温度对非饱和土壤水分运动的影响
土壤水动力学复习笔记
1、 ；温[1] 土壤水动力学是许多学科的基础，它的研究涉及农田水利学、水文学、地下水文学、水文地质学、土壤物理学、环境科学等学科。
）合理开发和科学管理水资源；2）调控农 田墒情，促进农业节水；3）土壤改良和水土环境的改善。
[2] 土壤各个指标，计算意义，相互关系。
土壤—是由矿物质和生物紧密结合的固相、液相和气相三相共存的一个复杂的、多相的、非均匀多孔介质体系。
定性指标—质地、结构。
定量指标– 孔隙度、密度、含水率、饱和度等。
[3] 含水率。
体积含水率：θ v =Vw /V0 重量（质量）含水率：θ g =mw /ms 饱和度：w=Vw/Vv 贮水深度：h=H θ （量刚为 L ） 主要测定方法：称重法（烘干法） 核技术测量：中子仪， γ 射线仪、电磁测量：时域反射仪(TDR)、核磁共振测量、热脉冲测量、遥感测 量：大面积地表含水率；[4] 水分常数。
吸湿水，束缚在土粒表面的水汽，最大吸湿量（吸湿常数） 薄膜水，吸湿 水外层连续水膜，最大分子持水量，（薄膜水不能被植物吸收时）凋萎系数；毛管水， 土壤孔隙（毛管），水气界面为一弯月面，分毛管上升水、毛管悬着水，田间持水量（毛 管悬着水达到最大），田持；重力水，大孔隙中的水，饱和含水率。
农业生产中常用的 水分常数：田间持水量（field (moisture) capacity ）：农田土壤某一深度内保持吸湿水、 膜状水和毛管悬着水的最大水量。
凋萎系数（wilting coefficient ）：土壤中的水分不能被 根系吸收、植物开始发生永久凋萎时的土壤含水率，也称凋萎含水率或萎蔫点。
土壤有 效含水量（available water content of soil ）：土壤中能被作物吸收利用的水量，即田间持 水量与凋萎系数之间的土壤含水量。
土壤含水率与水分常数的应用：估计水分对植物生 长的影响；计算灌溉水量；根据土壤水分的动态变化估算腾发量（地面蒸发＋植物蒸腾） [5] 土水势(Soil water potential)：可逆、等温地从特定高度和大气压下的纯水池转移极少量水到土壤中某一点时单位数量纯水所做的功。
温度影响下土壤水分运动模型
水
２０ ０ ２年 ｌ ０月
利
学
报
第 ｌ ０期
Ｓ ＩＩ ＨＵ Ｌ
ＸＵ Ｂ ３ ０ （ ０ ２ １一Ｏ ６０ ５ ９９ ５ ２ ０ ） ０ Ｏ ４ ． ５
温 度 影 响 下 土 壤 水 分 运 动 模 型
汪志荣 ，张建丰 ，王文焰 ，冯保平
表 １ 西 安 粉 壤 土 和榆 林 砂 土 的 主 要 物 理 性 质
２ Ｇ ｅｎＡ ｐ 模 型 和 温 度 影 响下 的 水 分 入 渗 分 析 ｒ —ｍ ｔ ｅ
２ １ 温度 影 响下 的 Ｇｒｅ — ｍｐ 模 型 Ｇ ｅ— ｍ ｔ 型 又称 活 塞模 型 ，其 基本 假 定 为 ，入渗 时 湿 润 和 ． ｅｎＡ ｔ ｅ ｒ ｎＡ ｐ 模
作者在模糊数学理论与田间试验结合的基础上提出了基于实码加速遗传算法rg的投影寻踪分娄模型ppc通过优化水稻生育阶段的状态变量指标的最佳投影方向得到各样本的投影值从而对各灌溉模式进行分类与评价克眼了二阶模糊综台评判法与灰色系统评价中权重赋值的人为干扰确定出浅湿干灌溉为最佳的水稻灌溉模式
维普资讯
（ ．西 安 理 工 大 学 水 资 源 研 究 所 ， 陕 西 西 安 １ ７０４ ；２ １０８ ．河 海 大 学 水 利 系 ，江 苏 南 京 ２０９ ） １０ ８
摘 要 ：根 据 不 同 温 度 条 件 下 的 人 渗 资 料 ， 分 析 了 活 塞 （ ｒ ｎ Ａ ｐ ） 公 式 在 温 度 场 中 的 适 用 性 ，认 为 ，Ｇ ｅｎ Ｇｅ ． ｍ ｔ ｅ ｒ ． ｅ
壤 中可以忽略基质 势的温度效应 。
关键 词 ：温 度 ；土 壤 水 分 ；入 渗 ；ＧｅｎＡ ｐ模 型 ｒ ．ｍ ｔ ｅ
中 图 分 类 号 ：Ｓ ５ ． １２ ７ 文 献 标 识 码 ：Ａ
土壤水分运动
gradient）
饱和导水的特点： 1.水力梯度(水头梯度 hydraulic gradient）：为两端间的压力势之差和重力势之 差的和 △H=（Hp+Hg)i-(Hp+Hg）out 2.导水率(Ks hydraulic conductivity） （1）对于同一种土壤它是一个常数，它的大小随着土壤质地和结构有所不同。 也就是说它仅是土壤基模特性的函数，与土壤通气孔度有直接关系，与土壤总孔 度没有密切的相关关系，与土壤水分含量和水分的传导过程也无关。 （2）它在土壤不同空间方向上有一定差异，即它是各向异性的。在应用时要 注意。 3.达西定律表示的是稳态流，也就是说通量沿流动系统保持不变，每一点水力梯 度保持不变。
f =
η 为粘滞度（泊：达因 ⋅ 秒 / 平方厘米） ρ 为流体密度（克 / 立方厘米）
g 为重力加速度（厘米 / 秒 2 )
ρg η
L −1T −1
（2）（内)透水率（k）： 取决于土壤孔隙几何特性 Kη k= ( L2 ) ρg 关于温度对导水率影响包含在对粘滞系数影响范围了。 如果不是水，而是其 它液体时，达西定律形式为： ρg q = −k ∇H η
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
（三）导水率、透水率和流动性（hydraulic conductivity ，permeability，and Fluidity) 1.导水率（hydraulic conductivity） 导水率是通量q与水头梯度（△H / △X）的比率，或者是通量对梯度关系的 斜率。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
（二）通量、流速和弯曲度（Flux，Flow velocity，and Tortuosity） 1.通量（q）（flux）和流速（ flow velocity ）： 达西定律中q叫它通量或通量密度（flux density）：它是指单位时间通过单位 横截面积的水量（flux density is the volume of water passing through a unit crosssection area (perpendicular to the flow direction) per unit time. 它的量纲（the dimensions of the flux are）q=Q/At=L3/L2T=L/T(LT-1) 由此可见，q具有速度单位，人们就把通量密度也称为流速（flow velocity）。 其实应用“通量”要比“流速”好。因为土壤孔隙的复杂性（形状、宽度和方向） 都是变化的，土壤中真实流速也是极不稳定的。如果要用流速的话，最好用“平 均流速”略微接近实际。 2.弯曲度（Tortuosity）：水分通过一段土壤标本的孔隙所经过的实际距离与土 壤标本的表观长度之比。（讨论的是L问题) Toutuosity can be defined as the average ratio of the actual roundabout path to the apparent, or straight, flow path。 弯曲度是一个比值，无量纲。它取决于土壤孔隙的几何 特性，永远大于1，也可能大于2。它反映了土壤孔隙的连 续性。
东北黑土区非饱和土壤水分运动数值模拟研究
北黑土 区非饱和 土壤水分 一维运动进 行数 值模 拟研 究。经 Ｗａｒｒｉｃｋ试验 验证 ，模拟 结果和 实际
测量值 的相对误 差 小于 ０．００１，该模 型可 以模 拟 东北 黑土 区非饱 和 土壤 水 分在 垂 直剖 面上 的分
布情 况。
关键词：东北黑土区；非饱和 ；土壤水分运动；数值模拟 ；有限差分
ｆｉｃａｔｉｏｎ Ｗ ａｒｒｉｃｋ．Ｆｉｎａｌｌｙ ｔｈｒｏｕｇｈ ｔｈｅ ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎ ｓｉｍｕｌａｔｉｏｎ ｒｅｓｕｌｔｓ ｗｉｔｈ ｍｅａｓｕｒｅｄ ｄａｔａ，ｉｔ ｓｈｏｗｓ ｔｈａｔ ｔｈｉｓ ｍｏｄｅｌ Ｃａｎ ｓｉｍｕｌａｔｅ ｔｈｅ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ Ｏｆ山ｅ ｕｎｓａｔｕｒａｔｅｄ ｓｏｉｌ ｗａｔｅｒ ｉｎ ｂｌａｃｋ ｓｏｉｌ ａｒｅａ ｉｎ Ｎｏｒｔｈｅａｓｔ ｉｎ ｔｈｅ ｖｅｒｔｉ—
Ｖ０１．２７ Ｎ０．２ Ｊｕｎ．２Ｏ１０
பைடு நூலகம்
东 北黑 土 区非 饱 和土壤 水 分运 动 数值 模 拟研 究
武海 霞 ，张 铮 ，王 洪义 （１．河北工程大学 水 电学院 ，河北 邯郸 ０５６０２１；２．海河水利委员会 漳河上游管理局 ，河北 邯郸 ０５６０００）
摘要 ：根 据非饱 和土壤水 分运动基本 理论 ，建 立一 维运 动数 学模 型 ，采 用有 限差分 法 计算 ，对 东
中图分类 号 ：Ｓ１２７
文献标识 码 ：Ａ
Ｎｕｍｅｒｉｃａｌ ｓｉｍｕｌａｔｉｏｎ ｏｆ ｕｎｓａｔｕｒａｔｅｄ ｓｏｉｌ ｗａｔｅｒ ｍｏｖｅｍｅｎｔ ｉｎ ｂｌａｃｋ ｓｏｉｌ ａｒｅａ ｏｆ ｔｈｅ Ｎｏｒｔｈｅａｓｔ Ｃｈｉｎａ
Ｗ Ｕ Ｈａｉ—ｘｉａ，ＺＨＡＮＧ Ｚｈｅｎｇ，Ｗ ＡＮＧ Ｈｏｎｇ—ｙｉ
土壤非饱和带 -回复
土壤非饱和带-回复什么是土壤非饱和带？它的特征和成分是什么？土壤非饱和带的运动方程式是什么？如何评价土壤非饱和带在土壤水分研究和农业生产中的作用？一、土壤非饱和带的概念土壤非饱和带，也称为土壤未饱和带，是指土壤中的水分不充满整个土壤孔隙空间，即土壤中存在着未饱和的孔隙，这一部分土壤就构成了非饱和带。
由于土壤饱和度不同，非饱和带的厚度也不同，在干旱环境中，非饱和带可能会非常深。
相比于饱和带，非饱和带在地下水和水分运移方面具有较为复杂的特征。
二、土壤非饱和带的特征和成分由于非饱和带中土壤的饱和度不同，所以其特征和成分也有所不同。
一般而言，非饱和带的特征主要包括以下几个方面：1.大气气体的存在：非饱和带中空气存在的比例较高，因为非饱和带上方的大气压力使得土壤中的气体可以自由地移动。
2.水分的存在：虽然含水量不足饱和，但非饱和带中的土壤仍然存在一定的水分。
3.饱和度的变化：非饱和带中土壤的饱和度随着时间和地点的变化而变化。
4.各种物质的存在：在非饱和带中也存在各种离子，化合物和有机物质。
5.土壤孔隙和颗粒的大小：由于土壤非饱和带的孔隙已经存在一定的水分，因此土壤孔隙的大小会比饱和带中的更加小。
三、土壤非饱和带的运动方程式非饱和带的运动方程式是用来描述土壤中水分运移的方程式。
其形式可以简单的表示为：∂θ/∂t = -∇·(q_v - q)其中，θ表示土壤水分含量，t表示时间，∇表示空间梯度运算符。
q_v表示空气中的水分通量，q表示水分流通量，其中水分流通量可以通过Darcy 定律来表示。
Darcy定律是描述非饱和带中水分运移的基本定律，其表达式为：q = -k_k*∇h_w其中，k_k表示非饱和带的渗透性，h_w表示水位势。
四、土壤非饱和带在土壤水分研究和农业生产中的作用土壤非饱和带的特殊性质和方程式，以及与土壤水分运移的相关机制和现象的牵连，给土壤水分研究带来了重要的帮助。
非饱和带提供了不同于饱和带的研究对象，这对于土壤水分运移机理和非饱和水力学领域的研究和探索有着十分重要的作用。
无结构土壤非饱和水分函数解析
无结构土壤非饱和水分函数解析土壤是农业重要的资源，其中的水分是影响作物生长的重要要素之一。
水分的分布和运动受到土壤物理性质的影响。
在土壤物理学中，建立土壤水分运动的模型非常重要，其中最重要的是无结构土壤非饱和水分函数。
无结构土壤粒子具有较小的粒径，孔隙尺寸很小，可以对水分运动有较强的控制，这样可以有效的提高土壤水的保持能力，而且这种土壤的容重要比普通的土壤要高。
因此，无结构土壤水分函数是研究无结构土壤水分运动的基础。
无结构土壤非饱和水分函数是一种表示土壤非饱和状态下水分流动过程的函数。
它包括土壤水压力，孔隙水压力，孔隙水压力，土壤湿度，水势态等因素，结合这些参数可以更好地反映土壤中水分的流动特点。
无结构土壤水分函数具有指数函数形式，它可以用来描述土壤的水势态，并可以确定土壤的可渗性，这在实际应用中具有重要的意义。
为了评价无结构土壤非饱和水分函数的准确性，实验室采用多种方法进行试验，如俯冲滴定法、匀量筐法、冷凝毛细管过滤法等。
以上各种方法可以有效测量土壤水分参数，如土壤水压力，湿度等，从而有效地分析无结构土壤非饱和水分函数的精确性，使土壤水分函数有更大的应用前景。
无结构土壤非饱和水分函数的研究和应用也有很多，如土壤水分模型、无结构土壤饱和流等。
例如，无结构土壤非饱和水分函数能够有效地描述土壤水压力、孔隙水压力及其他参数的变化特点，这对于土壤水势研究有重要的意义。
同时，土壤水分模型可以有效地模拟土壤水分的运动规律，这些模型主要是基于无结构土壤非饱和水分函数来计算土壤水分的流动，并可以更好地描述土壤水分的变化。
总之，无结构土壤非饱和水分函数的研究和应用，将有助于更好地描述土壤水分的流动特性，从而为农业生产提供更好的服务，提高土壤的利用效率。
温度梯度作用下非饱和黄土水分运移规律
1.1控制方程 土体蒸发过程主要受环境温度、风速、太阳辐射
及土体特性参数等因素的影响，同时土体热量传输也
是影响土体水分蒸发的重要因素。 在数值计算中,考
虑大气环境与土体水分、热量的交换，建立蒸发条件
下非饱和土体水分热量传输模型，并研究分析蒸发状
态时，非饱和黄土内部土体水分热量传输变化量。
(1) 土体水分传输方程在蒸发状态时，探究 非饱和土体水分运动变化规律, 仅考虑土体水分在
K(h)为土体的渗透系数(cm/s);S为植物根系的
水分吸收量，表层取值0o
(2) 土体热量传输方程建立土体热量传输方
程时，不考虑气态水的扩散过程，只考虑液态水对土
体热量传输的影响，其方程式为
dT d A (3) T Cq J,
dz
dZ
(2)
其中:C(3)为介质的比热容(J・g 1・C 1)Cw为
液体比热容(J・g 1・C 1)；(3)为土体导热率(J・
(a)距温顶度端梯距度离5〜/1c5m°C
(b)距温顶度端梯距度离5〜/2c0m°C
Fig. 2
(c)距温顶度端梯距度离5〜/2c5m°C
* lh
亠5h
(d)距温顶度端梯距度离5〜/3c0m°C
20 h - 24 h
图2不同温度梯度作用下土样温度场动态变化
Dynamic change of soil temperature field under different temperature gradients
等方法，对土体中水热运移耦合规律进行了研究；李 彦龙等［57］采用模型模拟试验,对温度梯度条件下的 水分运移规律、非饱和土的基质势梯度和结合水特征 进行了研究分析；石兰君等［］基于室外实际模拟，用 HYDRUS-1D软件对浅层包气带水分运动状态建立 了数值计算模拟,并研究分析了不同时间土体不同深 度处含水量的变化规律；闫亚景等［9］在对边坡水分迁 移研究中，采用了高密度电法;周宏［0］分析了干旱气 候条件下土壤水分迁移的驱动力与能量之间关系；林 宗泽等［11］采用理论与现场验证试验的手段，对土体 水分蒸发过程进行了分析。
灌溉排水工程总结
1.我国水资源概况:缺水、时间分布不均匀、空间分布不均匀.2.灌溉排水的发展方向:我国灌溉排水事业发展应以提高经济效益为中心,重点放在对灌区专管机构和末级渠系的管理体制改革、现有灌排工程的更新改造和积极贯彻落实终端水价改革上。
3.灌溉排水工程学的研究对象及基本内容:1。
调节农田水分状况２.改变和调节地区水情。
4.调节农田水分状况的措施：1。
灌溉措施(补充农田水分的不足)2．排水措施(排出农田多余水分）5.改变和调节地区水情的措施：1。
蓄水保水措施。
2.调水、排水措施。
6.灌溉排水工程学的根本任务:通过兴建和运用各种水利工程措施,调节和改善农田水分状况和地区水利条件,促进生态环境的良性循环,使之有利于农作物的生长。
7.农田土壤水分存在的基本形式:固态、液态、气态。
固态水只有在土壤冻结时才存在.气态水存在于未被水分占据的土壤孔隙中。
液态水是土壤水分存在的主要形态,分为吸着水、毛管水、重力水。
8.农田水分消耗的五个方面:植株蒸腾、棵间蒸发、渗漏、地表径流、组成植株体的一部分。
9.作物需水量=植株蒸发量+棵间蒸发量10.作物需水量影响因素：作物因素、气象因素、土壤因素、农业技术。
11.作物需水量计算方法:1.直接计算法:经验公式、蒸发皿法、产量法、多因素法.:ET同时段的水面蒸发量ɑ需水系数b经验常数２。
基于参照物蒸发蒸腾量的半经验公式。
12.水分亏缺对作物生长的影响:1.对作物生理过程2。
对作物生长和产量3。
正面效应。
13.土壤水分亏缺的评价指标:土壤水分指标、作物水分指标、气象指标。
14.灌水方法分为全面灌溉和局部灌溉。
全面灌溉分为地面灌溉、喷灌。
(地面灌溉分为：畦灌、沟灌、淹灌、膜上灌)局部灌溉分为微灌和渗灌。
15.畦灌适用于窄行距离的作物;沟灌适用于灌溉宽行距的中耕作物;淹灌适用于水田．盐碱地改良；喷灌使用于蔬菜、果园、苗圃。
16.小畦灌“三改"灌水技术:长畦改短畦、宽畦改窄畦、大畦改小畦17.涌流灌溉法灌水方式:1定时段—变流程法2定流程—变时段法3增量法18.地膜覆盖栽培技术灌水方法:膜畦法、膜沟法19.喷灌系统按设备分为机组式和管道式；按压力方式分为机压、自压喷灌系统;按管道可移动长度分为固定式、半固定式、移动式;按机组碰洒特征分为定喷机组式喷灌系统、行喷机组式喷灌系统.20.喷灌强度：单位时间内喷洒在灌溉土地上的水深。
不同土壤湿润锋运动特点及灌溉技术
膜下滴灌技术
降雨量小、蒸发量大的沙性盐碱性土壤区。该 类型区主要集中于新疆、宁夏和甘肃西北部。
1.埋置深度：渗水的埋深主要处决于土壤性质、作物种 类、耕作情况及冻土层的深度等因素，应使灌溉水能借 毛细管作用上升湿润表层土壤，而深层渗漏又小。壤土 的垂直渗漏小，正适合于渗灌技术应用。 2.渗水管的间距：渗水管的间距，主要取决于作物行距、 土质和供水压力，也与管径和埋深有关，并应满足土壤 湿润均匀的要求，对密植作物应使相邻两条渗水管道的 湿润曲线有一定的重叠。 一般砂性土中的管距较小，大约为1.5m左右；壤土和粘 性土中的管距较大，一般为2.0m左右。有压渗水管间距 可达2.4m，无压渗水管间距一般为2~3m。若渗水管下有 不透水层时，管距可加大。管径大，供水流量大时，管 距亦应加大。
不同土壤湿润锋运动 特点及灌溉技术
主要介绍
影响湿润峰的因素 不同土壤类型下湿润
峰的运动特点 壤土下的灌溉技术
沙土下的灌溉技术
湿润峰影响因素
一、基本介绍
湿润锋
• 湿润锋显交界 面。
• 地面灌溉主要适用于壤土，田间灌溉等；
微灌溉主要适用于西北戈壁沙漠地区沙
壤土下的灌溉技术
沟灌技术 淹灌技术 喷灌技术 畦田灌溉技术
沟灌技术
沟灌法适用于灌溉宽行距的中耕作物，如棉花、 玉米和薯类等作物，某些宽行距的蔬菜也采用沟灌法， 窄行距作物一般不适合用沟灌。沟灌法比较适宜中等 透水性的土壤
淹灌技术
淹灌（又称格田灌溉），是用田埂将灌溉土地划分成 许多格田，灌水时，使格田内保持一定深度的水层，借 重力作用湿润土壤，主要适用于水稻。
土壤容重对水平扩 散入渗的影响
土壤容重对水分竖 直入渗的影响
四、滴头流量
对于不同的滴灌流量的试验,在土壤容重、初始 含水率确定的条件下,土壤湿润体的水平扩散半径 和竖直入渗深度均和入渗时间成幂函数关系。
土壤非饱和带
土壤非饱和带又称“包气带”，是指地面以下潜水面以上的地带。
这个地带空隙中包含有空气，未被水充满，包括耕层、根系层、毛管上升带和地下水面等部分。
在非饱和带，土壤水分的存在形式主要有吸着水、薄膜水、毛管水等，统称为上层滞水。
如地表水下渗时可暂时出现重力水。
非饱和带的厚度随地下水位埋深不同变化很大，从地下水浅埋地区的几十厘米、几米至地下水深埋地区的几十米甚至几百米。
同时，同一地点非饱和带的厚度也随地下水位升降而变化。
非饱和带中的水流驱动力与饱和带不同。
在非饱和土壤中，水流驱动力是压力势和重力势梯度，而非正值。
在非饱和土壤中，水分运动还存在着受费克气体扩散定律影响的气态水分运动机制。
当土壤湿度大于最大吸湿水时，温度梯度影响不大。
但是，当含水量低于最大吸湿水时，温度梯度对水分运动则起关键性作用。
此时，水汽扩散运动机制为主导，移动力梯度比重力水大几千倍，但因为特低的导水率，其水分运动速度很低。
非饱和带还具有复杂的物理、化学和生物过程，且垂向变化剧烈。
由于受到地表水文过程和化学过程的影响，非饱和带土壤含水量、化学物质浓度变化极为频繁，是地表以下水文系统中最为活跃的部分。
非饱和带土壤同时也可阻滞水分、污染物或其它化学物质向地下水系统迁移。
水文地质学(概念问答)
1. 岩石空隙是地下水储存场所和运动通道。
空隙的、、连通情况和分布规律,对地下水的分布和运动具有重要影响。
2. 岩石空隙可分为松散岩石中的、坚硬岩石中的和可溶岩石中的。
3. 孔隙度的大小主要取决于及情况,另外颗粒形状及胶结充填情况也影响孔隙度。
4. 岩石裂隙按成因分为:、和。
5. 地下水按岩层的空隙类型可分为:、和。
6. 通常以、、、持水度和透水性来表征与水分的储容和运移有关的岩石性质。
7. 体积含水量与重量含水量之间的关系?8. 给水度、持水度、孔隙度之间的关系?9. 简述影响孔隙度大小的主要因素,并说明如何影响?10. 简述粘土孔隙度较高的原因?11. 结合水、重力水和毛细水有何特点?12. 影响给水度的因素有哪些,如何影响?13. 影响岩石透水性的因素有哪些,如何影响?14. 简述太沙基有效应力原理和过量抽取地下水引起地面沉降的原因?15. 岩石空隙分为哪几类,各有什么特点?16. 简述自然界岩石中空隙发育状况的复杂性?1. 包气带自上而下可分为、和。
2. 岩层按其渗透性可分为与。
3. 根据地下水的埋藏条件,可将地下水分为、及。
4. 地下水的赋存特征对其水量、水质时空分布有决定意义,其中最重要的是和。
5. 按含水介质(空隙)类型,可将地下水分为、及。
6. 承压水获得补给时,测压水位,一方面,由于压强增大含水层中水的密度;另一方面,由于空隙水压力增大,有效应力,含水层骨架发生少量回弹,空隙度。
7. 承压水含水层获得补给时,增加的水量通过水的密度及含水介质空隙的而容纳。
8. 承压含水层排泄时,减少的水量表现为含水层中水的密度及含水介质空隙。
9. 简述包气带的特征?10. 潜水的水位动态一般随季节如何变化?11. 绘制简单水文地质剖面图,分别反映并表示地下水面、饱水带、包气带(土壤水带、中间带、毛细水带)。
12. 绘制一水文地质剖面图,使之反映并表示出含水层、隔水层、潜水、承压水、上层滞水。
13. 如何绘制等水位线图?14. 为什么说含水层与隔水层的划分是相对的?15. 从时间尺度出发,分析含水系统中岩层的渗透性。
土壤和水的基本概念
需要装多少克土到土柱内？
土壤含水率的测定方法
土壤含水率的量（质量）含水率：θg =mw /ms
饱和度：w=Vw /Vv
贮水深度：h=Hθv
（量刚为L）
土壤含水率的测定方法
主要测定方法
定性指标—质地、结构 定量指标– 孔隙度、密度、含水率、饱和度
等
2.1土壤物理性质和指标
各定量指标的意义、计算方法和相互关 系：
土壤密度（particle density)（or比重） s 一 般约 2.6-2.7 g/cm3
土壤干容重/bulk density b 湿容重 t 孔隙度n 含水率（体积v、质量w ） 饱和度S
热力学状态变量：体积V、压力P、温度T 热力学第一定律（能量守恒）：
dQ = dU + PdV + dW '
系统吸收热量=系统内能增量+系统对环境的容积功+非容积功
热力学第二定律：自发过程中热只能从高温
状态传向低温状态，水只能由高向低流
dQ≤TdS (可逆过程=；不可逆过程<)
系统吸收热量≤温度×系统熵值的变化
驱动力：土水势差 土水势的标准状态（基准系统）：处在一
定高度、一定温度、在大气压下的自由水
土水势(Soil water potential)：可逆、等温地
从特定高度和大气压下的纯水池转移极少量水 到土壤中某一点时单位数量纯水所做的功。
土水势的单位系统：
土水势 能量/质量 能量/容积
相互关系：
饱和度与体积含水率的关系 S=θv/n （ n为土壤孔隙度）
孔隙度和容重的关系 N=1- ρb /ρs （ ρs 为土粒密度）
土中水的运动规律
土中水的运动规律概述土中水的运动是地下水循环过程的重要组成部分，对于土壤水分的分布和地下水资源的利用有着重要的影响。
了解土中水的运动规律对于水资源的管理和环境保护具有重要的意义。
本文将深入探讨土中水的运动规律，包括水分在土壤中的渗透过程、水分的迁移与输送以及水分在土壤中的储存。
水分的渗透过程驱动力：毛细力和重力土壤中的水分向下渗透的过程主要受到两种驱动力的作用：毛细力和重力。
毛细力是由于土壤颗粒表面的毛细现象引起的，在细小土壤孔隙中，水分分子的作用力会使得水向上升或向下降。
重力是指因重力作用而使水分向下渗透。
孔隙度和土壤质地的影响水分的渗透过程受到土壤的孔隙度和质地的影响。
孔隙度是指土壤中的孔隙空间所占总体积的比例，决定了土壤的持水能力和透水性。
质地是指土壤中各种颗粒的相对含量和大小，影响土壤的孔隙结构和水分的渗透能力。
粘土质地的土壤孔隙较小，导致水分渗透速度较慢；砂质质地的土壤孔隙较大，使得水分能够较快地渗透。
饱和渗透和非饱和渗透水分的渗透过程可以分为饱和渗透和非饱和渗透。
饱和渗透发生在土壤中的孔隙充满水分的情况下，水分向下渗透的速度相对较快。
非饱和渗透则发生在土壤孔隙中既有空气又有水分的情况下，水分的渗透速度较慢。
在非饱和状态下，水分的渗透速度与土壤的毛细力有关。
渗透系数和渗透速率渗透系数是衡量土壤水分渗透能力的指标，表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的能力。
渗透速率则表示单位时间内单位面积的水分通过土壤垂直渗透的实际速度。
渗透系数和渗透速率可以通过实验测定或数学模型进行估算。
水分的迁移与输送饱和带和不饱和带在地下水埋藏层中，饱和带是指地下水完全填充土壤孔隙的区域，不饱和带是指地下水面以下的土层中同时存在水和空气的区域。
饱和带和不饱和带之间存在一条分界线，称为水位面，水位面上方是不饱和带，下方是饱和带。
土中水在饱和带和不饱和带之间的迁移与输送过程受到土壤水分势差的驱动。
土壤水分势差土壤水分势差是指不同位置处土壤水分的能量差别，是土壤水分迁移与输送的主要驱动力。
地表土层冻结过程中水分积聚对水盐迁移的影响
科技情报开发与经济ＳＣＩ—ＴＥＣＨＩＮＦＯＲＭＡＴＩＯＮＤＥＶＥＬＯＰＭＥＮＴ＆ＥＣＯＮＯＭＹ２００７年第１７卷第５期文章编号：１００５—６０３３（２００７）０５—０１７７—０２收稿日期：２００６—１０～１３地表土层冻结过程中水分积聚对水盐ｉ壬移的影晌郭彩华（太原理工大学水利科学与工程学院，山西太原，０３００２４）摘要：分析了土壤冻结过程中水分积聚的影响因素，探讨了水分积聚过程中水盐迁移的机理，指出冻结带水分积聚为冬春季林木越冬繁衍提供了水分，同时盐分也随水分迁移到地表。
关键词：土壤冻结；冻融；水分积聚；水盐迁移中图分类号：Ｓ１５６文献标识码：Ａ目前，我国对于非冻结土壤特性研究已经较为广泛和深入。
因为研究冻融条件下土壤中水分运移特性和水盐迁移规律具有极为重要的农业意义。
１冻结过程中水分积聚产生的原因随着冻结带下部水分在冻结势作用下不断上移补给上部冻结带，土壤中原有土水势平衡遭到破坏，补给带的总土水势降低，这样下部相邻土壤层中水分开始上移，就形成新的动态平衡，于是在冻结带便形成了水分积聚的结果。
在低温气候条件下，土壤温度随气温的降低而不断下降，当温度在某一定值上短暂停留时，为了建立起新的土水势平衡，水分不断向冻结带迁移。
当气温继续下降时，土壤不同层位的温度随之下降，此时在冻结带下部土壤与冻结带土壤之间就产生了新的土水势差，该土水势差的存在将导致水分急速向上迁移而形成下部非冻结带的土壤含水量减少。
经过一段时间的水分迁移后，由于剖面下部水分不断向上补给，非冻结带的含水量又开始增大，如此循环往复，温度不断下降，冻结带厚度不断增加，冻结带随之不断发展，冻结带下部土壤含水量呈现出大一小一大一小的较为规律的变动现象。
随着冻结带不断向下发展，冻结带内不同层位的土壤含水量依次增大。
也就是说，冬季田间土壤在冻结过程中水分进行着较为显著的迁移变化，随着气温的不断下降，冻结深度逐渐增大，冻结土壤各层含水量基本都有上升，冻结带含水量增大变化较为明显；冻结带下部含水量变化整体较小。
非饱和多孔介质热湿传输的一般数学模型
非饱和多孔介质热湿传输的一般数学模型
非饱和多孔介质热湿传输的一般数学模型是一种用来描述非饱和土壤中温度，湿度和
其它热湿指标的动态变化的计算模型，并将其应用于风蚀、水蚀、气温变化、土壤温度与
湿度监测、土壤吸附、土壤动力学、陆地植被生长对水湿过程等工程和科学研究中。
非饱和多孔介质热湿传输的一般数学模型可以大致分为三个子模型：水文过程模型、
热力学过程模型和传输过程模型。
1、水文过程模型：它是指模拟非饱和土壤水文变化的数学模型，包括水平渗流方程、竖向渗流方程和蒸发过程方程，特别是它还考虑了热湿扩散效应对水文过程的影响。
2、热学过程模型：它是指模拟非饱和土壤中温度和湿度变化的数学模型，它考虑了
能量守恒原理、时空温湿微分方程、温度与湿度之间的相关性、传热特性等多种因素，使
得模型能体现出复杂的温湿变化过程。
3、传输过程模型：它是指模拟非饱和土壤中水热传输过程的数学模型，其中包括渗
分率、渗透压、热导率、湿度的变化等参数，它考虑了土壤的不同性质、孔隙度等多种因素。
通过上述热湿传输模型，可以分析土壤中温度、湿度变化，不仅可以用来预测土壤水
分运移及影响，还可以用于土壤吸附和反渗阻过程的分析，预测风蚀、水蚀及土壤动力力
学等情况，并且可以用来预测植被种植对土壤水湿变化的影响。
此外，该模型还可以用于
分析土壤气温变化情况，监测不同深度土壤温湿空间变化特征，为植被生长、产量预测等
提供参考。
总的来说，非饱和多孔介质热湿传输的一般数学模型是利用数学原理构建的全面而复
杂的模型，用来分析土壤中温度、湿度空间变化，可用于研究许多非均质介质热湿运移特
性及其对环境影响的影响，为人们提供重要的参考。
[土壤,水分,曲线]土壤水分特征曲线的测定及经验模型对比
![[土壤,水分,曲线]土壤水分特征曲线的测定及经验模型对比](https://img.taocdn.com/s3/m/ecb14de067ec102de3bd89c7.png)
土壤水分特征曲线的测定及经验模型对比【摘要】土壤水的基质势或土壤水吸力是土壤含水率的函数，它们之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线。
该曲线反映了土壤水的能量与数量关系，是反映土壤水分运动基本特征的曲线[1]。
它是表示土壤基本水力特征的重要指标，对研究土壤水滞留与运移有十分重要的作用。
【关键词】土壤水分特征曲线压力膜仪经验模型参数拟合1研究意义土壤水分运动是陆地水循环的重要组成部分，是地表水与地下水相互作用的纽带。
是降雨―产流计算、农田灌溉与排水设计、地下水补给计算、土壤植物水分定量关系预测的基础[2]。
土壤水分运动3个参数中以预测非饱和导水率最为困难，土壤水分特征曲线则最容易得到，准确性也最好，方法较多，且通过水分特征曲线模型可以推求其他2个参数，因此，水分特征曲线的获取对预测土壤水分运动参数至关重要。
2水分特征曲线测试方法（1）直接方法。
分实验室法和田间方法两种方式。
实验室内测定主要有张力计法、砂性漏斗法、压力膜法、离心机法和热电偶温度计测定等。
田间原位测定大都用张力计法。
（2）经验公式法。
经验公式法中比较常用的有：Brooks-Corey（1964）模型，van-Genuechten（1980）模型、Gardner-Russo（1988）模型等。
（3）间接推求法。
可以分为3类：土壤转换函数方法、物理―经验方法、分形几何方法。
土壤转换函数就是利用已有的土壤基本性质（如粒径分布、容重、有机质含量等）通过某种算法构建起来的预测吸力与水分含量之间关系的函数[3]。
3水分特征曲线的影响因素（1）土壤质地和结构：相同的含水量下，质地越细，水吸力就愈大，曲线愈陡；反之质地越粗，吸力就越小，曲线愈平缓。
（2）温度：在同一吸力条件下，温度升高，土壤持水量减少，温度低时，其持水能力增强；或者，在同一含水量条件下，温度高时，吸力较低，而温度降低时，则吸力升高。
（3）滞后现象：土壤水分特征曲线的滞后作用对任何质地的土壤均存在，吸水和脱水过程，负压与含水率曲线是不同的。
非饱和带水分特征曲线经验公式研究
非饱和带水分特征曲线经验公式研究李云龙;郭春颖;徐敏【摘要】土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系,是研究土壤水分的保持和运动所用到的反应土壤水基本特征的曲线.它是研究非饱和带水分运移和转化的基础.水分特征曲线中的负压和含水率关系十分复杂,难以从理论上推导出确切的关系式,通常人们用经验公式对其进行描述,因此选用合适的土水特征曲线经验公式意义重大.本文对具有代表性的六种经验公式模型对实测数据进行了拟合.得出Mckee和Bumb(1984)模型是适合描述砂土水分特征曲线的经验公式.【期刊名称】《中国矿业》【年(卷),期】2010(019)008【总页数】5页(P105-109)【关键词】非饱和带;水分特征曲线;Matlab;参数拟合【作者】李云龙;郭春颖;徐敏【作者单位】中国矿业大学(北京)北京,100083;中国地质工程集团公司,北京,100083;中国地质工程集团公司,北京,100083;中国地质工程集团公司,北京,100083【正文语种】中文【中图分类】S152.7非饱和带(也称包气带)中发生着各种物理的、化学的、生物的变化，存在着气相、液相等流体的流动以及各种物质成分之间的迁移和转化，加之人类活动的叠加和各种污染物质的排放，致使非饱和带水分的迁移和转化过程十分的复杂。
非饱和带水的运动是非饱和带营养物或污染物运移以及热运动的主要驱动力；水资源评价和预报需要掌握水分在非饱和带中的运动和分布规律；土壤物理、水利工程和水文计算等许多应用和研究领域都需要研究非饱和土壤水分运动规律；对土壤水分运动规律进行研究也是发展精准农业、生态农业的必要前提。
另外，土壤侵蚀、地下水污染、地下水资源评价、土壤退化、荒漠化问题、灌溉制度、土壤污染、土壤改良、径流分析、水利工程、地基基础变形等一系列理论和实际问题都与非饱和带密切相关。
土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反应土壤水基本特征的曲线。
《2024年非饱和—饱和状态变化条件下土质边坡稳定性分析》范文
《非饱和—饱和状态变化条件下土质边坡稳定性分析》篇一一、引言在地质工程领域，土质边坡的稳定性是一个关键的研究方向。
尤其在非饱和至饱和状态变化的环境下，土的物理力学性质会受到显著影响，从而对边坡的稳定性产生重大影响。
本文旨在分析非饱和—饱和状态变化条件下土质边坡的稳定性，通过理论分析、实验研究和数值模拟等方法，深入探讨这一现象的内在机制和影响因素。
二、土质边坡稳定性理论分析土质边坡的稳定性受多种因素影响，包括土的物理性质、环境条件、地质构造等。
在非饱和状态下，土的强度主要取决于土颗粒间的摩擦力和粘结力。
而在饱和状态下，由于水分占据了一部分空间，使得土的力学性质发生变化，导致其强度和稳定性下降。
三、实验研究我们进行了一系列实验来研究非饱和—饱和状态变化对土质边坡稳定性的影响。
首先，我们准备了不同性质的土壤样本，并在不同含水率条件下进行边坡模型的构建。
通过逐步增加水分含量，观察并记录边坡的形态变化和稳定性变化情况。
实验结果显示，随着水分含量的增加，边坡的稳定性逐渐降低。
四、数值模拟除了实验研究外，我们还采用了数值模拟的方法来进一步研究非饱和—饱和状态变化对土质边坡稳定性的影响。
我们使用了有限元分析软件，建立了土质边坡模型，并模拟了不同含水率条件下的边坡稳定性情况。
数值模拟的结果与实验结果基本一致，进一步证实了我们的研究结论。
五、影响因素分析通过理论分析、实验研究和数值模拟，我们发现非饱和—饱和状态变化对土质边坡稳定性的影响主要来自于以下几个方面：1. 水分含量：随着水分含量的增加，土的强度和稳定性逐渐降低。
2. 土的物理性质：不同性质的土壤对水分变化的敏感度不同，从而影响边坡的稳定性。
3. 环境条件：如温度、压力等也会对土的力学性质产生影响，从而影响边坡的稳定性。
六、结论与建议通过对非饱和—饱和状态变化条件下土质边坡稳定性的分析，我们发现这一过程是一个复杂的物理力学过程，涉及到多种因素的影响。
为了提高土质边坡的稳定性，我们建议采取以下措施：1. 加强监测：对土质边坡进行定期监测，了解其稳定性变化情况，及时发现潜在的风险。
岩土工程中的非饱和土壤问题
岩土工程中的非饱和土壤问题岩土工程是土木工程领域中的一个分支，它主要涉及到土壤和岩石的工程性质及其应用。
在实际工程中，土壤的状态往往处于非饱和状态，这些非饱和土壤不仅在地下工程、水利工程和基础工程等方面发挥着巨大的作用，而且在环境生态、农业等方面也扮演着重要的角色。
本文将从非饱和土壤的定义、特点、吸力效应、力学特性和工程应用等方面较为详细地探讨岩土工程中的非饱和土壤问题。
1.非饱和土壤的定义非饱和土壤的状态是介于饱和和完全干燥状态之间的一种状态。
通俗来讲，就是土壤处于一种含有气体和水分的状态。
不同于饱和状态下土壤中所有孔隙都被水填充，非饱和状态下土壤孔隙中不仅包含水分，还含有气体。
非饱和土壤的状态因土壤类型、地质条件、降雨量、温度变化以及地下工程和基础工程等因素的影响而不断变化。
与饱和状态相比，非饱和状态下的土壤含水率变化范围更大，同时吸力效应的出现也会对非饱和土壤的力学特性产生很大的影响。
2.非饱和土壤的特点非饱和土壤相对于饱和土壤具有以下几个特点：（1）孔隙度与含水率之间的关系非饱和土壤的孔隙度与含水率之间呈现出曲线关系，含水率较低时，孔隙度随含水率的增加而迅速增加，但当含水率达到一个临界点后，随着含水率的继续增加，孔隙度升高的速率逐渐减缓，最终趋于稳定。
（2）吸力效应的出现非饱和土壤中孔隙内水分与土颗粒间的吸引力称为吸力。
吸力是非饱和土壤力学特性中最关键的参数之一，因为它对非饱和土壤的孔隙压缩性、细观结构的稳定性、细观结构的流动性和土的强度等方面都有较大的影响。
（3）渗透性与孔隙特性的剧烈变化当非饱和土壤含水率增加时，土颗粒表面的气泡随之减小，孔隙大小变化很大，从而引起非饱和土壤的渗透性瞬间变化。
这种渗透性剧烈变化在非饱和土壤的工程应用中是需要被认真考虑的。
3.非饱和土壤中的吸力效应吸力，是指颗粒周围孔隙内水对土颗粒产生的吸引力。
它具有方向性，大小与含水率、土壤性质和温度等因素有关。
在非饱和土壤中，吸力效应对于土壤的力学特性具有重要的影响，它会引起土壤的可压缩性、稳定性和渗透性等方面的变化。
第6章土壤水（答案）1土壤水的形态有哪些各类型有效性如何
第6章土壤水（答案）1 土壤水的形态有哪些？各类型有效性如何？土壤水按其存在形态可分为下列几种类型：固态水——土壤水冻结时形成的冰晶。
汽态水——存在于土壤空气中的水蒸汽。
液态水——吸湿水、膜状水、毛管水、重力水、地下水。
其中，毛管水包括悬着水和支持毛管水。
上述类型水中，对植物有效水主要指部分膜状水和毛管水。
2 什么是土壤有效含水范围？其影响因素有哪些？土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围，它也是说明土壤水分物理特性的一个常数，可用下式表示：A=F-WA为土壤有效含水范围，F为田间持水量，W为凋萎系数。
土壤有效含水范围的影响因素有土壤质地、土壤结构、土壤有机质含量和土壤层位。
3 什么是土壤水分特征曲线？它有哪些用途？受哪些因素影响？土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。
土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤水分基本特性的曲线。
其用途主要有（1）可进行土壤水吸力S和含水率θ之间的换算。
（2）可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。
（3）可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。
（4）应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。
土壤水分特征曲线受土壤质地、土壤结构、温度和土壤中水分变化过程等因素影响。
4 饱和土壤中的水流运动和非饱和土壤中的水流运动有哪些相同点？有哪些不同点？相同点：两者都是液态水的流动，都是由一个土层到另一个土层中土壤水势的梯度变化而发生的，流动方向都是从较高的水势到较低的水势，导水率都受土壤质地的影响。
不同点：饱和土壤中的水流，其推动力为重力势梯度和压力势梯度，总水势梯度用差分形式，导水率对特定土壤为一常数。
非饱和土壤中的水流，其推动力是基质势梯度和重力势梯度，总水势梯度用微分形式，导水率是土壤含水量或基质势的函数。
5 土壤水分有哪些来源和消耗途径？土壤水分的来源有大气降水、凝结水、地下水和人工灌溉。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
第28卷 第4期西北农业大学学报V ol.28N o.4 2000年8月Ac ta U niv.Ag ric.Bo reali-o ccidentalis Aug.2000 [文章编号]1000-2782(2000)04-0028-06温度对非饱和土壤水分运动的影响⒇刘思春,张一平,朱建楚,马爱生(西北农林科技大学资源与环境科学系,陕西杨陵712100) [摘 要] 研究了不同温度下,土壤水势(j)和土壤含水量对土壤水分运动的影响。
结果表明,在相同温度下,提高j(或增加土壤含水量)可提高非饱和土壤导水率(K),并有黄绵土>土娄土的趋势。
根据K的对数值与j拟合出线性方程,在生产实践中测定j值,用此方程可计算出K值,随着土壤含水量增加,K也提高,且呈正相关,在同一土壤含水量条件下,增加温度可提高K,增加幅度土娄土>黄绵土。
由K对数值与温度(t)回归出线性方程可看出,土娄土和黄绵土的水势温度效应(d j/d t)与K温度效应(dln K/d t)随j增加而降低。
[关键词] 非饱和导水率;土壤水势;温度;导水率温度效应(dln K/d t)[中图分类号] S152.7+2 [文献标识码] A目前对土壤水分能量的研究,不只是着眼于土壤本身,而是把土壤-植物-大气作为一个连接体系,统一考虑其能量关系,这是土壤水分能量研究的必然趋势[1～3]。
在土壤水分运动研究中,有关土壤水分运动参数与土壤水势关系的研究虽有报道,但均未考虑温度因素,达西定律也未考虑由于温度不同所导致的水流通量变化[4,5]。
但非饱和流是土壤中常见的水分运动方式,特别在干旱、半干旱地区更是如此。
由于这些地区气温日变幅较大,相应土壤上下层温差大(即土壤垂直方向温度梯度较大),因此,在这些地区的土壤水分研究中,更应重视温度对土壤水分运动的影响[6]。
本研究利用稳态流法测定非饱和土壤导水率,对土娄土、黄绵土在不同温度条件下,重点就非饱和土壤水分运动参数与水势(含水量)的关系进行了初步研究。
1 材料和方法1.1 材 料 选择陕西省杨陵土娄土和延安黄绵土两种土壤作为供试土样,其基本性质见表1。
表1 供试土样的基本性质土样深度/cm有机质/(g·kg-1)比表面/(m2·g-1)各级颗粒含量/(g·kg-1)1.0～0.250.25～0.050.05～0.010.01～0.0050.005～0.001<0.001土娄土0～2011.42789.674.0403.0136.0176.0201.4黄绵土0～207.1524627.0181.0529.064.087.0116.0 注:有机质用重铬酸钾容量法测定;比表面用乙二醇乙醚吸附法测定;颗粒含量用六偏磷酸钠为分散剂的吸管法测定。
⒇[收稿日期] 1999-08-04[基金项目] 国家自然科学基金资助项目(48970035)[作者简介] 刘思春(1962-),男,农艺师。
1.2 方 法用直径80mm ,长138mm 的塑料筒,装入通过2m m 筛孔的土样,制成长130mm 的人工土柱,土柱容重 1.35g /cm 3,将每个土样土柱的起始含水量配成240g /kg ,在塑料筒上的两小园孔中插入水银张力计(南京土壤研究所物理室U 型管式),筒上下加盖密封,放入恒温箱内,使张力计的上部露于箱外,同时在箱内放置一温度计,在恒温下平衡。
平衡后,示差张力计一端的密封盖换为有孔盖,用以控制蒸发速率,使蒸发速率保持相对稳定,土柱中的水即会由于蒸发而向蒸发面流动。
用称重法确定土柱内水分含量变化,分别记录同一温度下,含水量为240,235,230,220,210,200,190,180和175g /kg 时的张力计读数,以及各含水量变化阶段所需时间及土壤水分质量减少量。
恒温箱用日本岛津公司W MN K-402型温度指示控制仪控温。
土壤非饱和水与饱和水的运动规律一样,也符合达西定律,即土壤水流通量与作用的水势梯度成正比。
在一短水平土柱中,土柱的一端保持相对稳定的蒸发条件,水流便通过一定长度的土柱以稳定流速向蒸发面传去。
土壤非饱和导水率K (μm ·d -1)公式为[7]:K =ΔW 24 L Δt S 2Δh-式中,ΔW 为两次称重差(g );L 为张力计两陶土头之间距离(cm );Δt 为两次称重段间隙时间(h );S 为蒸发面积(cm 2);Δh -为两陶瓷头间吸力差(kPa)。
2 结果与讨论2.1 温度与土壤水势和导水率的关系 温度与土壤水势和导水率的关系见图1,2。
温度对土壤水势具有明显的影响,在一定含水量时,土娄土、黄绵土皆呈现随温度升高土壤水势增大的趋势,在测定的含水量范围内,温度与土壤水势之间呈线性极显著的正相关(图1,2),相关系数(r )土娄土为0.988～0.999,黄绵土为0.998～0.999(n =5),其温度与土壤水势间回归方程如表2所示。
因此,温度升高有助于土壤水分能量的提高。
图1 土壤水分特征曲线1.15℃;2.20℃;3.25℃;4.30℃;5.35℃(图4同)29第4期刘思春等:温度对非饱和土壤水分运动的影响图2 温度对土壤水势的影响1.175g /kg;2.180g /kg;3.190g /kg;4.200g /k g;5.210g /k g;6.220g /kg;7.230g /kg;8.240g /kg表2 温度(t )与土壤水势(j )的回归方程土 壤土壤含水量/(g ·k g -1)回归方程相关系数土 壤土壤含水量/(g ·k g -1)回归方程相关系数土娄 土175j =-105.95+ 1.26t 0.9986180j =-103.38+ 1.25t 0.9992190j =-97.01+ 1.27t 0.9669200j =-86.39+ 1.18t 0.9882210j =-71.27+ 1.02t 0.9923220j =-59.20+0.99t 0.9965230j =-46.51+0.86t 0.9982235j =-39.56+0.78t 0.9982240j=-32.96+0.74t 0.9994黄绵土175j =-72.55+0.79t 0.9987180j =-69.08+0.74t 0.9981190j =-62.93+0.71t 0.9990200j =-53.94+0.72t 0.9913210j =-41.81+0.68t 0.9860220j =-28.30+0.54t 0.9960230j =-20.82+0.51t 0.9987235j =-16.06+0.42t 0.9962240j=-12.00+0.32t 0.9955 在研究土壤含水量范围,随温度升高,土壤非饱和导水率也随之增大,导水率对数值与温度呈线性正相关(表3)。
这是因为温度升高时,水的粘滞度和表面张力降低所致。
土娄土和黄绵土的水势和导水率温度效应[8]总的趋势是随含水量增加,水势温度效应和导水率温度效应均降低。
两种土壤比较,土娄土比黄绵土水势温度效应相对较高,表明土娄土水势对温度的反应更为灵敏,随温度升高土壤水分有效性提高较大,这与土娄土质地较重,有机质含量较高有关。
由表3还可看出,两种土壤导水率温度效应(dln K d t)随土壤含水量增加呈降低趋势,相同含水量时,dln K d t 均为土娄土>黄绵土,在含水量为175～235g /kg 时,土娄土dln K d t为0.0490～0.0769,而黄绵土为0.0199～0.0311。
这与土娄土粘粒、有机质含量较高,比表面较大,导致土壤孔隙表面水粘度较大,而升温对降低水粘度起较大作用有关。
由导水率对数值与温度(t )进行线性回归,得到ln K 与t 的相关方程(表3)。
由表3可见,两种土壤ln K -t 均呈显著、极显著正相关;在相同含水量条件下,导水率(K )的试验所得方程计算值与测定值差异很小。
这表明在一定土壤含水量条件下,研究的温度范围内ln K -t 相关方程有良好的适应性,可为供试土壤利用某一温度下土壤水势换算导水率提供方便。
30西北农业大学学报第28卷表3 土壤导水率(K )与温度的相关方程及K 的计算和测量值的比较土 样含水量/(g ·kg -1)相 关 方 程相关系数K 1/(μm ·d -1)K 2/(μm ·d -1)(K 2-K 1)/(μm ·d -1)土娄 土175ln K =-70.257+0.769tr =0.98669.61470.1400.526180ln K =-67.408+0.694t r =0.99675.15689.6080.178190ln K =-63.066+0.601t r =0.98689.52689.6080.082200ln K =-60.152+0.553t r =0.989104.850104.8840.034210ln K =-59.846+0.629t r =0.994133.948133.636-0.312220ln K =-57.890+0.707t r =0.994202.734202.466-0.268230ln K =-49.585+0.546t r =0.991295.914295.894-0.020235ln K =-46.169+0.490t r =0.986357.950356.990-0.960黄绵土175ln K =-48.377+0.263t r =0.996155.588155.6120.024180ln K =-47.316+0.245t r =0.998165.094165.042-0.052190ln K =-46.325+0.251t r =0.995185.144185.024-0.020200ln K =-44.963+0.297t r =0.998239.260239.4820.222210ln K =-40.580+0.288t r =0.998363.846363.486-0.360220ln K =-37.929+0.300t r =0.996502.932502.196-0.736230ln K =-22.919+0.229t r =0.997667.042667.8180.760235ln K =-30.873+0.199tr =0.997756.984757.9060.922 注:K 1为恒定含水量下不同温度土壤的导水率测定值;K 2为恒定含水量下不同温度利用ln K -t 关系式计算的导水率平均值。
2.2 土壤水势与非饱和导水率的关系从图1可看出,不同温度条件下,土娄土、黄绵土的水分特征曲线皆呈现一定的规律性,在相同含水量条件下,土壤水势土娄土<黄绵土,说明在同一含水量条件下,土壤水分能量黄绵土>土娄土,土壤水分有效性也是黄绵土高,这与土娄土的粘粒含量高,比表面较大有关,与一般的结论相符[9,10]。