土壤水动力学SWD5土壤溶质运移..共29页
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土壤水动力学
弯曲度不能直接测量，它可以通过图像分析或流动和溶质运输建模
来计算。在这项研究中，通过两种方法从流体速度场计算出曲折值。
在第一种方法中
其中u是局部流速的平均值，而uj是平均流动方向上的速度的j分
量，其可以在x，y或z方向上。 这种方法基于一个简单的模型，
其中假定多孔介质等效于一组平行通道。
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±1）; 当i = 7 ... 10时，i被定义为
（±1，±1，0）; 当i = 11 ... 14时，
i被定义为（0，±1，±1）; 当对i
= 15 ... 18时，i被定义为（±1，0，
±1）。如左图
格子Boltzmann方法中的d3Q19晶格结构
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04 图像处理和数值建模
采用D3Q19 LB模型（三维空间中的19个速度
正粘质土壤团聚体图像然后将其用作三维孔隙几何形状来
进行LB模拟。最后，根据LB模拟结果评估土壤样品的宏
观水力特性。
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研究方法与材料
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03 方法和材料
样本1
样本2
样本3
样本4
Vertisol （ 黑 土 ， 中 国 北 方 的 江 苏 省 （ 34°17'39.4˝N ，
度都显着下降。x，y和z方向的平均弯曲度值减少了20％至30％，这与渗透率的增
加相吻合。上图显示了基于速度场的第一种方法计算出的曲折的尺度依赖性。一般
来说，曲折的尺度依赖性与渗透性的一致。在不同尺度上，较大的弯曲度对应较小
的渗透率。总体而言，生物炭修正大大减少了不同规模的曲折。
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结
像素（避免边缘效应）
选择合适的阈值将图
来计算。在这项研究中，通过两种方法从流体速度场计算出曲折值。
在第一种方法中
其中u是局部流速的平均值，而uj是平均流动方向上的速度的j分
量，其可以在x，y或z方向上。 这种方法基于一个简单的模型，
其中假定多孔介质等效于一组平行通道。
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±1）; 当i = 7 ... 10时，i被定义为
（±1，±1，0）; 当i = 11 ... 14时，
i被定义为（0，±1，±1）; 当对i
= 15 ... 18时，i被定义为（±1，0，
±1）。如左图
格子Boltzmann方法中的d3Q19晶格结构
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04 图像处理和数值建模
采用D3Q19 LB模型（三维空间中的19个速度
正粘质土壤团聚体图像然后将其用作三维孔隙几何形状来
进行LB模拟。最后，根据LB模拟结果评估土壤样品的宏
观水力特性。
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研究方法与材料
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03 方法和材料
样本1
样本2
样本3
样本4
Vertisol （ 黑 土 ， 中 国 北 方 的 江 苏 省 （ 34°17'39.4˝N ，
度都显着下降。x，y和z方向的平均弯曲度值减少了20％至30％，这与渗透率的增
加相吻合。上图显示了基于速度场的第一种方法计算出的曲折的尺度依赖性。一般
来说，曲折的尺度依赖性与渗透性的一致。在不同尺度上，较大的弯曲度对应较小
的渗透率。总体而言，生物炭修正大大减少了不同规模的曲折。
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结
像素（避免边缘效应）
选择合适的阈值将图
土壤水与溶质的运移
土壤水与溶质的运移Contents5.0 Introduction5.1 Classifying and determining of soil water土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定5.2 Energy status of soil water土壤水的能态5.3 Soil water movement土壤水的运动5.4 Solute transportation in soils土壤中的溶质运移Soil water土壤水是土壤的最重要组成部分之一；在土壤形成过程中起着极其重要的作用，在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程：矿物质风化、有机化合物的合成和分解等；作物吸水的最主要来源；自然界水循环的重要环节；非纯水，而是稀薄的溶液，溶有各种溶质，还有胶体颗粒悬浮或分散其中。
Principal sources of soil water●Precipitation——Rain, snow, hail(雹）; fog, mist(霜)●Ground water——lateral movement from upslope, upward movement from the underlying rock strata.precipitation Surface devoid of vegetationReachdirectly Vegetated surfaceinterceptedcanopyCanopy throughfall andstemflow atmosphereevaporation infiltration Run offSoil waterDrainage and lostEvapotraspirationThe composition of soil waterSoil water contains a number of dissolved solid and gaseous constituents,many of which exist in mobile ionic form,and a variety of suspended solid components.Base cations(Ca2+, Mg2+, K+, Na+, NH4+)PrecipitationMineral weatheringOrganic matter decomposition Lime and fertilizersourcesH+——a measure of acidity (pH)●CO2Atmosphere ——dissolved in precipitation Soil air ——produced in soil respirationH2O + CO2H2CO3H++ HCO3-Unpolluted rain water: pH>5.6Soil water: pH <5.0●Industrial and urban emission●Organic acids derived from decaying organic material●Released by plants in exchange for nutrient base cations major sourceIron and aluminiumMajor sourcesmineral weatheringacid rainMajor formFe2+, Al3+ionssoluble organic-metallic complexesSoluble anionsNO3-, PO43-Cl-, SO42-HCO3-Mineralisation processesFertilizersAtmosphere sourcesMineral weatheringDissolved organic carbon (DOC) Pollutants (heavy metals et al.)Suspended constitutions☐Small particles of mineral and organic material ☐Often result in discoloration(变污)and increased turbidity(混浊度)of soil water.第一节土壤水的类型划分及土壤水分含量测定Classifying and determining of soil water 一、土壤水分类型及有效性Soil water types and availability土壤水分研究方法能量法数量法从土壤水分受各种力作用后自由能的变化研究水分的能态和运动、变化规律。
第2章_土壤水动力学基本方程
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
2.3.3非饱和导水率的数学表达
含水量为 s Δ ，最大半径为 R1的毛管排空。 2 2 Δ M 1Δ M 1 i 1,2,, M 1 对一般情况 K s iΔ K s Δ 2 w g j 2 w g j i 1 h2 2 h2 j j 2 M M M 又
K s iΔ K s i M2 K s i 1,M , M 1 2, 1 Ks Δ1 M 1 例题2.1 2 2 j 1 h 2 2 w g j 1 h j j j 1 h j
j i 1 h 2 j
Δ 1 1 1 g 2 j i 1 h2 2 i h j w j j
H h z h 1 J w K h K h K h z z z
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
2.3.2 Buckingham-Darcy通量定律
Buckingham-Darcy通量定律也可写成： 符号相反, 向下为正
非饱和流与饱和流的比较： 共同之处：都服从热力学第二定律，都是从水势高的地 方向水势低的地方运动。 不同之处： ①土壤水流的驱动力不同。 饱和流的驱动力是重力势和压力势；
非饱和流的是重力势和基质势。
②导水率差异 非饱和导水率远低于饱和导水率；当基质势从0降低到 -100kpa时，导水率可降低几个数量级，只相当于饱和导 水率的十万分之一。 ③土壤空隙的影响土壤。在高吸力下，粘土的非饱和导 水率比砂土高。
16~40cm/d
〉100cm/d
中
很高
40~100cm/d
高
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
绝大多数田间和植物根区的土壤水流过程都处 在非饱和状态。非饱和流研究为土壤物理学最 活跃的研究领域之一。 2.3.1 非饱和流与饱和流的比较
SWD土壤水运动的基本理论与方法
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.4 土壤水分运动的有限差分法
数值计算方法概述 Richards方程的差分离散 边界条件处理 土壤水分运动参数取值 差分方程的求解 实例
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.4.1 数值计算方法概述
定解问题：
Richards方程 边界条件 初始条件
Richards方程为二阶偏微分方程(PDE)，一般 采用数值方法求解
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.2.2 Richards方程的不同形式
混合形式：方程中同时含有θ、ψm ψm方程：
C ( m ) m m m m K ( m ) K ( ) K ( ) K ( ) m m m t x x y y z z z
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
非饱和导水率的测定方法：
瞬时剖面法 垂直下渗通量法 垂直土柱稳定蒸发法 出流法
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
非饱和导水率的计算方法：
毛管模型： 统计模型：(Mualem, 1976)
K ( ) r k r ( ) Ks r s
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.3 土壤水分运动的通量法
直接利用Darcy定律和连续方程分析土壤水分 运动特性 q z 一维垂直运动： t z
z*～z积分：
*
q( z ) q( z)
*
土壤水水分移动和循环PPT讲稿
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。
现在您浏览的位置是第八页，共四十页。
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：
“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。
现在您浏览的位置是第十九页，共四十页。
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 ：
现在您浏览的位置是第三十页，共四十页。
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:
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。
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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。
现在您浏览的位置是第三十五页，共四十页。
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
W=P+I+U-ET-R-In-D
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 。
第6章 土壤溶质与溶质运移
2. 分子（或离子）扩散 分子（或离子）扩散是指气相或液相内部由于分子的不 规则热运动即布朗运动和分子之间的相互碰撞而引起 的质量运移。 土壤溶液中的溶质浓度并不总是均匀的。只要浓度梯度 存在，分子扩散就会发生。分子扩散导致溶质从浓度 高的区域向浓度低的区域运动，从而使溶液浓度趋于 均匀。在一个静止的水体中，由于分子扩散而引起的 溶质质量运移通量可由Fick’s first law描述。在一维条 件下，它可表达为：
土壤溶质研究范围： 土壤溶质 肥料运移: N(NO3-、NH4+)、P(H2PO4-)、K+ 等 盐分运移: Cl- 、 CO3 2 - 、 SO42- 、Br- 、Ca2+ 、 Mg2+ 、 Na+等 污染物迁移: 非水相流体(Light and Dense non-aqueous phase liquids (LNAPLs and DNAPLs)： 汽油, TCA、甲苯、煤焦油等 小生物实体(Biologic entities )： 病毒(viruses), 细菌(bacteria) 辐射元素(Radioactive elements)： 镭(Ra)、铍(Be)、氦(He)等天 然放射性物质 重金属元素 ： 汞(Hg)、铅(Pb)、铜(Cu)等 柴油, 润滑油、碳氢化合物； 溶剂、工业洗涤剂、三氯乙烯TCE、四氯乙烯PCE、三氯甲烷
J dis = − Ddis ∂c ∂z (4.66)
目前很难在实验室或田间试验中明确地区分开分子（离 子）扩散和机械弥散的影响，因此一般将机械弥散和 分子扩散这两种现象合并而统称为水动力弥散现象。 机械弥散系数和分子扩散系数合并为一个参数即水动 力弥散系数或扩散弥散系数DH：
DH = Ddif + Ddis
土壤学土壤水PPT课件
解：先将土壤含水量水w%换算为水v%
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
18
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田间持水量 水v%=30%×1.2=36% 因水mm= 水v% ×土层厚度 土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12) =41.7（mm）4. 水贮量(方/亩) 1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为： 方/亩 =2/3水mm 方/亩=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm 作用：与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容
毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反 映土壤保水能力大小的一个指标。
计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既 节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下 渗后抬高地下水位。
4. 毛管持水量(capillary capacity) 毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
第13页/共60页
土壤 学
第30页/共60页
张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失 效。
旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，故张力计有一定实用价值。
压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。
第31页/共60页
五、土壤水分特征曲线 (soil water characteristic curve)
2. 容积百分数(bulk volume percent)(水v%)
水v%=水w%×土壤容重
17
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3. 水层厚度（水mm）
即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。
水 mm=水v% × 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。
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
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田间持水量 水v%=30%×1.2=36% 因水mm= 水v% ×土层厚度 土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12) =41.7（mm）4. 水贮量(方/亩) 1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为： 方/亩 =2/3水mm 方/亩=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm 作用：与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容
毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反 映土壤保水能力大小的一个指标。
计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既 节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下 渗后抬高地下水位。
4. 毛管持水量(capillary capacity) 毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
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土壤 学
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张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失 效。
旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，故张力计有一定实用价值。
压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。
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五、土壤水分特征曲线 (soil water characteristic curve)
2. 容积百分数(bulk volume percent)(水v%)
水v%=水w%×土壤容重
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3. 水层厚度（水mm）
即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。
水 mm=水v% × 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。
SWD5土壤溶质运移
相对时间
土壤水动力学
第5章
土壤溶质运移
5.1.3 溶质运移的对流－弥散方程
土壤溶质通量： 溶质运移连续方程(一维，不考虑源汇项)
(c) J t z
J J c J sh qc Dsh (v, )] c z
一维溶质运移方程：
(c) c (qc) D ( v , ) sh t z z z
土壤水动力学
第5章
土壤溶质运移
溶质的混合置换：
置换流体 (Displacing fluid) 被置换流体 (Displaced fluid) 穿透曲线 (BTC: Breakthrough curve)
1 0.8 0.6 0.4 0.2 0 0 0.5 1 相对体积 1.5 2 活塞流 实际流动
土壤含水率水流通量q平均孔隙流速v均为常数dshv为常数cde简化为线性pde在一些简单情况下可以求出解单位时间单位体积土壤中由于化学生物作用所生成消失减少的溶质质量im土壤水流动区和非流动区的含水率im土壤水流动区和非流动区的溶质浓度shimimimim土壤溶质运移514土壤溶质运移与水分运动的关系土壤含水率水流通量q土壤平均孔隙流速vq影响溶质的水动力弥散crtwgm水流通量
土壤水动力学
第5章
土壤溶质运移
土壤溶质运移模型的其它问题：
二维、三维： 多组分溶质反应运移 参数： 尺度效应 纵向弥散系数、横向弥散系数 土壤水盐耦合运移： 水、溶质方程联合求解 忽略溶质对水分运动的影响：先求解水流 方程，然后求解溶质运移方程
土壤水动力学
第5章
溶解与沉降 吸附与交换 水解与络合 氧化还原 生物化学过程：有机质分解，氮素转化 …
土壤水动力学SWD土壤水分动态模拟模型简介
是一种基于误差反向传播的多层前馈型网络，是目前 应用最为广泛的ANN模型之一。
典型模型2——土壤水分模拟的BP网络模型
BP-ANN结构：
三层网络结构：
输入层
隐含层
输出层 误差反向传 播
… …
…
输入层：Xn
Xn
Ym
隐含层：Hq
f(u) 1 1exp(u)
信息正向传
Hjpf n WiIjXipH j
与土壤水量平衡模型相比，偏微分方程形式的土壤水动 力学模型可以更细致地描述土壤水的运动与转化，得到 土壤水分动态的时空分布规律。
实际情况下，多采用数值方法来进行求解
土壤水分动态模拟的确定性模型和随机性模型
（1）确定性模型
影响农田土壤水分动态变化的因素（气象、土 壤等）在时间、空间上均有一定ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ随机特性。 如果不考虑上述因素的随机性，则模型属于确 定性模型，目前常用的水量平衡模型和水动力 学模型多为确定性模型，适用于下垫面（土壤 、作物等）均匀、气象要素确定的情况。
（2）随机性模型
考虑农田土壤水分动态变化的因素（气象、土壤 等）在时间、空间上的随机特性，建立的模型。
对于时域随机性，首先用适当的随机过程模型来 描述降水、腾发等的随机变化特性。然后建立描 述土壤水量平衡或水分运动的随机微分（差分） 方程模型或状态空间模型，可以求解得到土壤水 分动态的概率分布。
土壤水动力学SWD土壤水分 动态模拟模型简介
土壤水分动态模拟模型的必要性 模型的分类 典型模型介绍 土壤水动态模拟模型的发展方向
土壤水分动态模拟模型的必要性
土壤水分研究在水文学、土壤学、农田水利 学、生态学、环境科学等学科的重要作用， 众多学者对土壤水分变化规律进行深入研究， 有必要建立土壤水分动态模拟模型，以模拟 土壤水分在不同自然及人为条件下的动态变 化及分布规律，进而对农田及天然植被耗水 过程、污染物迁移过程进行模拟分析
典型模型2——土壤水分模拟的BP网络模型
BP-ANN结构：
三层网络结构：
输入层
隐含层
输出层 误差反向传 播
… …
…
输入层：Xn
Xn
Ym
隐含层：Hq
f(u) 1 1exp(u)
信息正向传
Hjpf n WiIjXipH j
与土壤水量平衡模型相比，偏微分方程形式的土壤水动 力学模型可以更细致地描述土壤水的运动与转化，得到 土壤水分动态的时空分布规律。
实际情况下，多采用数值方法来进行求解
土壤水分动态模拟的确定性模型和随机性模型
（1）确定性模型
影响农田土壤水分动态变化的因素（气象、土 壤等）在时间、空间上均有一定ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ随机特性。 如果不考虑上述因素的随机性，则模型属于确 定性模型，目前常用的水量平衡模型和水动力 学模型多为确定性模型，适用于下垫面（土壤 、作物等）均匀、气象要素确定的情况。
（2）随机性模型
考虑农田土壤水分动态变化的因素（气象、土壤 等）在时间、空间上的随机特性，建立的模型。
对于时域随机性，首先用适当的随机过程模型来 描述降水、腾发等的随机变化特性。然后建立描 述土壤水量平衡或水分运动的随机微分（差分） 方程模型或状态空间模型，可以求解得到土壤水 分动态的概率分布。
土壤水动力学SWD土壤水分 动态模拟模型简介
土壤水分动态模拟模型的必要性 模型的分类 典型模型介绍 土壤水动态模拟模型的发展方向
土壤水分动态模拟模型的必要性
土壤水分研究在水文学、土壤学、农田水利 学、生态学、环境科学等学科的重要作用， 众多学者对土壤水分变化规律进行深入研究， 有必要建立土壤水分动态模拟模型，以模拟 土壤水分在不同自然及人为条件下的动态变 化及分布规律，进而对农田及天然植被耗水 过程、污染物迁移过程进行模拟分析
土壤水动力学的发展解析
1. 土壤水动力学的发展
1.1 概述 1.2 土壤水势与土壤水分运动 1.3 SPAC 水热传输 1.4 土壤中溶质的迁移与转化 1.5 土壤水问题应用研究
1.1 概 述
❖ 科学 学科 学科分支
流体→液体→水→土壤水
流体动力学→水动力学
→多孔介质水动力学→饱和流、非饱和流
→土壤水动力学（地下水动力学、土壤水动力学）
❖ 土壤溶质迁移转化的研究背景 环境问题 —— 面源污染 （化肥、农药等） 土壤盐碱化
❖ 土壤溶质迁移基本方程
c
t
cs
z
Dsh
v.
c z
qc
z
SC
对 流： q c
弥 散： Dsh c/ z 分子扩散＋机械弥散→水动力弥散
源汇项：S c
液相以外的动态贮存：cs
1.4.2 土壤溶质迁移转化行为
Rn
大气 c
λE
Ta
ea
冠层 cv cs
Rv
ra
ra
λE v
r1
T1
eb r1 rC e1*
Tb
Rs λE s
r2
r2 rs
土壤
G
显热 潜热
T2
e2
温度 水汽压
大叶模型
三个介质 土壤 植物（叶） 大气
两个介面 土壤－植物 植物－大气
1.3.2 SPAC水热传输
❖ SPAC水热传输模拟模型
能量平衡
RN RV RS RV CV EV RS CS ES E EV ES C CV CS
➢可动水体与非可动水体间的质量迁移
❖ 化学动力学反应方程
X+Y→Z Z/t = kXnYm Z/t = kXn n=0、1、2
1.1 概述 1.2 土壤水势与土壤水分运动 1.3 SPAC 水热传输 1.4 土壤中溶质的迁移与转化 1.5 土壤水问题应用研究
1.1 概 述
❖ 科学 学科 学科分支
流体→液体→水→土壤水
流体动力学→水动力学
→多孔介质水动力学→饱和流、非饱和流
→土壤水动力学（地下水动力学、土壤水动力学）
❖ 土壤溶质迁移转化的研究背景 环境问题 —— 面源污染 （化肥、农药等） 土壤盐碱化
❖ 土壤溶质迁移基本方程
c
t
cs
z
Dsh
v.
c z
qc
z
SC
对 流： q c
弥 散： Dsh c/ z 分子扩散＋机械弥散→水动力弥散
源汇项：S c
液相以外的动态贮存：cs
1.4.2 土壤溶质迁移转化行为
Rn
大气 c
λE
Ta
ea
冠层 cv cs
Rv
ra
ra
λE v
r1
T1
eb r1 rC e1*
Tb
Rs λE s
r2
r2 rs
土壤
G
显热 潜热
T2
e2
温度 水汽压
大叶模型
三个介质 土壤 植物（叶） 大气
两个介面 土壤－植物 植物－大气
1.3.2 SPAC水热传输
❖ SPAC水热传输模拟模型
能量平衡
RN RV RS RV CV EV RS CS ES E EV ES C CV CS
➢可动水体与非可动水体间的质量迁移
❖ 化学动力学反应方程
X+Y→Z Z/t = kXnYm Z/t = kXn n=0、1、2
土壤学课程土壤水
H qKs L
式中：q——表示土壤水流通量； ΔH——表示总水势差； L——水流路径的直线长度； Ks——土壤饱和导水率。
饱和流导水率
土壤确定条件下饱和流导 水率是一个常数； 饱和流导水率是土壤导 水率中的最大值； 饱和流导水率的大小受 土壤的质地、结构、有机 质含量和无机胶体类型等 因素的影响。
压力膜仪法
即在一钢室内引入一定压缩气 体，使钢室保持一定的压力。 钢室内土壤水吸力低于这个压 力所保持的土壤水均被排出钢 室外，然后测定钢室内土壤样 本的含水量即为在这个压力下 土壤所保持的水分，也就是在 这个土壤含水量下，土壤水吸 力等于上述钢室内所保持的压 力。
五 土壤水分特征曲线
土壤水的基质势或土壤水吸 力是随土壤含水率而变化的， 其关系曲线称为土壤水分特 征曲线。
土壤吸湿水含量受土壤质地和空气湿度的影响。 粘质土吸附力强，吸湿水含量高，砂质土则吸湿水含量低； 空气相对湿度高，吸湿水含量高，反之则吸湿水含量低。
膜状水
土壤颗粒表面上吸附的水分形成水膜称为土壤膜状水。膜 状水的最大值叫最大分子持水量。薄膜水对植物生长 发育来说属于弱有效水分，又称为松束缚水分。
土粒饱吸了吸湿水之 后，还有剩余的吸收 力，虽然这种力量已 不能够吸着动能较高 的水汽分子，但是仍 足以吸引一部分液态 水，在土粒周围的吸 湿水层外围形成薄的 水膜。
标准状态水——与土壤水等温、等压、等高的纯净自由 水。假定其自由能为零，作为参比标准， 土壤水自由能与其比较差值一般为负值。
差值大，表明水不活跃，能量低； 差值小，表明土壤水与自由水接近，活跃，能量高。
水流动方向：土水势高→低
土壤中的水势主要由重力势、基质势、溶质势（渗透势）、 压力势构成。
重力势（ g ） 土壤水一直是处在地球重力场的影响之 下的，重力势相当于使一定数量的水，由一个相应的水
土壤水动力学课件
一、土壤水分入渗过程及规律
（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 2. 水分过渡带（区）
在饱和带以下，土壤含水量随深度的增加急剧减小， 形成一个水分过渡带。
3. 传导区
土壤含水量基本上保持在饱和含水量 与田间持水量之间，沿垂线均匀分布，形 成一个传导区，随着供水历时的增长湿润 锋不断下移，水分传导区不断向下延伸， 而土壤含水量则保持在上述数值范围内 （60-80%s），并且这一带毛管势梯度极 小，水分的传输运动主要为重力作用。
一、土壤水分入渗过程及规律
（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 4. 湿润带（区）
是连续湿润锋面与水分传导带的一个含水量随深度 迅速减小的水分带，随着湿润锋的不断下移，使其下 面的干土含水量增加，变为湿润带。
5. 湿润锋
在湿润带的末端，土壤含水量突变，与下 层干土有明显界面，称为湿润锋。
新的认识
一、《土壤水动力学》学习思考问题
•微小单元体建模过程进行了假设与概化，土壤 质地与模型参数关系。 •土壤水运动方程与地下水运动方程的共同点与 区别。 •土壤水动力学在本专业研究现状与实际应用状 况。
一、《土壤水动力学》应用
•水库淹没抬田工程—获得工程设计（土层结构 及相应厚度）施工指标（压实度等） •排涝除渍工程。 •滩涂开发工程。 •盐碱化治理工程
z = 0, t ＞ 0
➢具有地下水埋深不变，即土壤水势为已知的有限土壤剖 面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为 Dirchlet条件。
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
工程造价和工程施工分层方案和各层土质受周围可用土质影响保水保肥保耕作土土壤通气和适度渗漏需要第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状42抬田工程的研究现状亭子口库区农田防护工程保水保土性能室内试验第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状图4大型土柱试验装置42抬田工程的研究现状亭子口库区农田防护工程低地垫高方案第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状图3防护区典型剖面设计52江西省峡江抬田工程关键技术研究技术路线峡江抬田工程关键技术研究抬田区内典型区划分相应的作物种植结构耕作制度灌溉制度作物各生长阶段根系深度土壤水分地下水位等耐渍指标调查类比原位测定分析原状各土层渗透系数密实度含水率模拟水库运行状态下测坑地下水位测试不同土层厚度耕作层粘土层填筑密度填筑含水量渗透系数分析原状土各层物理化学特性粘粒含量现状耕作层犁底层厚度及土壤特性调查测定模拟某填筑方案非水库运行水位耕作作物生长过程调查产量模拟水库运行状态下不同填筑高度形成的测坑地下水埋深对水稻各生长阶段可能产生的渍害程度野外调查与现场试验室内实验抬田区原状指标调查试验抬田工程填筑高度及各层填筑厚度密度等指标确定小区模拟试验测坑模拟试验室内实验模拟并测试不同土层厚度耕作层粘土层填筑密度填筑含水量渗透系数确定保水及控制含水率剖面观测并取耕作层厚度粘土层土样进行室内实验测试小区测坑试验填土各土层土样保水保肥粘粒含量抬田工程前后各项指标时间空间尺度监测数据库抬田工程技术经济评价制定抬田工程规范发表论文申请专利抬田工程申报奖项图图44抬田工程关键技术研究的技术路线第一部分国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状第六章土壤水分的入渗入渗infiltration蒸发evaporation水循环入渗infiltration蒸发evaporation蒸腾transpiration田间土壤水循环的两种形态一土壤水分入渗过程及规律入渗是水分进入土壤的过程
土壤水动力学
§3 非饱和土壤水运动基本方程…………………………………… 19
一、直角坐标系的基本方程……………………………………… 19
二、基本方程的各种形式………………………………………… 20
三、柱坐标系下的基本方程……………………………………… 24
§4 土壤水运动基本方程的定解条件……………………………… 26
土壤水动力学
绪论
土壤水动力学
教 案
冯绍元 教授
2002 年 7 月
1
土壤水动力学
绪论
农业水土工程、水文学及水资源、水土保持与荒漠化防 治等相关硕士研究生专业基础理论课。
计划学时：60
Soil Water Dynamics Total sixty class hours, and it contains as follow：
第一章
土壤和水的基本概念………………………………………….3
§1 土壤的基本物理性质………………………………………………3
§2 土壤水的基本物理性质……………………………………………6
一、土壤水的形态……………………………………………………6
二、土壤水的能态……………………………………………………7
四、 Smith—Parlange 入渗公式…………………………………… 42
五、 Kostiakov 入渗公式…………………………………………… 43
六、 Horton 入渗公式……………………………………………… 43
七、 Holtan 入渗公式……………………………………………… 44
第四章
蒸发条件下的土壤水分运动……………………………………45
二、 δ 函数近似解…………………………………………………… 39
溶质运移
图 6-1 在 t 0时，将两块 C 0 和 C C 0 的土块相接后经过不同时间的扩散后的浓度剖面 表 6.1 不同粘土和土壤的水溶液中的选择扩散系数
1，沿海沉积物中的示踪剂
36
3
H 2O 。
2，不同温度下，用 Cl 标记或非标记的膨润土砂混合物。 3，使用
125
I 示踪剂标记或非标记的黏土土塞的压实型膨润土。
2 1
6.2.1 运移机理
溶质随水的运输由溶质通量( JwC )描述，被称为平流或对流。因为溶解物以 一种被动的方式移动，在溶剂通量( Jw )知道的情况下平流通量是容易定量描述 的，水的通量通常是时间和位置的函数。在实验室土柱的溶质运移中， Jw 一般 是常数， 而对于田间土壤溶质运移的研究，有时候需要用近似的一维稳态流来描 述。 宏观水的流量已知或可以测量，但小孔中的水流不易测定，微观速率的不同 导致水流方向上不同溶质的运移。这种运动借助于弥散通量来定量描述，如果水 流稳定且处于饱和土柱入水口溶液的浓度在初始时刻发生突变， 在土柱出口处观 察到的溶质并不会发生同样的突变 (Nielsen 和 Biggar, 1961). 溶质的浓度会随 时间而逐渐变化，这是水动力弥散的结果，表示机械弥散和扩散的综合作用。 我 们先讨论自由溶液的分子扩散和机械弥散然后再讨论土壤溶液的分子扩散和机 械弥散。 6.2.1.1 扩散 分子或离子的扩散是土壤中溶质运移的重要机理， 前提是这个方向上没有水 流或水流很小。溶质分子的净迁移通常是从高浓度向低浓度，这是扩散的结果， 由 Fick 第一定律描述。对于自由或本体溶液，一维下分子扩散引起的通量 [( J dif ( ML2T 1 )] 为：
于是离子的扩散由普通的 Fick 扩散项和考虑了电荷的电迁移项组成。相应的扩 散系数与用 Nernst-Planck 方程描述的离子移动性有关。 为了表征土壤中粒子的扩散，自由溶液中的扩散通常被调整为简化的液相 （用于扩散的一个小的横截面） 和增加了的路径长度。对土壤中扩散的一般处理 可见 olsen 、 Kemper(1968)和 Dye ( 1979)。单位面积土壤的宏观扩散通量可 以写为：