土壤物理学.docx

1、土壤物理学土壤物理学土壤水分特征曲线在相同的高度下，饱和土壤和自由水体系是平衡的。土壤水受大气压力，因此，在参考自山水体系静水压力是零（零压力意味着零吸力）。在没有流出之前，轻 微的吸力也适用于饱和土壤中的水，当吸力大到超过某一临界值，土壤中最大孔隙 中的水开始排出，同时空气进入土壤填充这一空间，这个关键的吸力就是所谓的进 气吸力。当开始饱和时，在粗糙质地和有大孔的良好聚合的土壤中，土壤吸力一般 很小，但是，在密度差的聚合中纹理或是好纹理的土壤中土壤吸力一般比较大，因 为在粗纹理的土壤中很多空在大小上被统一，这些典型的能展示关键空气吸力现象 的土壤比那些孔径尺寸比较多的土壤做起来更加明显。随着

2、空气吸力被应用，将要被抽空的所有孔中的第一个将是比较大的一个，针 对空气吸力的运用，它不能保留有水，回顾毛细管方程（），我们可以很稳的预测 空,P, 2, /r气吸力，慢慢增加将会导致越来越小多的毛孔变空，直到达到一个很高的吸力 值，仅仅剩下的那些很狭窄的孔有水，相似地，土壤水吸力增加、减小和吸附于土 壤颗粒表面的水化封皮的厚度有关，因而土壤吸力的增加也与降低土壤的湿度有 关。在平衡时，土壤中剩余的水量是冲水空的大小和数量，还有吸附在颗粒上的水 量的函数，因此它是一个矩阵水吸力函数，这个函数通常是通过实验测得，在图形 上称此曲线为土壤保持曲线，也被称作土壤水分释放曲线或是土壤水分特征曲线。迄今

3、为止，对于土壤水吸力与基本的土壤特性的湿度关系的预测没有什麽普遍 理论存在，（纹理和结构），一般来说，吸附和孔隙儿何效应太复杂而不能通过简单 的模型来描述，儿个经验已经提出，明显的描绘了土壤和有限土壤吸力范围内的土 壤水分特征。在1996年维赛尔提出这样一个方程：be (6. 34) , a(f,)/,，式中:，一土壤水吸力;f土壤孔隙率;一土壤容积含水率;a, b, c均为经验系 数和指数由于计算它的常量太困难，这个方程被阻止适用，维赛尔发现常量b取(T10, a取03, f取0. TO. 6各不相同。laliberle(1969) whiteti (1970)等人、Su 和 Brooks

4、(1975)以及 Gennuchten(1978)提出描述含水量和土壤水吸力之间关系的方程。U前常用的方程 是Brooks和Corey P 1966年提出的:,(6. 35) (, /,)rmre,，因为土壤水吸力值比进气吸力值大，指数表示孔径分布指数，在这个方程 中，e,，是土壤容积含水率，(是土壤水吸力的函数)，是最大含水率(饱和或接近饱 和)，是mr指剩余含水率仍以很高吸力保留在不能形成连续网络的小孔隙里(比如 内总孔隙)。其较大部分，土壤水分特征曲线被描述成双曲线，在1970年，加德纳等人提 出经验公式：,b (6. 36) , a,常数b对于砂质土壤有一个4. 3的值，这个关系仅仅适

5、用于特征曲线有限的部 分，所以在一个相对狭窄的范围内，分析含水率的变化过程是有用的，(在分配或内部 排水)。仅仅方程的描述，不适用于接近饱和的湿度范围，在土壤水分特征曲线 上，一个拐点把曲线分成两个区，每个区分别用不同的函数表示，为了描述整个曲 线Gennuchten于1980年 提出了这个公式：n, m, 1, a, c公式中的a、n、m是按以下说明的经验参数:aO;nl; ;0mr,所以。脱湿过程取决于连接渠道的狭小半径，然而吸 湿过，rR程取决于孔隙的最大直径。这些不连续的水分的喷加就是所谓的海恩斯跳跃 （晚于W. B. Haines,他在1930年首次提出这个现象），此现象在粗砂中很容

6、易看 到。低吸力范用内砂质土壤的滞后现象比高吸力范用的明显。这两个完整的特征曲线，从饱和状态到干燥状态（反之亦然）是水分特征曲线滞 后现象的主线，当湿润的土壤排水，或当脱湿的土壤再润湿时，吸力和土壤湿度的关系遵循某曲线，形象地描述为从一个主线移向另一主线。处于这两条曲线之间 的线就叫扫描曲线。循环变化往往需要干、湿交替形成扫描曲线，山此它将在在两个主干线之间形 成循环（见图6. 12） o这样之间的关系将变得复杂。曲于它的复杂性，滞后现象经 常被忽略。，在文学上，土壤水分特征曲线常被报告为解湿曲线，也称作土壤水分释放曲 线。吸湿曲线也相当重要，但是很难去描述，所以对其的描述不很频繁。滞后性的概

7、念是在独立域理论（Poulovass订is, 1962）和非独立域理论（Muatem 和miller, 1979 ;Mualem, 1984）之间变换的。前者基于“所有的孔都独立排水” 的假设基础之上，后者认为仅仅和空气相通的孔能排水，这通道取决于周围的孔是 充满水还是充满空气。考虑到它的独立性，独立域条件是可以运用的。在过去，滞后性一般在土壤物理学的实践中被忽略，在涉及到单向吸湿（例 如，渗透）提及到。但是滞后性在干、湿同时发生变化或土或是单向干燥（例如，蒸发）的 过程中才被壤外轮廓的变化中（例如，水分的重分布）也是非常重要的。相同质地和结构的 两层土壤也会彼此平衡（例如，相同的能量状态）。

8、如果它们的吸湿-脱湿情况不 同，它们在湿度方面也有差别。另外，滞后性能够影响动态和静态变化，以及土壤 的性质（例如，热力传导和流动现象）。土壤水势测定方法在很多环境和工业的调查中，本章前面所提到过的测定土壤含水率的方法显然 是非常重要的，但是它没有对土壤中水的状态进行确切的描述。要获得这一确切描 述，土壤中水的能量状态（土水势或吸力）的测定是非常必要的。一般来讲，我们需要分别对土壤含水量和土水势进行描述（Phene.等人，1992）,因为基于土壤样品 的校准曲线的转换是常常是不可靠的。现在我们描述儿种适用的测定土壤水势的方法。张力计法张力计是用来连续测定土壤基质吸力（也称作土壤水分张力）的装置

9、。张力讣的 基本组成见图6.13。此装置包括一个多孔杯，其材料一般为陶瓷，将其通过一根 管连接到压力表，装置的各个部分都充满水。将杯子置于土壤中用于测量吸力时， 杯中的散装水通过液压接触和陶瓷杯壁上的孔与土壤中的水趋向平衡。将杯子置于 土壤中时，在张力计中的水一般处于大气压作用下。土壤中的水处于负压，在吸力 作用下，水将会从密闭的张力计中流岀。结果，张力计中压力低于大气压，分压力 由压力表指示，它可能是一个简单的充满水或汞的U型管，一个真空计或是一个电 传感器。这个仪器在土壤中一段时间后，便开始追踪土壤基质吸力的变化。当土壤中的 水通过排水或植物摄取耗尽时或是通过降雨或灌溉补充时，测量计上就会

10、显示相应 的读数。由于杯子和周圉土壤以及杯子和土壤的接触区域的液压阻力，土壤中张力计的变化比 吸力的变化滞后。滞后的时间通过使用空型设备或是一个带有传感器的压力表来使 它降到最小，这样张力讣随土壤基质吸力变化时不会有水的流出。因为张力计陶瓷杯的外壁能渗透水和溶质，土壤溶液中的溶质能自山地扩散到 杯里，因此张力计陶瓷杯中的水和土壤中水的成分和浓度趋向相同，因此，张力计 不能测定土壤水的渗透吸力（除非它配备了辅助的盐度传感器）。张力计通常来测量吸力值在ldtm（约为lbar或是100KPR以下的基质吸力。这 主要是因为真空计或是压力表测量的是相对外部大气压的部分真空。即使它测量的 是和相对大气压无

11、关的压力（例如，通过电阻压力表来完成），从宏观上讲，我们在 测量超过latm的张力时仍会面临水柱失败（而狭窄的毛细管中的水能连续保持很高 的张力，例如，大树木质部管中的液态水的连续）。另外，陶瓷主要由多孔材料和 透水材料组成的，有利于土壤水与吸力的快速平衡，高吸力会导致土壤中的空气进 入杯中。进入的空气会使得内部张力产生的压力和大气压相等，这样，即使张计不 显示，土壤吸力也会继续增加的。实际上，大部分张力计的测量范围约为00. 8atm（80KPa） o为了测量更高的吸 力，科学家们发明了测量土壤空气相对湿度的干湿表和带有半透膜的渗压计。张力 计有限的测量范围并没有影响到它的广泛适用。虽然00

12、. 8 atm的吸力范围只是这 个领域的总吸力范围的一小部分，它却包括了土壤湿度范围的绝大部分。对田间土 壤而言，此张力范围占植物可利用的土壤水总量的50%还多（在粗质地土壤中占7概 其至更多）。而在土壤管理（像灌溉）中，保持土壤的低吸力状态最有利于植物生 长，这时张力计就显得非常有用了。III于在低静水压力（或较高的温度）下气体溶解度的降低，以及未饱和土壤中的 空气通过陶瓷杯的多孔壁而扩散，气泡会在连接多空杯和压力表的充满水的管中频 繁产生。虽然气泡的存在对张力的测量影响不大，但它却降低了张力计的灵敬度。 定期地清除气泡或清洗管子的技术已基本成熟（Cassell and Klute, 198

13、6） o张力讣较高的成本，会限制它在测定土壤水分分布特征和复合土壤吸力模式方 面的应用。张力讣对它不同部位的温度分布很墩感。因此，张力讣的地上部分应做 适当的防护以避免阳光的暴晒。在安装张力计时，应当确保土壤和杯子之间良好的 接触，这样平衡就不会受到接触区域的阻抗流的影响。尽管张力讣也有缺点，但它 是比较实用且便于商业推广的仪器，在技术人员的正确使用下，它能为我们提供准 确的有关土水势的数据。张力计被广泛用于指导农田、果园以及盆栽植物的灌溉时间（Richards和 Weaver, 1944）.实际运用时，我们通常把张力计放在根区附近的不同的土壤深度 中，当张力讣的指示的基质吸力值低于设定值时，

14、就应该对土壤进行灌溉了。置于 不同土壤深度的张力讣可指示植物根,，系所需的灌溉水量，也可以描述土壤水力梯度的计算。如果分别是土壤表123nz, z, z? , z面以下深度(以mm计)水头(1mm的水头的压强约为10P&)的基质吸力 123n值，则在z和z深度之间平均水力梯度为：d,/dzd,/dzii+ld,/dz, (, , z), (, , z)/(z, z) (6. 38) i, li, liii, li根区以下土壤水力梯度的测定尤为重要，因为那里水运动的方向和幅度都不容 易确定。热电偶湿度计法平衡状态时，土壤水的势能和周围环境空气中水蒸气的势能相等。空气可看作 为一个理想的仅允许水分

15、子通过的半透膜(假设溶质是不挥发的)，所以在确保热平 衡的前提下，忽略引力效应，蒸汽势能就可以看成是是基质势和渗透势的和。湿度计是一种用来测定相对湿度的仪器，也就是在相同种温度下，空气中水蒸 气的分压和水蒸气饱和的空气中的水蒸气的平衡分压的比。湿度计一般是用来测定 山干、湿球温度汁所测得的温度之间的差别。干球温度计用来测量其与周围空气达 平衡状态时，非蒸发表面的温度。湿球温度计用来测量可蒸发表面的较低的温度, 蒸发表面的潜在热量按蒸发率的比例被吸收。如果空气中相对湿度比较低，它的蒸发的需求和蒸发率将升高，导致湿球温度 相对于干球温度明显降低。气体和潮湿的土壤平衡时，空气的相对湿度将取决于温 度

16、和土壤中水的状态。温度相同时，山于吸附作用、毛细作用和溶质作用的制约， 土壤中水的蒸发能力将会被降低(和纯的自山水相比)。因此未饱和土壤中的空气的 相对湿度将会低于100%,在渗透势和基质势的作用下，饱和蒸汽的逆差将取决于 土壤水势或吸力。然而，从大部分土壤水分的变化幅度来看，饱和逆差是非常小 的，一般不到2%。如果我们想通过测定平衡状态时，周围环境空气的相对湿度来 测量土壤的水势，那就必须使用非常精确的湿度讣。幸运的是，具有高灵敬度的微型热电偶湿度计有了很大的发展，使得土壤水势 的测量成为可能(Dalton 和 Rawlins , 1968 :Brown , 1970 ;Rawlins 和

17、Campbell, 1986).热电偶是两种不同金属的双点连接。如果这两个接点的温度不 同，两点间将产生电压差，同样，如果这两个接点的电动势不同，两点间将产生温 差，即一点被加热另一点被冷却，反之亦然。土壤湿度计(图6. 14) 111电偶组成， 将电偶的一个接点置于空多孔杯中，将多孔杯埋进土壤时，其中的一个接点就会和 土壤中的空气达平衡状态。另一个接点放在能缓冲环境温度变化的绝缘介质中。操作过程中时，当施加一个电动势之后，暴露在土壤空气中的接合点便会冷却 至土壤空气的露点以下，在它上面凝结出小水滴，此时它就相当于一个湿球温度 计,这就是所谓的珀尔帖效应(Yavorsky和Detlaf, 19

18、72 )。然后冷却停止,随 着小水滴的蒸发，接合点达到一个儿乎恒定的湿球温度，直到干燥后才与周围温度 相平衡。在湿球蒸发时，它与作为干球的绝缘接合点之间的温差就会产生一个电动 势，这个电动势指示着土壤水势的高低(低蒸汽压力与纯自山水有关)，其根据是：,RTln(p/p) (6. 39) 0式中:P土壤水蒸汽压力;P相同温度和压力下纯自由水的蒸汽压力;R水蒸 气的特定0常数。蒸汽压或相对湿度对温度变化相当敬感，因此需要很准确地控制和监测温度。 在野外条件下，测量精度约为50KPa(0. 5bar)土水势。因此电偶湿度计在测定低基 质吸力土壤的土水势时不够精确，因为吸力的极小变化就会使土壤湿度变化

19、很大。 张力计也适用于低吸力范圉的土壤。在张力计的测定范围以外（例如，0.2、5KPa或 是250bdr）,使用热电偶湿度计来测定就非常合适了，此时单位吸力的变化不会 引起湿度的明显变化。热电偶湿度计主要用在研究上，现在也作了大量的商业推 广。另外，它也可用来测量植物的水势。散热量法另一种测定土壤水势的方法是基于土壤的散热率。热的传播速率山热导率决定，而热导率乂是土壤水势函数。许多研究者（例如，Marshal 1和Holmes, 1979;Phene等人,1992）发现这个函数儿乎是线性的。实际运用时，将热源 和土温度传感器嵌入多孔的陶瓷块中，然后将陶瓷块插到土壤的某深度上。分别在 在标准热脉

20、冲应用之前和之后的某时刻测定其温度，这样就可以测定不同的土水势 了。该方法的优点是，它可以在张力计的测量范围之外使用。其主要缺点是:仪器 需要仔细地校准;且可能受滞后性的影响。土壤水分特征曲线的测定方法土壤样品湿度和基质吸力吸力的关系，通常是在实验室中确定的，在低压范圉 lbar）内采用张力板装置（见图6. 15）,在高压范围内采用压力板或压力膜装置 （见图6. 15）,这些装置可以测量吸力值的大小而且可以重复测量每一种吸力下的 土壤的湿度（Klute, 1986） o如果土壤空气保持在一个大气压，穿过张力板的压力受到真空或悬挂水柱的控 制，则lbar或lOOkpa） 大于lba（例如20ba

21、r通过张力板装置所能获得的最大吸力值 为1个大气压（或者更大）r的基质吸力值可通过增大气相压力来获得。这需要将多孔板放在气 压调节室里，如图6. 16所示。通过这种装置得到的基质吸力的极限值大小取决与 该室的设计压力（例如，它的安全工作压力）和饱和多孔板能够承受的而不让空气气泡通过的最大气压。一般地，陶瓷板不能承受大于2MPa(20bar )的压力，但酷酸纤 维板可以承受高达lOMPa(lOObar)的压力。在低吸力范围内(OlOOKPa相当于Olbar), 土壤的持水性受土壤结构和孔径 分布的影响很大。因此对扰动土样(例如，烘干、筛选、和人为包装样本)的测量结 果不能代表真正的土壤状况。因此

22、使用原状土样是可取的。原则上更好是，现场测 量湿度(例如，运用中子水分探测仪或TDR)和吸力(用张力汁法)来测土壤水分特征 曲线(Bruce和Luxmoore, 1986)。但是，这种方法在野外常常会因为土壤的非均匀 性和平衡的不确定性以及滞后现象而失败。土壤水分特性还取决于水的性质，土壤 的渗透可能会影响其复杂的组成和膨胀、分散现象，以及土壤孔隙的体积和形状。用吸力板或压力板测量土壤持水性时，必须注意样品的卑度，因为它影响平衡 所需时间。太厚的土样可能需要很长的时间达到平衡，并可能表现出样本表面和底 部之间水分含量的明显差异。我们已经提到，土壤水分有滞后性特征(Klute, 1986)。通常

23、，我们把逐渐地 从最初的适用于排水、蒸发或植物从土壤中摄取水饱和土样中提取水而测得的曲线称为 脱水曲线，其分的过程。而吸水曲线主要应用于渗透和吸湿过程的研究。在吸湿过程中，测 定土壤水吸力和土壤含水量的关系时需要改进这种装置(Tanner和Elrick, 1958) o 土壤从湿润状态脱水或从干燥状态吸水的主曲线和扫描曲线都是对土壤水 分特征曲线的滞后现象的一个完整的描述。米勒(1980)对土壤水的缩放现象的相似 率标准进行了准确描述。例题3在表6. 3中的数据，得到了灌溉前和灌溉之后的重力。在灌溉前后，讣算每 层的质量含水量和容积含水量，并确定每一层水深(单位:mm)4从中子仪的汁数器知道，当土壤的容积含水量为15%时，每分钟计数 24000,当土壤的容积含水量为40%时，每分钟汁数44000,我们得到的线性方程 (Y二mx+b其中Y是分钟计数，X是容积含水率，m是直线斜率b是对Y轴的截距)， 根据方程找到含水量对应的讣数率为每分钟30000.