50 25~40 50~60 60~80 80~100
项目 土壤颗粒 液态水 体积 质量
空气 孔隙度
土体
VS
MS
VWLeabharlann MWVA忽略Vf
VT
Mt
5.1.4 土壤物理常用指标-1
土壤比重: 土壤中固体物质重量与同体积水的重量比。
s
MS M同体积水
土壤容重: 自然条件下,单位土体体积的干土重量(g/cm3)。
MS b VT
5.1.4 土壤物理常用指标-2
土壤水理特性表示方法 土壤水分存在形式及对应的受力
3.
4.
土壤含水量和土壤水分常数
土水势的构成(基质势、溶质势、压力势、重力势)和 概念
5.
6. 7. 8. 9.
土壤水分特征曲线,了解土壤水分滞后
土壤水流连续方程 饱和土壤水运动方程 非饱和土壤水流的基本微分方程 非饱和土壤水分扩散方程(理查兹方程)
测定方法 利用滤纸除去超出最大分子持水量的其余水分, 剩下的土壤水分含量就是最大分子持水量。 或用高速离心机测得。
3.凋萎含水量
植物因缺水 而开始出现永久凋萎特征时的土壤含水量。
包括全部吸湿水和部分膜状水。
是作物生长和发育最低的水分极限
测定方法 — 盆栽幼苗法, 或用最大吸湿水量 除以0.68 求得近似值。
重力、毛细力的作用。
还受到渗透压力、粘滞力、大气压力的作用(忽略)。
5.2.1 进入土壤的水分受到的力
内 聚 力
内力
表面张力 分子吸附力 重 力 三种力导致毛细现象,产生毛细力 , 又称为粘附力、附着力
外力
渗透压力 粘滞力 大气压力
1 重力 土壤水分在地球重力场中受到的地球引力。 赋存在非毛细空隙(土壤大孔隙或通气孔隙) 中的水分主要受到重力的作用。
1.
土壤固相颗粒很少呈单粒存在,土壤矿物颗粒与有机
质颗粒相互作用,聚积形成大小不同、形状各异的团
聚体(aggregate)。
2.
这些团聚体的组合排列称为土壤结构,土壤结构是成
土过程的产物。
3.
不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构。
5.1.4 土壤物理常用指标 土壤比重、 土壤容重
土壤孔隙比、 孔隙度(率)
砾石 山区、河漫滩、冲积扇 孔隙大,跑水,难耕作 林果地 沙粒 冲积平原,沙、荒漠接 孔隙大、透水性强,养 农耕地 壤区 分少,保水保肥性差 粉粒 黄土类土壤含量高 粘粒 强风化区土壤 团聚胶结性差,保水保 耕性好 肥力较强,易遭趋势 养分高,团聚性强,保 耕性较 水保肥力强,通气性差,好 易板结
土壤团聚体—— soil aggregates
5.1.2 土壤的三相组成——液相 液相
存在于土壤固相物质构成的孔隙网络中, 由溶质与胶体组成的溶液和悬浊液构成。 毛管水
可分为
重力水
土壤颗粒所吸附的液态薄膜水
5.1.2 土壤的三相组成——气相——孔隙 气相 占据土壤中没有被液态水所占据的土壤空隙。
气相的体积随土壤含水量的变化
及土壤通气性而变化。
0.30~0.40 0.40~0.45 0.45~0.50 0.50~0.55 0.55~0.60
0.35~0.50 0.40~0.65 0.50~0.70 0.65~0.80 0.75~0.85
5.2 土壤水分的作用力及土壤水分存在形式
水分一旦进入土体孔隙网络中,就受到 土壤颗粒吸附力、 土壤空隙网络内水—气界面的表面张力、
水气界面处 水分子受力
导致液体表面有自动收缩的趋势。
4
土壤孔隙中
毛细力
水分和空气的界面为弯液面,
在这个弯液面下的毛管水
承受着一种张力,即毛细力。
土壤孔隙网络内的毛细现象(capillarity)
液面为何弯曲?
液柱为何上升或下降 ?
附加压强 ?
毛细管中液柱的高度如何求 ?
水分子之间的内聚力、 土颗粒与水分子之间的分子吸附力、 以及土壤孔隙内水—气界面的表面张力共同作用, 产生了毛细现象。
电子云偏向于氧原子,
氧原子端带部分负电荷, 氢原子端带部分正电荷;这样, 不同水分子的氢原子与氧原子
相互吸引排列,
在水分子间形成氢键,产生一定的内聚力。
3 内力——表面张力( surface tension )
作用于液体表面上,单位长度上的力,称为表面张力 液体表面附近水分子受到
垂直向内的表面张力,
2
分子吸附力( Adhesion force)
土壤颗粒表面附近的液态水受到土颗粒 分子吸附力:
静电场的作用而受到的力,即粘附力, 在水文学里称为分子吸附力。
粘 附 力:液体分子与固体分子之间的相互引力
称为粘附力 或附着力( Adhesion force) 。
2 分子吸附力大小
分子吸附力的大小及依靠这个力所保持的水量
毛管悬着水
重 力 水
1.束缚水(结合水)
依靠分子吸附力,吸附在土壤颗粒表面的一层水膜
吸湿水 紧靠土粒,吸引力达几千~上万个大气压, 不能自由移动,不溶解盐,
不能被植物吸收利用,对植物生长意义不大。
薄膜水 吸力6.25 ~ 31个大气压,性质介于自由水与吸 湿水之间,可溶解盐类,可传递静水压力。
移动速度一般为0.2~0.4mm/h,
成分 与大气成分接近
5.1.2 土壤中各相的体积与质量构成
项目 土壤颗粒 液态水 体积 质量
空气 孔隙度
土体
VS
MS
VW
MW
VA
忽略
Vf
VT
Mt
5.1.3 土壤颗粒大小
通常对2.0mm以下土壤颗粒分三级:粘粒、粉粒、砂粒