第一章 绪论

第二篇 土壤水动力学

第一章 绪 论

第一节 概 述

土壤是一种由固、液、气三相组成的多孔系统。固相基质由大小、形状和排列不同的土粒组成，土粒的排列和组合，决定了土壤孔隙特征、水及空气在土壤孔隙中传输和存在的形式。当土壤孔隙全部被水充满，则土壤中水分处于饱和状态，此时的土壤水称为饱和土壤水。存在于地面以下的饱和土壤水一般称为地下水。当土壤孔隙未被水充满，土壤中水分处于非饱和状态时，称为非饱和土壤水，一般称为土壤水。

土壤三相组成：固相、液相和气相

土壤水动力学是研究土壤水传输、运移规律的理论及其应用的学科，即研究在田间水循环条件下，土壤、植物、大气相互作用、相互影响的学科，因此，它是现代农田水利学、水文学、地下水文学、水文地质学、土壤物理学等学科的主要研究内容。

随着我国工农业生产的迅速发展，对水资源的需求量日益增加，

为了合理开发利用水资

源、必须正确评价水资源的数量和质量，研究地面水、土壤水、地下水和大气水的相互转换关系，而土壤水分运动问题则是此项研究的重要环节。

在农田水利学中，农田水分存在的形式和运动规律、农田水分状况的调控、节水灌溉制度的拟定、灌水方法与灌水技术的选择、降雨入渗补给量和蒸发及蒸腾量的测定等等均需在研究土壤水运动规律的基础上进行。

总之，土壤水动力学是很多学科的基础。国内外关于土壤水运动的研究已有很长的历史，但进行比较系统的定量分析研究则是近30～40年才开始的，特别是随着电子计算机的发展，使解决生产实际中存在的一些复杂土壤水运动问题，逐渐成为现实。

土壤水运动的研究在50年代以前广泛采用毛管理论，即把非饱和土壤中水分运动看作是水分在均一或孔径不同的毛管中的运动。该理论在求解计算简单条件下的入渗、蒸发和土壤释水问题时取得了较好成果。例如，可用毛管理论求解当地下水位保持不变，外界蒸发条件保持相对稳定时的潜水稳定蒸发问题。又如求解表层有薄水层的Green-Ampt入渗模型，即

［，］是建立在毛管理论基础上的入渗模型。Youngs12用毛管理论推导了垂直土柱重力释水过

程中给水度计算公式与布尔顿（Boulten）考虑重力释水滞后作用时推导的土壤释水的经验公式形式完全相同。

上述各例在用毛管理论分析、解决问题时，近似地认为土壤毛管水分到达的前缘存在一个毛管负压水头值，不考虑地下水面与毛管水前缘之间各点水分和压力的差异。因此，这种理论一般只能解决边界条件较简单的一维问题，且主要用于流量和水量的计算，不能分析土壤剖面上各点含水率和水头变化。正是由于这个原因，50年代以后，建立在土壤水分势能基础上的非饱和土壤水分运动理论得到了迅速发展。

土壤水运动的势能理论是将土壤水看作与其他物体一样，它也具有动能和势能。由于水在土壤孔隙中运动十分缓慢，所以，动能一般可以忽略不计，而势能成为决定土壤水分运动状态的主要能量形式。土壤中各点的土壤水势能之间存在一定的差异，使土壤水分在势能梯度作用下产生运动，从势能高处向势能低处运移。由于土壤水运动的势能理论揭示了土壤水运动内在实质，该理论的发展和应用使土壤水动力学的发展达到了新的水平。

随着土壤水分运动研究的不断深入，温度变化对土壤水分运动影响越来越引起人们重视、在田间自然条件下，日夜温差很大，地表以下不同深度处温度的差异和变化影响土壤水分的转化和运移，用等温模型来模拟土壤水分运动常带来一定误差，一些学者根据能量平衡和热传导理论，提出了用水一汽一热耦合模型研究土壤水转化和运移。同时，气温的剧烈变化也会引起土壤水的相变，如在冻融条件下，土壤中液态水与固态水相互转化；在蒸发条件下，液态水转化为汽态水等。实践证明，采用以压力水头和温度为变量的方程描述土壤水分和热量守恒过程，将更符合实际。

由于田间水循环涉及到农业、水利、气象、土壤等多种学科，仅通过单一学科的研究来解决复杂的农田水分运动实际问题是有困难的。为此，50年代末和60年代中期，一些学者（如

［］［］［］Philip J．R．，19573~5；Gardner W．R．6，1960；Cowan I．R．7，1965）认为土壤

一植物一大气中水分和运动状况是相互制约的，田间水分循环是由土壤、植物、大气构成的一个物理上统一的动态系统为基础的。Philip J．R．[8] （1966）认为在这个系统中，各种过程是相互关联的，并为这个系统起名为土壤一作物一大气连续体“SPAC”系统（Soil-Plant-Atmosphere Continuum）。在这个系统里，水总是从能量高处向能量低处运动，且“水势”这个概念无论在土壤中或植物体中和大气中，都应该是普遍适用的。采用这样动态连续系统研究土壤水运动规律，对解决农田土壤水分的实际问题更为有效。

在自然界中土壤分布是十分复杂的，田间土壤的物理特性（如干容重、土壤水力传导度、水分特征曲线等）和土壤水分运动中一些参数（如土壤含水率、土壤水基质势等）在同一时刻各点的值是有差异的，这反映了土壤特性在空间分布上的非均一性，即土壤特性的的空间

变异性[14]。近10年来，一些学者研究将确定性模型（水流方程）和随机模型（参数的统计分布）结合起来，即为“标定”（Scaling）理论和方法。由于这一问题十分复杂，目前的研究成果对解决生产实际问题尚有待进一步深入。

第二节 土壤水势

土壤中不同部位水的能量相对水平比较，常以土水势来表示。土水势是一种衡量土壤水能量的指标，是在土壤和水的平衡系统中，单位数量的水在恒温条件下，移动到参照状况的纯自由水体所能做的功。参照状况一般使用标准状态，即在大气压下，与土壤水具有相同温度的情况下（或某一特定温度下），以及在某一固定高度的假想的纯自由水体。在饱和土壤中，土水势大于参照状态的水势；在非饱和土壤中，土壤水受毛细作用和吸附力的限制，土水势低于参照状态的水势。土水势是由各分势组成的，因此，土水势可以写作以下表达式

P s g (2-1-1)

式中： ––––土水势，即土壤水的总势能；

p––––压力势，包括基质势（或称基膜势）和气压势

s––––溶质势（渗透压势）；

g––––重力势。

以上各种势能，如用单位重量土壤水的势能表示时，其单位为Pa。

l．重力势

物体从基准面移至某一高于基准面的位置时，需要克服由于地球引力而产生的重力作用，因而必须对物体做功，这种功以重力势能的形式储存于物体中。土壤水与其他物体一样，在基准面以上Z的单位重量的水所具有的重力势能ψg＝Z；反之，在基准面以下时，Z的重力势能为ψg＝－Z。

单位重量的土壤水包含的重力势能具有长度单位，一般称为水头。重力水头又称位置水头，它仅与计算点和参照基准面的相对位置有关，与土质条件无关。

2．压力势

相对于大气压力所存在的势能差为压力势。在地下水面处，土壤水的压力势为零，地下水面以下饱和区的静水压力为正值；地下水面以上非饱和区土壤水的压力势为负值，常被称为“毛管势”或“基膜势”。这是由于土壤基膜引起的毛管力和吸附力造成的。这种力将水吸引和束缚在土壤中，使土壤水的势能低于自由水。

此外，还有一种压力势为气压势。它是由于邻近空气的气压变化而引起的。在一般情况下，大气中压力变化较小，气压势可以忽略。

基膜势的测定一般可采用张力计（负压计），即用水银压力计或真空表来测定土壤负压值，如图2－l－1所示。张力计的陶土杯埋设在需测定负压值的点A，水银槽B中水银沿U型管升高，若升高高度为ZHg，水银柱顶至A点距离为Z，水银槽内水银面至A的距离为Z0。则基膜势可用下式表示：

m ZHg Hg Z (2-1-2)

式中： Hg、 ––––分别为水银和水的密度，水银密度 Hg=13.6g／cm3， =1.0g/cm3。

所以，式（2－l－2）可以写作：

m 13.6ZHg Z (2-1-3)

由图示表明Z＝ZHg＋Z0，所以上式可改写为

m 12.6ZHg Z0 (2-1-4)

若采用真空压力表来测定负压值时，从真空压力表到张力计陶土杯中心的距离为Z0，且一般真空表是经过校正的，全刻度0～100，其表面读数P为100时，相当于水势－1000cm，表所测得的读数P是基膜势和Z0，因此，求基膜势时应为

m Z0 10P （cm）

即

m 10P Z0 (cm) (2-1-5)

压力单位的换算：

1kPa＝103 Pa

1mmHg＝133.322 Pa

1mmH2O＝9.80655 Pa

3．溶质势（渗透压势）

溶质势的产生是由于可溶性物质（例如盐类），溶解于土壤溶液中，降低了土壤溶液的势能所致。当土一水系统中，存在半透膜（只允许水流通过而不允许盐类等溶质通过的材料）时，水将通过半透膜扩散到溶液中去，这种溶液与纯水之间存在的势能差为溶质势，

也常称

为渗透压势。当不存在半透膜时，这一现象并不明显影响整个土壤水的流动，一般可以不考虑。但在植物根系吸水时，水分吸入根内要通过半透性的根膜，土壤溶液的势能必须高于根内势能，否则植物根系将不能吸水，甚至根茎内水分还被土壤吸取。所以，土壤中含盐量较大时，例如土壤溶液的溶质势达到－14．5×105 Pa，即使土壤湿度较高（基膜势为－0．5×105 Pa），植物根系无法从土壤中吸水，该水势相当于永久凋萎水势。为此，溶质势在研究植物根系和土壤水的相互作用中，具有重要作用。

4．温度势

除以上各种势能形态外，还存在温度势。它是由土壤中各点温度与以热力学确定的标准参照状态的温度之差所决定的。目前在分析土壤水分运动时，温度势作用常被忽略。

上述各种土壤水势能中，研究液态水在土壤中运动时，溶质势和温度势一般可不考虑，主要考虑压力势和重力势。在饱和土壤中，土壤水具有的压力势是静水压力，为正值。其总水势以总水头H表示可写作：

H h Z (2-1-6)

式中：h––––静水压力水头，为地下水面以下深度；

Z––––相对于基准面的位置水头。

对于非饱和土壤水，在不考虑气压势的情况下，总水势由基质势和重力势组成，即： 式中：––––ψm 基质势，若以负压水头h表示则式（2－1－7）可写成为与式（2－l－6）相同形式。

m Z (2-1-7)

第三节 土壤水分特征曲线

土壤水的基质势或土壤水吸力是土壤含水率的函数，它们之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水的能量与数量关系，是反映土壤水分运动基本特征的曲线。

在饱和土壤中施加吸力，当吸力较小时，土壤中尚无水排出，土壤含水率维持饱和值；当吸力增加至超过某一临界值时，土壤最大孔隙中的水分开始向外排出。该临界负压值称为进气值，即土壤水由饱和转为非饱和时的负压值。不同土质的土壤进气值不同，一般轻质土或结构良好的土壤进气值较小；重质粘性土壤进气值较大。

土壤基质势常以负压表示，土壤负压与含水率关系至今尚不能从理论上得出，因而土壤水分特征曲线都用试验方法测定。为了计算和分析的需要，常拟合为经验公式。目前采用较

，多的是Gardner W．R．等（1970）[910]和 Van Genuchten M．Th．[11]，提出的以下经验关

系式。

Gardner提出的经验公式为

h b (2-1-8)

式中：h––––负压水头（cm）；

θ––––土壤含水率，常以体积百分数表示（cm3／cm3）

a，b––––经验常数，由试验测定。

Van Genuchten提出的经验公式为

r 1 n s r 1 ah (2-1-9) m