土壤非饱和导水率温度效应研究

《土壤侵蚀与水土保持学报》第3卷第3期1997年9月

JournalofSoilErosionandSoilandWaterConservation　　　　　　　　　　　　Vol.3No.3　Sep.,1997

土壤非饱和导水率温度效应研究

冯　浩　韩仕峰

(

中国科学院

水土保持研究所,陕西杨陵　712100)

水　利　部

摘　要　为计算黄土高原3种土壤不同温度下的非饱和土壤导水率,采用土壤水分动力学方法和数值模拟,利用室内试验分别对3种土壤在不同温度下的土壤水分特征曲线,湿润峰下渗速率以及湿润峰湿度与湿润剖面平均湿度的关系进行了定量研究。得到了以下结果:(1)建立了

b黄土高原3种土壤非饱和土壤导水率温度效应的定量模型:K(H)=$TaH+KTre,本模型为

了解田间土壤水分的动态变化及评价土壤水分有效性提供了理论依据。(2)在已有模型的基础上,计算了不同含水量下,温度升高1℃所引起非饱和土壤导水率和土壤有效水的净增加量,并推导出更为直观的温度对土壤水分传导有效性影响的定量模型,可以直接计算不同温度下非饱和土壤导水率的温度效应。

关键词　非饱和土壤导水率;　温度效应;　数值模拟;　再分布法

TemperatureEffectofSoilUnsaturatedWaterConductivity

FengHao　HanShifeng

(InstituteofSoilandWaterConservation,ChineseAcademyofSciencesand

MinistryofWaterResources,Yangling,Shaanxi712100)

Abstract　Inordertocalculatethesoilunsaturatedconductivityofthreedifferentkindsofsoiltypesonloessplateauunderdifferenttemperatureconditions,thequantitativeexperimentshavestudiedtherelationsbetweencharacteristiccurveandtemperaturefactors,therelationsbetweenwettingfrontinfiltratingspeed,thewatercontentofwettingfrontandaveragewatercontentseperately.Theresultsaredescribedasfollows:(1)Establishedthreequantitativemodelsinpre-b

)=$TaH+dictingunsaturatedsoilwaterconductivityofthreesoiltypesonloessplateau,K(H

KTre,andthemodelsprovidedtheoreticalbasisforfindingoutthedynamicchangeandappraisingtheavailabilityofsoilwater.(2)Basedonthesemodels,thenetincreaseofsoilavailablewaterandsoilunsaturatedconductivityofdifferentwatercontenthavebeencalculatedwith1℃increaseoftemperatureandtheclearerquantitativemodelsofdirectlycalculatingtemperatureeffecthavebeenderived.

Keywords　soilunsaturatedconductivity;　temperatureeffect;　numericalsimulation;　

第3期　　　　　　　　　　　　　冯浩等:土壤非饱和导水率温度效应研究

77

redistributionmethod

有关SPAC系统中土壤水运动的研究,涉及许多因子,其中温度因子起很大作用。温度对土壤水运动的影响,在温凉、寒冷地区甚为突出,它限制着整个作物吸水层的土壤水分移动速度,因而,对植物生长来说,温度直接影响到有效水的变化量及供给量的大小。在干旱和半干旱地区温度和植物生长的关系更为密切。

过去,大多数从事土壤水分定量研究的工作者,都未考虑温度变化对土壤水分运动的影响。据已有研究表明,土壤本身就是一个非等温介质,其日温变化深度达到20～30cm,季节性温度变化深度一般可涉及到50～150cm,直接影响到土壤水分的移动性能和对植物有效供水的多少。

从事温度与土壤水分研究的工作者,大部分人都集中于水温效应机理及其模型的定性研究,然而以定性认识为基础,运用定量方法反映生产问题的研究还非常少。本研究工作的目的就是希望运用定性水温关系的研究结果,模拟不同温度下土壤水分移动性能变化,并通过微机处理,建立几种主要土壤的有效供水模型,使水温关系研究向定量化方向前进一步。

1　实验部分

1.1　材料

试验所用土样有3种:黄绵土(安塞)、缃黄土(固原)和土娄土(杨陵)。分别为黄土高原3种质地土壤轻壤、中壤、重壤的代表样。3种土样采取的深度都为0～50cm。然后将土样风干、磨碎、过1mm筛,混匀。1.2　实验方法

土壤水分特征曲线用离心法测定。采用HITACH冷动式恒温离心机,测定3种土样在1,5,10,15,20℃下的土壤湿度值并汇集为特征曲线。

选用再分布法求取土壤导水参数,再分布法其数学模型可用下式描述[6,10]:

K(H)=

　　式中湿润峰处的湿度梯度述。

mnH(H-Hi)C(H)()H-Z0[()-Hi]

K(H)=×2

HC(H)()+dH[()-Hi]m[()-Hi]ccc

只需根据实验确定常数c,d,m,n后,就可进行K(H)的计算了。本方法的范围:永久凋萎湿度至田间持水量的80%。

本方法的优点:以严格的数学分析和实验程序为根据,简单易行,花费很小。

Z-C(H),可以表达成湿润峰湿度的函数。但其表达式取决于湿润峰5Z

湿度与湿润剖面平均湿度之间函数关系所取的形式。当两者之间为幂函数关系时,可用下式描

2　实验结果与讨论

78

土壤侵蚀与水土保持学报第3卷　

(H)的模型中,涉及到比水容量C(H),湿度梯度2.1　比水容量温度效应子模型的求取

和湿润峰前进速率Vz的求取。5Z

比水容量温度效应子模型的求取,必须获取不同温度下的土壤水分特征曲线,推求出土壤水势温度效应方程,才能建立比水容量温度效应的子模型。

2.1.1　拟合土壤水分特征曲线,求取土壤水势值　为了得到不同温度下的比水容量C(H),必须先对不同温度下土壤水分特征曲线进行拟合。目前为止,由于土壤水分特征曲线方程还无法由理论直接推出,研究者们一般都采用经验公式来求取土壤水分特征曲线。本文采用幂函数形式进行拟合:

H=aW-b

式中:a为土壤吸力10Pa时的土壤含水量,它是曲线在坐标中的高度,a和b与土壤物理性粘粒含量有明显的线性关系。

表1为3种土壤在不同温度下土壤水分特征曲线的a、结果表明:相关系数r达b值拟合表。0.964～0.999,3种土壤的拟合模式都具有较高的拟合度和准确性。

表1　3种土壤在不同温度下的a和b值

[7]5

Tab.1　Theaandbvaluesofthreesoilsindifferenttemperature

土壤名称

温度(℃)

13

黄绵土

5101515

缃黄土

10152015

土娄

a0.108050.106340.104970.101230.098400.160130.159280.159090.156410.155960.198780.197770.196440.195790.19358

b0.3210.3120.3110.3430.3380.2530.2600.2610.2610.2630.1800.1800.1790.1800.184

r0.9640.9640.9650.9720.9640.9940.9950.9960.9960.9960.9990.9990.9990.9990.999

土101520

2.1.2　推求土壤水势温度效应方程　为了建立土壤比水容量C(H)的温度效应方程,必

须首先建立土壤水势温度效应模型。土壤水势温度效应可用土壤水势温度系数()w定量表

示,它是在一定含水量下(重量w%),单位温度变化所引起的土壤水势的变化量。可由不同温度的土壤水分特征曲线计算出不同含水量下土壤水势的温度系数。

,

第3期　　　　　　　　　　　　　冯浩等:土壤非饱和导水率温度效应研究

79

)w。而且土壤水势的温度效应随着土壤由湿变干而逐渐增大,在含5T

水量相同时,3种土壤的温度效应呈现出土娄土>缃黄土>黄绵土,即质地粘重的土壤对温度的即为土壤水势温度系数(

反应更加敏感,这与张一平(1990)的研究结论一致

[8～9]

。

通过回归分析表明(表2):3种土壤的含水量与其对应的温度系数呈如下指数函数关系。

c+dH()w=e

表2　3种土壤水势的温度系数

Tab.2　Thetemperaturecoefficientofthreesoilspotential

土壤名称黄绵土缃黄土

土娄

水势温度系数(Y)Y=e0.071-34.9HY=e0.629-36.1HY=e1.630-32.1H

含水量范围0.05～0.250.085～0.200.12～0.30

相关系数0.9860.9940.994

土

2.1.3　建立土壤比水容量的温度效应子模型　土壤水势温度效应模型建立后,即可进行土壤比水容量温度效应模型的推导。已有

H=aW-b

根据比水容量的定义有

C(H)=

又知土壤水势的温度效应可由下式描述

(

对(3)式积分

)w=ec+dH5T

(3)

-b-1

=-abWdW

(2)(1)

求解得

WTre为参考温度时的土壤水势值。将(5)式代入(2)式得到

()w=

∫

e

c+dH

(4)

W=$Te

c+dH

+WTre(5)

-b-1

C(H)=-ab($Tec+dH+WTre)

(6)

　　对于同一种土壤,其c,d值不变,理论上在得到a,b的情况下,根据(6)式就可以预报任一土壤温度下的土壤比水容量。

2.2　5H/5Z参数值的求取

为了求得不同温度下的非饱和土壤导水率,还需要确定不同温度下湿润峰处的湿度梯度。根据再分布方法,湿度梯度可以表达成湿润峰湿度的函数。但其表达式取决于湿润峰湿度与湿润剖面平均湿度之间函数关系所取的形式。对3种土壤平均湿度-f分别H与湿润峰湿度H-进行直线函数、指数函数和幂函数等形式拟合,结果见表3,其中Hf与H的单位都为cm/cm。

3

3

80

土壤侵蚀与水土保持学报第3卷　

与土壤湿润峰湿度之间以幂函数关系为优。

表3　3种土壤平均湿度与土壤湿润峰湿度关系拟合

Tab.3　Threesoilsregressiontablefortherelationshipsbetweenthewater

contentatwettingfrontandtheaveragewatercontent

拟　　合　　方　　程

土壤名称

直　　线

黄绵土缃黄土

土娄

r0.9940.9920.993

指数函数

-3.64+Hf=e-3.66+Hf=e-4.27+

Hf=e

-5.83H-5.68H-6.95H

r0.9950.9920.993

幂函数-1.70

Hf=1.23H-1.67Hf=1.10H-1.87Hf=1.09H

r0.9970.9980.999

-Hf=-0.11+0.91H-Hf=-0.10+0.84H-Hf=-0.08+0.67H

土

2.3　VZ参数值的求取

实验测定了湿润峰深度随时间变化的过程,从而可以计算湿润峰的前进速率,湿润峰深度

和平均含水量有确定的关系,因而可由实验资料求出湿润峰前进速率与平均湿度的关系。表4反映了不同温度下3种土壤入渗速率的变化,入渗曲线用幂函数拟合,即

Z=Z0+mt

n

式中:Z——湿润峰入渗长度(cm);Z0——为所加水其水面刚刚消失时,土壤剖面的湿润长度(cm);t——为时间(min);m,n——为常数。

3种土壤的拟合结果列于表4。在入渗曲线已知的情况下,湿润峰前进速率与平均湿度的关系可以用理论公式推出。

表4　垂直入渗的特征参数

Tab.4　Thecharacteristicparameterofverticalinfiltration

土壤名称

温度(℃)

510

黄绵土

152840510

缃黄土

152840510

土娄　土

Z06.957.107.207.407.586.907.107.387.587.726.006.246.506.807.04

m0.58090.58840.59340.60460.63440.44820.49250.54910.59210.63760.25670.27250.28710.33120.3736

n0.34680.35060.35640.35860.35960.36000.36000.35980.36120.36180.42350.43510.44970.45020.4516

r0.9950.9860.9960.9990.9980.9890.9670.9950.9900.9920.9950.9850.9910.9670.995

152840

第3期　　　　　　　　　　　　　冯浩等:土壤非饱和导水率温度效应研究

81

2.4　非饱和土壤导水率的温度效应模型

至此建立非饱和土壤导水率温度效应模型所需的几个重要参数值都已获得。将不同温度下的c,d,m,n值代入K(H)模型,并把由土壤水分特征曲线得到的不同温度下的C(H)代入,即可求出不同温度下的土壤非饱和导水率。计算结果表明,在一定土壤含水量范围内,土壤非饱和导水率与温度呈线性关系,因此温度对土壤非饱和导水率的影响,同样可用一个温度系数()H来定量表示,()H的含义为在一定含水量下,温度改变1℃所引起的土壤非饱和导水率的变化量。在不同温度下土壤非饱和导水率已知的情况下,可以计算出()H,计算结果表

明,在一定含水量范围内,土壤非饱和导水率的温度系数()H与土壤含水量呈幂函数关系。

b

()H=aH　　3种土壤的非饱和土壤导水率温度系数与土壤含水量关系的拟合方程列于表5。

以5℃为参考温度,已得到参考温度时3种土壤的非饱和导水率与含水量关系为　　　　　　黄绵土　　　K(H)=e

缃黄土

土娄

-21.6538+65.0816H

K(H)=e-23.4663+53.7054H

8.6386

K(H)=0.1282H

土

对土壤非饱和导水率温度系数方程求积分,得

b

K(H)=TaH+KT0

　　用参考温度下的KTre代替KT0,则上式变为

bK(H)=$TaH+KTre

　　其中a,b值是与土壤性质有关的常数。至此我们得到了5～40℃范围内,任意温度下土壤非饱和导水率的数学模型。

表5　土壤非饱和导水率温度系数(Y)与含水量的拟合方程

Tab.5　Theregressionequationbetweenthewatercontentandtemperature

coefficientofunsaturatedhydraulicconductivity

土壤名称黄绵土缃黄土

土娄

拟合方程

7.1261Y=0.7905H7.1911Y=0.0235H8.1745Y=0.0097H

含水量范围0.06～0.140.08～0.200.10～0.24

r0.9970.9960.998

土

2.5　温度对土壤水分有效性的影响

土壤水分有效性的问题,历来是土壤学界一个非常有争议的问题,我们仅以温度变化影响

导水速率加快来讨论水分有效性变化问题。第一是凋萎湿度时温度对土壤水分传导性的影响;第二是田间稳定湿度时温度对土壤水分传导性的影响。用本模型提出的非饱和土壤导水率表达式计算。结果列于表6和表7。

两表中的和表示在土壤含水量不变的条件下,温度升高1℃引起土壤非饱和导水率

82

土壤侵蚀与水土保持学报第3卷　

度下,3种土壤每升高1℃,土壤非饱和导水率平均增加了2.00%,每升高1℃所能有效化的水量黄绵土、缃黄土、土娄土分别为0.13%,0.13%,0.26%,平均有效化的水量为0.17%。在田间稳定湿度下,3种土壤每升高1℃,非饱和土壤导水率平均增加了14.79%,每升高1℃所能有效化的水量分别为0.28%,0.16%,0.36%,平均有效化的水量为0.26%。凋萎湿度值时因温度升高而增加的有效水为难效水,田间稳定湿度时因温度升高而增加的有效水则为易效水。

表6　凋萎湿度时温度对非饱和土壤水分传导性的影响

Tab.6　Theeffectoftemperatureonunsaturatedhydraulicconductivityinwiltingmoisture

土壤名称黄绵土缃黄土

土娄

含水量(ml/ml)

6%8%12%

1.2300.3430.291

净增率(%)2.17%1.63%2.18%

0.0780.0440.023

0.0013010.0013040.002612

净增率(%)2.16%1.62%2.16%

土

表7　田间稳定湿度时温度对非饱和土壤水分传导性的影响

Tab.7　Theeffectoftemperatureonunsaturatedhydraulicconductivityatfieldstablemoisture

土壤名称黄绵土缃黄土

土娄

含水量(ml/ml)

13.40%18.74%21.21%

5K

4.761.390.30

净增率(%)19.69%9.16%15.54%

5W

0.00310.00030.0004

5AW0.0027620.0016370.003564

净增率(%)2.06%0.87%1.68%

土

为进一步计算各种状况下的温度有效水变化量,我们还推导转化了两个方程式:

一是反映土水势温度效应的方程,表达式为

$W=$Tec+dH

　　它是通过土水势变化确定水分传导性能的方程。上式的含义为在一定含水量下,土壤温度的升高引起水势的净增加值,$T为土壤温度与参考温度的差值,c,d为待定常数,由土壤的性质决定。

二是反映非饱和土壤导水率的温度效应方程,表达式为

b

$K(H)=$TaH

　　上式含义为在一定含水量下,土壤温度升高引起土壤非饱和导水率的净增加值。a,b同样为待定常数,由土壤性质决定。通过此式可直接计算出温度对土壤有效水的增加量。在农业生

产上有重要使用价值。上述两式提出后,还需要在田间条件下检验,使之有更广泛的适用性。

3　结　论

(1)建立了黄土高原3种土壤非饱和土壤导水率温度效应的定量模型,本模型为了解田间土壤水分的动态变化及评价土壤水分有效性提供了理论依据。

(2)在已有模型的基础上,计算了不同含水量下,温度升高1℃所引起非饱和土壤导水率和土壤含水量的净增加量,并推导出更为直观的温度对土壤水分传导有效性影响的定量模型,可

第3期　　　　　　　　　　李援农等:均质土壤积水入渗的气阻变化规律及其影响

93

粒土壤的影响要大于细颗粒土壤。这是由于土壤颗粒变粗后,土壤空气通道相应增大,使得土壤排气能力有所加强,但排气过程中土壤空气将与入渗水流产生反向流动和混渗,这一阻力作用不仅表现在粘性阻力和抵抗力上,而且土壤空气将占取更多的水流通道,使入渗水流断面面积减小,从而降低了入渗指数和减小了入渗速度。

3　结　语

积水入渗条件下土壤内存在空气阻力作用,这一阻力作用对水平畦灌和暴雨径流形成产生不同的影响。对水平畦灌来讲,气阻减渗将使得畦首入渗水量减少更多,因而相应提高了水平畦灌的灌水均匀度,并且利用这一有利影响将指导水平畦灌设计,从而达到节水灌溉的目的。如果设计中使用方程(1)式所求得的k和1-A值,需注意土壤质地及与其对应土壤干容重、含水率等因素相对应的水平。

对于水土保持来讲,我们希望增大土壤的入渗能力,因此需要尽最大可能排出土壤内空气,使得土壤空气对入渗的影响降低到最小,这就需要增加土壤空气通道或改变土壤下垫面,使得土壤入渗时排气通畅,以增大土壤的入渗能力,从而减小暴雨径流量。

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(上接第82页)

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