第4章土壤水分运动主要内容：※饱和土壤中的水流※非饱和土壤中的水流※土壤水分入渗与再分布※土壤水蒸发※土壤水分运动模拟重、难点：※Darcy’sLaw；Richards方程；土壤水分入渗模型；土壤蒸发；土壤水分运动模拟4.1饱和土壤中的水流毛细管中的水流Darcy’sLaw饱和导水率的测定——定水头法饱和导水率的测定——变水头法4.2非饱和土壤中的水流白金汉—达西定律（EdgarBuckingham,1907）假设：（1）土壤是非膨胀、等温的，且不含任何溶质成分，气体压力势为零。（2）土水势由基质势和重力势组成。（3）非饱和土壤导水率是土壤含水量或基质吸力的函数。非饱和导水率的测定连续方程Rechards方程土壤水分运动的定解条件（1）初始条件（2）边界条件第一类边界条件（浓度型）：第二类边界条件（通量型）：第三类边界条件（混合型）：4.3土壤水分入渗和再分配入渗是在灌溉或降雨条件下，水分通过土壤表面垂直或水平进入土壤的过程。土壤入渗受到供水强度和土壤入渗能力的影响。土壤入渗能力重用土壤入渗率i和累积入渗量I来表示。入渗率是指单位时间、单位面积土壤表面入渗的水量，常用单位mm/s，或cm/d。而累积入渗量是指一定时段内通过单位土壤表面入渗的累积水量，或者是在一定时段内，单位面积土壤入渗的总水量，常用水深来表示，单位为cm或mm。入渗率随时间的变化土壤入渗过程&土壤入渗过程三阶段：渗润阶段渗漏阶段渗透阶段&土壤水分剖面四个区：饱和区过渡区传导区湿润区入渗土壤水分剖面土壤入渗过程影响因素&土壤初始含水量&土壤质地&供水强度&供水水质&供水方式&雨滴击溅&温度场土壤入渗模型（1）Horton入渗模型，1940（2）Philip两项入渗模型，1957（3）Green-Ampt入渗模型，1911土壤水分再分布当供水（降雨或灌溉）结束后，地表积水逐渐消失，土壤入渗过程即告结束。但在土壤剖面仍存在水势梯度，土壤水分在水势梯度的作用下，仍继续移动和重新分配，直至土壤剖面不存在水势梯度。当地下水埋藏较浅或者研究剖面全部饱和时，土壤水在水势梯度作用下向下运动，排入地下水或者排出研究土体，称这种土壤水分再分布过程为内排水。如果地下水位埋藏较深或者入渗后土壤不是全饱和，土壤水在水势梯度作用下的重新分布过程，称为土壤水再分布。图中表示灌溉后0、1、4、14天的水分剖面4.4土壤蒸发土壤水经过土壤表面以水蒸气形式扩散到大气中的过程为土壤蒸发。蒸发过程能维持下去，必须具备三个条件：（1）必须有不断的热能补给，以满足水分汽化热的需要；（2）蒸发面和大气之间必须存在水汽压梯度；（3）蒸发面必须不断地得到水分补充。前两个条件由气象因素决定，包括太阳辐射、气温、空气湿度和风速等。第三个条件由土壤导水性质决定。土壤蒸发阶段性根据土壤蒸发速率的大小和控制因素不同，土壤蒸发可分为三个阶段：大气蒸发力控制阶段；土壤导水率控制阶段；水汽扩散控制阶段。蒸发三阶段示意图蒸发速率与时间关系1、2、3、4表示起始蒸发速率降低次序蒸发条件下水分运动定解问题（1）初始条件土壤剖面含水量均匀分布，土壤含水量非均匀分布。（2）上边界条件表土蒸发率已知，且为常数，表土蒸发率已知，但有日变化，假定为正弦周期变化，表土蒸发率随表土含水量改变发生变化，表土含水量一定。（3）下边界条件对于半无限蒸发土柱，表土蒸发不影响到无穷深处的含水量，下边界含水量不变，为初始含水量，对于有限长土柱，下边界条件又分为：土柱底部为不透水层，土壤通量在底部边界处为零，土柱底部为浅层地下水，地下水处土壤基质势为零，实为无限土柱，但只分析有限土柱，且蒸发过程未影响到底部，则认为底部土壤只有重力排水，重力势梯度为1，基质势梯度为0，下边界通量与相应的导水率相等。4.5土壤水分运动的计算机模拟
