毛乌素沙地裸土蒸发的动力学过程

发布时间：2020-10-26 11:13

　　 蒸发是干旱半干旱地区水文循环的关键环节,对调节水分在包气带中的分布具有不可忽视的作用,准确量化包气带水分蒸发过程中的能量和质量传递过程是水文地质学需要解决的科学问题之一。由于直接测量表土蒸发受一定的时空限制,以Richards方程为基础,通过数值模拟刻画饱和-非饱和带水分运移特征是目前常用的方法之一。然而Richards方程的求解需要给定土壤持水性和非饱和导水率,最常用的模型包括BrooksCorey和van Genuchten模型。这些模型都采用残余含水率(由吸附力吸持)表示土壤含水率的最小值,但在极端干燥情况下土壤含水率甚至会减小到0,因而这些模型的计算结果并不理想,限制了此类模型在干旱半干旱地区非饱和带水分运移机理研究方面的应用。对传统土壤水力参数方程进行改进以满足不同地区土壤水分蒸发数值模型的要求是目前研究的热点问题之一。本文以毛乌素沙地作为研究区,以风积沙为研究对象,采用室内试验、原位试验与数值模拟相结合的方法,开展了毛乌素沙地裸土蒸发动力学机制研究。首先在室内开展了初始饱和裸土的非等温蒸发试验,分析了毛乌素沙地的蒸发规律,提出了一个简单的解析公式来计算表层土(Topmost Soil Layer,TSL)与地下水位之间毛细水力联系断裂时临界水位埋深,以及蒸发锋面由地表向土壤内部移动时表层土的临界含水率;其次以Richards方程为基础,利用基于毛管理论的土壤水力参数方程(持水性方程选用van Genuchten模型,非饱和导水率方程选用Munlem模型)建立的水汽热耦合模型识别了室内蒸发试验过程,基于计算结果探讨了传统土壤水力参数方程在解决相对干燥土壤中水分运移时的不足之处和解决方法;以加权的毛管饱和度和薄膜饱和度之和建立了全湿度范围的持水性方程,进而改进了非饱和导水率方程,通过文献中的数据验证了模型的正确性,以此为基础再次反演室内蒸发试验时取得了较好的拟合效果;再次,在毛乌素沙地开展了昼夜温差较大、近地表土壤十分干燥条件下的原位监测试验,监测了气象要素及土壤水势、含水率及温度,分析了其变化规律。最后以改进的土壤水力参数方程为基础构建了新的水汽热耦合运移数值模拟模型,基于原位监测数据评价了该模型在干燥条件下的表现,并将模型用于刻画毛乌素沙地十分干燥条件下包气带水分运动过程。结果表明:(1)初始饱和毛乌素沙地风积沙在蒸发过程中表层土与地下水位之间水力联系断裂的临界水位埋深为30.7cm,极限蒸发深度为70.7cm;(2)毛乌素沙地风积沙蒸发锋面由地表向土壤内部迁移时表层土的临界含水率为0.055,湿转化区含水率变化范围为0.015-0.05;(3)改进的全湿度范围的土壤水力参数方程,能更有效地描述土壤在低含水率条件下的持水性和渗透性。考虑薄膜流后计算的蒸发量占土壤实际蒸发量的98.8%,而忽略薄膜流后这一数值仅为87.0%。在不考虑薄膜流时液态水在蒸发过程中的作用被低估近10%左右。就毛乌素沙地风积沙而言,毛管流向薄膜流转化的临界负压水头为-140cm,负压水头达到-3.12×10~5cm时薄膜流停止,蒸发面向土壤内部迁移,水汽相变开始发生在土壤内部。(4)基于改进的土壤水力参数方程建立了新的包气带水汽热耦合运移模型并用于研究蒸发条件下毛乌素沙地非饱和带水分运移的动力学过程。结果表明:基质势梯度驱动下的水分通量较温度驱动下的水分通量大2-4个数量级,因而是毛乌素沙地蒸发的主要驱动力。0-3cm之间水汽运移占主导,较高的基质势梯度驱动下的水汽通量难以被反向温度梯度驱动下的水汽通量所抵消,净水汽通量方向朝上;3-20cm之间是薄膜流占优区,该区土壤基质势及基质势梯度仍然较高但不足以促使水汽发生相变,基质势梯度驱动下水分以薄膜流形式运移,净通量的方向朝上。(5)相比于传统土壤水力参数方程,基于毛管流和薄膜流改进的土壤水力参数模型在描述土壤由湿变干的整个过程的中具有明显的优势,模型中没有引入额外的参数,便于应用。通过野外实测数据验证发现改进模型计算的含水率、温度变化规律与实测值一致性较好,认为该模型可以作为干旱条件下非饱和带水分运移机理研究的工具。上述研究成果揭示了毛乌素沙地裸土蒸发的动力学过程,丰富和发展了土壤水动力学及相关学科的理论与方法,对干旱半干旱地区土气界面水分运移研究具有示范作用。
【学位单位】：长安大学
【学位级别】：博士
【学位年份】：2018
【中图分类】：P426.2
【部分图文】：

长安大学博士学位论文6图1.2-1 土壤水分形态示意图（据Tokunaga，2009）（a.重力水充满孔隙，土壤处于饱和状态；b. 有液环连接的毛管水，土壤处于非饱和状态，但较湿润；c.液环断裂的薄膜水，土壤处于非饱和状态，但十分干燥）①吸湿水（soil hygroscopic water）土壤颗粒表面靠分子吸力从空气中吸附的汽态水并保持在土壤颗粒表面的水称为吸湿水，也叫强结合水。当土壤颗粒周围的水汽饱和时，土壤吸湿水量达到最大值，对应的土壤含水率称为吸湿系数。土壤颗粒对水分子的吸附力，最里层可达1000-2000MPa，最外层也有约 3.1MPa。这一层水具有固态水性质

大孔隙先失水，小孔隙后失水，这样蒸发第1阶段土壤剖面上一定深度范围内大孔隙水分完全散失，但小孔隙之间的水分联系仍然保持，从而形成连续的水势梯度将水分从土壤内部输送到地表，满足蒸发需求，见图1.2-3a。保证这种大小孔隙之间具有持续水力联系的作用力是毛管力，蒸发所消耗的水分是毛管水。只要水位埋深能够保证，土壤内部向蒸发面的毛管流通量就不受限，因而能保持较高的蒸发速率。在地下水位下降到某个临界值时，小孔隙中水分子向下的重力和粘滞力与毛管力达到平衡（Lehmann等,2008），地下水位与表层土之间的毛管水力联系被打破，此时毛管流停止，不能持续为土壤蒸发提供水源。②薄膜流（film flow）当地下水与表层土之间的水力联系断裂后，毛管流停止，液态水的弯月面从地表进入土壤内部（Shokri , 2009），土壤表层的水分运移的形态由毛管流变为薄膜流，见图1.2-3b，并将持续一定的时间。这是因为液环（pendular ring）断裂后

aR（图1.2-4）。基于图1.2-4的概念结构，目前建立了很多计算蒸发的空气动力学方法，有两种比较常用的方法， 方法以“一步法”求取地表蒸发，即只考虑水蒸气从孔隙水表面扩散到土壤表面的过程， 方法则用“两步法”求取地表蒸发，二者都是通过“表面水分有效性”进行参数化后，建立了地表蒸发和近地表含水率的关系。图1.2-4 蒸发概念模型图方法:( )ag g aaE q qR （1.2-41）( )g sat sq q T（1.2-40）方法:( ) ( )a ag s a s aa soil aE q q q qR R R （1.2-41）( )s r satq H q T s（1.2-42）exp( / )r sH hg RT （1.2-43）
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本文编号：2856924