水 文 学 原 理(五土壤水)
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河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗123
第三节 土壤水分运动基本方程
教学目标： 土水势中各分势和总势。 滞后现象 分析质地和结构对土壤水分特征曲线影响。
一、土水势
1、土水势：土壤水的势能称土水势。 它是土壤水与标准参照状态下的水相比较所具有的
特定势能。 说明：标准参照状态：一定高度处，与土壤同温度
下承受一个标准大气压或当地大气压的状态。 土水势是一个表示土壤水势能的相对指标。
毛管力的方向，因土壤颗粒的排列十分复杂，故可能具 有任何方向。
H不大于3~4米
毛细管的直径在0.1~0.001mm最明显。
（三）重力
重力 土壤中水分受到的地心引力称为重力，其 作用方向总是指向地心，近似地可认为垂直向下。
二、土壤水类型
土壤中存在的液态水分，根据作用力的情况，可 分为束缚水和自由水两类。
1. 当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土
壤水分的消失点或消失面转移，
2. 当土壤含水量小于此值，连续输移水分就会遭到
破坏，并将变为以薄膜水和水汽的形式进行。
3. 一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65
％。
Hale Waihona Puke 6、饱和含水量饱和含水量：土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量。 特点：
1. 若用容积含水率表示饱和含水量，则此时也等于孔隙度。 2. 饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重
1、最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达到 最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又称吸 湿系数。 （1）被吸附的水分子层的厚度相当于15—20个 水分子厚，约4—5um，其最外层的水分子所受到 的土壤颗粒的分子引力为31个大气压。 （2）不同粒径的土壤颗粒的最大吸湿量不同。
2、最大分子持水量
课件：第05章土壤水
0 -0.01 -0.1 -0.3 -1.0 -15 -31 -100
土水势(kPa)
0 -1 -10 -30 -100 -1,500 -3,100 -10,000
排水孔隙的直 径(m) -300 30 10 3 0.2 0.97 0.03
国际制单位1kPa=0.01 Bars
土壤水吸力
土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情况下 所处的能态，简称吸力，但并不是指土壤对水的吸 力。
g=Mgz
5、总水势(t)
t = m + p + s + g
土壤水 饱和状 态下
土壤水 不饱和 情况下
t = p + g t = m + g
土水势单位
土水势的定量表示是以单位数量土壤水的势能值为准。单位 数量可以是单位质量、单位容积或单位重量。最常用的是单 位容积和单位重量。
单位质量土壤水的土水势单位为J/kg，
和导水率
d /dx 为
总水势梯度
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：饱和条件下的 土壤导水率K，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 势的函数。土壤水 吸力和导水率之间
土壤水 的形态 分类
吸附水，受土壤吸附力作用保持， 可分为吸湿水和膜状水
毛管水，受毛管力的作用而保持
重力水，受重力支配，容易进一步 向土壤剖面深层运动
土壤中粗细不同的毛管孔隙连通一起形成复杂的毛管 体系。在地下水较深的情况下，降水或灌溉水等地面 水进入土壤，借助于毛管力保持在上层土壤的毛管孔 隙中的水分，它与来自地下水上升的毛管水并不相连， 好像悬挂在上层土壤中一样，故称之为毛管悬着水。 土壤毛管悬着水达到最多时的含水量称为田间持水量。 在数量上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。当一 定深度的土体储量达到田间持水量时，若继续供水， 就不能使该土体的持水量再增大，而只能进一步湿润 下层土壤。田间持水量是确定灌水量的重要依据，是
水文学原理-第6章 土壤水与下渗
2、毛管水移动速度较快，能及时满足作物根系吸水要求 3、毛管水具有溶解、输送养料的能力，满足作物对养料的需
求 4、是地下水和作物根层水分间的桥梁 毛管水含量影响因素：土壤质地、结构、地下水含量
2020年2月1日
27
吸湿水
薄膜水 毛管水
紧束缚水，吸湿水达到最大→吸湿系数
松束缚水，薄膜水达到最大→最大分子持水 量
粘粒 强风化区土壤
养分高，团聚性强，保水 耕性较 保肥力强，通气性差，易 好 板结
2020年2月1日
13
④土壤结构 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。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。 土壤团聚体：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。 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。
2020年பைடு நூலகம்月1日
7
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。
毛管水
可分为
重力水
土壤颗粒所吸附的液态薄膜水
气相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。成分与大气成分接 近。
2020年2月1日
8
②土壤中各相的体积与质量构成
2.膜状水所受的土粒表面分子引力较小，能在土粒表面缓慢移动
3.膜状水可以被植物吸收利用，但不能满足作物需求，只有根系 周围的膜状水才能被植物吸收
求 4、是地下水和作物根层水分间的桥梁 毛管水含量影响因素：土壤质地、结构、地下水含量
2020年2月1日
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吸湿水
薄膜水 毛管水
紧束缚水，吸湿水达到最大→吸湿系数
松束缚水，薄膜水达到最大→最大分子持水 量
粘粒 强风化区土壤
养分高，团聚性强，保水 耕性较 保肥力强，通气性差，易 好 板结
2020年2月1日
13
④土壤结构 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。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。 土壤团聚体：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。 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。
2020年பைடு நூலகம்月1日
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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。
毛管水
可分为
重力水
土壤颗粒所吸附的液态薄膜水
气相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。成分与大气成分接 近。
2020年2月1日
8
②土壤中各相的体积与质量构成
2.膜状水所受的土粒表面分子引力较小，能在土粒表面缓慢移动
3.膜状水可以被植物吸收利用，但不能满足作物需求，只有根系 周围的膜状水才能被植物吸收
水文学原理(4-5章)
a 2 t
)
z y y0erfc ( ) 2 Dt
z 2 Dt
y y0erfc( )
2
e
2
d
问题求解（续）
得到原问题的解为： ( z, t ) i
2( s i )
e
2
d
f p V | z 0 ( D ) z 0 ( D ) z 0 z z (D ( s i )
???zkzkzykyxkxt?????????????????????????zkzkzykyxkxt????????????????????????????????????????三非饱和水流的基本微分方程续zkzkzykyxkxt?????????????????????????????????????????d扩散系数?d?dkdddddd????????????????????????????z??????zzyyxxt?水平方向
二、土壤水分的存在形式
土粒分子从空气中吸附的水分。约几个分子厚度，为紧束缚 水，与水文现象关系不大。
薄膜水
吸湿水外面，土粒剩余分子力所吸持的水分。为受束缚水。
毛管水
a)
支持毛管水——地下水面以上受毛管力支持而存在于土壤孔 隙中的水分。
b)
毛管悬着水——受毛管力支持而悬吊于土壤孔隙中的水分。
第三节
重力水
p= e/(1+e)
第二节
1.
土壤含水量
重量含水量（）
同一土样中水分重量占干土重量的百分比。
=(Ww / Ws)*100%
2.
体积含水量（）
同一土样中水分体积占总体积的百分比。 = (Vw /V ) *100%
《水文学原理》复习思考题
《水文学原理》思考题第一章绪论1. 水文学主要研究那些内容？水文学是研究地球上水的分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会活动之间的相互关系的学科。
（研究地球上的各种水体的形成、循环和分布，探讨水体的化学和物理性质以及它们队环境的反应，包括它们与生物的关系。
）2. 人类面临的主要水问题有哪些？如何解决？水资源缺水问题：水多了，水少了，水脏了；3. 什么是水文现象？水文现象有哪些基本规律和特性？水文现象；降水，蒸发径流以及河流的结冰封冻等基本规律；1确定性规律；2随机性规律特性；1时程变化的周期性与随机性对立统一；2地区分布的相似性与特殊性对立统一4. 水文学有哪些主要分支学科?1、按应用范畴分：工程水文学、农业水文学、城市水文学、森林水文学2、按研究方法分：水文统计法、随机水文法、地理水文学、实验水文学、同位素水文学，实验水文学，动力水文学，数值水文学，水文测验学；3、按研究对象分：河流水文学、河口水文学、海洋水文学、河口水文学、地下水文学冰川水文学、湿地水文学，环境水文学，生态水文学5. 水文学经历了哪些发展阶段？1萌芽时期；2奠基时期；3时间时期；4现代化时期6. 简述水文学研究的特点水文现象的基本特点1、成因上的自然性和认为性2、时程上的周期性和偶然性3、地域上的相似性和差异性4、运动的同在性和独立性第二章水文循环1. 水有哪些自然属性？社会属性？2. 水循环有哪些环节?降水，蒸散发，下渗，地面径流与地下径流。
2. 研究水文循环有哪几种尺度？1全球水文循环，2流域或区域水文循环，3水—土壤—植物系统水文循环3. 水循环的主要表现形式（水文现象）有哪些？降水，蒸发，径流和下渗4. 全球和流域（区域）水量平衡及方程式。
.全球水量平衡方程：如研究区域为地球上的全部海洋，所取计算时段为年，则某一年的（1）水量平衡方程为：P 洋+R＝E 洋+△Ws 式中P 洋——海洋上某—年的降水量；R——大陆流入海洋的某年径流量；E 洋——海洋上某一年的蒸发量；△W ——海洋某一年的储水增量。
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
水文学原理(第五节)
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������ ������ ������′
������
������ ������′
☆习题
������ ������ ������ ������′ ������ ������ ������′
2、变雨强时的下渗
第四节 下渗的影响因素 （ Influencing Factors of Infiltration ）
☆课程小结
1、掌握理解下渗过程3阶段的特征 2、掌握理解下渗不同阶段土壤水的类型及作用力 3、掌握理解下渗特征和雨强的关系
☆思考题与作业
（1）简述下渗过程的各阶段受力状况及运动特征 （2）简述天然条件下的下渗过程（分类描述）
毛管水上升带：在地下水面以上， 由于土壤毛管力的作用，一部分 水分沿着土壤孔隙侵入地下水面 以上的土壤中，形成的水分带。 该区间土壤含水量自下而上逐渐 减小。
第二节 下渗过程 （Process of Infiltration ）
1、与下渗相关的概念 下渗: 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到 土壤中的运动过程。
土壤的机械物理性质与水分物理性质 ❖流域地面情况(地形、植被) 人类活动
土壤的机械物理性质与水分物理性质
土壤的机械物理性质包括土壤的颗粒组成及其结构；土壤 的水分物理性质包括孔隙度、土壤含水量及其分布。
流域地面情况
有植被的地区下渗较裸土地区为大。因为植被阻滞地面径流， 增加了下渗时间；枯枝落叶及根系的腐烂使土壤更易透水。
习题
❶稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水分主要是 [ ]。 A、毛管水 B、薄膜水 C、重力水 D、吸湿水
❷渗漏阶段，下渗水分的存在形式是 [ ]。 A、毛管水 B、薄膜水 C、重力水 D、吸湿水
第三节 下渗与降雨强度的关系
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☆习题
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2、变雨强时的下渗
第四节 下渗的影响因素 （ Influencing Factors of Infiltration ）
☆课程小结
1、掌握理解下渗过程3阶段的特征 2、掌握理解下渗不同阶段土壤水的类型及作用力 3、掌握理解下渗特征和雨强的关系
☆思考题与作业
（1）简述下渗过程的各阶段受力状况及运动特征 （2）简述天然条件下的下渗过程（分类描述）
毛管水上升带：在地下水面以上， 由于土壤毛管力的作用，一部分 水分沿着土壤孔隙侵入地下水面 以上的土壤中，形成的水分带。 该区间土壤含水量自下而上逐渐 减小。
第二节 下渗过程 （Process of Infiltration ）
1、与下渗相关的概念 下渗: 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到 土壤中的运动过程。
土壤的机械物理性质与水分物理性质 ❖流域地面情况(地形、植被) 人类活动
土壤的机械物理性质与水分物理性质
土壤的机械物理性质包括土壤的颗粒组成及其结构；土壤 的水分物理性质包括孔隙度、土壤含水量及其分布。
流域地面情况
有植被的地区下渗较裸土地区为大。因为植被阻滞地面径流， 增加了下渗时间；枯枝落叶及根系的腐烂使土壤更易透水。
习题
❶稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水分主要是 [ ]。 A、毛管水 B、薄膜水 C、重力水 D、吸湿水
❷渗漏阶段，下渗水分的存在形式是 [ ]。 A、毛管水 B、薄膜水 C、重力水 D、吸湿水
第三节 下渗与降雨强度的关系
土壤学第五章土壤水
1
pF值 0
kPa 1520
水柱高度 （cm）
pF值
15849
4.2
1
10
1
3141
21623
4.5
10
100
2
10133
100000
5
51
501
2.7
101325 1000000
6
101
1000
3
1013250 10000000
7
1013
10000
4
四、土水势的测定
张力计法、压力膜法、冰点下降法和水气压法等。 张力计(tensiometer)，又名负压计或湿度计，测定水 不饱和土壤的基质势或基质吸力。
和灌水量。
21
例：一容重为1g/cm3的土壤，初始含水量为12%，田间 持水量为30%，要使30cm土层含水量达田间持水量的80%， 需灌水多少（方/亩）？
解：田间持水量的80%为：30%×80%=24%
30cm土层含水达田间持水量80%时 水mm=(0.24-0.12)×1×300 =36(mm) 2/3×36=24(方/亩)
3. 温度 影响水的粘滞性和表面张力。土温升高，水的基质势
增大，有效性提高。 4. 水分滞后现象 土壤吸湿过程中，水吸力随含水量增加而降低的速
度较快。土壤脱湿过程中，水吸力随含水量减少而增大的 速度较慢。同一土壤的两种水分特征曲线不重合。砂质土 的滞后现象比粘质土更明显。
Water sorption curve soil water hysteresis
砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
田间持水量(%) 12 18
22
24
26 30
5 土壤水分
“水是生命之命脉”。 土壤水分是土壤最为重要的组成部分，它在土壤形成、 土壤的演化过程中起到极为重要作用；水是土壤中一系列 过程进行得媒介。土壤水是土壤微生物、植物的最主要的 水源。土壤水分状况是土壤肥力的最重要的因素之一。 农谚说：有收无收在于水，收多收少在于肥。 我国是水资源贫乏的国家，北方属于缺水的旱地农业， 占52%左右。北方主要主要是发展节水农业（土壤保水）； 南方季节性缺水和洪涝灾害频繁发生，主要问题需要进行 排水除涝。
由此可见：用烘干土作基数表示水分变化过程更为直观
100 w干 应用时注意：已知土壤样品含水量，由湿土折算成干土计算公式 100 m 今后凡表示土壤组成的百分数都应以烘干土中为基数！
第一节 土壤水分概念及其含量的表示方法
（二） 容积含水量 （volumetric water content） 容积含水量即单位土壤总容积中水分所占的容积分数，以称为容积湿度，容积含 水量多用百分比表示，也用容积分数表示： 百分比形式可用下式表示： 水分容积 土壤容积含水量（ %） 100 土壤容积 V 其数学表达式为： w 100
1与气象资料进行互相加减2计算土体中水分的总储量举例3计算土壤水分动态变化情况水分平衡模型的基础说明几种使用情况绝对水体积方亩绝对水体积是指一定面积和一定厚度土壤中所含水量的体积量纲为l它主要用于水利方面确定灌水量和排水量一般需要表明所涉及土壤面积和土层厚度在不标明土壤厚度时通常指1米土深
第五章 土壤水分 soil water
应用：主要应用在作物栽培学上，可以看出土壤水分的丰缺程度。一般土壤含 水量达到田间持水量的60%左右以下，作物就可能受到水分胁迫。即将准备灌 溉，灌到相对含水量为100%。因此，相对含水量隐含着水分有效性的元素在内。 切记：注意区分相对含水量和实际含水量。 （五）液体比(liquid ratio)
水文学原理考点
水文学原理考试要点第一章绪论1、水文现象的特点：1.时程上的周期性和随机性。
2.地区上的相似性和特殊性。
第二章河流与流域1、概念：流域：汇集到地面水流和地下水流的区域称为流域流域面积：指河口断面以上地面分水线包围的面积水系：由干流及其全部支流组成的脉络相通的网状系统闭合流域：当流域的地面、地下水分数线重合，河流下切比较深，流域上降水产生的地面、地下水流能够全部经过流域出口断面时称为闭合流域。
非闭合流域：由于地面、地下分水线不一致，或者因喝到下切过浅，流域出口断面流出的水流并非完全是由流域上降水产生的水流时。
第三章水文循环与水量平衡1、水文循环的概念：水圈中的各种水体在太阳辐射和地球引力的作用下，通过这种不断蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗和径流等形式的往复循环过程。
水文循环的主要环节：蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗和径流2、水文循环的分类：大循环、小循环、微循环3、水量平衡原理：对任何区域（或水体）、在任一时段内，其输入的水量和输出的水量只差等于其需水量的变化量并会应用水量平衡原理进行相关计算。
第四章降水1、降水的成因分类：1。
锋面雨2。
气旋雨3。
对流雨4.地形雨降水三要素：一点（或面上）的降雨量、降水历时与降水强度2、降水强度过程线：累积降雨过程线3、流域面平均降水量的计算方法，并比较几种常用的基本方法（算术平均法、泰森多边形法、等雨量线法、距离平方倒数法）的优缺点；4、掌握泰森多边形法计算流域面平均降水量。
第五章土壤水1、土壤水的分类：吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水2、土壤水分常数：1.土壤水分常数用来表征土壤水分形态和运动特征。
2.不同形态的水反映了土壤不同的持水量，这种关系通常用一些土壤含水量的特征数值来表示。
3、土水势的总势：总水势只有大小无方向，而而水势梯度则是向量，总水势增加的方向为正，每种物质都要力图达到与其周围平衡的趋势，因此，水总是从总水势高的地方流向总水势低的地方，且水流运动的方向总是与水势梯度的方向相反。
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HHU
第五章
土壤水
本 章 内 容
1 2 3 4
土壤的质地结构及“三相”关系
土壤水的存在形态 土壤水的能量状态
土壤水运动的控制方程
“土壤”是指地球表面风化的散碎外壳。是一种 由大小不同的固体颗粒集合而成的具有空隙或孔 隙的散粒体，属多孔介质。 “土壤水”则是指包含在土壤孔隙中的水分。地 球表面的土壤覆盖层是一个巨大的“蓄水库”， 全球蓄于土壤中的水量估计有16500km3 ，约为河 道蓄水量的8倍。 在水文循环中，土壤起着十分重要的调节和分配 水量的作用。 问题：水分是怎样被吸收到土壤中去的?进入土壤 中的水分是怎样储存、变化和运动的?
2 土壤水分特性曲线
——吸力与土壤含水量的关系，称为土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线
获得土壤水分特性曲线可以有两种做法：一是从干燥土壤
开始，在土壤吸收水分的过程中测定；二是从饱和土壤开 始，在土壤脱水过程中测定。
实验表明，在脱水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上
方，在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方，两 条曲线首尾大体重叠，但中间差别明显，犹如一个绳套。
3 非饱和水流运动的基本微分方程
V K ( )
V t
[ K ( ) ] [ K ( ) ] [ K ( ) ] t x x y y z z
只考虑垂向时：
[ K ( ) ] t z z
毛管断裂含水量： 毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量 田间持水量： 土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量
饱和含水量： 土壤中全部孔隙都被水充满时的土壤含水量
最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达
到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又
称吸湿系数。
最大分子持水量
膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大 时所相应的土壤含水量称为最大分子持水量，它
§4 土壤水运动的控制方程
各向同性土壤、不可压缩液体、三维情形的非饱
和水流运动的控制方程。称为理查兹方程。 只要已知土壤水分特性曲线和水力传导度与土壤 含水量的关系曲线，并给定适当的初始条件和边 界条件，就可由理查兹方程求解各种非饱和水流 运动问题。 理查兹方程是高度的非线性方程，故至今仍不能
2 正方向的确定
通过对势的分析能够讨论土壤水运动
势是一个标量，可以作代数运算，而力是矢量，
必须用平行四边形法则来运算。由于平行四边形
运算法则要比代数运算复杂得多。因此，利用势
来讨论物体运动要比用力来讨论物体运动更方便
土壤水作用力方向变化复杂、不易确定，故用势
来讨论它的运动更具有优越性。
§3 土壤水的能量状态
2 非饱和水流的连续性方程
z x y
( w ) ( w x ) ( w y ) ( w z ) t x y z
单位时间内，流入控 制体的水量 - 流出控 制体的水量= 控制体 内土壤水的改变量
t
§4 土壤水运动的控制方程
非饱和土壤达西定律： 虽然非饱和水流与饱和水流 具有以上不同的特点，但理
K ( ) x
查兹(Richards)于1931年用实
验证明，非饱和水流也符合 达西定律，即非饱和水流的
K ( )
渗流速度与总土水势梯度成 正比，且与土壤中孔隙通道
的几何性质有关。
§4 土壤水运动的控制方程
孔隙度：
Va Vw f Vt Va Vw Vs Vf
e Vf Vs Vf Vt V f
孔隙比：
Va Va 充气孔隙度： f a Vt Vs Vw Va
§2 土壤水的存在形态
1 土壤水作用力
分子力： 土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力 毛管力： 由于浸润性液体表面张力作用引起的水分在土壤毛
饱和土壤达西定律：
K s x
K s
Ks－饱和水力传导度，又称渗透系数
控制非饱和与饱和土壤水流运动的因素
两者总势的组成不同。在饱和土壤中，总势由重 力势和静水压力势组成，而在非饱和土壤中，总 势则由重力势和基模势组成。 两者的水力传导度不同。饱和水力传导度是一个 常数，非饱和水力传导度是土壤含水量的函数。 干燥土壤的水力传导度最小，随着土壤含水量的 增加，水力传导度也增加。当土壤含水量达到饱 和时，水力传导度也达到最大，此即为饱和水力 传导度。
水力传导度随土壤含水量变化的原因
一是由于土壤未达到饱和含水量之前，有些孔隙
含有空气，减少了土壤横断面上的导水部分;
二是由于吸力增加过程中，最初被抽空的孔隙是
最大的那些，这样留给水分流动的只有较小的孔
隙了;
三是由于随着土壤含水量的减小，孔隙所形成的
水流路径的弯曲度将有所增加。
§4 土壤水运动的控制方程
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤质地：
组成土壤的固体颗粒的主要粒径或粒径的范围。
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
例题： 砂粒：40％ 粉粒：40％ 粘粒：20％
壤 土
土壤质地三角形
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤结构：
土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指 土壤孔隙的几何形状和大小。水分产生的作用力称为重力
§2 土壤水的存在形态
2 土壤水类型
吸湿水： 被干燥土粒表面分子引力所强烈吸附的水分
表现出固态水的性质，没有溶解能力，不能移动
§2 土壤水的存在形态
膜状水： 在吸湿水外层，被土粒剩余分子力所吸持的水膜
§2 土壤水的存在形态
毛管水： 由毛管作用保持在土壤毛管孔隙中的水
求得它的解析解。
这种绳套现象称为滞后作用。
同样的吸力，在脱水和吸水两个过程中，土壤吸持的水分 数量是不同的，脱水过程吸持的水分要大于吸水过程吸持 的水分。
土壤水分特性曲线
引起滞后作用的可能 原因：
单个孔隙的几何形状 不均一性 接触角作用 被包围的空气存在 土壤膨胀、收缩或老 化的作用
土壤水分特性曲线
§2 土壤水的存在形态
3 土壤水分常数
——某些特征条件下的土壤含水率，称为土壤水分常数
最大吸湿量： 饱和空气中，干燥土壤的吸湿水达到最大时的土壤含水量 最大分子持水量： 膜状水达到最大数量时所对应的土壤含水量 凋萎系数： 土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量
（此时植物开始永久性凋萎）
定土柱无蒸发，土柱内也无土壤水运动。试确定土柱中各点的基模势。
D 10cm 14cm C F E
10cm
B 8cm
土水势 (cm)
A
B
C
D
E
F
15 7 8 0
15 15 0 0
15 25 0 -10
15 35 0 -20
15 35 0 -20
15 21 0 -6
A 7cm
g p
m
§3 土壤水的能量状态
是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。
凋萎系数
植物生长需要通过根系不断地从土壤中吸收水分。 根毛的吸水力量约为15个大气压。当土壤颗粒对 水分子的吸力超过15个大气压时，植物就会因吸 取不到土壤水而凋萎枯死。因此，所谓凋萎系数 就是指土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时 的土壤含水量。 作物品种不同，土壤种类不同，其凋萎系数也不 同。 凋萎系数总是大于最大吸湿量，而小于最大分子 持水量的。一般来说，凋萎系数约为最大吸湿量 的1.5倍，而是最大分子持水量的38％～75 ％
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
b 表示土壤中液相比例的物理量：
质量含水率：
Mw Ms
Vw Vw 容积含水率： Vt Vs V f
饱 和
Vw Vw 度： s V f Vw Va
以百分比表示
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
c 表示土壤中气相比例的物理量：
田间持水量。 它是不受地下水影响条件下土壤在田间或自然状 况时所能保持水分的最高数量，也就是说，降雨 或灌溉水进入土壤后，若超过田间持水量，则超
过部分将不能为土壤保持而以自由重力水形式向
下渗透。 田间持水量是将土壤水划分为土壤持水量和向下 渗透水分的“门槛”。
饱和含水量
土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量称为饱和含水量。若用容
滞后现象是一个不可忽视的土壤水分特性，它增
加了非饱和水流运动方程式的求解复杂性和难度
土壤的质地和结构对土壤水分特性曲线的形状及
其滞后现象均有明显的影响。
滞后作用一般在粗质地土壤中低吸力范围内最为
明显，随着土壤中粘粒含量的增加，滞后作用将
越来越不明显。
§4 土壤水运动的控制方程
1 非饱和土壤的达西定律
积含水率表示饱和含水量，则它与孔隙率是一致的。 饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重力水。
§3 土壤水的能量状态
1 土水势
——土壤水所具有的势能，称为土水势
标准参照状态： 在大气压下，与土壤同温度、具有固定高度的一个
假想纯自由水面的储水池。
土水势分析的关键点： 1 标准参照面的确定
毛管上升水：地下水凭借毛管作用上升进入到土壤孔隙中 毛管悬着水：凭借毛管作用保持在靠近地面土层中的水分
§2 土壤水的存在形态
重力水： 在重力作用下能自由在土壤中运动的水
渗透重力水：在重力作用下，沿土壤中非毛管孔隙向下渗透的水 支持重力水：由地下水所支持而存在于毛管孔隙中的连续水体或
由土层中相对不透水层阻止渗透水继续向下而形成的水体
毛管断裂含水量
毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量
称为毛管断裂含水量。 当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土 壤水分的消失点或消失面转移，反之，连续输移 水分就会遭到破坏，并将变为以薄膜水和水汽的 形式进行。 一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65
第五章
土壤水
本 章 内 容
1 2 3 4
土壤的质地结构及“三相”关系
土壤水的存在形态 土壤水的能量状态
土壤水运动的控制方程
“土壤”是指地球表面风化的散碎外壳。是一种 由大小不同的固体颗粒集合而成的具有空隙或孔 隙的散粒体，属多孔介质。 “土壤水”则是指包含在土壤孔隙中的水分。地 球表面的土壤覆盖层是一个巨大的“蓄水库”， 全球蓄于土壤中的水量估计有16500km3 ，约为河 道蓄水量的8倍。 在水文循环中，土壤起着十分重要的调节和分配 水量的作用。 问题：水分是怎样被吸收到土壤中去的?进入土壤 中的水分是怎样储存、变化和运动的?
2 土壤水分特性曲线
——吸力与土壤含水量的关系，称为土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线
获得土壤水分特性曲线可以有两种做法：一是从干燥土壤
开始，在土壤吸收水分的过程中测定；二是从饱和土壤开 始，在土壤脱水过程中测定。
实验表明，在脱水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上
方，在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方，两 条曲线首尾大体重叠，但中间差别明显，犹如一个绳套。
3 非饱和水流运动的基本微分方程
V K ( )
V t
[ K ( ) ] [ K ( ) ] [ K ( ) ] t x x y y z z
只考虑垂向时：
[ K ( ) ] t z z
毛管断裂含水量： 毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量 田间持水量： 土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量
饱和含水量： 土壤中全部孔隙都被水充满时的土壤含水量
最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达
到最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又
称吸湿系数。
最大分子持水量
膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大 时所相应的土壤含水量称为最大分子持水量，它
§4 土壤水运动的控制方程
各向同性土壤、不可压缩液体、三维情形的非饱
和水流运动的控制方程。称为理查兹方程。 只要已知土壤水分特性曲线和水力传导度与土壤 含水量的关系曲线，并给定适当的初始条件和边 界条件，就可由理查兹方程求解各种非饱和水流 运动问题。 理查兹方程是高度的非线性方程，故至今仍不能
2 正方向的确定
通过对势的分析能够讨论土壤水运动
势是一个标量，可以作代数运算，而力是矢量，
必须用平行四边形法则来运算。由于平行四边形
运算法则要比代数运算复杂得多。因此，利用势
来讨论物体运动要比用力来讨论物体运动更方便
土壤水作用力方向变化复杂、不易确定，故用势
来讨论它的运动更具有优越性。
§3 土壤水的能量状态
2 非饱和水流的连续性方程
z x y
( w ) ( w x ) ( w y ) ( w z ) t x y z
单位时间内，流入控 制体的水量 - 流出控 制体的水量= 控制体 内土壤水的改变量
t
§4 土壤水运动的控制方程
非饱和土壤达西定律： 虽然非饱和水流与饱和水流 具有以上不同的特点，但理
K ( ) x
查兹(Richards)于1931年用实
验证明，非饱和水流也符合 达西定律，即非饱和水流的
K ( )
渗流速度与总土水势梯度成 正比，且与土壤中孔隙通道
的几何性质有关。
§4 土壤水运动的控制方程
孔隙度：
Va Vw f Vt Va Vw Vs Vf
e Vf Vs Vf Vt V f
孔隙比：
Va Va 充气孔隙度： f a Vt Vs Vw Va
§2 土壤水的存在形态
1 土壤水作用力
分子力： 土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力 毛管力： 由于浸润性液体表面张力作用引起的水分在土壤毛
饱和土壤达西定律：
K s x
K s
Ks－饱和水力传导度，又称渗透系数
控制非饱和与饱和土壤水流运动的因素
两者总势的组成不同。在饱和土壤中，总势由重 力势和静水压力势组成，而在非饱和土壤中，总 势则由重力势和基模势组成。 两者的水力传导度不同。饱和水力传导度是一个 常数，非饱和水力传导度是土壤含水量的函数。 干燥土壤的水力传导度最小，随着土壤含水量的 增加，水力传导度也增加。当土壤含水量达到饱 和时，水力传导度也达到最大，此即为饱和水力 传导度。
水力传导度随土壤含水量变化的原因
一是由于土壤未达到饱和含水量之前，有些孔隙
含有空气，减少了土壤横断面上的导水部分;
二是由于吸力增加过程中，最初被抽空的孔隙是
最大的那些，这样留给水分流动的只有较小的孔
隙了;
三是由于随着土壤含水量的减小，孔隙所形成的
水流路径的弯曲度将有所增加。
§4 土壤水运动的控制方程
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤质地：
组成土壤的固体颗粒的主要粒径或粒径的范围。
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
例题： 砂粒：40％ 粉粒：40％ 粘粒：20％
壤 土
土壤质地三角形
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
土壤结构：
土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指 土壤孔隙的几何形状和大小。水分产生的作用力称为重力
§2 土壤水的存在形态
2 土壤水类型
吸湿水： 被干燥土粒表面分子引力所强烈吸附的水分
表现出固态水的性质，没有溶解能力，不能移动
§2 土壤水的存在形态
膜状水： 在吸湿水外层，被土粒剩余分子力所吸持的水膜
§2 土壤水的存在形态
毛管水： 由毛管作用保持在土壤毛管孔隙中的水
求得它的解析解。
这种绳套现象称为滞后作用。
同样的吸力，在脱水和吸水两个过程中，土壤吸持的水分 数量是不同的，脱水过程吸持的水分要大于吸水过程吸持 的水分。
土壤水分特性曲线
引起滞后作用的可能 原因：
单个孔隙的几何形状 不均一性 接触角作用 被包围的空气存在 土壤膨胀、收缩或老 化的作用
土壤水分特性曲线
§2 土壤水的存在形态
3 土壤水分常数
——某些特征条件下的土壤含水率，称为土壤水分常数
最大吸湿量： 饱和空气中，干燥土壤的吸湿水达到最大时的土壤含水量 最大分子持水量： 膜状水达到最大数量时所对应的土壤含水量 凋萎系数： 土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量
（此时植物开始永久性凋萎）
定土柱无蒸发，土柱内也无土壤水运动。试确定土柱中各点的基模势。
D 10cm 14cm C F E
10cm
B 8cm
土水势 (cm)
A
B
C
D
E
F
15 7 8 0
15 15 0 0
15 25 0 -10
15 35 0 -20
15 35 0 -20
15 21 0 -6
A 7cm
g p
m
§3 土壤水的能量状态
是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。
凋萎系数
植物生长需要通过根系不断地从土壤中吸收水分。 根毛的吸水力量约为15个大气压。当土壤颗粒对 水分子的吸力超过15个大气压时，植物就会因吸 取不到土壤水而凋萎枯死。因此，所谓凋萎系数 就是指土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时 的土壤含水量。 作物品种不同，土壤种类不同，其凋萎系数也不 同。 凋萎系数总是大于最大吸湿量，而小于最大分子 持水量的。一般来说，凋萎系数约为最大吸湿量 的1.5倍，而是最大分子持水量的38％～75 ％
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
b 表示土壤中液相比例的物理量：
质量含水率：
Mw Ms
Vw Vw 容积含水率： Vt Vs V f
饱 和
Vw Vw 度： s V f Vw Va
以百分比表示
§1 土壤的质地结构及“三相”关系
c 表示土壤中气相比例的物理量：
田间持水量。 它是不受地下水影响条件下土壤在田间或自然状 况时所能保持水分的最高数量，也就是说，降雨 或灌溉水进入土壤后，若超过田间持水量，则超
过部分将不能为土壤保持而以自由重力水形式向
下渗透。 田间持水量是将土壤水划分为土壤持水量和向下 渗透水分的“门槛”。
饱和含水量
土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量称为饱和含水量。若用容
滞后现象是一个不可忽视的土壤水分特性，它增
加了非饱和水流运动方程式的求解复杂性和难度
土壤的质地和结构对土壤水分特性曲线的形状及
其滞后现象均有明显的影响。
滞后作用一般在粗质地土壤中低吸力范围内最为
明显，随着土壤中粘粒含量的增加，滞后作用将
越来越不明显。
§4 土壤水运动的控制方程
1 非饱和土壤的达西定律
积含水率表示饱和含水量，则它与孔隙率是一致的。 饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重力水。
§3 土壤水的能量状态
1 土水势
——土壤水所具有的势能，称为土水势
标准参照状态： 在大气压下，与土壤同温度、具有固定高度的一个
假想纯自由水面的储水池。
土水势分析的关键点： 1 标准参照面的确定
毛管上升水：地下水凭借毛管作用上升进入到土壤孔隙中 毛管悬着水：凭借毛管作用保持在靠近地面土层中的水分
§2 土壤水的存在形态
重力水： 在重力作用下能自由在土壤中运动的水
渗透重力水：在重力作用下，沿土壤中非毛管孔隙向下渗透的水 支持重力水：由地下水所支持而存在于毛管孔隙中的连续水体或
由土层中相对不透水层阻止渗透水继续向下而形成的水体
毛管断裂含水量
毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量
称为毛管断裂含水量。 当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土 壤水分的消失点或消失面转移，反之，连续输移 水分就会遭到破坏，并将变为以薄膜水和水汽的 形式进行。 一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65