水文学原理__第5章___9月7日_____14日

null水 文 学 原 理 Physical hydrology水 文 学 原 理 Physical hydrology宋 克 超 songkech@lzb.ac.cn水文与水资源系/四川大学水电学院第五章 土壤水？——为下渗做准备第五章 土壤水？——为下渗做准备蒸发蒸散发蒸散发t降水截留洼蓄下渗地表径流壤中流地下水流深层地下水河道汇流流量历时曲线第五章 土壤水第五章 土壤水5.1 土壤多孔、多相介质 5.2 土壤物理特性指标 5.3 土壤水受力分析及土壤水存在形式 5.4 土壤水分常数 5.5 土壤水力特性 5.6 土壤水运动基本方程 5.7 土壤水测量5.1.1 土壤剖面5.1.1 土壤剖面土壤剖面：土 层：成土作用下形成的土壤层次土 壤：成土母质在气候、地形、生物等综合作用下的产物。 从地面向下挖掘，裸露出的垂直土层序列， 一般有淋溶层A、淀积层B、母质层C三个层次。5.1.1 土壤层次，主要由ABC三个层次构成5.1.1 土壤层次，主要由ABC三个层次构成 O层： A层： B层： C层：有机质层，由地表上的枯落物构成，没有完全分解； 淋溶层，在地表最上端，腐殖质聚积层，有淋溶发生； 淀积层，粘性土壤颗粒在这个层位沉淀聚集； 母质层，指土壤深层下，岩石矿物的风化产物。5.1.2 土壤是多相、多孔的介质5.1.2 土壤是多相、多孔的介质—— 多孔的介质：多孔、疏松的特性 使得土壤具有传输水分、溶质的能力。——多相物质构成： 由 有机成分（腐殖质、根系、土壤动物、微生物） 矿物颗粒、 三种相态的水、 孔隙空间构成。 5.1.2 土壤三相组成——固相基质5.1.2 土壤三相组成——固相基质 土壤矿物质颗粒和有机质颗粒构成固体骨架， 称为土壤基质（ soil matrix）。固相骨架：矿物颗粒的化学组成矿物颗粒的化学组成null 由土壤原生矿物和土壤次生矿物构成， 矿物的化学组成与岩石类型有关。 包括 生命体 和 非生命的有机质。土壤有机质： 土壤腐殖质： 是 扣除 未分解和半分解动植物残体 及 微生物体 以外的 有机物质的总称。 胡敏酸 、富敏酸 、胡敏素土壤矿物：5.1.2 土壤的三相组成——液相5.1.2 土壤的三相组成——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。液相 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5.1.2 土壤的三相组成——气相——孔隙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。气相与大气成分接近成分5.1.2 土壤中各相的体积与质量构成5.1.2 土壤中各相的体积与质量构成5.1.3 土壤颗粒大小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、砂粒土壤颗粒的表面积总和很大，可吸附其它离子与胶体为什么有砂土、粉土、粘土、壤土之称。 由土壤质地决定：砂粒，粉粒和粘粒的相对百分组成所决定，下面看几张土壤剖面土壤质地土壤质地粉砂土（粉土）壤土 不同粒径颗粒混合均匀，透水性好粘土 滞水砂土 粗颗粒 易排水土壤机械组成与土壤质地土壤机械组成与土壤质地机械组成：不同粒径级土粒的重量百分比， 也叫颗分、土壤级配等。 土壤质地：根据土壤机械组成划分的土壤类型5.1.3 土壤质地——土壤结构5.1.3 土壤质地——土壤结构粘土：粘粒>60% , 砂粒<45% , 粉粒<40%； 粉土：粉粒>80% ，砂粒<20% ； 砂土: 砂粒>85% ；砂粒百分含量粘粒百分含量粉粒百分含量5.1.3 土壤质地确定5.1.3 土壤质地确定 土壤样品前处理：用组筛筛选， 取粒径小于2mm组分，去有机质，加分散剂分散。2. 土样过筛称重和沉降试验： 直径大于0.05 mm的部分，用过筛的分出砂粒； 直径小于0.05 mm的部分， 用沉降试验法，计算粘粒与粉粒的含量。3. 根据砂粒，粘粒，粉粒的百分含量确定土壤质地。土壤质地与地形对应的空间分布土壤质地与地形对应的空间分布土壤团聚体—— soil aggregates土壤团聚体—— soil aggregates土壤颗粒通过有机质、水等胶结在一起，形成团粒，称为土壤团聚体。土壤 团聚体5.1.3 土壤团聚体5.1.3 土壤团聚体土壤团聚体内 和 团聚体 之间 是连通的毛细孔隙与非毛细孔隙， 构成土内水分传输的通道网络。团聚体是土壤结构的基本单位。 土壤团聚体有利于水分与养份的长久保持与稳定。土壤结构(soil structure)土壤结构(soil structure)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)。 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。 不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构。5.1.4 土壤孔隙类型5.1.4 土壤孔隙类型孔径小于0.001mm， 水分受土壤颗粒吸附力作用，不参与水分运行根据驱动土壤水分流动的动力差异，土壤孔隙分三类：无效孔隙 ：孔径大于8.0 mm， 水分主要受到重力作用，可自由流动， 不能长久持水，是水分快速运移的通道。孔径在0.001~8.0 mm之间， 水分受到毛细力的束缚作用， 移动比自由重力水慢。非毛细孔隙：毛细孔隙：毛细孔隙占总孔隙的比例毛细孔隙占总孔隙的比例土壤类型孔隙构成、特性土壤类型孔隙构成、特性砂土：大孔隙多，毛管孔隙少，通气透水性强， 保水 蓄水性弱，温度变化快，易受干旱威胁。 粘土：非毛管孔隙少，毛管孔隙多。透水通气性差， 保水保肥能力强，春天升温慢。 壤土：各粒径含量适中，透水性通气性好，保水保肥 性好，温度稳定，耕性好。最理想的质地类型。5.1.4 土壤孔隙类型与水分运移难易关系5.1.4 土壤孔隙类型与水分运移难易关系 土壤水赋存的孔隙场所不同， 受力不一样，运移速度不一5.2.1 土壤物理常用指标5.2.1 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）5.2.1 土壤物理常用指标-15.2.1 土壤物理常用指标-1土壤中固体物质重量与同体积水的重量比。自然条件下，单位土体体积的干土重量(g/cm3）。 土壤比重：土壤容重：5.2.1 土壤物理常用指标-25.2.1 土壤物理常用指标-2土壤孔隙所占总体积与固体物质所占体积之比土壤孔隙体积与土壤总体积之比，一般0.3～0.6土壤孔隙比：孔隙度（率）：null典型土壤孔隙度：5.2.2 土壤含水量(soil water content)指标5.2.2 土壤含水量(soil water content)指标土壤中水的质量与土颗粒总质量之比，可大于1.0土壤中液态水所占的体积与土壤总体积之比,<1.0土壤孔隙完全被水充满状态下的含水量,等于孔隙度重量含水量：体积含水量：饱和含水量：5.3 土壤水受力分析与存在形式5.3 土壤水受力分析与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、 重力的作用。 还受到渗透压力、粘滞力、大气压力的作用（忽略）。这里为什么不提毛细力？5.3 进入土壤的水分受到的力5.3 进入土壤的水分受到的力分子吸附力 ， 又称为粘附力、附着力 重 力 渗透压力 粘滞力 大气压力外力内力内 聚 力三种力导致毛细现象，产生毛细力表面张力5.3.1 重力5.3.1 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。5.3.2 分子吸附力（ Adhesion force） 5.3.2 分子吸附力（ Adhesion force） 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） 。土壤颗粒表面附近的液态水受到土颗粒 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。分子吸附力： 5.3.2 分子吸附力大小5.3.2 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 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2:1型的粘粒矿物愈多， 土壤颗粒对土壤水分的吸附力也愈强， 保持的水量也愈多。内力——内聚力（cohesive force ）内力——内聚力（cohesive force ）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。氧原子的电负性比氢原子的大， 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，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 。null作用于液体表面上，单位长度上的力，称为表面张力5.3.3 内力——表面张力（ surface tension ） 水气界面处 水分子受力液体表面附近水分子受到 垂直向内的表面张力， 导致液体表面有自动收缩的趋势。null5.3.3 土壤孔隙网络内的毛细现象(capillarity)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。 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 ？null内聚力：附着层内 分子 所受 液体分子 引力 之和。微观解释——液面为何弯曲润湿、不润湿 由于两种分子力不对称而引起， 液面因而弯曲。附着力：附着层内 分子 所受 固体分子 引力 之和。附着层：在固体与液体接触处，厚度等于液体 或固体 分子有效作用半径（以大者为准）的一层液体。如何求解毛细上升高度如何求解毛细上升高度力的平衡 能量平衡 压强平衡——球形液面附加压强 null附加压强（PS）—毛细管内弯曲液面内外的压强差凸液面： P内= P0＋Ps凹液面： P内= P0－Psnull凸液面的附加压强Ps null毛细管内上升高度 hnull孔角毛细管的附加压强 使不同的土壤颗粒粘合在一起5.3.3 毛细力5.3.3 毛细力土壤孔隙中 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。5.3.4 土壤水分存在的形式5.3.4 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 管 水毛细上升水 毛管悬着水重 力 水束缚水（结合水）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 薄膜水紧靠土粒，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。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， 可从水膜厚的土颗粒向水 膜薄的土颗粒 迁移， 可被植物吸收一部分，但不能满足植物需要毛管水毛管水由于毛管力作用而赋存在土壤毛管网络内的水分 毛细上升水 毛管悬着水所受土壤吸力为0.08～ 6.25个大气压， 可自由上下左右移动，有溶解养分的能力， 是植物生长需水中最有效的土壤水分。毛细上升水（有一个凹形液面）毛细上升水（有一个凹形液面）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）毛管悬着水（有上凹形液面与下凸形液面）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 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。与地下水无水力联系， 悬吊在土壤上层毛细孔隙网络内 。田间持水量（最大毛管悬着水量）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最大毛管悬着水量与产流当土壤水含量 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。重力水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作业作业解释土壤质地（土壤颗粒构成）对土壤孔隙度、毛细孔隙度及田间含水量的影响 图示最大毛管悬着水（田间持水量）概念 分析毛细现象产生的物理机制 推导毛细水上升高度土壤水分常数土壤水分常数最大吸湿水量 最大分子持水量 凋萎含水量 田间持水量 毛管断裂含水量土壤水分常数5.4 土壤水分常数5.4 土壤水分常数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 将风干的土样 放在盛有10％硫酸钾溶液的封闭干燥器中， 使土壤吸收水汽，达到稳定平衡后，测其土壤含水量。null最大分子持水量（植物很难利用）由分子吸附力所能保持的最大水量， 包括全部吸湿水和膜状水。这部分水量植物很难利用测定方法 利用土壤样品与滤纸间毛管力和分子力的相互作用 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。null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。null田间持水量（田间含水量）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。由于吸湿水含量低， 可认为土壤所能保持的最大毛管悬着水量 就是田间含水量。田间含水量是蓄满产流理论的基础田间含水量是蓄满产流理论的基础土壤含水量达到田间含水量值以后， 就开始产生重力水。这时继续下渗的雨水， 将补给潜水，形成地下径流。 —— 这是蓄满产流的理论基础。nullnull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, 土壤水逐渐下渗， 直至重力水下渗停止时， 分层测出土壤中的水分含量， 就是田间持水量。null毛管断裂含水量——又称临界含水量湿润土壤在根系吸收及蒸发过程中逐渐失去水分的进程中， 土壤孔隙网络中 较粗毛管悬着水的连续状态开始断裂， 而 较细毛管孔隙中水分保持连续时的土壤含水量。 测定方法—— 在取样土柱中做悬着水蒸发试验土壤含水量小于这个值时， 土壤水分只能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。 5.5 土壤水力特性5.5 土壤水力特性是土壤水分在各种作用力下（或各土水分势作用下）的 综合表现。粘土砂土null粘土砂土假设两种土壤，土壤颗粒粒径不同， 而含水量相同，让两种土壤紧密接触， 结果，质地较粗土壤内的水分 向质地较细的土壤内移动。说明两种土壤内的水分的能量状态不同。 土壤含水量的多少不足以描述土壤水分的整体状态， 还需要其它概念来描述它的能量状态。引入“水势”概念引入“水势”概念这个引进的“概念”应该能定性描述土壤水分 处于何种强度的束缚状态或能量状态。 不同的束缚状态，或不同的能量状态， 可大致说明土壤水分在孔隙网络内移动的趋势。从定性、定量分析计算水分传输的角度出发， 要引入一个“水势”概念，来解释不同作用力下的水分迁移。 5.5.1 土壤水的能量状态＝势能＋动能 5.5.1 土壤水的能量状态＝势能＋动能土壤孔隙内的水分流动速度很小， 可忽略土壤水的动能。河道中的水具有重力势能与动能， 可在这两种势能驱动下，从高处流向低处。则土壤水分也具有势能与动能。 土壤水具有的势能称为土水势。 并且呢，土壤水从土水势高处向低处迁移。土水势概念（ soil water potential ）土水势概念（ soil water potential ）国际土壤学会定义的土水势： 在大气压下，把单位质量的纯水从基准面上， 等温可逆的移动到土壤中某一个吸水点， 使之成为土壤水所做的功。一般的土水势为何是负值？下面先讲一下纯水的水势基准面上纯水的水势为零基准面上纯水的水势为零纯水是不以任何物理或化学的方式与任何物质结合的水， 完全是自由水。纯水在标准大气压及与体系同温度之下，在基准面上， 没有受到土壤颗粒吸附力，毛细力、溶质分子引力， 压力的作用，没有受到任何束缚。在以上情形下，纯水受到力的作用后，就可自由移动。 因此，以上情况下，纯水的水势为零。5.5.2 为何不饱和土壤的土水势为负值 ?5.5.2 为何不饱和土壤的土水势为负值 ?不饱和土壤中的水分受到各种力的束缚， 与自由的纯水相比，其运动难度比较大。 但自由的纯水可以进入不饱和土壤， 说明自由水的势能比不饱和土壤水的势能大， 所以不饱和土壤水的势能就小于零，是负值。土壤含水量愈低， 土壤中水分受到的分子吸附力和毛管力之和就愈大， 则土水势在量值上就表现的愈负。土水势单位土水势单位土壤水分被土颗粒吸附和毛细管束缚的能力或势能状态。压力 / 压强的量纲单位 常用的土水势单位有 m 、KPa， MPa 等5.5.3 土水分势5.5.3 土水分势基质势 = 毛管势 + 吸附势 溶质势（渗透式） 重力势 压力势土壤总水势null土壤水分受到土壤固体颗粒骨架（土壤基质）的作用， 也就是受到毛细力与分子吸附力的作用， 分别产生毛管势与吸附势， 基质势限制水分运移，因此小于零。基质势——小于零毛细力与分子吸附力难以测量，二者难以分开。 但可在一起通过土壤张力计测量出来， 这两种作用力产生的势能统称为基质势。null溶质势或渗透势——小于零土壤溶液中的离子 吸引水分子而定向排列， 从而抑制土壤中水分的活动能力， 这种由溶质分子吸引力作用 而产生的作用势称为溶质势。 这种土水分势限制土壤水分运移，因此小于零。null土壤水分位于某一高度位置所具有的势能， 是受到地球吸引而具有的一种内能。重力势——大于零对于土壤水重力势来说， 其基准面一般是土壤表面 或土壤表面下某一个深度处。null土壤饱和或地面出现水层时， 自由水面以下的土壤水 受到从其上方传递下来的静水压力， 由此引起的作用势称为静水压势。压力势——大于零 饱和土壤水才具有压力势null土水势正值0土水势负值参考面重力势与压力势基质势溶质势土水分势量值分布示意图基于纯水的水势概念理解土壤水为什么进入根系？基于纯水的水势概念理解土壤水为什么进入根系？纯水水势为零，则溶液的水势小于零，呈负值。 水分子与溶质发生水合作用，消耗了一部分能量。 因此，任何物质溶解于水，就会降低水势。 溶液越浓，水势越低。纯水的水势高，纯水可进入植物体内， 同样植物因为其水势低，土壤水势高而进入植物根系，对植物来说是根系吸收了土壤中的高势水饱和土壤与非饱和土壤的水势饱和土壤与非饱和土壤的水势含水量 = 孔隙度, 土水势 > 0 重力势压力势驱动水分运移 基质势在水分运移中不考虑含水量 < 孔隙度, 土水势 < 0 基质势与渗透势驱动水分运移土壤水吸力与土壤水势土壤水吸力与土壤水势土壤吸力表征非饱和土壤对土壤水分的吸力大小， 可认为 吸力即土壤颗粒对土壤水的吸附力 与土壤毛管对毛管水的吸力之和。 土壤吸力是正值 土壤吸力与土壤水势在数值上互为相反数。农业上，一般认为土壤吸力在 0～10kPa范围内为过湿,10～30kPa范围内为湿润, 30～50kPa范围内为干爽, >50kPa为干燥。5.5.4 土壤水分特征曲线----又称土壤持水曲线5.5.4 土壤水分特征曲线----又称土壤持水曲线表征土壤基质势数值大小或土壤吸力值大小与 土壤含水量大小的关系曲线 soil moisture characteristic curve5.5.4 土壤水分特征曲线----土水势表征土壤含水量5.5.4 土壤水分特征曲线----土水势表征土壤含水量水分特征曲线滞后水分特征曲线滞后在土壤吸水和释水过程中由于土壤空气的作用 和固、液而接触角不同的影响， 实测土壤水分特征曲线不是一个单值函数曲线。 实测得到下面的情况： 相同吸力下的土壤水含量， 释水状态要比吸水状态大， 这种现象就是水分特征曲线滞后。 5.5.5土壤水分滞后5.5.5土壤水分滞后同一土壤在吸水过程和释水过程中， 呈现为多条不重合的土壤水分特征曲线，土壤这种性质反映土壤含水 量和土水势平衡关系中的 滞后现象， 也就是含水量经变动 再返回原来的含水量时， 所对应的土壤水势不同。滞后作用的四个解释滞后作用的四个解释土壤中封闭空气，影响含水量与土水势的平衡关系， 土壤孔隙几何形状和大小不均一，产生“瓶颈作用” 土壤吸湿与脱湿时，水与矿物表面的接触角有差异 土壤湿胀与干缩产生了结构变化。气体栓塞(aero-embolism)气体栓塞(aero-embolism)液体在润湿情况下在细管中流动时， 如果管中出现气泡， 液体的流动就要受到阻碍， 气泡多时将发生阻塞， 这种现象称为气体栓塞。 第五章 ——上课到此重点第五章 ——上课到此重点土壤孔隙类型 土壤颗粒分类、土壤质地概念 土壤水分存在形式及对应的受力状态分析 毛管水受到的毛细力是哪几种力综合作用而产生的？ 土壤水分常数（体积含水量、田间含水量） 基质势、土壤水势、渗透势、重力势概念 土壤水分特征曲线，了解土壤水分滞后 解释土壤液态水进入植物根系或在土层内发生迁移第五章第五章9月26日授课内容如下5.6 土壤水运动基本方程5.6 土壤水运动基本方程2、 饱和土壤水运动方程（达西定律）3、 非饱和土壤水运动方程（不饱和土壤渗透系数）4、 非饱和土壤水基本微分方程（土壤水分扩散）1、 土壤单元体水流连续方程（水量平衡方程）5.6.1 土壤水流连续方程推导5.6.1 土壤水流连续方程推导典型单元立方体 REV ：representative element volume在土壤水分流场坐标系中， 取一个单位体积的土壤立方体， 三个边长分别为dx，dy , dz 。 研究流入流出这个立方体的水量。 这个立方体称为单元立方体。从三个角度考察 单元体在单位时段 dt 内的水量的变化量从三个角度考察 单元体在单位时段 dt 内的水量的变化量1 流速变化及水密度变化引起 从X，Y，Z三个方向上，计算进出单元体的水量变化 2 体积含水量变化及水密度变化引起 3 水力传导系数与土壤水势变化，土壤水扩散引起单元体在X方向上的水量变化单元体在X方向上的水量变化Vx 是水流沿着X方向流动的平均速度单元体在Y轴方向上的水量变化单元体在Y轴方向上的水量变化Vy 是水流沿着Y方向流动的平均速度单元体在Z轴方向上的水量变化单元体在Z轴方向上的水量变化Vz 是水流沿着Z方向流动的平均速度进出单元体各个方向的水量变化量之和进出单元体各个方向的水量变化量之和体积含水量变化引起的水量变化体积含水量变化引起的水量变化单位时段 dt 内， 单元体内的水量变化量 可用微分方程表示为： θ 是土壤体积含水量 单元体的体积为 1 5.6.1 单元体的水流连续方程5.6.1 单元体的水流连续方程可忽略水密度的变化5.6.2 饱和土壤水流运动方程5.6.2 饱和土壤水流运动方程什么是水头？—— 也就是水势，如何理解 Water head 饱和土壤水运动为何涉及到达西定律 ？ 达西实验也就是饱和砂土的水分渗透试验5.6.2 饱和土壤水流运动方程——达西试验5.6.2 饱和土壤水流运动方程——达西试验对装在薄壁铁桶内的匀质砂土做水分垂直下渗试验， 得到饱和土壤内水流运动的达西定律Qx达西实验观测数据记录及结果达西实验观测数据记录及结果试验发现，对同一横截面积的饱和砂土柱来说， 水流渗透速度与其水头损失量之比是一个定值K， 这个定值称为饱和水力传导系数或饱和渗透系数。达西试验结果——达西定律达西试验结果——达西定律垂直渗透 流过砂土柱的水量 与砂土柱的横截面积成正比，与水力梯度 i 成正比。 还涉及到一个饱和渗透系数（饱和水力传导度）水力梯度：是单位上的水头损失饱和土壤渗透系数 K饱和土壤渗透系数 K饱和土壤渗透系数K的含义饱和土壤渗透系数K的含义K的意义： K的大小表示 当水力梯度为1.0 时，饱和土壤水的水流速度 土壤孔隙充满水后， 衡量水分透过土壤快慢的能力的一个指标典型土壤的饱和渗透系数K典型土壤的饱和渗透系数K不同介质的饱和水力传导度不同介质的饱和水力传导度影响土壤饱和渗透系数的因素影响土壤饱和渗透系数的因素土壤质地 孔隙度大小 孔隙大小，形状，连通程度，孔隙类型 水体的粘滞性，密度，温度 土壤有机质含量 人类活动达西定律的适用条件达西定律的适用条件达西定律是在水流流速较小的情形下得到的， 当水流流速增加到一定程度， 渗透水量不能用达西方程描述。为何，流态决定。粗粒土 细粒土（1）细砂土 （2）颗粒极细粘土 判断是否适用达西定律——雷诺数判断是否适用达西定律——雷诺数由水流状态（层流与紊流 ）所决定 水流状态用雷诺数判别， 小于等于10.0，可用达西公式。如何测算得到土壤饱和渗透系数？如何测算得到土壤饱和渗透系数？室内土样渗透实验 室外双环渗透实验或其它下渗装置测算 依据土壤颗粒组成和相关程序计算5.6.3 均质土壤非饱和土壤水运动方程5.6.3 均质土壤非饱和土壤水运动方程不饱和土壤水在稳定流状态下，也可用达西定律 但不饱和土壤水渗透系数K不是定值 不饱和土壤水的渗透速度？饱和土壤水运动描述饱和土壤水运动描述饱和土壤水主要受自身重力势作用， 水流主要在非毛细孔隙中通过， 重力是驱动力，土壤基质势接近于0，可忽略。不饱和土壤水运动描述不饱和土壤水运动描述不饱和土壤水主要受分子吸附力、毛细力的作用， 基质势是驱动水分运移主要驱动力，其次是重力势。 类似于达西定律，用不饱和渗透系数 K不饱和 来量化不饱和土壤内的水分运移5.6.3 均质土壤不饱和土壤水运动方程5.6.3 均质土壤不饱和土壤水运动方程基于（2）式，分解（1）式，得到：均质土壤不饱和土壤水运动各个方向上的流速均质土壤不饱和土壤水运动各个方向上的流速5.6.4 非饱和土壤水流的基本微分方程5.6.4 非饱和土壤水流的基本微分方程（2）代入（1）， 得到非饱和土壤水流的基本微分方程:非饱和土壤水流的基本微分方程的求解非饱和土壤水流的基本微分方程的求解二要确定 之间 的关系。 是非线性多维二阶偏微分程，难以准确求解。 很多情况下在简化条件下求解。一要确定 之间的关系，引入水分扩散系数 来解决从水分扩散的观点求解微分方程从水分扩散的观点求解微分方程热量从高温区向低温区传输扩散，为热量扩散。 热量传输计算有热扩散系数 K。水分从水势高处向水势低处传输，为水分扩散。 这样，可引入土壤水分扩散系数 D（θ）来计算土壤水分扩散系数 D ，表征土壤水分扩散能力垂向水流微分方程垂向水流微分方程土壤水分扩散系数D意义土壤水分扩散系数D意义D又称为水动力弥散系数简单理解： 水分扩散系数是单位时间内，通过单位长度土体的水量表征土壤中水分的扩散能力， 在数量上等于单位含水量梯度下， 通过单位土壤断面面积上的土壤水量扩散理论用于土壤水分运动，水流通量密度与含水量梯度成正比 非饱和土壤水分扩散方程——理查兹方程非饱和土壤水分扩散方程——理查兹方程 理查兹方程表示水流与含水量梯度之间的关系。null运用非饱和土壤水分扩散方程研究土壤水运动时， 因K（θ）、 ψ（θ）、D（θ）都是含水量θ的函数， 必须已知函数的经验关系，以及初始条件和边界条件。从物理实质上说，引入了参数D（θ）， 并不意味着水流运动过程就是水分扩散过程， 只是从数学上引入了D（θ），便于表述。土壤含水量的测量土壤含水量的测量烘干称重法 中子仪法 测算 γ射线法 张力计法（负压计法） 时域反射仪TDR5.7 烘干称重法5.7 烘干称重法烘箱 天平 环刀5.7 烘干称重法 5.7 烘干称重法 利用环刀取出固定体积的样土称重， 放入烘箱在100～105oC 烘干后称重, 二者重量之差除以环刀内容积就是土壤体积含水量。是标定其它方法是否可靠的最佳参照依据，不可替代。 称重的数据还可以获得重量含水量、土壤容重值。 精度高，简便廉价，工作繁重, 最常用的方法。5.7.2 中子仪法 测算 原理 ：中子热化5.7.2 中子仪法 测算 原理 ：中子热化中子源发出的快中子流与土壤介质中的原子核相互作用, 被吸收、俘获、 或被中子散射。 快中子与原子序数大的物质相撞损失的能量小, 快中子与原子序数小的物质碰撞损失的能量大, 快中子与氢原子碰撞损失的能量最大。 土壤中氢原子绝大部分是以H2O 的形式存在。 土壤中各种元素对快中子的减速作用 不足土壤水减速作用的1%。中子仪法原理 与构造 中子仪法原理 与构造 中子仪构造 由放射快中子的中子源 和 检测慢中子的探测器组成。仪器快中子源发出的中子在遇到氢原子后， 失去部分动能转化成慢中子， 根据测出的慢中子数量，计算出被测物含水量 。中子仪原理null利用中子仪测量各测点慢中子的密度, 通过事先率定的中子仪读数与 实测土壤含水率的关系曲线(率定曲线) , 求得各测点的土壤含水量值。中子仪组成： 探 头： 由快中子源（50毫居里镅-241/铍 源）和一个慢中子检测器组成。 计数器：监测被测物散射的慢中子通道 。 5.7.3 γ射线法5.7.3 γ射线法γ射线法测定土壤水分速度快, 不破坏土壤,价格高, 存在辐射危害,需要校准,操作复杂, 一般只用作研究工具。5.7.4 张力计法5.7.4 张力计法陶瓷管真空压力表注水孔5.7.4 张力计法（负压计法Tensiometer ）5.7.4 张力计法（负压计法Tensiometer ）在土壤中安装张力计，测得某层位的土壤水势， 根据土壤水分特征曲线判定土壤含水量。 水文模拟计算中更需要土水势这个值， 现代农田水利、水文观测最常用的仪器观测方法。电子张力计电子张力计陶瓷管， 传感器，真空压力表，注水孔TDRTDR5.7.5 时域反射仪TDR( Time Domain Reflectometry) 5.7.5 时域反射仪TDR( Time Domain Reflectometry) 不需标定,可便携， 野外定位连续测量,并与计算机相连, 完成单个或成批监测点的测量。 TDR作为研究土壤水分的仪器设备，国内外应用广泛TDR 的基本原理TDR 的基本原理高频电磁脉冲在土壤中的传播速度依赖于土壤的介电特性 土体的介电常数主要依赖于土壤容积含水量(极微弱地依赖于土壤类型、紧实度、束缚水等) , 这样可建立土壤含水量与土壤介电常数的经验方程 根据这个经验方程，处理测量的数据并转换成含水量本章重点土壤水分常数的基本概念 土壤水受力分析，毛细现象机理 为何引入土水势概念，土水势为何为负值 土水势的构成 土壤水流连续方程 饱和土壤水运动描述与不饱和土壤水运动描述 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） 土壤水分扩散系数本章重点实验一 ：面降雨量测算实验说明实验一 ：面降雨量测算实验说明划流域为曲边多边形网络， 每个多边形编号 实验前提交图纸，检查是否合理，再分组实验 记录生成每个多边形的雨量站名与雨量数据， 准备实验数据记录表 阅读指导书、熟悉求积仪操作， 动手实验，填写实验原始数据 整理实验数据，编写实验 同组的实验报告放在一起，由原始图纸包住实验报告要求实验报告要求实验报告标注学号、姓名、同组人员姓名 自己的原始图（标注组名、组员） 一份实验数据记录表（可粘贴在实验报告中） 按实验目的、实验内容、实验过程编写报告 实验报告后可回答指导书的问题或讨论实验相关内容null下一讲第七章 蒸发下一讲第七章 蒸发水面蒸发 土壤蒸发 植物蒸腾 流域蒸散发：水面、土壤蒸发、植物蒸腾组成内容：过程分段、分段特点、机制、简单计算null毛细管刚插入水中时，管内液面为凹液面， PC = P0 ,PB < P0 , B、C为等高点，但PB< PC ， 所以液体不能静止，管内液面将上升， 直至PB =PC为止，此时：