土壤学.第七章土壤水分移动与循环

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1、 主 讲: 黄宝圣 联系方式: 电话-3191456; 13034525813 Email-bzxyhbs 授课班级: 2011 级-生态学专业 1 班 学 期: 2012 - 2013学年第一学期 开课单位: 城市与环境系 *1 7 土壤水分移动与循 环 学习目标 掌握有关“土壤液态水运动”、“土壤气态水运 动”、“土壤水循环” 、“土壤溶质运移”等的重 要概念、基本原理，以及有关“农田土壤水动态与调 控”等的计算方法，了解土壤溶液中的养分浓度和其 他元素浓度。 Date2 7 土壤水分移动与循 环 7-1 土壤液态水运动 一、土壤饱和流 二、土壤非饱和流 三、土壤水分入渗与再分布 7-2

2、土壤气态水运动 一、土壤水分蒸发 二、土壤内部的水汽运动 7-3 土壤水循环、平衡及有效性 一、农田土壤水分循环及平衡 二、土壤水分有效性 三、土壤水分的空间变异性 7-4 农田土壤水动态与调控 一、土壤水分的动态特性 二、农田灌溉与灌溉量计算 三、农田排水 7-5 土壤中的溶质运移 一、溶质的对流运移 二、分子扩散与溶质弥散 三、土壤溶质的动态特性 Date3 7 土壤水分移动与循环 “黄河之水天上来，滚滚东流能复回” 自然界的水循环 “黄河之水天上来，奔腾到海不复回” Date4 7 土壤水分移动与循环 陆地水文循环 地表水 Date5 7 土壤水分移动与循 环 自然界的水循环：水循环是指

3、自然界的水在水圈、大气圈、 岩石圈、生物圈四大圈中通过各个环节连续运动的过程。 类型： 1 海陆间循环 2 内陆间循环 3 海上内循环 Date6 7 土壤水分移动与循环 海陆间循环：是指海洋水与陆地水之间通过一系列过程所进行的相互 转换运动。这种循环又称为大循环。 Date7 7 土壤水分移动与循环 陆地内循环：降落到大陆上的水，其中一部分或全部(指内流区域)通过 陆 面、水面蒸发和植物蒸腾形成水汽，被气流带到上空，冷 却 凝结形成降水，仍降落到大陆上，这就是内陆循环。 发生的领域：陆地及其上空。 Date8 7 土壤水分移动与循环 海上内循环：就是海洋面上的水蒸发成水汽，进入大气后在海洋

4、上空凝结，形成降水，又降到海面。 发生领域：海洋及其上空 Date9 7 土壤水分移动与循环 水循环的意义 1. 水循环运动使自然界的水连续不断地运动、转化，使地球上 各种水体处于不断更新状态。 Date10 7 土壤水分移动与循环 2. 水循环是地球上最活跃的能量交换和物质转移过程。 （1）缓解了高低纬之间热量收支不平衡； （2）把陆地的泥沙、有机物和无机盐类输送到海洋。 Date11 7 土壤水分移动与循环 3.水循环是自然界最富动力作用的循环 运动，不断雕塑地表形态。 Date12 7 土壤水分移动与循环 7-1 土壤液态水运动 一、土壤饱和流 饱和流的推动力主要是重力势梯度和压力势梯度

5、，服从饱和状态下多孔介质 的达西定律： 土壤水通量(q)-单位时间内通过单位面积土壤的 水量(cm/h)， q与土水势梯度(H)成正比。 L-水流 路径的直线长度(cm)；“”水流方向与土水梯度方向 相反；Ks(cm/h)- 土壤饱和导水率(土壤所有的孔隙都充满 水时，水分向土壤下层或横向运动的速度）。 土柱的水通量(Q-cm3h)：Q= q.A A为此土柱的横截面积(cm2) 土壤饱和导水率的特点： 土壤饱和导水率是常数 是土壤导水率的最大值 主要取决于土壤的质地和结构。 砂质土 壤质土 粘质土 (表7-1) 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-土壤结构对土壤

6、饱和导水率有显著的影响。 有机质含量。 粘土矿物种类。 Date13 7 土壤水分移动与循环 二、土壤非饱和流 非饱和土壤中的水流简称为非饱和流或不饱和流，即土壤中只有部分孔隙 中有水时的水流，这主要是毛管水和膜状水的运动。 土壤非饱和流的推动力主要是基质势梯度和重力势梯度。也可用达西定律 来描述： K(m)为非饱和导水率； 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： A.饱和条件下的总水势可用差分形式，而非 饱和条件下则用微分形式； B.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

7、水率之间的关系（如右图）土壤水吸力为零或接近于零， 饱和导水率最大。 Date14 7 土壤水分移动与循环 三、土壤水分入渗与再分布 水进入土壤包括两个过程： 入渗(渗吸、渗透)和再分布。 (一)水分入渗 入渗过程一般是指水自 土表垂直向下进入土壤的过 程，但也不排斥如沟灌中水 分沿侧向甚至向上进入土壤 的过程。 水进入土壤的情况是由 两方面因素决定的： 一是供水速度; 二是土 壤的入渗能力。 Date15 7 土壤水分移动与循环 (二)土壤水再分布 在地面水层消失后，入 渗过程终止。土内的水分在 重力、吸力梯度和温度梯度 的作用下继续运动和分布， 这个过程(在土壤剖面深度没有地 下水出现的情

8、况下) 称为土壤水 的再分布。 (三)土壤水的渗漏 土壤水再分布至地下水，地下水位抬高或随地下水流侧向流动“内排水 ”，而垂直向下的水分运动称为土壤水的渗漏。 Date16 7 土壤水分移动与循环 7-2 土壤气态水运动 土壤中：液态水 气态水 一、土面水分蒸发 土面水分蒸发：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称为土 面水分蒸发。 大气蒸发能力：土面蒸发的形成及蒸发强度受到辐射、气温、湿度和风速等外界条 件的影响，综合起来称为大气蒸发能力。 土壤的供水能力：土壤水分向上输送会受到土壤含水率的大小和分布的影响，即土 壤的供水能力。 潜在蒸发强度：当土壤供水充分时，由大气蒸发能力决

9、定的最大可能蒸发强度称为 潜在蒸发强度。 土壤水分蒸发过程持续进行的三个前提条件： 不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要(在15oC时，1g水的汽化热约为 3.47kJ)；土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气；表 层土壤须能不断地从下层得到水的补给。 Date17 7 土壤水分移动与循环 (一)大气蒸发力控制阶段 在蒸发的起始阶段，当地表含水率很高时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽压仍维持或 接近于饱和水汽压。结果含水率的降低并不影响水汽的扩散通量，土壤能向地表充分供水。在这种 情况下，表土的蒸发强度不随土壤含水率降低而变化，称为稳定蒸发阶段。稳定蒸发阶段蒸发

10、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Eo。 (二)表土蒸发强度随含水率变化的阶段 当表土含水率低于临界含水率k时， 土壤导水率随土壤含水率的降低或土壤水 吸力的增高而不断减小，导致土壤水分流 向地表的土壤水通量(即土壤的供水能力) 减小, 表层土壤消耗的水分得不到补充， 导致地表含水率进一步减小。随着表土含 水率的降低，地表处的水汽压也降低，蒸 发强度随之减弱。 (三)水汽扩散阶段 当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土层。土壤水分在干土层下汽化，然后 以水汽扩散的方式穿过干土层而进入大气。 大气蒸发条件下变时土面蒸发过程示意 图 表土蒸发强度 保持稳定的阶段

11、表土蒸发强度随含 水率变化的阶段 土体内水汽扩 散阶段 Date18 7 土壤水分移动与循环 二、土壤内部的水汽运动 “夜潮”现象-夜晚，水汽由暖处向冷处扩散便 可凝结成液态水。 “冻后聚墒”现象-我国北方冬季土壤冻结后 的聚水作用。由于冬季表土冻结，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 冻层聚集、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。 Date19 7 土壤水分移动与循环 7-3 土壤水循环、平衡及有效性 一、农田土壤水分循环及平衡 田间土壤水分平衡-数学表达式为：W = P+I+U-E-T-R-In-D W表示计算时段末与时段初土 体储水

12、量之差(mm)； P表示计算时段 内降水量(mm)；I表示计算时段内灌 水量(mm)；U表示计算时段内上行水 总量(mm)；E表示计算时段内土面蒸 发量(mm)； T表示计算时段内植物叶 面蒸腾量(mm)；R表示计算时段内地 面径流损失量(mm)；In表示计算时段 内植物冠层截留量(mm)；D表示计算 时段内下渗水量(mm)。 Date20 7 土壤水分移动与循环 二、土壤水分有效性 (一)土壤一植物一大气连续体中的水分运动 植物从土壤中吸水然后又经叶面蒸腾到大气中去，可以看做是一个统一物理过程的连续体系，把 这个体系称为土壤一植物一大气连续体(SPAC) SPAC连续体中水流总是由水势高处流

13、向水势低处，其通量与水势差成正比，与相应的阻力成反比。 当土壤供水充足，能满足植物蒸腾的需要时，蒸腾强度是由大气蒸发力决定的。但在土壤供水不足 或土水势降低，不能满足植物蒸腾消耗时，叶水势降低，膨压下降，叶片气孔关闭，蒸腾减弱。 土水势根水势叶水势，植物能顺利地从土壤中吸水，并满足蒸腾耗水时，植物就不会萎蔫。 土水势根水势叶水势，水通过植物的阻力加大，植物吸不到水，植物就会发生萎蔫。 (二)土壤水的有效性(表7-3) 三、土壤水分的空间变异性(表7-4) 造成土壤水分在空间上分布不同的原因： 影响土壤水分运动的各个土壤因子存在空间变异性(土壤水分特征曲线、土壤导水率等存在较大 的空间变异性)

14、影响土壤水分平衡的各个量，在空间上也存在着差异(灌溉水量在空间上分布不均，植物的根系 在土体内分布也不可能是均一化的,某一类型的植物，其根系有它的空间分布模式) Date21 7 土壤水分移动与循环 Date22 7 土壤水分移动与循环 7-4 农田土壤水动态与调控 一、土壤水分的动态特性 二、农田灌溉与灌溉量计算 三、农田排水 (一)土壤灌溉计划湿润层深度确定 (二)土壤含水量上下限的确定 (三)灌溉日期与灌溉量的确定 Date23 7 土壤水分移动与循环 7-5 土壤中的溶质运移 一、溶质的对流运移 土壤中溶质对流：指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过程。单位时间内通 过土壤单位横截面积的溶质质量称为溶质通量，通过对流运移的称为溶质对流 通量(Jc)。单位体积土壤水溶液中所含有的溶质质量，称为溶质的浓度(C)。 溶质的对流通量(Jc)为溶质溶度(c)和土壤水通量(q)的乘积: Jc=qc 土壤水溶液的平均空隙流速 v=q/ q=v Jc=vc 溶质穿过土层深度 L 时所需的时间：tb=L/v tb=L/q 二、分子扩散与溶质弥散 (一)分子扩散 溶质由浓度高处向浓度低处运移，以求最后达到浓度的均匀。 自由水溶质的分子扩散通量符合Fick第一定律: J-溶质在自由水体中的分