土壤水分入渗..优秀PPT.ppt

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1、第六章第六章 土壤水分的入渗土壤水分的入渗入渗（入渗（Infiltration）蒸发蒸发（Evaporation）水循环水循环入渗（入渗（Infiltration）蒸发蒸发（Evaporation）蒸腾蒸腾（transpiration）田间土壤水循环的两种形态田间土壤水循环的两种形态一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律入渗是水分进入土壤的过程。入渗是水分进入土壤的过程。水文学中探讨地表产流问题水文学中探讨地表产流问题农田水利学探讨浇灌或降雨后土壤水分的分布农田水利学探讨浇灌或降雨后土壤水分的分布水资源评价中探讨降雨对浅层地下水的补给问题水资源评价中探讨降雨对浅层地下水的补给问题

2、农业及环境学探讨化肥、农药及污染物等随水分农业及环境学探讨化肥、农药及污染物等随水分 迁移的问题迁移的问题土壤水分的入渗土壤水分的入渗一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（一）入渗的物理过程（一）入渗的物理过程 土壤水分在土壤中运动受到分子力、毛管力和土壤水分在土壤中运动受到分子力、毛管力和重力的限制，其运动过程也就是在各种力综合作重力的限制，其运动过程也就是在各种力综合作用下寻求平衡的过程。当毛管孔隙充水达到饱和用下寻求平衡的过程。当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力作用下运动。时，水分主要在重力作用下运动。1.下渗过程中水分的作用力和运动特征，可分为下渗过程中水分的作用

3、力和运动特征，可分为三个阶段：三个阶段：渗润阶段渗润阶段(Wetting period)：主要是在分子力作用：主要是在分子力作用下，被土壤颗粒吸附而成为薄膜水，当土壤干燥下，被土壤颗粒吸附而成为薄膜水，当土壤干燥时，此阶段特别明显。时，此阶段特别明显。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（一）入渗的物理过程（一）入渗的物理过程 渗吸阶段渗吸阶段(Infiltration period)（非饱和下渗）（非饱和下渗）主要是在毛管力和重力的作用下，在土壤孔隙主要是在毛管力和重力的作用下，在土壤孔隙中作不稳定运动，并渐渐填充土壤孔隙，甚至全部中作不稳定运动，并渐渐填充土壤孔隙，甚至全部

4、饱和。饱和。渗透（漏）阶段渗透（漏）阶段(Percolation period)（饱和下渗）（饱和下渗）当土壤孔隙水分充溢而饱和时，水分在重力作当土壤孔隙水分充溢而饱和时，水分在重力作用下作稳定运动。用下作稳定运动。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（一）入渗的物理过程（一）入渗的物理过程 2.土壤入渗依据其地面是否积水又分为如下形式：土壤入渗依据其地面是否积水又分为如下形式：无积水入渗：无积水入渗：当浇灌当浇灌(或降雨或降雨)强度小于或等于土壤饱和导水率时，强度小于或等于土壤饱和导水率时，雨水和浇灌水能刚好地全部为土壤所吸取，故不会产生地雨水和浇灌水能刚好地全部为土壤所吸取

5、，故不会产生地面积水。这种入渗主要是降雨或浇灌强度起确定作用。面积水。这种入渗主要是降雨或浇灌强度起确定作用。积水前入渗：积水前入渗：当降雨强度大于土壤饱和导水率，而小于土壤最大入当降雨强度大于土壤饱和导水率，而小于土壤最大入渗率时，起先阶段地表并不积水，实际渗透速率等于降雨渗率时，起先阶段地表并不积水，实际渗透速率等于降雨强度，该强度愈大，则积水前阶段的时间愈短，表土含水强度，该强度愈大，则积水前阶段的时间愈短，表土含水率随时间延长而渐渐增大，最终达到饱和时此阶段结束率随时间延长而渐渐增大，最终达到饱和时此阶段结束 一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（一）入渗的物理过程（一

6、）入渗的物理过程 2.土壤入渗依据其地面是否积水又分为如下形式：土壤入渗依据其地面是否积水又分为如下形式：积水入渗积水入渗 积水前入渗阶段结束后，便进入积水入渗阶段。它积水前入渗阶段结束后，便进入积水入渗阶段。它是以地表有积水存在为标记，积水后，地表的实际渗是以地表有积水存在为标记，积水后，地表的实际渗吸速度随时间延长而渐渐减小，直至最终趋于某一稳吸速度随时间延长而渐渐减小，直至最终趋于某一稳定值。定值。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（二）土壤的入渗性能（二）土壤的入渗性能 1.入渗速率入渗速率i(Infiltration rate)：在一个大气压下，土在一个大气压下，土

7、壤表面供水充足，这壤表面供水充足，这时水渗入土壤的通量时水渗入土壤的通量（cm/s）。）。在某一时段内，通过在某一时段内，通过单位土壤表面所渗入单位土壤表面所渗入的总水量的总水量(cm3/cm2）或或cm，mm)。又称入渗率，单位时又称入渗率，单位时间内通过单位面积入间内通过单位面积入渗到土壤中的水量渗到土壤中的水量(mm/min,cm/d)2.累积入渗量累积入渗量I(accumulative infiltration capacity)：3.入渗实力入渗实力ip(Infiltration capacity)：4.稳定入渗率稳定入渗率id(steady infiltration rate)：不

8、同质地土壤的稳定入渗率不同质地土壤的稳定入渗率id一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（二）土壤的入渗性能（二）土壤的入渗性能土壤入渗速率的变更过程土壤入渗速率的变更过程 累积入渗量累积入渗量I和入渗速率和入渗速率i 的关系的关系 一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 下渗过程中土壤含水量的分布，最早考尔曼下渗过程中土壤含水量的分布，最早考尔曼(Coleman)与包德曼与包德曼(Bodman)(1944,1945)做了探讨，把下做了探讨，把下渗过程中土壤含水率的分布划分为四个具有明显

9、分区的水渗过程中土壤含水率的分布划分为四个具有明显分区的水分带，它们反映了下渗水流垂向运动的特征。分带，它们反映了下渗水流垂向运动的特征。1.饱和带（区）饱和带（区）当下渗水流到当下渗水流到10cm土层厚度时，土层厚度时，土壤表面土壤表面1cm内的含水量接近于饱和内的含水量接近于饱和含水量，形成一个饱和带，无论潮湿含水量，形成一个饱和带，无论潮湿深度怎样增大，这个饱和带的厚度都深度怎样增大，这个饱和带的厚度都不超过不超过1.5cm。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 2.水分过渡带（区）水分过渡带

10、（区）在饱和带以下，土壤含水量随深度的增加急剧减小，在饱和带以下，土壤含水量随深度的增加急剧减小，形成一个水分过渡带。形成一个水分过渡带。3.传导区传导区 土壤含水量基本上保持在饱和含水量土壤含水量基本上保持在饱和含水量与田间持水量之间，沿垂线匀整分布，与田间持水量之间，沿垂线匀整分布，形成一个传导区，随着供水历时的增长形成一个传导区，随着供水历时的增长潮湿锋不断下移，水分传导区不断向下潮湿锋不断下移，水分传导区不断向下延长，而土壤含水量则保持在上述数值延长，而土壤含水量则保持在上述数值范围内（范围内（60-80%s），并且这一带毛管），并且这一带毛管势梯度微小，水分的传输运动主要为重势梯度微

11、小，水分的传输运动主要为重力作用。力作用。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 4.潮湿带（区）潮湿带（区）是连续潮湿锋面与水分传导带的一个含水量随深度是连续潮湿锋面与水分传导带的一个含水量随深度快速减小的水分带，随着潮湿锋的不断下移，使其下快速减小的水分带，随着潮湿锋的不断下移，使其下面的干土含水量增加，变为潮湿带。面的干土含水量增加，变为潮湿带。5.潮湿锋潮湿锋 在潮湿带的末端，土壤含水量突变，与下在潮湿带的末端，土壤含水量突变，与下层干土有明显界面，称为潮湿锋。层干土有明显界面，称为潮湿锋。传

12、导区和潮湿带是存在的，饱和区和过渡传导区和潮湿带是存在的，饱和区和过渡区不明显，饱和区很难完全。区不明显，饱和区很难完全。新的相识新的相识 00sZt100sZt3t200sZ00sZt400sZt500sZt0一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（四）影响入渗过程的条件（四）影响入渗过程的条件 入渗过程中，累积入渗量、入渗率和土壤含水率随入渗过程中，累积入渗量、入渗率和土壤含水率随时间的变更和地表处的施加方式和状况有关，也就是时间的变更和地表处

13、的施加方式和状况有关，也就是说与入渗的初始和边界条件有关。为了求出入渗过程说与入渗的初始和边界条件有关。为了求出入渗过程中土壤含水量的分布，以及入渗率随时间变更的定量中土壤含水量的分布，以及入渗率随时间变更的定量结果，可以在确定的初始含水率分布条件下，依据入结果，可以在确定的初始含水率分布条件下，依据入渗边界条件，求解水分运动方程。渗边界条件，求解水分运动方程。初始条件初始条件 初始条件（初始条件（t=0）时，含水率或水势分布为深度）时，含水率或水势分布为深度z的函数，的函数，即：即：一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（四）影响入渗过程的条件（四）影响入渗过程的条件 边界条件

14、边界条件 分为三种类型：分为三种类型：Dirchlet(狄利克雷狄利克雷)条件条件：它是给定上下边界的土壤含水：它是给定上下边界的土壤含水率或土壤水势，即，率或土壤水势，即，一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（四）影响入渗过程的条件（四）影响入渗过程的条件 边界条件边界条件 分为三种类型：分为三种类型：Neumann(纽曼纽曼)条件条件：它是给定边界的水流通量，即，：它是给定边界的水流通量，即，“混合边界混合边界”条件条件(mixed condition)或称劳平条件或称劳平条件(Robin Condition)是是Dirchlet条件和条件和Neumann条件的混合。条件的

15、混合。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（四）影响入渗过程的条件（四）影响入渗过程的条件 在田间水分动态模拟中这种混合边界条件的应用具有在田间水分动态模拟中这种混合边界条件的应用具有以下优点：以下优点：下边界的水势值可以用张力计在田间简洁测的，相应的下边界的水势值可以用张力计在田间简洁测的，相应的含水量也可由水分特征曲线求得。含水量也可由水分特征曲线求得。上边界的水流通量可以由入渗前的土壤含水量以及降雨上边界的水流通量可以由入渗前的土壤含水量以及降雨强度或浇灌水深度（或喷灌强度）确定（蒸发条件下由气强度或浇灌水深度（或喷灌强度）确定（蒸发条件下由气象因素和土壤水分条件确定）。

16、象因素和土壤水分条件确定）。一、土壤水分入渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（四）影响入渗过程的条件（四）影响入渗过程的条件 在田间可能会遇到以下四种状况的边界：在田间可能会遇到以下四种状况的边界：半无限土壤剖面，须要在半无限土壤剖面，须要在z=0确定边界条件，下边界给确定边界条件，下边界给定稳定含水率，上边界给定通量。定稳定含水率，上边界给定通量。具有具有地下水埋深不变地下水埋深不变，即土壤水势为已知的有限土壤剖，即土壤水势为已知的有限土壤剖面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为Dirchlet条件。条件。z=0,t 0一、土壤水分入

17、渗过程及规律一、土壤水分入渗过程及规律（四）影响入渗过程的条件（四）影响入渗过程的条件 在田间可能会遇到以下四种状况的边界：在田间可能会遇到以下四种状况的边界：在在下边界毫无水流通过的土壤剖面下边界毫无水流通过的土壤剖面，水流只能进入上边，水流只能进入上边界或通过上边界而流失（如蒸渗仪的底部）（隔水层）。界或通过上边界而流失（如蒸渗仪的底部）（隔水层）。地下水埋深较浅，地下水位随时间波动的土壤剖面，这地下水埋深较浅，地下水位随时间波动的土壤剖面，这相当于一种具有排水沟及浇灌渠的地区。在这种条件下，相当于一种具有排水沟及浇灌渠的地区。在这种条件下，可以得到一种混合型的边界条件，下边界是可以得到一

18、种混合型的边界条件，下边界是Dirchlet条件，条件，上边界是上边界是Neumann 条件。条件。入渗速率(是时间的函数)Decreasing Infiltration在入渗起先时，由于受重力和毛管力的共同作用，所以入渗速率最大最终入渗容量Steady Gravity Induced Rate入渗速率(土壤湿度)入渗速率随时间降低的缘由：1)地表下表面条件变更2)基质势发生变更3)时间长时，基质势降低而重力势相对占优入渗速率的测定积水（环）入渗单环入渗双环入渗积水入渗仪张力入渗仪降雨-径流入渗仪单环入渗仪Cylinder-30 cm in DiameterDrive 5 cm or more

19、 into Soil Surface or HorizonWater is Ponded Above the SurfaceRecord Volume of Water Added with Time to Maintain a Constant HeadMeasures a Combination of Horizontal and Vertical Flow双环入渗仪Outer Rings are 6 to 24 inches in Diameter Mariotte Bottles Can be Used to Maintain Constant HeadRings Driven-5 c

20、m to 6 inches in the Soil and if necessary sealed其它入渗仪积水管入渗仪张力入渗仪不同质地土壤的入渗速率入渗速率是坡度和土壤质地的函数二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 对于一维垂向流，土壤水分运动方程可表示为：对于一维垂向流，土壤水分运动方程可表示为：其中：其中：忽视重力作用时有：忽视重力作用时有：这一方程与一维水平流方程相同，只是轴这一方程与一维水平流方程相同，只是轴向不同，因此可以从分析水平流的运动来描述向不同，因此可以从分析水平流的运动来描述忽视重力作用的下渗现象。忽视重力作用

21、的下渗现象。二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 事实上，当事实上，当t微小时（微小时（t0），也就是水分渗入土壤表面的初期，），也就是水分渗入土壤表面的初期，土壤表面以下并未得到潮湿，土壤表面以下并未得到潮湿，值极大，基质势梯度值极大，基质势梯度重力势重力势梯度，即梯度，即 ：此时：此时：是可以忽视的，令以是可以忽视的，令以x代替代替z，则上式可写为：则上式可写为：求解（求解（1）式有两种状况：）式有两种状况：一是假定一是假定D（）=D（常数）；（常数）；二是二是D=D（）。）。二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）

22、忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 右图描述了一个半无限均质右图描述了一个半无限均质管状土柱，从管状土柱，从x=0到到x=.初初始土壤含水率为始土壤含水率为 i ,当当t0时时,土壤含水率在土壤含水率在x=0处为处为 0,此此时时(1)式可写为式可写为:一维水平流水分变更一维水平流水分变更示意图示意图1.设设D（）=D（常数）（常数）0 ix 二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 由于在地表处由于在地表处(x=0)土壤水分入渗速率可用达西通量的形式表达土壤水分入渗速率可用达西通量的形式表达 令令:原函数的解为原函数的解为:二、

23、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 当当x=0时时代入代入(7),入渗速入渗速率率 入渗速率入渗速率:式中式中:入渗速率入渗速率f 重要结论重要结论:二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 方程（方程（1）可改写为以距离坐标）可改写为以距离坐标x（,t）为因变量的基本方程）为因变量的基本方程,即即2.设设D是含水量的函数是含水量的函数D=D（）假定此方程的解是变量分别的假定此方程的解是变量分别的,即即二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽

24、视重力作用的下渗 代入代入(2)式式,整理得整理得 上式左端只随上式左端只随t变更变更,右端只随右端只随 变更变更,既然既然该式对任一该式对任一t和和 均成立均成立,可见等式两端必为同可见等式两端必为同一常数一常数,假定为假定为a,则则 对式对式(5)积分积分,得得二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 式中式中c1为积分常数为积分常数,代入代入(3)式式,整理整理得得 引入参数引入参数 将上边界条件代入将上边界条件代入,得得 由下边界条件由下边界条件,得得二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽

25、视重力作用的下渗 由此可知由此可知,c1必需为必需为0或为或为.但若但若c1,则则 结果是结果是 将将c1=0代入代入(6),得得 与所探讨状况不符与所探讨状况不符,故故c1=0 此即此即Boltzmann变换变换,是是Boltzmann变换参数变换参数二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算（一）忽视重力作用的下渗（一）忽视重力作用的下渗 可以设想 的关系是连续光滑的,则必然有 对于(10)式(11)二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算 上式给出了和的关系,即含水率随时间t和坐标X的变更关系,该式可以进行两类问题的求解:已知D()求解或,t。ph:1:p迭代法 水平入渗运

26、动所得的，t或关系求解土壤水分扩散率。Ph:l:p迭代计算方法是“土壤水动力学”P94用数值计算方法。表示含水量在垂直剖面上的变更，如下图所示，在忽视重力作用时，即不考虑底部排水k()时，土层在t时刻的吸水量F(t)为：二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算二、非饱和下渗理论与计算因此，入渗率f(t)为：t 0,f(t)t,f(t)0 ph:l:p 水平入渗率的计算公式 式中S不但与土壤特性有关，切与吸水过程的初始条件和边界条件有关。S 没有具体函数表达式，因为在求解(10)式时，还应确定 的函数形式。垂直入渗条件下土壤水运动垂直入渗条件下土壤水运动方程方程基

27、本方程：基本方程：初始条件：初始条件：边界条件：边界条件：00深度z含水率s非线性非线性垂直入渗条件下土壤水运动方程的垂直入渗条件下土壤水运动方程的解解假定：假定：则有：则有：得近似解：得近似解：00深度z含水率st1t2t3t4t5入渗速度及入渗量的计算入渗速度及入渗量的计算依据达西定律有：依据达西定律有：求上述方程的近似解得：求上述方程的近似解得：常用的入渗速度及入渗量计算公式常用的入渗速度及入渗量计算公式Philip公式（公式（1957）：）：Kostiakov公式（公式（1932）：）：Horton公式（公式（1933）：）：Green-Ampt公式（公式（1911）：）：不同降雨（灌

28、水）强度时的入渗不同降雨（灌水）强度时的入渗入渗速度 i时间tif0p1p2积水或径流积水或径流积水或径流积水或径流畦灌、淹灌、漫灌时的入渗畦灌、淹灌、漫灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题不同灌水方法时的土壤入渗问题有水层的一维运动有水层的一维运动喷灌时的入渗喷灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题不同灌水方法时的土壤入渗问题自由入渗自由入渗沟灌时的入渗沟灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题不同灌水方法时的土壤入渗问题二维运动二维运动滴滴灌灌时时的的入入渗渗不同灌水方法时的土壤入渗问题不同灌水方法时的土壤入渗问题三维运动三维运动蒸发蒸发条件下土壤水分运动条件下土壤水分运动土壤蒸发过程及影

29、响因素土壤蒸发过程及影响因素地下水埋深较大，表土快速风干时的蒸发地下水埋深较大，表土快速风干时的蒸发降雨或灌水后地下水快速下降时的蒸发降雨或灌水后地下水快速下降时的蒸发地下水保持不变时的稳定蒸发（入渗）地下水保持不变时的稳定蒸发（入渗）层状土的蒸发（入渗）层状土的蒸发（入渗）表土蒸发与土壤含水率关系表土蒸发与土壤含水率关系外界蒸发实力外界蒸发实力土壤输水实力土壤输水实力表土蒸发及其影响因素表土蒸发及其影响因素1.00.5c含水率(%)0表土快速风干表土快速风干基本方程：基本方程：初始条件：初始条件：边界条件：边界条件：表土快速饱和表土快速饱和地下水埋深较大时，地下水埋深较大时，蒸发蒸发与与入渗

30、入渗条件下一维土壤水运动方程的比较条件下一维土壤水运动方程的比较0深度z0a表土快速风干表土快速风干表土快速饱和表土快速饱和地下水埋深较大时，蒸发与入渗条件地下水埋深较大时，蒸发与入渗条件下一维土壤水运动方程下一维土壤水运动方程解解的比较的比较0深度z含水率st1t2t3t4t50t1t2t3t4t5蒸发强度及蒸发量的计算蒸发强度及蒸发量的计算与垂直入渗的状况类似，忽视重力项，与垂直入渗的状况类似，忽视重力项，可得近似解：可得近似解：降雨或灌水后地下水位快速下降的状况降雨或灌水后地下水位快速下降的状况基本方程：基本方程：初始条件：初始条件：上边界条件：上边界条件：下边界条件：下边界条件：有蒸发

31、时：有蒸发时：无蒸发时：无蒸发时：降雨或灌水后地下水位快速下降的状况降雨或灌水后地下水位快速下降的状况土壤水运动方程的数值解土壤水运动方程的数值解1020304050050100150深度z(cm)(%)11551001234567排水流量（mm/d）蒸发强度时间（d）蒸发蒸发排水排水0.65B地下水位快速下降至地下水位快速下降至1.5m后土壤含水后土壤含水率剖面、表土蒸发和深层排水的变更率剖面、表土蒸发和深层排水的变更地下水位不变时土壤水的地下水位不变时土壤水的稳定蒸发（入渗）稳定蒸发（入渗）依据达西定律有：依据达西定律有：取取K（h）=Ksech，得解：得解：当当h趋近于趋近于-时，有：时

32、，有：稳定蒸发（入渗）时的土壤含稳定蒸发（入渗）时的土壤含水率剖面及土壤输水实力水率剖面及土壤输水实力1.00.40.30.20.10.0500.51.50.45深度(m)含水率302.52.01.51.00.5 010203.0地下水埋深(m)地下水补给强度(mm/d)地下水埋深与土壤地下水埋深与土壤最大输水实力最大输水实力(地下地下水补给量水补给量)的关系的关系无蒸发（入渗）时无蒸发（入渗）时层状层状土壤的土壤的含水率剖面含水率剖面32101020304050砂土砂土壤土壤土粘土粘土一、一、SPAC系统的基本概念系统的基本概念二、根系吸水率二、根系吸水率三、有根系吸水条件下的土壤水三、有根

33、系吸水条件下的土壤水运动运动第三节第三节 土壤土壤-植物植物-大气连续体大气连续体（SPAC）水分运动的概念）水分运动的概念SPAC系统的基本概念系统的基本概念1966年，年，Philp提出提出Soil-Plant-Atmosphere Continuum（SPAC）系统的概系统的概念念土壤、植物、大气作为一个土壤、植物、大气作为一个连续体连续体各部分的水分运移都受势能各部分的水分运移都受势能的支配的支配根系吸水根系吸水植物体输水植物体输水植物体蒸腾植物体蒸腾SPAC系系统统中中的的水水分分运运移移恒定流状况下恒定流状况下SPAC系统水流通量系统水流通量 分别为土壤与根表分别为土壤与根表面、根表面与根导管、根导管与叶面、叶面、根表面与根导管、根导管与叶面、叶面与大气之间的势能差面与大气之间的势能差R1，R2，R3，R4分别为各流段的水流分别为各流段的水流阻抗阻抗SPAC系统的主要探讨内容系统的主要探讨内容根系吸水率根系吸水率作物腾发量作物腾发量有根系吸水存在时的土壤水分运动有根系吸水存在时的土壤水分运动根系吸水速率及其计算模型根系吸水速率及其计算模型单位体积土壤中的根系单位时间内吸取的水量单位体积土壤中的根系单位时间内吸取的水量忽视忽视Rr，则有，则有有根系吸水时的土壤水分运动基本方程有根系吸水时的土壤水分运动基本方程