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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。
土壤非饱和带-回复什么是土壤非饱和带？它的特征和成分是什么？土壤非饱和带的运动方程式是什么？如何评价土壤非饱和带在土壤水分研究和农业生产中的作用？一、土壤非饱和带的概念土壤非饱和带，也称为土壤未饱和带，是指土壤中的水分不充满整个土壤孔隙空间，即土壤中存在着未饱和的孔隙，这一部分土壤就构成了非饱和带。
由于土壤饱和度不同，非饱和带的厚度也不同，在干旱环境中，非饱和带可能会非常深。
相比于饱和带，非饱和带在地下水和水分运移方面具有较为复杂的特征。
二、土壤非饱和带的特征和成分由于非饱和带中土壤的饱和度不同，所以其特征和成分也有所不同。
一般而言，非饱和带的特征主要包括以下几个方面：1.大气气体的存在：非饱和带中空气存在的比例较高，因为非饱和带上方的大气压力使得土壤中的气体可以自由地移动。
2.水分的存在：虽然含水量不足饱和，但非饱和带中的土壤仍然存在一定的水分。
3.饱和度的变化：非饱和带中土壤的饱和度随着时间和地点的变化而变化。
4.各种物质的存在：在非饱和带中也存在各种离子，化合物和有机物质。
5.土壤孔隙和颗粒的大小：由于土壤非饱和带的孔隙已经存在一定的水分，因此土壤孔隙的大小会比饱和带中的更加小。
三、土壤非饱和带的运动方程式非饱和带的运动方程式是用来描述土壤中水分运移的方程式。
其形式可以简单的表示为：∂θ/∂t = -∇·(q_v - q)其中，θ表示土壤水分含量，t表示时间，∇表示空间梯度运算符。
q_v表示空气中的水分通量，q表示水分流通量，其中水分流通量可以通过Darcy 定律来表示。
Darcy定律是描述非饱和带中水分运移的基本定律，其表达式为：q = -k_k*∇h_w其中，k_k表示非饱和带的渗透性，h_w表示水位势。
四、土壤非饱和带在土壤水分研究和农业生产中的作用土壤非饱和带的特殊性质和方程式，以及与土壤水分运移的相关机制和现象的牵连，给土壤水分研究带来了重要的帮助。
非饱和带提供了不同于饱和带的研究对象，这对于土壤水分运移机理和非饱和水力学领域的研究和探索有着十分重要的作用。
无结构土壤非饱和水分函数解析土壤是农业重要的资源，其中的水分是影响作物生长的重要要素之一。
水分的分布和运动受到土壤物理性质的影响。
在土壤物理学中，建立土壤水分运动的模型非常重要，其中最重要的是无结构土壤非饱和水分函数。
无结构土壤粒子具有较小的粒径，孔隙尺寸很小，可以对水分运动有较强的控制，这样可以有效的提高土壤水的保持能力，而且这种土壤的容重要比普通的土壤要高。
因此，无结构土壤水分函数是研究无结构土壤水分运动的基础。
无结构土壤非饱和水分函数是一种表示土壤非饱和状态下水分流动过程的函数。
它包括土壤水压力，孔隙水压力，孔隙水压力，土壤湿度，水势态等因素，结合这些参数可以更好地反映土壤中水分的流动特点。
无结构土壤水分函数具有指数函数形式，它可以用来描述土壤的水势态，并可以确定土壤的可渗性，这在实际应用中具有重要的意义。
为了评价无结构土壤非饱和水分函数的准确性，实验室采用多种方法进行试验，如俯冲滴定法、匀量筐法、冷凝毛细管过滤法等。
以上各种方法可以有效测量土壤水分参数，如土壤水压力，湿度等，从而有效地分析无结构土壤非饱和水分函数的精确性，使土壤水分函数有更大的应用前景。
无结构土壤非饱和水分函数的研究和应用也有很多，如土壤水分模型、无结构土壤饱和流等。
例如，无结构土壤非饱和水分函数能够有效地描述土壤水压力、孔隙水压力及其他参数的变化特点，这对于土壤水势研究有重要的意义。
同时，土壤水分模型可以有效地模拟土壤水分的运动规律，这些模型主要是基于无结构土壤非饱和水分函数来计算土壤水分的流动，并可以更好地描述土壤水分的变化。
总之，无结构土壤非饱和水分函数的研究和应用，将有助于更好地描述土壤水分的流动特性，从而为农业生产提供更好的服务，提高土壤的利用效率。
1.我国水资源概况:缺水、时间分布不均匀、空间分布不均匀.2.灌溉排水的发展方向:我国灌溉排水事业发展应以提高经济效益为中心,重点放在对灌区专管机构和末级渠系的管理体制改革、现有灌排工程的更新改造和积极贯彻落实终端水价改革上。
3.灌溉排水工程学的研究对象及基本内容:1。
调节农田水分状况２.改变和调节地区水情。
4.调节农田水分状况的措施：1。
灌溉措施(补充农田水分的不足)2．排水措施(排出农田多余水分）5.改变和调节地区水情的措施：1。
蓄水保水措施。
2.调水、排水措施。
6.灌溉排水工程学的根本任务:通过兴建和运用各种水利工程措施,调节和改善农田水分状况和地区水利条件,促进生态环境的良性循环,使之有利于农作物的生长。
7.农田土壤水分存在的基本形式:固态、液态、气态。
固态水只有在土壤冻结时才存在.气态水存在于未被水分占据的土壤孔隙中。
液态水是土壤水分存在的主要形态,分为吸着水、毛管水、重力水。
8.农田水分消耗的五个方面:植株蒸腾、棵间蒸发、渗漏、地表径流、组成植株体的一部分。
9.作物需水量=植株蒸发量+棵间蒸发量10.作物需水量影响因素：作物因素、气象因素、土壤因素、农业技术。
11.作物需水量计算方法:1.直接计算法:经验公式、蒸发皿法、产量法、多因素法.:ET同时段的水面蒸发量ɑ需水系数b经验常数２。
基于参照物蒸发蒸腾量的半经验公式。
12.水分亏缺对作物生长的影响:1.对作物生理过程2。
对作物生长和产量3。
正面效应。
13.土壤水分亏缺的评价指标:土壤水分指标、作物水分指标、气象指标。
14.灌水方法分为全面灌溉和局部灌溉。
全面灌溉分为地面灌溉、喷灌。
(地面灌溉分为：畦灌、沟灌、淹灌、膜上灌)局部灌溉分为微灌和渗灌。
15.畦灌适用于窄行距离的作物;沟灌适用于灌溉宽行距的中耕作物;淹灌适用于水田．盐碱地改良；喷灌使用于蔬菜、果园、苗圃。
16.小畦灌“三改"灌水技术:长畦改短畦、宽畦改窄畦、大畦改小畦17.涌流灌溉法灌水方式:1定时段—变流程法2定流程—变时段法3增量法18.地膜覆盖栽培技术灌水方法:膜畦法、膜沟法19.喷灌系统按设备分为机组式和管道式；按压力方式分为机压、自压喷灌系统;按管道可移动长度分为固定式、半固定式、移动式;按机组碰洒特征分为定喷机组式喷灌系统、行喷机组式喷灌系统.20.喷灌强度：单位时间内喷洒在灌溉土地上的水深。
土壤非饱和带又称“包气带”，是指地面以下潜水面以上的地带。
这个地带空隙中包含有空气，未被水充满，包括耕层、根系层、毛管上升带和地下水面等部分。
在非饱和带，土壤水分的存在形式主要有吸着水、薄膜水、毛管水等，统称为上层滞水。
如地表水下渗时可暂时出现重力水。
非饱和带的厚度随地下水位埋深不同变化很大，从地下水浅埋地区的几十厘米、几米至地下水深埋地区的几十米甚至几百米。
同时，同一地点非饱和带的厚度也随地下水位升降而变化。
非饱和带中的水流驱动力与饱和带不同。
在非饱和土壤中，水流驱动力是压力势和重力势梯度，而非正值。
在非饱和土壤中，水分运动还存在着受费克气体扩散定律影响的气态水分运动机制。
当土壤湿度大于最大吸湿水时，温度梯度影响不大。
但是，当含水量低于最大吸湿水时，温度梯度对水分运动则起关键性作用。
此时，水汽扩散运动机制为主导，移动力梯度比重力水大几千倍，但因为特低的导水率，其水分运动速度很低。
非饱和带还具有复杂的物理、化学和生物过程，且垂向变化剧烈。
由于受到地表水文过程和化学过程的影响，非饱和带土壤含水量、化学物质浓度变化极为频繁，是地表以下水文系统中最为活跃的部分。
非饱和带土壤同时也可阻滞水分、污染物或其它化学物质向地下水系统迁移。
第28卷 第4期西北农业大学学报V ol.28N o.4 2000年8月Ac ta U niv.Ag ric.Bo reali-o ccidentalis Aug.2000 [文章编号]1000-2782(2000)04-0028-06温度对非饱和土壤水分运动的影响⒇刘思春,张一平,朱建楚,马爱生(西北农林科技大学资源与环境科学系,陕西杨陵712100) [摘 要] 研究了不同温度下,土壤水势(j)和土壤含水量对土壤水分运动的影响。
结果表明,在相同温度下,提高j(或增加土壤含水量)可提高非饱和土壤导水率(K),并有黄绵土>土娄土的趋势。
根据K的对数值与j拟合出线性方程,在生产实践中测定j值,用此方程可计算出K值,随着土壤含水量增加,K也提高,且呈正相关,在同一土壤含水量条件下,增加温度可提高K,增加幅度土娄土>黄绵土。
由K对数值与温度(t)回归出线性方程可看出,土娄土和黄绵土的水势温度效应(d j/d t)与K温度效应(dln K/d t)随j增加而降低。
[关键词] 非饱和导水率;土壤水势;温度;导水率温度效应(dln K/d t)[中图分类号] S152.7+2 [文献标识码] A目前对土壤水分能量的研究,不只是着眼于土壤本身,而是把土壤-植物-大气作为一个连接体系,统一考虑其能量关系,这是土壤水分能量研究的必然趋势[1～3]。
在土壤水分运动研究中,有关土壤水分运动参数与土壤水势关系的研究虽有报道,但均未考虑温度因素,达西定律也未考虑由于温度不同所导致的水流通量变化[4,5]。
但非饱和流是土壤中常见的水分运动方式,特别在干旱、半干旱地区更是如此。
由于这些地区气温日变幅较大,相应土壤上下层温差大(即土壤垂直方向温度梯度较大),因此,在这些地区的土壤水分研究中,更应重视温度对土壤水分运动的影响[6]。
本研究利用稳态流法测定非饱和土壤导水率,对土娄土、黄绵土在不同温度条件下,重点就非饱和土壤水分运动参数与水势(含水量)的关系进行了初步研究。
1 材料和方法1.1 材 料 选择陕西省杨陵土娄土和延安黄绵土两种土壤作为供试土样,其基本性质见表1。
表1 供试土样的基本性质土样深度/cm有机质/(g·kg-1)比表面/(m2·g-1)各级颗粒含量/(g·kg-1)1.0～0.250.25～0.050.05～0.010.01～0.0050.005～0.001<0.001土娄土0～2011.42789.674.0403.0136.0176.0201.4黄绵土0～207.1524627.0181.0529.064.087.0116.0 注:有机质用重铬酸钾容量法测定;比表面用乙二醇乙醚吸附法测定;颗粒含量用六偏磷酸钠为分散剂的吸管法测定。
⒇[收稿日期] 1999-08-04[基金项目] 国家自然科学基金资助项目(48970035)[作者简介] 刘思春(1962-),男,农艺师。
1.2 方 法用直径80mm ,长138mm 的塑料筒,装入通过2m m 筛孔的土样,制成长130mm 的人工土柱,土柱容重 1.35g /cm 3,将每个土样土柱的起始含水量配成240g /kg ,在塑料筒上的两小园孔中插入水银张力计(南京土壤研究所物理室U 型管式),筒上下加盖密封,放入恒温箱内,使张力计的上部露于箱外,同时在箱内放置一温度计,在恒温下平衡。
平衡后,示差张力计一端的密封盖换为有孔盖,用以控制蒸发速率,使蒸发速率保持相对稳定,土柱中的水即会由于蒸发而向蒸发面流动。
用称重法确定土柱内水分含量变化,分别记录同一温度下,含水量为240,235,230,220,210,200,190,180和175g /kg 时的张力计读数,以及各含水量变化阶段所需时间及土壤水分质量减少量。
恒温箱用日本岛津公司W MN K-402型温度指示控制仪控温。
土壤非饱和水与饱和水的运动规律一样,也符合达西定律,即土壤水流通量与作用的水势梯度成正比。
在一短水平土柱中,土柱的一端保持相对稳定的蒸发条件,水流便通过一定长度的土柱以稳定流速向蒸发面传去。
土壤非饱和导水率K (μm ·d -1)公式为[7]:K =ΔW 24 L Δt S 2Δh-式中,ΔW 为两次称重差(g );L 为张力计两陶土头之间距离(cm );Δt 为两次称重段间隙时间(h );S 为蒸发面积(cm 2);Δh -为两陶瓷头间吸力差(kPa)。
2 结果与讨论2.1 温度与土壤水势和导水率的关系 温度与土壤水势和导水率的关系见图1,2。
温度对土壤水势具有明显的影响,在一定含水量时,土娄土、黄绵土皆呈现随温度升高土壤水势增大的趋势,在测定的含水量范围内,温度与土壤水势之间呈线性极显著的正相关(图1,2),相关系数(r )土娄土为0.988～0.999,黄绵土为0.998～0.999(n =5),其温度与土壤水势间回归方程如表2所示。
因此,温度升高有助于土壤水分能量的提高。
图1 土壤水分特征曲线1.15℃;2.20℃;3.25℃;4.30℃;5.35℃(图4同)29第4期刘思春等:温度对非饱和土壤水分运动的影响图2 温度对土壤水势的影响1.175g /kg;2.180g /kg;3.190g /kg;4.200g /k g;5.210g /k g;6.220g /kg;7.230g /kg;8.240g /kg表2 温度(t )与土壤水势(j )的回归方程土 壤土壤含水量/(g ·k g -1)回归方程相关系数土 壤土壤含水量/(g ·k g -1)回归方程相关系数土娄 土175j =-105.95+ 1.26t 0.9986180j =-103.38+ 1.25t 0.9992190j =-97.01+ 1.27t 0.9669200j =-86.39+ 1.18t 0.9882210j =-71.27+ 1.02t 0.9923220j =-59.20+0.99t 0.9965230j =-46.51+0.86t 0.9982235j =-39.56+0.78t 0.9982240j=-32.96+0.74t 0.9994黄绵土175j =-72.55+0.79t 0.9987180j =-69.08+0.74t 0.9981190j =-62.93+0.71t 0.9990200j =-53.94+0.72t 0.9913210j =-41.81+0.68t 0.9860220j =-28.30+0.54t 0.9960230j =-20.82+0.51t 0.9987235j =-16.06+0.42t 0.9962240j=-12.00+0.32t 0.9955 在研究土壤含水量范围,随温度升高,土壤非饱和导水率也随之增大,导水率对数值与温度呈线性正相关(表3)。
这是因为温度升高时,水的粘滞度和表面张力降低所致。
土娄土和黄绵土的水势和导水率温度效应[8]总的趋势是随含水量增加,水势温度效应和导水率温度效应均降低。
两种土壤比较,土娄土比黄绵土水势温度效应相对较高,表明土娄土水势对温度的反应更为灵敏,随温度升高土壤水分有效性提高较大,这与土娄土质地较重,有机质含量较高有关。
由表3还可看出,两种土壤导水率温度效应(dln K d t)随土壤含水量增加呈降低趋势,相同含水量时,dln K d t 均为土娄土>黄绵土,在含水量为175～235g /kg 时,土娄土dln K d t为0.0490～0.0769,而黄绵土为0.0199～0.0311。
这与土娄土粘粒、有机质含量较高,比表面较大,导致土壤孔隙表面水粘度较大,而升温对降低水粘度起较大作用有关。
由导水率对数值与温度(t )进行线性回归,得到ln K 与t 的相关方程(表3)。
由表3可见,两种土壤ln K -t 均呈显著、极显著正相关;在相同含水量条件下,导水率(K )的试验所得方程计算值与测定值差异很小。
这表明在一定土壤含水量条件下,研究的温度范围内ln K -t 相关方程有良好的适应性,可为供试土壤利用某一温度下土壤水势换算导水率提供方便。
30西北农业大学学报第28卷表3 土壤导水率(K )与温度的相关方程及K 的计算和测量值的比较土 样含水量/(g ·kg -1)相 关 方 程相关系数K 1/(μm ·d -1)K 2/(μm ·d -1)(K 2-K 1)/(μm ·d -1)土娄 土175ln K =-70.257+0.769tr =0.98669.61470.1400.526180ln K =-67.408+0.694t r =0.99675.15689.6080.178190ln K =-63.066+0.601t r =0.98689.52689.6080.082200ln K =-60.152+0.553t r =0.989104.850104.8840.034210ln K =-59.846+0.629t r =0.994133.948133.636-0.312220ln K =-57.890+0.707t r =0.994202.734202.466-0.268230ln K =-49.585+0.546t r =0.991295.914295.894-0.020235ln K =-46.169+0.490t r =0.986357.950356.990-0.960黄绵土175ln K =-48.377+0.263t r =0.996155.588155.6120.024180ln K =-47.316+0.245t r =0.998165.094165.042-0.052190ln K =-46.325+0.251t r =0.995185.144185.024-0.020200ln K =-44.963+0.297t r =0.998239.260239.4820.222210ln K =-40.580+0.288t r =0.998363.846363.486-0.360220ln K =-37.929+0.300t r =0.996502.932502.196-0.736230ln K =-22.919+0.229t r =0.997667.042667.8180.760235ln K =-30.873+0.199tr =0.997756.984757.9060.922 注:K 1为恒定含水量下不同温度土壤的导水率测定值;K 2为恒定含水量下不同温度利用ln K -t 关系式计算的导水率平均值。
2.2 土壤水势与非饱和导水率的关系从图1可看出,不同温度条件下,土娄土、黄绵土的水分特征曲线皆呈现一定的规律性,在相同含水量条件下,土壤水势土娄土<黄绵土,说明在同一含水量条件下,土壤水分能量黄绵土>土娄土,土壤水分有效性也是黄绵土高,这与土娄土的粘粒含量高,比表面较大有关,与一般的结论相符[9,10]。
