1、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。2. 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。3. 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。4. 土壤水扩散率，P38。非饱和土壤水的扩散率 为导水率 和比水容量 的比值。)(D)(K)(C5. 比
2、水容量，P19土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。6. 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。7. 土壤水分入渗 P77土壤水分入渗是指水分进入土壤的过程。8. 零通量面 P52土壤中任一点的土壤水分通量由达西定律 给出，zKqm)(当水势梯度 时，该处的通量 q0，则称该处的水平面为零通0z量面 ZFP。9. 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。（1）一般说，土壤的粘粒含量愈高，同一吸力条
3、件下土壤的含水率愈大，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。（2）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。（3）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。（4）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。10.非饱和土壤水力传导度受哪些因素的影响？如何影响？P32（1）非饱和土壤的导水率 K 值大
4、小与土壤质地有关。一般地说，砂性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。（2）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。（3）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。11.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（1）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
5、值时，尽管含水率有所变化，但地表处的水汽压仍然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。（2）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
6、力梯度和前一阶段不同而呈不断减少的趋势。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。12.写出一维水平
7、入渗问题的定解问题，并简述解析解求解步骤。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i含水率 恒定（第一类边界） ，且扩散率为常数 的定解问题是0 D（1）2xDt（2）i0（3）tx（4）i上述定解问题可用拉普拉斯变换求解。设未知函数 拉氏变),(tx换后相应的象函数为 ，p 是拉氏变换参数。按拉氏变换定义),(x（5）0),(,),(dtxetxLpxptt 式中，符号 表示就变量 t 对函数 进行拉氏变换。ft, txf,根据拉氏变换定理可知 0,xtptxLt 22,dxt由此，基本方程经拉氏变换后为（6）Dpxdxi,2此方程是象函数 的二阶线性常系数非齐次微分方程
8、，方,程的通解为（7）pecpxixxDpDp/21,为了求得通解中任意常数 和 ，需要对式（3）和式（4）表12示的边界条件进行拉氏变换可得和p0,pi,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 和01cpi02由此，得出象函数的解为（8）pepxixiDp/0,求得象函数 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 的原函数为 ， 的原函数为i/ipeDx/。因此，可得出原函数的解为tDxerfc2（9）iitDxerfctx2,0此即水平入渗时线性化方程的入渗解。13.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
9、问题为：（1）EKdzD)()(（2）s0对方程（1）积分，并利用（2）的条件，可得（3）dEKDzs)(以上 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 s的值。当非饱和土壤的扩散 D() 和导水率K() 已知时，式（3）给出了稳定蒸发强度为 E 时土壤的含水率分布 z 。如果未知函数改用土壤水吸力 s，相应于（1） 、 （2）的方程及条件为 （4）EdsKz)(（5）0由方程（4） ，可知土壤水吸力分布应满足（6）dsKEz)(/1当已知 K(s)和 E 后，利用(5)的条件，亦可由数值积分求出土壤水的吸力分布 z s。为了对式（6）进行积分，将导水率 K（s）用下
10、面的函数形式表示 （7）21)(asKm式中， 、 及 m 都是和土壤有关的常数。1a2将式（7）带入式（6） ，并令 ， ，则可得到1/E12a（8）dszm1对于 m=1，3/2，2，3，4 等几种情况，由上式积分可得出潜水位以上土壤水吸力 s 与高程 z 的关系。（1） m=1 时，式（8）积分结果为 （9）csz)ln(1式中，积分常数由（5）条件定出， c（2） m=3/2 时，令 式（8）积分结果为/3（10）cssz 32arctn31ln6122 积分常数 3c（3） m=2 时，式（8）积分结果为（11）csz/arctn1积分常数 c=0。（4） m=3 时，令 ，则式（8
11、）积分结果为3（12）cssz 32arctn1ln6122 积分常数 23c（5） m=4 时，令 则/4（13）cssz 23223 arctn1ln1 积分常数 c=0。因此，当土壤导水率的参数 、 和 m 已知时，由以上各式可1a2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。1.土壤化学过程的时间尺度 P592.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。3.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
12、方程，未考虑竞争吸咐在内。4.分子扩散 P126扩散（Diffusion）指的是由于离子或分子的热运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。 dxCDJss式中 为溶质的扩散通量， 或 ； 为溶质的sJ 12smol12skgsD有效扩散系数 ； 为浓度梯度。12m5.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 tkXt0式中 为 时刻后，剩余的有机质量； 为初始有机质量；t 0X为分解速率常数。0k该模型适用于易于分解
13、的新鲜有机质。（2）一级动力学模型 kXdt积分后得， ktte0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。 niniiiXkdttX11式中 表示有机质的组成。i但土壤中有机质的确切组成与数量不易获得，
14、上述模型的应用有一定局限。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。 htktt eLeX)1(式中 为易分解有机质的初始比例； 和 分别为易分解和难分Lkh解有机质的分解速率常数。6.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动态资料。（2
15、）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，因此后来不大应用。（4）土壤溶液提取
16、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。7.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）式求得：（1）CqJc溶质的水
17、动力弥散通量可由（2）式求得（2）dxDJsh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：（3a）qcdxDJ或 （3b）Cv式中 为溶质通量， 。J12smol（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 、 、 。在 时段内，该单元体的溶质量的差等于xyzt时段内该单元体内溶质质量的变化。t令进入 ABCD 面的溶质通量为 ，那么 时段由进入 ABCD 面的xJt溶质量为：（
18、4）tzyJMx流出 面的溶质通量为，DCBA（5）xJx时段内流出 的溶质量为：t（6）tzyxJMx在 时段内沿 轴方向的溶质流入与流出单元体的溶质量差值t为（7） tzyxJtzyxJMx )(在 时段内沿 轴和 轴方向的溶质流入与流出量之差与上式形t式相同，各为（8）tzyxJMyy （9）tzz 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：（10）tzyxzJyxJM)(在 时段内，该单元体中溶质量的变化应为ttzyxtC)(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 时段内该单位中溶质量的变化。t即（11） tzyxzJyxJtzyxtC
19、)()(（11）式两边除 得：t（12）)()(zJyxJt如用爱因斯坦求和约定表示，可记为（13）)()(ixJtC在一维情况下：（14）)()(xJt将（3）式代入（14）式可得：（15）xqCDxtC)()(（15）式即为土壤溶质运移一维基本方程8.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：（1） zKyxKtC 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
20、均质情形下此时可以含水量 为因变量，其方程为：（2）zKDzyxDt www 如仅考虑基质势与重力势的作用，在一维情形下， （1）式（2）式可简化为垂直方向：（3）zKtC均质情形下，也可写成：（4）zDztw水平方向：（5）xKtCmm同理在均质情形下，也可写成：（6）zDztw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，D w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 和 以及含水量 ，那么求qv解土壤水分运动模型，可求出这些变量。其中 或 据达西定律可得：沿任一
21、方向通量：（7）ixixKq（8）ixiiv如沿 z 方向，且仅考虑基质势和重力势则：（9）1zKqmz（10）vz从土壤水分运动原理上讲，其运动受总水势即基质势（压力势） 、重力势、溶质势、温度势的控制。在实际一般情况下，土壤水分运动过程中，如温差不大（或没有相变发生） ，温度势的作用可以忽略，对于溶质势，它正是由于土壤溶质在水中的存在而引起的。如记溶质势为 ，则s（11）KwsRTgC式中， 为单位重量土壤水分的溶质势，单位 cm； 为水溶液s w的密度；g 为重力加速度；T k为绝对温度；R 为气体常数；C 为溶液浓度； 为常数。从（11）式可知，当 C 发生变化， 相应发生变化，这也就
22、是s说在土壤溶质运移过程中，浓度 C 的变化，也会影响总水势的变化。幸运的是从理论上讲，只有当存在半透膜时， 的梯度才会影响土s壤水分的流动，而实际情况是，土壤中不存在半透膜，即是粘土层具有一定半透膜的作用，但其影响至少也低于一个数量级以上，如此， 对土壤水分的运动的影响可以忽略。s但是在土壤溶质运移过程中，某些溶质如 Na+，其浓度变化，会影响到土壤的导水率，在考虑钠质土或碱土中溶质的运移过程中，这种作用不可忽略。即必须考虑溶质浓度的变化对土壤水分运动参数的影响（Bresler，et al.，1982） 。综上所述，从理论上讲，田间土壤水分运动和溶质运移是相互联系和影响的。严格来说，溶质运移的计算需要耦合两个过程，联解两个微分方程，而就目前水平而言，这种联系求解是极其复杂和困难的。而在实践中，大多数情况下，土壤中的水分运动不受土壤溶质运移过程的影响，如此水分运动方程就可写成（1）式至（6）式的形式，进行独立求解，根据（7）式至（10）式的关系求得水分通量和含水率，这样就可对溶质运移方程和下式进行求解。iiji xCvDxtCP138-P141
