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1、http:/ - 1 -温度梯度作用下非饱和土中水温度梯度作用下非饱和土中水水气运移探讨水气运移探讨 朱前林 河海大学岩土所水利部岩土工程重点实验室，南京（210098） E-mail： 摘摘 要：要：用吸附理论分析了非饱和土颗粒与水分子的之间的作用，对土水势的组成从机 理上作了分析。 基于这些理论并结合相关数据分析了温度梯度作用下土壤体内部水与水 气运移， 提出土颗粒表面水通过多分子层水向少分子层水传递方式从低温区向高温区流 动的可能性。 关键词：关键词：温度；非饱和；土水势 1. 引言引言 热平衡研究主要集中在大的生态系统， 但是对于热量输送和热量交换中过程中各环节的物理特性以及转换机理的
2、研究并不多见1。热平衡分析过程中土壤内水运移规律也不多见。温度作为自然界水分运动的主要驱动力，正确认识温度梯度作用下非饱和水分的运移有着重要的意义。本文将首先对土颗粒水之间吸附作用引入界面吸附理论对水进行区分，从而更好的了解非饱和土中水的形态及其性质，为进一步分析温度梯度下水的运移特性作准备。通过对非饱和土中水性质的把握，从温度水水气土之间的作用着手并结合实验现象阐述温度梯度下，低温区水膜向高温区可能会有流动，这对认识非饱和带水及溶质运移有着重要意义。 2. 非饱和水分迁移理论分析非饱和水分迁移理论分析 研究非饱和水分迁移，首先要选择合适的理论。目前针对非饱和带研究的理论较多，主要有毛管势理论
3、；土水势理论；层流理论；湿润锋面入渗理论2。这些理论的存在不同程度促进了包气带的研究，它们也有各自的特点，但从目前的发展来看，研究人员更倾向于土水势理论。从几个理论对比来看，它更立足于机理，本身主要是从能量守恒与质量守恒出发，从物理化学角度研究。因而更具说服力，且由于其可测性，使其应用性加大，本文也将应用土水势理论进行研究。 一般认为土水势 由重力势 g、压力势 P、溶质势 、基质势(也称基模势)m等几部分组成3,4。 =g+P +m 有些文章或教材中将温度对土水势的影响作为另外一个势即温度势 t ，这是值得商榷的。虽然温度变化可以改变土水势，但是它是通过影响水的粘滞性、表面张力、相变、水气含
4、量等一系列因素2,5。因为我们可以将这几种综合分成两类，即液体因素与土颗粒因素。对于水与颗粒之间的作用，不管温度怎么变，它还是属于基质势，因而此时温度势可以归为基质势。至于有溶质存在情况下，温度对溶解度等一系列因素产生影响，从而引起土水势的变化，这些可以归为溶质势。但是由于温度问题的复杂性，区分温度对各种因素的影响是十分困难的，为分析的方便，将温度变化而引起土水势变化直接作为温度势这种处理也是可取的。 包气带水的研究中，通常认为：土壤孔隙具有连通性，各点承受的都是大气压，因而压力势 P=0；如果只研究包气带水的运移，而不考虑植物根系对溶质的吸受，则可认为http:/ - 2 -溶质势 =0。
5、3. 水水土颗粒之间的吸附作用土颗粒之间的吸附作用 制约非饱和水分运移的主要是土颗粒表面对水的吸附作用力， 要分析温度梯度下非饱和水的迁移， 首先必须要知道制约其运动吸附力，为了更好得说明水分迁移问题，有必要对它们之间的吸附作用进行分析。土颗粒表面能够吸附水是因为它们之间存在作用力，在此假设：第一、土颗粒分子几乎是不动的；第二、土颗粒表面中的原子或分子都处于力场的不饱和状态，且具有较大的表面自由能，属于热力学的不稳定态。 当水分子运动碰到固体表面时，由于气体分子受到固体表面不饱和力场的作用，会停留在固体表面上，使固体表面上的水分子浓度提高，这种气体分子在固体表面上的吸附可使固体表面不饱和力场趋
6、于平衡，表面自由焓下降。 气态水分子在土颗粒表面上的吸附受到二种力的作用，一种是 Van der Waals 力，另一种是剩余化学健力。前者引的是物理吸附，而后者引起化学吸附。两个种吸附过程可以通过吸附过程的势能曲线(如图（1）)加以说明。由于 Van der Waals 力普遍存在于两个分子之间， 所以物理吸附可以发生在任何固体表面上。 加之 Van der Waals 力普遍存在， 由此，物理吸附可以是多层的。 但是剩余化学键力只是由于固体表面层的化学键被打断后才能产生，化学吸附与剩余价键力共存，所以化学吸附的进行，剩余键力得到了满足，化学吸附也随之消失，所以化学吸附只能是单分子层，由于该
7、吸附需要活化能，所以过程缓慢且不可逆6。如以 SiO2粘粒为例，它的表面可以化学吸附水而形成偏硅酸（H2SiO3） 。 土水分子oHH105界面位能距离H2O离解能c, p,pcbaQaQp Qc图 1 物理吸附化学吸附的势能曲线 Fig.1 Potential curves of physisorption and Chemisorption 图(1)是水分子在土颗粒上的吸附势能曲线。纵坐标为势能，横坐标是与颗粒表面的距离。其中pap是物理吸附曲线，它表明水分子向表面靠近时，势能随距离的变化规律。在a点上形成物理吸附， 同时放出pQ的热量。 而曲线cbc描述了在颗粒表面的化学吸附。首先水分子
8、先离解，这一能量等于远距离上c点的离解能,即曲线c点所对应的能量。随着氢氧原子逐渐靠近颗粒表面，势能降至最低点 b，其谷深等于化学吸附所放出的热cQ。 事实上， 被吸附的水气分子首先发生物理吸附， 这样使得气体分子能沿着低能量的途http:/ - 3 -径接近颗粒表面，最后发生化学吸附。从物理吸附过渡到化学吸附发生在pap和cbc曲线的交点处，该点的能量等于化学吸附的活化能（Ea） 。化学吸附活化能的大小与物理吸附曲线形状有关，如果化学吸附活化能很大，那么在低温下化学吸附的速率很慢，以至实际上所观察到的只有物理吸附。 4. 非饱和土中水的形态分析非饱和土中水的形态分析 基于上节对土颗粒对水的吸
9、附作用分析，在研究非饱和水迁移时，第一层化学吸附水不用考虑，只需分析其中的物理吸附部分。在非饱和土中，水的形态的可分为：汽态水及物理吸附水。土颗粒因同象置换、晶格缺陷、离解等一系列原因而带电荷。而自然界的水分子通常是隅极性的，因而形成水的定向隅极体的薄膜。接近土壤颗粒的表面，被吸附水分子定向排列程度和固着强度最大；在多分子薄膜的外层随着远离土壤颗粒的程度增加，此种定向排列程度和固着强度则逐渐减弱。根据束缚强度，物理吸附水可以分为两种形态的吸附水：紧束缚水吸湿水和松束缚水薄膜水。 4.1 汽态水汽态水 土壤空气中任何时候都存在水气，它与土壤空气形成气态混合物。当土壤湿润程度小于最大吸湿量时，土壤
10、空气的湿度（相对湿度）才低于 100%。温度增高时，土壤空气中水气压力随之增大； 温度降低导致空气被水气饱和和水气凝结。 水气不断地在土壤中形成，不断地从这一部分土层进入另一部分土层， 并以凝结或吸附方式不断地转变为其他形态的水。负温、加压引起汽态水特别强烈和快速地凝结与冻结成冰。在大气压力、温度、湿度变化的影响下，气态水被迫随着空气在土壤中移动，或者由于水气压力梯度的存在，以扩散的方式积极地移动。通常这两种运动是共存的。 4.2 物理紧束缚物理紧束缚(吸湿吸湿)水水 所有的土壤在风干状态都含有一定数量的吸湿水， 此种水分系土壤固体颗粒表面对土壤空气中水气的吸附。吸湿水在土壤中处于近似的固体状
11、态，它是不会移动的。 土壤中紧束缚水的密度显著地高于自由水的密度而达到 1.51.8。处于紧束缚状态的吸湿水只有转变为气态才能移动。这种转变依赖于温度的变化和土壤空气的温度变化。吸湿水仅在 105110时才可完全被土壤释放出来。吸湿水的偶极体围绕土壤颗粒定向排列，如同被引力固定起来似的，吸湿水由若干分子层组成的很薄的包裹着土壤颗粒形成定向排列，而同时减小了自由孔隙的容积7。 4.3 物理松束缚（薄膜）水物理松束缚（薄膜）水 除了吸附水气外，高分散的土壤颗粒的自由表面还能够牢固地保持着某些数量的水分，这种水分就是围绕着土壤颗粒、颗粒接触点周围和最细小空隙内部的独特的多分子薄膜水。由于离颗粒表面距
12、离较吸湿水较远，受到的表面作用力较小，因而水分子的定向、固着程度都较吸湿水较低。 在颗粒接触点外围和细孔隙中这种复杂的多样性的土壤水分向毛管水逐渐过渡。 薄膜水能够向各个方向移动，从高湿度处向低湿度处移动，也就是说从水分子层多的地方向水分子层少的地方移动。 实验室的实验和田间条件下的观察证明，薄膜水能够溶解和移动盐分。特别是向蒸发http:/ - 4 -点移动的同时，薄膜水可以把土壤中的盐分在水平方向或垂直方向上带走 4-6 米。薄膜水难于冻结，有资料指出薄膜水只有在零下 70、80以下才能冻结。 AB土颗粒水膜图 2 土体模型示意图 Fig .2 Soil indicating map 5.
13、 非饱和土壤水非饱和土壤水水气在温度梯度作用下的运移分析水气在温度梯度作用下的运移分析 温度会引起土水势、水气压力的变化，当存在温度梯度时，必然引起土水势及水气压力的梯度。 为了分析这一变化过程， 建立如下模型， 其示意图如图(2)。 记初始含水率为 0，温度为 T0，对 A 点进行加温。平衡时，A 处温度为 TA，B 处温度为 TB，且 TATB，以 A点为圆点，AB 向建立坐标系，取为 X 轴，设其中的任一点的温度为 T=( )f x，则温度梯度为()dfx dx。当 X 足够大，由于温度作用范围是有限的，则可以近似认为 B 点温度不变。 初始温度时，土颗粒表面水膜与空气中的水气处于平衡状
14、态，当然这种平衡不是绝对的平衡，而是一种动态的平衡，即水膜的脱水与吸附的速率相同，记水气的压力为 P0。温度对水气压力产生影响，当温度增大时，水气压力变为 P0+PdTT ，温度梯度将产生水气压力的梯度，从而使水气由高温流向低温，随着温度的降低，水气运移过程中不断地凝结吸附，从而使低温区的含水量增大。 由于处于非饱和状态，则压力势 P为 0。从理论上讲，只有当存在半透膜时，溶质势的梯度才会影响土壤水分的流动，而实际土壤中不存在半透膜，因而溶质势是可以忽略的8。进而土水势可以写成下式 =g+P +m =g+m 在此我们不关心土水势的大小，而只关注土水势的差。初始时基质势 m记为m，温度为 T 处
15、，基质势记为T m。由于基质势与含水量 、温度 T 有关，当其它条件不变时，则可写成如下表达式 =g +m+mdTT +md 文献9中对温度对黄泥巴、 塿土及黑垆土土水势的影响作了试验。 如黑垆土的温度对土水势的影响关系如图（3）所示，温度对土壤水势具有明显的影响，在一定的含水量时，随温度升高土壤水势升高m T 0。因而在一定含水量时，土壤呈现随温度升高土壤水吸力降低的特征10。 http:/ - 5 -0.6-0.5-0.4-0.3-0.2-0.109 12 15 18 20 21 23 24 26 29 32 35温度()土 水 势 (105)含水率(18%)含水率(21%)含水率(24%)图 3 温度对土水势的影响(样品为黑垆土) Fig 3 Relaitonship between temperature and soil water potential(sample is heilu soil) 从实验结果也可看出在同温下，测得的土水势随着含水率增大，土水势增大，吸力降低，因而m 0，对于黑垆土实验部分结果如图（4） 。 -0.6-0.5-0.4-0.3-0.2-0.1018%21%24% 含水率土 水 势 (1 05)915212632图 4 含水量对土水势的影响(样品为黑垆土) Fig.4 Relationshi
