第4节土壤水分运动
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土壤中的水盐运移过程
土壤中的水盐运移过程
土壤中的水盐运移过程是指水分和溶解在其中的盐分在土壤内部的传输和迁移过程。
这个过程对于植物生长和土壤质量具有重要影响。
水分运移：
1. 入渗：降雨或灌溉水从土壤表面渗入土壤，填充孔隙和微细毛管中。
2. 渗透：水分沿着土壤颗粒间的空隙向下渗透，直至达到饱和带或遇到不透水层。
3. 下渗：当饱和带中的水量超过土壤孔隙的容纳能力时，多余的水分向下移动，形成地下水。
4. 上升：由于土壤毛细作用或根系吸力等因素，土壤中的水分可以向上升至根系处供给植物的需求。
盐分运移：
1. 离子扩散：溶解在水中的盐分通过土壤孔隙中的扩散作用向周围的土壤颗粒和水分扩散，使盐分浓度逐渐均匀。
2. 吸附：土壤颗粒表面带有负电荷，可以吸附正电荷的离子，如钠离子和钾离子，减少其在水中的浓度。
3. 根系吸收：植物根系通过渗透作用和离子交换等机制吸收土壤中的盐分，并将之输送至植物体内。
4. 蒸发结盐：当土壤中的水分蒸发时，水分中溶解的盐分会逐渐浓缩，最终形成结晶并沉积在土壤表面。
影响因素：
土壤中水盐运移过程受到多种因素的影响，包括土壤类型、土壤结构、降雨量、温度、植被覆盖等。
不同的土壤类型具有不同的渗透性和保水能力，对水分和盐分的运移有不同的影响。
土壤中的水盐运移过程是一个复杂的系统，涉及到水分的入渗、渗透、下升和上升，以及盐分的扩散、吸附、根系吸收和蒸发结盐等过程。
了解这些过程对于农业生产和土壤保育具有重要意义。
土壤水分类型及有效性(内容严选)
10
•***毛管水上升高度
•从地下水面到毛管上升谁所能达 到的相对高度，叫毛管水上升高 度。
• h水柱高度（cm)，d孔隙直径（mm）
行内借鉴
11
不同土壤质地毛管水上升高度
土壤质地 毛管水上升高度 土壤质地 毛管水上升高度
砂土
砂壤土， 轻壤土
0.5～1.0 1.5
中壤土， 1.2～2.0 重壤土
毛管悬着水达到最大值时的土壤含水 量称为田间持水量，通常作为灌溉水量定
额的最高指标。
在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛 管悬着水。
● 饱和含水量(saturated water content) 饱和含 水量是指土壤中孔隙都充满水时的含水量。以 干土质量或容积的百分量表示。
行内借鉴
17
（二）土壤水的有效性(availability) 土壤水的有效性是指土壤水能否被
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 饱和导水率的特点
• 质地 水通量与孔隙半径 ① 饱和率是常数
4次方呈正比。
② 是土壤导水率的MAX
•结构 土壤结皮对土壤饱和 ③ 主要取决于土壤的质地
导水率有显著的影响。
和结构。
•有机质含量。
沙质土 > 壤质土 > 粘
2、为什么说毛管水是土壤中最宝贵的水分？
3、分析土壤水分的有效性
4、研究土壤水有何重大意义?土壤水在土壤中有何 重要作用?
5、土水势与土壤水吸力有何异同点？
行内借鉴
56
行内借鉴
57
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。 最大有效水含量是凋萎系数至田间
(完整版)农田水利学
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。
土壤物理知识点总结图解
土壤物理知识点总结图解一、土壤颗粒性质1. 土壤颗粒组成土壤由砂、粉砂、壤土和粘土组成，颗粒大小依次减小。
2. 颗粒形态土壤颗粒的形态多种多样，有圆形、角形、片状等。
3. 颗粒结构土壤颗粒的结构有单粒结构、胶结结构、复合结构等。
二、土壤孔隙结构1. 孔隙分类土壤孔隙包括毛管孔隙、颗粒间隙和大孔隙。
2. 孔隙特征毛细管作用使土壤中的水分能上升，在土壤中形成一种特殊的溶液吸附现象，使土壤能保持一定量的水分。
3. 孔隙组成毛细管作用和颗粒结构使得土壤中有多样化的孔隙组成。
三、土壤水分运动1. 土壤中的水分形态土壤中的水分主要包括毛细吸附水、毛管水和重力水。
2. 水分运动过程水分在土壤中的运动主要有渗流、毛细吸附运动和重力排水等。
四、土壤气体运动1. 土壤中的气体土壤中的气体主要包括氧气、二氧化碳、氮气等，它们对土壤有着重要的影响。
2. 气体运动规律土壤中的气体运动与水分运动联系紧密，同时还受温度、湿度等因素的影响。
五、土壤热量传导1. 热量传导的方式土壤中的热量主要通过传导、对流和辐射传导等方式进行。
2. 土壤热力学性质土壤的热导率、热容量等热力学性质对热量传导具有重要的影响。
六、土壤质地与结构1. 土壤质地土壤质地主要指土壤中砂、粉砂和粘土的含量比例，它对土壤的肥力和透水性等具有重要影响。
2. 土壤结构土壤结构可分为状结构、团粒结构、板状结构等，不同的土壤结构对土壤的通透性、保水性等有重要影响。
七、土壤物理性质与植物生长1. 土壤物理性质对植物生长的影响土壤的通透性、保水性、含氧量等物理性质对植物生长有着直接的影响。
2. 土壤改良通过改良土壤的物理性质，可以提高土壤的肥力、改善土壤的透气性和透水性，促进植物生长。
通过以上内容的学习，对土壤物理知识有了更全面的认识。
在实际的土壤改良和农业生产过程中，对这些知识的理解和掌握将发挥重要作用。
同时，也希望通过图解和详细解释，能更好地帮助读者理解和应用这些知识。
土壤学课件第四章土壤水肥气热四大肥力因素
18
依靠毛细管的吸引力而被保持在土壤孔隙中的 水分，称毛管水。
毛管水的上升高度: h = 0.15 / r（cm）
一般只有砂土到细砂和粗粉质土才符合这个规律，而从中、 重壤土开始至粘土，反而是质地愈粘重，毛管水上升高度愈 低。这是因为极细孔隙中的水分为相当强的吸附力所影响， 粘滞度高，很难移动。
h 壤土
21
（三）重 力
当土壤含水量达到田间持水量后，若继续供水，则水分将在 重力作用下向下流动，或者湿润下面土层，或是流入地下水， 成为地下水的给源，这部分不被土壤所保持而在重力支配下向 下流动的水称重力水。
当土层内的孔隙全部被水充满时的含水量称饱和蓄水量或全蓄水量。
重力水也是植物有效水,但在饱和含水量时,一般旱作将 因氧气不足而不能生活,但对水稻来说,重力水是必需的。
（1）土壤有机氮的C/N比 （2）土壤含水量 （3）施肥
6
2、无机态氮的转化
NH3
挥发
硝化作用
NO3-
NH4+=NH3 +H+
无机胶体 表面的铵
粘土矿物固定
生物氮
层状硅酸盐矿 物层间NH4+
有机固相 结合态铵
（1）氨的挥发
（2）硝化作用
（3）反硝化作用 粘粒矿物晶格固定
（4）氮的固定
无机氮的生物固定
31
32
三、土壤含水量的表示方法和土壤水分测定
（一）土壤含水量的表示方法
⑴ 质量百分含量θm
水分重
= 烘干土重 ×100%
⑵ 容积百分含量θv
=
水的容积 土壤容积
×100 %=
θm ×容重
⑶ 土壤贮水量 Dw = θm × h h—土层厚度(mm)
依靠毛细管的吸引力而被保持在土壤孔隙中的 水分，称毛管水。
毛管水的上升高度: h = 0.15 / r（cm）
一般只有砂土到细砂和粗粉质土才符合这个规律，而从中、 重壤土开始至粘土，反而是质地愈粘重，毛管水上升高度愈 低。这是因为极细孔隙中的水分为相当强的吸附力所影响， 粘滞度高，很难移动。
h 壤土
21
（三）重 力
当土壤含水量达到田间持水量后，若继续供水，则水分将在 重力作用下向下流动，或者湿润下面土层，或是流入地下水， 成为地下水的给源，这部分不被土壤所保持而在重力支配下向 下流动的水称重力水。
当土层内的孔隙全部被水充满时的含水量称饱和蓄水量或全蓄水量。
重力水也是植物有效水,但在饱和含水量时,一般旱作将 因氧气不足而不能生活,但对水稻来说,重力水是必需的。
（1）土壤有机氮的C/N比 （2）土壤含水量 （3）施肥
6
2、无机态氮的转化
NH3
挥发
硝化作用
NO3-
NH4+=NH3 +H+
无机胶体 表面的铵
粘土矿物固定
生物氮
层状硅酸盐矿 物层间NH4+
有机固相 结合态铵
（1）氨的挥发
（2）硝化作用
（3）反硝化作用 粘粒矿物晶格固定
（4）氮的固定
无机氮的生物固定
31
32
三、土壤含水量的表示方法和土壤水分测定
（一）土壤含水量的表示方法
⑴ 质量百分含量θm
水分重
= 烘干土重 ×100%
⑵ 容积百分含量θv
=
水的容积 土壤容积
×100 %=
θm ×容重
⑶ 土壤贮水量 Dw = θm × h h—土层厚度(mm)
第四章 土壤水分的能态
第四节 土壤水能态测定方法
有多种方法， 有多种方法，如：张力计法、压力膜法、 张力计法、压力膜法、 冰点下降法、水气压法等。 冰点下降法、水气压法等。它们的适宜 范围不同。 范围不同。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。 最常测定的是基质势，仪器为张力计。
基质势的测定 （1）张力计法。 张力计法。 主要原理是将充满水的带有陶土滤杯 孔径在1.0 1.5um的细孔 1.0— 的细孔） （孔径在1.0—1.5um的细孔）的金属 管埋入土中， 管埋入土中，水可通过细孔与土壤水 接触，水分由细孔进入土壤。 接触，水分由细孔进入土壤。 金属管上端连接金属表， 金属管上端连接金属表，水分由瓷杯细 孔进入土壤后，管内形成负压， 孔进入土壤后，管内形成负压，真空 压力计上的负压读数即代表管外土壤 水吸力。 水吸力。来自（六）土壤水能态的定量表示
单位容积土壤水的势能值用压力表示， 单位容积土壤水的势能值用压力表示， 标准单位帕(Pa)，或千帕（KPa），兆 ），兆 标准单位帕 ，或千帕（ ）， ），习惯上也曾用巴 帕（MPa），习惯上也曾用巴（bar） ），习惯上也曾用巴（ ） 和大气压（ 和大气压（atm）表示。 ）表示。 单位重量的土壤水的势能值用相当于一 定压力的水柱高厘米数表示。 定压力的水柱高厘米数表示。
土壤-植物 大气系统 土壤 植物-大气系统 植物 土壤水分有效性是一个与大气条件紧密 相连的问题，应该从土壤-植物 植物-大气这 相连的问题，应该从土壤 植物 大气这 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 个动态系统来阐明土壤水分的有效性。 只要根系吸收水分的速率能平衡蒸腾损 耗水分的速率，植物就能正常生长， 耗水分的速率，植物就能正常生长，土 壤水分就是有效的。 壤水分就是有效的。 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率，植物 一旦根系吸水速率低于蒸腾速率， 就失水，并且迅速凋萎。 就失水，并且迅速凋萎。此时土壤水分 就是无效的。 就是无效的。
种植基础第二章第四节土壤肥力因素
毛
管
上
土粒
升 水
地下水位
4.重力水
土壤中所有毛管孔隙充满水后，再有多余的 水分不能被毛管孔隙所保持，而受重力作用沿大 孔隙向下移动，这种水叫重力水。
当土壤中所有孔隙充满水时的土壤的含水量叫 饱和含水量。
（二）土壤水分的有效性
土壤吸湿系数、萎蔫系数、田间持 水量、饱和含水量等对某一土壤来说， 其数值是固定的或变化极小，称之为土 壤水分常数。
（一）、土壤空气的特点
土壤空气与大气组成的比较（容积%）
气体
O2
CO2
N2
其他
气体
近地面 20.96 0.03 79.01 0.95 的大气
土 壤 20.03 0.15-
79
1
空气
0.65
土壤空气和大气组成的差异
1．土壤空气中的CO2含量高于大气 2．土壤空气中的O2含量低于大气 3．土壤空气中的水汽含量一般高于大气 4．土壤空气中含有较高量的还原性气体（CH4等）
Cv Cvm Vm Cvo Vo Cvw Vw Cva Va
矿 物 质
土壤组成
有 机 质
水 分
空 气
表2-7土壤各组分的热容量
土壤空气 土壤水分 砂粒和黏粒 有机质
质量热容量
1.0048
容积热量、热容量 0.0013
4.1868 4.1868
0.75-0.96 2.01 2.05-2.43 2.51
• 农业生产中常用中耕松土、灌水和排水等 措施来调节土壤的通气性。
灌溉
排水
三、土壤热量
土壤热量对作物的生长发育及微生物的活动 都有直接影响，它还影响土壤水、气和养 分状况，因此，土壤热量也是重要的肥力 因素
河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗456
第四节 下渗的物理过程
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
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
农田水分状况和土壤水分运动
由于土壤的基质吸力（即弯月面力和吸附力） 对水份的吸持而引起的水份势值的降低，成为 基质势。 一般以纯自由水的水势为零作为参比标准，所 以基质势是负值。 含水量越高，基质势的绝对值越低。 当土壤水分处于饱和状态时，基质势趋于零。 因此，基质势对非饱和土壤的水势运动和保持 有极其重要的作用。
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
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
土壤水分类型及有效性
弱有效水分，又称为松束缚水分。
膜状 水
土粒
膜 状 水 示 意 图
膜状水
3、毛管水(capillary water) 毛管水是靠土壤 中毛管孔隙所产生的毛管引力所保持的 水分，称为毛管水。毛管水是土壤中最 宝贵的水分。
毛管水又可以分为两种类型。
● 毛管悬着水(capillary supporting water) 土体中与地 下水位无联系的毛管水称 毛管悬着水。
饱和导水率的特点
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
二、土壤非饱和流***
（unsaturted soil water flaw)
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：
● 土壤质地 土壤质地的影响主要是由土壤的 表面积和孔隙系统的性质引起的。
● 土壤结构 团聚体土壤孔隙度大，含水量高， 持水孔隙发达，故有效水分含量高。如团聚体发 育好的东北黑土。
● 有机质含量 有机质本身的持水量很大，更 能促进良好土壤结构的形成，所以多施有机质， 可以扩大有效水范围。
土壤质地对有效水范围的影响
d q K ( m ) dx
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
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，而非包和条件下则用微 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。
膜状 水
土粒
膜 状 水 示 意 图
膜状水
3、毛管水(capillary water) 毛管水是靠土壤 中毛管孔隙所产生的毛管引力所保持的 水分，称为毛管水。毛管水是土壤中最 宝贵的水分。
毛管水又可以分为两种类型。
● 毛管悬着水(capillary supporting water) 土体中与地 下水位无联系的毛管水称 毛管悬着水。
饱和导水率的特点
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
二、土壤非饱和流***
（unsaturted soil water flaw)
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：
● 土壤质地 土壤质地的影响主要是由土壤的 表面积和孔隙系统的性质引起的。
● 土壤结构 团聚体土壤孔隙度大，含水量高， 持水孔隙发达，故有效水分含量高。如团聚体发 育好的东北黑土。
● 有机质含量 有机质本身的持水量很大，更 能促进良好土壤结构的形成，所以多施有机质， 可以扩大有效水范围。
土壤质地对有效水范围的影响
d q K ( m ) dx
非饱和流导水率
(unsaturated hydrolic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
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，而非包和条件下则用微 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。
土壤水分
等温地无限少量从标准大气压下规定水平的
水池移至土壤中某一点，所作的有用功。
土水势包括基质势、压力势、溶质势、
重力势等分势。
（1）基质势： ψm （-）
基质势是由于土壤基质的表面吸附力和孔隙的毛管力 对水分的能量状态的影响所产生水分自由能的变化。 （2）压力势： ψp （+） 压力势指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生 的土水势的变化。
3.毛管水
由土壤毛管力所保持在土壤毛管孔隙中的水分叫 毛管水，包括毛管悬着水和毛管上升水。 毛管水特点：所受的毛管吸力为6.25～0.3（0.1） 个大气压。
水 沿 着 毛 管 上 升
毛管水在自然界有两种情况：
（1）毛管悬着水：
当地下水位很深时，将由地表进入土壤的水分依
靠毛管力的作用保留在土壤上层的毛管孔隙中的水分
就可能受到水分胁迫。
（四）土壤水层厚度 土壤水层厚度是指一定面积和土层厚度内土壤中所 含水量，相当于此面积下水层的厚度，用mm 表示。
（五）土壤墒情
是农民用于反映土壤含水量的方法； 习惯上分为：干土（水分含量在萎蔫系数之下
田间持水量的30%以下）
灰墒（田间持水量的30% -45%） 黄墒（田间持水量的45%~70%） 黑墒（田间持水量的70%以上） 汪水（水分含量在田间持水量之上）
1.灌溉：灌水定额、灌水次数、灌水方法 、灌溉水的质量 2.耕作保墒：深耕松土（提高水分入渗） 耙耱保墒 中耕（松土）保墒 镇压提墒 休闲蓄墒 3.覆盖保墒：薄膜覆盖、秸秆覆盖（残茬覆盖）、砂石覆盖
4.化学保水：保墒剂、蒸腾抑制剂、石油乳化剂
5.生物节水：抗旱育种、抗旱栽培、蹲苗 6.排水：明沟排水、暗沟（管）排水、生物排水
重力水特点：所受的吸力为0.1（0.3）～0bar。
土壤水分的类型与性质
当供水强度小于或等于土壤的入渗 能力时，可全部入渗。
➢ 土壤的入渗能力与土壤质地、结构、 和松紧孔隙状况等有关。
➢ 土壤的透水性过强易漏水肥，过弱则 易渍水内涝，通气不良。
➢ 一般高产水稻田的日渗水量以5～ 10mm为宜。
h
20
五、土壤水分的调节
▪ 灌溉排水 ▪ 中耕保墒 ▪ 改土培肥 ▪ 节水农业
（二）毛管水动动
▪ 毛管水的移动法则
移动的方向虽从毛管粗、
水分多处，向毛管细，
水分少处，从质地粗向
质地细的土层中移动。
移动的速度取决于毛
管力梯度，两点间毛
管力梯度大，移动速度越快。
移动的距离（上升高度）与毛管半径成反比。
▪ 砂质土毛管水移动速度快，但距离短，粘质土的小孔隙多，吸
水膨胀，增大了磨擦阻力，移动的速度慢，距离也短。
h
15
土壤水分的运动方式和特点
▪ 扩散控制阶段
➢ 当水分进一步减少到地面 出现干土层后，土体内部 的水分不能向上传导，只 能在下部汽化，穿过孔隙 进入大气。水分损失量主 要取决于土壤孔隙的大小 和多少，通过镇压，既能 减少土壤孔隙量，又可使 土体紧实，毛管接通，起 到保墒和提墒的作用。
h
16
毛管水动动
h
13
汽态水运动之大气蒸发力控制阶段
▪ 大气蒸发力控制阶段
➢ 开始于降水或灌溉之后，由 于土壤中水分充足，水分的 损失量主要取决于大气的蒸 发能力，即与空气湿度、温 度及风速等有关。
➢ 特点是单位时间蒸发损失掉 水分的数量不变。失水快， 失水量多，持续时间短，应 及时用中耕或覆盖的方法进 行保墒。
➢ 受土粒吸引力较大，约 为31×105～6.25×105Pa。 溶解养分的能力差，移 动速度缓慢，部分有效。
第四章土壤水
二、土壤墒情 1．墒情的种类 黑墒：土壤含水量在田间持水量以上。 褐墒：土壤含水量为田间持水量75%以上。 黄墒：土壤含水量为田间持水量的50%~75%。 潮干土：土壤含水量在田间持水量的50%以下。 干土：土壤含水量在萎蔫系数以下。 2. 墒情的判断 ①墒情在空间上的层次性：表墒；底墒；深墒。 ②墒情在时间上的季节性：与气候的季节性以及作物 的生长发育季节密切相关。
二、土壤水分状况 土壤水分状况通常是指周年中土壤剖面上下土层的含水量 或土水势的情况及变化（也称为墒情）。 我国北方在周年内土壤水分状况可分为四个时期： 1. 土壤湿度相对稳定期 2. 春夏之交土壤失水期 3. 夏季土壤水分聚集期 4. 晚秋至冬初的土壤失水期 三、土壤水分状况调节 1. 科学合理地灌水 2. 搞好农田基本建设和流域综合治理 3. 采用合理的农艺措施，进行耕作保墒 4. 地面覆盖技术 5. 化学保墒增温剂的应用 6. 排水
三、土壤水分的有效性 土壤水分的有效性：是指水分被植物利用的程度。 有效水：可被植物吸收利用的那一部分水分称有效水。 无效水：另一部分不能被植物吸收利用的水称为无效水 土壤水分常数（吸湿系数、凋萎系数、最大分子持水量 田间持水量、毛管持水量、饱和持水量等都是土壤水分 常数，这些常数对于作物的生长有一定意义） 土壤有效水的范围（%）=田间持水量（%）-凋萎系数（%） 速效水：田间持水量至毛管断裂含水量。 迟效水：毛管断裂含水量至凋萎系数。 土壤中各种类型水分有效性如图所示。
二、土壤水分的能量概念
土水势：土壤在各种力（吸附力、毛管力、重 力和静水压力等）的作用下，势（或自由能）的 变化（主要是降低），称为土水势。 用土水势研究土壤水有许多优点：可以作为判 断各种 土壤水分能态的统一标准和尺度；水势 的数值可以在土壤—植物—大气之间统一使用， 把土水势、根水势、叶水势等统一比较，判断它 们之间的水流方向，速度和土壤水的有效性；对 土壤水势的研究还能提供一些更为精确的测定手 段。
第四章土壤水空气热量
凋 萎 系 数
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
毛 管 持 水 量
饱 和 持 水 量
吸湿水 膜状水
毛管悬着水 毛管上升水
重力水
无效水
有效水
多余水 （旱地）
图3-4 土壤保持水分能量、水分常数与水分有效性的关系
表3-3 土壤质地与有效水最大含量的关系
土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
密度1.2-2.4，冰点是-78 ℃ ，105℃可烘出来。
影响因素：质地、气温、相对湿度。
对植物无效！
土粒
土粒
吸湿水层 膜状水层
吸湿水示意图
土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。
土壤 质地
紫色土 粘土
黄壤 重壤 4.11
潮土 中壤 2.52
砂土 砂土 0.8
吸湿系数 7.53 （%）
有 吸 风干土 湿无 水 烘干土
毛管水的类型
1）悬着毛管水（capillary suspending water） ：在地
形部位高，地下水位深的地方，降雨或灌水后，借毛管力保持 的水分，与地下水无直接联系，同下面的干土层有明显的湿润 线分界，好象悬着在上层土壤毛管孔隙中的水。 *田间持水量（field water capacity） ：土壤毛管悬着水达 到最多时土壤含水量。 *毛管断裂含水量（capillary disrupting moisture） 当土壤含水量降低到一定程度时，较粗毛管中悬着水的连续状 态出现断裂，蒸发速率明显降低，此时土壤含水量称为毛管断 裂含水量。大约相当于该土壤田间持水量的75％左右。
膜状水示意图
根毛土粒土粒土粒rd D土粒
膜状水移动示意图
土壤的基本组成
共同特征：构造上具有定向排列，致密坚硬，片状组织，不
易风化
四：岩石的风化与土壤母质的形成
（一）岩石的风化作用：
岩石的风化作用：地壳表面坚硬而巨大的岩石，在外界因素的 作用下逐渐发生崩解破碎和分解作用，岩石由大块→小块→细 粒，同时岩石的矿物组成和化学组成发生改变的过程。
1.物理风化
岩石在物理因素的作用下发生疏松、崩解等机械破坏过程， 只造成岩石结构、构造等物理形状的改变，一般不引起化学成 分的变化的过程称为物理风化。
磷灰石 Ca5（PO4）3·（F，Cl）
磷灰石呈致密块状、 土状等。灰白、黄绿、 黄褐等色，，硬度5.0。 在矿物上加钼酸铵， 再加一滴硝酸即有黄 色沉淀生成，这是鉴 别磷灰石的主要方法。 磷灰石以次要矿物存 在于岩浆岩和变质岩 中。 较难风化，风化产物 是土壤磷养分的重要 来源。
石膏 CaSO4·2H2O8
生物风化的结果：一方面加速岩石的风化，更重要的能使风化产 物中的植物营养元素能在母质表层累积和集中，同时累积了OM， 发展了肥力，所以生物参与风化作用，也就意味着成土作用的开 始。
五：母质特性的发育
岩石风化产生了母质，母质与岩石相比产生了一些新的特性 ：
a：物理风化：使岩石由大块→小块→碎屑，由致密坚硬态→疏 松态，这种物理状态的改变，使母质产生了通气、透水性，为进 一步风化创造条件。 b：化学风化：产生了许多细微的粘粒，粘粒之间有毛管孔隙，产 生了保蓄水分的能力，即蓄水性。同时粘粒的产生，增加了颗粒 的表面积，产生了一些胶体性能，比如：吸附性能，可以保存风 化释放的可溶性养分，为肥力的发展创造条件。另外化学风化释 放出一些可溶性盐基物质，这是植物矿质养分的最初来源。
b：某些植物生长的必需营养元素：比如：Mn、Zn、 Cu、B、Mo等不仅含量少，而且都以难溶性的化合物封闭 在坚硬的岩石中，处于极分散的状态，植物难于吸收利 用。
易风化
四：岩石的风化与土壤母质的形成
（一）岩石的风化作用：
岩石的风化作用：地壳表面坚硬而巨大的岩石，在外界因素的 作用下逐渐发生崩解破碎和分解作用，岩石由大块→小块→细 粒，同时岩石的矿物组成和化学组成发生改变的过程。
1.物理风化
岩石在物理因素的作用下发生疏松、崩解等机械破坏过程， 只造成岩石结构、构造等物理形状的改变，一般不引起化学成 分的变化的过程称为物理风化。
磷灰石 Ca5（PO4）3·（F，Cl）
磷灰石呈致密块状、 土状等。灰白、黄绿、 黄褐等色，，硬度5.0。 在矿物上加钼酸铵， 再加一滴硝酸即有黄 色沉淀生成，这是鉴 别磷灰石的主要方法。 磷灰石以次要矿物存 在于岩浆岩和变质岩 中。 较难风化，风化产物 是土壤磷养分的重要 来源。
石膏 CaSO4·2H2O8
生物风化的结果：一方面加速岩石的风化，更重要的能使风化产 物中的植物营养元素能在母质表层累积和集中，同时累积了OM， 发展了肥力，所以生物参与风化作用，也就意味着成土作用的开 始。
五：母质特性的发育
岩石风化产生了母质，母质与岩石相比产生了一些新的特性 ：
a：物理风化：使岩石由大块→小块→碎屑，由致密坚硬态→疏 松态，这种物理状态的改变，使母质产生了通气、透水性，为进 一步风化创造条件。 b：化学风化：产生了许多细微的粘粒，粘粒之间有毛管孔隙，产 生了保蓄水分的能力，即蓄水性。同时粘粒的产生，增加了颗粒 的表面积，产生了一些胶体性能，比如：吸附性能，可以保存风 化释放的可溶性养分，为肥力的发展创造条件。另外化学风化释 放出一些可溶性盐基物质，这是植物矿质养分的最初来源。
b：某些植物生长的必需营养元素：比如：Mn、Zn、 Cu、B、Mo等不仅含量少，而且都以难溶性的化合物封闭 在坚硬的岩石中，处于极分散的状态，植物难于吸收利 用。
第四章 水分
二、水汽凝结物
1.地表和地物上的水汽凝结物
（1）露（dew）与霜（frost） 近地面空气中的水汽，直接在地表面或地物表面上凝结或凝华 形成的水滴或冰晶。 夜晚或清晨，由于地面、地物表面的辐射冷却而降温，当其温度降到
露点温度以下时，与辐射面接触的水汽在其表面上产生凝结。
如果凝结时的露点温度高于0℃，水汽凝结为露；如果露点温度低于0℃， 则水汽凝结为霜。
云的外形特征千变万化，按云底距地面的高度把云分为 低、中、高三种，各种云又按外形特征、结构和成因划分11类。
低云-1 (淡积云)
向上发展浓厚云 块，顶突起，低 平，边界分明
低云-2 (浓积云)
低云-3 （积雨云）
浓厚高耸象山、塔、花 椰菜状，有强降雨或雪、 间有雹。
低云-4 （雨层云）
低而漫无定 形的降水云 层。
低云-5 （层积云）
云缝漏青 天
低云-6 （层云）
低而均匀，像雾幕状
中云-1 （高层云）
日，月轮廓不 清晰
中云-2 （高积云）
薄云块、扁球形 排列成群、成行 或成波浪状
高云-1 （卷云）
纤维状，絮状，钩 状丝缕状，羽毛状， 常分离散处，带有 柔丝光泽。
高云-2 （卷层云）
薄如丝绢般云幕， 似乱发，日月轮 廓分明，常有晕。
第二节 蒸发与蒸腾 一、蒸发
蒸发是指水分子从液态或固态水的自由面逸出而成为汽态的过程或现象。 单位时间内单位面积上蒸发的水量称为蒸发速率，单位：gcm-2s-1。 水面蒸发、土壤蒸发
1. 水面蒸发
影响水面蒸发的因子： （1）水源 水源是蒸发的根源。 水面、雪面、冰面、潮湿土壤和植被是蒸发的基本条件。 （2）热源 蒸发速度取决于热量供给。 （3）饱和差 蒸发速度与饱和差成正比，饱和差越大 蒸发速度越快。 （4）风速与湍流扩散
《土壤学》第四章 土壤水分、空气与热量状况
（四）水层厚度（水深）mm ＝土层厚度×水容％
（五）土壤水贮量（方/亩或吨/亩）
＝2/3 ×水层厚度
(六)墒情：干墒、黄墒、灰墒、黑墒 干、 润、 潮、 湿
三、土壤水分含量的测定 • （一）烘干法：常用
1、经典烘干法 ：恒温箱105－110 ºC烘干称重计算
2、快速烘干法 ：红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃 烧法、电炉法等。
（三）土壤空气对植物抗病性的影响 通气不良产生还原性气体H2S、CH4、
H2、NO等会严重危害作物生长，CO2 过多致使土壤酸度增高，致使霉菌发育， 植株生病
氧扩散率（ODR与不同植物状况之间关系）
植物
茎叶菜 莴苣 菜豆 甜菜 草莓 棉花 柑橘
土壤类型
壤土 粉砂壤土
壤土 壤土 砂壤土 粘壤土 砂壤土
一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响； 二是受土壤含水率的大小和分布的影响
土面蒸发过程区分为三个阶段： 1、大气蒸发控制阶段 2、土壤导水快慢控制阶段
在土壤不是很湿能进入田间时，应及时锄地松土， 减少水分蒸发。 3、水汽扩散阶段
一般情况下，只要土表有1～2mm干土层就能显著降 低蒸发强度。
田间土壤水分收支示意图
总水势（Ψt） Ψt＝Ψm＋Ψp＋Ψs＋Ψg
（二）土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况 下所处的能态，简称吸力。
与土水势的意义一致，但只是 基质吸力和溶质吸力的和。
（三）土水势的测定
• 主要有张力计法（测定基质势最 常用）
• 压力膜法 • 冰点下降法 • 水气压法等
张力计法
压力膜法
冰点下降法
中耕
3. 合理灌溉排水，及时增减土壤水分。
变漫灌、畦灌、沟灌等地面灌溉方式为波涌灌、膜 下灌等改良的灌溉方式，有条件的可采用较为先进 的滴灌、喷灌和渗灌
（五）土壤水贮量（方/亩或吨/亩）
＝2/3 ×水层厚度
(六)墒情：干墒、黄墒、灰墒、黑墒 干、 润、 潮、 湿
三、土壤水分含量的测定 • （一）烘干法：常用
1、经典烘干法 ：恒温箱105－110 ºC烘干称重计算
2、快速烘干法 ：红外线烘干法、微波炉烘干法、酒精燃 烧法、电炉法等。
（三）土壤空气对植物抗病性的影响 通气不良产生还原性气体H2S、CH4、
H2、NO等会严重危害作物生长，CO2 过多致使土壤酸度增高，致使霉菌发育， 植株生病
氧扩散率（ODR与不同植物状况之间关系）
植物
茎叶菜 莴苣 菜豆 甜菜 草莓 棉花 柑橘
土壤类型
壤土 粉砂壤土
壤土 壤土 砂壤土 粘壤土 砂壤土
一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响； 二是受土壤含水率的大小和分布的影响
土面蒸发过程区分为三个阶段： 1、大气蒸发控制阶段 2、土壤导水快慢控制阶段
在土壤不是很湿能进入田间时，应及时锄地松土， 减少水分蒸发。 3、水汽扩散阶段
一般情况下，只要土表有1～2mm干土层就能显著降 低蒸发强度。
田间土壤水分收支示意图
总水势（Ψt） Ψt＝Ψm＋Ψp＋Ψs＋Ψg
（二）土壤水吸力
指土壤水在承受一定吸力的情况 下所处的能态，简称吸力。
与土水势的意义一致，但只是 基质吸力和溶质吸力的和。
（三）土水势的测定
• 主要有张力计法（测定基质势最 常用）
• 压力膜法 • 冰点下降法 • 水气压法等
张力计法
压力膜法
冰点下降法
中耕
3. 合理灌溉排水，及时增减土壤水分。
变漫灌、畦灌、沟灌等地面灌溉方式为波涌灌、膜 下灌等改良的灌溉方式，有条件的可采用较为先进 的滴灌、喷灌和渗灌
土壤水分的类型与性质_OK
Thursday, July 22, 2021
15
土壤水分的运动方式和特点
▪ 扩散控制阶段
➢ 当水分进一步减少到地面 出现干土层后，土体内部 的水分不能向上传导，只 能在下部汽化，穿过孔隙 进入大气。水分损失量主 要取决于土壤孔隙的大小 和多少，通过镇压，既能 减少土壤孔隙量，又可使 土体紧实，毛管接通，起 到保墒和提墒的作用。
19
重力水动运
（三）重力水的运动
➢ 土壤水分达到饱和状态时，多余的水 分就会在重力支配下沿大孔隙向下渗 漏。透水性强弱主要取决于供水强度 和土壤入渗能力的相对大小。
当供水强度大于土壤入渗能力时， 地面产生径流；
当供水强度小于或等于、结构、 和松紧孔隙状况等有关。
第一节 土 壤 水 分
土壤水分的类弄和性质 土壤水分常数及其有效性 土壤含水量及其表示方法 土壤水分的动动 土壤水分的保畜和调节
Thursday, July 22, 2021
土壤中的水分主要来自 于降水、灌溉和地下水的补充。 “有收无收在于水”，任何作 物在其生长发育期间，都要求 土壤持续不断地供给一定数量 的水分，以满足生命活动的需 要。
T水hur膨sday胀, July，22,增202大1 了磨擦阻力，移动的速度慢，距离也短。
17
毛管水上升高度
▪
Thursday, July 22, 2021
毛管力的大小与水的表面张力 成正比，与水的弯月面曲率半 径成反比：
P=2a/R 当毛管水高度为H时,水柱的重 力为Hdg,与毛管力相等，即：
➢ 速度慢，往往供不应求。
Thursday, July 22, 2021
3
土壤水分的类型与性质
3.毛管水
➢ 存在于土壤毛管孔隙中， 由毛管力所保持的水分。
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非饱和导水率的测定
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
连续方程
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
Rechards 方程
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
土壤蒸发阶段性
根据土壤蒸发速率的大小和控制因素不同，土壤蒸发可分为 三个阶段：大气蒸发力控制阶段；土壤导水率控制阶段；水汽扩 散控制阶段。
蒸发三阶段示意图
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
蒸发速率与时间关系 1、2、3、4表示起始蒸发速率降低次序
蒸发条件下水分运动定解问题
（1）初始条件 土壤剖面含水量均匀分布， 土壤含水量非均匀分布。
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
入渗率随时间的变化
土壤入渗过程
& 土壤入渗过程三阶段：
渗润阶段 渗漏阶段 渗透阶段
& 土壤水分剖面四个区：
饱和区 过渡区 传导区 湿润区
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
4.2 非饱和土壤中的水流 白金汉—达西定律（Edgar Buckingham, 1907）
假设： （1）土壤是非膨胀、等温的，且不含任何溶质成分，气体
压力势为零。 （2）土水势由基质势和重力势组成。 （3）非饱和土壤导水率是土壤含水量或基质吸力的函数。
© Anhui University of Science & Technology | 2009 | CHEN Xiaoyang
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
土壤水分运动的定解条件
（1）初始条件
（2）边界条件 第一类边界条件（浓度型）： 第二类边界条件（通量型）： 第三类边界条件（混合型）：
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4.3 土壤水分入渗和再分配
入渗是在灌溉或降雨条件下，水分通过土壤表面垂直或水平进入土 壤的过程。土壤入渗受到供水强度和土壤入渗能力的影响。土壤入渗 能力重用土壤入渗率 i 和累积入渗量 I 来表示。
入渗率是指单位时间、单位面积土壤表面入渗的水量，常用单位 mm/s，或cm/d。而累积入渗量是指一定时段内通过单位土壤表面入 渗的累积水量，或者是在一定时段内，单位面积土壤入渗的总水量， 常用水深来表示，单位为cm或mm。
饱和导水率的测定——定水头法
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
饱和导水率的测定——变水头法
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
© Anhui University of Science & Technology | 2009 | CHEN Xiaoyang
土壤水分再分布
当供水（降雨或灌溉）结束 后，地表积水逐渐消失，土壤入 渗过程即告结束。但在土壤剖面 仍存在水势梯度，土壤水分在水 势梯度的作用下，仍继续移动和 重新分配，直至土壤剖面不存在 水势梯度。当地下水埋藏较浅或 者研究剖面全部饱和时，土壤水 在水势梯度作用下向下运动，排 入地下水或者排出研究土体，称 这种土壤水分再分布过程为内排 水。如果地下水位埋藏较深或者 入渗后土壤不是全饱和，土壤水 在水势梯度作用下的重新分布过 程，称为土壤水再分布。
入渗土壤水分剖面
土壤入渗过程影响因素
& 土壤初始含水量 & 土壤质地 & 供水强度 & 供水水质 & 供水方式 & 雨滴击溅 & 温度场
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | C
（1）Horton 入渗模型，1940 （2）Philip 两项入渗模型，1957 （3）Green-Ampt 入渗模型，1911
第4章 土壤水分运动
主要内容： ※ 饱和土壤中的水流 ※ 非饱和土壤中的水流 ※ 土壤水分入渗与再分布 ※ 土壤水蒸发 ※ 土壤水分运动模拟
重、难点： ※ Darcy’s Law；Richards方程；土壤水分入渗模
型；土壤蒸发；土壤水分运动模拟
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
4.1 饱和土壤中的水流 毛细管中的水流
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
Darcy’s Law
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
© Anhui University of Science & Technology | 2011 | CHEN Xiaoyang
图中表示灌溉后0、1、 4、14天的水分剖面
4.4 土壤蒸发
土壤水经过土壤表面以水蒸气形式扩散到大气中的过程为土 壤蒸发。
蒸发过程能维持下去，必须具备三个条件： （1）必须有不断的热能补给，以满足水分汽化热的需要； （2）蒸发面和大气之间必须存在水汽压梯度； （3）蒸发面必须不断地得到水分补充。 前两个条件由气象因素决定，包括太阳辐射、气温、空气湿 度和风速等。第三个条件由土壤导水性质决定。