農(nóng)田水分狀況.

1、農(nóng)田水分狀況系指農(nóng)田地面水、土壤水和地下水的多少及其在時(shí)間上的變化。一切農(nóng)田水利措施，歸根結(jié)底都是為了調(diào)節(jié)和控制農(nóng)田水分狀況，以改善土壤中的氣、 熱和養(yǎng)分狀況，并給農(nóng)田小氣候以有利的影響,達(dá)到促進(jìn)農(nóng)業(yè)增產(chǎn)的目的。因此，研究農(nóng)田水分狀況對于農(nóng)田水利的規(guī)劃、設(shè)計(jì)及管理工作都有十分重要 的意義。S11±11歳分特征曲堆示豈團(tuán)第一節(jié)農(nóng)田水分狀況一、農(nóng)田水分存在的形式農(nóng)田水分存在三種基本形式，即地面水、土壤水和地下水，而土壤水是與作物生長關(guān)系最密切的水分存在 形式。土壤水按其形態(tài)不同可分為汽態(tài)水、吸著水、毛管水和重力水等。（1） 汽態(tài)水系存在于土壤空隙中的水汽，有利于微生物的活動(dòng)，故對植物根系

2、有利。由于數(shù)量很少，在計(jì)算時(shí)常略而不計(jì)。（2） 吸著水包括吸濕水和薄膜水兩種形式：吸濕水被緊束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下自由移動(dòng)；吸濕水達(dá)到最大時(shí)的土壤含水率稱為吸濕系數(shù)。薄膜水吸附于吸濕水外部，只能沿土粒表面進(jìn)行速度極小的移動(dòng)；薄膜水達(dá)到最大時(shí)的土壤含水率，稱為土壤的最大分子持水率。（3） 毛管水毛管水是在毛管作用下土壤中所能保持的那部分水分，亦即在重力作用下不易排除的水分 中超出吸著水的部分。分為上升毛管水及懸著毛管水，上升毛管水系指地下水沿土壤毛細(xì)管上升的水分。 懸著毛管水系指不受地下水補(bǔ)給時(shí)，上層土壤由于毛細(xì)管作用所能保持的地面滲入的水分（來自降雨或灌 水）。（4）重力水

3、土壤中超岀毛管含水率的水分在重力作用下很容易排岀，這種水稱為重力水。在這幾種土壤水分形式之間并無嚴(yán)格的分界線，其所占比重視土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)、有機(jī)質(zhì)含量和溫度等而異?？梢约傧朐诘叵滤嬉陨嫌幸粋€(gè)很高 （無限長）的土柱，如果地下水位長期保持穩(wěn)定，地表也不發(fā)生蒸發(fā)入 滲，則經(jīng)過很長的時(shí)間以后，地下水面以上將會(huì)形成一個(gè)穩(wěn)定的土壤水分分布曲線。這個(gè)曲線反映了土壤負(fù)壓和土壤含水率的關(guān)系，亦即是土壤水分特征曲線（見圖1-1 ），這一曲線可通過一定試驗(yàn)設(shè)備確定。在土壤吸水和脫水過程中取得的水分特征曲線是不同的，這種現(xiàn)象常稱為滯后現(xiàn)象。曲線表示吸力（負(fù)壓）隨著土壤水分的增大而減少的過程。在曲線中并不能反映水分形態(tài)

4、的嚴(yán)格的界限。根據(jù)水分對作物的有效性，土壤水也可分為無效水、有效水和過剩水（重力水）。吸著水緊縛于土粒的表 面，一般不能為作物所利用。低于土壤吸著水（最大分子持水率）的水分為無效水。當(dāng)土壤含水率降低至吸濕系數(shù)的1.52.0倍時(shí)，就會(huì)使植物發(fā)生永久性凋萎現(xiàn)象。這時(shí)的含水率稱為凋萎系數(shù)。不同土質(zhì)，其 永久凋萎點(diǎn)含水率是不相同的。相應(yīng)的土壤負(fù)壓變化于7 x 40x 105Pa （105Pa= l巴=0.987大氣壓）之間,一般取為15 x 105Pa。凋萎系數(shù)不僅決定于土壤性質(zhì)，而且還與土壤溶液濃度、根毛細(xì)胞液的滲透壓力、作 物種類和生育期有關(guān)。重力水在無地下水頂托的情況下，很快排岀根系層；在地下水

5、位高的地區(qū)，重力水停留在根系層內(nèi)時(shí)，會(huì)影響土壤正常的通氣狀況，這部分水分有時(shí)稱為過剩水。在重力水和無效水之間的毛管水，容易為作物吸收利用，屬于有效水。一般常將田間持水率作為重力水和毛管水以及有效水分和過剩水分的分界線。在生產(chǎn)實(shí)踐中，常將灌水兩天后土壤所能保持的含水率叫做田間持水率。相應(yīng)的土壤負(fù)壓約為 0.10.5 x 105Pa。由于土質(zhì)不同，排水的速度不同，因此排除重力水所需要的時(shí)間也不同。灌水兩天后的土壤含 水率，并不能完全代表停止重力排水時(shí)的含水率。特別是隨著土壤水分運(yùn)動(dòng)理論的發(fā)展 和觀測設(shè)備精度的提高，人們認(rèn)識(shí)到灌水后相當(dāng)長時(shí)間內(nèi)土壤含水率在重力作用下是不 斷減少的。雖然變化速率較小，

6、但在長時(shí)間內(nèi)仍可達(dá)到相當(dāng)數(shù)量。因此，田間持水率并 不是一個(gè)穩(wěn)定的數(shù)值，而是一個(gè)時(shí)間的函數(shù)，田間持水率在農(nóng)田水利實(shí)踐中無疑是一個(gè) 十分重要的指標(biāo)，但以灌水后某一時(shí)間的含水率作為田間持水率，只能是一個(gè)相對的概 念。圖1-2 陣甬【或港水）后不同強(qiáng)直土層的卻過程耳囲二、旱作地區(qū)農(nóng)田水分狀況旱作地區(qū)的各種形式的水分，并非全部能被作物所直接利用。如地面水和地下水必須適時(shí)適量地轉(zhuǎn)化成為 作物根系吸水層（可供根系吸水的土層，略大于根系集中層）中的土壤水，才能被作物吸收利用。通常地 面不允許積聚水量，以免造成淹澇，危害作物。地下水一般不允許上升至根系吸水層以內(nèi)，以免造成漬害, 因此，地下水只應(yīng)通過毛細(xì)管作用上

7、升至根系吸水層，供作物利用。這樣，地下水必須維持在根系吸水層 以下一定距離處。在不同條件下，地面水和地下水補(bǔ)給土壤水的過程是不同的，現(xiàn)分別說明如下：1）當(dāng)?shù)叵滤宦裆钶^大和土壤上層干燥時(shí)，如果降雨（或灌水），地面水逐漸向土中入滲，在入滲過程中，土壤水分的動(dòng)態(tài)約如圖1-2所示。從圖中可以看出，降雨開始時(shí)，水自地面進(jìn)入表層土壤，使其接近飽和， 但其下層土壤含水率仍未增加。此時(shí)含水率的分布如曲線 I ;降雨停止時(shí)土壤含水率分布如圖中曲線2;雨停后，達(dá)到土層田間持水率后的多余水量，則將在重力（主要的）及毛管力的作用下，逐漸向下移動(dòng)，經(jīng) 過一定時(shí)期后，各層土壤含水率分布的變化情況如曲線3;再過一定時(shí)期，

8、在土層中水分向下移動(dòng)趨于緩慢，此時(shí)水分分布情況如曲線 4;上部各土層中的含水率均接近于田間持水率。在土壤水分重新分布的過程中，由于植物根系吸水和土壤蒸發(fā)，表層土壤水分逐漸減少，其變化情況如圖1-2中曲線5及曲線6所示。2）當(dāng)?shù)叵滤宦裆钶^小，作物根系吸水層上面受地面水補(bǔ)給，而下面又受上升毛管水的影響時(shí)，土層中含水率的分布和隨時(shí)間的變化情況如圖1-3所示。BE地下就位封作糊m磊瓏水層內(nèi)土m含 水辜分布初總喇喬意因團(tuán)1-4丫地F水W範(fàn)馳怙）圖1-3 降雨（或灌水）后土壤含水率隨時(shí)間變化示意圖（地下水埋深較小時(shí)）圖1-3（ a）中曲線0是還未受到地面水補(bǔ)給的情況，當(dāng)有地面水補(bǔ)給土壤時(shí)，首先在土壤上層

9、出現(xiàn)懸著毛管 水，如曲線1、2、3所示。地面水補(bǔ)給量愈大，則入滲的水量所達(dá)到的深度愈大，直至與地下水面以上的 上升毛管水銜接，如曲線 4。當(dāng)?shù)孛嫠a(bǔ)給土壤的數(shù)量超過了原地下水位以上土層的田間持水能力時(shí)，即 將造成地下水位的上升，如圖1-3（ b）。在上升毛管水能夠進(jìn)入作物根系吸水層的情況下，地下水位的高低便直接影響著根系吸水層中的含水率，見圖1-4。在地表積水較久時(shí)，入滲的水量將使地下水位升高到地表與地面水相連接。作物根系吸水層中的土壤水，以毛管水最容易被旱作物吸收，是對旱作物生長最有價(jià)值的水分形式。超過 毛管水最大含水率的重力水，一般都下滲流失，不能為土壤所保存，因此，很少能被旱作物利用。同

10、時(shí)， 如果重力水長期保存在土壤中，也會(huì)影響到土壤的通氣狀況（通氣不良），對旱作物生長不利。所以，旱 作物根系吸水層中允許的平均最大含水率，一般不超過根系吸水層中的田間持水率。當(dāng)根系吸水層的土壤 含水率下降到凋萎系數(shù)以下時(shí)，土壤水分也不能為作物利用。當(dāng)植物根部從土壤中吸收的水分來不及補(bǔ)給葉面蒸發(fā)時(shí)，便會(huì)使植物體的含水量不斷減小，特別是葉片的 含水量迅速降低。這種由于根系吸水不足以致破壞了植物體水分平衡和協(xié)調(diào)的現(xiàn)象，即謂之干旱。由于產(chǎn) 生干旱的原因不同，可分大氣干旱和土壤干旱兩種情況。在農(nóng)田水分尚不妨礙植物根系的吸收，但由于大 氣的溫度過高和相對濕度過低，陽光過強(qiáng)，或遇到干熱風(fēng)造成植物蒸騰耗水過大

11、，都會(huì)使根系吸水速度不 能滿足蒸發(fā)需要，這種情況謂之大氣干旱。我國西北、華北均有大氣干旱。大氣干旱過久會(huì)造成植物生長 停滯，甚至使作物因過熱而死亡。若土壤含水率過低，植物根系從土壤中所能吸取的水量很少，無法補(bǔ)償 葉面蒸發(fā)的消耗，則形成所謂土壤干旱的情況。短期的土壤干旱，會(huì)使產(chǎn)量顯著降低，干旱時(shí)間過長，即 會(huì)造成植物的死亡，其危害性要比大氣干旱更為嚴(yán)重。為了防止土壤干旱，最低的要求就是使土壤水的滲 透壓力不小于根毛細(xì)胞液的滲透壓力，凋萎系數(shù)便是這樣的土壤含水率臨界值。土壤含水率減小，使土壤溶液濃度增大，從而引起土壤溶液滲透壓力增加，因此，土壤根系吸水層的最低 含水率，還必須能使土壤溶液濃度不超過

12、作物在各個(gè)生育期所容許的最高值，以免發(fā)生凋萎。這對鹽漬土 地區(qū)來說，更為重要。土壤水允許的含鹽溶液濃度的最高值視鹽類及作物的種類而定。按此條件，根系吸 水層內(nèi)土壤含水率應(yīng)不小于（1-1）式中,1:1.按鹽類溶液濃度要求所規(guī)定的最小含水率（占干土重的百分?jǐn)?shù)）；S根系吸水土層中易溶于水的鹽類數(shù)量（占干土重的百分?jǐn)?shù)）；C允許的鹽類溶液濃度（占水重的百分?jǐn)?shù)）。養(yǎng)分濃度過高也會(huì)影響到根系對土壤水分的吸收，甚至發(fā)生枯死現(xiàn)象。因此在確定最小含水率時(shí)還需考慮 養(yǎng)分濃度的最大限度。根據(jù)以上所述，旱作物田間（根系吸水層）允許平均最大含水率不應(yīng)超過田間持水率，最小含水率不應(yīng)小于 凋萎系數(shù)。為了保證旱作物豐產(chǎn)所必須的

13、田間適宜含水率范圍，應(yīng)在研究水分狀況與其它生活要素之間的 最適關(guān)系的基礎(chǔ)上，總結(jié)實(shí)踐經(jīng)驗(yàn)，并與先進(jìn)的農(nóng)業(yè)增產(chǎn)措施相結(jié)合來加以確定。三、水稻地區(qū)的農(nóng)田水分狀況由于水稻的栽培技術(shù)和灌溉方法與旱作物不同，因此農(nóng)田水分存在的形式也不相同。我國水稻灌水技術(shù)， 傳統(tǒng)采用田面建立一定水層的淹灌方法，故田面經(jīng)常（除烤田外）有水層存在，并不斷地向根系吸水層中入滲，供給水稻根部以必要的水分。根據(jù)地下水埋藏深度，不透水層位置，地下水出流情況（有無排水溝、天然河道，人工河網(wǎng)）的不同，地面水、土壤水與地下水之間的關(guān)系也不同。當(dāng)?shù)叵滤宦癫剌^淺，又無岀流條件時(shí)，由于地面水不斷下滲，使原地下水位至地面間土層的土壤空隙達(dá) 到

14、飽和，此時(shí)地下水便上升至地面并與地面水連成一體。當(dāng)?shù)叵滤癫剌^深，岀流條件較好時(shí)，地面水雖然仍不斷入滲，并補(bǔ)給地下水，但地下水位常保持在地面 下一定的深度。此時(shí)，地下水位至地面間土層的土壤空隙不一定達(dá)到飽和。水稻是喜水喜濕性作物，保持適宜的淹灌水層，能對稻作水分及養(yǎng)分的供應(yīng)提供良好的條件；同時(shí)，還能 調(diào)節(jié)和改善其它如濕、熱及氣候等狀況。但過深的水層（不合理的灌溉或降雨過多造成的）對水稻生長也 是不利的，特另U是長期的深水淹灌，更會(huì)引起水稻減產(chǎn)，甚至死亡。因此，淹灌水層上下限的確定，具有 重要的實(shí)際意義。通常與作物品種發(fā)育階段，自然環(huán)境及人為條件有關(guān)，應(yīng)根據(jù)實(shí)踐經(jīng)驗(yàn)來確定。四、農(nóng)田水分狀況的調(diào)節(jié)

15、措施 在天然條件下，農(nóng)田水分狀況和作物需水要求通常是不相適應(yīng)的。在某些年份或一年中某些時(shí)間，農(nóng)田常 會(huì)出現(xiàn)水分過多或水分不足的現(xiàn)象。農(nóng)田水分過多的原因，不外以下幾方面：1）降雨量過大；2）河流洪水泛濫，湖泊漫溢，海潮侵襲和坡地水進(jìn)入農(nóng)田；3）地形低洼，地下水匯流和地下水位上升；4）出流不暢等。而農(nóng)田水分不足的原因有：1）降雨量不足；2）降雨形成的地表徑流大量流失；3）土壤保水能力差，水分大量滲漏；4）蒸發(fā)量過大等。農(nóng)田水分過多或不足的現(xiàn)象，可能是長期的也可能是短暫的，而且可能是前后交替的。同時(shí)，造成水分過 多或不足的上述原因，在不同情況下可能是單獨(dú)存在，也可能同時(shí)產(chǎn)生影響。農(nóng)田水分不足，通常叫

16、做“干旱”；農(nóng)田水分過多，如果是由于降雨過多，使旱田地面積水，稻田淹水過 深，造成農(nóng)業(yè)欠收的現(xiàn)象，則謂之“澇”；由于地下水位過高或土壤上層滯水，因而土壤過濕，影響作物 生長發(fā)育，導(dǎo)致農(nóng)作物減產(chǎn)或失收現(xiàn)象，謂之“漬”；至于因河、湖泛濫而形成的災(zāi)害，則稱為洪災(zāi)。當(dāng)農(nóng)田水分不足時(shí)，一般應(yīng)采取增加來水或減少去水的措施，增加農(nóng)田水分的最主要措施就是灌溉。這種 灌溉按時(shí)間不同，可分為播前灌溉、生育期灌溉和為了充分利用水資源提前在農(nóng)田進(jìn)行儲(chǔ)水的儲(chǔ)水灌溉。 此外，還有為其它目的而進(jìn)行的灌溉，例如培肥灌溉（借以施肥）、調(diào)溫灌溉（借以調(diào)節(jié)氣溫、土溫或水 溫）及沖洗灌溉（借以沖洗土壤中有害鹽分）等。減少農(nóng)田去水量的

17、措施也是十分重要的。在水稻田中， 一般可采取淺灌深蓄的辦法， 以便充分利用降雨。 旱地上亦可盡量利用田間工程進(jìn)行蓄水或?qū)嵭猩罘耐痢?免耕、塑料膜和秸桿覆蓋等措施，減少棵間蒸發(fā)，增加土壤蓄水能力。無論水田或旱地，都應(yīng)注意改進(jìn)灌 水技術(shù)和方法，以減少農(nóng)田水分蒸發(fā)和滲漏損失。當(dāng)農(nóng)田水分過多時(shí)，應(yīng)針對其不同的原因，采取相應(yīng)的調(diào)節(jié)措施。排水（排除多余的地面水和地下水）是 解決農(nóng)田水分過多的主要措施之一，但是在低洼易澇地區(qū)，必須與滯洪滯澇等措施統(tǒng)籌安排，此外還應(yīng)注 第二節(jié) 土壤水分運(yùn)動(dòng)如前所述，土壤水是農(nóng)田水分存在的主要形式，且地面水和地下水（飽和土壤水）運(yùn)動(dòng)的基本原理已在水 力學(xué)課程中進(jìn)行了論述，因此

18、，本節(jié)著重介紹非飽和土壤水分運(yùn)動(dòng)問題。土壤水分運(yùn)動(dòng)的研究一般有兩種途徑。一種是毛管理論，一種是勢能理論。前者把土壤看成為一束均勻的或不同管徑的毛管，將土壤水運(yùn)動(dòng)簡化為水在毛管中的運(yùn)動(dòng)。毛管理論清楚易懂，50年代以前應(yīng)用比較廣泛，目前仍有一定實(shí)際意義。但這種方法有一定局限性，僅適用于對一些簡單問題的分析。勢能理論則是 根據(jù)在土壤水勢基礎(chǔ)上推導(dǎo)岀的擴(kuò)散方程，研究土壤的水分運(yùn)動(dòng)。這種方法的理論比較嚴(yán)謹(jǐn)，可以適用于 各種邊界條件，特別是隨著電子計(jì)算機(jī)和數(shù)值計(jì)算的應(yīng)用，近30年來利用勢能理論研究土壤水分運(yùn)動(dòng)已取得很大的進(jìn)展，用于研究有關(guān)灌溉排水中的土壤水運(yùn)動(dòng)問題有著廣闊的前景。為此本節(jié)主要介紹這一理論。

19、一、土壤水運(yùn)動(dòng)的基本方程在一般情況下，達(dá)西定律同樣適用于非飽和土壤水分運(yùn)動(dòng)。在水平和垂直方向的滲透速度可分別寫成：9-atap¥- - -X J(1-2 )(1-3 )式中 山土壤水總勢能，"=h+z （以總水頭表示）；h壓力水頭，在飽和土壤（地下水）的情況下壓力水頭為正值，在非飽和土壤中h為毛管勢（或基質(zhì)勢） 水頭，為負(fù)值；z位置水頭（重力勢水頭），坐標(biāo)z向上為正時(shí)，位置水頭取正值，坐標(biāo) z向下為正時(shí)，位置水頭取負(fù)值；K水力傳導(dǎo)度（或?qū)剩瑸橥寥荔w積含水率L的函數(shù) -1 或土壤負(fù)壓水頭h的函數(shù)'；KS亍等于（即飽和含水率）時(shí)的水力傳導(dǎo)度;n經(jīng)驗(yàn)指數(shù)，n=3.5

20、4 ；一一不易移動(dòng)的土壤含水率，其值可取最大分子持水率。水力傳導(dǎo)度與土壤壓力水頭之間的關(guān)系式可寫成:或3而絵）=疋嚴(yán)(1-4 )(1-5 )式（1-4）中的a和b和式（1-5 ）中的c均為經(jīng)驗(yàn)常數(shù)。設(shè)土壤水在垂直平面上發(fā)生二維運(yùn)動(dòng)，取微小體積一二 二 一（垂直平面厚度為1),如圖 1-5 ,則在x、z方向進(jìn)入和流出比體積的差值為:(1-6 )單位時(shí)間土壤體積中貯水量的變化率為:at(1-7)式中 體積含水率。根據(jù)質(zhì)量守恒的原則，式（1-6 ）、式（1-7 ）應(yīng)相等，從而可得到土壤水流連續(xù)方程式:I衣 空(1-8 )將！、：代入水流連續(xù)方程式（1-8 ）后，可得考慮到叫舐 氐 比 寵(1-9 )

21、P r Bha-+ (1-10 )考慮Sc 35 Sr并令代入(1-10 )得d+(1-11)式中，稱為擴(kuò)散度，表示單位含水率梯度下通過單位面積的土壤水流量，其值為土壤含水率的函數(shù)。由于土壤含水率與土壤壓力水頭h之間存在著函數(shù)關(guān)系， 滲透系數(shù)K也可寫成壓力水頭h (非飽和土壤中h為負(fù)值)的函數(shù)，因此，土壤水運(yùn)動(dòng)基本方程也可寫成另一種以h為變量的形式。土壤水在x、z方向的滲透速度為:加-ac即一空- - -(1-12)(1-13)將以上各式代入水流連續(xù)方程(1-8)，得:a甌礙4ar考慮到將式(1-13)代入式(1-12)，得:5ftd+ 左datSrC(h)=式中， 二表示壓力水頭減小一個(gè)單位

22、時(shí)，自單位體積土壤中所能釋放出來的水體積，其量綱是稱為土壤的容水度。(1-11)或(1-14)式，求得各點(diǎn)土壤含水率在初始條件和邊界條件已知的情況下，可根據(jù)這些定解條件求解 或土壤負(fù)壓和土壤水流量的計(jì)算公式，或用數(shù)值計(jì)算法直接計(jì)算各點(diǎn)土壤含水率(或負(fù)壓)和土壤水的流量。二、入滲條件下土壤水分運(yùn)動(dòng)降雨和灌水入滲是補(bǔ)給農(nóng)田水分的主要來源。入滲速度、總量和入滲后剖面上土壤含水率的分布，對擬定 農(nóng)田水分狀況的調(diào)節(jié)措施有重要意義。茲以地下水埋深較大，剖面土壤含水率均勻分布，地表形成薄水層z=0取在地這一簡單的情況為例，說明入滲速度和土壤含水率的計(jì)算方法。在垂直入滲的情況下，坐標(biāo)軸表，取z向下為正，位置水

23、頭z為負(fù)值，一維土壤水運(yùn)動(dòng)的基本方程可寫成:如降雨或灌水前剖面上各點(diǎn)初始含水率為1T(1-15)十，則初始條件為:(1-16)在地表有薄水層時(shí)，表層含水率等于飽和含水率 =,在 相當(dāng)大時(shí)，含水率不變,則邊界條件為:(1-17)式(1-15)為非線性方程，求解比較困難。為了簡化計(jì)算，近似地以平均擴(kuò)散度dZ=(dZ，以 _代替二丄，由于-：| 代替，則(1-15)式變?yōu)槌Ｏ禂?shù)的線性方程:=2?一 N az(1-18)采用拉氏變換求解。經(jīng)變換后°的象函數(shù)-為:對式(1-18)中'采用拉氏變換，即采用分部積分法，設(shè)-，一_，上:，h -十' J'對式(1-18)右側(cè)進(jìn)

24、行變換，得:y啓F式(1-18)經(jīng)變換后，由于僅包含象函數(shù)對的導(dǎo)數(shù)，可寫成常微分形式:dr3 他(1一)式(1-17)經(jīng)變換后，得:馳去)=色式(1- 1 -)的通解為:- 4 Ce 釦 ''J? 召°°丿;=J"+4?H-彳沖 h4 耳3Z + 520 Z(1-19)式(1 17°由于在時(shí)，沒為有限值月，為使°浮為有限值，C必須為0，則式6.er ft2NtS3ID則生 erfcl由拉氏變換逆變換表:經(jīng)逆變換后，得地表入滲速度的計(jì)算式為:遁=電計(jì)-陰鬲盧疇込危 戸邁d£由于在有水層入滲時(shí)，地表處含水率達(dá)到飽和，一,等

25、于土壤飽和時(shí)的水力傳導(dǎo)度。1一仍采用朋平均值二，1 可自象函數(shù)*推求，自（1-19）在入滲初期 -"根據(jù)拉氏變換原理，相當(dāng)于© -p十戲D =如邑erfc創(chuàng)=二=廠冷口式中，為補(bǔ)余誤差函數(shù)。噸-1 (1-20)色®）N-J商2十召帀沖 J時(shí)2十4可令召壬Q盍A剖面含水率分布可從J_1_'求得，如示意圖1-6所示。圖16入恵備井下土確日面時(shí),查逆變換表：111代入式(1-20)，得：在入滲時(shí)間較久時(shí),(1-21)427護(hù)=廬，相當(dāng)于戸*孫，川2*4巫氏虻，此時(shí)亍因此，可將式(1-21)作為入滲速度的近似計(jì)算式。在時(shí)間t內(nèi)入滲的總水量I為:菲利普根據(jù)嚴(yán)格的數(shù)學(xué)

26、推導(dǎo)求得了非線性方程(1-15)的無窮級(jí)數(shù)解。其入滲速度(有時(shí)稱為滲吸速度)的近似式為:(1-22)在時(shí)間t內(nèi)的入滲總量(以水層厚度表示)的計(jì)算式為:(1-23)S"均為土壤特性常數(shù)。于土壤飽和時(shí)的水力傳導(dǎo)度S的大小與土壤初始含水率有關(guān)，一般稱為吸水率Ks(即滲透系數(shù))°入滲初期，入滲速度很大，''為穩(wěn)定入滲速度，相當(dāng)遠(yuǎn)較為小，可忽略不計(jì)隨著時(shí)間的增大，入滲速度迅速減小。當(dāng)入滲時(shí)間很久時(shí)，即r ,則(1-22)式中第一項(xiàng)趨近于0，即穩(wěn)定入滲速度。入滲速度在時(shí)間上的變化如圖1-7( a)所示入滲速度理論公式中的常數(shù)需要通過試驗(yàn)確定。例如,S值可通過初始入滲總量

27、I確定，即(1-24)在生產(chǎn)中，常直接采用經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算入滲速度i和入滲量I。在農(nóng)田水利工作中常用考斯加可夫經(jīng)驗(yàn)公式:(1-25)式中 二-經(jīng)驗(yàn)指數(shù)，其值根據(jù)土壤性質(zhì)和初始含水率而定，變化于0.30.8之間，經(jīng)質(zhì)土壤亠值較小，重質(zhì)土壤.：值較大；初始含水率愈大，更值愈小，一般土壤多取：=0.5 ;'】在第一個(gè)單位時(shí)間末的入滲速度。在時(shí)間t內(nèi)入滲總量I (以水層深度表示)為:應(yīng)當(dāng)指出，無論根據(jù)線性化方程求得的近似理論公式(1-20)，還是根據(jù)非線性方程求得的精確解(1-22)，都是在初始剖面含水率均勻分布的基礎(chǔ)上求得的。在實(shí)際情況下，土壤剖面含水率分布是不均勻的，其值 常隨深度而變化，即1

28、 -'，見示意圖1-2、圖1-3。在理論公式中采用根據(jù)野外入滲資料確定的 土壤特性常數(shù)時(shí)，實(shí)際上這些公式已具有半經(jīng)驗(yàn)的性質(zhì)。在農(nóng)田采用畦灌或漫灌時(shí)，灌溉水向土壤的入滲屬于上述有水層的一維入滲問題。在降雨或利用噴灌進(jìn)行 灌水的情況下，開始時(shí)，如降雨和噴灌強(qiáng)度不超過土壤的入滲能力，地表將不形成水層，這種情況下的入 滲稱為自由入滲。土壤的入滲速度等于降雨強(qiáng)度p,此時(shí)的邊界條件為：(15)式I '表明在形成水層以前，土壤入滲速度的大小決定于降雨和噴灌強(qiáng)度。隨著入滲時(shí)間的增大，入滲能力逐漸減弱，當(dāng)降雨或灌水強(qiáng)度超過入滲能力時(shí)，田面將形成水層。在這種情況下，土壤的入滲速度 將決定于土壤的入

29、滲能力。在一定的土壤質(zhì)地和初始含水率條件下，降雨或灌水強(qiáng)度不同，入滲過程有一 定差異。如將在有水層存在時(shí)的入滲強(qiáng)度的變化過程近似地作為土壤的入滲能力，如圖1-7( b)中實(shí)線所示,在降雨強(qiáng)度很大時(shí)，田面很快形成積水，由自由入滲轉(zhuǎn)為有壓入滲，入滲過程如虛線所示。在降雨強(qiáng)度較 小時(shí)，經(jīng)過很長時(shí)間，降雨強(qiáng)度才會(huì)超過土壤的入滲能力，因此，田面形成水層的時(shí)間也較晚，其入滲過 程如圖1-7( b)中點(diǎn)劃線所示。圖1-7 土壤入滲情況分析(a)入滲速度隨時(shí)間的變化；(b)不同降雨強(qiáng)度條件下的入滲過程在采用溝灌和滲灌進(jìn)行灌水的條件下，水自溝槽和滲水管向土壤沿x、z兩個(gè)方向入滲,這種情況下的入滲屬于二維的入滲問

30、題，需采取數(shù)值計(jì)算的方法，根據(jù)相應(yīng)的邊界條件求解式(1-11)或式(1-14)。在采用滴灌時(shí)水分向x，y，z三個(gè)方向擴(kuò)散，入滲過程屬于三維的入滲問題，其水流的基本方程需在式(1-11)和式(1-14)中分別增加三、蒸發(fā)條件下土壤水運(yùn)動(dòng)土壤水的蒸發(fā)，發(fā)生在土壤的表層，其強(qiáng)度一般取決于兩個(gè)因素，一為外界蒸發(fā)能力，即氣象條件所限定 的最大可能蒸發(fā)強(qiáng)度；二是土壤自下部土層向上的辦水能力，其數(shù)值隨含水率的降低而減小。表土蒸發(fā)強(qiáng) 度決定于二者的較小值。在土壤的輸水能力大于外界蒸發(fā)能力時(shí)。表土蒸發(fā)強(qiáng)度等于外界蒸發(fā)能力(常以水面蒸發(fā)來表征)，在外界蒸發(fā)能力大于土壤的輸水能力時(shí)，表土蒸發(fā)強(qiáng)度以土壤的輸水能力為限

31、。降雨或灌水后土壤蒸發(fā)一般可分為兩個(gè)階段。當(dāng)土壤含水率大于臨界含水率和土壤的輸水能力大于外界蒸發(fā)能力時(shí)，土壤蒸發(fā)強(qiáng)度等于水面蒸發(fā) '。如外界蒸發(fā)能力不變，則蒸發(fā)強(qiáng)度保持穩(wěn)定。這一階段為穩(wěn)定蒸發(fā)階 段。當(dāng)-''時(shí)，土壤蒸發(fā)決定于輸水能力，而后者又決定于土壤含水率-，隨著含水率的降低，蒸發(fā)強(qiáng)度逐漸減小。這一階段為蒸發(fā)強(qiáng)度遞減階段。根據(jù)室內(nèi)外試驗(yàn)資料，表土蒸發(fā)強(qiáng)度'與水面蒸發(fā).和土壤含水率=有以下經(jīng)驗(yàn)關(guān)系(見圖1-8):當(dāng) 恥乞，"殆式中臨界含水率，即土壤輸水能力等于外界蒸發(fā)能力時(shí)的土壤含水率，其值視土壤性質(zhì)和外界蒸發(fā)條件而定；a、b 經(jīng)驗(yàn)系數(shù)。在干旱季節(jié)的

32、初始含水率較低，且蒸發(fā)強(qiáng)烈(巾很大)的情況下，有時(shí)表土可能很快降低至風(fēng)干土含水率'I ,即:(1-28)式(1-27)和式(1-28)可作為求解式(1-15)的邊界條件 土壤的蒸發(fā)和蒸發(fā)條件下土壤水分運(yùn)動(dòng)除決定于外界條件和表土含水率外，還與土壤剖面初始含水率分布 和地下水埋深有密切關(guān)系。茲針對以下幾種常見情況研究蒸發(fā)過程。1 地下水埋深較大，表土迅速風(fēng)干的情況在土壤水運(yùn)動(dòng)基本方程為式(1-15)，初始條件為日(兀0)=4)(1-29)邊界條件為(1-30)(1-31)_ 竺皿的情況下，采用平均一'和廠門，根據(jù)線性化方程，可以得到含水率的計(jì)算式:erfc口 erfc(1-32)不

33、同時(shí)間含水率分布如示意圖1-9。在忽略重力項(xiàng)(N=0)的情況下，蒸發(fā)強(qiáng)度的計(jì)算式為:在時(shí)間t內(nèi)蒸發(fā)總量為:含水宰陸時(shí)何亶It示盍圖式中1.852 降雨或灌水后在排水作用下地下水位迅速下降的情況Dt丑二2（比-兔）7T(1-34)(1-35)L的情況為例,現(xiàn)以降雨或灌水后地下水位接近地表，通過地下排水措施，使地下水位迅速下降至一定深度 研究蒸發(fā)過程和土壤水運(yùn)動(dòng)。在所研究的土壤剖面深度內(nèi)，處于地下水位的變動(dòng)帶，采用以水頭h為變量的議程式（1-14）來進(jìn)行土壤水運(yùn)動(dòng)的分析計(jì)算比較方便。取縱坐標(biāo)z向下為正時(shí)，一維垂直土壤水運(yùn)動(dòng)基本方程為:dz(1-36)初始條件：a - -(1-37)(1-38)(1

34、-39)h(L, t)=0(1-40)上邊界條件：z=0一"_宜3 一 1二険磯方+有蒸發(fā)時(shí),朗 1 1無蒸發(fā)時(shí)，-下邊界條件：z=L（Z自地表算起，L為控制的地下水埋深）時(shí),以上方程求解困難，須采用數(shù)值法進(jìn)行計(jì)算。在采用隱格式有限差分法時(shí)，首先將地表至地下水面之間的 土層，劃分為N個(gè)空間步長，然后再按時(shí)間t戈卩分為M個(gè)時(shí)間步長，最后再將式（1-36）中各項(xiàng)微商 近似地用差商代替，即c沁川廠翅diAz”氣（喇_滬）_広弓依嚴(yán)_堪?） “丄 Az2 2代入式（1-38）得任何一時(shí)段.'''，：-內(nèi)，剖面上圍繞任一點(diǎn)i的土壤水運(yùn)動(dòng)差分方程為:(1-41)i=1,

35、2，N式中i在剖面上結(jié)點(diǎn)的序號(hào)，自表層數(shù)起,j 在時(shí)間上結(jié)點(diǎn)的序號(hào)，j =1, 2，M瓷偏+C + K偽引72- -十石j+i-疋偽巧+玄側(cè)（）2 2耐 2 = (a/+1+A/)/2卅+附嚴(yán)+堿5(1-42)式中J7+-；+-E二-疋2 q 二-瓷 Fi- -i+<-丄1.JFj=Kj卄 q 2i+i22丄1丄1-丄1J +=.J H" J "bHS 2酬+蜃(K 3 -r一ji+2 2r = & i A/式(1-42)為三對角線方程，在考慮邊界條件后，可用追趕法求解。今以某地區(qū)土壤為例，計(jì)算在地下水位自地表迅速下降1.5m，并保持在這一水位時(shí)的土壤水運(yùn)動(dòng)及

36、土壤水岀流情況。土壤的水力傳導(dǎo)度與土壤壓力水頭的關(guān)系式為hO, K(h) = 7嚴(yán)血甩 M土壤含水率與負(fù)壓關(guān)系為:為ETOcme二 0.7333-0 090074Z|0>>-50cni=0.452OC°342J容水度與負(fù)壓關(guān)系式為:/!>0?00) = 0h 蘭-50cm二-0.090074/A-50cm,哲)=0.00155eOW3d2A表土蒸發(fā)強(qiáng)度，采用h>h=-213.917cm , l-' =0.65cm/dS1-10 地下駅便自鮑晝迅邃下詳至1.血后土 制面含水老畫it圖h< -213.917cm，匚=3.25 一-0.1625cm/d

37、根據(jù)以上參數(shù)和邊界條件，通過數(shù)值計(jì)算求得各時(shí)間含水率分布如圖1-10所示。自圖1-10可以看到在地下水位迅速下降后，在蒸發(fā)和排水雙重作用下，在1.5天內(nèi)地表以下0.6m 土層的平均含水率已下降至 0.36(田間持水率)，5天內(nèi)已下降至0.30，15天內(nèi)下 降至0.28。在排水作用下地下水位迅速下降至1.5m時(shí)，土層向下的排水流量變化過程如圖1-11所示。開始時(shí)，土壤水自地表蒸發(fā)和向深層排水同時(shí)存在，深層排水流量最 初達(dá)到7cm/d，以后逐漸減少。至t=9d時(shí)，向深層排水停止，并開始向上補(bǔ)給，直至達(dá)到穩(wěn)定為止。表土蒸發(fā)等于水面蒸發(fā)的階段將持續(xù)4.2d，然后蒸發(fā)強(qiáng)度隨著表土含水率的降低而減弱，直至

38、t=16.2d時(shí)達(dá)到穩(wěn)定。自蒸發(fā)開始至排水停止這段時(shí)間內(nèi)，無論是蒸發(fā)或是排水，全部都是消耗地下水面以上的土壤水。在排水停止至蒸發(fā)達(dá)到穩(wěn)定，這段時(shí)間蒸發(fā)消耗的水分，一部分來自土壤本身，一部分 來自地下水的補(bǔ)給。至蒸發(fā)達(dá)到穩(wěn)定時(shí)全部蒸發(fā)量均來自地下水補(bǔ)給。3 地下水位保持不變時(shí)土壤水的穩(wěn)定流動(dòng)在地下水位保持不變時(shí)，在長期入滲和蒸發(fā)條件下，土壤水的運(yùn)動(dòng)均可達(dá)到穩(wěn)定，此時(shí)的土壤水流量等于 入滲條件下的深層排水量或蒸發(fā)條件下的地下水向上補(bǔ)給量。在這些情況下，?？汕蟮迷谝欢ㄈ霛B或蒸發(fā) 強(qiáng)度時(shí)土壤壓力水頭分布的解析解和在一定表層壓力水頭條件下的入滲或蒸發(fā)量的計(jì)算式。圖1-11地下水位迅速下降至 1.5m后表

39、土蒸發(fā)和深層排水隨時(shí)間變化過程圖在土壤水穩(wěn)定運(yùn)動(dòng)的情況下，式(1-2)可寫成:若坐標(biāo)原點(diǎn)取在地下水面，z向上為正時(shí)，式(1-43)中括號(hào)內(nèi)取“ +”號(hào)，反之為“一”號(hào)。丄取(+)值 時(shí)為蒸發(fā)，取()值時(shí)為入滲。在水力傳層度K與h用指數(shù)函數(shù)表示時(shí)，>4 必a i-i2左主總宗入慮和養(yǎng)竝附不同地卞吞麗玄游殲貢*西令去缶圧1=一方 ± | &h = -h-)0 1 土可嚴(yán)1 th d(ag)/ 1±=-A In二-盤-丄 ln(1土沖=h bic1土_£_廠用£i土齊心-A -In(1-44)式中蒸發(fā)時(shí)取正值，入滲時(shí)取負(fù)值。根據(jù)上例中h在土1.5

40、m時(shí)和不可求出在不同入滲和蒸發(fā)強(qiáng)度以及不同地下水埋深時(shí)的壓力水頭壤剖面上的分布，再根據(jù)，；'關(guān)系式即可求出相應(yīng)含水率的分布。在地下水埋深為0.5、1、同入滲蒸發(fā)強(qiáng)度時(shí)的土壤剖面含水率分布如圖1-12所示，圖中“”表示入滲，“ +”表示蒸發(fā)，“ 0”為既無入滲又無蒸發(fā)。由圖可見，在同一地下水埋深情況下，有入滲時(shí)的含水率大于無蒸發(fā)無入滲時(shí)的含水 率，更大于有蒸發(fā)時(shí)的含水率。為了滿足農(nóng)作物要求的含水率，在陰雨季節(jié)應(yīng)降低地下水位，在蒸發(fā)強(qiáng)烈 的干旱季節(jié)應(yīng)抬高地下水位。由于式 (1-44)中遠(yuǎn)小于故在分母中'可忽略不計(jì)，則：cz - -ch-In 14ai_H能均產(chǎn)土層卅爾上土m1-13

41、地下林理注與止電;當(dāng)h趨近于-時(shí),式（1-45）可用來推求最大可能地下水補(bǔ)給量"1- O將不同Z值代入，可得各種地下水埋深時(shí)土壤的最大輸水能力，亦即地下水最大補(bǔ)給量，如圖1-13所示。由圖可見，在地下水埋深為0.5m時(shí)，最大輸水能力為20mm/d;而地下水埋深為 1m時(shí)，為5.5mm/d;在地下水為 3m時(shí)，為0.03mm/d，已可忽略不計(jì)。以上介紹的是均質(zhì)土壤的蒸發(fā)問題。在生產(chǎn)實(shí)踐中經(jīng)常遇到非均質(zhì)土壤的情況。土壤剖面上粘土夾層的存在對土壤水分和鹽分運(yùn)動(dòng)有重要作用。圖1-14表示在無蒸發(fā)入滲條件下，不同質(zhì)地均質(zhì)土壤在地下水面以上土壤含水率的分布。在層狀土的情況下，則連結(jié)各層自地下水面

42、畫起的水分特征曲線即可得到無蒸發(fā)入 滲條件下的土壤剖面含水率的分布曲線。圖1-14中實(shí)線表示在土壤剖面由圖1-1三種土壤組成（地面以下0 1m為壤土，12m為粘土，23 m為砂土）的情況下，無蒸發(fā)入滲時(shí)土壤含水率的分布曲線，三條虛線 分別表示三種土壤自地下水面畫起的水分特征曲線。與均質(zhì)土壤的情況相似，在有蒸發(fā)的情況下土壤剖面 含水率分布曲線應(yīng)在各層水分特征曲線的左側(cè)（即含水率小于水分特征曲線上含水率值），在有入滲情況下，含水率分布曲線應(yīng)在各層水分特征曲線的右側(cè)，即含水率高于水分特征曲線上的含水率值。在非均質(zhì)土壤 穩(wěn)定蒸發(fā)情況下蒸發(fā)強(qiáng)度（地下水的補(bǔ)給量）和土壤含水率分布的計(jì)算仍可用與均質(zhì)土類似的

43、數(shù)值方法進(jìn)行 計(jì)算，但須考慮在兩層土壤交界面上兩層土壤的壓力水頭h相等和水流連續(xù)（即上下兩層流入和流出的水流通量q應(yīng)相當(dāng)）的條件。由于重質(zhì)土壤的水力傳導(dǎo)度遠(yuǎn)小于輕質(zhì)土壤，在剖面上有粘土夾層存在時(shí)地下水的 蒸發(fā)量將顯著減小，因而具有阻止水分上升防止土壤積鹽的作用。粘土夾層抑制蒸發(fā)作用的大小視粘土層所在部位、厚度和地下水的埋深而定?，F(xiàn)以地表以下土層依次由輕壤、粘土和粉砂等三層土壤(其飽和水力 傳導(dǎo)度分別為0.006 ,0.001和0.018cm/min)組成，水面蒸發(fā)強(qiáng)度為 4.25mm/d，地下水埋深為1.5m時(shí)為例,根據(jù)數(shù)值模擬分別求得粘土層所在部位為地表，地面以下40cm, 80cm, 12

44、0cm,厚度為0,10, 20, 30, 40,50cm時(shí)地下水蒸發(fā)量，如表 1-1。自表1-1可以看到粘土層位置愈靠近地表，抑制蒸發(fā)的作用愈大；在粘土層靠近地下水面時(shí)其抑制蒸發(fā)的作用減弱。粘土層厚度愈大，土壤蒸發(fā)愈小，但超過30cm后，厚度的增F11-15 土 II和粗掰中水波加對進(jìn)一步減少蒸發(fā)的作用將不太顯著。表1-1地下水埋深150cm時(shí)不同粘土層部位和厚度條件下穩(wěn)定蒸發(fā)強(qiáng)度表單位：mm/d粘土層埋深(cm)粘土層厚度(cm)040801200(全剖面為粉砂土)4.254.254.254.25101.6422.4773.6294.234201.0941.5263.0104.176300.

45、7921.2532.8084.146400.3021.0372.549500.2300.9502.376意與農(nóng)業(yè)技術(shù)措施相結(jié)合，共同解決農(nóng)田水分過多的問題。第三節(jié)土壤-作物-大氣連續(xù)體水分運(yùn)動(dòng)的概念在有作物覆蓋的農(nóng)田中植物的蒸騰是田間水分循環(huán)的重要組成部分。由于水勢梯度的存在土壤中水分通過 根系吸收進(jìn)入植物體，除部分消耗于植物生長和代謝作用外，大部分又由植物體通過葉面向大氣擴(kuò)散。因 此，在研究有作物生長條件下農(nóng)田水分運(yùn)動(dòng)時(shí)，不僅需要分析農(nóng)田水分狀況和水分在土壤中的運(yùn)動(dòng)，還需 要考慮土壤水分向根系的運(yùn)動(dòng)和植物體中液態(tài)水分的運(yùn)動(dòng)以及自植物葉面和土層向大氣的水汽擴(kuò)散運(yùn)動(dòng) 等。田間水分運(yùn)動(dòng)是在水勢梯度

46、的作用下產(chǎn)生的，各環(huán)節(jié)之間是相互影響和相互制約的，為了完整地解決亠«不同SPACES中水勢的分布農(nóng)田水分運(yùn)動(dòng)問題，必須將土壤-植物-大氣看作一個(gè)連續(xù)體統(tǒng)一考慮。近代文獻(xiàn)中 將這一連續(xù)體稱之為 SPAC（Soil-Plant-Atmosphere Continum） 系統(tǒng)。SPAC系統(tǒng)是一個(gè)物質(zhì)和能量連續(xù)的系統(tǒng)。在這個(gè)系統(tǒng)中，不論在土壤還是在植物體中 水分的運(yùn)動(dòng)，都受到勢能的支配，水流總是從水勢高的地方向水勢低的地方移動(dòng)。植 物的根系從土壤中吸取水分，經(jīng)根、莖運(yùn)移到葉部，在葉部細(xì)胞間的空隙中蒸發(fā)，水 汽穿過氣孔腔進(jìn)入與葉面相接觸的空氣層，再穿過這一空氣層進(jìn)入湍流邊界層，最后 再轉(zhuǎn)移到大氣層中去，形成一個(gè)連續(xù)的過程，如圖1-15所示。由于植物的生長是緩慢的，在一定時(shí)間內(nèi)，植物吸收的水分中很少一部分用于形成植 物體本身和消耗于植物的代謝作用，絕大部分消耗于蒸騰，因此，可以將流經(jīng)植物體中的水流看作是穩(wěn)定流動(dòng)。這樣，這個(gè)系統(tǒng)中不同部位的水勢差將與水流阻力成正比,并可近似地用下式表示:人® (1-46)尺疋2左3 4式中，q為水流通量分別