土壤水動力學考題以及答案

1、土壤水基質勢，P14。土壤水的基質勢是由于土壤基質對土壤水分的吸持作用引起的。 單位數量的土壤水分由非飽和土壤中的一點移至標準參考狀態(tài)，除了 土壤基質作用外其他各項維持不變，則土壤水所做的功即為該點土壤 水分的基質勢。土壤水吸力，P18。土壤水吸力是土壤基質勢和溶質勢的負數，在研究田間土壤水分 運動時，溶質勢一般不考慮，因此，一般所說的土壤水吸力指土壤基 質的吸力。導水率，P29非飽和土壤的導水率K又稱為水力傳導度，由于土壤中部分孔隙 為氣體所填充，故其值低于該土壤的飽和導水率。土壤水擴散率，P38。非飽和土壤水的擴散率D(0 )為導水率K(0 )和比水容量C(0 )的比值。比水容量，P19土

2、壤水分特征曲線斜率的倒數即單位基質勢的變化引起的含水 量變化，稱為比水容量。穩(wěn)定蒸發(fā)P133在蒸發(fā)的起始階段，表土的蒸發(fā)強度不隨土壤含水率降低而變 化，稱為穩(wěn)定蒸發(fā)階段。土壤水分入滲P77土壤水分入滲是指水分進入土壤的過程。零通量面P52土壤中任一點的土壤水分通量由達西定律q = -K(V ) 絲給出，m dz當水勢梯度也=0時，該處的通量q=0,則稱該處的水平面為零通量 dz面 ZFP。土壤入滲特性曲線受哪些因素的影響？各影響因素如何對其產生 影響？ P20土壤水分特征曲線受土壤質地、土壤機構、溫度和土壤中水分變 化的過程等因素的影響。一般說，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力條件下土壤的含 水率

3、愈大，或同一含水率下其吸力值愈高。這是因為土壤中粘粒含量 增多會使土壤中的細小孔隙發(fā)育的緣故。土壤愈密實，則大孔隙數量愈減少，而中小孔徑的孔隙愈 增多，因此，在同一吸力值下，干容重愈大的土壤，相應的含水率一 般也要大些。溫度升高時，水的粘滯性和表面張力下降，基質勢相應的 增大，或說土壤水吸力減小，在低含水率時，這種影響表現(xiàn)的更加明 顯。對于同一土壤，即使在恒溫條件下，由土壤脫濕過程和土 壤吸濕過程測得的水分特征曲線也是不同的。這一現(xiàn)象已為很多實驗 資料所證實，這種現(xiàn)象稱為滯后現(xiàn)象。非飽和土壤水力傳導度受哪些因素的影響？如何影響？ P32非飽和土壤的導水率K值大小與土壤質地有關。一般地說，砂 性

4、土壤的導水率比粘性土壤的要大。但是，當吸力值很高時，由于砂 性土壤中絕大部分孔隙中的水被排空，成為不導水的孔隙，此時砂性 土壤的導水率反而粘性土壤的為低。非飽和土壤的導水率K值還與土壤的結構有關。將土壤密實后， 大孔隙減小而小孔隙增加，因此，對于同一含水率，導水率值將隨土 壤干容重的增大而減小。非飽和土壤的導水率K和含水率。的關系，一般認為受滯后作 用的影響較小，但它和基質勢的關系則受到一定程度的滯后影響。土壤蒸發(fā)的三個過程是什么？各過程的特點和決定性因素是什 么？ P133表土蒸發(fā)強度保持穩(wěn)定的階段。在蒸發(fā)的起始階段，當地 表含水率高于某一臨界值時，盡管含水率有所變化，但地表處的水汽 壓仍然

5、維持或接近于飽和水汽壓。這樣，在外界氣象條件維持不變時， 水汽壓梯度基本上無變化。結果含水率的降低并不影響水汽的擴散通 量。另一方面，表土含水率的減小將使得地表土壤的導水率有所降低， 但這正好為土壤中向上的吸力梯度增加所補償，故而土壤仍能向地表 供水。穩(wěn)定蒸發(fā)階段蒸發(fā)強度的大小主要由大氣蒸發(fā)能力決定，可近 似為水面蒸發(fā)強度E0。此階段含水率的下限，即臨界含水率的大小和 土壤性質及大氣蒸發(fā)能力有關。表土蒸發(fā)強度隨含水率變化的階段。當表土含水率低于臨 界含水率以下時，不僅土壤的導水率隨土壤含水率的降低或土壤水吸 力的增高而不斷減少，而且導致土壤水分向上運移的吸力梯度和前一階段不同而呈不斷減少的趨勢

6、。因此，流向地表的土壤水通量，亦即 土壤的供水能力，不可避免的減小下來，由于表層土壤消耗的水分得 不到補充，因此含水率進一步減小，另一方面，隨著表土含水率的降 低，蒸發(fā)強度隨之減弱。（3）水汽擴散階段。當表土含水率很低，例如低于凋萎系數時， 土壤輸水能力極弱，不能補充表土蒸發(fā)損失的水分，土壤表層形成干 土層，干土層以下的土壤水分向上運移，在干土層的底部蒸發(fā)，然后 以水汽擴散的方式穿過干土層額進入大氣。在此階段，蒸發(fā)面不是在 地表，而是在土壤內部。蒸發(fā)強度的大小主要由干土層內水汽擴散的 能力控制，并取決于干土層的厚度，一般來說，其變化速率十分緩慢 而且穩(wěn)定。寫出一維水平入滲問題的定解問題，并簡述

7、解析解求解步驟。P83 對水平半無限長的均質土柱來說，初始含水率）均勻，進水端含水率9恒定（第一類邊界），且擴散率為常數萬的定解問題是（1）9 =99=99 =9（2） （3） （4）上述定解問題可用拉普拉斯變換求解。設未知函數9 （x,t）拉氏變 換后相應的象函數為9（x,p），是拉氏變換參數。按拉氏變換定義（5）9 (x, p) = L bG, t )= j3 e - pt9 (x, t) dt式中，符號L If （x,t）表示就變量t對函數f （x,t）進行拉氏變換。根據拉氏變換定理可知4 二海 G, t）_頃）d 20（x, t） d 2（x, p ）L =t _ dx 2 J dx

8、2由此，基本方程經拉氏變換后為d M，p）一 P （ （x p）=%（6）dx 2 DD此方程是象函數9（x, p）的二階線性常系數非齊次微分方程，方程0=c ex p/D + c e-x p/D + t的通解為（7）為了求得通解中任意常數c1和c2，需要對式（3）和式（4）表示 的邊界條件進行拉氏變換可得0（0, p）=?和布幻）=p此即象函數的定解邊值。將其應用于通解（7），則可求得任意常數c =0和c =00 -0-12 P由此，得出象函數的解為6 （x, P）=00 e f； +?（8）求得象函數（G,p）后，其原函數可由拉氏變換求出，一般可查拉 普拉斯變換用表。如0 p的原函數為0,

9、 eC / p的原函數為 e次二。因此，可得出原函數的解為2 Dt J0（x,t）= & -0 ）erfc J*（9）此即水平入滲時線性化方程的入滲解。寫出穩(wěn)定蒸發(fā)條件下，土壤含水率及吸力分布的定解問題，簡述其求解步驟？ P136定解問題為： TOC o 1-5 h z -D（0）憩-K（0） = E（1）dz0=0z = 0（2）對方程（1）積分，并利用（2）的條件，可得z =牛-羿。0（3）K （0） + E 0以上e s為土壤的飽和含水率，實際上潛水面處的土壤并非完全 飽和，故應取小于es的值。當非飽和土壤的擴散。（e）和導水率K（e） 已知時，式（3）給出了穩(wěn)定蒸發(fā)強度為E時土壤的含水

10、率分布z e。如果未知函數改用土壤水吸力s，相應于（1）、（2）的方程及 TOC o 1-5 h z 條件為r K （s）K-1J = E（4）4 dz J=0 z = 0（5）由方程（4），可知土壤水吸力分布應滿足z = j i_e / k （）ds（6）當已知K（s苗旺后，利用的條件，亦可由數值積分求出土壤水的吸力分布zs。為了對式(6)進行積分，將導水率K (s)用下面的函數形式表K(s) = (7)si + a2a及山都是和土壤有關的常數。2將式(7)帶入式(6),并令a = El a ， P =aa +1，則可得到(8)12ds asm + p對于ni二1, 3/2, 2, 3, 4

11、等幾種情況，由上式積分可得出潛水位以上 土壤水吸力s與局程z的關系。IH=1 時，式(8)積分結果為z = Lln(ocs + ) + c a式中，積分常數由(5)條件定出，c = -lnPam二3/2時，令y3 = p/a式(8)積分結果為a 6y In1 + = arctan(10)積分常數c 133 aym二2時，式(8)積分結果為(11)1z = arctan積分常數c=0oin=3時，令rp = a,則式(8)積分結果為In 以I 6中r|2 +門s + S21+小 arctan中/32s-門(12)711積分常數=- 6j3 arpnv3)(5 ) m=4 時，令 p4 = g /

12、oc 則點ln12 p V2rarctanIr、 ps很 .+ c P-S 2 )(13)積分常數c=0。因此，當土壤導水率的參數匕、。2和m已知時，由以上各式可求 出在給定穩(wěn)定蒸發(fā)強度E時，潛水位以上的土壤水吸力s的分布。土壤化學過程的時間尺度P59膨壓和壁壓原生質體向外對細胞壁產生一定的壓力，稱為膨壓。相應地細胞 壁對內產生壓力，稱為壁壓。膨壓和壁壓大小相等、方向相反。土壤吸附等溫線P60吸附等溫線是在溫度一定情況下描述溶質的吸咐量與溶液中該 溶質濃度關系的經驗方程。這是一種單一離子的吸咐過程的方程，未 考慮競爭吸咐在內。分子擴散P126擴散(Diffusion)指的是由于離子或分子的熱運

13、動而引起的混 合和分散的作用，是一不可逆過程。它是溶液(或該組分成分)的濃 度梯度引起的，只要濃度梯度存在，土壤溶液靜止不流動時，擴散作 用也存在。擴散作用常用費克第一定律來表示。dC 偵-D D下式中J為溶質的擴散通量，mol m -2 s-i 或kg m-2s-i ； D 為溶質的 有效擴散系數m2 s-i ； dCdx為濃度梯度。描述土壤有機質分解的動力學模型有哪些？其適用條件是什么？P101（1）零級動力學模型X = X 0 - kt式中X為t時刻后，剩余的有機質量；X0為初始有機質量；k0為 分解速率常數。該模型適用于易于分解的新鮮有機質。（2）一級動力學模型-竺=kX dt積分后得

14、，X = X e-kt該模型適用于一般有機質分解。如在有機質分解過程中，微生物群的大小和組成隨時間而變化或 有機物質顆粒隨時間而粉碎，增大了與微生物接觸的表面積，都會使 其分解速率改變而偏離簡單的一級動力學方程。在有機質分解過程中的初期階段，易分解的有機質成分較多時， 實際分解速率往往高于一級動力學所預測的速率。而后期當難分解的 有機質，如木質素等占優(yōu)勢時，則實際分解率又低于一級動力學所預 測的。因此有的學者建議，有機質的總分解速率可以用每種級成的分 解速率之和表示。dX $ dX 頂，哥=乙*乙 i=1i=1式中i表示有機質的組成。但土壤中有機質的確切組成與數量不易獲得，上述模型的應用有 一

15、定局限。Hunt（1978）建議將有機質的組成簡化為兩大類，一類分 為易分解的，如糖、淀粉和蛋白質，另一類為難分解的，如纖維素、木質素、脂肪和樹脂等。各自都以一級動力學速率分解，但參數不同。X = Le - kt + （1 - L）e - ht t式中L為易分解有機質的初始比例；k和h分別為易分解和難分 解有機質的分解速率常數。從田間土壤中提取土壤溶液采用什么方法？如何提??？ P46（1）壓力法由田間采集數千克土樣，防止蒸發(fā)，攜回實驗室，置于壓力室（罐） 內，用壓縮空氣加壓，土壤溶液通過下部透水膜流出。然后用此土壤 溶液測定所需了解的項目。此法缺點為需采集大量土樣，并且不能獲 得定位土壤溶液的

16、動態(tài)資料。（2）離心法采集土樣，用離心力分離土壤溶液。（3）置換法這是早期土壤工作者曾采用的方法（Page,et al.,1982）。將潮 濕土壤填裝于底部有出口的柱中。在柱上部倒入置換液體，當置換液 體向下滲透時，原有的土壤溶液被置換，集中于土柱下部，逐步達到 飽和，由出口流出。常用的置換溶液為水和乙醇，也有用0.5%的KCNS 溶液的。此法的關鍵為土壤裝填的緊實度，過于緊實常使?jié)B透性太差。 細質地土壤要注意避免形成泥漿。置換時間過長，會引起微生物活動， 如反硝化作用等，而改變溶液組成。此法優(yōu)點為可以獲得真實土壤溶 液，其缺點為操作上經驗性強，費時太長，同時需較大量土壤樣品， 因此后來不大應

17、用。（4）土壤溶液提取器法土壤溶液提取器形狀與張力計相似，由陶土頭和塑料管組成。埋 入土中一定深度。抽取土壤溶液時，可用抽氣減壓方法造成提取器內 的負壓狀況，使土壤溶液通過多孔陶土頭的孔隙進入提取器，然后再 將溶液由提取器內抽出。此法優(yōu)點為能定位獲得不同層次的土壤溶 液，方法簡單。缺點是只能獲得較低吸力范圍（0.08Mpa以內）的土 壤溶液，當含水量低時無法獲得。但在灌溉農業(yè)的一般田間濕度下基 本上可以抽取得到土壤溶液。此外，土壤溶液的空間變異性、提取時 的速率以及陶土頭壁對離子的吸附和篩選作用等都會影響土壤溶液 組成和濃度。推導土壤溶質運移的一維基本方程P131133溶質的對流通量可由（1）

18、式求得： TOC o 1-5 h z Jc = q - C（1）溶質的水動力彌散通量可由（2）式求得J ZD 竺（2）sh dx土壤溶質運移是對流和水動力彌散（機械彌散和擴散）作用的結果，可將（1）和（2）兩式合并得出，即：J =-0D 也 + qc（3a）dx或J = -BDdc + vOC（3b）dx式中j為溶質通量，mol -m-2s-i。（3）式為濃度和通量不變情況下的方程。但在自然界往往是不 存在的，一般情況下都是瞬態(tài)過程，即濃度和溶質通量隨時間而變化，應按質量守恒定律列出連續(xù)方程。把土壤三維空間內一單元六面體定義為一單元容積土壤體，其邊長各為&、頌、Azo在也時段內，該單元體的溶質

19、量的差等于也時段內該單元體內溶質質量的變化。令進入ABCD面的溶質通量為j ,那么也時段由進入ABCD面的溶質量為:M - J Ay Az Ar XX流出ABCD面的溶質通量為,(4)dJJ = J + Axx x dx(5)金時段內流出ABCD的溶質量為:( dj AJ + Ax Aj Az Afx Qx ?(6)在也時段內沿x軸方向的溶質流入與流出單元體的溶質量差值AM = J Ay A? - (J + Ax) Ay A?(7)Ax Ay A?dx在也時段內沿y軸和z軸方向的溶質流入與流出量之差與上式形式相同，各為dJAM 一 一 一 Ay Az Ar(8)AMz-Ax Ay Az (9)

20、所以在x、y、z三個方向上溶質流入量和流出量的總差值M應為:AM = -(+ + )Ax - Ay . & - At(1。)dx dy dz在At時段內，該單元體中溶質量的變化應為a(0 c)A A A AAx - Ay - Az - Atat根據質量守恒定律原理，流入與流出單元體中的溶質量的差值應等于At時段內該單位中溶質量的變化。即 TOC o 1-5 h z a (0 C) Ax -Ay - Az A =-(+ -y + )Ax -Ay - Az A(11)dtax dy dz(11)式兩邊除AxAyAzAt得：扣= -(J + * + E)(12)atax ay az如用愛因斯坦求和約

21、定表示，可記為犯二_(巳)(13)dtdxi在一維情況下：些=-(E)(14)dtdx將(3)式代入(14)式可得：些=何竺)-箜(15)dtdxdxdx(15)式即為土壤溶質運移一維基本方程寫出應用土壤溶質運移模型和土壤水分運移模型聯(lián)合求解土壤溶質運移問題的步驟？ P131148一個完整的土壤溶質運移模型，除了基本的土壤溶質運移方程與 定解條件外，還必須包含有土壤水分運動方程。不考慮源匯情況下，以總水勢為因變量，土壤水分運動方程在三維直角坐標系中為:C乂dtdxdxd+ dyd+ dz（1）在實際情況下，一般土壤水分運動僅考慮基質勢與重力勢的作用，在均質情形下此時可以含水量。為因變量，其方程

22、為:如僅考慮基質勢與重力勢的作用，在一維情形下，（1）式（2）dO _ d|d如d+D &）史d+D &）史dtdx_ wdx _dw ddzL dz+決 dz式可簡化為垂直方向:（3）dtdzdz均質情形下，也可寫成:d0ddtdzDw（9）HdK G）+dz（4）水平方向:C板）地工K板）以dtdx-m dx（5）同理在均質情形下，也可寫成:（6）d0ddtdz方程（3）式至（6）式是模擬計算土壤水分運動，測定土壤水分 運動參數K，Dw常用的基本方程。同樣，土壤水分運動方程加上相應的定解條件（初邊值條件），才能形成可求解完整的土壤水分運動模型。在土壤溶質運移方程中，要求已知0和V以及含水量0，那么求解土壤水分運動模型，可求出這些變量。其中0或v據達西定律可得：沿任一方向通量：（7）（8）dxi如沿z方向，且僅考慮基質勢和重力勢則