第四章 土壤水、空氣和熱量(一)

第四章土壤水 第四章土壤水 1 第一節(jié)土壤水的類型劃分及土壤水分含量的測定 2 一 土壤水的重要性 所有的水只有進入土壤轉化為土壤水 才能被植物吸收利用 土壤水是作物吸水的最主要來源 土壤水是土壤的最重要組成部分之一 土壤水是土壤形成發(fā)育的催化劑 土壤水并非純水 而是稀薄的溶液 土壤水實際上是指在105 溫度下從土壤中驅逐出來的水 3 二 土壤水分類型及有效性1 土壤水分類型 吸濕水 無效水 膜狀水 內層無效 外層有效 毛管水 有效水 重力水 多余水 數(shù)量法 4 保持土壤水的力主要包括兩種 一種是土粒和水界面上的吸附力 吸附力主要是指土粒表面分子和水分子之間的分子引力 又稱為范德華力 土壤膠體表面電荷對水的極性引力 也能在一定程度上保持土壤水分 是吸附力的一部分 另一種是在土壤孔隙中 土壤固體表面 水和空氣界面上的毛管力 所謂毛管力實質上是毛管內固 氣 水界面上產生的負壓力 也叫彎月面力 毛管力的大小與毛管孔徑成反比 5 據土壤水分所受的力的作用把土壤水分分為 吸濕水 6 土壤吸濕水 吸濕水 是由土粒表面吸附力所保持的水分 其中最靠近土粒表面的由范德華力保持的水稱為吸濕水 又稱緊束縛水 吸濕水的含量稱為土壤吸濕量 干土從空氣中吸著水汽所保持的水稱為吸濕水土壤吸濕水實際上是土壤自然風干時所保持的水量 其大小主要決定于土壤的比表面積和大氣的相對濕度 土粒愈細 比表面積愈大 大氣相對濕度愈高 則土壤吸濕水量愈大 當大氣相對濕度達到飽和時 土壤的吸濕水達到最大量 這時吸濕水占土壤于重的百分數(shù)稱為土壤最大吸濕量或土壤吸濕系數(shù) 它是土壤水分常數(shù)之一 干土在近于水汽飽和的大氣中吸附水汽 并在土粒表面凝結成液態(tài)水的數(shù)量 7 土壤吸濕水性質 質地愈黏 最大吸濕量愈大 質地愈沙 最大吸濕量愈小 最大吸濕量的大小是 黏土 壤土 沙土 吸濕水具有與純自由水不同的特點 首先 在于它所受土粒表面的吸附力很強 其次 它的比重很大 約1 5g cm3 無溶解能力 最后 植物無法吸收利用 屬于土壤水中的無效水 8 土壤膜狀水 土壤顆粒表面上吸附的水分形成水膜 這部分水稱為土壤膜狀水 當土壤水分達到最大吸濕量時 土粒表面還有剩余的吸附力 雖不能再吸收水汽 但可以吸附液態(tài)水 這部分水被吸附在吸濕水的外層 定向排列為水膜 稱為膜狀水 土壤膜狀水達到最大值時的土壤含水量稱為土壤最大分子持水量 萎蔫系數(shù) 當植物因根無法吸水而發(fā)生永久萎蔫時的土壤含水量 稱為萎蔫系數(shù)或萎蔫點 萎蔫系數(shù)是植物可以利用的土壤有效水含量的下限 注 膜狀水的內層所受吸力大于根的吸水力 植物根無法吸收利用 為無效水 而它的外層所受吸力小于根的吸水力 植物可以吸收利用 但數(shù)量極為有限 9 膜狀水示意圖 10 土壤毛管水 存在于土壤毛管孔隙中的水分 稱為毛管水 包括毛管懸著水和毛管上升水 當土壤含水量逐漸增大 超過最大分子持水量的那部分水 在毛管力的作用下 保持在土壤的毛管孔隙中 不受重力作用的支配 這種靠毛管力保持在土壤毛管孔隙中的水 特點 1 不受重力支配而流失是植物所需水分的主要給源 2 毛管水移動性大 能較迅速地運動 3 毛管水運動方向總是由毛管力小的地方向毛管力大的地方運動 4 在毛管孔范圍內 孔徑愈細 毛管作用愈強 11 毛管水是土壤中最寶貴的水分 它是土壤中即能被土壤保持 又能被作物全部利用的有效水 它有溶解養(yǎng)分的能力 能在毛管力作用下向上下左右方移動 且速度快 具有輸送養(yǎng)分到作物根部的作用 12 水沿著毛管上升 毛管作用力范圍 0 1 1mm有明顯的毛管作用0 05 0 1mm毛管作用較強0 05 0 005mm毛管作用最強 0 001mm毛管作用消失 13 借助于毛管力保持在上層土壤的毛管孔隙中的水分 它與來自地下水上升的毛管水并不相連 好像懸掛在上層土壤中一樣 故稱之為毛管懸著水 毛管懸著水 在地下水較深的情況下 降水或灌溉水等地面水進入土壤 借助毛管力保持在上層土壤毛管孔隙中的水分與來自地下水上升的毛管水并不相連 好像懸掛在半空中一樣 故稱之為毛管懸著水 毛管懸著水是山援 丘陵 崗坡地 以及四平地上地勢較高處植物吸收水分的主要給源 毛管懸著水 14 當土壤含水量降低到一定程度時 較粗毛管中懸著水的連續(xù)狀態(tài)出現(xiàn)斷裂 蒸發(fā)速率明顯降低 此時土壤含水量稱為毛管水斷裂量 大約相當于該土壤田間持水量的75 左右 當土壤含水量達到田間持水量時 土面蒸發(fā)和作物蒸騰損失的速率起初很快 而后逐漸變慢 當土壤含水量降低到一定程度時 較粗毛管中懸著水的連續(xù)狀態(tài)出現(xiàn)斷裂 但細毛管中仍充滿水 蒸發(fā)速率明顯降低 此時土壤含水量稱為毛管水斷裂量 毛管水斷裂量 15 土粒 毛管懸著水示意圖 16 田間持水量 毛管懸著水達到最大值時的土壤含水量稱為田間持水量 通常作為灌溉水量定額的最高指標 田間持水量 土壤毛管懸著水達到最多時的土壤含水量 在數(shù)量上它包括吸濕水 膜狀水和毛管懸著水 田間持水量的大小 主要受質地 有機質含量 結構 松緊狀況等的影響 17 毛管上升水 毛管上升水 是指借助于毛管力由地下水上升進入上層土體的水 毛管持水量 毛管上升水達到最大含量時的土壤含水量稱為毛管持水量 毛管水上升高度對農業(yè)生產有重要意義 如果它能到達根系活動層 就為作物源源不斷的利用地下水提供了有利條件 但是若地下水礦化度較高 鹽分隨水上升至根層或地表 也極易引起土壤的鹽漬化 危害作物 18 土粒 毛管上升水示意圖 地下水位 19 毛管水上升高度從地下水面到毛管上升誰所能達到的相對高度 叫毛管水上升高度 h水柱高度 cm d孔隙直徑 mm 毛管水上升高度 從地下水面到毛管上升水所能到達的絕對高度 毛管水上升的高度和速度與土壤孔隙的粗細有關 在一定的孔徑范圍內 孔徑愈粗 上升的速度愈快 但上升高度低 反之 孔徑愈細 上升速度愈慢 上升高度則愈高 見圖 毛管水上升高度和強烈上升高度 因質地不同而異一般的趨勢是沙土最低 壤土最高 黏土居中 20 21 土壤所有孔隙都充滿水時的含水量 也稱為土壤全持水量 土壤飽和含水量 22 重力水 臨時存在于土壤大孔隙 通氣孔隙 中的水分 與土壤養(yǎng)分的淋失有關 重力水 如果進人土壤的水超過田間持水量 則多余的水便在重力作用下 沿大孔隙即通氣孔向下流動 濕潤下層土壤或滲漏出土體 甚至進入地下水 成為地下水補充給源 這一部分不被土壤保持而受重力支配向下流動的水 稱為重力水 全持水量 土壤全部孔隙都充滿水時的土壤含水量稱為全持水量或飽和持水量 注 當然重力水是作物完全可以利用的 特別是在水田 但是在旱地 重力水只是短時間通過土體而已 而且當它在土中存留時 作物雖可吸收 卻往往因水分過多 土壤空氣不足 造成內澇 反而有害于作物生長 23 對于不同質地的土壤上述各種不同形態(tài)水的數(shù)值是不等的 請認真比較它們的大小 注意 24 土壤含水量的表示方法和土壤水分測定 土壤水分含量的表示土壤含水量的測定方法土壤墑情和田間驗墑 25 二 土壤水分含量的表示方法 一 質量含水量 m 質量含水量 是指土壤中水分的質量與干土質量的比值 因為在同一地區(qū)重力加速度相同 又稱為重量含水量 無量綱 常用符號 m表示 質量含水量可用小數(shù)形式 也可用百分數(shù)表示 數(shù)學表達式 m 水重 干土重 X100 例 土壤烘干前濕重為95g 烘干后重79g 求質量含水量 解 m 95 79 79 X100 20 3 26 二 容積含水量 v V m 容積含水量 是指單位土壤總容積中水所占的容積百分數(shù) 又稱容積濕度 土壤水的容積百分數(shù) 常用符號 v表示 v用小數(shù)形式表達 這時的量綱為cm3 cm3 但常用無量綱的百分數(shù)表示 數(shù)學表達式如下 v 水容積 土壤總容積 cm3 cm3或 v 水容積 土壤總容積 X100 例2 設上例土壤容重為1 2g cm3 求其 v 解 v 20 3 X1 2 24 4 27 三 相對含水量 相對含水量 土壤含水量 m 占田間持水量 f 的百分數(shù) 田間持水量 在一個地下水埋藏較深 排水條件良好的平地上 充分供水 地表覆蓋避免蒸發(fā) 待水入滲完1 2天之后 測得土壤含水量的數(shù)值即為田間持水量 以 f 表示 求法 土壤相對含水量 m fXl00 28 注意 D 的方便之處在于它適于表示任何面積土壤一定厚度的含水量 與大氣降水量 土壤蒸發(fā)量進行直接比較 D 的單位是長度單位以cm表示 為與氣象資料中常用的mm比較 D 更多用mm單位 例3 如某土層厚度為10cm 容積含水量為25 求水深 D 10X25 2 5 cm 25 mm 三 土壤貯水量 土壤水貯量 是指一定面積和厚度土壤中含水的絕對數(shù)量 土壤水貯量兩種表達方式 1 水深 v 指在一定厚度 h 一定面積土壤中所含的水量相當于相同面積水層的厚度 量綱為 L 可以推知D 與 v的關系如下 D v h 29 容積水 產生 即一定面積一定厚度土壤中所含水量的體積數(shù) 量綱為 L3 在數(shù)量上 它可簡單由D 與所指定面積 如1hm2 相乘求出 但要注意二者單位一致性 30 土壤含水量的測定方法 經典烘干法其測定的簡要過程是 先在田間地塊中選擇具有代表性的取樣點 按所需深度用土鉆 或在土壤剖面上用采樣刀 分層采集土樣 放入鋁盒并立即蓋好蓋 以防水分蒸發(fā) 盡快稱重 即濕土加空鋁盒重 記為W1 打開蓋 置于烘箱中 在105 110oC條件下 烘至恒重 需6 8h 再稱重 即干土加盒重 記為W2 設空鋁盒重為W3 該土壤質量含水量為 m W1一W2 W2一W3 Xl00 一般應采3個以上平行土樣 求取平均值 快速烘干法 紅外線烘干法 微波爐烘干法 酒精燃燒法電阻法中子法TDR 時域反射儀 法 31 土壤墑情和田間驗墑 墑情的種類 1 汪水汪水指大雨或灌水后 土壤成過濕狀態(tài) 表土有積水現(xiàn)象 相當于田間持水量以上的含水量 2 黑墑黑墑指含水量豐富的土壤 約為田間持水量75 以上 土色發(fā)暗 手捏土壤容易成團 手上有濕印和涼感 這種墑情含水偏多 不宜耕作 3 黃墑黃墑指含水量比黑墑稍低的土壤 一般壤質土含水量在田間持水量的50 一75 土色發(fā)黃 手捏成團 扔在地上約有一半散開 手上稍有濕印和涼感 這種墑情最適于旱地耕種 4 潮干土又叫灰墑 指含水量比黃墑更少的土壤 含水量約為田間持水量的一半以下 呈半干半濕狀態(tài) 手捏不成團 容易散開 5 干土指含水量很少的土壤 一般在萎蔫系數(shù)以下 是無效水 不能進行耕作和播種 32 土壤墑情 土壤墑情具有明顯的季節(jié)性變化和剖面層次性差異 表層墑情變化最大 隨著土層深度加大 墑情變化減緩 為方便計 把旱地土壤1m深度內的墑情分為三層 即表墑 底墑和深墑 1 表墑 0 20cm 相當于耕層的厚度 這一層墑情最重要 它受氣候 作物和農業(yè)措施等的影響最大 變化最劇烈 2 底墑 20 50cm 受上述影響漸弱 但仍然是主要根系分布層 它對水 肥 氣 熱變化起承上啟下的作用 對作物生長關系最大 3 深墑 50 100cm 受上述影響更少 但作物根系仍有少量分布尤其對深根作物影響較大 此層墑情變化較小 深墑豐富時 對底墑和表墑有一定的補給作用田間驗墑 33 田間驗墑 田間驗墑一般要著重考慮以下4個方面內容 1 干土層的厚度和整地質量一般干土層在3cm左右 其下能保持適宜的墑情 如黃墑 則可以播種 且能正常出苗 干土層達6C1TI左右 其下墑情也差 將影響播種和作物生長 干土層在10cm左右 則旱情嚴重 作物生長受到抑制 要及時進行灌水補墑 表土整地質量的好壞將會影響保墑效果和播種作業(yè)質量 2 表 底 深墑的含水量及其相互補給作用 3 作物生長情況作物所處的生育期 植株長相 根系分布和耗水的深度以及作物對墑情的要求等 4 近期天氣變化情況預測墑情的變化和旱情發(fā)展的趨勢 34 第二節(jié)土壤水能態(tài) 一 土水勢及其分勢 土壤A砂土10 土壤B粘土15 水流向何方 標注土水勢的優(yōu)點 35 土壤水的能態(tài) 土水勢 土壤水在各種力如吸附力 毛管力 重力等的作用下 與同樣溫度 高度和大氣壓等條件下的自由純水相比 即以自由水作為參比標準 假定其勢值為o 其自由能必然不同 這個自由能的差用勢能來表示 稱為土水勢 符號為 土水勢包括若干分勢 如基質勢 壓力勢 溶質勢 重力勢等 36 一 基質勢 m 負值 當土壤飽和時最大 0 土壤含水量越高 基質勢也越高 基質勢 m 在非飽和情況下 土壤水受到土壤吸附力和毛管力的制約 其水勢自然低于純自由水參比標準的水勢 假定純水的勢能為o 則土水勢是負值 這種由吸附力和毛管力制約的土水勢稱為基質勢 扣 土壤含水量愈低 基質勢也就愈低 反之 土壤含水量愈高 基質勢愈高 至土壤水達到飽和時 基質勢增到最大值 同參比標準相等 即等于0 37 壓力勢 p 壓力勢是指在土壤水飽和的情況下 由于受靜水壓力作用而產生土水勢變化 在非飽和土壤中的土壤水的壓力勢一般與參比標準自由水面相同 即等于o 但在飽和的土壤中孔隙都充滿水 并連續(xù)成水柱 土表與大氣接觸 僅受大氣壓力 壓力勢為o 而在土體內部的土壤水除承受大氣壓外 還要承受其上部水柱的靜水壓力 在這種情況下 其壓力勢就要大于參比標準自由水面 為正值 二 壓力勢 p 正值 只有當土壤水分飽和時才有壓力勢在不飽和土壤中壓力勢為0 飽和土層越深 壓力勢越高 p wghV 38 三 溶質勢 S 負值 土壤溶質濃度越高 溶質勢越低 溶質勢只有對半透膜的水分運動起作用 溶質勢 s 溶質勢是指由溶解于土壤水的溶質引起土水勢的變化 也稱滲透勢 一般為負值 土壤水中溶解的溶質愈多 溶質勢愈低 溶質勢的大小等于土壤溶液的滲透壓 但符號相反 39 四 重力勢 g 重力勢 g 是指由重力作用而引起的土水勢變化 任何時后重力勢都存在 高于參比面時為正 反之為負 參比面處重力勢為0 重力勢 g 重力勢是指由重力作用而引起的土水勢變化 故重力勢為正值 高度愈高則重力勢的正值愈大 反之亦然 40 總水勢 t m p s g 請注意 在不同的情況下 土壤總水勢的各分勢組成是不同的 見P106下端 切記 41 土壤水吸力是指土壤水在承受一定吸力的情況下所處的能態(tài) 簡稱吸力 suction 但并不是指土壤對水的吸力 所以將 m和 s的絕對值定義為吸力 S 也可分別稱之為基模吸力和溶質吸力 T m 如何用水吸力和水勢判斷水分運動的方向 請回答 絕對正值 二 土壤水吸力 一般談及的吸力是指基質吸力 其值與 m相等 但符號相反 42 三 土壤水勢的定量測定 土水勢的標準單位 帕 Pa 1Pa 0 0102厘米水柱1atm 1033厘米水柱 1 0133bar1bar 0 9896atm 1020厘米水柱1bar 100000Pa 43 一般只能測定8萬帕以下的土壤水吸力 44 四 土壤水分特征曲線 指土壤水分含量與土壤水吸力的關系曲線 目前尚無法從理論上推導出土壤含水率與土壤水吸力或基質勢之間小關系 只能用實驗方法獲得水分特征曲線 S a bS a s bS A s n m 當土壤中的水分處于飽和狀態(tài)時 含水率為飽和含水率 s 而吸力S或基摸勢 m為o 若對土壤施加微小的吸力 土壤中尚無水排出 則含水率維持飽和值 當吸力增加至某一臨界值S 后 由于土壤中最大孔隙不能抗拒所施加的吸力而繼續(xù)保持水分 于是土壤開始排水 相應的含水率開始減小 土壤水的基模勢或土壤水吸力是隨土壤含水率變化而變化的 其關系曲線稱為土壤水特征曲線或土壤持水曲線 45 010203040506070 土壤水吸力 黏土 壤土 砂土 土壤含水量 影響因素質地結構溫度滯后現(xiàn)象 46 機理 墨水瓶效應沙土比粘土明顯 47 水分特征曲線的用途 第四 應用數(shù)學物理方法對土壤中的水運動進行定量分析時 水分特征曲線是必不可少的重要參數(shù) 首先 可利用它進行土壤水吸力S和含水率 之間的換算 圖3 7 其次 土壤水分特征曲線可以間接地反映出土壤孔隙大小的分布 第三 水分特征曲線可用來分析不同質地土壤的持水性和土壤水分的有效性 48 課堂速測 1 只要多施有機肥 土壤有機質就會相應的不斷提高 2 腐殖質是一種高分子的有機化合物 3 增加有機肥的投入是提高土壤肥力的重要途徑 4 秸稈還田時 配施適量的N肥可促進有機物質的轉化過程 5 腐殖質常與礦物質結合成有機無機復合體 6 容重和孔隙度只表明土壤的松緊狀況 而不表明孔隙分布 7 砂土松散容重小 粘土緊實容重大 8 毛管水上升高度一般是粘土 壤土 砂土 9 土壤水分特征曲線是一條單值曲線 10 土壤水分運動方向是從吸水力小處向吸水力大處流動 49 第三節(jié)土壤水分運動 土壤水流動水分蒸發(fā)水分入滲水分再分配 50 土壤水分運動 土壤液態(tài)水的運動水分入滲土壤水的再分布土壤氣態(tài)水的運動土壤水分蒸發(fā) 51 一 飽和流 SaturatedSoilWaterFlow 飽和流 即土壤孔隙全部充滿水時的水流 這主要是重力水的運動 飽和流的推動力主要是重力勢梯度和壓力勢梯度 基本上服從飽和狀態(tài)下多孔介質的達西定律 Darcy slaw 單位時間內通過單位面積土壤的水量 土壤水通量與土水勢梯度成正比 52 53 土壤所有的孔隙都充滿了水時 水分向土壤下層或橫向運動的速度 飽和流導水率 Saturatedhydraulicconductivity 54 結皮對飽和導水率的影響 55 二 土壤非飽和流 unsaturtedsoilwaterflaw 不飽和流 即土壤只有部分孔隙中有水時的水流 這主要是毛管水和膜狀水的運動 土壤非飽和流的推動力主要是基質勢梯度和重力勢梯度 它也可用非飽和達西定律來描述 對一維垂向非飽和流 其表達式為 56 非飽和流導水率 unsaturatedhydrolicconductivity 土壤水吸力和導水率之間的關系 57 K m 為非飽和導水率 d dx為總水勢梯度 waterpotentialgradient 非飽和導水率是土壤基質勢的函數(shù) 58 飽和條件下的總水勢梯度可用差分形式 而非包和條件下則用微分形式 飽和條件下的土壤導水率Ks對特定土壤為一常數(shù) 而非飽和導水率是土壤含水量或基質勢 m 的函數(shù) 非飽和條件下土壤水流的數(shù)學表達式與飽和條件下的類似 二者的區(qū)別在于 59 三 土壤水氣運動 土壤氣態(tài)水的運動表現(xiàn)為水汽擴散和水汽凝結兩種現(xiàn)象 水汽擴散運動的推動力的是水汽壓差 梯度 這是由土壤水吸力梯度和溫度梯度所引起的 其中溫度梯度的作用遠遠大于土壤水吸力梯度 所以水汽運動總是由水汽壓高處向水汽壓低處 由溫度高處向溫度低處擴散 當水汽由暖處向冷處擴散遇冷時便可凝結成液態(tài)水 這就是水汽凝結 水汽凝結有兩種現(xiàn)象值得注意 一是 夜潮 現(xiàn)象 二是 凍后聚墑 現(xiàn)象 60 1 夜潮 現(xiàn)象多出現(xiàn)于地下水埋深度較淺的 夜潮地 夜潮 現(xiàn)象指白天土壤表層在大氣蒸發(fā)力的作用下 水分因不斷蒸發(fā)而減少 夜間降溫 使得底土溫度高于表土 水汽由底土水汽壓高處向水氣壓低處的表土方向移動 遇冷便凝結 使白天曬干的表土又恢復潮濕 這對作物需水有一定補給作用 61 2 凍后聚墑 現(xiàn)象 是我國北方冬季土壤凍結后的聚水作用 冬季表土凍結 水汽壓降低 而凍層以下土層的水汽壓較高 于是下層水汽不斷向凍層集聚 凍結 使凍層不斷加厚 其含水量有所增加 這就是 凍后聚墑 現(xiàn)象 凍后聚墑 的多少 主要決定于該土壤的含水量和凍結的強度 含水量高凍結強度大 凍后聚墑 就比較明顯 一般對土壤上層增水作用為2 4 左右 62 四 入滲 土壤水的再分布和土面蒸發(fā) 一 土壤入滲 soilwaterinfiltration 通常是指水自土表進入土壤的過程 一般是指水自土表垂直向下進入土壤的過程 但也不排斥如溝灌中水分沿側向甚至向上進入土壤的過程 水進入土壤的情況的決定因素 1 供水速率 在供水速率小于入滲能力時 如低強度的噴灌 滴灌或降雨時 土壤對水的入滲主要是由供水速率決定的 2 土壤的入滲能力 入滲速率 infiltrationrate 當供水速率超過入滲能力時 則水的入滲主要取決于土壤的入滲能力了 土壤的入滲能力是由土壤的干濕程度和孔隙狀況 質地 結構 松緊等 決定的 干燥的土壤 質地粗的壤以及有良好結構的土壤 入滲能力就強 63 64 幾種不同質地土壤的最后穩(wěn)定入滲速率 毫米 小時 最初入滲速率 Initialinfiltrationrate穩(wěn)定入滲速率 stableinfiltrationrate 所以無論表土下是砂土層還是細土層 在不斷入滲中最初能使上層土壤先積蓄水 以后才下滲 不管入滲能力是強還是弱 入滲速率都會隨人滲時間的延長而減慢 最后達到一個比較穩(wěn)定的數(shù)值 這種現(xiàn)象在壤質和黏質土壤上都很明顯 65 入滲速率 入滲速率 即在土面保持有大氣壓下的水層 單位時間通過單位面積土壤的水量 用來表示土壤入滲能力的強弱 見圖 最后入滲速率 對于某一特定的土壤 一般只有最后入滲速率是一比較穩(wěn)定的參數(shù) 故常用其表達土壤滲水強弱 又稱之為透水率 見表 66 二 土壤水的再分布 soilwaterredistribution 概念 土壤水入滲過程結束后 水在重力和吸力梯度影響下在土壤中向下移動重新分布的過程 土壤水的再分布是土壤水的不飽和流 67 土壤水的再分布 土壤水的再分布過程 由于土壤水入滲而被濕潤的土層內的水分在重力 吸力梯度和溫度梯度的作用下即在水勢梯度作用下還將繼續(xù)運動 在土壤剖面深厚 沒有地下水出現(xiàn)的情況下 這個土壤水運動過程稱之 土壤水再分布過程中 土壤剖面的上層釋水 下層吸水 經過一定時間之后 起初吸水的地方又逐漸釋水 因此 某些土層經歷著吸水一脫水以至再吸水一再脫水的交替過程 這必然涉及到滯后作用 特別在粗質地土壤上這種滯后現(xiàn)象更為明顯 土壤水的滲漏 在地下水埋深較淺時 土壤水通過剖面上的再分布可能達到地下水 從而補給地下水 促使地下水位抬高 或者隨著地下水流側向排到它處 這時人們將再分布進一步延續(xù)的過程稱之為 內排水 也叫土壤水的滲漏 68 土壤水分蒸發(fā) 土面蒸發(fā) 土壤水不斷以水汽的形態(tài)由表土向大氣擴散而逸失的現(xiàn)象 要使蒸發(fā)過程持續(xù)進行 須具備以下3個前提條件 不斷有熱能到達土壤表面 以滿足水的汽化熱需要 土壤表面的水汽壓須高于大氣的水汽壓 以保證水汽不斷進入大氣 表層土壤須能不斷地從下層得到水的補給 前兩個條件是由氣象因素決定的 一般指太陽輻射 空氣濕度 氣溫和風速等 第3個條件是由土壤性質決定 這主要指土壤導水率 隨著土壤含水量由高到低 土面蒸發(fā)一般要經歷3個階段 穩(wěn)定蒸發(fā)階段蒸發(fā)率降低階段擴散控制階段 69 三 土面蒸發(fā) SoilWaterevaporation 土面蒸發(fā)過程區(qū)分為三個階段 1 表土蒸發(fā)強度保持穩(wěn)定的階段穩(wěn)定蒸發(fā)階段蒸發(fā)強度的大小主要由大氣蒸發(fā)能力決定 可近似為水面蒸發(fā)強度E0 此階段含水率的下限 一般認為該值相當于毛管水斷裂量的含水率 或田間持水量的50 70 概念 土壤水汽進入大氣的過程 當土壤供水充分時 由大氣蒸發(fā)能力決定的最大可能蒸發(fā)強稱為潛在蒸發(fā)強度 Soilpotentialevaporation 70 2 表土蒸發(fā)強度隨含水率變化的階段蒸發(fā)速率急劇降低 有利于土壤墑情的保持 3 水汽擴散階段土壤輸水能力極弱 不能補充表土蒸發(fā)損失的水分 土壤表面形成干土層 在此階段 蒸發(fā)面不是在地表 而是在土壤內部 蒸發(fā)強度的大小主要由干土層內水汽擴散的能力控制 并取決于干土層厚度 一般來說 其變化速率十分緩慢而且穩(wěn)定 土壤保墑措施在蒸發(fā)的第一階段進行效果最佳 第二階段次之 71 72 四 鹽土的水分蒸發(fā) 夏季積鹽多 蒸發(fā)力弱積鹽少 鹽往高處走 鹽斑的擴大 73 五 田間土壤水分平衡 Soilwaterbalance 田間土壤水分平衡示意圖 據此可列出其土壤水分平衡的數(shù)學表達式 W P I U E T R In D 74 土壤水分平衡 據此可列出其土壤水分平衡的數(shù)學表達式 W P I U E T In D式中 W為計算時段末與時段初土體儲水量之差 mm P為計算時段內降水量 mm I為計算時段內灌水量 mm U為計算時段內上行水總量 mm E為計算時段內土面蒸發(fā)量 mm T為計算時段內植物葉面蒸騰量 mm R為計算時段內地面徑流損失量 mm In為計算時段內植物冠層截留量 mm D為計算時段內下滲水量 mm 75 土壤 植物 大氣連續(xù)體 SPAC Soil plant atmospherecontinuum 由水勢引起水由土壤進入植物體 再向大氣擴散的體系 沙漠植物在 200 800萬帕時仍能生存 76 土壤 植物 大氣連續(xù)體中的水份運動植物從土壤中吸水然后又經葉面蒸騰到大氣中去 可以看做是一個統(tǒng)一物理過程的連續(xù)體系 這個體系被稱為 土壤 植物 大氣連續(xù)體 英文縮寫成SPAC 當土水勢 根水勢 葉水勢 植物能