土壤水動力學(xué)復(fù)習(xí)筆記

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1

[1]

土壤水動力學(xué)是許多學(xué)科的基礎(chǔ)，它的研究涉及農(nóng)田水利學(xué)、水文學(xué)、地下水文學(xué)、水

文地質(zhì)學(xué)、土壤物理學(xué)、環(huán)境科學(xué)等學(xué)科。

）合理開發(fā)和科學(xué)管理水資源；2）調(diào)控農(nóng)

田墑情，促進(jìn)農(nóng)業(yè)節(jié)水；3）土壤改良和水土環(huán)境的改善。

[2]

土壤各個指標(biāo)，計算意義，相互關(guān)系。土壤—是由礦物質(zhì)和生物緊密結(jié)合的固相、液相

和氣相三相共存的一個復(fù)雜的、多相的、非均勻多孔介質(zhì)體系。定性指標(biāo)—質(zhì)地、結(jié)構(gòu)。

定量指標(biāo)–

孔隙度、密度、含水率、飽和度等。

、

[3]

含水率。體積含水率：θ

v

=Vw

/V0

重量（質(zhì)量）含水率：θ

g

=mw

/ms

飽和度：w=Vw

/Vv

貯水深度：h=Hθ

（量剛為

L）

主要測定方法：稱重法（烘干法）

核技術(shù)測量：中

子儀，

γ

射線儀、電磁測量：時域反射儀(TDR)、核磁共振測量、熱脈沖測量、遙感測

量：大面積地表含水率；

；

[4]

水分常數(shù)。吸濕水，束縛在土粒表面的水汽，最大吸濕量（吸濕常數(shù)）

薄膜水，吸濕

水外層連續(xù)水膜，最大分子持水量，（薄膜水不能被植物吸收時）凋萎系數(shù)；毛管水，

土壤孔隙（毛管），水氣界面為一彎月面，分毛管上升水、毛管懸著水，田間持水量（毛

管懸著水達(dá)到最大），田持；重力水，大孔隙中的水，飽和含水率。農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中常用的

水分常數(shù)：田間持水量（field

(moisture)

capacity）：農(nóng)田土壤某一深度內(nèi)保持吸濕水、

膜狀水和毛管懸著水的最大水量。凋萎系數(shù)（wilting

coefficient）：土壤中的水分不能被

根系吸收、植物開始發(fā)生永久凋萎時的土壤含水率，也稱凋萎含水率或萎蔫點(diǎn)。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，即田間持

水量與凋萎系數(shù)之間的土壤含水量。土壤含水率與水分常數(shù)的應(yīng)用：估計水分對植物生

長的影響；計算灌溉水量；根據(jù)土壤水分的動態(tài)變化估算騰發(fā)量（地面蒸發(fā)＋植物蒸騰）

[5]

土水勢(Soil

water

potential)：可逆、等溫地從特定高度和大氣壓下的純水池轉(zhuǎn)移極少量

水到土壤中某一點(diǎn)時單位數(shù)量純水所做的功。定義土壤中任一點(diǎn)的單位數(shù)量土壤水分的

吉氏自由能與標(biāo)準(zhǔn)參考狀態(tài)下自由能的差值為該點(diǎn)的總土水勢，ψ=ψp+ψT+ψs+ψm+ψg

土水勢=壓力勢＋溫度勢＋溶質(zhì)勢＋基質(zhì)勢＋重力勢，標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下ψ

=0，將單位數(shù)量的

水分從標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)移動到另一狀態(tài)時，如果環(huán)境對土壤水做功，ψ

>0；如果土壤水對環(huán)境

做功，ψ

<0。重力勢：地球重力場對土壤水作用的結(jié)果；大小：取決于土壤水相對于參

考面的高度；勢能：Eg=±Mgz。壓力勢：壓力場中壓力差的存在而引起的；大?。喝?/p>

決于水壓與大氣壓之差；勢能：Ep=VΔ

p；飽和地下水：地下水面以下深度h，ψ

p≥0；

非飽和土壤水：氣孔連通：ψ

p=0，封閉未充水孔隙：氣壓勢（目前考慮較少）?；|(zhì)勢：

由土壤基質(zhì)對土壤水的吸持作用（毛管作用、吸附作用）所產(chǎn)生，自由水被土壤吸持后，

自由能降低，土水勢減小(0→負(fù)值)，ψ

m≤0，飽和－非飽和水分運(yùn)動研究中：負(fù)壓勢

h

土壤基質(zhì)對土壤水分吸持作用：與土壤含水量有關(guān)，ψ

m～θ

(土壤水分特征曲線)；

基質(zhì)勢的測定：張力計（負(fù)壓計）法，砂性漏斗法，壓力儀法，離心機(jī)法，穩(wěn)定土壤水

分剖面法。溶質(zhì)勢：土壤溶液中溶質(zhì)對土壤水分綜合作用的結(jié)果，滲透試驗(yàn)（半透膜試

驗(yàn)）：溶質(zhì)的存在降低了水的勢能，ψ

s≤0

單位體積土壤水的溶質(zhì)勢：ψ

s=-(c/M)RT

c

：溶液濃度(g/cm3)；M

:溶質(zhì)摩爾質(zhì)量(g/mol)，c/M

：溶液摩爾濃度(mol/cm3)，R：

摩爾氣體常數(shù)，8.314

MPa

cm3/mol

K，T：熱力學(xué)溫度(K)。土壤：不存在半透膜，一般

溫

不考慮溶質(zhì)勢；需要考慮溶質(zhì)勢的情況：植物根系吸水，植物細(xì)胞滲流，水汽擴(kuò)散。

度勢：溫差；大小：

ψ

T

=－SeΔ

T，Se：單位數(shù)量土壤水分的熵，不易定量描述；溫

差對土壤水分運(yùn)動影響不大，因此一般不考慮溫度勢；溫度對土壤水分運(yùn)動的影響：

溫度影響水的物理化學(xué)性質(zhì)（粘滯性、表面張力、滲透壓等），從而影響基質(zhì)勢、溶質(zhì)

勢和土壤水分運(yùn)動參數(shù)，溫度決定水的相變和熱特性參數(shù)。其他分勢：荷載勢：土壤承

受荷載，濕潤勢：膨脹土在飽和狀態(tài)下產(chǎn)生的土水勢。小結(jié)，一般情況下：土壤水：ψ

=ψ

m±z，地下水：ψ

=h±z，存在半透膜時：考慮溶質(zhì)勢。

[7]

Darcy

定律的微分形式 dH

三維：q=-K

grad

H=-K

▽H

gradH

H

i

H

j

H

k

K

(

)

K

(

)y

K

(

)z

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[6]

基質(zhì)勢（土壤水吸力）隨土壤含水率而變化，其關(guān)系稱為土壤水分特征曲線（Soil

water

characteristic

curve）或土壤持水曲線（Soil

water

retention

curve)土壤水分特征曲線反映

了土壤水和土壤基質(zhì)間的相互作用：高吸力：以吸附作用為主，低吸力：以毛管作用為

主。基本形狀，土壤飽和：

s=-ψ

m=0，對土壤施加一定吸力，吸力較小時無水分排出，

含水率維持飽和值，當(dāng)吸力增加至某一臨界值

sa

后，土壤水分開始排出，含水率減小。

sa

稱為進(jìn)氣值；一般地，粗質(zhì)地的砂性土壤或結(jié)構(gòu)良好的土壤，其

Sa

較?。幌喾?，細(xì)

質(zhì)地的粘性土壤，其

Sa

較大；吸力不斷增大，含水率不斷減小。土壤質(zhì)地：相同吸力

下，不同土質(zhì)的含水率差別較大；土壤的粘粒含量越高，同一吸力條件下土壤的含水率

越大；相同含水率對植物的有效性不同。土壤結(jié)構(gòu)：土壤壓實(shí)后，孔隙度減小，大孔隙

減少，飽和含水率減小，中等孔隙增加，小孔隙變化不大；一般的，土壤的粘粒含量越

高，同一吸力條件下土壤的含水率越大。溫度：溫度升高：水的粘滯性、表面張力下降，

基質(zhì)勢增大（基質(zhì)吸力減小）；土壤水分變化歷史：脫濕，吸濕。土壤水分特征曲線并

非單值曲線，主脫濕曲線（土壤從飽和到干燥過程曲線稱為主脫濕線）、主吸濕曲線（土

壤從干燥到飽和過程曲線稱為主吸濕線

）、掃描曲線（土壤從部分濕潤開始排水或從部

分干燥到吸濕過程線

）。相同吸力下脫濕過程的含水率較大；砂土滯后現(xiàn)象明顯。滯后

現(xiàn)象在粗質(zhì)的土壤于低吸力范圍內(nèi)最為明顯；孔隙排水時的吸力較它們充水時吸力大得

多。土壤水分特征曲線的應(yīng)用，進(jìn)行土壤吸力

S

和含水率θ

之間的換算。間接地反映出

土壤中孔隙大小的分布?？捎脕矸治霾煌|(zhì)地土壤的持水性和土壤水分的有效性。應(yīng)用

數(shù)理方法定量分析土壤水分運(yùn)動時，水分特征曲線和比水容量

C

都是必不可少的重要參

數(shù)。

q

K s s

s

dL

梯度：

x y z

Darcy

定律的適用范圍：小

Re

數(shù)層流：與粘滯力相比，慣性力作用可以忽略不計。在

紊流狀態(tài)下，通量與水勢梯度呈非線性關(guān)系；對于顆粒極細(xì)的土壤：克服一定的初始水

頭差才能發(fā)生流動；一般情況下，Darcy

定律有效。

飽和導(dǎo)水率

Ks

：綜合反映了多孔介質(zhì)對流體流動的阻礙作用，多孔介質(zhì)的基質(zhì)特征：

質(zhì)地、結(jié)構(gòu)…；流體物理性質(zhì)：粘滯性、密度…；實(shí)驗(yàn)室測定：現(xiàn)場測定：雙環(huán)入滲試

驗(yàn)，Guelph

滲透儀，抽水試驗(yàn)。

1907

年：Edgar

Buchkingham

將

Darcy

定律推廣到非飽和土壤水：飽和：q=-Ks▽H→非飽

和：q=-K(θ)

▽ψ，q

=-K(ψm)

▽ψ q=-K(θ)

▽(ψm±z)

，驅(qū)動力：土水勢（重力勢＋基質(zhì)

勢）梯度不能籠統(tǒng)地說水由高處流向低處，或濕處流向干處。導(dǎo)水率：小于飽和導(dǎo)水率，

是基質(zhì)勢（含水率）的函數(shù)。

非飽和導(dǎo)水率隨基質(zhì)勢（含水率）的減小而減小的原因：部分孔隙充氣，隨著含水率的

降低，實(shí)際過水面積減??；隨著含水率的降低，較大孔隙排水，土壤水在較小的孔隙流

動，水流阻力增大，實(shí)際流速減小；小孔隙彎曲程度增加

非飽和導(dǎo)水率的影響因素：與土壤質(zhì)地有關(guān)，(Ex:

Miller&Gardner,1962)濕潤情況下：砂

性土

K>粘性土

K，干燥情況下：砂性土

K<粘性土

K

；與土壤結(jié)構(gòu)有關(guān)，(Ex:

渠底夯實(shí)；

農(nóng)田表面結(jié)皮

)，土壤干容重增大，K

減??；K

與含水率關(guān)系受滯后作用影響較小，但

與基質(zhì)勢（or

吸力）關(guān)系則受滯后影響。

[8]

Richards

方程的不同形式，混合形式：

K

(

)

m

m

m

t x

x

y

z

z

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不同形式基本方程的特點(diǎn)：混合方程是一般形式；θ

方程：數(shù)學(xué)處理，適用于均質(zhì)非飽

和土壤，擴(kuò)散率

D

的變化比

K

??；ψ

m

方程：可用于飽和－非飽和流動、土壤分層等

情況；K

的變化范圍大，數(shù)值計算時需要特別處理以保證質(zhì)量守恒；以

x

或

z

為因變量

的基本方程：簡單情況下的解析解和半解析解。

初始條件：所研究問題初始狀態(tài)，即初始時刻自變量在研究區(qū)域上的分布

對于型方程，需已知

對于m

型方程，需已知 或?qū)懽鳎?/p>

h

(x,y,z,0)=h0(x,y,z)

邊界條件，一般分為三類：

第一類邊界條件（變量已知邊界

Dirichlet

條件）對于型方程，(x,y,z,t)=1(x,y,z,t)

(x,y,z)

1

對于m

型方程，h(x,y,z,t)=h1(x,y,z,t)

(x,y,z)

1

1

為一類邊界區(qū)域

舉例：

地面薄

層積水入滲時，地表可視為一類邊界條件；土壤下邊界若選在潛水面處，潛水位不變時

常視為一類邊界條件

第二類邊界條件（水流通量已知邊界

Neuman

條件）

z

q=-K(θ)

▽(ψm±z)

D(

)

K

(

)

q(t

)

2

垂向一維：

K

(h)

h

K

(h)

q(t

)

z

2

舉例：通量為零的情況：如不透水邊界、無蒸發(fā)入滲的邊界

；

通量已知的情況：降雨、灌溉、蒸發(fā)強(qiáng)度已知

第三類邊界條件（水流通量隨邊界上的變量變化而變化的情況

）

f

1

z

f

2

3

舉例：

當(dāng)土壤蒸發(fā)強(qiáng)度為表土含水率（基質(zhì)勢）函數(shù)的情況

D(

)

K

(

)

a

b

z

3

K

(h)

h

z

K

(h)

a

f

(h)

b

3

零通量面法：零通量面--當(dāng)水勢梯度為

0，該處通量為

0，則該處為零通量面

分類：單一聚合型零通量面；單一發(fā)散型零通量面；多個零通量面。

由于零通量面為已知通量（零）斷面，若

t1

和

t2

時段內(nèi)零通量位置不變，則根據(jù)兩時

刻的土壤含水率觀測值，可計算出時段內(nèi)任一斷面處流過的土壤水通量。

[9]

入滲：水分進(jìn)入土壤的過程。積水條件下的干土入滲：分區(qū)：，飽和區(qū)，過渡區(qū)，傳導(dǎo)

t

。

區(qū)，濕潤區(qū)；飽和區(qū)、過渡區(qū)一般不存在；積水條件下的干土入滲：積水后，表土含水

率很快增加到θ

0

(<θ

s

)；地表處含水率梯度由大變小，

足夠大時地表含水率不變；地

表入滲率逐漸減?。粷駶欎h不斷下移，含水率變化平緩。入滲率

i：單位時間內(nèi)通過單

位面積的入滲水量（地表水通量），mm/min,

mm/h,

mm/d，累積入滲量

I：從入滲開始

到某一時刻通過單位面積的總水量，mm。入滲過程的影響因素：供水速率

P（降水強(qiáng)

度…）、土壤入滲能力

f，P<f，入滲率

i

取決于供水速率

P（通量控制）；P>f，入滲率

I

取決于入滲能力

f

（剖面控制），超過

f

的部分產(chǎn)生地表積水、徑流（超滲產(chǎn)流）

地表

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入滲的邊界條件：通量邊界：積水前

D(

)

K

(

)

R

t

z

0

0

積水邊界：積水后——飽和－非飽和流動

h(0,

t)=h0

一類邊界（灌溉模型）：地表含水率接近飽和、不積水：θ(0,

t)=θ0

Green-Ampt

入滲模型 初始干燥土壤在薄層積水時的入滲：活塞模型：存在明顯濕潤

鋒面，將土壤分為濕土（飽和含水率）、干土（初始含水率）.

水平，地表：水勢

H,濕

潤鋒：水勢

–

sf，入滲率：

i=Ks(sf+H)/zf，累積入滲量：

I=(θ

s-θ

i)

zf

，i=dI/dt：

K

t

D

t

s

dz K

f

s

dt

s

i

s

H

f

z

f

積分(t=0,

zf=0)：

z

2

f

2

s

H

f

s

i

0

得到：

I

(

)

z

(

)

2D

t

，

i

dI

/

dt

(

)

s i f s i 0 s i

D

0

2t

I

垂直.地表：水勢

H，濕潤鋒：水勢-(sf+zf)

，入滲率：i=Ks(sf+zf+H)/zf

，累積入滲量：=(θs-θi)zf

i=dI/dt：

dz

dt

f

f

K

s

s

i

z

s

H

f

z

f

，

積分(t=0,

zf=0)：

t

z

f

(s

f

H

)

ln f

s

i

z

s

H

f

K s

H

s f

入滲公式小結(jié)

Green-Ampt

垂直入滲公式：i=Ks[1+

(θs-θi)

sf

/I],

i=ic+

b

/I

t

s

K

s

i

z

f

s

ln(1

z

/

s

)

f

f

f

具有一定物理基礎(chǔ)，確定

Ks、

sf

比較困難；對非均質(zhì)土壤、初始含水率不均勻也可

應(yīng)用；可用于降水入滲分析（通量控制－積水）

Philip

入滲公式：I(t)=St1/2+At, i(t)=0.5St-1/2+A

適用范圍：均質(zhì)土壤垂直入滲

i

i

A(t

t

) t

t

i

R t

t

Smith

入滲公式

0

p

p

考斯加可夫(Kostiakov)入滲公式：i(t)=Bt-a，經(jīng)驗(yàn)性公式，水平入滲

Horton

入滲公式

i

i

(i

i

)

exp(

t

)

c 0 c

[10]

蒸發(fā)強(qiáng)度的決定性因素：外界條件：輻射、氣溫、濕度、風(fēng)速等氣象因素決定了大氣蒸

發(fā)能力；水分蒸發(fā)過程中的能量供給；蒸發(fā)面水汽向大氣的擴(kuò)散過程；潛在蒸發(fā)強(qiáng)度：

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(qiáng)度，一般用水面蒸發(fā)強(qiáng)度表示

土壤條件：土壤表層的含水率狀況決定了土壤供水能力。

土面蒸發(fā)的階段性(大氣蒸發(fā)能力不變)

穩(wěn)定蒸發(fā)階段：AB，θ

>θ

k；蒸發(fā)強(qiáng)度

E0；θ

k

取決于土質(zhì)和大氣蒸發(fā)能力，毛管破裂

點(diǎn)（50%～70%田持）

土面蒸發(fā)強(qiáng)度隨含水率變化階段：

BC。隨著含水率的降低，表層土壤的供水減小，地

表水汽壓降低，蒸發(fā)強(qiáng)度減小

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水汽擴(kuò)散階段：表土含水率很低時，形成干土層，干土層底部蒸發(fā)－水汽擴(kuò)散

潛水蒸發(fā)是由液態(tài)水在非飽和土壤中向上運(yùn)移和水汽從土面向大氣散發(fā)兩個過程組成。

潛水蒸發(fā)量的大小及其變化規(guī)律對于淺層地下水資源評價、土壤鹽堿化成因分析和控制

等十分重要。

潛水穩(wěn)定蒸發(fā)強(qiáng)度取決于大氣蒸發(fā)能力（通常以水面蒸發(fā)強(qiáng)度表示）和土壤供水能力（取

決于土質(zhì)和潛水埋深）。

[11]

對流(Convection)：溶質(zhì)隨土壤水分的運(yùn)動而運(yùn)移，溶質(zhì)對流通量：

Jc=qc=vθc

，

q：土

壤水通量，c：土壤水溶液的質(zhì)量濃度，v=q/θ：土壤水溶液的平均孔隙流速。對流作用

下溶質(zhì)的穿透時間：tL=L/v=Lθ/q

分子擴(kuò)散(Molecular

diffusion)

：不同濃度的溶質(zhì)間在濃度梯度的作用下產(chǎn)生的質(zhì)量交換

原因：分子不規(guī)則熱運(yùn)動（布朗運(yùn)動），趨勢：高濃度→低濃度，溶質(zhì)的分子擴(kuò)散符合

Fick

第一定律：土壤水溶液：

J

D

d s

c

z

，Jd——分子擴(kuò)散通量；Ds——擴(kuò)散系數(shù)

溶質(zhì)擴(kuò)散系數(shù)

Ds

:隨土壤含水率的減小而減小

機(jī)械彌散(mechanical

dispersion)：又稱對流彌散(convection

dispersion)，由于土壤水流

和土壤孔隙結(jié)構(gòu)相互作用使溶質(zhì)在土壤孔隙中運(yùn)移和分散的過程。產(chǎn)生原因：土壤孔隙

不均勻，流速方向和大小不同，使得溶質(zhì)在水流運(yùn)動中分散

z

溶質(zhì)的機(jī)械彌散通量：

J

D

(v)

c

h h

，機(jī)械彌散系數(shù)

Dh(v)：

Dh(v)=λ

|v|

經(jīng)驗(yàn)常數(shù)（dispersivity）λ

與土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)有關(guān)；機(jī)械彌散系數(shù)還與空間尺度有關(guān)

水動力彌散(hydrodynamic

dispersion)：綜合考慮分子擴(kuò)散與機(jī)械彌散

[

D

(

)

D

(v)]

c

z

z

溶質(zhì)的水動力彌散通量：

J

sh

s

h

sh

D

(v,

)]

c

水動力彌散系數(shù)(綜合擴(kuò)散－彌散系數(shù)

)：Dsh(v,θ

)，當(dāng)土壤水流速度較大時，機(jī)械彌散

作用超過擴(kuò)散作用；土壤溶液靜止時，只有分子擴(kuò)散作用

土壤溶質(zhì)通量：

J

J

J

c

sh

qc

D

(v,

)

sh

c

z

(

c) J

溶質(zhì)運(yùn)移連續(xù)方程(一維，不考慮源匯項)

t z

(c)

c

(qc)

t

z

sh

z

z

一維溶質(zhì)運(yùn)移方程：根據(jù)水流連續(xù)方程：

對流－彌散方程：CDE

D

(v,

)

(c

)

c

(qc)

t

z

sh

z

z

土壤水分運(yùn)動對溶質(zhì)運(yùn)移的影響

c

D

(v,

)

S

c

溶質(zhì)勢：

ψs=-cRT/(ρwgM)

水流通量：

K

(

)

z

水流通量

q

影響溶質(zhì)對流；土壤含水率

θ

、水流通量

q（土壤平均孔隙流速

v=q/θ）影

響溶質(zhì)的水動力彌散；土壤溶質(zhì)的源匯項、動態(tài)儲存一般與

θ

有關(guān)。

溶質(zhì)對土壤水分運(yùn)動的影響

m

f s

1

0

f0——選擇系數(shù)：＝1：完全選擇，溶質(zhì)不能通過(半透膜)；＝0：溶質(zhì)能通過，

溶質(zhì)勢對水流無影響；粘土層存在一定的半透膜作用，非粘土中一般可以忽略溶

法。間接測定法：Bowen

比法；空氣動力學(xué)法

測定兩個高度處的溫度和濕度。由：

2

1

R

G

E

n

學(xué)習(xí)好資料 歡迎下載

質(zhì)勢的影響。溶質(zhì)的存在導(dǎo)致土壤導(dǎo)水率的降低。溶質(zhì)可能影響密度，產(chǎn)生密度

流（如海水入侵）

[12]

土壤比熱容（Specific

heat

capacity）：

單位體積（質(zhì)量）的土壤，溫度升降

1℃所吸收

或釋放的熱量，稱為體積（質(zhì)量）比熱容，比熱容是土壤的一種廣度性質(zhì)，具有可加性，

是土壤各組分(礦物質(zhì)、有機(jī)質(zhì)、水、冰、空氣)比熱容之和。

熱導(dǎo)率：熱量傳輸能力，數(shù)值上等于溫度梯度為

1

時的熱通量。：

qh=-Kh▽T，qh：熱通

量，

W

cm-2

，Kh

：熱導(dǎo)率，W

cm-1

℃-1

熱擴(kuò)散率：Dh=Kh/Cv

，F(xiàn)ourier

熱傳導(dǎo)定律：

qh=-Kh▽T

=-CvDh▽T

，Dh

：cm2/s

隨著含水率的增加，熱導(dǎo)率的提高較比熱容的提高要快，但當(dāng)含水率較高時情況恰好相

反。因此含水率

θ

較小時，隨

θ

的增大而增大，含水率

θ

較大時，隨

θ

的增大而減小。

土壤水分運(yùn)動對熱量傳輸?shù)挠绊懀?/p>

土壤水分狀況影響土壤熱特性參數(shù)；土壤水分相變（蒸發(fā)與凝結(jié)、凍結(jié)與融化等）產(chǎn)生

熱源、匯；地表基質(zhì)勢影響水汽壓，從而影響地表熱量平衡

土壤溫度對水分運(yùn)動的影響

溫度影響水的物理化學(xué)性質(zhì)，從而引起土壤水分運(yùn)動參數(shù)、基質(zhì)勢的變化；

溫度勢所產(chǎn)生的水分運(yùn)動。

地表能量平衡：

Rn=Cs+Es+G

Rn

：凈輻射

Cs

：顯熱消耗，Es

：蒸發(fā)潛熱；G：地表的

熱通量

[13]

早期對各種水分傳輸過程單獨(dú)研究，概念不統(tǒng)一后來，用水勢的概念綜合研究水分傳輸，

將土壤－植物－大氣視為連續(xù)體，Philip

于

1966

年提出

SPAC

的概念，土壤－植物－大

氣連續(xù)體：

Soil-Plant-Atmosphere

Continuum。SPAC

系統(tǒng)的三個重要環(huán)節(jié)：根系吸水過

程，水在植物體內(nèi)的輸運(yùn)過程，植物體內(nèi)的水分向大氣擴(kuò)散過程。

蒸騰(Transpiration)：主要通過葉片氣孔散失。水分在氣孔腔和細(xì)胞間隙的葉肉表面蒸發(fā)

（水面蒸發(fā)），水汽達(dá)到飽和；水汽由氣孔腔經(jīng)氣孔向葉面氣層擴(kuò)散；水汽從葉面氣層

向大氣擴(kuò)散。騰發(fā)的影響因素：能量：輻射，潛熱消耗 L=2.5

MJ/kg；水汽輸送：風(fēng)

速、溫度梯度、濕度梯度；其它影響因素：植物生長狀況、土壤供水狀況

直接測定法：根據(jù)實(shí)測水分剖面，利用零(定位)通量法計算；稱重式蒸滲儀；渦度相關(guān)

LE

R

LE

H

G

LE

G

T

T n

H

1

LE e

e

2 1

L

1

渦度相關(guān)是指某種物質(zhì)的垂直通量，即這種物質(zhì)的濃度與其垂直速度的協(xié)方差。渦度相

關(guān)法已經(jīng)成為直接測定大氣與植物群落氣體交換通量的通用標(biāo)準(zhǔn)方法。

能量平衡與紊流擴(kuò)散理論結(jié)合，只需一個高度的氣象資料。Penman

公式（計算潛在騰

z

z

發(fā)量）：水面→濕潤表面

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