© 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved.
318
土 壤 通 报 36卷
1. 3 土壤基本性质的测定 (1)土壤容重 :环刀法 ; (2)土壤颗粒分析 :吸管法 ,
Soil subtype
腰粘中层土
通体壤质土
风砂土 风 砂 土
采样深度 Dep th ( cm )
0 ～30 30 ～60 60 ～90 0 ～25 25 ～45 45 ～80 0 ～75 75 ～120
粘粒 C lay 136. 1 389. 5 164. 3 407. 2 299. 2 459. 0 66. 5 82. 7
(2)
( 2)式中 ,λ为 Boltzmann变换的参数 ,λ = x t- 0. 5。进行
水平土柱渗吸试验时 , 测出 t时刻土柱含水量分布 , 并
计算出各 x点的 λ值 , 就可以绘制出 θ= f (λ)关系曲
线 。由此曲线 ,可以求出相应于不同 θ值的 dθ/ dλ值 和 ∫θθaλdθ值 ,应用 ( 2)式就可计算出 D (θ) 。为了便于 计算 ,通常将 ( 2)式改写成差分形式 :
方程 Equation
a
b
r
n
黄潮土 腰粘中层土 0～30
0. 0033 21. 203 0. 99513 3 20
30～60
0. 0001 21. 945 0. 97783 3 22
60～90
0. 0007 21. 520 0. 99353 3 23
通体壤质土 0～25 D (θ) = 0. 0035 19. 727 0. 99033 3 23
D (θ)
=-
1 2
△△λθθ∑θaλ△θ
(3)
这样可将 θ- λ图划分成条状 , 然后列表计算或编制
计算机程序计算 。
1. 2. 2 实验装置 采用长度为 100 cm 的长方形有机 玻璃扩散槽 ,宽为 20 cm ,高为 10 cm。槽体分 3段 :水 室段 ,长 10 cm ,连接马氏瓶 ,控制水室内液面与试样 段土样的高度相同 ,以消除重力势和压力势对土壤水 分扩散的影响 ; 滤层段 ,长 10cm ,内填石英砂缓冲水 流 ,使水流保持层流状态 ;试样段 ,长 80cm ,填装供试 土样 ,如图 1所示 。 1. 2. 3 测试方法 土样经风干 、磨碎 、过 1mm 筛子 后 ,按田间实测的容重装入扩散槽内 ,确保水平土柱初 始含水量均匀一致 。开启马里奥特 (Mariotte)瓶供水 阀门 ,记录起始时间 ,当湿润锋达到 50cm 处时 (通过 观察透明有机玻璃侧面的刻度 ) ,关闭供水阀门 ,记录 结束时间并从湿润锋处开始迅速取土 ,用烘干法测定 土壤含水量 。
有机质 OM
( g kg - 1 )
4. 3 5. 2 4. 2 8. 1 5. 2 4. 8 3. 3 3. 5
全盐量 Total salt content ( g kg - 1 )
0. 3 0. 4 0. 6 0. 3 0. 5 0. 5 0. 2 1. 8
变化状况 ,且对土壤中溶质运移有很大影响 。土壤水 分水平扩散的主要驱动力是土壤基质势 ,并随基质势 梯度的增加而加快 。本试验选择封丘地区的 3个土壤 亚类各层土壤水分扩散率在 1. 0 ×10 - 3 ～1. 5 ×10 cm2 m in - 1之间变化 。 2. 2 土壤水分扩散率随土壤含水量及在土壤剖面中 的变化
55. 1 878. 4 砂 土
158. 4 758. 9 砂质壤土
容重 Bulk density
( g cm - 3 )
1. 49 1. 35 1. 38 1. 54 1. 35 1. 40 1. 46 1. 47
孔隙度 Porosity
()
43. 8 49. 1 47. 9 41. 9 49. 1 47. 2 44. 9 44. 5
柱中作水平渗吸运动 ,忽略重力作用 ,作为一维水平流
动 ,其微分方程和定解条件为 :
99θt =
9 9x
D
(θ)
9θ 9x
(1a)
θ=θa x > 0 t = 0
( 1b)
θ=θb x = 0 t > 0
( 1c)
(1)式中 :θ为土壤含水量 ; t为时间 ; x为距离 ; D (θ)为
从图 2、3、4可以看出 :封丘地区 3个土壤亚类各土 层水分扩散率与土壤含水量之间的关系符合经验公式 D (θ) = aebθ,呈指数函数变化 ,经统计分析均达到极显 著水平 (见表 2) 。当土壤含水量高于 0. 25 cm3 cm - 3时 , D (θ)随土壤含水量的升高而急剧增加 ,土壤含水量高 , 水分扩散曲折率变小 ,有利于扩散运动的进行 ,故土壤 水分扩散率增大 ;当土壤含水量低于 0. 25 cm3 cm - 3时 , 土壤水分扩散主要以水汽运动形式为主 ,其 D (θ)随土 壤含水量升高而增加缓慢 。土壤水分扩散率在空间上 的分布是不均匀的 ,表土层的水分扩散率最高 ,中间土 层的最低 , 3个土壤亚类各土层水分扩散率变化趋势相 同 ,这是由于表土层质地为砂质壤土或砂土 ,粘粒含量 低 ,大孔隙多 ;中间土层质地为壤质粘土 ,粘粒含量高并 以小孔隙为主 ,有效导水孔隙少所致。
土壤水分扩散率是土壤水分扩散型方程中必不可 少的参数 ,它反映了土壤水分在水平方向上的运移轨 迹 ,同时也反映了土壤水分及其土壤含水量随时间的
表 1 供试土壤的基本性质 Table 1 Basic p roperties of the soils tested
土类名称 Soil type
黄潮土
土壤亚类 名称
(1. 南京农业大学 资源与环境科学学院 ,江苏 南京 210095; 2. 中国科学院 南京土壤研究所 ,江苏 南京 210008)
摘 要 :本文研究了河南封丘地区代表性土壤的水分扩散率 ,结果表明 :封丘地区 3个土壤亚类的水分扩散率变化于 1. 0 ×10 - 3 ～1. 5 ×10 cm2 m in - 1之间 ;土壤水分扩散率存在着空间上的变异性 ,随土壤剖面深度增加而呈现出表土层高 、中 间土层低 、底土层又升高的趋势 ;各土层土壤水分扩散率与土壤含水量呈指数函数变化关系 ,经统计分析均达到极显著水 平 ;土壤容重 、孔隙度及孔隙类型 、土壤有机质含量和土壤粘粒含量均对土壤水分扩散率有不同程度的影响 ,而土壤全盐含 量对其影响不大 。
土壤质地 ( g kg - 1 )
Soil texture
粉砂粒 砂粒
质地
Silt Sand
Textu re
113. 3 750. 6 砂质壤土
383. 0 227. 5 壤质粘土
582. 9 252. 8 粉砂质粘壤土
151. 5 741. 3 砂质壤土
492. 5 208. 3 粉砂质粘土
418. 6 422. 4 粘壤土
25～45 aebθ 0. 0006 17. 407 0. 98583 3 24
45～80
0. 0013 19. 945 0. 99273 3 24
风砂土 风 砂 土 0～75
0. 0315 16. 270 0. 97923 3 19
1 材料与方法
1. 1 供试土样
土样采自中国科学院封丘农业生态实验站 ,为黄
河冲积物发育的黄潮土亚类腰粘中层土 、通体壤质土
和风砂土 ,其剖面层次和深度见表 1。
1. 2 土壤水分扩散率的测定 Nhomakorabea1. 2. 1 测定原理 [ 3 ] 在水平土柱中 ,使进水端维持
一个接近饱和的稳定边界的土壤含水量 ,使水分在土
图 2 腰粘中层土水分扩散率与土壤含水量关系 Fig1 2 The soil moisture diffusivity against soil water content of
yaonianzhongceng soil
图 3 通体壤质土水分扩散率与土壤含水量关系 Fig1 3 The soil moisture diffusivity against soil water content of
土壤水分扩散率 。 ( 1b)式为初始条件 , 即土柱有均匀
的初始含水量
θ a
。
(
1
c)式为进水端的边界条件
,
即土
柱始端边界含水量始终保持在
θ b
(接近饱和含水量
)
。
方程 ( 1a)在上述定解条件下 , 求出其解析式 , 即 D (θ) 的计算公式 :
D (θ)
=
2
(
-1 dθ/ dλ)
∫θθaλdθ
质地采用国际分类制 [4 ] ; (3)土壤有机质 :重铬酸钾容量 法 [5 ] ; (4)土壤全盐 :电导法 [4 ] 。测定结果见表 1。
2 结果与讨论
2. 1 土壤水分扩散率
图 1 土壤水分扩散率装置示意图 Fig11 Schematic diagram for measuring soil water diffusivity
收稿日期 : 2004201207 基金项目 :国家重点基础研究发展规划项目 ( G1999011803)和中国科学院封丘农业生态实验站开放项目 (A991107)资助 作者简介 :邓建才 (1974 ∃ ) ,男 ,湖南常德人 ,在读博士 ,从事土壤环境化学与污染控制技术 。 E - mail: soilchem @ issas. ac. cn 3 通讯作者
第 36卷第 3期
土 壤 通 报
Vol. 36, No. 3
2005年 6月
Chinese Journal of Soil Science
Jun. , 2005
封丘地区土壤水分扩散率的研究