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1、包气带水 份运移研究在降雨补给地下水过程中土壤水势的变化李宝庆东德州灌溉实验站实测,各种土壤的凋萎系数约相当于毛管势在负? ?个大气压左右。可是相应的含水比则因土壤质地不同而有很大差别?细砂土 仅 为?,砂壤土为?,壤土为? ?,粘土则可达乃又又了、长又?在广大平原地区,地下 水的主要补给来源是大气 降水。探明降雨对 地下水 补给的机制,对于正确理解补给过程,掌握地下 水的动态变化以及推 求降 雨对地下 水的补给量都有重要意义。雨水从浸润地表到向土中入渗,直到最后引起地下水位的抬升,每 个过程都会反映在土壤水分含量的变化上,并通过土 壤水分的运移实现对地下水的补给。因此,降雨补给机制问题,大都
2、可以借助于测定土壤水分含量的变化进行分析和研究。但是,降雨补给的动态过程,不仅是土壤水分含量的变化,更 主要 的还在于土壤水势的变化导致了土壤水分的运动。因此,直接掌握制约的土壤水分状态和运动的要素一土壤水势,更为重要。?。?加? ?早于?年就提出,多孔介质中的饱和流和非饱和流,都象热传导和电传导一样,可以被认为是在特定势场中的运移,。对于土壤水流的势场来说就是土壤 水势。因此,从水势的角度描述和认识降雨的补给过程更为确切。特别是在比较不同土类 的补给过程的时候更是如此。因为水分含量的大小,只能给出水分总量多少的概念,而难以表现水分状态的差异。从重力水占绝大比重 的饱和状态的水,到? ?。一?
3、 ?才可以汽化的束缚水,都作为土壤水分含量的一部分而同等看待。实际上,这些水分的存在状态、运动性质以及所受驱动力的大小是完全不同的。比如 最 靠近土粒子表面的束缚水,由于受到土粒子 电场的作用,被紧紧地吸附在土粒子周 围,使它和 自由重力水处于完全不同的状态。随着距离土粒子远近程度的变化,水的粘滞性、溶解力、导电性以及受土壤 内 外力的作用程度也在变化。同时,土壤类别 不同也给予这种变化以极大的影响。因此,仅给出含水量大小的概念,很难说明土壤水的存在特性,更不能比较不同土类的水分状态和运动性质。也即?同种土壤的两个含水量,不仅表现出数量多少的差异,水分性质的差异也往往是很大的。对于不同的土壤而
4、言,即使含水量相同,各 自的水分状态完全不同的情况更是普遍存在的。比如对植物的吸收来说,可利用性也就大不相同。轻质土壤比粘重土壤从含水比的角度来说有 更多的水分可 以被利用,这是众所周知的?根据方正之在山? ?。凡低于此值的土壤水分,一般便不 易为植物所利用幻。由此可见,如仅以含水量?如含水比?表示土壤水分运动常数,常因土壤性质不同,数值上会有很大差异,往往失去“常数”的意义,而从能量的观点用上述土壤毛管势值表示土壤水分状态,则差别不大,均在负? ?个大气压左右,这样表示的土壤凋萎系数比较符合常数”的概念。对于植物的吸收来说是如此,对于研究降雨补给地下水的问题,也必须测定土壤水势的变化才能更有
5、效地说明。能 量势 的概念应用于土壤水,是? ?年? ?在他的论文“毛管势,中首先提出的,?年? ? ? ?提出了土壤水势依土壤含水量而定,并把它表示成土壤含水量的 自函数。但是直到? ?年? ? ? ? ?发明了张力计之后,土壤水势的大小 才可以直接测定,并为土壤水分运动的研究开辟了新的领域。一、土族水势及其测定土壤水受着重力、毛管力、溶质渗透力、空气和水压力等多种力的作用。这些力构成各 自的势场共同制约着 土壤水。换句话说,这些分势合成为土壤水的总能量势,并在其作用下维持土壤水的某种平衡或运动状态。土壤水势就是土壤水所具有的总能量势。根据国际土壤学会土壤物理术语委员会? ?年的定义,某点的
6、土壤水势系指从处于基淮面上和大气压相平衡的纯水池中,使单位数量的纯水向研究对象的土壤水作等温可逆性移动所需要的功。一般可理解为实际存在的土壤水和处在热力学标准状态下的水分子 自由能之差川。目前人们所能认识的几个主要分势有?压力势功,重力势汽,溶质势帆,温度势九等等?土壤水势中即为各分势的代数和?中?价,十功?十叻。?价。十”一?土壤水在等方向的介质中,是沿着等水势面法线方 向从高水势状态向低水势状态移动的。土壤水的压力势价,在土壤水处于饱和状态且受到静水压力作用时,其压力势即为 测点以上正压力效应所产生的势值,即功,? ?式中,?为水的密度,?为重力加速度,再为静水压力水头。对于包气带土壤而言
7、,不存在正的静水压力效应,土壤水的压力势 即为负的基质势了。这是因为 在具有固、液、气三相状态的土壤中,土粒子有吸附 水分子的能力,在土粒子表面 上吸附着一层水的薄膜,同时,在上壤的孔隙中又有发生在异相界面上的 组织吸引力?从而形成具有弯月面的毛管水。这两类土壤水和自由水比较,处于完全不同的状态,实际上是被“束缚”在土壤之中,失去或减少了它们自由活动的能力。如果以大气压下的自由水的能量势为零,那么这部分水的能量势就必然是小于零的负值了。而这部分水的存在及其所具有的负势值,完全是在非饱和情况下 由土壤基质的物理作用产生的,所以把这部分能量称之为基质势?也有人称为毛管势或吸引压力势。通常以必表示。
8、若以张力计?或称 负压计?所测的水柱高?表示即为?价户”价?一几?由此可见,土壤水的压力势是可正可负的,它以地下自由水面为界。在地下水面以下,承受着正的水压力,具有正的压力势?而在地下水面以上?则在基质势的作用下,呈现着负的压力势?当在地下水面上时,压力势即为零值了。土壤水的压力势还受土壤空气压力变化的影响,特别是当空气被水分封 闭时,所产生的封入空气的压力有时是相当大的。但目前对这种压力的影响尚未有可行的测定方法,同时这种影响多是暂时的、局部的,且当空气逸出后将不 复存在,所以一般略而不计。土壤水的溶质势丸,是当土壤水中有溶质存在的情况下产生的一种能量势,也可以认 为 是一项压力势。这是因为
9、土壤中的可溶性盐类溶解于土壤水时会成为带电的离子,把极性水分子吸引到离子周围做定向排列,使土壤水失去一部分能量而产生的能量势。我们把土壤水所减少的这部分能量势值称之为溶质势功。,其大小等于土壤水溶液渗透压 的 负 值。但实际上,在自然界中由于渗透压?溶质势?而引起的水的流动是极其微弱的,一般情况下,在研究土壤水流的运动时可以略而不 计。只是在研究植物根毛对土壤水的吸 收,或由蒸腾作用所引起的植物体 内的水分流动时才是重要的。土壤水的重力势沪?,来源于地球引力场的作用,是土壤水在任何状态下都存在的一个主要分势。势值的大小取决于土壤水的质量?,和它所处 的位置?,即质量为?的土壤水距基准面高度为?
10、时的重力势为价?当然,高度?也是一个矢量,若取基准面以上为正,则基 准面以下便为负值了。也即根据基准面选定的方法,在计算土壤水的总能量势时,其重 力分势也是可正可负的。土壤水的温度势功?,即土温对土壤 水能量变化的影响也是很大的,但由于它的复杂性和测试的困难,目前是把土壤视作一个恒温体,认为其温 度势为零而不予考虑。综上所述,在研究降雨人渗过程中的土壤水分运动情况下,主要的土壤水势即为重 力势和压力势之和?中二功?十叻。 ?式中,中?土壤总水势,叻?重力分势,叻,?压力分势。通过上述从能量观点对土壤水的分析,说明土壤水的运动只不过是液体流动的一种特例。因为单位质量的流体所具有的总比能量中都可以
11、表示为比位能?重力能?、比压力能和比速度能之和,即? ”? ?争子?。式中?为重力加速度,?为距离基准面的 高 度?为流体密度,为流速,户和? ?分别为高度?和位于基谁面上的水压力。右侧第一项为重力势,第二项为压力势,第三项为速度势。对于饱和带的地下 水流而言,其流速最大也不过 每 天几 米的 量级,相 当于?“厘米? 秒,再以乘方计,速 度 势沪邝 就只有? ?,?厘米? 秒”了,而重力势垂的量级则为? ?厘米?秒,相对而言速度势是可以忽略不计的。主要的能量势即可以认为是重力势和压力势了。非饱和情况下的土壤水流更是如此,只不过压力势为负值吧了。度量土壤水势的大小,象度量含水量一样,有各种各样
12、的表示法。依定义而言,土壤 水势系指单位 数量土壤水的能量势。所谓单位数量,可 取为单位质量、单位容量或单位重量。为了把各分势比较容易地用统一量纲表示出来,现以单位质量的土壤水所具有的能量表示,其量纲即为尸?一,若再把重力加速度当作度量单位除之,水势的量纲就变成长度的量纲?了。此即为以水柱高度一水头表示的土壤水势闭?少?式中,万为土壤水势,亦称全水头?为位置水头或重力水头,?为压力水头,对非饱和土壤水而言,压力水头为负值?通常以价示之。压力水头?可以用压力计测试。饱水带的静水压力通常用比托管测定,包气带的土壤水负压力则用张一? ?力计?负压计?测定。压力水头?、重力水头?和全冰头?的关系如 图
13、?所示。了日声广 朴万娜心?似留?曰图?张力计使用说明图图?压 力水头、重力水头和全水头 ?水势?的关系当然,这样 的施测是很不方便的,特别是对于土 镶负压 的测定甚至是难以实现的。所以通常均采用张?力计施测?通过换算求取土壤水压力水头和全水势。二、关于张力计的使用问题张力计的感应部分为一带有中空管的陶瓷头,埋在地下 施测部位。中空管上端,通过除气室和压力计 相连。管 中装满脱气水?即经过沸腾排气后冷却了的水?,使土壤和压力计之间通过张力计构成一密闭系统。因为陶土管管壁有许多细小而均匀的孔隙,当陶土管完全被水浸润后,孔隙间的水膜能不让空气而只让水或溶液通过囚。张力计中的水和 土壤中的水便依各自
14、所具有的压力大小相互渗透,直至压力平衡渗透终止。此时压力计测得的压力即为测点的压力水头。由于包气带土壤具有基质势,便把张力计中的水吸取过来,使张力计内部出现一定的真空,压力计便指示出负压力。饱水带正压力的测定也是这个道理。压力的测定,可以用水压计、水银压力计、真空仪表或其它感应仪表,视测量幅度和要求精度而定。水压计反应灵敏、测量精度高,压力一真空表使用方便但测量 精度差,真空表则只能测得负压力等 等。在研究入渗伺题时,一般使用水银压力计。张力计连接水银压力计时,压力水头沪以下式求之。价?一?。?式中符号的意义如图?所示。每一种土壤的含水量和基质势?负压水头?之 间 都有各 自相应的关系,表示这
15、种关系的曲线称为 土壤水分特性曲线。掌握了这一关系,可以通过张力计测得的负压力来求取土壤含水率。但是作者认为 土壤水分特性曲线的意义,在于可以使人们明确最大排水孔隙率、最大容水率、田间持水率等土壤 水分性质。以此曲线为依据求取土壤含水率则有一定弊端,值得商榷,原因如下?第一,虽然这种关系的总趋势是随着负压值的增加含水率减少,但是此曲线的特点说明,在饱和毛管带的边缘附近,负压水头稍有增加?含水率则急剧减少,而在非饱 和毛管水带边缘的以上部分,负压水头虽有增加,但含水率的变化却很微弱。因此都难以利用张力计测得 的负压水头,比较准确地求得土壤含水率。特别 是对于级配较好的粗颗粒土壤来说,由于毛 管水
16、缘的边界比较明显,水分率的变化比较剧烈,问题就更为突出。不同王壤 的水分特性 曲线如图?所示土“?少乏才卜、少。一? 金?听乡一劣名多补? 暮?犷? 厂蕊蕊于。于?苏?夕?土? ? 了月? 色、? 夕? 二旦一一一一一二口?“。?。今? ?口口?四了训占即 出址声砂涯来脚?图?不 同土壤的水分特性曲线 ?方正三? ?第二,土壤由湿到干?释水过 程?和由干到湿?吸水过程?的水分特性曲线是不同的。也就是说,在有外界水源?如渗透的雨水、变动的地下水位等?影响 的情况下,土壤吸力与含水率之间并非是一单值函数关系。即使负压水头相同,排水过程的含水率要比处于吸水过程的含水率要大。这是因为上述两种情况造成的土粒与表面水的接触角不同,前者 的保水能力大干后者所致。同时?吸水过程?如地下 水面上升一? ?一时?中有较多的空气被封入土壤空隙之中,也造成
