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农田水分状况系指农田地面水、土壤水和地下水的多少及其在时间上的变化。
一切农田水利措施，归根结底都是为了调节和控制农田水分状况，以改善土壤中的气、热和养分状况，并给农田小气候以有利的影响，达到促进农业增产的目的。
因此，研究农田水分状况对于农田水利的规划、设计及管理工作都有十分重要的意义。
第一节农田水分状况一、农田水分存在的形式农田水分存在三种基本形式，即地面水、土壤水和地下水，而土壤水是与作物生长关系最密切的水分存在形式。
土壤水按其形态不同可分为汽态水、吸着水、毛管水和重力水等。
（1）汽态水系存在于土壤空隙中的水汽，有利于微生物的活动，故对植物根系有利。
由于数量很少，在计算时常略而不计。
（2）吸着水包括吸湿水和薄膜水两种形式：吸湿水被紧束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下自由移动；吸湿水达到最大时的土壤含水率称为吸湿系数。
薄膜水吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面进行速度极小的移动；薄膜水达到最大时的土壤含水率，称为土壤的最大分子持水率。
（3）毛管水毛管水是在毛管作用下土壤中所能保持的那部分水分，亦即在重力作用下不易排除的水分中超出吸着水的部分。
分为上升毛管水及悬着毛管水，上升毛管水系指地下水沿土壤毛细管上升的水分。
悬着毛管水系指不受地下水补给时，上层土壤由于毛细管作用所能保持的地面渗入的水分（来自降雨或灌水）。
（4）重力水土壤中超出毛管含水率的水分在重力作用下很容易排出，这种水称为重力水。
在这几种土壤水分形式之间并无严格的分界线，其所占比重视土壤质地、结构、有机质含量和温度等而异。
可以假想在地下水面以上有一个很高(无限长)的土柱，如果地下水位长期保持稳定，地表也不发生蒸发入渗，则经过很长的时间以后，地下水面以上将会形成一个稳定的土壤水分分布曲线。
这个曲线反映了土壤负压和土壤含水率的关系，亦即是土壤水分特征曲线（见图1-1），这一曲线可通过一定试验设备确定。
在土壤吸水和脱水过程中取得的水分特征曲线是不同的，这种现象常称为滞后现象。
管排水概论农田水分状况与水分特征参数农田水分状况(Field water regime)：农田中地表水、土壤水和地下水的状态、变化规律及对作物生长影响的总称农田水分调控(Regulation of field water regime)：利用农田水利措施对农田水分状况进行调节与控制，以改善土壤中的气、热、养分状况及农田小气候，达到农业增产的目的。
土壤含水量（soil water content）：105℃烘干至恒重时失去的水量。
以单位质量干土中水的质量或单位土壤总容积中水的容积表示（质量含水量、体积含水量）土壤含水率的表示：体积含水率：θv =Vw /V0重量（质量）含水率：θg =mw /m s饱和度：w=Vw /Vv贮水深度：h=Hθv（量刚为L）相互关系：θv = θg ρd /ρww=θv/n土壤含水量的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：大面积地表含水率称重法（烘干法，直接法）：测定过程：土钻取土，测定土壤湿重m；在105℃烘箱中烘6～8h，测定干土重ms。
则土壤质量含水率为θg =(m－ms)/ms快速烘干方法：酒精燃烧，红外线灯照射优点：原理简单、测量精度高、设备简单缺点：耗时长、破坏土体，代表性差（空间变异性影响）中子仪：原理：快中子、H→慢中子，慢中子通量反映H（水）含量快中子源：放射源（Ra/Am）、Be体积含水率与记数R的关系：θ=a R/R std+b优点：原位重复测量缺点：确定率定曲线空间分辨率低价格，辐射时域反射仪(TDR)：原理：土壤介电常数与含水率的关系（介电常数：水80；干土5；空气1）优点：简单缺点：仪器价格，分辨率低土壤水分常数（soil water constant）：根据土壤水分形态不同而定义的土壤特征含水量，如田间持水量、凋萎系数等田间持水量（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）：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）降水/灌溉入渗入渗：水分进入土壤的过程入渗类型：一维垂直入渗：降水、灌溉入渗二维垂直、水平入渗：河道、渠道入渗三维垂直、水平入渗：水库、湖泊入渗入渗条件下土壤水分运动非饱和土壤水运动饱和－非饱和土壤水运动积水条件下的干土入渗：分区：饱和区过渡区传导区湿润区饱和区、过渡区一般不存在积水条件下的干土入渗：积水后，表土含水率很快增加到θ0 (<θs )地表处含水率梯度由大变小，t足够大时地表含水率不变地表入渗率逐渐减小湿润锋不断下移，含水率变化平缓⏹描述土壤入渗过程的物理量：◆入渗率i：单位时间内通过单位面积的入渗水量（地表水通量），mm/min, mm/h,mm/d◆累积入渗量I：从入渗开始到某一时刻通过单位面积的总水量，mm◆i与I的关系：i(t)=d I(t)/d t◆入渗过程的影响因素：◆供水速率P（降水强度…）、土壤入渗能力f◆P<f，入渗率i取决于供水速率P（通量控制）；◆P>f，入渗率I取决于入渗能力f（剖面控制），超过f的部分产生地表积水、径流（超渗产流）再分布：降水、灌溉之后，水分在土壤剖面中的运动表层水分由于蒸发、继续向下运动而减小深层水分继续向下运动，湿润锋下移田间持水量蒸发强度的决定性因素：外界条件：辐射、气温、湿度、风速等气象因素决定了大气蒸发能力水分蒸发过程中的能量供给蒸发面水汽向大气的扩散过程土壤条件：土壤表层的含水率状况决定了土壤供水能力潜在蒸发强度：土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强度，一般用水面蒸发强度表示土面蒸发的阶段性(大气蒸发能力不变)稳定蒸发阶段：AB，θ>θk；蒸发强度E0；θk取决于土质和大气蒸发能力，毛管破裂点（50%～70%田持）土面蒸发强度随含水率变化阶段：BC。
第五章降雨和灌水入渗条件下土壤水分运动第一节水向土中入渗过程一、概述降雨和灌水入渗是田间水循环的重要环节，与潜水蒸发一样，是水资源评价和农田水分状况调控的重要依据。
水渗入土壤的强度主要取决于降雨或灌水的方式和强度以及土壤渗水性能。
如果土壤渗水性能较强，大于外界供水强度，则入渗强度主要决定于外界供水强度，在入渗过程中土壤表面含水率随入渗而逐渐提高，直至达到某一稳定值。
如果降雨或灌水强度较大，超过了土壤渗水能力，入渗强度就决定于土壤的入渗性能，这样就会形成径流或地表积水。
这两种情况可能发生在入渗过程的不同阶段，如在稳定灌溉强度（例如喷灌）下，开始时灌溉强度小于土壤入渗能力，入渗率等于灌溉强度；但经过一定时间后，土壤入渗能力减少，灌水强度大于土壤入渗能力，于是产生余水，如图2－5－ 1所示的降雨或灌水条件下的入渗过程。
开始时入渗速率较高，以后逐渐减小。
土壤的入渗能力随时间而变化，与土壤原始湿度和土壤水的吸力有关，同时也与土壤剖面上土质条件、结构等因素有关。
一般来说，开始入渗阶段，土壤入渗能力较高，尤其是在入渗初期，土壤比较干燥的情况，然后随土壤水的入渗速率逐渐减小，最后接近于一常量，而达到稳定入渗阶段。
在较干旱的条件下，土壤表层的水势梯度较陡。
所以，入渗速率较大，但随着入渗水渗入土中，土壤中基模吸力下降。
湿润层的下移使基模吸力梯度减小。
在垂直入渗情况下，如供水强度较大，使土壤剖面上达到饱和，当入渗强度等于土壤饱和水力传导度时，将达到稳定入渗阶段。
如供水强度较小，小于饱和土壤水力传导度时，达到稳定入渗阶段的入渗强度将等于该湿度条件下的非饱和土壤水力传导度。
入渗过程中，土壤剖面上水分分布与土表入渗条件有关。
根据 Coleman和Bodman 的研究，当均质土壤地表有积水入渗时，典型含水率分布剖面可分为四个区，即表层有一薄层为饱和带，以下是含水率变化较大的过渡带，其下是含水率分布较均匀的传导层，以下是湿润程度随深度减小的湿润层，该层湿度梯度越向下越陡，直到湿润锋。
第五章降雨和灌水入渗条件下土壤水分运动第一节水向土中入渗过程一、概述降雨和灌水入渗是田间水循环的重要环节，与潜水蒸发一样，是水资源评价和农田水分状况调控的重要依据。
水渗入土壤的强度主要取决于降雨或灌水的方式和强度以及土壤渗水性能。
如果土壤渗水性能较强，大于外界供水强度，则入渗强度主要决定于外界供水强度，在入渗过程中土壤表面含水率随入渗而逐渐提高，直至达到某一稳定值。
如果降雨或灌水强度较大，超过了土壤渗水能力，入渗强度就决定于土壤的入渗性能，这样就会形成径流或地表积水。
这两种情况可能发生在入渗过程的不同阶段，如在稳定灌溉强度（例如喷灌）下，开始时灌溉强度小于土壤入渗能力，入渗率等于灌溉强度；但经过一定时间后，土壤入渗能力减少，灌水强度大于土壤入渗能力，于是产生余水，如图2－5－1所示的降雨或灌水条件下的入渗过程。
开始时入渗速率较高，以后逐渐减小。
土壤的入渗能力随时间而变化，与土壤原始湿度和土壤水的吸力有关，同时也与土壤剖面上土质条件、结构等因素有关。
一般来说，开始入渗阶段，土壤入渗能力较高，尤其是在入渗初期，土壤比较干燥的情况，然后随土壤水的入渗速率逐渐减小，最后接近于一常量，而达到稳定入渗阶段。
在较干旱的条件下，土壤表层的水势梯度较陡。
所以，入渗速率较大，但随着入渗水渗入土中，土壤中基模吸力下降。
湿润层的下移使基模吸力梯度减小。
在垂直入渗情况下，如供水强度较大，使土壤剖面上达到饱和，当入渗强度等于土壤饱和水力传导度时，将达到稳定入渗阶段。
如供水强度较小，小于饱和土壤水力传导度时，达到稳定入渗阶段的入渗强度将等于该湿度条件下的非饱和土壤水力传导度。
入渗过程中，土壤剖面上水分分布与土表入渗条件有关。
根据Coleman和Bodman的研究，当均质土壤地表有积水入渗时，典型含水率分布剖面可分为四个区，即表层有一薄层为饱和带，以下是含水率变化较大的过渡带，其下是含水率分布较均匀的传导层，以下是湿润程度随深度减小的湿润层，该层湿度梯度越向下越陡，直到湿润锋。
随着入渗时间延续，传导层会不断向深层发展，湿润层和湿润锋也会下移，含水率分布曲线逐渐变平缓。
二、影响入渗过程的条件降雨或灌水条件下的入渗过程和初始土壤剖面上水分分布与地下水位条件有关，一般入渗问题的定解条件有以下几种情况。
（一）初始条件入渗过程的初始条件一般为初始剖面含水率或负压分布已知的条件，即⎩⎨⎧>==>==)0,0()()0,()0,0()()0,(z t z h z h z t z z i i θθ （2-5-1） （二）边界条件 1．地表边界条件（1）通过降雨或灌水使地表湿润，但不形成积水，表土达到某一接近饱和的含水率，即（一类边界）0,0),0(0=>=z t t θθ （2-5-2）（2）降雨和喷灌强度已知，且不超过土壤入渗强度，地表不形成积水，即（二类边界）0,0)()()(=>=-∂∂-z t t R k z D θθθ 或 0,0)()1)((=>=+∂∂-z t t R zhk θ （2-5-3） 式中：R （t ）——降雨或灌水入渗强度。
（3）当降雨或灌水强度大于土壤入渗强度，地表形成积水，成为压力入渗。
即（一类边界）0,0)(),0(=>=z t t H t h （2-5-4）式中：H （t ）——地表积水深度。
当地表积水而没有产生径流时，地表水深为H （t ）；若产生地表径流，积水深度H （t ）可根据来水强度R （t ）、土壤入渗强度i （t ）及地表径流量Q （t ）求得。
2．下边界条件（1）地下水埋深较小，以地下水位作边界。
当地下水位变化很小或基本保持不变时，则地下水面处土壤含水率为饱和含水率（地下水面离地面距离为d ），故⎩⎨⎧>==>==0, ,0),(0, ,),(t d z t d h t d z t d s θθ （2-5-5） 当地下水面随时间而变化时，即地下水埋深d 为时间t 函数d （t ），则地下水面处负压为零，即0 ),( ,0)),((>==t t d z t t d h （2-5-6）（2）地下水埋深较大的情况，在计算范围内，下边界土壤剖面含水率保持初始含水率，即0 ,)(),(>==t d z d t d i θθ (2-5-7)在上述条件下，如初始含水率上下一致，i i z θθ=)(，得0)(=∂∂zz i θ则 0 ,)()()(>==+∂∂-=t d z k k zD q i i iθθθθ （2-5-8）式中：k(θi )––––离地表距离d 处断面通量。
（3）不透水边界。
下边界为流量等于零的边界，即0 ,,1 ,0)1)((>==∂∂=-∂∂-=t d z zhz h h k q （2-5-9） 上述表明，研究入渗时边界条件是较为复杂的，所以，计算方法也较为复杂。
第二节 土壤水入渗线性化方程的近似解在垂直入渗情况下，一维土壤水分运动的基本方程可写作：()()zk z D z z ∂∂-⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂θθθθ （2-5-10） 如降雨或灌水前的初始含水率（在土壤剖面上含水率均匀分布）为θi ，则初始条件为i z θθ=)0,( （2-5-11）在地表有一薄水层时，表层含水率等于饱和含水率θS ；在地下水埋深较大时，计算时段内入渗水不会到达下边界。
为此，下边界土壤含水率不变，等于初始含水率，则边界条件可以写作以下形式：⎩⎨⎧>∞→=∞>==0 ,),(0,0),0(t z t t z t i s θθθθ （2-5-12） 由于式（2-5-10）为非线性方程（因为扩散度D （θ）及水力传导度k （θ）均为待求含水率θ的函数），求解比较困难，为了简化计算，近似地以平均扩散度D 代替D （θ），并以00)()(θθθθ--=s s k k N 代替θθ∂∂)(k ，则式中（2-5-10）可简化为z N zD t ∂∂-∂∂=∂∂θθθ22 （2-5-13） 式中（2-5-13）为常系数线性方程，可以用拉普拉斯变换求解。
对式（2－5－13）采用拉普拉斯变换后可得象函数方程：i D Pdz d D N dzd θθθθ-=--22 （2-5-14） 式（2-5-14）的通解为()z P D N D D N z P D N D D N eC eC P z ⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+-⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+++=4122412122,θ （2-2-15）式（2-5-12）经拉氏变换后，得：PP sθθ=),0( （2-2-16）PP iθθ=∞),( （2-2-17）根据边界条件式（2－5－16）、式（2一5－17）确定常数：PC C is θθ-==21 ,0代入式（2-5-15），得象函数的表达式为()()z P D N D D N i s iePPP z ⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛++-+=4122,θθθθ （2-5-18）进行逆变换后，得含水率的表达式为()()⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛++⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛--+=t D Nt z erfc e t D Nt z erfc t z D Nzi s i 222,θθθθ （2-5-19） 补余误差函数可自表1－2－2查得。
式（2－5－19）中D 可用下式计算：()()()⎰--=3203503/5θθθθθθθθid D D s （2-5-20）若已知D 与θ的关系式，代入式（2－5－20）积分，即可求得D 。
采用式（2-5-19）求得的土壤剖面上含水率分布如示意图2-5-2所示。
由于地表的入渗强度()()θθθk zD i +∂∂-=，为了推求入渗强度，首先根据θ的象函θ的表达式求z∂∂θ： ()zP D N D Ni s e P D N D D N P z ⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+-⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+--=∂∂41222412θθθ （2-5-51）地表处，z=0，则()⎥⎥⎦⎤⎢⎢⎣⎡⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+--=∂∂P D N D D N P z i s 4122θθθ （2-5-21’） 在入渗初期，22.0N D t <，相当于D N P 4202⨯>时，P D N P ≈+42，DP D P DN-≈-2，则式（2-5-21）可近似写成： ()()P DD P P z i s i s 1--=--=∂∂θθθθθ（2-5-21’’） 经逆变换得：()21---=∂∂t Dz i s πθθθ（2-5-22） 入渗初期：［当D （θ）取平均值D 时］()()()()s i s s k t D k z D i θπθθθθθ+-=+∂∂-=-21（2-5-23）入渗时间较久，即当D N P 42012<之，相当干280ND t >时DN P D N 4422≈+，DNP D N D 2412≈⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛+代入（2-5-21’）式，则0=∂∂zθ，所以0=∂∂z θ 则入渗时间久时，入渗强度（i →k s ）为()()()s s k k zD i θθθθ=+∂∂-= （2-2-24）自式（2－5－23）、式（2－5－24）得入渗速度在时间上的变化过程如图（2-5-3）所示。
第三节 Green －Ampt 模型的入渗解Green －Ampt 模型［50］是1911年提出的一种简化的入渗模型，它是建立在毛管理论基础上的一种入渗模型。
假定土壤是由一束直径不相同的毛管组成，水在土壤入渗过程中，湿润锋面几乎是水平锋面，且在锋面上各点的吸力水头均为S m 。
锋面后面的土壤含水率为均一的，如图（2-5-4）所示。
所以k （θ）也为常数，这种模型又称活塞模型。
根据达西定律：i 图2-5-3 入渗率随时间变化图()()zzS H k J k q m ++-=-=θθ (2-5-25)式中：H ——地面以上水层厚度；S m ——锋面处土壤负压； z 一锋面推进距离。
式（2-5-25）为单位时间，单位面积流入土体的水量。
根据水量平衡原理，应等于土体内增加的水量θ∆=dtdzq ，即()θθ∆=++dtdzz z S H k m s0θθθ-=∆s()zz S H k dt dzm s s ++-=0θθθ （2-5-26） 式（2-5-26）积分：()⎰⎰-=++zt s s m dt k dz z S H z00θθθ()()[]()t k z S H S H z S H s s z m m m 00 ln θθθ-=+++-++︱()()t k S H z S H S H z s s m m m 0lnθθθ-=++++=所以()()⎥⎦⎤⎢⎣⎡++++--=m m m s s S H z S H S H z k t ln 0θθθ （2-5-27）式（2－5－27）为z ～t 关系式，原则上可以求得任何时刻t 时入渗锋面所达到的位置，当然也就不难求得该时刻的累计入渗量：()z W s i 0θθ-= （2-5-28）H →0时，式（2-5-27）可写作：()⎥⎦⎤⎢⎣⎡+--=m m m s s S z S S z k t ln 0θθθ (2-2-27’)或由式（2-5-26）()zz S H k dt dzm s s ++-=0θθθ，当t 很小时，该式的H+S m +z 项中z略去，所以z S H m ≥+。
