土壤水动力学考题以及答案

1、土壤水基质势，P14。土壤水的基质势是由于土壤基质对土壤水分的吸持作用引起的。 单位数量的土壤水分由非饱和土壤中的一点移至标准参考状态，除了 土壤基质作用外其他各项维持不变，则土壤水所做的功即为该点土壤 水分的基质势。土壤水吸力，P18。土壤水吸力是土壤基质势和溶质势的负数，在研究田间土壤水分 运动时，溶质势一般不考虑，因此，一般所说的土壤水吸力指土壤基 质的吸力。导水率，P29非饱和土壤的导水率K又称为水力传导度，由于土壤中部分孔隙 为气体所填充，故其值低于该土壤的饱和导水率。土壤水扩散率，P38。非饱和土壤水的扩散率D(0 )为导水率K(0 )和比水容量C(0 )的比值。比水容量，P19土

2、壤水分特征曲线斜率的倒数即单位基质势的变化引起的含水 量变化，称为比水容量。稳定蒸发P133在蒸发的起始阶段，表土的蒸发强度不随土壤含水率降低而变 化，称为稳定蒸发阶段。土壤水分入渗P77土壤水分入渗是指水分进入土壤的过程。零通量面P52土壤中任一点的土壤水分通量由达西定律q = -K(V ) 丝给出，m dz当水势梯度也=0时，该处的通量q=0,则称该处的水平面为零通量 dz面 ZFP。土壤入渗特性曲线受哪些因素的影响？各影响因素如何对其产生 影响？ P20土壤水分特征曲线受土壤质地、土壤机构、温度和土壤中水分变 化的过程等因素的影响。一般说，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力条件下土壤的含 水率

3、愈大，或同一含水率下其吸力值愈高。这是因为土壤中粘粒含量 增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。土壤愈密实，则大孔隙数量愈减少，而中小孔径的孔隙愈 增多，因此，在同一吸力值下，干容重愈大的土壤，相应的含水率一 般也要大些。温度升高时，水的粘滞性和表面张力下降，基质势相应的 增大，或说土壤水吸力减小，在低含水率时，这种影响表现的更加明 显。对于同一土壤，即使在恒温条件下，由土壤脱湿过程和土 壤吸湿过程测得的水分特征曲线也是不同的。这一现象已为很多实验 资料所证实，这种现象称为滞后现象。非饱和土壤水力传导度受哪些因素的影响？如何影响？ P32非饱和土壤的导水率K值大小与土壤质地有关。一般地说，砂 性

4、土壤的导水率比粘性土壤的要大。但是，当吸力值很高时，由于砂 性土壤中绝大部分孔隙中的水被排空，成为不导水的孔隙，此时砂性 土壤的导水率反而粘性土壤的为低。非饱和土壤的导水率K值还与土壤的结构有关。将土壤密实后， 大孔隙减小而小孔隙增加，因此，对于同一含水率，导水率值将随土 壤干容重的增大而减小。非饱和土壤的导水率K和含水率。的关系，一般认为受滞后作 用的影响较小，但它和基质势的关系则受到一定程度的滞后影响。土壤蒸发的三个过程是什么？各过程的特点和决定性因素是什 么？ P133表土蒸发强度保持稳定的阶段。在蒸发的起始阶段，当地 表含水率高于某一临界值时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽 压仍然

5、维持或接近于饱和水汽压。这样，在外界气象条件维持不变时， 水汽压梯度基本上无变化。结果含水率的降低并不影响水汽的扩散通 量。另一方面，表土含水率的减小将使得地表土壤的导水率有所降低， 但这正好为土壤中向上的吸力梯度增加所补偿，故而土壤仍能向地表 供水。稳定蒸发阶段蒸发强度的大小主要由大气蒸发能力决定，可近 似为水面蒸发强度E0。此阶段含水率的下限，即临界含水率的大小和 土壤性质及大气蒸发能力有关。表土蒸发强度随含水率变化的阶段。当表土含水率低于临 界含水率以下时，不仅土壤的导水率随土壤含水率的降低或土壤水吸 力的增高而不断减少，而且导致土壤水分向上运移的吸力梯度和前一阶段不同而呈不断减少的趋势

6、。因此，流向地表的土壤水通量，亦即 土壤的供水能力，不可避免的减小下来，由于表层土壤消耗的水分得 不到补充，因此含水率进一步减小，另一方面，随着表土含水率的降 低，蒸发强度随之减弱。（3）水汽扩散阶段。当表土含水率很低，例如低于凋萎系数时， 土壤输水能力极弱，不能补充表土蒸发损失的水分，土壤表层形成干 土层，干土层以下的土壤水分向上运移，在干土层的底部蒸发，然后 以水汽扩散的方式穿过干土层额进入大气。在此阶段，蒸发面不是在 地表，而是在土壤内部。蒸发强度的大小主要由干土层内水汽扩散的 能力控制，并取决于干土层的厚度，一般来说，其变化速率十分缓慢 而且稳定。写出一维水平入渗问题的定解问题，并简述

7、解析解求解步骤。P83 对水平半无限长的均质土柱来说，初始含水率）均匀，进水端含水率9恒定（第一类边界），且扩散率为常数万的定解问题是（1）9 =99=99 =9（2） （3） （4）上述定解问题可用拉普拉斯变换求解。设未知函数9 （x,t）拉氏变 换后相应的象函数为9（x,p），是拉氏变换参数。按拉氏变换定义（5）9 (x, p) = L bG, t )= j3 e - pt9 (x, t) dt式中，符号L If （x,t）表示就变量t对函数f （x,t）进行拉氏变换。根据拉氏变换定理可知4 二海 G, t）_顷）d 20（x, t） d 2（x, p ）L =t _ dx 2 J dx

8、2由此，基本方程经拉氏变换后为d M，p）一 P （ （x p）=%（6）dx 2 DD此方程是象函数9（x, p）的二阶线性常系数非齐次微分方程，方程0=c ex p/D + c e-x p/D + t的通解为（7）为了求得通解中任意常数c1和c2，需要对式（3）和式（4）表示 的边界条件进行拉氏变换可得0（0, p）=?和布幻）=p此即象函数的定解边值。将其应用于通解（7），则可求得任意常数c =0和c =00 -0-12 P由此，得出象函数的解为6 （x, P）=00 e f； +?（8）求得象函数（G,p）后，其原函数可由拉氏变换求出，一般可查拉 普拉斯变换用表。如0 p的原函数为0,

9、 eC / p的原函数为 e次二。因此，可得出原函数的解为2 Dt J0（x,t）= & -0 ）erfc J*（9）此即水平入渗时线性化方程的入渗解。写出稳定蒸发条件下，土壤含水率及吸力分布的定解问题，简述其求解步骤？ P136定解问题为： TOC o 1-5 h z -D（0）憩-K（0） = E（1）dz0=0z = 0（2）对方程（1）积分，并利用（2）的条件，可得z =牛-羿。0（3）K （0） + E 0以上e s为土壤的饱和含水率，实际上潜水面处的土壤并非完全 饱和，故应取小于es的值。当非饱和土壤的扩散。（e）和导水率K（e） 已知时，式（3）给出了稳定蒸发强度为E时土壤的含水

10、率分布z e。如果未知函数改用土壤水吸力s，相应于（1）、（2）的方程及 TOC o 1-5 h z 条件为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应满足z = j i_e / k （）ds（6）当已知K（s苗旺后，利用的条件，亦可由数值积分求出土壤水的吸力分布zs。为了对式(6)进行积分，将导水率K (s)用下面的函数形式表K(s) = (7)si + a2a及山都是和土壤有关的常数。2将式(7)带入式(6),并令a = El a ， P =aa +1，则可得到(8)12ds asm + p对于ni二1, 3/2, 2, 3, 4

11、等几种情况，由上式积分可得出潜水位以上 土壤水吸力s与局程z的关系。IH=1 时，式(8)积分结果为z = Lln(ocs + ) + c a式中，积分常数由(5)条件定出，c = -lnPam二3/2时，令y3 = p/a式(8)积分结果为a 6y In1 + = arctan(10)积分常数c 133 aym二2时，式(8)积分结果为(11)1z = arctan积分常数c=0oin=3时，令rp = a,则式(8)积分结果为In 以I 6中r|2 +门s + S21+小 arctan中/32s-门(12)711积分常数=- 6j3 arpnv3)(5 ) m=4 时，令 p4 = g /

12、oc 则点ln12 p V2rarctanIr、 ps很 .+ c P-S 2 )(13)积分常数c=0。因此，当土壤导水率的参数匕、。2和m已知时，由以上各式可求 出在给定稳定蒸发强度E时，潜水位以上的土壤水吸力s的分布。土壤化学过程的时间尺度P59膨压和壁压原生质体向外对细胞壁产生一定的压力，称为膨压。相应地细胞 壁对内产生压力，称为壁压。膨压和壁压大小相等、方向相反。土壤吸附等温线P60吸附等温线是在温度一定情况下描述溶质的吸咐量与溶液中该 溶质浓度关系的经验方程。这是一种单一离子的吸咐过程的方程，未 考虑竞争吸咐在内。分子扩散P126扩散(Diffusion)指的是由于离子或分子的热运

13、动而引起的混 合和分散的作用，是一不可逆过程。它是溶液(或该组分成分)的浓 度梯度引起的，只要浓度梯度存在，土壤溶液静止不流动时，扩散作 用也存在。扩散作用常用费克第一定律来表示。dC 侦-D D下式中J为溶质的扩散通量，mol m -2 s-i 或kg m-2s-i ； D 为溶质的 有效扩散系数m2 s-i ； dCdx为浓度梯度。描述土壤有机质分解的动力学模型有哪些？其适用条件是什么？P101（1）零级动力学模型X = X 0 - kt式中X为t时刻后，剩余的有机质量；X0为初始有机质量；k0为 分解速率常数。该模型适用于易于分解的新鲜有机质。（2）一级动力学模型-竺=kX dt积分后得

14、，X = X e-kt该模型适用于一般有机质分解。如在有机质分解过程中，微生物群的大小和组成随时间而变化或 有机物质颗粒随时间而粉碎，增大了与微生物接触的表面积，都会使 其分解速率改变而偏离简单的一级动力学方程。在有机质分解过程中的初期阶段，易分解的有机质成分较多时， 实际分解速率往往高于一级动力学所预测的速率。而后期当难分解的 有机质，如木质素等占优势时，则实际分解率又低于一级动力学所预 测的。因此有的学者建议，有机质的总分解速率可以用每种级成的分 解速率之和表示。dX $ dX 顶，哥=乙*乙 i=1i=1式中i表示有机质的组成。但土壤中有机质的确切组成与数量不易获得，上述模型的应用有 一

15、定局限。Hunt（1978）建议将有机质的组成简化为两大类，一类分 为易分解的，如糖、淀粉和蛋白质，另一类为难分解的，如纤维素、木质素、脂肪和树脂等。各自都以一级动力学速率分解，但参数不同。X = Le - kt + （1 - L）e - ht t式中L为易分解有机质的初始比例；k和h分别为易分解和难分 解有机质的分解速率常数。从田间土壤中提取土壤溶液采用什么方法？如何提取？ P46（1）压力法由田间采集数千克土样，防止蒸发，携回实验室，置于压力室（罐） 内，用压缩空气加压，土壤溶液通过下部透水膜流出。然后用此土壤 溶液测定所需了解的项目。此法缺点为需采集大量土样，并且不能获 得定位土壤溶液的

16、动态资料。（2）离心法采集土样，用离心力分离土壤溶液。（3）置换法这是早期土壤工作者曾采用的方法（Page,et al.,1982）。将潮 湿土壤填装于底部有出口的柱中。在柱上部倒入置换液体，当置换液 体向下渗透时，原有的土壤溶液被置换，集中于土柱下部，逐步达到 饱和，由出口流出。常用的置换溶液为水和乙醇，也有用0.5%的KCNS 溶液的。此法的关键为土壤装填的紧实度，过于紧实常使渗透性太差。 细质地土壤要注意避免形成泥浆。置换时间过长，会引起微生物活动， 如反硝化作用等，而改变溶液组成。此法优点为可以获得真实土壤溶 液，其缺点为操作上经验性强，费时太长，同时需较大量土壤样品， 因此后来不大应

17、用。（4）土壤溶液提取器法土壤溶液提取器形状与张力计相似，由陶土头和塑料管组成。埋 入土中一定深度。抽取土壤溶液时，可用抽气减压方法造成提取器内 的负压状况，使土壤溶液通过多孔陶土头的孔隙进入提取器，然后再 将溶液由提取器内抽出。此法优点为能定位获得不同层次的土壤溶 液，方法简单。缺点是只能获得较低吸力范围（0.08Mpa以内）的土 壤溶液，当含水量低时无法获得。但在灌溉农业的一般田间湿度下基 本上可以抽取得到土壤溶液。此外，土壤溶液的空间变异性、提取时 的速率以及陶土头壁对离子的吸附和筛选作用等都会影响土壤溶液 组成和浓度。推导土壤溶质运移的一维基本方程P131133溶质的对流通量可由（1）

18、式求得： TOC o 1-5 h z Jc = q - C（1）溶质的水动力弥散通量可由（2）式求得J ZD 竺（2）sh dx土壤溶质运移是对流和水动力弥散（机械弥散和扩散）作用的结果，可将（1）和（2）两式合并得出，即：J =-0D 也 + qc（3a）dx或J = -BDdc + vOC（3b）dx式中j为溶质通量，mol -m-2s-i。（3）式为浓度和通量不变情况下的方程。但在自然界往往是不 存在的，一般情况下都是瞬态过程，即浓度和溶质通量随时间而变化，应按质量守恒定律列出连续方程。把土壤三维空间内一单元六面体定义为一单元容积土壤体，其边长各为&、颂、Azo在也时段内，该单元体的溶质

19、量的差等于也时段内该单元体内溶质质量的变化。令进入ABCD面的溶质通量为j ,那么也时段由进入ABCD面的溶质量为:M - J Ay Az Ar XX流出ABCD面的溶质通量为,(4)dJJ = J + Axx x dx(5)金时段内流出ABCD的溶质量为:( dj AJ + Ax Aj Az Afx Qx ?(6)在也时段内沿x轴方向的溶质流入与流出单元体的溶质量差值AM = J Ay A? - (J + Ax) Ay A?(7)Ax Ay A?dx在也时段内沿y轴和z轴方向的溶质流入与流出量之差与上式形式相同，各为dJAM 一 一 一 Ay Az Ar(8)AMz-Ax Ay Az (9)

20、所以在x、y、z三个方向上溶质流入量和流出量的总差值M应为:AM = -(+ + )Ax - Ay . & - At(1。)dx dy dz在At时段内，该单元体中溶质量的变化应为a(0 c)A A A AAx - Ay - Az - Atat根据质量守恒定律原理，流入与流出单元体中的溶质量的差值应等于At时段内该单位中溶质量的变化。即 TOC o 1-5 h z a (0 C) Ax -Ay - Az A =-(+ -y + )Ax -Ay - Az A(11)dtax dy dz(11)式两边除AxAyAzAt得：扣= -(J + * + E)(12)atax ay az如用爱因斯坦求和约

21、定表示，可记为犯二_(巳)(13)dtdxi在一维情况下：些=-(E)(14)dtdx将(3)式代入(14)式可得：些=何竺)-箜(15)dtdxdxdx(15)式即为土壤溶质运移一维基本方程写出应用土壤溶质运移模型和土壤水分运移模型联合求解土壤溶质运移问题的步骤？ P131148一个完整的土壤溶质运移模型，除了基本的土壤溶质运移方程与 定解条件外，还必须包含有土壤水分运动方程。不考虑源汇情况下，以总水势为因变量，土壤水分运动方程在三维直角坐标系中为:C乂dtdxdxd+ dyd+ dz（1）在实际情况下，一般土壤水分运动仅考虑基质势与重力势的作用，在均质情形下此时可以含水量。为因变量，其方程

22、为:如仅考虑基质势与重力势的作用，在一维情形下，（1）式（2）dO _ d|d如d+D &）史d+D &）史dtdx_ wdx _dw ddzL dz+决 dz式可简化为垂直方向:（3）dtdzdz均质情形下，也可写成:d0ddtdzDw（9）HdK G）+dz（4）水平方向:C板）地工K板）以dtdx-m dx（5）同理在均质情形下，也可写成:（6）d0ddtdz方程（3）式至（6）式是模拟计算土壤水分运动，测定土壤水分 运动参数K，Dw常用的基本方程。同样，土壤水分运动方程加上相应的定解条件（初边值条件），才能形成可求解完整的土壤水分运动模型。在土壤溶质运移方程中，要求已知0和V以及含水量0，那么求解土壤水分运动模型，可求出这些变量。其中0或v据达西定律可得：沿任一方向通量：（7）（8）dxi如沿z方向，且仅考虑基质势和重力势则