第七章土壤水分移动与循环

第七章土壤水分移动与循环Chapter7SoilWaterMovementandCycle土壤液态水运动土壤气态水运动土壤水循环、平衡及有效性农田土壤水动态与调控土壤中的溶质运移图7-1自然界的水分循环第一节土壤液态水运动一、土壤饱和流（SaturatedFlow）饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度，基本上服从饱和状态下多孔介质的达西定律(Darcy’slaw)：单位时间内通过单位面积土壤的水量，土壤水通量与土水势梯度成正比。LHKqs图7-2土柱里的一维垂直饱和流式中：q表示单位面积的土壤水流通量（cm/h）；△H表示总水势差，一般用厘米水柱高表示（cmH2O）；L为水流路径的直线长度（cm）；Ks为土壤饱和导水率（cm/h）；“-”表示水流方向与总水势梯度方向相反。L通过土柱的水流通量：Q=q·A式中：Q为通过该土柱横截面的水流通量（cm3/h）；A为土柱的横截面积（cm2）。土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤下层或横向运动的速度。饱和流导水率(Saturatedhydraulicconductivity)饱和导水率的特点①饱和率是常数②是土壤导水率的MAX③主要取决于土壤的质地和结构。沙质土壤质土粘质土影响饱和导水率的因素•质地水通量与孔隙半径4次方呈正比。•结构土壤结皮对土壤饱和导水率有显著的影响。•有机质含量。•粘土矿物种类。土壤饱和导水率Ks反映了土壤的饱和渗透性能质地类型饱和导水率（cm/h）砂土102~1砂壤土1~10-3壤土10-1~10-4黏土10-2~10-6表7-1不同质地土壤饱和导水率的大小范围二、土壤非饱和流（unsaturtedflow）土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。它也可用达西定律来描述，对一维垂向非饱和流，其表达式为：　dxdKqm)(为非饱和导水率；为总水势梯度。非饱和流导水率(unsaturatedhydrolicconductivity)图7-3砂质土和黏质土的土壤水吸力和导水率之间的关系非饱和导水率是土壤基质势的函数。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Ks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（m）的函数。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：三、土壤水分入渗与再分布（一）水分入渗（soilwaterinfiltration)一般是指水自土表垂直向下进入土壤的过程，但也不排除如沟灌中水分沿侧向甚至向上进入土壤的过程。影响因素：一是供水速率，二是土壤的入渗能力(入渗速率—infiltrationrate)图7-1表7-2几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(cm/h)土壤砂砂质和粉质土壤壤土粘质土壤碱化粘质土壤最后入渗速率21-20.55-10.1-0.50.1最初入渗速率：Initialinfiltrationrate稳定入渗速率：stableinfiltrationrate所以无论表土下是砂土层还是细土层，在不断入渗中最初能使上层土壤先积蓄水，以后才下渗。（二）土壤水的再分布(soilwaterredistribution)概念：土壤水入渗过程结束后，水在重力和吸力梯度影响下在土壤中向下移动重新分布的过程。土壤水的再分布是土壤水的不饱和流。图7-5（三）土壤水的渗漏(soilwaterpercolation)概念：把通过土壤某一深度处（如植物的最大扎根深度处）向下的水分运动。通常发生在雨季或大水漫灌的情形下。第二节、土壤气态水运动土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象水汽扩散运动的推动力是水汽压梯度一、土面水分蒸发Soilsurfaceevaporation概念：土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。土壤蒸发作用的强弱用蒸发强度表示，即单位时间内单位面积地面上所蒸发的水量。其取决于两方面：一是辐射、气温、湿度和风速等外界条件，综合起来称为大气蒸发能力；二是受土壤含水率的大小和分布的影响。这是土壤水分向上输送的条件，即土壤的供水能力。当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决定的最大可能蒸发强度称为潜在蒸发强度。(Soilpotentialevaporation)土面蒸发过程区分为三个阶段。（一）大气蒸发力控制阶段稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定，可近似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，一般认为该值相当于毛管水断裂量的含水率，或田间持水量的50-70%（二）表土蒸发强度随含水率变化的阶段蒸发速率急剧降低，有利于土壤墒情的保持（三）水汽扩散阶段土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤表面形成干土层。在此阶段，蒸发面不是在地表，而是在土壤内部，蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩散的能力控制，并取决于干土层厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢而且稳定。土壤保墒措施在第一阶段进行效果最佳；第二阶段次之。图7-61、“夜潮”现象多出现于地下水埋深度较浅的“夜潮地”。二、土壤内部的水汽运动2、“冻后聚墒”现象冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水汽不断向冻层集聚、冻结、使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻后聚墒”现象。“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左右。第三节土壤水循环、平衡及有效性一、农田土壤水分循环及平衡土壤水分平衡（Soilwaterbalance）：对于一定面积和厚度的土体，在一段时间内，其土壤含水量的变化应等于其来水项与去水项之差。正值代表土壤储水增加，负值表示减少。W=P+I+U-ET-D-R-InW土体储水量mm收入：P—降水量mm，I—灌水量mm，U—上行毛管水mm支出：E—土面蒸发mm，T—蒸腾量mm，D—渗漏量mm，R—径流量mm，In—冠层截流量mmU田间蒸腾和蒸发很难截然分开，常合在一起，统称蒸散ET(evapotranspiration)——一定时间内一定面积上土壤蒸发和植物蒸腾的总和。土壤水分平衡简化式为：W=P+I-ET-D二、土壤水分有效性（一）土壤-植物-大气连续体中的水分运动土壤—植物—大气连续体：由水势引起水由土壤进入植物体，再向大气扩散的体系。自1966年澳大利亚著名水文与土壤物理学家Philip提出土壤-植物-大气连续体（Soil-Plant-AtmosphereContinuum，简称SPAC）的概念以来，SPAC系统就成为国际学术界的研究热点。SPAC系统的主要内容：水分经由土壤到达植物根系，进入根系，通过细胞传输进入木质部，由植物的木质部到达叶片，再由气孔扩散到大气中去，最后参与大气的湍流交换，形成一个统一、动态的互反馈连续系统，即土壤-植物-大气连续体（SPAC）系统。在这一连续体中存在物质、能量和信息的传递和交换，土壤、植物和大气是我们研究的对象，而水分在土壤、植物和大气中的传输更是研究的核心内容。土壤水的有效性（availabilityofsoilwater）是指土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。无效水和土壤有效水(plantavailablewater)：在田间持水量（1-2万帕）到永久萎蔫系数（150万帕）之间保留在土壤中的水分。速效水和迟效水。土壤水吸力大于150万帕的土壤水对植物来说是无效水。（二）土壤水的有效性土壤萎蔫系数（wiltingpoint)：作物叶片发生永久萎蔫时的土壤含水量，也叫永久萎蔫点。土壤有效水的下限。田间持水量是土壤有效水的上限。沙漠植物在-200～-800万帕时仍能生存。第四节农田土壤水动态与调控影响土壤水分动态变化的主要是气候因子和农田管理（如灌溉）措施；不同作物生长时期或不同时间段，每层土壤水分都在发生变化；土壤表层水分变化剧烈；作物快速生长期或生长旺盛期土壤剖面水分变化剧烈。一、土壤水的动态特性（一）土壤灌溉计划湿润层深度确定计划湿润层深度：实施灌溉时，按计划调节、控制土壤水分状况的土层深度，一般可取作物的最大扎根深度。深层渗漏：当灌溉量（或降雨量）过大时，部分水量将补给计划湿润层深度以下的土层，这一现象称为~。农田灌溉应尽量减少或消除深层渗漏。不同作物要求不一样，同种作物不同生长和发育阶段要求不同，要根据实际情况确定。二、农田灌溉与灌溉量计算（二）土壤含水量上、下限确定上限：不产生深层渗漏，满足作物对土壤空气的要求，一般为田间持水量。下限：作物生长不受抑制，一般为田间持水量的百分数。（三）灌溉日期与灌溉量确定确定原理依据农田水分平衡方程。例1：确定灌溉时间t。某地块根层内土壤含水量W2=100mm，无效水W1=60mm；降水P=0.6mm/d（平均值），作物的蒸散量ET=2.6mm/d，当作物耗完有效水时，再灌溉还需要多少天？解：W=P+I-ET-D，忽略U、D。W=W2-W1=-(P-ET).tt=-(W2-W1)/(P-ET)=-(100-60)/(2.6-0.6)=20(d)（三）灌溉日期与灌溉量确定确定原理依据农田水分平衡方程。例2：确定灌溉量I。上述地块根层内土壤田间持水量为120mm，求最大的适宜灌溉量为多少？解：I=W2-W1=120-60=60（mm）1hm2农田需要灌溉水量为60*0.001*10000=600（m3）以色列塑料坝以色列花农三、农田排水目的：除涝、防渍、防盐措施：排水沟（明沟）、排水管（暗管）、“鼠道”排水洞。第五节土壤中的溶质运移溶质浓度（C）：单位体积土壤水溶液中所含有的溶质质量。溶质通量：单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量。对流：土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程，通过对流运移的称为对流通量（Jc）：Jc=qCq为土壤水通量；若v=q/θ表示土壤水溶液的平均孔隙流速；则：Jc=vθCL表示土层深度，则溶质穿过该土层所需要的时间tb为：tb=L/v=Lθ/q一、溶质的对流运移溶质的分子扩散由分子的不规则热运动即布朗运动引起，由浓度高向浓度低处运动。自由水溶质的分子扩散通量符合Fick第一定律：J=-D0dc/dzJ为分子扩散通量，D0为溶质在自由水中的扩散系数；dc/dz为溶质的浓度梯度。二、分子扩散与溶质弥散（一）分子扩散土壤中，溶质的分子扩散通量同样符合Fick第一定律：Jd=-Ds(θ)dc/dz式中，Jd为溶质在土壤中的分子扩散通量；Ds(θ)土壤含水量为是相应的扩散系数。一般将溶质在土壤中的分子扩散系数仅表示为含水率的函数，而与溶质的浓度无关。常用的经验公式为：Ds(θ)=D0aebθ式中，a和b均为经验常数。土壤中存在大小不一、形状各异而又互相连通的孔隙通道系统。由于土壤颗粒和孔隙在微观尺度上的不均匀性，溶液在流动过程中，溶质不断被分细后进入更为纤细的通道，每个细孔中流速的方向、大小不一样，这种原因使溶质在随水流动过程中逐渐分散并占有越来越大的渗流区域范围。溶质的这种运移现象称为机械弥散。机械弥散通量Jh：Jh=-Dh(v).dc/dz式中，Dh(v)为机械弥散系数。Dh(v)=λ︱v︳式中，λ为经验系数，与土壤质地和结构有关。（二）机械弥散分子扩散和机械弥散的机理不同，但其公式表达相似，而且一般同时存在，实际上难以区分。因此将分子扩散与机械弥散综合，称为水动力弥散。水动力弥散引起的溶质通量JD：JD=-Dsh(v,θ).dc/dz式中，Dsh(v,θ)称为水动力弥散系数。Dsh=Ds(θ)+Dh(v)=D0aebθ+λ︱v︳（三）水动力弥散当土壤水流速大时，机械弥散的作用大大超过分子扩散作用，以致水动力弥散中只需考虑机械弥散作用；反之，当土壤溶液静止时，则机械弥散完全不起作用而只需考虑溶质的分子扩散作用。三、土壤溶质的动态特性（一）土壤溶液的总浓度重盐化潮土：10g/L以上；轻盐化潮土：5g/L左右；潮土：2g/L。（二）土壤溶液中的养分浓度土壤溶液中养分浓度除了与土壤基础肥力有关外，其变化主要受施肥、作物吸收以及降雨、灌溉、蒸散等的影响。（三）土壤溶液中其他元素浓