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农田水分状况
农田水分状况系指农田地面水、土壤水和地下水的多少及其在时间上的变化。
一切农田水利措施，归根结底都是为了调节和控制农田水分状况，以改善土壤中的气、热和养分状况，并给农田小气候以有利的影响，达到促进农业增产的目的。
因此，研究农田水分状况对于农田水利的规划、设计及管理工作都有十分重要的
意义。
第一节农田水分状况
一、农田水分存在的形式
农田水分存在三种基本形式，即地面水、土壤水和地下水，而土壤水是与作物生长关系最密切的水分存在形式。
土壤水按其形态不同可分为汽态水、吸着水、毛管水和重力水等。
（1）汽态水 系存在于土壤空隙中的水汽，有利于微生物的活动，故对植物根系有利。
由于数量很少，在计算时常略而不计。
（2）吸着水 包括吸湿水和薄膜水两种形式：
吸湿水被紧束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下自由移动；吸湿水达到最大时的土壤含水率称为吸湿系数。
薄膜水吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面进行速度极小的移动；薄膜水达到最大时的土壤含水率，称为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着水的部分。
分为上升毛管水及悬着毛管水，上升毛管水系指地下水沿土壤毛细管上升的水分。
悬着毛管水系指不受地下水补给时，上层土壤由于毛细管作用所能保持的地面渗入的水分（来自降雨或灌水）。
（4）重力水 土壤中超出毛管含水率的水分在重力作用下很容易排出，这种水称为重力水。
在这几种土壤水分形式之间并无严格的分界线，其所占比重视土壤质地、结构、有机质含量和温度等而异。
可以假想在地下水面以上有一个很高（无限长）的土柱，如果地下水位长期保持稳定，地表也不发生蒸发入渗，则经过很长的时间以后，地下水面以上将会形成一个稳定的土壤水分分布曲线。
这个曲线反映了土壤负压和土壤含水率的关系，亦即是土壤水分特征曲线（见图1-1），这一曲线可通过一定试验设备确定。
在土壤吸水和脱水过程中取得的水分特征曲线是不同的，这种现象常称为滞后现象。
曲线表示吸力（负压）随着土壤水分的增大而减少的过程。
在曲线中并不能反映水分形态的严格的界限。
根据水分对作物的有效性，土壤水也可分为无效水、有效水和过剩水（重力水）。
吸着水紧缚于土粒的表面，一般不能为作物所利用。
低于土壤吸着水（最大分子持水率）的水分为无效水。
当土壤含水率降低至吸湿系数的1.5～2.0倍时，就会使植物发生永久性凋萎现象。
这时的含水率称为凋萎系数。
不同土质，其永久凋萎点含水率是不相同的。
相应的土壤负压变化于7×40×105Pa（105Pa＝l巴＝0.987大气压）之间，一般取为15×105Pa。
凋萎系数不仅决定于土壤性质，而且还与土壤溶液浓度、根毛细胞液的渗透压力、作物种类和生育期有关。
重力水在无地下水顶托的情况下，很快排出根系层；在地下水位高的地区，重力水停留在根系层内时，会影响土壤正常的通气状况，这部分水分有时称为过剩水。
在重力水和无效水之间的毛管水，容易为作物吸收利用，属于有效水。
一般常将田间持水率作为重力水和毛管水以及有效水分和过剩水分的分界线。
在生产实践中，常将灌水两天后土壤所能保持的含水率叫做田间持水率。
相应的土壤负压约为0.1～0.5×105Pa。
由于土质不同，排水的速度不同，因此排除重力水所需要的时间也不同。
灌水两天后的土壤含水率，并不能完全代表停止重力排水时的含水率。
特别是随着土壤水分运动理论的发展和观测设备精度的提高，人们认识到灌水后相当长时间内土壤含水率在重力作用下是不断减少的。
虽然变化速率较小，但在长时间内仍可达到相当数量。
因此，田间持水率并不是一个稳定的数值，而是一个时间的函数，田间持水率在农田水利实践中无疑是一个十分重要的指标，但以灌水后某一时间的含水率作为田间持水率，只能是一个相对的概念。
二、旱作地区农田水分状况
旱作地区的各种形式的水分，并非全部能被作物所直接利用。
如地面水和地下水必须适时适量地转化成为作物根系吸水层（可供根系吸水的土层，略大于根系集中层）中的土壤水，才能被作物吸收利用。
通常地面不允许积聚水量，以免造成淹涝，危害作物。
地下水一般不允许上升至根系吸水层以内，以免造成渍害，因此，地下水只应通过毛细管作用上升至根系吸水层，供作物利用。
这样，地下水必须维持在根系吸水层以下一定距离处。
在不同条件下，地面水和地下水补给土壤水的过程是不同的，现分别说明如下：
1）当地下水位埋深较大和土壤上层干燥时，如果降雨（或灌水），地面水逐渐向土中入渗，在入渗过程中，土壤水分的动态约如图l-2所示。
从图中可以看出，降雨开始时，水自地面进入表层土壤，使其接近饱和，但其下层土壤含水率仍未增加。
此时含水率的分布如曲线l；降雨停止时土壤含水率分布如图中曲线2；雨停后，达到土层田间持水率后的多余水量，则将在重力（主要的）及毛管力的作用下，逐渐向下移动，经过一定时期后，各层土壤含水率分布的变化情况如曲线3；再过一定时期，在土层中水分向下移动趋于缓慢，此时水分分布情况如曲线4；上部各土层中的含水率均接近于田间持水率。
在土壤水分重新分布的过程中，由于植物根系吸水和土壤蒸发，表层土壤水分逐渐减少，其变化情况如图l-2中曲线5及曲线6所示。
2）当地下水位埋深较小，作物根系吸水层上面受地面水补给，而下面又受上升毛管水的影响时，土层中含水率的分布和随时间的变化情况如图l-3所示。
图1-3 降雨（或灌水）后土壤含水率随时间变化示意图（地下水埋深较小时）
图l-3（a）中曲线0是还未受到地面水补给的情况，当有地面水补给土壤时，首先在土壤上层出现悬着毛管水，如曲线1、2、3所示。
地面水补给量愈大，则入渗的水量所达到的深度愈大，直至与地下水面以上的上升毛管水衔接，如曲线4。
当地面水补给土壤的数量超过了原地下水位以上土层的田间持水能力时，即将造成地下水位的上升，如图l-3（b）。
在上升毛管水能够进入作物根系吸水层的情况下，地下水位的高低便直接影响着根系吸水层中的含水率，见图l-4。
在地表积水较久时，入渗的水量将使地下水位升高到地表与地面水相连接。
作物根系吸水层中的土壤水，以毛管水最容易被旱作物吸收，是对旱作物生长最有价值的水分形式。
超过毛管水最大含水率的重力水，一般都下渗流失，不能为土壤所保存，因此，很少能被旱作物利用。
同时，如果重力水长期保存在土壤中，也会影响到土壤的通气状况（通气不良），对旱作物生长不利。
所以，旱作物根系吸水层中允许的平均最大含水率，一般不超过根系吸水层中的田间持水率。
当根系吸水层的土壤含水率下降到凋萎系数以下时，土壤水分也不能为作物利用。
当植物根部从土壤中吸收的水分来不及补给叶面蒸发时，便会使植物体的含水量不断减小，特别是叶片的含水量迅速降低。
这种由于根系吸水不足以致破坏了植物体水分平衡和协调的现象，即谓之干旱。
由于产生干旱的原因不同，可分大气干旱和土壤干旱两种情况。
在农田水分尚不妨碍植物根系的吸收，但由于大气的温度过高和相对湿度过低，阳光过强，或遇到干热风造成植物蒸腾耗水过大，都会使根系吸水速度不能满足蒸发需要，这种情况谓之大气干旱。
我国西北、华北均有大气干旱。
大气干旱过久会造成植物生长停滞，甚至使作物因过热而死亡。
若土壤含水率过低，植物根系从土壤中所能吸取的水量很少，无法补偿叶面蒸发的消耗，则形成所谓土壤干旱的情况。
短期的土壤干旱，会使产量显著降低，干旱时间过长，即会造成植物的死亡，其危害性要比大气干旱更为严重。
为了防止土壤干旱，最低的要求就是使土壤水的渗透压力不小于根毛细胞液的渗透压力，凋萎系数便是这样的土壤含水率临界值。
土壤含水率减小，使土壤溶液浓度增大，从而引起土壤溶液渗透压力增加，因此，土壤根系吸水层的最低含水率，还必须能使土壤溶液浓度不超过作物在各个生育期所容许的最高值，以免发生凋萎。
这对盐渍土地区来说，更为重要。
土壤水允许的含盐溶液浓度的最高值视盐类及作物的种类而定。
按此条件，根系吸水层内土壤含水率应不小于
（1-1）
式中
——按盐类溶液浓度要求所规定的最小含水率（占干土重的百分数）；
S——根系吸水土层中易溶于水的盐类数量（占干土重的百分数）；
C——允许的盐类溶液浓度（占水重的百分数）。
养分浓度过高也会影响到根系对土壤水分的吸收，甚至发生枯死现象。
因此在确定最小含水率时还需考虑养分浓度的最大限度。
根据以上所述，旱作物田间（根系吸水层）允许平均最大含水率不应超过田间持水率，最小含水率不应小于凋萎系数。
为了保证旱作物丰产所必须的田间适宜含水率范围，应在研究水分状况与其它生活要素之间的最适关系的基础上，总结实践经验，并与先进的农业增产措施相结合来加以确定。
三、水稻地区的农田水分状况
由于水稻的栽培技术和灌溉方法与旱作物不同，因此农田水分存在的形式也不相同。
我国水稻灌水技术，传统采用田面建立一定水层的淹灌方法，故田面经常（除烤田外）有水层存在，并不断地向根系吸水层中入渗，供给水稻根部以必要的水分。
根据地下水埋藏深度，不透水层位置，地下水出流情况（有无排水沟、天然河道，人工河网）的不同，地面水、土壤水与地下水之间的关系也不同。
当地下水位埋藏较浅，又无出流条件时，由于地面水不断下渗，使原地下水位至地面间土层的土壤空隙达到饱和，此时地下水便上升至地面并与地面水连成一体。
当地下水埋藏较深，出流条件较好时，地面水虽然仍不断入渗，并补给地下水，但地下水位常保持在地面下一定的深度。
此时，地下水位至地面间土层的土壤空隙不一定达到饱和。
水稻是喜水喜湿性作物，保持适宜的淹灌水层，能对稻作水分及养分的供应提供良好的条件；同时，还能调节和改善其它如湿、热及气候等状况。
但过深的水层（不合理的灌溉或降雨过多造成的）对水稻生长也是不利的，特别是长期的深水淹灌，更会引起水稻减产，甚至死亡。
因此，淹灌水层上下限的确定，具有重要的实际意义。
通常与作物品种发育阶段，自然环境及人为条件有关，应根据实践经验来确定。
四、农田水分状况的调节措施
在天然条件下，农田水分状况和作物需水要求通常是不相适应的。
在某些年份或一年中某些时间，农田常会出现水分过多或水分不足的现象。
农田水分过多的原因，不外以下几方面：
1）降雨量过大；
2）河流洪水泛滥，湖泊漫溢，海潮侵袭和坡地水进入农田；
3）地形低洼，地下水汇流和地下水位上升；
4）出流不畅等。
而农田水分不足的原因有：
1）降雨量不足；
2）降雨形成的地表径流大量流失；
3）土壤保水能力差，水分大量渗漏；
4）蒸发量过大等。
农田水分过多或不足的现象，可能是长期的也可能是短暂的，而且可能是前后交替的。
同时，造成水分过多或不足的上述原因，在不同情况下可能是单独存在，也可能同时产生影响。
农田水分不足，通常叫做“干旱”；农田水分过多，如果是由于降雨过多，使旱田地面积水，稻田淹水过深，造成农业欠收的现象，则谓之“涝”；由于地下水位过高或土壤上层滞水，因而土壤过湿，影响作物生长发育，导致农作物减产或失收现象，谓之“渍”；至于因河、湖泛滥而形成的灾害，则称为洪灾。
当农田水分不足时，一般应采取增加来水或减少去水的措施，增加农田水分的最主要措施就是灌溉。
这种灌溉按时间不同，可分为播前灌溉、生育期灌溉和为了充分利用水资源提前在农田进行储水的储水灌溉。
此外，还有为其它目的而进行的灌溉，例如培肥灌溉（借以施肥）、调温灌溉（借以调节气温、土温或水温）及冲洗灌溉（借以冲洗土壤中有害盐分）等。
减少农田去水量的措施也是十分重要的。
在水稻田中，一般可采取浅灌深蓄的办法，以便充分利用降雨。
旱地上亦可尽量利用田间工程进行蓄水或实行深翻改土、免耕、塑料膜和秸杆覆盖等措施，减少棵间蒸发，增加土壤蓄水能力。
无论水田或旱地，都应注意改进灌水技术和方法，以减少农田水分蒸发和渗漏损失。
当农田水分过多时，应针对其不同的原因，采取相应的调节措施。
排水（排除多余的地面水和地下水）是解决农田水分过多的主要措施之一，但是在低洼易涝地区，必须与滞洪滞涝等措施统筹安排，此外还应注第二节 土壤水分运动
如前所述，土壤水是农田水分存在的主要形式，且地面水和地下水（饱和土壤水）运动的基本原理已在水力学课程中进行了论述，因此，本节着重介绍非饱和土壤水分运动问题。
土壤水分运动的研究一般有两种途径。
一种是毛管理论，一种是势能理论。
前者把土壤看成为一束均匀的或不同管径的毛管，将土壤水运动简化为水在毛管中的运动。
毛管理论清楚易懂，50年代以前应用比较广泛，目前仍有一定实际意义。
但这种方法有一定局限性，仅适用于对一些简单问题的分析。
势能理论则是根据在土壤水势基础上推导出的扩散方程，研究土壤的水分运动。
这种方法的理论比较严谨，可以适用于各种边界条件，特别是随着电子计算机和数值计算的应用，近30年来利用势能理论研究土壤水分运动已取得很大的进展，用于研究有关灌溉排水中的土壤水运动问题有着广阔的前景。
为此本节主要介绍这一理论。
一、土壤水运动的基本方程
在一般情况下，达西定律同样适用于非饱和土壤水分运动。
在水平和垂直方向的渗透速度
、
可分别写成：
（1-2）
（1-3）
式中
——土壤水总势能，
=h+z（以总水头表示）；
h——压力水头，在饱和土壤（地下水）的情况下压力水头为正值，在非饱和土壤中h为毛管势（或基质势）水头，为负值；
z——位置水头（重力势水头），坐标z向上为正时，位置水头取正值，坐标z向下为正时，位置水头取负值；
K——水力传导度（或导水率），为土壤体积含水率
的函数
或土壤负压水头h的函数
；
Ks——
等于
（即饱和含水率）时的水力传导度；
n——经验指数，n=3.5～4；
——不易移动的土壤含水率，其值可取最大分子持水率。
水力传导度与土壤压力水头之间的关系式可写成：
（1-4）
或
（1-5）
式（1-4）中的a和b和式（1-5）中的c均为经验常数。
设土壤水在垂直平面上发生二维运动，取微小体积
（垂直
平面厚度为1），如图1-5，则在x、z方向进入和流出比体积的差值为：
（1-6）
单位时间土壤体积中贮水量的变化率为：
（1-7）
式中
——体积含水率。
根据质量守恒的原则，式（1-6）、式（1-7）应相等，从而可得到土壤水流连续方程式：
（1-8）
将
、
代入水流连续方程式（1-8）后，可得
（1-9）
考虑到
，
，
代入（1-9），得：
（1-10）
考虑到
并令
代入（1-10）得
（1-11）
式中，
称为扩散度，表示单位含水率梯度下通过单位面积的土壤水流量，其值为土壤含水率的函数。
由于土壤含水率与土壤压力水头h之间存在着函数关系，渗透系数K也可写成压力水头h（非饱和土壤中h为负值）的函数，因此，土壤水运动基本方程也可写成另一种以h为变量的形式。
土壤水在x、z方向的渗透速度为：
（1-12）
将以上各式代入水流连续方程（1-8），得：
（1-13）
考虑到
将式（1-13）代入式（1-12），得：
（1-14）
式中，
表示压力水头减小一个单位时，自单位体积土壤中所能释放出来的水体积，其量纲是
，
称为土壤的容水度。
在初始条件和边界条件已知的情况下，可根据这些定解条件求解（1-11）或（1-14）式，求得各点土壤含水率或土壤负压和土壤水流量的计算公式，或用数值计算法直接计算各点土壤含水率（或负压）和土壤水的流量。
二、入渗条件下土壤水分运动
降雨和灌水入渗是补给农田水分的主要来源。
入渗速度、总量和入渗后剖面上土壤含水率的分布，对拟定农田水分状况的调节措施有重要意义。
兹以地下水埋深较大，剖面土壤含水率均匀分布，地表形成薄水层这一简单的情况为例，说明入渗速度和土壤含水率的计算方法。
在垂直入渗的情况下，坐标轴z=0取在地表，取z向下为正，位置水头z为负值，一维土壤水运动的基本方程可写成：
（1-15）
如降雨或灌水前剖面上各点初始含水率为
，则初始条件为：
（1-16）
在地表有薄水层时，表层含水率等于饱和含水率
，在
相当大
时，含水率不变，即
，则边界条件为：
（1-17）
式（1-15）为非线性方程，求解比较困难。
为了简化计算，近似地以平均扩散度
代替
，由于
，以
代替
，则（1-15）式变为常系数的线性方程：
（1-18）
采用拉氏变换求解。
经变换后
的象函数
为：
对式（1-18）中
采用拉氏变换，即
采用分部积分法，设
，
，
，
对式（1-18）右侧进行变换，得：
式（1-18）经变换后，由于仅包含象函数对
的导数，可写成常微分形式：
（1-
）
式（1-17）经变换后，得：
式（1-
）的通解为：
（1-19）
式
由于在
时，
为有限值
，为使
为有限值，C1必须为0，则式
代入（1-19）式，得象函数
的解为：
由拉氏变换逆变换表：
经逆变换后，得
式中，
为补余误差函数。
剖面含水率分布可从
求得，如示意图1-6所示。
地表入渗速度的计算式为：
（1-20）
由于在有水层入渗时，地表处含水率达到饱和，
等于土壤饱和时的水力传导度。
仍采用平均值
，
可自象函数
推求，自（1-19）
在入渗初期
时，根据拉氏变换原理，相当于
，则
查逆变换表：
代入式（1-20），得：
（1-21）
在入渗时间较久时，
，相当于
，
，此时
，
，
，因此，可将式（1-21）作为入渗速度的近似计算式。
在时间t内入渗的总水量I为：
菲利普根据严格的数学推导求得了非线性方程（1-15）的无穷级数解。
其入渗速度（有时称为渗吸速度）的近似式为：
（1-22）
在时间t内的入渗总量（以水层厚度表示）的计算式为：
（1-23）
S、
均为土壤特性常数。
S的大小与土壤初始含水率有关，一般称为吸水率。
为稳定入渗速度，相当于土壤饱和时的水力传导度Ks（即渗透系数）。
入渗初期，入渗速度很大，
远较
为小，可忽略不计。
随着时间的增大，入渗速度迅速减小。
当入渗时间很久时，即
，则（1-22）式中第一项趋近于0，
，即稳定入渗速度。
入渗速度在时间上的变化如图1-7（a）所示。
入渗速度理论公式中的常数需要通过试验确定。
例如，S值可通过初始入渗总量I确定，即
（1-24）
在生产中，常直接采用经验公式计算入渗速度i和入渗量I。
在农田水利工作中常用考斯加可夫经验公式：
（1-25）
式中
——经验指数，其值根据土壤性质和初始含水率而定，变化于0.3～0.8之间，经质土壤
值较小，重质土壤
值较大；初始含水率愈大，
值愈小，一般土壤多取
=0.5；
——在第一个单位时间末的入渗速度。
在时间t内入渗总量I（以水层深度表示）为：
（1-26）
应当指出，无论根据线性化方程求得的近似理论公式（1-20），还是根据非线性方程求得的精确解（1-22），都是在初始剖面含水率均匀分布的基础上求得的。
在实际情况下，土壤剖面含水率分布是不均匀的，其值常随深度而变化，即
，见示意图1-2、图1-3。
在理论公式中采用根据野外入渗资料确定的土壤特性常数时，实际上这些公式已具有半经验的性质。
在农田采用畦灌或漫灌时，灌溉水向土壤的入渗属于上述有水层的一维入渗问题。
在降雨或利用喷灌进行灌水的情况下，开始时，如降雨和喷灌强度不超过土壤的入渗能力，地表将不形成水层，这种情况下的入渗称为自由入渗。
土壤的入渗速度等于降雨强度p，此时的边界条件为：
式
表明在形成水层以前，土壤入渗速度的大小决定于降雨和喷灌强度。
随着入渗时间的增大，入渗能力逐渐减弱，当降雨或灌水强度超过入渗能力时，田面将形成水层。
在这种情况下，土壤的入渗速度将决定于土壤的入渗能力。
在一定的土壤质地和初始含水率条件下，降雨或灌水强度不同，入渗过程有一定差异。
如将在有水层存在时的入渗强度的变化过程近似地作为土壤的入渗能力，如图1-7（b）中实线所示，在降雨强度很大时，田面很快形成积水，由自由入渗转为有压入渗，入渗过程如虚线所示。
在降雨强度较小时，经过很长时间，降雨强度才会超过土壤的入渗能力，因此，田面形成水层的时间也较晚，其入渗过程如图1-7（b）中点划线所示。
图1-7 土壤入渗情况分析
（a）入渗速度随时间的变化；（b）不同降雨强度条件下的入渗过程
在采用沟灌和渗灌进行灌水的条件下，水自沟槽和渗水管向土壤沿x、z两个方向入渗，这种情况下的入渗属于二维的入渗问题，需采取数值计算的方法，根据相应的边界条件求解式（1-11）或式（1-14）。
在采用滴灌时水分向x，y，z三个方向扩散，入渗过程属于三维的入渗问题，其水流的基本方程需在式（1-11）和式（1-14）中分别增加
和
项。
三、蒸发条件下土壤水运动
土壤水的蒸发，发生在土壤的表层，其强度一般取决于两个因素，一为外界蒸发能力，即气象条件所限定的最大可能蒸发强度；二是土壤自下部土层向上的办水能力，其数值随含水率的降低而减小。
表土蒸发强度决定于二者的较小值。
在土壤的输水能力大于外界蒸发能力时。
表土蒸发强度等于外界蒸发能力（常以水面蒸发来表征），在外界蒸发能力大于土壤的输水能力时，表土蒸发强度以土壤的输水能力为限。
降雨或灌水后土壤蒸发一般可分为两个阶段。
当土壤含水率大于临界含水率
和土壤的输水能力大于外界蒸发能力时，土壤蒸发强度等于水面蒸发
。
如外界蒸发能力不变，则蒸发强度保持稳定。
这一阶段为稳定蒸发阶段。
当
时，土壤蒸发决定于输水能力，而后者又决定于土壤含水率
，随着含水率的降低，蒸发强度逐渐减小。
这一阶段为蒸发强度递减阶段。
根据室内外试验资料，表土蒸发强度
与水面蒸发
和土壤含水率
有以下经验关系（见图1-8）：
当
，
，
（1-27）
式中
——临界含水率，即土壤输水能力等于外界蒸发能力时的土壤含水率，其值视土壤性质和外界蒸发条件而定；
a、b——经验系数。
在干旱季节的初始含水率较低，且蒸发强烈（
很大）的情况下，有时表土可能很快降低至风干土含水率
，即
=
（1-28）
式（1-27）和式（1-28）可作为求解式（1-15）的边界条件。
土壤的蒸发和蒸发条件下土壤水分运动除决定于外界条件和表土含水率外，还与土壤剖面初始含水率分布和地下水埋深有密切关系。
兹针对以下几种常见情况研究蒸发过程。
1．地下水埋深较大，表土迅速风干的情况
在土壤水运动基本方程为式（1-15），初始条件为
（1-29）
边界条件为
（1-30）
（1-31）
的情况下，采用平均
和
，根据线性化方程，可以得到含水率的计算式：
（1-32）
不同时间含水率分布如示意图1-9。
在忽略重力项（N=0
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