第4章 土壤水分运动

非饱和导水率的测定
连续方程
Rechards 方程
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）：
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。
为底部土壤只有重力排水，重力势梯度为1，基质势梯度为0，下边界通量 与相应的导水率相等。
4.5 土壤水分运动的计算机模拟
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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。
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
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
土壤入渗模型
（1）Horton 入渗模型，1940 （2）Philip 两项入渗模型，1957
（3）Green-Ampt 入渗模型，1911
（2）上边界条件 表土蒸发率已知，且为常数， 表土蒸发率已知，但有日变化，假定为正弦周期变化， 表土蒸发率随表土含水量改变发生变化， 表土含水量一定。
（3）下边界条件 对于半无限蒸发土柱，表土蒸发不影响到无穷深处的含水量，下边界
含水量不变，为初始含水量， 对于有限长土柱，下边界条件又分为： 土柱底部为不透水层，土壤通量在底部边界处为零， 土柱底部为浅层地下水，地下水处土壤基质势为零， 实为无限土柱，但只分析有限土柱，且蒸发过程未影响到底部，则认
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。
第4章 土壤水分运动
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
4.1 饱和土壤中的水流 毛细管中的水流
Darcy’s Law
饱和导水率的测定——定水头法
饱和导水率的测定——变水Baidu Nhomakorabea法
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。
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
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。