土力学作业Word格式.docx

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非饱和；

土水势；

Abstract:

betweenunsaturatedsoilparticlesandwatermoleculesintheroleofadsorptiontheory,compositionofthesoilwaterpotentialwereanalyzedfromthemechanism.Acombinationofthesetheoriesandrelateddataanalysisbasedonthetemperaturegradientinsoilundertheactionofbodywaterandmoisturemigration,thepossibilityofsurfacewaterandsoilparticlestosmallmolecularlayerofwatertransferfromlowtemperaturetohightemperatureregionflowthroughmultiplemolecularlayerwater.

Keywords:

soilmechanics;

unsaturatedsoilwaterpotential;

1.引言

热平衡研究主要集中在大的生态系统，但是对于热量输送和热量交换中过程中各环节的物理特性以及转换机理的研究并不多见[1]。

热平衡分析过程中土壤内水运移规律也不多见。

温度作为自然界水分运动的主要驱动力，正确认识温度梯度作用下非饱和水分的运移有着重要的意义。

本文将首先对土颗粒—水之间吸附作用引入界面吸附理论对水进行区分，从而更好的了解非饱和土中水的形态及其性质，为进一步分析温度梯度下水的运移特性作准备。

通过对非饱和土中水性质的把握，从温度—水—水气—土之间的作用着手并结合实验现象阐述温度梯度下，低温区水膜向高温区可能会有流动，这对认识非饱和带水及溶质运移有着重要意义。

2.非饱和水分迁移理论分析

研究非饱和水分迁移，首先要选择合适的理论。

目前针对非饱和带研究的理论较多，主要有①毛管势理论；

②土水势理论；

③层流理论；

④湿润锋面入渗理论[2]。

这些理论的存在不同程度促进了包气带的研究，它们也有各自的特点，但从目前的发展来看，研究人员更倾向于土水势理论。

从几个理论对比来看，它更立足于机理，本身主要是从能量守恒与质量守恒出发，从物理化学角度研究。

因而更具说服力，且由于其可测性，使其应用性加大，本文也将应用土水势理论进行研究。

一般认为土水势ψ由重力势ψg、压力势ψP、溶质势ψθ、基质势（也称基模势）ψm等几部分组成[3,4]。

ψ=ψg+ψP+ψθ+ψm

有些文章或教材中将温度对土水势的影响作为另外一个势即温度势ψt，这是值得商榷的。

虽然温度变化可以改变土水势，但是它是通过影响水的粘滞性、表面张力、相变、水气含量等一系列因素[2,5]。

因为我们可以将这几种综合分成两类，即液体因素与土颗粒因素。

对于水与颗粒之间的作用，不管温度怎么变，它还是属于基质势，因而此时温度势可以归为基质势。

至于有溶质存在情况下，温度对溶解度等一系列因素产生影响，从而引起土水势的变化，这些可以归为溶质势。

但是由于温度问题的复杂性，区分温度对各种因素的影响是十分困难的，为分析的方便，将温度变化而引起土水势变化直接作为温度势这种处理也是可取的。

包气带水的研究中，通常认为：

土壤孔隙具有连通性，各点承受的都是大气压，因而压力势ψP=0；

如果只研究包气带水的运移，而不考虑植物根系对溶质的吸受，则可认为溶质势ψθ=0。

3.水—土颗粒之间的吸附作用

制约非饱和水分运移的主要是土颗粒表面对水的吸附作用力，要分析温度梯度下非饱和水的迁移，首先必须要知道制约其运动吸附力，为了更好得说明水分迁移问题，有必要对它们之间的吸附作用进行分析。

土颗粒表面能够吸附水是因为它们之间存在作用力，在此假设：

第一、土颗粒分子几乎是不动的；

第二、土颗粒表面中的原子或分子都处于力场的不饱和状态，且具有较大的表面自由能，属于热力学的不稳定态。

当水分子运动碰到固体表面时，由于气体分子受到固体表面不饱和力场的作用，会停留在固体表面上，使固体表面上的水分子浓度提高，这种气体分子在固体表面上的吸附可使固体表面不饱和力场趋于平衡，表面自由焓下降。

气态水分子在土颗粒表面上的吸附受到二种力的作用，一种是范德瓦尔力，另一种是剩余化学健力。

前者引的是物理吸附，而后者引起化学吸附。

两个种吸附过程可以通过吸附过程的势能曲线（如图

（1））加以说明。

由于范德瓦尔力普遍存在于两个分子之间，所以物理吸附可以发生在任何固体表面上。

加之范德瓦尔力普遍存在，由此，物理吸附可以是多层的。

但是剩余化学键力只是由于固体表面层的化学键被打断后才能产生，化学吸附与剩余价键力共存，所以化学吸附的进行，剩余键力得到了满足，化学吸附也随之消失，所以化学吸附只能是单分子层，由于该吸附需要活化能，所以过程缓慢且不可逆[6]。

如以SiO2粘粒为例，它的表面可以化学吸附水而形成偏硅酸（H2SiO3）。

图

（1）是水分子在土颗粒上的吸附势能曲线。

纵坐标为势能，横坐标是与颗粒表面的距离。

其中pap′是物理吸附曲线，它表明水分子向表面靠近时，势能随距离的变化规律。

在a点上形成物理吸附，同时放出Qp的热量。

而曲线cbc′描述了在颗粒表面的化学吸附。

首先水分子先离解，这一能量等于远距离上c点的离解能,即曲线c点所对应的能量。

随着氢氧原子逐渐靠近颗粒表面，势能降至最低点b，其谷深等于化学吸附所放出的热Qc。

事实上，被吸附的水气分子首先发生物理吸附，这样使得气体分子能沿着低能量的途径接近颗粒表面，最后发生化学吸附。

从物理吸附过渡到化学吸附发生在pap′和cbc′曲线的交点处，该点的能量等于化学吸附的活化能（Ea）。

化学吸附活化能的大小与物理吸附曲线形状有关，如果化学吸附活化能很大，那么在低温下化学吸附的速率很慢，以至实际上所观察到的只有物理吸附。

4.非饱和土中水的形态分析

基于上节对土颗粒对水的吸附作用分析，在研究非饱和水迁移时，第一层化学吸附水不用考虑，只需分析其中的物理吸附部分。

在非饱和土中，水的形态的可分为：

汽态水及物理吸附水。

土颗粒因同象置换、晶格缺陷、离解等一系列原因而带电荷。

而自然界的水分子通常是隅极性的，因而形成水的定向隅极体的薄膜。

接近土壤颗粒的表面，被吸附水分子定向排列程度和固着强度最大；

在多分子薄膜的外层随着远离土壤颗粒的程度增加，此种定向排列程度和固着强度则逐渐减弱。

根据束缚强度，物理吸附水可以分为两种形态的吸附水：

紧束缚水—吸湿水和松束缚水—薄膜水。

4.1汽态水

土壤空气中任何时候都存在水气，它与土壤空气形成气态混合物。

当土壤湿润程度小于最大吸湿量时，土壤空气的湿度（相对湿度）才低于100%。

温度增高时，土壤空气中水气压力随之增大；

温度降低导致空气被水气饱和和水气凝结。

水气不断地在土壤中形成，不断地从这一部分土层进入另一部分土层，并以凝结或吸附方式不断地转变为其他形态的水。

负温、加压引起汽态水特别强烈和快速地凝结与冻结成冰。

在大气压力、温度、湿度变化的影响下，气态水被迫随着空气在土壤中移动，或者由于水气压力梯度的存在，以扩散的方式积极地移动。

通常这两种运动是共存的。

4.2物理紧束缚（吸湿）水

所有的土壤在风干状态都含有一定数量的吸湿水，此种水分系土壤固体颗粒表面对土壤空气中水气的吸附。

吸湿水在土壤中处于近似的固体状态，它是不会移动的。

土壤中紧束缚水的密度显著地高于自由水的密度而达到1.5—1.8。

处于紧束缚状态的吸湿水只有转变为气态才能移动。

这种转变依赖于温度的变化和土壤空气的温度变化。

吸湿水仅在105—110℃时才可完全被土壤释放出来。

吸湿水的偶极体围绕土壤颗粒定向排列，如同被引力固定起来似的，吸湿水由若干分子层组成的很薄的包裹着土壤颗粒形成定向排列，而同时减小了自由孔隙的容积[7]。

4.3物理松束缚（薄膜）水

除了吸附水气外，高分散的土壤颗粒的自由表面还能够牢固地保持着某些数量的水分，这种水分就是围绕着土壤颗粒、颗粒接触点周围和最细小空隙内部的独特的多分子薄膜水。

由于离颗粒表面距离较吸湿水较远，受到的表面作用力较小，因而水分子的定向、固着程度都较吸湿水较低。

在颗粒接触点外围和细孔隙中这种复杂的多样性的土壤水分向毛管水逐渐过渡。

薄膜水能够向各个方向移动，从高湿度处向低湿度处移动，也就是说从水分子层多的地方向水分子层少的地方移动。

实验室的实验和田间条件下的观察证明，薄膜水能够溶解和移动盐分。

特别是向蒸发点移动的同时，薄膜水可以把土壤中的盐分在水平方向或垂直方向上带走4-6米。

薄膜水难于冻结，有资料指出薄膜水只有在零下70、80℃以下才能冻结。

5.非饱和土壤水—水气在温度梯度作用下的运移分析

温度会引起土水势、水气压力的变化，当存在温度梯度时，必然引起土水势及水气压力的梯度。

为了分析这一变化过程，建立如下模型，其示意图如图

（2）。

记初始含水率为ωo，温度为T0，对A点进行加温。

平衡时，A处温度为TA，B处温度为TB，且TA＞TB，以A点为圆点，A—B向建立坐标系，取为X轴，设其中的任一点的温度为T=f（X），则温度梯度为

。

当X足够大，由于温度作用范围是有限的，则可以近似认为B点温度不变。

初始温度时，土颗粒表面水膜与空气中的水气处于平衡状态，当然这种平衡不是绝对的平衡，而是一种动态的平衡，即水膜的脱水与吸附的速率相同，记水气的压力为P0。

温度对水气压力产生影响，当温度增大时，水气压力变为P0+

，温度梯度将产生水气压力的梯度，从而使水气由高温流向低温，随着温度的降低，水气运移过程中不断地凝结吸附，从而使低温区的含水量增大。

由于处于非饱和状态，则压力势ψP为0。

从理论上讲，只有当存在半透膜时，溶质势ψθ的梯度才会影响土壤水分的流动，而实际土壤中不存在半透膜，因而溶质势是可以忽略的[8]。

进而土水势可以写成下式

=ψg+ψm

在此我们不关心土水势的大小，而只关注土水势的差。

初始时基质势ψm记为ψm’，温度为T处，基质势记为ψTm。

由于基质势与含水量ω、温度T有关，当其它条件不变时，则可写成如下表达式

文献[9]中对温度对黄泥巴、塿土及黑垆土土水势的影响作了试验。

如黑垆土的温度对土水势的影响关系如图（3）所示，温度对土壤水势具有明显的影响，在一定的含水量时，随温度升高土壤水势升高

>

=0。

因而在一定含水量时，土壤呈现随温度升高土壤水吸力降低的特征[10]。

从实验结果也可看出在同温下，测得的土水势随着含水率增大，土水势增大，吸力降低，因而

=0对于黑垆土实验部分结果如图（4）。

在高温区，土壤表面水气的吸附小于脱附，而在低温区则刚好相反。

为了日后更深入研究，作者首次尝试建立等效压力概念进行处理，即非饱和土壤中水膜厚度与水气的压力在平衡时存在正相关，因而发先的脱、吸附则可认为是因为水膜表面与附近空气中的水气分压力存在非平衡形成的梯度造成的。

通过如上处理，土颗粒表面水膜经脱、吸附厚度的变化可以通过水膜表面压力与水气压力的关系表示，方程表示为：

q=-k

其中：

q表示单位时间水膜厚度变化量；

k表示传递系数；

p表示水膜表面层压力；

l表示由土指向外的向量；

负号表示变化量与压力梯度

方向相反。

孔隙中的水气由高温向低温运移过程中，不断使低温区的水气压力增大，则使

变为负值，因而q＞0，从而得知水膜增厚，含水量ω增大。

在高温区q＜0，而在低温区则q＞0。

因而在高温与低温度的过渡过程中，由连续性可以断定必然存在一点q=0，即这一点上吸附与脱附平衡。

在低温区，土水势增大，吸力减小。

而在高温区，土水势的变化则取决于含水量与温度对土水势的影响。

从土水特征曲线与土水—温度的曲线斜率变化关系看，土水势受含水量影响可能更为明显。

在温度梯度下，高温区的土水势大于低温度区的土水势。

当然这种土水势的梯度并不一定能够使土颗粒表面的水流向高温度区。

因为通过上面对土壤水分类的分析可知：

当处于吸湿水时，要想移动必须要转变成气体才能运移，但对于温度梯度存在时，不可能在气体运动中逆流而上的。

因而必须达到一定的含水量，这种梯度才能表现为液态水流，使水分子层多的地方流向水分子层低的地方。

当然移运过程也不断地向空气中蒸发，可能最终到达最高温端时已经寥寥无几。

对于盐分较多的土壤，Gurr等用封闭土柱在温度梯度为1.6℃/cm下研究了水分和示踪氯化物的运移，结果显示水分向冷端运移而氯化物在暖端积累，结果表明有净流携带盐分向暖端动移[11]，这说明高含水率时土壤水通过水气方式在低温区聚集并通过净流方式向高温区回流的。

6.结论与建议

非饱和水的运移关系地下水的变化、土中溶质变迁等一系列问题，且温度又是自然界中水循环的重要驱动力。

正确认识温度对非饱和土水运移的作用及温度作用下水运移过程有着重要的意义。

本文应用界面吸附理论分析了土颗粒与水膜的吸附作用，通过理论分析与实验现象相结合，对温度作用下非饱和水与水气的运移理论作了探讨，提出温度梯度作用下，土颗粒表面水从低温向高温移动的可能性，这可直接用于加深对干旱区地膜下水分运移的认识。

本文只是作了初步探讨，至于多大的含水率，在多大的温度梯度下产生回流?

q=0的具体位置在哪?

土中水—水气转化及运移过程又如何影响温度变化等一系列更深入问题还有待于进一步研究。

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