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1、精选优质文档-倾情为你奉上 土 壤 物 理 学第一章 土壤基质以及基质特征1、什么是土壤的基质？基质一词有什么特别的含义？土壤基质特征指的什么？土壤基质：土壤固体部分的物理结构状态称为土壤基质，是一个多分散多孔的体系。与土壤固体一词相比，土壤基质一词更强调土壤的分散和多孔的特性。土壤基质的分散性是指土壤的固体物质是由不同比例的、粒径粗细不一、形状和组成各异的颗粒物所组成。自然土壤一般由分散的粒径不同的土粒和团粒组成。各分散的土粒和团粒以及团粒内必然存在许多孔隙，大多数土壤基质中的孔隙所占的容积为一半左右，一般用孔隙度来表示。基质特征通常包括土粒和团粒的粒径分布，土壤比表面积和土壤孔径分布。有时
2、可包括有机胶体的数量和粘粒矿物的种类。土壤基质特征是土壤成土过程的产物，是物理和能量在土壤中保持和运动以及植物生长的基础或介质。不了解土壤基质特征，也就无法了解土壤各项运动过程的真实状况。2、哪种土壤结构最好？土壤的团粒结构最好，土壤团粒结构中由若干土壤单粒粘结在一起形成为团聚体的一种土壤结构。因为单粒间形成小孔隙、团聚体间形成大孔隙，所以与单粒结构相比较，其总孔隙度较大。小孔隙能保持水分，大孔隙则保持通气，团粒结构土壤能保证植物根的良好生长，适于作物栽培。团粒是由多种微生物分泌的多糖醛酸甙、粘粒矿物以及铁、铅的氢氧化物和腐殖质等胶结而成的。总之土壤团粒结构是通过干湿交替、温度变化等物理过程，
3、化学分解和合成等化学过程，高等植物根、土壤动物和菌类的活动等生物过程以及人为耕作等农业措施因素而形成的，其中以人类耕作等农业措施对土壤团粒结构的形成影响最大。 良好团粒结构具备的条件：有一定的结构形态和大小； 有多级孔隙； 有一定的稳性；有抵抗微生物分解破碎的能力。 团粒结构对土壤肥力的作用 ： 能协调水分和空气的矛盾； 能协调土壤有机质中养分的消耗和积累的矛盾； 能稳定土壤温度，调节土热状况； 改良耕性和有利于作物根系伸展。？3、某人做土壤粒径分析实验，得到土样各粒级占干重的百分率如下：粒径范围/mm211 0.250.25 0.200.20 0.100.10 0.050.05 0.020.
4、02 0.010.01 0.0050.005 0.0020.002 0.001小于0.001百分率%0.2620.1550.0640.09217.1975.01622.5119.9918.03710.25826.417根据以上数据，求做土壤粒径分布图，并根据国际、美国、前苏联和中科院南土所所确定的土壤质地划分标准确定供试土样质地。土壤粒径分布曲线的横坐标为粒径d(mm)，一般为对数坐标；纵坐标为单位质量土样小于某一粒径土粒含量的累计百分数。以上表格换算为作图表格：粒径范围/mm211 0.250.25 0.200.20 0.100.10 0.050.05 0.020.02 0.010.01 0
5、.0050.005 0.0020.002 0.001小于0.001对数坐标lgd0-0.6-0.7-1-1.3-1.7-2-2.3-2.7-3百分率%0.2620.1550.0640.09217.1975.01622.5119.9918.03710.25826.417累计百分率%0.2620.4170.4810.57317.7722.78645.29755.28863.32573.583100土样各级土粒分析：粒径dmm颗粒类型颗粒比重0.252.00粗砂粒0.417%0.020.25细砂粒22.369%0.0020.02粉粒40.539%小于0.002粘粒36.675%查国际标准的土壤三角图
6、为壤粘土。？3、在做土壤粒径分析实验前，常常要根据土壤样品的大致质地确定筛分样本的质量，如粘质土壤，土样筛分质量大约为10g；粉质土壤，土样筛分质量大约为20g；砂质土壤，土样筛分质量大约为30g以上，甚至到80g。请问这样做的理由是什么？ 土壤的粒径分布：土壤基质中各级粗细土粒的数量和比例，又称土壤的机械组成。粒径分析，就是把土粒按其粒径大小分为若干及，并测出各级的量，从而求出土壤的颗粒组成。对于较粗的土粒（大于0.25mm），通常用一定孔径的筛子，将其一级级的分开，而对于较细的土粒（小于0.1mm），筛分较困难且不精确，因此必须将其充分分散，让其在一定容积的水液中自由沉降，用鲍氏比重计在不
7、同时间内测定土壤悬液的比重。比重计读数可知每升悬液所含土粒的重量，再根据stokes定律求得这部分土粒的当量半径。4、为什么在改良碱土时要加石膏？碱性土壤其特点是土壤溶液中含有碳酸钠和重碳酸钠，土壤胶体上含有交换性钠，因此土壤呈强碱性反应，pH值可达9以上。土壤粘重，通透性差，严重影响作物生长。石膏改良碱性土的原因在于，石膏的主要成分硫酸钙，可与土壤溶液中的碳酸钠和重碳酸钠作用，生成硫酸钠易溶于水，可通过灌溉洗盐，随水淋洗掉，从而消除耕层土壤的碱性，达到改良土壤的目的。5、为什么土壤含水量这一词是不准确的？什么是饱和土壤含水量和非饱和土壤含水量？土壤含水量即土壤的湿度，应该称土壤含水率，因为其
8、所指是相对于土壤一定质量或容积中的水量分数或百分数，而不是土壤所含的绝对水量。饱和土壤含水量：土壤基质所有孔隙都被水充满时的土壤含水量。非饱和土壤含水量：土壤基质所有孔隙没有都被水充满时的土壤含水量。6、已知一个10cm3的土样在烘干前重15g，烘干后重13g，假设土壤颗粒密度为2.6g/cm3，计算：（a）土壤容重；（b）土壤容积含水量；（c）土壤重量含水量（d）总孔隙度；（e）土样的充气孔隙度。解答：（a）土壤的容重，即土壤的干容重，又称土壤密度，是土样干基质物质的质量与总容积之比。b=msVt=1310=1.3g/cm3 总容重，指单位容积土壤湿土壤的质量。t=mtVt=1510=1.5
9、g/cm3（b）土壤的容积含水量，即单位容积土壤中水所占的容积。土壤空气的质量非常轻，土样减轻的质量可以近似全部等于土壤水的质量。V=VwVt=(15-13)/110100%=20%（c）土壤的重量含水量，又称质量含水量，指水与干土粒的质量比或重量比。m=mwms=15-1313100%=15.38%（d）总孔隙度，即单位容积土壤中孔隙容积所占的百分数。干土粒容积，又称土粒密度，土壤的固相密度或土粒平均密度。是土样干基质物质的质量与其容积之比。：Vs=132.6=5cm3则，土壤总孔隙度为：f=Vt-VsVt=10-510100%=50%（e）土样的充气孔隙度，即土壤中空气的相对含量。 土壤容
10、积含水量：V=sf 饱和度s，即土壤中水的容积与孔隙容积之比。s=Vf=0.20.5=0.4 充气孔隙度，即土壤中空气的含量，为：fa=f-V=f(1-s)=0.3第二章 土壤水的保持和运动1、已知一个干净毛细管的半径R=0.001cm，高200cm，在和自由水接触前毛细管顶部密封，假设毛细管最初内部为标准大气压，并服从Boyle定律，pV=常数。求毛细管与自由水接触后水分上升的高度。20时水的表面张力=72.510-3N/m，水对玻璃的接触角几乎为零，液体表面半径近似于毛细管半径。根据Boyle定律，毛细管内的气体P0V0=P1V1，P0h0=P1h1=P1(h0-h) （1）毛细管内外力平
11、衡方程式：P1+gh-2R=P0（2）P0=105Pa，h0=2m，=103kgm3，=72.510-3Nm，R=10-5m，g=9.8，代入方程（1）（2）可得：h=0.7m2、什么是稳态流？什么是瞬态流？在Darcy的土柱水流实验中，在土壤水流达到稳定流后，哪些土壤水运动要素不随时间变化？是否随空间坐标z变化？如果Darcy土壤水流实验所用的土柱不均匀，即土柱断面处处不同，其他条件都如Darcy实验的条件，试问这种情况下土壤水流是否能达到稳态流？为什么？（1）稳态流：通量不随时间变化的土壤水流，又称恒定流。瞬态流：通量随时间变化的土壤水流，又称非恒定流。（2）在Darcy土柱水流实验中，在
12、饱和流的情况下，土壤水达到稳定流后，土壤水运动的流速、水的粘滞性、通量Jw、土柱中任意一点压力势、重力势、基质势、饱和土壤导水率这些要素都是不随时间发生变化的，其中压力势、重力势是随着空间坐标z变化的。（3）虽然土柱的流量可以保持不变，但是由于土柱断面处处不同，即水流面积w处处不同，根据Jw=Qw，土柱各断面的通量也会随之发生变化，而稳态流要求通量不随时间发生变化，所以这种情况下土壤不能达到稳态流。3、在Darcy定律中，如果水力势采用水势头量纲，则导水率的量纲为L/T。若果水力势采用化学势和土壤水势的量纲，则导水率的量纲分别应为什么？Jw=-KsHz水力势采用化学势的量纲时：Jw的量纲为L/
13、T，H的量纲为L2T2，z的量纲为L，则可知导水率Ks的量纲为T。水力势采用土壤水势的量纲时：Jw的量纲为L/T，H的量纲为MLT2，z的量纲为L，则可知导水率Ks的量纲为L3T/M。4、如图2.1，求平衡系统A、B、C三点的总水势以及各分势。 假设柱体全部被水充满，取柱体底部为参照面。A点：重力势za=0，水压力势Pa=200cm，溶质势sa=-100cm，可得总水势Ha=za+Pa+sa=100cmB点：重力势zb=100cm，水压力势Pb=100cm，溶质势sb=-100cm，可得总水势Hb=zb+Pb+sb=100cmC点：重力势zc=200，水压力势Pc=0，可得总水势Hc=zc+P
14、c=200cm5、张力计埋设深度为15cm（从地表算起），水银槽水银表面高于地表10cm，张力计连接管内汞-水界面高于地表20cm，求土壤基质势？水银槽水银表面与土壤表面的距离H0=10cm；平衡后张力计水银柱上升高度X=20-10=10cm；张力计的埋设深度L=15cm。则，土壤基质势h=H0+L-12.6X=10+15-12.6*10=-101cm6、如图，一个好奇的学生用合金X代替水银组装了一支张力计，合金X具有以下性质，不溶于水，常温下为有色液体，密度为8.0gcm3，张力计埋设深度为50cm，又已知土壤基质势h=-150cm水柱，合金槽合金X表面高于地表10cm，当系统达到平衡后，合
15、金X相对地表高度多少？合金水交界面上，水力势h1=z1+m1=wgH0+X-XgX多孔陶杯，水力势h2=z2+m2=-wgL+m，m为土壤基质势。系统达到平衡时，张力计内任意两点的水力势均相等，h1=h2由此可得：m=wgH0+L-(X-w)gX用水势头表示为：h=H0+L-7X，代入可得X13cm，H=10+13=23cm7、在一个射线测定土壤水分的实验中，一个内宽为L的空盒子治愈射线的路径中，并记录了15s的射线的记数N0，然后在盒子内填充容重为b的烘干土，记录15s的射线记数为Nd，计算作为N0、Nd和b函数的土壤质量衰减系数sP39对于烘干土样，含水率为0，NdN0=exp(-Lsb)
16、，s=-1Lbln(NdN0)L为射线穿过容重为b的土壤厚度。8、一个处在稳定蒸发条件下的土柱埋设有张力计，并且土柱底部与水源相接，土柱横截面积为100cm2，如果在土柱底部的水源每天都需要加150cm3的水，求土柱的蒸发通量以及非饱和导水率K(h)，在半对数纸上绘制K(h)-h曲线。z/cmH/cm120-750100-30070-17540-7020-305-600土柱的蒸发通量Jw=Qw=1.5cm/d稳定状态下的非饱和流问题由Darcy定律Jw=E=-KhdHdz-KhHzz=z2-z2，H=h2+z2-(h1+z1)Kh=-EzH，h=h1+h229、一个饱和土柱有两层土壤，每层厚1
17、0cm，已知砂土层在土柱下部，饱和导水率Ks=10cm/h，壤土的饱和导水率Ks=5cm/h，土柱底部暴露在大气中（p=0），在t=0时，土柱顶部有10cm深的水。a）假设土柱水流处在稳定状态，计算通过土柱的水通量。b）假定土柱水流处在稳定状态，计算砂-壤交界处A点的水压力。C）如果土柱处在降水头渗透状态下，当土柱顶部水深由10cm降至0cm，求出水量随时间的变化。解，设土柱底部截面为参照面，向上为正。a) 土柱有效导水率Keff=10+105=6.7cm/h土柱通量Jw=-KeffHj=1NLj=-10cm/h负值说明水流向下运动。b）计算交界面处的压力势p2 土柱底部截面各分势分别为：z1
18、=0，p1=0；总水势H1=z1+p1=0 交界面截面各分势分别为：z2=10，p2；总水势H2=z2+p2=10+p2 写出交界面截面和土柱底部截面的Darcy定律： Jw=-K1H2-H1z2-z1=-1010+p210=-10cm/h 求得交界面处的压力势 p2=0 cm？C）Jw1=-KeffH1j=1NLj=-6.7*2020=-6.70cm/h10、一个土柱含有50cm的砂和50cm的粘土，砂土层在土柱的上部，在土柱z=50cm的砂-粘交界处，测得水头压力p=50cm，土柱处于饱和状态，土柱顶部有20cm的水层，底部暴露于大气中（p=0）。已测得稳态土壤水通量Jw=-20cm/h，
19、计算砂土和粘土的饱和导水率和土柱的有效导水率。解：以土柱底部截面为参照面，向上为正方形。土柱底部截面各分势和总水势分别为：z1=0，p1=0，H1=z1+p1=0交界面截面各分势和总水势分别为：z2=50，p2=50，H2=z2+p2=100cm顶部截面各分势和总水势分别为：z3=100，p3=20，H3=z3+p3=120cm对土柱顶部截面与交界面截面应用Darcy定律：Jw=-K2H3-H2z3-z2=-K2120-50=-20cm/h解得砂土饱和导水率：K2=50cm/h同样，对交界面截面和土柱底部截面应用Darcy定律，可解得：粘土饱和导水率：K1=10cm/h那么土柱的有效导水率：K
20、eff=j=1NLjj=1NLj/Kj=50+5010=16.7cm/h11、一个圆柱土柱横截面面积为100cm2，高50cm，土柱填有均一的土壤，土柱顶部保持有10cm深的水层，土柱处在饱和状态，通过土柱的稳态水流流量为Q=1000cm3/h(向下)。a）计算通过土柱的稳态水通量以向上方向为正Jw=Qw=-=-10cm/db）计算土壤饱和导水率假定土柱底部暴露在大气中，p=0，以土柱底部为参照面。对土柱顶端截面和土柱底部截面应用Darcy定律：Jw=-KsH2-H1z2-z1=-Ks60-050-0=-10解得：Ks=8.3 cm/d如有一个1mm直径的圆管穿过土柱并形成一个洞，在稳定状态下
21、，根据Poiseulle定律计算通过圆管的导水率。c）计算通过圆管的流量d）计算通过土柱-圆管系统的流量e）计算土柱-圆管系统的有效饱和导水率液体张力是出现在气液界面上的物理现象。液体好像被一张弹性膜所覆盖，这张膜的张力始终处于使表面收缩的趋势。表面张力的大小与液面面积大小无关，只与温度有关，温度越高，液体表面张力越小。2.1.3 弯曲液面下的附加压强与水平液面所受的压强比较，弯曲液面对液体内部都施加以压强。凸面情况下，这一附加的压强是正的，凹面情况下，附加的压强是负的。球形液面的附加压强：p=2r/Rr液体表面张力，R球形液面半径例题：试求一个正好在水面下气泡内的空气压强，气泡半径为R=51
22、0-4cm解答：泡内压强等于大气压Po+包围气泡的水表明所产生的附加压强p水的表面张力r=72.510-3N/m，代入公式p=29000N/平方米=29000Pa一个标准大气压为105Pa，由此可得出泡内空气的压强Po+p=Pa如果液面不是球形的，可以用以下公式计算，p=r（1R1+1R2）,R1和R2是界面上某一定点的主要曲率半径。2.1.4 浸润现象在液体和固体接触处，厚度等于分子作用半径的一薄层液体叫做附着层。附着层内分子的作用力有一部分来自于固体，因此受力不对称。如果附着力小于液体内部的内聚力，那么分子所受的合力垂直于附着层指向液体内部，使附着层向液体内部收缩，这就是不润湿的根源；反之
23、如果附着力大于内聚力，那么分子所受的合力将垂直于附着层指向固体界面，这就是产生润湿的原因。总之，附着力大于内聚力，就能产生液体润湿固体的现象；附着力小于内聚力，就产生液体不能润湿固体的现象。2.1.5 毛细现象管径很细的管子叫毛细管。将毛细管插入液体内，管内外液面会产生高度差，如果液体能够润湿管壁，管内液面升高，如果不能润湿管壁，管内液面反而会较管外低，这一现象叫做毛细现象。公式：附着力=毛管水产生的压强 p=2R=gh R液面半径，液体表面张力，液体密度，h毛管水高度，接触角，r毛管半径R=rcos，R代入可得：2cosr=gh，由此可知h=2cosrg=4cosDg如果液体不能润湿管壁，管
24、内液面是凸的，则弯月面产生的附加压强是正的，管内液面将低于管外液面，只是接触角大于90度，算出来的h是负值，液面下降。2.1.6 液体的粘滞性液体具有易流动性，静止时不能承受切力抵抗剪切变形。但在运动状态下，液体就具有抵抗剪切变形的能力，这就是粘滞性。2.2 土壤含水量的测定2.2.1 烘干法又称重量测定法，将取得的湿土样称得土壤质量，记做土样湿重，在105度烘箱内烘干后再测定烘干土样，记做土样干重，测得土样的重量含水量或质量含水率为（湿重-干重）/干重。2.2.2 中子法所谓中子法就是用中子仪在田间测定各土层土壤的含水量。主要缺点是：在测定之前要用烘干法确定率定曲线；空间分辨率低，不能测定表
25、层土壤含水率；中子和射线对人体健康有影响；仪器价格昂贵。优点：可以在原地不同深度周期性的反复测量而不破坏土壤，也不易被温度影响。2.2.3 射线法放射性同位素放射的射线穿透土壤时，其衰减度随着土壤湿容重的增大而提高。实验室条件下，将放射源置于靠近土柱的一边，在土柱的另一边放置测量检测器，当射线穿过土柱时，由检测器测得射线衰减度，由此间接求出土壤含水量。在田间，通常是打两个相距一定距离的平行测孔，将放射源和检测器分别置于一定深度的测孔中，如实验室一般操作，即可测得土壤剖面的含水量。2.2.4 TDR法即Time Domain reflectometry, 时域反射仪简单易行，直接可读出测定值，缺
26、点是价格昂贵，仪器分辨率低，只能测定整个剖面土壤含水量的平均值2.3 土壤水的能态即土壤水的势能，简称土水势。2.3.1 基准系统一个平衡的土-水系统所具有的的能够做功的能量即为该系统的土壤水势能，简称土水势。基准系统：处在大气压下一定高度纯自由水池水面的势能。2.3.2 土水势可逆的和等温的从特定高度和大气压下的纯水水池转移极少量水到土壤中某一研究点每单位数量纯水所做的功。可逆地表明从参照水池转移极少量水到土壤中的某一研究点与将水反过来转移所做的功是一样的；等温地表面土水势的定义没有考虑温度的影响。土水势=能量/单位数量纯水2.3.3土水势的分势2.3.3.1 重力势（z或g）或用水势头（z
27、）是地球重力对土壤水作用的结果，由土壤水在重力场中的相对与参照面的高度决定的。参照面的位置可以任选，通常选地表或地下水位处。2.3.3.2 基质势m或水势头h基质势是由于土壤基质的毛管作用和吸附作用而产生的，当土壤中的水被土壤基质吸持后，其自由能将大大降低，相应的水土势也随之变小。在一个非饱和土-水系统中，土壤孔隙可以看成是一个个毛细管，弯曲液面可产生附加压强为：p=r（1R1+1R2），如果考虑大气压，则附加压强与大气压的复合压强为：p=Pa+p如果大气压去相对值0，那么由于毛管作用，基质势取负值。注意，一个标准大气压为Pa，约为Pa，这是绝对大气压，但是在土壤物理学的研究者，常用相对大气压
28、，即规定大气压的值为0，所有压力值都是以相对大气压为基准而确定的。除了毛管作用之外，土壤还存在吸附作用，吸附作用使土壤表面形成一层水膜，土壤基质势就是由这两种机理形成的。在土壤水非饱和范围内，含水量较高时，毛管作用起主导作用，含水量较低时，土壤颗粒的吸附力起主导作用。2.3.3.3 压力势p或水势头P当土壤处在地下水自由水液面以下，或土壤表面长期节水情况下，土壤具有压力势。压力势是由土壤静水压力产生的，对于水下深度为d的点，土壤水压力势为：p=wgd，如果用土壤水势头则：P=d压力势在任何情况下都不取小于0的值。2.3.3.4 溶质势s或水势头s溶质势是土壤中所有溶质对土水势的综合影响的结果。
29、土壤水溶液中的离子和水分子之间存在吸力，由于这种吸力的存在，降低了土壤水的能量水平，这就是溶质势产生的原因。溶质势只有在存在半透膜的情况下才起作用。2.3.3.5 空气压力势a或水势头a当土壤处于高于大气压的时候，由于外部气压改变，形成空气压力势，比如密闭的气泡中等。2.3.3.6 荷载势b或水势头b当土壤表面承受一定的荷载的时候，土壤水产生荷载势。2.3.3.7 湿润势w或水势头w膨胀土壤在饱和状态下产生的一个土水势2.3.3.8 综合土水势一般条件下，在恒温下，非膨胀土壤总土水势由以下几个分势组成：2.3.4 两个术语2.3.4.1土壤水吸力简称吸力，不是指土壤对水的吸力，而是土壤水能态的
30、一种不严格的表示方法。土水系统中基质势与溶质势一般取负值，使用起来并不是很方便，因而将这两个参数的相反数定义为吸力，分别称为基质吸力与溶质吸力。基质势越大，则吸力越小，反之则越大，所以土壤水有自吸力低处向高处流动的趋势。但是这种理解在严格的物理含义上是错误的，第一，基质吸力并不是力，它的量纲依然是单位数量能量的量纲，其次土壤水运动绝对不是一个力的吸引下作的运动，而是由土水势差值梯度产生的力驱动的。2.3.4.2 pF值土壤基质势采用水势头，且用cm水柱来表示时，由于其数值的变化幅度太大使用不方便，因而采用pF作为水势头的一种表示方法pF=lg（-h）2.3.5 平衡条件下水土势分析所谓平衡条件
31、，即在土水系统中，各点土水势相等，因此在此系统中土壤水不运动，处于静止状态，又称水力平衡。2.4 水土势几个分势的测定2.4.1 重力势测定参照面至测定点的垂直距离。2.4.2 溶质势溶质势可以通过测定渗透压来确定。可以按照Van t Hoff方程求得：s=-RT/M为溶液质量浓度，M为溶质摩尔质量，R为摩尔气体常数，T为热力学温度2.4.3 气压势2.4.4 压力势一般通过地下水埋深求得。在实验室，在研究饱和土壤水流是，常用测压管测定。由于土壤颗粒对测压管进口的堵塞作用，测压管水位达到稳定的测定水位需要很长时间。2.4.5 基质势一般用张力计或负压计来测定2.5 土水势的热力学基础2.5.1
32、 自由能自由能又称吉布斯函数，吉布斯自由能或等温等压位等。一个封闭系统在等温等压过程中，所作的非容积功等于（可逆过程）或小于（不可逆过程）自由能减少，因此自由能是指系统中具有作非容积功那部分能量。2.5.2 土壤水的自由能2.5.3 土-水-气系统的自由能2.6 土壤水特征曲线土壤基质势随土壤含水量的不同而发生变化。土壤水特征曲线表示在土壤非饱和状态下土壤水的能态与数量之间的关系，是分析土壤水保持和运动的基本资料之一。2.6.1 土壤水特征曲线的定义土壤饱和时，土壤基质势或土壤基质吸力为零。如对土壤施加一定微小的吸力，土壤并无水流出。当吸力逐渐增大直到超过某一临界值Sa时，土壤的大孔隙开始排水
33、，土壤含水量减少。Sa为进气吸力或称为进气值。当吸力进一步提高时，土壤中更多的相对大的孔隙不能抗拒施加的吸力保持水分而排出水来，土壤含水量进一步减少。这一过程可以一直进行下去，因此土壤含水量随着土壤吸力的提高（随着土壤基质势的降低）而减少。土壤含水量和土壤基质势或土壤基质吸力之间的关系称为土壤特征曲线。反映了土壤水与土壤固体的相互作用关系。因此，土壤基质的水是由于土壤颗粒的表面吸附和土壤孔隙的毛管力所保持，土壤水特征曲线实际是反应了这两种力对土壤水的作用。在低吸力下，主要是毛管力起作用；在高吸力下，主要是土壤颗粒表面的吸附力在起作用。2.6.2 土壤水特征曲线在分析土壤水保持和运动中的几个用途
34、2.6.2.1 -S（或m）之间的相互换算如果不考虑土壤水特征曲线的滞后现象，在已知一个参数的前提下可以求得另一个参数。经验公式：S=a-b=A(f-)n/m其中a，b，A，m，n均为待定经验系数，f为土壤孔隙率。2.6.2.2 实效孔径分布在非饱和的土-水系统中，假设土壤水吸力主要是由土壤中某一圆形孔径的毛管力的作用，则基质吸力为：S=4cos/D，入不考虑接触角的作用，取角度为0，水的表面张力=7510-3N/m，则可得，D=3/S(mm)则可把吸力S的坐标换算成实效孔径D的坐标，那么特征曲线可以理解为：当土壤水吸力为S1时，土壤中凡是等于及大于实效孔径D1的所有毛细管中的水被排出土体，只
35、有孔径小于D1的毛细管才充满水，这时土壤的含水量为1，同理论证。2.6.2.3 比水容量C比水容量是土壤基质势对含水量的导数，或是水吸力对含水量的导数。由此可见，比水容量可以用来说明在土壤基质势或土壤水吸力某一变化范围内，土壤所能释放的或储存以供植物利用的水量。下图为含水量随S变化的特征曲线-S和比水容量C随吸力S变化的特征曲线C-S曲线，由C-S关系曲线可以明显看到比水容量C是随吸力S而变化的，这主要是由于土壤中不同孔径所占的比例不同的缘故，其峰值表明的是相应的实效孔径在该土壤所占的优势。2.6.3 影响土壤水特征曲线的因素2.6.3.1 质地土壤水特征曲线反映的是土壤水的基质势和含水量之间
36、的关系，因而必然受到土壤质地的影响。对应统一水吸力，粘土的含水量最大，壤土居中，砂土最小。这是由于粘土孔隙度高，细孔隙多，且粘粒表面能大，能够吸持较多的水分。相反，在砂土中，孔隙度低，孔隙较粗，数量较少，且砂粒表面能小，水分易于排走，保持的水分更少。反应在曲线坡度上，粘质土的曲线较砂质土要平缓得多。由图还可看出含水量相同时，砂土的吸力小，粘土的吸力大，这说明，砂土和壤土的水容易被植物吸收；至于粘土，由于土壤颗粒的吸力远远大于植物的根吸水能力，植物很难吸收，也可以说粘土中的水有些对植物是无效的。2.6.3.2 结构土壤压实后，孔隙度减少，特别是团粒之间的大孔隙减少，因而土壤饱和含水量明显降低。由
37、于大孔隙挤压后变成中孔隙，土壤中孔隙数反而会增加，这时随着吸力提高，曲线反而比未压实之前平缓。对于细小孔隙，在压实过程中影响较小，一二水分特征曲线在高吸力范围压实前后几乎一致。2.6.3.3 温度温度对土壤特征曲线的影响主要表现在对水粘滞性和表面张力的影响。温度升高，土壤水粘滞度和表面张力下降，基质势升高，即吸力下降。因此，测定土壤特征曲线时，要注意温度保持恒定。2.6.3.4 滞后作用的影响2.6.4 土壤水特征曲线的滞后现象对于同一种土壤，在恒温条件下测得的水特征曲线并不是单一的曲线，或者说吸力和含水量的关系不是单值函数。很多实验表明，土壤吸湿过程和脱湿过程的水特征曲线是不同的，我们把这种
38、现象称为土壤水特征曲线的滞后现象。滞后现象还有另一个含义：两条完整的特征曲线，即从饱和到气干，从气干到宝盒，称为特征曲线的主线。如果一个土样从最初的干燥状态随着逐步较低吸力被湿润，但达到饱和含水量前某一点又相反的正价吸力干燥土壤，这时吸力和含水量的关系将顺着两条主线之间的曲线进行，由一条主线移到另一条主线，不会发生跳跃也不会超出这两条主线。反之也是如此。我们把中间曲线称为扫描曲线。产生之后现象的原因很多，主要是由于土壤的几何形状引起的。对于口小肚大的孔隙，在同样持水的情况下，脱湿过程的吸力大于吸湿过程的吸力，这种现象被称为瓶颈效应；还有就是在土壤脱湿和吸湿过程中，土壤水和土壤固相的接触角是不同
39、的，一般而言脱湿的接触角要小于吸湿的接触角，所以在其他条件相同的情况下，脱湿的基质吸力大于吸湿时的基质吸力。土壤质地，砂质土的滞后现象较粘土多，这是因为砂质土的孔隙粗细分布不均匀程度更明显的缘故。水分特征曲线的滞后现象我们知道，土壤较易吸水而不易脱水，这对我们土壤水的保持无疑是有利的。2.6.5 土壤水特征曲线的测定2.6.5.1 张力计法2.6.5.2 悬挂水柱法用于测定低吸力范围内土壤水特征曲线，00.01MPa范围内的土壤水吸力。优点：可用原装土样测定，保持土壤孔隙不被破坏。2.6.5.3 压力板法又叫压力膜仪或土壤水提取器。2.7 土壤水流概述土壤水流的驱动力是土水势梯度，土水势一般有
40、重力势、基质势和溶质势组成。2.7.1 毛细管中的层流运动层流运动是指液体质点作有条不紊的线性运动，彼此互不混杂。普氏定律是说明圆管中的层流运动，设以管轴为中心取一段流体，长为L，半径为y。如果细管中层流的流速是恒定的，作用于流柱面的压力为py2，必然等于作用于流柱四周侧面积上切应力产生的摩擦力2yL，最后得出流过细管的流量：Q=R4p/8L，这就是普氏定律，它表明流过细管中的流量与细管的半径的4次方成正比。通过细管截面积的平均流速为：pR28L=（R2/）p；p=p/L，为压力梯度，是引起水流的驱动力，参数随细管的形状而改变，圆管为8.普氏定律仅在流速较低的细管中有效，也就是必须保持水流运动
41、形态为层流。绝大多数土壤水运动都可满足这一条件，但是由于土壤孔隙的状况远比理想毛细管复杂，因而普氏定律不能准确的表达土壤水云硐，但具有重要参考价值。2.7.2 土壤水滴流化模型土壤的简化模型如下：土壤水流区的边界形状和边界条件维持不变，但略去土壤水流区内颗粒骨架所占的体积，设想土壤水流区全部空间被水流充满，为了使土壤水模型中的流量反映实际流量，任一微小面积上的水流流速应等于通过该面积的实有流量处以横截面面积。但是由于土壤水流不是在整个横截面上进行，真实面积小于理论横截面，再者，真实的水流通道也大于土壤水流区的表观长度，所以我们一般用通量密度来表示单位时间内通过单位横截面积的水流容积。2.8 饱
42、和流水分充满土壤孔隙的水流称为饱和流。Darcy定律，是阐明水在流动过程中，因为与多孔介质产生摩擦阻力，导致能量瞬时的规律。2.8.1 Darcy定律Darcy实验 P66土柱通量Jw=Q/w=KsF=Ks（H1-H2）/(z1-z2)从能量守恒的观点看，Darcy定律实际反映了土壤水通量与土壤水能量损失（常称水头损失）之间的关系。两断面间的水利势差正是两断面间土壤水流的能量损失，其梯度可以视为单位距离内的能量损失，称作水力坡度，Darcy定律正是通过实验证实了水力坡度与水流通量之间的比例关系。Darcy描述的是均匀土介质中，土壤水流驱动力dH/dz与土壤水流通量Jw的一次方成正比的土壤水流运
43、动，又称土壤水运动的线性规律。2.8.2 Darcy定律的适用范围层流：液体质点作有条不紊的线状运动，彼此互不混杂。多见于粉粒和更细物质为介质的土壤中。紊流：流体质点在运动中互相掺杂，其运动轨迹是曲曲折折的。多见于粗砂和砾石为介质的土壤中。通量与水力坡度之间的线性关系在土壤水通量过高时不适用。只适用土壤水流为层流的情况。2.8.3 导水率导水率Ks是指单位势梯度下土壤水的通量，在水势用水势头时，导水率的单位与通量单位相同，都是cm/s，或者m/d。综合反映了多孔介质对某种流体在其中流动的阻碍作用。因而导水率不仅取决于孔隙介质的基质特征，还取决于流体的某些物理性质比如粘度和密度等。确定导水率的方
44、法大致可以分为三类：公式计算、实验室测定和田间现场测定。2.8.3.1 计算导水率Ks的公式2.8.3.2 实验室测定2.8.3.3 田间现场测定2.8.3.4 层状土壤中的饱和流稳态流：通量不随时间变化的土壤水流，又称恒定流。瞬态流：通量随时间变化的土壤水流，又称非恒定流。Jw=-Hj=1NLjKj=-j=1NLjj=1NLjKjHj=1NLj=-KeffHj=1NLj例题2.6 P72732.9 非饱和流2.9.1 非饱和流与饱和流的比较共同：服从热力学第二定律，在一定势梯度下发生运动，土壤孔隙对这种流动都有直接的影响。不同：2.9.1.1 土壤水流驱动力不同饱和流为压力势和重力势梯度；非
45、饱和流驱动力是基质势和重力势梯度。2.9.1.2 导水率的差异非饱和流的导水率远远低于饱和流的土壤导水率。当土壤基质特征一致时，饱和流导水率一般是常数，但是非饱和流是变量，是随着土壤含水量或基质势变化，是土壤含水量或基质势的函数。2.9.1.3 土壤孔隙对饱和水流和不饱和水流影响的差别很大土壤孔隙越粗，透水率越强。而在非饱和流中，在大孔隙比较发育土壤，低吸力下，大孔隙透水性较细孔隙强，但是当土壤吸力增高到一定值是，大孔隙一旦被排空，则成为不导水的孔隙，土壤导水率急剧下降。而在细孔隙比较发育的土壤，在高基质吸力下，孔隙仍然保持有水，顾导水率虽低但任然保持一定值。所以在非饱和土壤中，不能简单的认为
46、粗大孔隙的砂质土壤导水率一定比具有较多稀小孔隙的粘质土壤导水率高，相反，在高基质吸力作用下，砂质土壤的非饱和导水率往往低于粘质土壤的非饱和导水率。2.9.2 Buckingham-Darcy通量定律Buckingham提出一个修正Darcy定律用以描述通过非饱和土壤的水流，假设：在等温，非膨胀，无溶质半透膜以及相对大气压为0的非饱和土壤中，水流的驱动力为基质势和重力势之和的梯度，即水力势梯度；非饱和土壤水流的导水率是土壤含水量或基质势的函数。2.9.3 非饱和导水率非饱和导水率是土壤含水量或土壤基质势的非线性函数。在饱和情况下，粗质地土壤比细质地土壤的导水率高，因为粗质地土壤含有较大的孔隙，在饱和状态下这些孔隙充满水并以较高的导水率传导水。在不饱和情况下，当土壤水吸力加大，粗制地土壤导水率下降速度高于细质地土壤的导水率下降速率，直至粗质地土壤的导水率低于细质地土壤的导水率。这是因为在非饱和情况下，当土壤吸