土壤物理学2教材PPT文件格式下载.ppt

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快中子被径向射向土壤中，与各种原子核发生弹性碰撞。

经过多次反复碰撞后，快中子发生偏斜，成为散射体，最终失掉功能，其速度与周围粒子和平均动能一致，相接近。

中子散射法：

原理,快中子的速度被降低的过程叫做热化，被热化的中子叫做慢中子。

慢中子继续在土壤中运动，最终被原子核吸收。

慢中子的能量为0.03ev，速度大约2.7km/sec,中子散射法：

原理,土壤中的各种核子对快中子的减速效率不同。

两个质量大体接近的物体相撞时其能量丧失最多。

快中子的热化所需要的碰撞次数与撞击的原子质量成正比相关。

原理,原子质量与对快中子的衰减效率,中子散射法：

原理,土壤中，氢原子质量最小土壤物质组成中，水分子中氢占的比例最大土壤水的数量最不稳定慢中子的相对密度与土壤中水的含量大体成正相关,中子散射法：

土壤中埋入铝管探棒落到铝管中在需要测定的深度测量根据慢中子脉冲速率计算土壤容重含水量,中子散射法：

结果计算,Nw=mv+bNw/Ns=vNv-慢中子脉冲速率Ns-标准吸收体的慢中子脉冲速率,中子仪,Gamma射线法：

仪器构造,

（1）Gamma射线源

（2）检测器,Gamma射线法：

原理,射线源发射出单能径向的Gamma射线穿过填充材料（土壤）检测器接收并计算辐射通量。

因为土壤密度为恒定的，辐射通量仅与土壤水分含量有关,时域反射法TDR：

原理,土壤三相物质的介电常数差异很大固体土粒:

5土壤空气:

1水:

80.36电磁脉冲在波导棒中的传播速度与介质的介电常数有关。

时域反射法TDR：

原理,电磁脉冲在土壤中传播时，介电常数稳定，不受土壤类型、密度影响，与容积含水量有很好的相关性。

v=-5.310-2+2.9210-3a-5.510-4a2+4.310-6a3,张力计法,利用张力计测定土壤的水吸力，再根据土壤水分特征曲线计算土壤的含水量。

张力计法,压力膜法水分特征曲线,石膏块法,土壤水分测定方法比较：

重量法,经典方法结果准确一次可以测定多个样品耗时间长不能在田间定点连续测定,土壤水分测定方法比较：

酒精燃烧法,方法简便，快速一次只测定一个样品有机质有损失，测定结果受影响不能在田间定点连续测定,土壤水分测定方法比较：

红外线法,方法简便，快速一次只测定多个样品测定结果精度差不能在田间定点连续测定,土壤水分测定方法比较：

中子散射法,需要预先测定m或v作校正曲线需要在土壤中预设铝管不能测定复杂土层的土壤含水量不能测定表层土壤量仪器有放射性，操作人员需特殊培训可以定点连续测定不能测定盆栽试验的土壤含水量,可以测定极小范围内的土壤含水量有射线危险可以同时测定土壤含水量和容重,土壤水分测定方法比较：

Gamma射线法,土壤水分测定方法比较:

TDR法,可以定点，连续测定仪器携带方便，可以用于大田或盆栽测定结果重现性好，受环境影响小即时读数，数据可以储存，或直接输入计算机,土壤水分测定方法比较:

张力计法,可以定点，连续测定测定结果重现性好，受环境影响小即时读数，数据可以储存，或直接输入计算机不适合测定表层土壤,土壤水分测定方法比较:

石膏块法,可以定点，连续测定测定结果重现性好，受环境影响小即时读数，数据可以储存，或直接输入计算机受环境因素影响较大,土壤水分测定方法选择,测定批量土壤样品含水量：

烘箱烘干法盆栽或大田试验测土壤含水量：

TDR法,思考题,土壤水分测定方法主要有几种?

各有哪些优缺点?

从原理及使用两方面比较中子散射法与时域反射法测定土壤水分的异同.在科研中如何选用土壤水分测定方法?

土壤含水量的应用,计算灌溉水量计算灌溉水或降雨入渗深度,已知v=0.12,计算使80cm的土层v增至0.30需加入的水量。

解：

De=vD原始De=0.1280=9.6cm结果De=0.3080=24.0cm应加入水量=De（结果）-De（原始）=24.0cm-9.6cm=14.4cm,注意,计算出的深度为整个地面应覆盖的水层深度计算应加入的水的体积：

灌溉水量（体积）De灌溉面积,已知土壤田间持水量vfc=0.30,降雨前v=0.10,如降雨10cm,水分下渗多深?

降雨前De=vD降雨后De=vfcD两者之差应等于降雨量10cm,D为入渗深度vfcD-vD=10cmD=10cm/（vfc-v）=10cm/（0.30-0.10）=50cm,田间持水量与永久萎蔫系数,永久萎蔫系数与土壤类型有关，还受作物类型与生长季节，气候的影响。

田间持水量只受土壤本身物理性质影响。

田间持水量的差异：

持水性好的土壤在相当长的时间内保持其稳定性持水性差的土壤没有明显稳定时间不同土壤的田间持水量差异很大同一土壤的不同地点存在差异同一土壤的同一地点不同时间存在差异,土壤田间持水量的差异,时间,含水量,真正土壤,理想土壤,田间持水量广泛应用的原因,田间持水量具有相对稳定性田间持水量可以用于相对含水量计算相对含水量在历史和现阶段土壤水分研究上的作用:

在作物栽培上的用途在作物育种上的用途在土壤研究中的用途,田间持水量在计算中的用途,计算灌溉水量计算雨水入渗深度,已知土壤容重1.39g/cm3，田间持水量26（重量），土壤初始m12，使1.0米深土体含水量达田间持水量需加入多少厘米水？

De=Dm容重1.0米100cmDe=100（26%-12%）1.39=19.5cm,在多层次土壤上的应用,题：

如降雨5厘米，土壤田间持水量为0.30（容积含水量），雨水将下渗多深？

解:

先求出05cm土壤达田间持水量所需要的水量:

De1=Di（vfc-m1容重）=5（0.30-0.051.20）=1.20cm,再求出520cm土壤达田间持水量所需要的水量:

De2=D2（vfc-m2容重）=15（0.30-0.101.37）=2.55cm5厘米雨水使这两层达饱和后，还剩水量：

5-1.20-2.55=1.25cm求1.25cm厘米雨水还可湿润多深土壤D=1.25/（0.30-0.151.4）=13.9cm总湿润深度为：

5+15+13.9=33.9cm,思考题,水分常数是常数吗?

田间持水量不是常数值,为什么还被广泛应用?

田间持水量在土壤水研究中有哪些用途?

多层次土壤怎样计算灌溉水量?

第二节土壤水势,SoilwaterpotentialTheunitsofSoilwaterpotentialMeasurementofsoilwaterpotentialSummaryofmethodsformeasuringofsoilwaterSoilwatercharacteristiccurve,土壤水势Soilwaterpotential：

总土水势：

Totalwaterpotential,土壤中任一点的单位数量土壤水的吉氏自由能与标准参考状态下自由水自由能的差值。

国际土壤学会土壤物理委员会给的定义：

“每单位数量纯水可逆地等温地无限小量从标准大气压下规定水平的水池移至土壤中某一点，所作的有用功。

”,土壤水势：

分势,土水势的分势：

重力势、基质势、压力势、渗透势、温度势、磁力势等pressurpotential,matricpotential,gravitationalpotential,solute（osmotic）potentialt=p+m+g+s,土壤水势：

单位与换算,单位质量土壤水势J/gerg/g单位容积土壤水势pabaratm单位重量土壤水势mmHgcmH2OpFpF是cmH2O绝对值的对数pF=（-h）,土壤水势：

单位与换算,1pa=0.0102cmH2O1atm=1033cmH2O=1.0133bar1bar=0.9896atm=1020cmH2O,土壤水势计算与测定：

重力势,

（1）选择一基准面，以cmH2O为单位，则基准面的g=0

（2）高于基准面处的g为正值,数值等于该点到基准面的垂直距离。

低于基准面处的g,数值等于该点到基准面的垂直距离，为负值。

A,B,C,15cm,12cm,基准面g=0,g=15cmH2O,g=-12cmH2O,土壤水势的计算与测定：

基质与压力势,选择当地大气压作为标准压当水土势当地大气压时，标准压0m=p=0当土壤水不饱和时，标准压0，土水势0土壤只有p，没有m数值等于该点到自由水面的垂直距离,自由水面压力=当地大气压标准压=0,15cm,12cm,A,B,C,地下水位m=p=0,水分不饱和p=0m=-12cmH2O,水分饱和m=0p=15cmH2O,渗透势（溶质势）的计算：

s=-RTc-溶质质量u-溶质摩尔质量R-摩尔气体常数T-热力学温度,C,u,温度势,t=-SeTSe:

单位数量土壤水分的熵值T:

温度变化,其他分势,磁力势空气压力势荷载势湿润势,土壤水分势的组合：

土壤水吸力m+ssuction土壤水势=m+p+swaterpotential土壤水力势=g+p+mhydraulicpotential组合后的用途不同,土壤水分势组合后的用途,土壤水吸力：

为了计算方便而设，仅用于水分不饱和情况土壤水势：

真正意义的土壤水势土壤水力势：

与土壤水分运动关系密切,土壤水势的测定方法：

压力膜法pressuremembrane吸力平板法pressureplate张力计法tensionmeters水汽压法vaporpressureformeasuringofsoilpotential石膏块法离心机法,压力膜法：

方法与原理,压力膜装置:

用于室内测定,压力膜法：

方