土壤水分运动通量法

1、 ；温[1] 土壤水动力学是许多学科的基础，它的研究涉及农田水利学、水文学、地下水文学、水文地质学、土壤物理学、环境科学等学科。

）合理开发和科学管理水资源；2）调控农 田墒情，促进农业节水；3）土壤改良和水土环境的改善。

[2] 土壤各个指标，计算意义，相互关系。

土壤—是由矿物质和生物紧密结合的固相、液相和气相三相共存的一个复杂的、多相的、非均匀多孔介质体系。

定性指标—质地、结构。

定量指标– 孔隙度、密度、含水率、饱和度等。

[3] 含水率。

体积含水率：θ v =Vw /V0 重量（质量）含水率：θ g =mw /ms 饱和度：w=Vw/Vv 贮水深度：h=H θ （量刚为 L ） 主要测定方法：称重法（烘干法） 核技术测量：中子仪， γ 射线仪、电磁测量：时域反射仪(TDR)、核磁共振测量、热脉冲测量、遥感测 量：大面积地表含水率；[4] 水分常数。

吸湿水，束缚在土粒表面的水汽，最大吸湿量（吸湿常数） 薄膜水，吸湿 水外层连续水膜，最大分子持水量，（薄膜水不能被植物吸收时）凋萎系数；毛管水， 土壤孔隙（毛管），水气界面为一弯月面，分毛管上升水、毛管悬着水，田间持水量（毛 管悬着水达到最大），田持；重力水，大孔隙中的水，饱和含水率。

农业生产中常用的 水分常数：田间持水量（field (moisture) capacity ）：农田土壤某一深度内保持吸湿水、 膜状水和毛管悬着水的最大水量。

凋萎系数（wilting coefficient ）：土壤中的水分不能被 根系吸收、植物开始发生永久凋萎时的土壤含水率，也称凋萎含水率或萎蔫点。

土壤有 效含水量（available water content of soil ）：土壤中能被作物吸收利用的水量，即田间持 水量与凋萎系数之间的土壤含水量。

土壤含水率与水分常数的应用：估计水分对植物生 长的影响；计算灌溉水量；根据土壤水分的动态变化估算腾发量（地面蒸发＋植物蒸腾） [5] 土水势(Soil water potential)：可逆、等温地从特定高度和大气压下的纯水池转移极少量水到土壤中某一点时单位数量纯水所做的功。

土壤含水量测量方法(1 )称重法(Gravimetric)也称烘干法，这是唯一可以直接测量土壤水分方法，也是目前国际上的标准方法。

用土钻采取土样，用0.1g精度的天平称取土样的重量，记作土样的湿重M,在105 C的烘箱内将土样烘6~8小时至包重，然后测定烘干土样，记作土样的干重Ms土壤含水量=〔烘干前铝盒及土样质量-烘干后铝盒及土样质量〕/〔烘干后铝盒及土样质量-烘干空铝盒质量〕*100%(2 )张力计法(Tensiometer)也称负压计法，它测量的是土壤水吸力测量原理如下：当陶土头插入被测土壤后，管内自由水通过多孔陶土壁与土壤水接触，经过交换后到达水势平衡，此时，从张力计读到的数值就是土壤水〔陶土头处〕的吸力值，也即为忽略重力势后的基质势的值，然后根据土壤含水率与基质势之间的关系〔土壤水特征曲线〕就可以确定出土壤的含水率〔3 〕电阻法〔Electricalresistance〕多孔介质的导电能力是同它的含水量以及介电常数有关的，如果忽略含盐的影响，水分含量和其电阻问是有确定关系的电阻法是将两个电极埋入土壤中，然后测出两个电极之间的电阻。

但是在这种情况下，电极与土壤的接触电阻有可能比土壤的电阻大得多。

因此采用将电极嵌入多孔渗水介质〔石膏、尼龙、玻璃纤维等〕中形成电阻块以解决这个问题(4 ) 中子法(Neutronscattering)中子法就是用中子仪测定土壤含水率中子仪的组成主要包括：一个快中子源，一个慢中子检测器，监测土壤散射的慢中子通量的计数器及屏蔽匣，测试用硬管等。

快中子源在土壤中不断地放射出穿透力很强的快中子，当它和氢原子核碰撞时，损失能量最大，转化为慢中子〔热中子〕，热中子在介质中扩散的同时被介质吸收，所以在探头周围，很快的形成了持常密度的慢中子云(5 ) r- 射线法(Gamma-rayattenuation)Y -射线法的根本原理是放射性同位素(现常用的是137Cs, 241Am) 发射的Y -射线法穿透土壤时，其衰减度随土壤湿容重的增大而提高。

量纲:取决于水头梯度。如果水头梯度取长度比长度则导水率的量纲完全与 通量相同，也是速度的量纲（LT-1），经常使用。其它量纲不直观，应用很 少。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
影响导水率因素： （1）土壤性质： A.质地： Ks（sand）=10-2~10-3（cm/秒） Ks（clay）=10-4~10-7 （cm/秒） B.结构：饱和导水率取决于能够导水的大孔隙的孔度，并不是取 决于土壤总孔度；田间裂隙、根孔和虫孔都是饱和导水的主要通 道(这些孔道往往在灌水入渗期间成为发生优先流的地方。有结 构土壤饱和导水率大于无结构的土壤。 总孔隙度大的土壤未必是饱和导水率最高的土壤 注意： 由于土壤基模特性的不稳定性，导致实际上土壤饱和 导水率往往不是常数。如土壤中离子代换作用、土壤胀缩过程、 以及封闭气体作用等。饱和导水率是一个常数是理论概念，它建 立在土壤基模特性稳定的基础上。实际上却并不是一个常数。 （2）环境温度：温度会影响到土壤中封闭空气的溶解度、会影响 到土壤中溶质离子溶解度，同样影响到水分的物理性状。所以， 影响到土壤导水率。 （3）流体性质：液体的粘滞系数（viscosity）和密度（fluid density） 也是影响导水率的主要因素。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
2.达西定律（Darcy’s law) 1856年法国工程师Henri Darcy在Dijon城解决城市人口用水问题时总结发表 了达西定律，他指出：细沙过滤器中水流的速度与其所受的压力差成正比例，而 与过滤器的长度成反比。（达西定律诞生背景） 达西定律表达式： 一维情况下: Q q = A⋅t = − K ∆H ∆Z q : 流速（ flux density ; LT -1） Q ：流量 ( quantity of water ; m 3 ) A：土柱横截面积 ( cross − sec tional area ; m 2 ) t：时间（ time ; s） K ：导水率 ( hydraulic conductivi ty; m/s) ∆H ：压力差（ hydraulic head; m） ，水分移动的驱动力 ∆Z：土柱长度 (column length; m) ∆H ：水势梯度 ( hydraulic gradient ; m / m ) ∆Z “ −”：表示水流的方向由 水势高出流向水势低处

第二章 土壤水分运动基本方程如前所述，达西定律是由达西（Darcy ，Henry 1856）通过饱和砂柱渗透试验得出，后由Richards （1931）将其扩伸至非饱和水流中，并规定导水率为土壤负压h 的函数，即()H h k q ∇= （2-2-1）式中：H ∇——为水势梯度；k （h ）——为导水率，是土壤负压h 的函数； q ——为水流通量或流速。

Richards 方程垂向一维方程为)1)(( )(±∂∂-=∂∂-=zhk zH k q z θθ注意：H=h ±z ，垂直坐标向上为“+”；向下时为“–”。

由于k （h ）受滞后影响较大，上式仅适用于单纯的吸湿或脱湿过程。

若将导水率作为容积含水率函数，即以k （θ）代替人k （h ），则可避免滞后作用的影响。

一般说来达西定律对饱和与非饱和水流均可适用，即水流通量与势能梯度成正比。

但在饱和土壤中，压力为正值，其总水头包括了由该点在地下水面以下深度来确定的静水压力（正值）和相对于基准面高度来确定的位置水头，总水头为压力水头和位置水头之和，水由总水头高处向低处流动。

在非饱和土壤中，基质势为负值，土水势在不考虑溶质势、温度势及气压势时，只包括重力势和基质势。

因此，总水头常以负压水头和位置水头之和来表示。

一维Richards 方程的几种形式：根据()()θθθD hk =∂∂（K=C ×D ）得： x h k q x ∂∂-=)(θ x D q x ∂∂-=θθ)( y h k q y ∂∂-=)(θ yD q y ∂∂-=θθ)( )1)((±∂∂-=z h k q z θ )]()([θθθk zD q z ±∂∂-=第一节 直角坐标系中土壤水分运动基本方程一、基本方程的推导土壤水分运动一般遵循达西定律，且符合质量守恒的连续性原理。

土壤水分运动基本方程可通过达西定律和连续方程进行推导。

如图2-2-1所示，从土壤中取出微分单元体abcdefgh ，其体积为z y x ∆∆∆，由于该立方体很小，在各个面上的每一点流速可以看成是相等的，设其流速为z y x v v v 、、，在t ～t+Δt 时段内，流入立方体的质量为（3个面流入）：t y x v t z x v t z y v m z y x ∆∆∆+∆∆∆+∆∆∆=ρρρ入 （2-2-2）流出立方体的质量为（3个面流出）：t z y x x v v m x x ∆∆∆⎪⎭⎫⎝⎛∆∂∂+=ρ出t y x z z v v t z x y y v v z zy y ∆∆∆⎪⎭⎫ ⎝⎛∆∂∂++∆∆∆⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∆∂∂++ρρ （2-2-3） 式中：ρ––––水的密度；z y x ∆∆∆,,––––分别表示微分体x 、y 、z 方向长度；x x v x ∆∂∂，y y v y ∆∂∂，z zvz ∆∂∂––––分别表示水流经微分体后，其流速在x 、y 、z 方向的变化值。