黄土高原环境的旱化与黄土中水分关系

基质势为负值, 使用不便, 故常以基质势
的负值定义为吸力, 或基质吸力, 即基质
势越大( 负的愈少) 则吸力越低; 基质势 愈小( 负的愈多) 则吸力越高. 图 1 即为
以吸力表示的土壤水分特征曲线. 由图
图 1 土壤水分特征曲线( 离心机法测定)
可见, 质地不 同的土 壤, 虽特征 曲线不 一, 但其曲线的形状具有相似性.
为了进一步说明黄土性土壤中水分的能量状态, 以便于与黄土中水分的能量状态进行对 比研究, 我们选定 4 种不同质地的土壤, 即重壤土、中壤土、轻壤土和紧砂土, 分别测定了主脱
湿过程和主吸湿过程下不同基质吸力所对应的含水量( 表 1) .
表 1 4 种不同质地土壤不同基质吸力下的含水 量( cm3#cm- 3)
第 28 卷 第 4 期
中 国 科 学 ( D 辑)
SCIENCE IN CH INA ( Ser ies D)
1998 年 8 月
黄土高原环境的旱化与黄土中水分关系*
杨文治 邵明安 彭新德 夏卫生
( 中国科学院和水利部水土保持研究所, 陕西杨陵 712100; 中国科学院黄土与第四纪地质 国家重点实验室, 西安 710054)
滞后作用对水势的影响在粘重土壤中表现突出, 且随水势的降低, 滞后作用对土壤水势剖 面分布影响更大. 这一特征乃是粘重土壤在蒸发过程中水分变化具有渐变性和均匀性的重要 原因之一.
通过以上讨论, 可以看出, 黄土高原环境的旱化在其程度上, 与因水分能量关系导致的土 层中水分贮量的不同有着密切关系, 同时这种旱化程度由于黄土层中水分状况的影响而表现 出较明显的区域分异.
3 59
少. 但是, 无论粘质土壤或轻质土壤存在着一个共同规律, 即在同一水势下, 脱湿过程下的含
水量总大于吸湿过程下的含水量. 这是土壤水分滞后作用的主要特点. 土壤水分运动, 在一维、恒温和均质情况下, 当不考虑滞后作用影响时, 水分运动的基本方
程用下式表述[ 4] :
5 5
Ht =
5 5Z
D( H)
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杨文治等: 黄土高原环境的旱化与黄土中水分关系
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的是, 若从土壤水分的蒸发性能分析, 轻质土壤具有极强的初始蒸发强度, 致使滞后作用赋予 轻质土壤增加土层水分贮量这一有利方面会因之弱化, 这就大大削弱了轻质土壤的抗旱力. 这也就是位于黄土高原西部和西北部环境的旱化程度甚于南部和东南部的原因之一.
在自然界, 降水终止之后, 虽然随着地表水的消失, 入渗过程随之告终, 然而在土体内部水 分运动并没有停止, 而是进行着水分的再分布. 土体中水分的再分布速率一般随时间而减缓.
36 0
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第 28 卷
图 2 滞后作用对轻 壤土( 黄绵土) 基质势分布的影响 ) ) ) 为忽略滞后作用, - - - 为考虑滞后作用, w 为 1 d, o 为 10 d, v 为 60 d
黄土高原的黄土沉积环境具有明显的地带性特点, 且与今日之环境, 即自西北向东南气候 由干旱向湿润的变化有着相似之处[ 2] . 黄土中的水分状况深受气候特征的影响, 在此种情况 下, 若将黄土高原的黄土和黄土状堆积物的空间分布与黄土中水分状况对区域气候特征的响 应加以综合考究, 当会发现, 黄土作为现代黄土性土壤的成土母质对土壤发育有深刻影响, 其 固有特性可明显地在现代黄土性土壤中反映出来, 因此利用现代黄土性土壤的水分物理行为 的研究资料来论证黄土高原的环境旱化与黄土中水分关系应具类比性.
考虑滞后 作用模型
0. 371 8 0. 371 2 0. 357 3 0. 360 0 0. 359 7 0. 348 5 0. 347 0 0. 332 6 0. 314 9 0. 308 3 0. 291 7 0. 287 4 0. 213 3
忽略滞后 作用模型
0. 405 7 0. 407 0 0. 407 1 0. 413 7 0. 418 1 0. 419 6 0. 416 7 0. 406 3 0. 382 6 0. 334 9 0. 251 1 0. 230 7 0. 172 1
0. 307 0 0. 265 5 0. 238 1 0. 227 0 0. 215 9 0. 210 4 0. 188 1 0. 174 0 0. 329 4 0. 251 7 0. 198 7 0. 175 9 0. 153 4 0. 145 3 0. 116 8 0. 107 7 0. 343 0 0. 206 2 0. 156 7 0. 143 4 0. 136 7 0. 128 5 0. 106 9 0. 101 9 0. 291 4 0. 138 0 0. 111 4 0. 103 4 0. 096 7 0. 090 1 0. 073 5 0. 068 4
下面我们试图从现代黄土性土壤的水分能量状态和水分物理特性二方面对黄土高原环境
1997-11-02 收稿, 1998-03-15 收修改稿 * 中国科学院生态环境研究重大项目( KZ951-B1- 211)
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的旱化与黄土中水分的关系加以讨论.
1 黄土性土壤水分的能量状态与黄土高原环境旱化的地域分异
由表 1 所列资料看出, 基质吸力与含水量的关系因土壤质地而异. 粘粒含量高的重壤土, 在特定基质吸力下, 土壤含水量较轻壤土为高, 粘质土壤的孔隙均匀, 同时吸附的水量较多; 在 脱湿过程中, 含水量降低缓慢. 对轻壤土来说, 在一定水势下, 大孔隙较易排空, 保持水量较
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滞后作用对土体剖面水分再分布过程有着明显影响. 由表 2 所列资料可看到, 利用考虑
滞后作用与不考虑滞后作用的两种模型的模拟结果, 二者之间的差异在湿润峰以上剖面, 轻壤 土最大可达 0. 05 cm3#cm- 3以上, 而重壤土最大在 0. 02 cm3#cm- 3以上. 通过对比可以看出,
滞后作用在轻质土壤中表现更为明显.
=
5 5Z
k(
h
)
5 5
h Z
-
5k( h 5Z
)
,
( 2)
式中 h 为用负压水头表示的基质势( cm) ; C ( h) 为比水容量( cm- 1) .
在具体的数值模拟过程中, 对于滞后作用的考虑, 就是先确定与土体中水分运动历史和状 态相应的比水容量 C( h) 和导水率 K ( h) 的取值, 然后进行数值求解.
能方向不停地运动. 所以土体中的任意二点间的势梯度就是造成水分运动的驱动力.
在土壤吸湿 ( 湿润) 情况下, 水势将
随着土壤含水量的增加而提高; 相反地,
在土壤脱湿( 干燥) 过程中, 水势将随着
含水量的减少而降低. 土壤水分特征曲
线可表征土壤水的基质势( 其值为负, 最
大值为零) 和含水量之间的关系. 由于
0. 475 0 0. 362 6 0. 324 4 0. 290 7 0. 270 1 0. 250 3 0. 243 6 0. 202 7 0. 181 3 0. 154 1 0. 480 1 0. 395 6 0. 352 3 0. 278 7 0. 241 1 0. 198 5 0. 186 9 0. 138 9 0. 128 8 0. 095 1 0. 466 4 0. 423 0 0. 323 0 0. 233 2 0. 194 1 0. 164 6 0. 150 9 0. 121 0 0. 110 8 0. 092 7 0. 440 2 0. 376 1 0. 242 2 0. 153 3 0. 135 6 0. 117 0 0. 110 5 0. 085 8 0. 077 4 0. 062 1
关键词 黄土高原 黄土中的水分 环境的旱化
我国黄土是干旱和半干旱气候的指示物. 从早更新世到晚更新世, 黄土堆积的发展标志 着我国北方存在着气候变干的总趋势[ 1] . 刘东生等曾在5黄土与环境6一书中指出: / 发育黄 土的环境变得越来越干旱0, 究其原因, 刘东生等认为除地质环境背景和流水侵蚀的作用之外, 由于高悬于沟谷之上的黄土层中水分越见减少, 从而促进了黄土沉积环境旱化和草原化加强. / 黄土层中水分0作为黄土沉积环境旱化的一个重要因素, 其物理行为究竟对黄土高原环境旱 化产生哪些影响? 是一个值得探讨的科学问题.
黄土性土壤中的水分和自然界其他物质一样, 含有一定数量和形式的能. 土体中的水分
因受土壤基质吸力的作用而得以保持在土体之中, 并因受到这些力的束缚而减弱了自身的活
动能力. 当土体中的水从一个部位流向另一个部位, 随着能量的消耗而做功. 所以土体中的 水分具有做功的势能. 土体中水分的运动遵循经典热力学的普遍规律, 由高势能方向向低势
5H 5Z
-
5K 5
( H) Z
,
( 1)
式中 H为容积含水量( cm3#cm- 3) ; D ( H) 为土壤水分的扩散率( cm2/ d) ; K ( H) 为土壤的非饱
和导水率( cm/ d) ; Z 为土层深度( cm ) , 向下为正. 当考虑滞后作用时, 上述数学模型应为
C(
h
)
5h 5t
图 3 滞后作用对重壤土 基质势分布的影响 ) ) ) 为忽略滞后作用, - - - 为考虑滞后作用, w 为 1 d, o 为 10 d, v 为 60 d
滞后作用起到了延缓再分布过程的作用, 且在轻质土壤中滞后作用表现更为明显. 在水分的 再分布过程中, 水分的浸润速率与延续时间决定着不同土层水分的有效贮量. 这在比较干旱 的环境下是至关重要的. 因为在较干旱的环境条件下, 土壤水是植物生理需水的主要给源. 黄土高原由西北向东南, 气候逐渐湿润; 土壤质地则由砂- 轻质向粘质性递变. 这样, 滞后作用 在轻质土壤中表现明显, 有利于增加根层水分贮量, 缓解干旱对植物生长的胁迫. 但值得注意
考虑滞后 作用模型
0. 408 3 0. 402 1 0. 392 2 0. 395 3 0. 398 1 0. 390 8 0. 386 5 0. 381 1 0. 378 8 0. 335 1 0. 261 0 0. 253 3 0. 205 7
从图 2 和图 3 可看出, 滞后作用对基质势的影响甚为显著; 尤其在湿润峰附近, 考虑与忽 略滞后作用的两种模型的模拟结果, 其差异最大可达 40% , 滞后作用对于基质势分布的影响 随着土壤含水量的降低呈增大趋势, 且其影响通常在质地粘重土壤中更为明显.
பைடு நூலகம்
土层深度 / cm
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120
表 2 两种模型模拟结果( 含水量/ cm3# cm- 3 ) 差异比较( 再分布第 1 天)
轻壤土
重壤土
忽略滞后 作用模型
0. 368 4 0. 375 0 0. 379 6 0. 382 5 0. 383 5 0. 382 5 0. 379 0 0. 371 9 0. 359 1 0. 334 6 0. 318 7 0. 274 4 0. 154 8
黄土和黄土状堆积物的广泛分布, 是黄土高原最具特点的地理特征. 许多研究者对黄土 孢粉的研究证明, / 黄土形成于半干旱的草原或半湿润的森林草原, 干冷利于黄土发育, 而湿冷 环境不利于黄土形成[ 2] . 周卫健等对黄土高原14 C 年代学的研究[ 3] 证明, 距今 5000 a 左右, / 黄土高原以堆积新近黄土为主, 虽然其间仍有弱成壤的古土壤发育, 但总的说来指示了干凉 气候0. 以上研究结果都说明黄土高原的古环境存在着气候干凉的趋势.
摘要 以黄土古环境与现代生物气候带地理分布的相似性为楔入点, 从现代黄土 性土壤的水分能量状态和土壤水分物理特征二方面对黄土高原环境的旱化与黄土中 水分关系进行了探讨. 黄土中水分状况愈向西北, 愈趋干燥, 这不仅为黄土来源地风 起扬尘提供了条件, 而且揭示了黄土高原环境的旱化在强度上存在着明显的方向性 变化.
脱吸 过程
容重 土壤 / kg#m - 3
0
0. 01 0. 2
吸力值 @ 105/ Pa
0. 4
0. 5
0. 8
1. 0
3. 0
5. 0 15. 0
主脱湿 过程
主吸湿 过程
重壤土 中壤土 轻壤土 紧砂土 重壤土 中壤土 轻壤土 紧砂土
1 450 1 400 1 350 1 450 1 450 1 400 1 350 1 450