土壤水动力学SWD5土壤溶质运移..共29页
土壤水动力学
来计算。在这项研究中，通过两种方法从流体速度场计算出曲折值。
在第一种方法中
其中u是局部流速的平均值，而uj是平均流动方向上的速度的j分
量，其可以在x，y或z方向上。 这种方法基于一个简单的模型，
其中假定多孔介质等效于一组平行通道。
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±1）; 当i = 7 ... 10时，i被定义为
（±1，±1，0）; 当i = 11 ... 14时，
i被定义为（0，±1，±1）; 当对i
= 15 ... 18时，i被定义为（±1，0，
±1）。如左图
格子Boltzmann方法中的d3Q19晶格结构
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04 图像处理和数值建模
采用D3Q19 LB模型（三维空间中的19个速度
正粘质土壤团聚体图像然后将其用作三维孔隙几何形状来
进行LB模拟。最后，根据LB模拟结果评估土壤样品的宏
观水力特性。
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研究方法与材料
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03 方法和材料
样本1
样本2
样本3
样本4
Vertisol （ 黑 土 ， 中 国 北 方 的 江 苏 省 （ 34°17'39.4˝N ，
度都显着下降。x，y和z方向的平均弯曲度值减少了20％至30％，这与渗透率的增
加相吻合。上图显示了基于速度场的第一种方法计算出的曲折的尺度依赖性。一般
来说，曲折的尺度依赖性与渗透性的一致。在不同尺度上，较大的弯曲度对应较小
的渗透率。总体而言，生物炭修正大大减少了不同规模的曲折。
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结
像素（避免边缘效应）
选择合适的阈值将图
土壤水与溶质的运移
土壤水与溶质的运移Contents5.0 Introduction5.1 Classifying and determining of soil water土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定5.2 Energy status of soil water土壤水的能态5.3 Soil water movement土壤水的运动5.4 Solute transportation in soils土壤中的溶质运移Soil water土壤水是土壤的最重要组成部分之一；在土壤形成过程中起着极其重要的作用，在很大程度上参与了土壤内进行的许多物质转化过程：矿物质风化、有机化合物的合成和分解等；作物吸水的最主要来源；自然界水循环的重要环节；非纯水，而是稀薄的溶液，溶有各种溶质，还有胶体颗粒悬浮或分散其中。
Principal sources of soil water●Precipitation——Rain, snow, hail(雹）; fog, mist(霜)●Ground water——lateral movement from upslope, upward movement from the underlying rock strata.precipitation Surface devoid of vegetationReachdirectly Vegetated surfaceinterceptedcanopyCanopy throughfall andstemflow atmosphereevaporation infiltration Run offSoil waterDrainage and lostEvapotraspirationThe composition of soil waterSoil water contains a number of dissolved solid and gaseous constituents,many of which exist in mobile ionic form,and a variety of suspended solid components.Base cations(Ca2+, Mg2+, K+, Na+, NH4+)PrecipitationMineral weatheringOrganic matter decomposition Lime and fertilizersourcesH+——a measure of acidity (pH)●CO2Atmosphere ——dissolved in precipitation Soil air ——produced in soil respirationH2O + CO2H2CO3H++ HCO3-Unpolluted rain water: pH>5.6Soil water: pH <5.0●Industrial and urban emission●Organic acids derived from decaying organic material●Released by plants in exchange for nutrient base cations major sourceIron and aluminiumMajor sourcesmineral weatheringacid rainMajor formFe2+, Al3+ionssoluble organic-metallic complexesSoluble anionsNO3-, PO43-Cl-, SO42-HCO3-Mineralisation processesFertilizersAtmosphere sourcesMineral weatheringDissolved organic carbon (DOC) Pollutants (heavy metals et al.)Suspended constitutions☐Small particles of mineral and organic material ☐Often result in discoloration(变污)and increased turbidity(混浊度)of soil water.第一节土壤水的类型划分及土壤水分含量测定Classifying and determining of soil water 一、土壤水分类型及有效性Soil water types and availability土壤水分研究方法能量法数量法从土壤水分受各种力作用后自由能的变化研究水分的能态和运动、变化规律。
第2章_土壤水动力学基本方程
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
2.3.3非饱和导水率的数学表达
含水量为 s Δ ，最大半径为 R1的毛管排空。 2 2 Δ M 1Δ M 1 i 1,2,, M 1 对一般情况 K s iΔ K s Δ 2 w g j 2 w g j i 1 h2 2 h2 j j 2 M M M 又
K s iΔ K s i M2 K s i 1,M , M 1 2, 1 Ks Δ1 M 1 例题2.1 2 2 j 1 h 2 2 w g j 1 h j j j 1 h j
j i 1 h 2 j
Δ 1 1 1 g 2 j i 1 h2 2 i h j w j j
H h z h 1 J w K h K h K h z z z
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
2.3.2 Buckingham-Darcy通量定律
Buckingham-Darcy通量定律也可写成： 符号相反, 向下为正
非饱和流与饱和流的比较： 共同之处：都服从热力学第二定律，都是从水势高的地 方向水势低的地方运动。 不同之处： ①土壤水流的驱动力不同。 饱和流的驱动力是重力势和压力势；
非饱和流的是重力势和基质势。
②导水率差异 非饱和导水率远低于饱和导水率；当基质势从0降低到 -100kpa时，导水率可降低几个数量级，只相当于饱和导 水率的十万分之一。 ③土壤空隙的影响土壤。在高吸力下，粘土的非饱和导 水率比砂土高。
16~40cm/d
〉100cm/d
中
很高
40~100cm/d
高
2.3非饱和土壤水运动的达西定律
绝大多数田间和植物根区的土壤水流过程都处 在非饱和状态。非饱和流研究为土壤物理学最 活跃的研究领域之一。 2.3.1 非饱和流与饱和流的比较
SWD土壤水运动的基本理论与方法
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.4 土壤水分运动的有限差分法
数值计算方法概述 Richards方程的差分离散 边界条件处理 土壤水分运动参数取值 差分方程的求解 实例
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.4.1 数值计算方法概述
定解问题：
Richards方程 边界条件 初始条件
Richards方程为二阶偏微分方程(PDE)，一般 采用数值方法求解
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.2.2 Richards方程的不同形式
混合形式：方程中同时含有θ、ψm ψm方程：
C ( m ) m m m m K ( m ) K ( ) K ( ) K ( ) m m m t x x y y z z z
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
非饱和导水率的测定方法：
瞬时剖面法 垂直下渗通量法 垂直土柱稳定蒸发法 出流法
土壤水动力学
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
非饱和导水率的计算方法：
毛管模型： 统计模型：(Mualem, 1976)
K ( ) r k r ( ) Ks r s
第3章 土壤水运动的基本理论与方法
3.3 土壤水分运动的通量法
直接利用Darcy定律和连续方程分析土壤水分 运动特性 q z 一维垂直运动： t z
z*～z积分：
*
q( z ) q( z)
*
土壤水水分移动和循环PPT讲稿
K(m)为非饱和导水率，d/dx
为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基质 势的函数。
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非饱和条件下土壤水流的数学表达式 与饱和条件下的类似，二者的区别在 于：
饱和条件下的总水势梯度可用差分形 式，而非饱和条件下则用微分形式：
“冻后聚墒”的多少，主要决定于该土壤的含水量和 冻结的强度。含水量高冻结强度大，“冻后聚墒”
就比较明显。一般对土壤上层增水作用为2－4％左 右。
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第三节 土壤水循环、平衡及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平衡的数学表达式 ：
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二、分子扩散与溶质弥散 （一）分子扩散
扩散是指由于分子的不规则热运动即布朗运动引 起的运动, 是一个不可逆过程。 扩散作用常用费克第一定律来表示:
dC J s D0 dx
式中Js为溶质的扩散通量,mol·m-2s-1或kg·m-2s-1；D0为溶质的有效扩散系 数m2·s-1；dC/dx为浓度梯度。
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第六节、土壤水的调控
一、水分高效利用的途径：
合理开采、分配和管理；
减少输水损失； 提高灌溉效率。
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二、土壤水的调控措施 主要包括土壤水的保蓄和调节。 1、耕作措施 秋耕 中耕 镇压等
2、地面覆盖 薄膜覆盖 秸秆覆盖
3、灌溉措施 喷灌、滴灌、渗灌 4、生物节水
W=P+I+U-ET-R-In-D
田间蒸腾和蒸发很难截然分开， 常合在一起，统称蒸散ET。 (evapotranspiration)-一定时间内一 定面积上土壤蒸发和植物蒸腾的总和 。
第6章 土壤溶质与溶质运移
2. 分子（或离子）扩散 分子（或离子）扩散是指气相或液相内部由于分子的不 规则热运动即布朗运动和分子之间的相互碰撞而引起 的质量运移。 土壤溶液中的溶质浓度并不总是均匀的。只要浓度梯度 存在，分子扩散就会发生。分子扩散导致溶质从浓度 高的区域向浓度低的区域运动，从而使溶液浓度趋于 均匀。在一个静止的水体中，由于分子扩散而引起的 溶质质量运移通量可由Fick’s first law描述。在一维条 件下，它可表达为：
土壤溶质研究范围： 土壤溶质 肥料运移: N(NO3-、NH4+)、P(H2PO4-)、K+ 等 盐分运移: Cl- 、 CO3 2 - 、 SO42- 、Br- 、Ca2+ 、 Mg2+ 、 Na+等 污染物迁移: 非水相流体(Light and Dense non-aqueous phase liquids (LNAPLs and DNAPLs)： 汽油, TCA、甲苯、煤焦油等 小生物实体(Biologic entities )： 病毒(viruses), 细菌(bacteria) 辐射元素(Radioactive elements)： 镭(Ra)、铍(Be)、氦(He)等天 然放射性物质 重金属元素 ： 汞(Hg)、铅(Pb)、铜(Cu)等 柴油, 润滑油、碳氢化合物； 溶剂、工业洗涤剂、三氯乙烯TCE、四氯乙烯PCE、三氯甲烷
J dis = − Ddis ∂c ∂z (4.66)
目前很难在实验室或田间试验中明确地区分开分子（离 子）扩散和机械弥散的影响，因此一般将机械弥散和 分子扩散这两种现象合并而统称为水动力弥散现象。 机械弥散系数和分子扩散系数合并为一个参数即水动 力弥散系数或扩散弥散系数DH：
DH = Ddif + Ddis
土壤学土壤水PPT课件
初始含水量 水v%=10%×1.2=12%
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田间持水量 水v%=30%×1.2=36% 因水mm= 水v% ×土层厚度 土层厚度=水mm/水v%=10/(0.36-0.12) =41.7（mm）4. 水贮量(方/亩) 1亩地土壤水贮量(方/亩)的计算公式为： 方/亩 =2/3水mm 方/亩=水mm×1/1000×10000/15=2/3水mm 作用：与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容
毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。它是反 映土壤保水能力大小的一个指标。
计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既 节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下 渗后抬高地下水位。
4. 毛管持水量(capillary capacity) 毛管上升水达最大量时的土壤含水量。
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土壤 学
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张力计适用范围800/850hPa以下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失 效。
旱地作物可吸水的吸力范围多在1000hPa以下，故张力计有一定实用价值。
压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力1~20bar。
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五、土壤水分特征曲线 (soil water characteristic curve)
2. 容积百分数(bulk volume percent)(水v%)
水v%=水w%×土壤容重
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3. 水层厚度（水mm）
即在一定厚度的土层中，水分的厚度毫米数。
水 mm=水v% × 土层厚度
优点:与气象资料和作物耗水量所用的水分表示 方法一致，便于互相比较和互相换算。
SWD5土壤溶质运移
相对时间
土壤水动力学
第5章
土壤溶质运移
5.1.3 溶质运移的对流－弥散方程
土壤溶质通量： 溶质运移连续方程(一维，不考虑源汇项)
(c) J t z
J J c J sh qc Dsh (v, )] c z
一维溶质运移方程：
(c) c (qc) D ( v , ) sh t z z z
土壤水动力学
第5章
土壤溶质运移
溶质的混合置换：
置换流体 (Displacing fluid) 被置换流体 (Displaced fluid) 穿透曲线 (BTC: Breakthrough curve)
1 0.8 0.6 0.4 0.2 0 0 0.5 1 相对体积 1.5 2 活塞流 实际流动
土壤含水率水流通量q平均孔隙流速v均为常数dshv为常数cde简化为线性pde在一些简单情况下可以求出解单位时间单位体积土壤中由于化学生物作用所生成消失减少的溶质质量im土壤水流动区和非流动区的含水率im土壤水流动区和非流动区的溶质浓度shimimimim土壤溶质运移514土壤溶质运移与水分运动的关系土壤含水率水流通量q土壤平均孔隙流速vq影响溶质的水动力弥散crtwgm水流通量
土壤水动力学
第5章
土壤溶质运移
土壤溶质运移模型的其它问题：
二维、三维： 多组分溶质反应运移 参数： 尺度效应 纵向弥散系数、横向弥散系数 土壤水盐耦合运移： 水、溶质方程联合求解 忽略溶质对水分运动的影响：先求解水流 方程，然后求解溶质运移方程
土壤水动力学
第5章
溶解与沉降 吸附与交换 水解与络合 氧化还原 生物化学过程：有机质分解，氮素转化 …