土壤水范文

土壤水范文第1篇

摘要：

为了研究开孔河流域棉田不同定额冬灌对土壤水分及盐分的影响，缓解地区春季农业用水压力，探究棉田只冬灌的灌水模式是否能够满足棉花出苗阶段生理需水要求，通过大田试验，对比分析了各处理（1200、1800、2400、3000、3600、4200m3/hm2）灌前与灌后不同时期0~100cm土层水分、盐分的变化情况。结果表明，小定额灌水条件下耕作层水分易蒸发，保水效果不显著，返盐现象严重，脱盐作用较弱。经比较分析，冬灌定额为3600m3/hm2时，具有显著的保墒压盐的作用，可为返春后的棉花播种及出苗提供较好的水盐条件,可起到减少春灌定额或免除春灌的作用。

关键词：

冬灌定额；脱盐效果；土壤含水率

0引言

新疆地处西北干旱区，水资源严重不足，新疆农业用水量占新疆用水总量的90%以上。为解决目前突出的水资源供需矛盾，膜下滴灌等高效节水灌溉技术得到了广泛应用。但由于滴灌深层渗漏较少，长期滴灌必然引起土壤盐渍化问题。实践证明，棉田在冬季大水漫灌后，可以较好保持土壤水分，对土壤盐分有一定的淋洗作用。但是传统冬灌灌水定额普遍偏大，水资源利用效率不高，因而，探索适宜的冬灌定额显得尤为重要[1-4]。非生育期灌溉主要有冬灌和春灌，二者从压盐与保墒的作用来看，各有不同。春灌比冬灌保墒效果好，但由于春季气温升高，地表蒸发增强，春灌对于土壤盐分淋洗效果不如冬灌。此外土壤类型也是决定该地区灌水类型的重要因素。为此，从土壤水分、盐分、灌溉水量等综合调控的角度，在假设免除春灌条件下，分析不同定额冬灌对土壤水分及盐分的影响，并提出适合当地棉花种植的冬灌定额，为当地冬灌提供理一定论依据[4-10]。

1材料与方法

1.1试验区概况

试验地点设在新疆塔里木河流域巴音郭楞管理局水利科研所，地处86°12′E，41°36′N，海拔886m，属干旱区暖温带大陆性荒漠气候，干旱少雨，蒸发强烈，昼夜温差大。多年平均降水量58.6mm，多年平均蒸发量2788.2mm（采用直径20cm蒸发皿测量），日照时间3036.2h，年平均气温11.48℃，≥10℃积温4121.2℃，经测定，试验区土壤类型为粉土，田间持水率（质量）为25%[11]。

1.2试验方法

2014年11月25日至次年3月采用小区对比方法进行了棉田冬灌大田试验，试验小区东西走向，逐次排列6个，并根据灌水量不同在试验地划分出6个3m×3m的小区，设置6个灌水处理，灌水定额分别为：1200、1800、2400、3000、3600、4200m3/hm2。在每个小区内的宽行、窄行及膜间设置取土点，并在远端设1组重复，2组取样点相距1.5m。取土点深度为1m，取土间隔为0.1m，并取0~1cm及0~5cm土层土样，将0~1cm土层土样作为表层土样。采用烘干法测定土样含水率，使用型号为DDS307的电导率仪测定土样电导率，将取得的数据进行处理并对比分析灌水前后土壤水分及盐分变化情况。

2结果与分析

2.1不同冬灌定额对土壤水分的影响

通过对比灌前、灌后15d和灌后105d土壤水分分布（图1）可得，较小定额（1200~1800m3/hm2）的处理（图1（a）、（b））灌前0~30cm土层含水率为12.9%~14.0%；灌后15d该土层含水率为17.4%~20.1%，为灌前含水率的1.35~1.44倍；灌后105d该土层含水率为13.8%~14.9%，仅为灌前含水率的1.06~1.07倍。这是因为灌水量较小时，土壤水分受入渗与蒸发双向运移影响，随着时间的推移而逐渐减少，从而无法发挥保水的作用。随着灌水定额逐渐增加（图1(c)、(d)、(e)、(f)），土壤水分分布与较小定额时逐渐显现出不同的规律，灌前0~30cm土层含水率为10.5%~13.8%；灌后15d该土层含水率为16.6%~22.2%，为灌前含水率的1.55~1.69倍；灌后105d该土层含水率为13.1%~17.9%，虽然与灌后15d土层含水率相比有一定的减少，但仍可达到灌前土层含水率的1.23~1.41倍。这是由于较大定额（2400~4200m3/hm2）灌水后，即使土壤水分在各向运移中产生一些损失，但仍可保留一定量的水分储藏在土层中。当冬季来临，土层冻结，水分凝固长时间保留在土层中，在春季消融时土壤含水率较未冬灌时有明显提高，起到了冬灌保墒的作用。由图1可知，灌后15d各处理0~30cm土层含水率趋势均呈现“V”字形，在距地表5~10cm含水率达到峰值，而后出现骤降。通过距地表5、15、25cm埋设的地温传感器得到的数据（图2）发现，在灌水15d后0~30cm土层的温度基本保持在-4.4~-0.2℃之间，这说明土壤出现了冻融现象[12-14]。而冻融现象的产生，使大部分水分保留在耕作层，向土壤深层运移速度减慢，这为冬灌保墒提供了较好的依据。根据灌后15d，105d的土壤水分分布情况，结合各处理含水率增幅（表1）得出，灌后15d，各处理0~20cm土层含水率增幅为5.7%~11.2%，0~40cm土层含水率增幅为3.9%~7.7%，0~80cm土层含水率增幅为3.2%~5.5%。虽然不同深度各处理含水率增幅的范围并不一致，但在每个深度土层，含水率增幅基本都随着灌水定额梯度增加，其中存在一定波动，这是由灌水方式及冻融对水分在土壤中运移产生的影响而造成的，但并不影响含水率增幅随灌水定额变化的整体趋势。灌后105d，由于地温升高，地表蒸发加剧，导致土层水分减少，所以灌后105d各处理各深度土层含水率较灌后15d有所减少。而棉花苗期要求0~40cm土层含水率应占田间持水率的60%~70%为宜[18]。通过土层含水率增幅可以看出，灌水定额1200m3/hm2和1800m3/hm2在0~40cm土层含水率只能保证在田间持水率的58%~61%之间，其增幅为0.9%~1.0%。这说明在该冬灌定额下，只靠冬灌用于土地的保墒，无法满足来年播种棉花的土壤水分要求。而灌水定额3600m3/hm2和4200m3/hm2在0~40cm含水率增幅为5.0%~5.5%，且含水率为田间持水率的74%~77%。两个灌水处理对土壤水分的补给基本满足棉花生长初期的土壤水分要求，可以在此冬灌定额基础上，减少春灌水量，甚至免除春灌，以达到减少不必要水资源消耗的目的。

2.2不同冬灌定额对土壤盐分的影响

由于不同定额灌水，会直接影响不同深度土层土壤含水率，从而进一步影响土壤盐分的变化。通过不同处理土壤剖面电导率对比分析（图3）可知，在不同灌水定额条件下，随着时间推移，土壤含盐量会呈现出不同的变化特点[15-17]。从表2可看出，灌后105d，所有灌水处理在浅层土壤都出现了不同程度的返盐现象，其中灌水定额1200、1800m3/hm2处理返盐现象较严重，均高于灌前土壤含盐量，这很难为棉花的播种与出苗提供良好的生长条件。但是随着灌水定额的增加，返盐现象逐步减弱，不同土层的脱盐率稳定在20%~30%之间（图3），这是因为较大定额（2400~4200m3/hm2）灌水条件下，土壤含水率较高，土壤中含盐量相对稳定。张豫等[19]提出棉花生育期耐盐指标：棉花耐盐临界值为0.302%；耐盐极限值为1.119%；土壤含盐量为0.450%~0.581%时，棉花相对产量可以保证在85%~50%。通过换算，当冬灌定额控制在3600~4200m3/hm2之间时，土壤盐分得到充分淋洗，从而得到适合棉花播种及出苗的土壤环境，为棉花生长提供较好生长条件。根据冬灌试验对土壤水分及盐分的影响进行分析，发现灌后15d土壤浅层出现了冻融现象，较小灌水定额（1200、1800m3/hm2）的脱盐效果不明显，但随着灌水定额的增加，对盐分的淋洗作用愈加明显。由于地温升高，地表蒸发加剧，灌后105d土壤含水率较灌后15d有所降低，但是灌水定额3600、4200m3/hm2处理0~40cm土层含水率可以达到田间持水率的74%~77%。对于土壤盐分，各处理都出现一定程度返盐现象，但随着灌水定额增大，返盐情况有所减弱，灌水定额3600、4200m3/hm2处理脱盐效果较好。综合不同灌水定额灌后棉田土壤水分在垂直方向的分布，以及对盐分的淋洗效果，并结合水资源利用效率分析，认为3600m3/hm2灌水定额更为适宜，基本满足棉花生长初期的土壤水分要求，为免除春灌提供可能性。

3结论

1）在灌后不同时期，虽然冻融现象及地表蒸发加剧等因素对土壤水分运移有一定的影响，但没有改变灌水定额对土壤水分影响起主导作用的趋势。对于土壤盐分，随着灌后地表蒸发加剧，灌水定额3600、4200m3/hm2处理不同土层的脱盐率仍可稳定在20%~30%之间，脱盐效果明显。结合水资源利用效率分析，认为3600m3/hm2的冬灌定额基本满足棉花生长初期的土壤水分要求，可达到减少春灌水量或免除春灌的目的。

2）随着灌水定额的增加，土壤含水率并不是依次增加，而是有一定波动性，这是由灌水方式造成的，大水漫灌可能会造成水分不均匀入渗，这对数据的汇总及分析有一定影响。在以后的研究工作中，拟采用漫灌与滴灌2种灌水方式，冬灌与春灌多种组合的灌水方案。

3）只冬灌，少免春灌的灌溉模式并非适用所有地区，应根据当地实际水资源量和土壤类型对非生育期灌水做出相应的调整。在水资源充足且盐碱度较重的棉区，可采取冬灌又春灌的灌水模式压盐效果较好；对于水资源丰富且可调控的地区，应优先选择冬灌免春灌的灌水模式进行洗盐，因为春季地温升高，蒸发加剧，这时灌水不利于保墒压盐；在冬季水资源紧缺且春季水资源充沛的情况下，考虑采用春灌。也应根据当地土壤类型做出相应调整。对于黏性较大的土壤，由于颗粒较小，保水性较好，应该优先采用冬灌免春灌的模式进行灌溉；对于沙性较强的土壤，由于颗粒较大，保水性较差，主要采用春灌免冬灌的模式进行灌溉。以达到最大限度地节约水资源，保证出苗率的目的。

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土壤水范文第2篇

Philip与deVries(1957,1958)提出了描述土壤水热耦合迁移的理论［9，10］，近二十年来，国内外学者对蒸发条件下土壤水热迁移的耦合计算进行了广泛的研究［11，12，13，14，15，16，17，18］.在二维土壤水热迁移问题的研究方面，Jury和Bellantuoni(1976)发展了一个反映表面铺盖矩形岩块的均匀田间土壤在温度梯度下热流和水汽运动的二维数学模型，结果发现，只有考虑包括温度与热传导关系时，计算值才与实测值有很好的一致性［19，20］.Chung和Horton(1987)对地面采用部分覆盖下的土壤水热流动进行了数值试验，但没有田间实测资料的检验［21］.杨邦杰(1989)对土壤不均匀、地表平坦或起伏不平时的二维土壤蒸发过程的数值模型进行了研究［22］.SuiHongjian和ZengDechao等(1992)用数值模型对不同覆盖下土壤温度和水分动态进行了模拟［23］.

为了探讨行间条带覆盖对夏玉米生长条件下的土壤水热动态的影响，作者在北京通县永乐店试验站进行了田间试验，并本着简捷实用的原则，依据Philip和deVries(1957,1958)提出的土壤水热流动理论和已有的研究成果，以夏玉米生长前期麦秸条带覆盖下的田间试验为背景，建立了土壤二维水热迁移的数值模型.

2田间试验

2.1试验布置田间玉米行间裸地的麦秸覆盖宽度约30cm(玉米行距为60cm).覆盖量相当于400kg/亩.在试验小区内，沿覆盖层中线、边缘及无覆盖的裸地设3个土壤温度剖面，这3个剖面水平相距分别为15cm和10cm.剖面上测点埋深为5cm、10cm、20cm、30cm、50cm.在覆盖层与土壤交界面处用曲管地温计量测界面处的地表温度，在对照区地表和覆盖层表面采用直管温度计测定温度.用于测量土温的铂热电阻安装前均进行了率定.观测时使用万用表测定铂热电阻值，然后依据分度表及田间校正值拟合的标准曲线换算出相应的土壤温度.中子管埋设在麦秸覆盖层中线，水分动态由标定后的中子仪测量.

2.2试验结果分析图1反映了麦秸覆盖层中线下土壤温度随时间的变化过程.图2、

图1覆盖层中线下土壤剖面实测温度(1993.7.3-7.4)

图2覆盖层边缘下土壤剖面实测温度(1993.7.3-7.4)

图3距覆盖层边缘10cm处裸地土壤剖面实测温度(1993.7.3-7.4)

图3分别为覆盖层边缘下及距离覆盖层边缘10cm处裸地土壤剖面的温度动态.此时夏玉米为苗期，其遮荫作用很微弱，这样只有覆盖层对太阳辐射具有“屏蔽”作用.由图3可见，在距覆盖层边缘10cm处的玉米幼苗附近，裸地温度随时间的变化幅度明显大于覆盖层中线以下地温的变化幅度(图1).因为裸地土壤较干燥，表面温度可达到42℃以上，而在覆盖层内的土壤表面，最高温度约为32℃左右.从图2可见，覆盖层边缘下土壤表层的温度变化幅度明显小于裸地(图3)而大于覆盖层中线下的温度变幅(图1).此外，地温动态的观测表明，随着深度增加，土壤温度变幅减小，增加了相位滞后，这是土壤一个周期温度波的典型传播.

图4为条带覆盖、全覆盖与无覆盖土壤表面的温度变化过程图，图示表明，条带覆盖条件下土表温度介于全覆盖和无覆盖之间，它与无覆盖相比，可起到降低表土水分蒸发的作用，但同时又较全覆盖情况下的表土温度高，有利于玉米出苗、生长.

图5为条带覆盖、全覆盖与无覆盖条件下玉米最终产量比较图，图示明显可见，条带覆盖的玉米产量最高，说明虽然与全覆盖的覆盖量(400kg/亩)相同，条带覆盖对节水、保墒，促进农业增产更加有效。麦秸覆盖对节水保墒是有效措施，这一点早已被证实，但由于麦秸覆盖会降低土壤温度，对夏玉米前期生长是不利的。条带覆盖仅铺设在作物行间，一方面可以减少行间土面的无效蒸发；另一

图4不同处理土壤表面温度

图5不同覆盖处理产量

方面，植株部分可以充分接受太阳辐射.在夏玉米生长后期，由于覆盖层的压实，对土壤通气和热状况均有不良影响，而条带覆盖却可免除，也许这就是条带覆盖产量较高的原因.所以，对于条播作物，这种覆盖形式显然是值得推荐的.

3数值模型的建立

3.1控制方程及数值格式夏玉米生长前期作物的根系吸水可以忽略，因此所研究的系统仅考虑土壤、覆盖和大气因素，由于田间麦秸覆盖条带是平行和空间上等距的，基于对称性，只分析流动区域的一半即可［21］.

Philip和deVries(1957)提出了非稳定耦合的土壤水热流动方程如下［21］：

C(T)/(t)=·(λT)-L·(Dθvθ)，(1)

(θ)/(t)=·(Kh)-(K)/(Z)，(2)

这里C是土壤体积热容量(J/m·℃)，T是土壤温度(℃)，t是时间(s)，λ是热传导度(W/m·℃)，L是汽化的体积潜热(J/m)，θ是体积含水量(m/m)，Dθv是等温水汽扩散度(m2/s)，K是水力传导度(m/s),h为负压(m)，Z为垂直距离，向下为正(m)，为梯度算子.

本文只在土壤表面考虑水汽对热和水分传输的影响，不考虑地下水汽流动［21］，这样方程(1)可写成：

C(T)/(t)=·(λT)，(3)

方程(2)又可写为：

(4)

Milly(1984)指出，在大多数土壤含水量情况下，土壤热液体流动并不重要［13］，故(4)式可简化为：

F(h)/(t)=·(Kh)-(K)/(Z).(5)

采用交替方向隐式(ADI)有限差分法离散方程(3)和(5)，则将二维问题降为一维问题来处理，ADI方程如下：

X方向隐式，Z方向显式：

(6)(7)

Z方向隐式，X方向显式：

(8)

(9)

式中上标代表时间，下标代表空间，i为行标记，j为列标记，F为容水度(m-1).

因为方程(6)到(9)中的系数依赖于变量本身，所以方程为非线性的.本文采用显式线性化，即以前一时间步的值来近似方程(6)到(9)中的系数.经整理，方程(6)至(9)可写成：

式中：

.式(10)至(13)均为三对角方程，结合边界条件，用追赶法求解.内部结点的系数由相邻结点的算术平均值来确定.

3.2上边界条件的确定在有限差分法中有效地处理通量边界条件是最困难的部分［21］.在本文中，热流问题的顶部和底部边界为Dirichlet条件.热流和水流的左、右边界使用Neumann条件，亦即没有流动的边界条件.对于水流问题，其顶部边界使用非零通量的Neumann条件，底部为Dirichlet条件.

在未覆盖的裸土表面和覆盖层与土壤层的界面上，水流问题的Neumann条件由以下公式确定［21］：

Ebs=(Ho-Ha)/(1000ra),(14)

Ebs=(Ho-Ha)/〔(1000(ra+rm)〕,(15)

式中Ebs和Ems分别为裸土和有覆盖的土壤表面的蒸发通量(m/s)，Ho为土壤表面空气的绝对湿度(kg/m)，Ha为土壤表面之上空气的绝对湿度(kg/m),ra是土壤表面和其上空气之间的空气动力学边界层阻力(s/m).rm是覆盖层的水分扩散阻力(s/m).

Ho和ra的计算公式为［21］

Ho=H*oexp〔h1/46.97(Ts+273.16)〕,(16)

ra=〔ln(2.0/Zo)〕2/(0.16Ws),(17)

这里H*o是在土壤表面温度时的饱和温度(kg/m)，h1是土壤表面的负压(m)，Zo是粗糙度长度(m)，Ws是风速(m/s).

空气的绝对湿度Ha和在土壤表面温度时的饱和湿度H*o由下式计算［21］：

Ha=1.323exp〔17.27Td/(Td+237.3)〕/(Ta+273.16),(18)

H*o=1.323exp〔17.27Ts/(Ts+237.3)〕/(Ts+273.16),(19)

式中Td,Ta,Ts分别是露点温度(℃)、空气温度(℃)、地表温度(℃).

为简化计算，本文把能量平衡方程仅用于覆盖层和土壤层的界面上.在此我们假设条带麦秸覆盖层为不透明覆盖层，这样辐射便不能穿透到覆盖表面之下.于是，对于覆盖层与土壤的交界面，能量平衡方程为[21]：

Ms-LEms-G=0,(20)

这里Ms为覆盖热通量(w/m2)，向下为正，LEms为潜热通量(向上为正)，L、Ems意义同前，G为土壤热通量(向下为正).Ms、L和G的表达式如下［21］

Ms=λm(Tm-Ts)/THK,(21)

L=2.4946×109-2.247×106+6Ts,(22)

G=λ(Ts-T2)/(ΔZ)+ρsCps(Ts-T0s)(ΔZ)/(2Δt)，(23)

式中λm是覆盖层的热传导度(W/m℃)，Tm是覆盖层表面的温度(℃)，THK是覆盖层厚度(m)，后两个参数均由田间实测.T2是前一时间步在土壤表面以下ΔZ处结点的温度(℃)，T0s是前一时间步的Ts(℃),ρs为土壤密度(kg/m)，其它符号意义同前.Cps是常压下土壤的比热(J/kg℃),其计算公式为［24］：

Cps=1000(0.2+θo/1.36)/〔0.238846(1+θo/1.36)〕,(24)

式中θo是地表含水量(m/m).

裸土表面的温度，根据气象观测数据由如下正弦函数确定：

Ts=s+Assin(2πt/86400+1.5π),(25)

这里s为模拟期间裸土表面温度的平均值(℃)，As为Ts的变幅，分别为28.2℃和11℃.

条带覆盖与土壤交界面的温度采用如下步骤确定，首先由实测的麦秸覆盖层表面温度和覆盖层厚度确定覆盖层的热通量，然后将式(22)、式(23)、式(21)和式(15)代入式(20)，使用二分法得到覆盖层与土壤交界面的温度Ts.

在求得裸土表面温度及覆盖与土壤交界面的温度后，由式(14)、(15)可分别得到裸土部分和覆盖部分土壤表面的蒸发通量.

3.3参数的选取本文数值模型的运行只需一般的气象观测资料及覆盖和土壤参数.气象资料是日最高和最低气温、日最大和最小露点温度、日最高和最低地表温度及日平均风速.覆盖参数为覆盖宽度、厚度，覆盖层的热传导度、水分扩散阻力，覆盖表面的温度.土壤参数为土壤热力传导度、土壤体积热容量、土壤水力传导度和容水度及土壤温度和含水量的初始分布，土壤剖面下边界处的温度和含水量.

其它特征量包括：XL(计算域宽度)，ZL(计算域深度)，Δx、ΔZ和Δt(空间和时间步长)，Zo(粗糙度长度)，TL(模拟总时间).

空气温度和露点温度变化用如下正弦函数来确定［16］：

Ta=a+Aasin(2πt/86400+1.5π),(26)

Td=d+Aasin(2πt/86400+1.5π),(27)

这里a和d分别为日平均气温和日平均露点温度(℃)，Aa和Ad分别代表各自的变化幅度(℃)，t是从午夜开始一天的时间(s).

土壤热力传导度由以下经验方程计算：［21］：

λ(θ)=b1+b2θ+b3θ0.5(28)

这里λ是热传导度(W/m℃),θ是体积含水量(m/m),b1/,b2,b3为回归参数.

根据deVries(1963)［25］、吴擎龙(1993)［26］土壤体积热容量的计算公式可简化为：

C=1.925×106(1-θs)+4.184×106θ,(29)

式中θs为土壤饱和含水量(m/m).

土壤水分特征曲线、水力传导度和容水度由vanGenuchten(1980)提出的经验方程来描述［27］：（以下依次为（30），（31），（32））：

(30)（31)(32)

这里θs和θr是饱和及残余含水量(m/m),Ks是参考温度时的饱和水力传导度(m/s),α、n、m是描述土壤水分特征曲线形状的非线性回归参数.考虑到温度，水力传导度应校正为［21］：

K(h,T)=K(h)(μ(T°))/(μ(T))=K(h)(1+0.0384T+0.000211T2)/(1+0.0384T0+0.000211T20),(33)

式中μ为粘度，T0为参考温度.

覆盖层的热传导度、水分扩散阻力及粗糙度长度的数值选自有关文献.

4模型的验证

对于整个二维水热迁移模型，不存在解析解.本文首先只对ADI数值模型中的热流方程进行验证［21］，其次运行整个模型与田间实测资料进行对比.

考虑到田间热传输问题的边界条件为Dirichlet条件和Neumann条件，所以取两个热传导算例检验之.算例1［28］的问题是方形板(边长2l为5)的热流传输，其初始条件为Ti=1，边界条件为Tb=0.Kt/l2=0.08,这里K是物质的温度计传导度，取K=0.005，求t=100时板的温度分布.算例2［29］为一个长钢棒的热传导问题，由于传导热流是对称的，所以只分析钢棒横截面的1/4区域(0.5m×0.25m)，数值模拟使用的时间步长Δt=5sec，空间步长Δx=0.01m、ΔZ=0.01m.此钢棒的热力参数为：λ=20W/m·℃，ρ=3000kg/m,C=1000J/kg·℃.边界条件包括绝热边界(Neumann条件)和对流热传输边界(Cauchy条件).对流热传输系数h=10W/m·℃.钢棒的初始温度是300℃.环绕钢棒的空气流温度保持在20℃.模拟t=3600sec时的温度分布.下面给出两算例的解析解与数值解(图6、图7)，可见两者吻合很好.

根据试验资料，确定数值模拟的定解条件和参数.具体地，以麦秸覆盖第二天上午8时的土壤水分剖面(假设x方向均匀，Z方向变化)为数模的土壤水分初始条件.

图6方形板的温度分布

图7钢棒中的热流分布

田间土壤的水热参数见表1：

表1田间土壤的水热参数

参数*Ks/(m/s)θs/(m/m)θr/(m/m)a/(m)nmb1b2b3

粉砂土0.000010.480.120.68922832.1709720.53937690.2430.3931.534

*Ks、θs、θr值均为田间实测，a、n、m是vanGenuchten方程的参数，拟合得到，b1、b2、b3是热传导度公式中的系数，引自文献［21］.

模型中输入的有关参数和数据分别列于表2和表3.

表2模型输入参数

符号参数定义

数值备注

DXx坐标空间步长0.05m

DZz坐标空间步长0.05m

XLx坐标长度0.25m

ZLz坐标长度0.90m

DT时间步长1.0s

TL模拟时间172800s

To参考温度20℃引自［21］

ρs土壤密度1360kg/m实测

ρa空气密度1292.8kg/m引自［30］

Cpa空气的定压比热1006.09J/kg℃引自［30］

ML覆盖层宽度0.30m实测

THK覆盖层厚度0.10m实测

λm覆盖层的热传导度0.126W/m·℃引自［21］

rm覆盖层的水分扩散阻力4800s/m据［21］，假定

Zo土壤表面的粗糙度长度0.01m引自［21

表3模型输入的数据

日期a/(℃)Aa/(℃)d/(℃)Ad/(℃)Ws/(m/s)Tm/(℃)

6.2626.258.2515.052.551.343.5

6.2727.257.7513.452.351.541.0

模拟时段内(6月25日至6月27日)的表土含水量用取土称重法加以校正.

模拟结果如下图所示.由图8可见，模拟的表层埋深10cm处的土壤水分横向分布值与实测值趋势有较好的一致性.图9所示为表层不同深度土壤温度的分布，计算与实测值吻合良好.图10为无覆盖处(距条带覆盖中线25cm)土壤表层温度分布，结果很好.由此可见，条带覆盖部分土壤含水率高于无覆盖区，地温则低于未覆盖部分，地表温度变幅较大，越向下层温度变幅越小，说明对条带覆盖只有用二维模型才能较真实地刻划土壤水热运动规律，特别是表层土壤的水热动态.

图8表层土壤水分分布

图10裸地(x=25cm)土壤温度剖面

图9表层土壤温度分布

5小结

在夏玉米生长前期的六月份，北方降雨量往往偏少，干旱威胁玉米壮苗.覆盖不仅阻碍了土壤水分的蒸发，且由于适当降低地温也减少了水分蒸发.本文所建立的土壤二维水热迁移模型，输入参数少，相对简单，却能较好地模拟出麦秸覆盖所产生的保墒效应，因而具有一定的实用价值.

致谢本文得到张蔚榛教授的指教，田间试验承北京水利科学研究所永乐店试验站同志们的协助.

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30朱炳海,王鹏飞，等主编.气象学词典.上海：上海辞书出版社，1985.

土壤水范文第3篇

关键词：土壤水；土壤水资源；潜力；概念；评价方法

中图分类号：TV213 文献标识码：A 文章编号：1674-0432（2013）-06-0034-1

在国内外现阶段对水资源展开的评价与分析工作中，通常只是将地下水及地表水划作评价对象，而对于作为水资源重要组成部分的土壤水资源往往加以刻意或无意的忽略。这主要是因为土壤水资源本身具有难以保存、不便开采和分散性等特征，在日常生产与生活中，无法对土壤水资源加以直接、高效利用所致。然而，土壤水资源是生态系统的重要影响因素，是农作物及其他各种植物生存与生长的必备物质条件。植物的生长离不开水，不管是生长过程、发育还是果实形成，抑或是植物最终经济价值的实现，都需要水给予基础支撑。然而，不管是天然降水，还是灌溉用水，都首先必须转变为土壤水，之后植物才可对水资源进行吸收。因此，在社会经济发展和生态环境建设中，土壤水资源具有和其他水资源等同的作用，在对水资源进行评价时，应当将土壤水资源涵盖其中。

1 土壤水资源和土壤水资源潜力的概念分析

土壤水资源概念首先于1974年由前苏联学者李沃维奇提出。经过几十年的发展，土壤水资源的内涵越来越清晰，但在土壤水资源和土壤水资源潜力的定义上还缺乏一个统一的观点。要对这二者做一个明确的定义，首先必须对土壤水进行深层次的探讨和研究。

1.1 土壤水的形成

土壤水在很大程度上可以说是将地表水和地上水联系起来的枢纽，是二者进行转化的中间工具。降水形成并着陆后，一部分被植物截留，最终经过蒸发作用回归大气，其余部分和地面接触后，向土壤中进行渗透。其中，有一些降水向江、海、湖、泊进行汇集，有一些经土壤贮存，或者进行深层渗漏进入到地下水中。土壤留存的水体可以被植物直接吸收利用，或者经过蒸发回归大气。当土壤层保水能力相对较强时，土壤水饱和后形成壤中流。土壤水是一种非饱和水体，不断进行蒸发，不断由降雨或其他形式加以补充，同时也不断为植物所吸收，因此相对来说较为活跃。然而，土壤水只能被植物直接利用，目前还难以进行人工开采、利用和调度。

1.2 土壤水资源与土壤水资源潜力概念

根据上述对土壤水形成及特性的分析，可以对土壤水资源及其潜力进行定义。土壤水资源是在降水过程中，由土壤包气带加以储存、可以进行不断更新，在现行的生态条件下可被植被加以吸收，为人类间接或直接利用的水资源。土壤水资源潜力是当生态环境在未来某一时间受外界因素影响，如人类干扰或气候变化等，土壤包气带中储存有一定降水，可以为生态环境的维持所使用，或者为人类间接与直接使用的水资源。

2 土壤水资源及土壤水资源潜力评价方法

根据土壤水资源及土壤水资源潜力的概念可知，在对土壤水资源进行评价时，可以利用水量平衡法，利用蒸发量或补给量对土壤水资源进行计算。在对土壤水补给量进行确定时，应将降水中的地表产水量、植物截留量、蒸发量、渗入地下补给量进行合理扣除。同时，因为土壤水资源受人类活动、地形地貌和地下水深度等众多因素的影响，在进行评价时，要分区展开计算。

3 结束语

对土壤水资源在进行充分认识和科学评价的基础上加以合理应用，可以使水资源紧缺现状得到一定程度的缓解，为农业生产和生态环境建设提供用水保障。虽然土壤水资源不能在日常生活、工业生产中有效利用，然而在农业生产和生态环境建设中提高土壤水资源利用效率，可以使农业生产与生态环境建设中对地下水和地表水的利用量大幅降低，使土壤水资源成为地下水和地表水的替代，从整体上实现水资源的节约。

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土壤水范文第4篇

关键词 土壤体积含水率；不同时间尺度；变化规律；入渗；鲁中地区

中图分类号 S151 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2016）10-0198-04

Analysis on Soil Moisture Variation Regulation of the Middle Areas in Shandong Province Based on Automatic

Soil Moisture Observation Station

HUAN Hai-Jun 1 LIU Yan 1 YANG Kun 2 XIA Fu-hua 1

（1 Zibo Meteorological Bureau of Shandong Province，Zibo Shandong 255048； 2 59 Unit of The Chinese People′s Liberation Army，94900 Troops）

Abstract Drought is one of the main meteorological disasters which restricts agricultural production in middle area of Shandong Province，so mastering the variation of farmland soil moisture is important to improve the ability of preventing drought，development of water-saving irrigation planning，increase water use efficiency.The paper analyzed variation of farmland soil moisture， infiltration after precipitation and daily use in different terrain condition and different time scales based on the daily dataset of the farmland automatic soil moisture station from 2010 to 2013. The results showed that the annual variations trend of soil moisture storage from 0 to 50cm depth was consistent with the depth from 0 to 100 cm in the middle area of Shandong Province，whose maximal point appeared in August，minimum point appeared in June，and the largest monthly decrease appeared in April，May and June，so drought was prone to happen in those months. Soil moisture storage from 0 to 50 cm went up from autumn to spring gradually what was maximum in spring，the month changes approximately accorded with normal distribution，the changing range in mountain was less than that in plain.The minimum of ten days soil moisture storage in plain appeared in mid-January，whose lower value appeared in the end of May，and the minimum of ten days soil moisture storage in mountain appeared in early June.Daily increased range of soil moisture storage from 0 to 50cm decreased with the increase of initial soil moisture storage what increased firstly with rainfall intensity and then decreased.Average minimum and maximum soil moisture storage of many years were slightly higher than wilting moisture and field capacity respectively，what could be used for daily threshold monitoring. Master fine regulation of soil moisture was important to drought monitoring and early warning，irrigation，what could guarantee the increasing both production and income of grain in middle area of Shandong Province.

Key words soil moisture storage；different time scale；variation regulation；infiltration；middle areas of Shandong Province

鲁中地区地处暖温带大陆性季风气候区，多数地区处在亚湿润气候大区的指标范围。受季风影响，气候变化具有明显的季节性。冬季盛行偏北风，雨雪稀少，寒冷干燥；春季气温回升快，少雨多风，干旱发生频繁；夏季高温高湿，降水集中；秋季降水锐减，秋高气爽。鲁中地区干旱发生较为频繁，尤其在春季，因此研究分析土壤水分的时空分布变化规律，在农业生产中具有明确的现实意义。

目前国内外研究土壤水分变化规律较多，Lewin[1-2]认为小麦生长季根系主要活动区在0～90 cm，该层土壤水分变化率与土壤贮水量近似呈线性关系，据此利用实测数据得出土壤含水量预报的经验模型。Blanchard等[3]指出，利用每天测定的地表温度的最大值和最小值，可以推测10 cm以内地表土壤含水量的季节性变化。国内土壤水分的研究与土壤学的发展是同步进行的，张 静等[4]对不同湿润条件下稻田土壤水分变化规律进行了研究，环海军等[5]基于大面积土壤水分自动站对土壤水分优先流进行了研究，孙占祥等[6-10]对不同下垫面、不同降水、不同作物等条件下的土壤水分变化规律进行了研究。但利用大范围农田逐日土壤水分观测资料对土壤水分变化规律进行分析研究的学者较少，该文利用农田土壤水分自动站逐时观测的土壤水分资料对鲁中地区土壤水分不同时间尺度的变化规律及日常应用进行了分析研究，有较强的实际业务运行价值，为土壤水分监测预警提供决策参考。

1 资料与方法

1.1 资料来源

土壤水分资料来源于鲁中地区自南而北的3个山区、5个平原地区由上海长望气象科技有限公司生产安装的DZN1型农田土壤水分自动站2010―2013年逐时观测体积含水量资料，各观测站所在地段种植作物均为冬小麦―夏玉米，传感器按0～60 cm每10 cm一个土壤水分传感器，80、100 cm各一个土壤水分传感器设置，气象资料来源于土壤水分自动站附近10 km范围内对应时次的气象站资料。

1.2 资料处理分析方法

土壤水分体积含水率缺测3 h以内的用内插法补齐，60～70、80～90 cm数据由内插得出，以20：00为日界，整理筛选出每天20：00的土壤水分资料。对整理出的20：00可疑土壤水分资料（土壤体积含水率小于10 mm或者大于50 mm的资料）结合当天是否降水灌溉和前后1 h是否发生突变进行筛选删除，得到准确的20：00土壤水分体积含水率日序列。数据的处理及分析采用Excel 2010、Spass 13.0和vb编程实现。

2 结果与分析

2.1 不同地区各层土壤体积含水率年变化规律

鲁中地区不同地形、不同地下水位0～100 cm土壤水分体积含水率年变化规律和0～50 cm基本一致（图1），而50～100 cm体积含水率年变化幅度较小，说明鲁中地区土壤水分年变化主要集中在0～50 cm范围内，这与小麦玉米的根系耗水相吻合。由图1a、c可知，地下水位深度对土壤水分体积含水率年变化趋势影响不大，但影响0～50、0～100 cm年变化幅度；高青地区0～50 cm主要为砂壤，其他平原地区为黏壤，故高青地区0～50 cm土壤水分体积含水率与其他地区量级一致，但波动幅度较大，符合其土壤特性。由图1a、b可知，除 1―3月以外，平原和山区2种地形0～50 cm土壤水分年变化趋势基本一致，6月是体积含水率最低的月份，8月是最高的月份，这是由于鲁中地区春夏之交降水偏少，气温回升快，小麦灌浆和玉米出苗耗水量大等一系列原因所致，而7―8月是鲁中地区降水量最多的月份，故8月土壤水分含水率最高。3―6月土壤水分下降幅度为全年最大，鲁中地区近几年春季和初夏频繁出现干旱，对小麦产量形成影响很大，本文着重对4―6月土壤水分变化规律和预报进行研究。鲁中平原地区全年 0～100 cm平均土壤体积含水率为283.6 mm，山区为316.6 mm。

2.2 不同地区土壤体积含水率季间变化规律

由图2可知，鲁中地区土壤水分体积含水率季间变化幅度不大，0～50 cm与0～100 cm变化规律基本一致。自春季至秋季土壤水分体积含水率呈上升趋势，冬季略有下降，平原下降幅度较山区大，0～50 cm土壤体积含水率秋季平原最大，为141 mm，山区为151 mm。

2.3 不同地区土壤体积含水率月际变化规律

由表1可知，鲁中地区0～50 cm土壤体积含水率月变化接近于正态分布，坡度较平缓，方差较大，这与土壤水分主要消耗和活动集中在0～50 cm有关，方差最高出现在6月，说明6月土壤水分月变化最为激烈，5月、7月次之，最低出现在10月，变化近似余弦波动，和年变化规律相反，山区方差整体小于平原地区。

2.4 不同地区土壤体积含水率旬际变化规律

由图3可知，鲁中地区0～50、0～100 cm土壤体积含水率旬际变化规律一致，与年变化规律结论相同。平原地区0～50 cm土壤体积含水率旬际波动较山区频繁，均在6月中旬至8月中旬持续上升，在8月中旬达到一年的最高值，这与鲁中地区的雨季基本一致，故该阶段的土壤墒情基础对后期小麦播种影响较大。平原地区1月中旬为全年最低值，5月下旬为次低值，山区最低值出现在6月上旬，是对降水、作物耗水等综合的反应，故5月至6月上旬为鲁中地区干旱的易发期，应及时结合墒情进行灌溉，确保冬小麦的灌浆需水。

2.5 不同降水强度的入渗变化规律及实际应用分析

按叶面积指数将作物生长阶段分为冬小麦旺盛生长期（4―6月）、夏玉米旺盛生长期（7―9月）、冬小麦越冬前后（10―11月、3月）3个阶段，分析不同降水强度下的土壤水分日入渗规律，其中0～10 cm日变化规律见图4。可以看出，同一降水强度下，0～10 cm初始土壤体积含水率越小，日增幅越大，其中冬小麦旺盛生长期增幅最大，故在土壤水分亏缺严重阶段，降水灌溉对改善墒情效果明显。在0～10 cm同一初始体积含水率条件下，日增幅随着降水强度的增加先增加后减小，前期增幅变化较为密集。当土壤初始体积含水率

图4d为张店区自建站以来土壤水分体积含水率的0～10 cm日变化图，横坐标为以2010年1月1日为起点的日序。可以看出，该地区土壤水分体积含水率多年平均最低值为15.0 mm，多年平均最高值为35.0 mm，转化为重量含水率（实测0～10 cm容重为1.3 g/m3）分别为11.5%、26.9%，较实测凋萎湿度（6.3）、田间持水量（23.7）略高，属于合理范围，故可作为日常土壤水分异常值监测的阈值，也可作为凋萎湿度、田间持水量和容重测量结果是否合理的判断依据。

3 结论与讨论

（1）鲁中平原和山区0～50、0～100 cm土壤水分体积含水率年、季、月、旬变化趋势基本一致，而60～100 cm体积含水率波动较小。年土壤水分年最低值出现在6月，最高值均出现在8月。鲁中地区土壤体积含水率年降幅最大出现在3―6月，易发生干旱。

（2）0～50 cm秋季体积含水率为一年中最高，自春季至秋季呈逐步上升的趋势；0～50 cm土壤水分月变化近似符合正态分布，山区变化幅度小于平原；平原旬土壤体积含水率最低值出现在1月中旬，次低值出现在5月下旬，山区最低值出现在6月上旬，故5月上旬前后的降水和灌浆水对鲁中地区小麦灌浆期间的土壤体积含水率和产量十分重要。

（3）0～50 cm土壤体积含水率日增幅随着初始土壤体积含水率增大而减小，随着降水强度增大先增大后减少，应根据这一特点，结合墒情抓住时机进行灌溉和制定灌溉量以及速度。

（4）土壤水分体积含水率多年分布图可用于自动站的警报阈值确定以及土壤水文常数测定值的检验，确保土壤水分自动站的正常运行和数据准确。

（5）本文利用土壤水分自动站多年资料对鲁中地区土壤水分不同时间尺度的变化规律进行了分析，以及资料在降水入渗和日常应用方面的研究，对土壤水分自动站资料实际应用有一定指导价值，但仍需结合更长时间序列的资料对不同层次灌溉、降水入渗进行更多深层次研究，以及结合土壤水分变化规律的土壤水分预报研究，达到土壤水分自动站资料在农业生产中的精细化运用。

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土壤水范文第5篇

摘要：

利用2014年5—11月元阳梯田水源区林地采样点上的20个降水数据和216个土壤水数据，对元阳梯田水源区大气降水及土壤水δD和δ18O的变化进行了分析，明确了降水与土壤水的氢氧同位素特征，并探讨了降水对土壤水的影响。结果表明，研究区大气降水δD和δ18O的变化范围分别为（－97．4‰）～（－47．5‰）和（－13．2‰）～（－6．5‰），区域大气降水线（LMWL）为δD＝6．84δ18O－5．69，与昆明的降水线接近，这主要与研究区和昆明所处的大气环流背景、水汽来源相同有关；0—100cm土壤剖面内，土壤水中δD值随深度的增加呈现“S”形或反“S”形，0—40cm土层土壤水的δD和δ18O值分布于LMWL两侧，而60—100cm处的同位素值分布集中且偏离降水线，表明随着深度的增加，土壤水受大气降水和外界蒸发条件的影响减弱；林地坡上40cm土层比表层贫化重同位素，坡下位置植物覆盖度较小，土壤水容易受到外界环境的影响而坡中位置整个剖面δD值的变化不大。

关键词：

氢氧同位素；大气降水；土壤水；垂直变化；坡位

20世纪50年代初，同位素技术开始应用于水科学领域并解决了水文学和水文地质学的一些问题［1］。此后，随着科技进步，尤其是同位素分析技术的发展，水的同位素分析逐渐成为现代水科学的研究方法之一。研究者通过研究水体本身及某些溶解盐类的同位素组成，获得了传统方法不可能得到的一些重要信息［2］。同位素技术可从宏观上和微观上阐明水文循环过程的机理和演变过程，已成为水文问题研究特别是了解水循环过程及演变规律的一种重要手段。大气降水是自然界水分循环的一个重要环节。分析大气降水δD和δ18O在不同地区的分布特点，以及其与各种环境因素之间的因果关系，不仅有助于定性或定量地解决水分起源和成因，区分补给源区和补给高程等问题，而且也有助于揭示“三水”转化关系以及含水层之间的水力联系，从而为最终建立一个地区的水循环模式提供理论依据［3］。土壤水是联系大气降水、地表水、地下水和生物地球循环的纽带。通过追踪δD和δ18O的运动“轨迹”，对比不同水体之间的同位素组成，再结合不同深度土壤水的同位素分布特征，就可以揭示出大气降水与土壤水的关系，进而了解土壤水分的迁移和滞留信息。尽管许多学者已经对降雨和土壤水分中同位素的对比关系进行了研究［4－7］，但由于土壤水分运动复杂，取样及获得土壤水较为困难等条件限制，使得研究结果不尽相同。田立德［8］、徐庆［9］、靳宇蓉等［10］利用氢氧同位素技术探究了青藏高原中部、四川卧龙亚高山暗针叶林以及黄土高原大气降水对土壤水中δD和δ18O的影响，但利用这一先进技术对元阳梯田尤其是梯田上方森林内降雨和土壤水分的研究还非常少。元阳梯田四度同构［11］的独特生态系统中，森林对其水文循环过程的调控作用非常显著，正是因为森林这个巨大的“水库”，才使得四度同构的生态系统经久不衰。因此，本文以元阳梯田水源区上方的森林为研究对象，利用同位素技术的手段和方法，对林地内土壤各层次的同位素变化进行示踪研究，通过对比分析森林中降水和土壤水分中的氢氧同位素值，探讨土壤剖面上土壤水同位素变化的机理及降水对土壤各层次水分的影响，以期掌握元阳梯田水源区林地不同深度土壤水分运移规律，为进一步研究土壤水的动态变化和迁移提供理论依据，同时弥补了同位素技术在元阳地区研究上的空白。

1材料与方法

1．1研究区概况元阳县位于云南省红河哈尼族彝族自治州南部，地理位置处于102°27′—103°13′E，22°49′—23°19′N之间。元阳梯田分布区约有梯田1．32×104hm2，分布于海拔700～1800m，坡度15°～25°的沟壑山岭间，为深切割中山地貌类型。气候属亚热带山地季风气候，地形复杂，立体气候显著，干湿季分明［12］。由于气候的垂直差异和水平差异，大部分地区气温随着海拔升高而逐渐降低，蒸发量减少，雾日增多，湿度增大。研究区位于全福庄小寨流域，该流域隶属于元阳县新街镇全福庄小寨，位于县境中部，距离元阳县城41km处。该研究区属于元阳梯田核心水源区，森林茂密，地理坐标为东经102°45′—102°53′，北纬23°03′—23°10′，平均海拔为1840m左右［13］，土壤主要以黄壤和棕壤为主。年平均气温为20．5℃，年均降水量1403mm，多年平均降水量1397．6mm，降雨的季节变化明显，主要集中在5—10月，最大降雨量出现在7—8月。山上常年流水，有泉水出露点。

1．2研究方法和数据来源

1．2．1样地布设在全面踏勘研究区森林群落的基础上，选择典型森林类型—乔木林并布设样地。样地大小为20m×20m，坡度为21°。林地内植被类型为常绿阔叶林，主要乔木树种有灰木、石栗、元江栲）、绿樟、香桂、西南山茶、印度木荷、泡花树等。在布设好的林地样地内不同坡位（坡上、坡中、坡下）处分别选取典型样方，用于采集土壤剖面不同深度的土壤样品。在林地露天空旷位置放置雨水收集装置，装置内放置1个聚乙烯瓶，瓶口处加装漏斗，漏斗口放置1个乒乓球防止水分蒸发［14］。另外，在不同坡位处各放置1个取样瓶，用于雨水收集。各样方的具体情况见表1。在典型林地样地内代表性地段挖掘土壤剖面，在挖掘好的土壤剖面内按0—20，20—40，40—60，60—100cm这4个层次，用环刀取原状土样供物理性质分析，每层取3个重复样。统计数据时每层取3个重复样的平均值。试验样地土壤物理性质见表2。

1．2．2样品采集（1）降水样品采集。降水样品在每次降水事件结束后收集。2014年6—8月共收集到20场降雨的水样，将收集到的水样由塑料瓶转入50ml离心管中，并立即用Parafilm膜封口，及时标注采样时间、采样地点，并保存在低温保温箱中带回实验室，放置于冰箱冷藏保存以待同位素测定。（2）土壤样品采集。在林地内不同坡位（坡上、坡中、坡下）处，于2014年5月16日，7月4日，7月12日，8月4日，8月18日，11月14日对土壤样品进行采集。利用土钻按0—10，10—20，20—40，40—60，60—80，80—100cm的层次取样，每层2个重复，共采集了216个土壤样品。将样品放入50ml离心管中，立即用Parafilm膜密封，标注采样时间、采样地点，并保存在低温保温箱中带回实验室冷冻，用于同位素测定。

1．2．3样品处理与分析本研究采用真空抽提装置来抽取土壤中的水分。抽提过程中一定要保证整个装置中为真空状态且不漏气。如果漏气，需要逐个检查，查出漏气的地方并修理。必须充分抽提出样品中的水分，以样品不再产生水汽为准。所有水样的氢氧同位素分析在冰冻圈国家重点科学实验室完成，使用美国LosGatesResearch公司生产的液态水稳定同位素分析仪，采用离轴积分腔输出光谱技术。分析结果用分析水样与VS－MOW的千分差［15］来表示，δD和δ18O的分析精度分别为±1‰和±0．2‰。

2结果与分析

2．1大气降水同位素特征与Craig［18］定义的全球大气降水线δD＝8δ18O＋10相比，研究区降水的稳定同位素值基本落在其右下方，即当地大气降水线的斜率和截距都较全球大气降水线（GMWL）低，并且LMWL的斜率与截距（6．84和－5．69）与GMWL的斜率与截距（8和10）相比差异显著，这与当地相对干燥的环境和较强的蒸发条件有关。

2．2林地土壤水同位素

2．2．1林地土壤水氢氧同位素的垂直变化对整个采样期内216个土壤水样品进行分析发现，研究区内土壤水δD和δ18O的变化范围分别为（－172．7‰）～（－37．4‰）和（－23．3‰）～（－5．4‰），平均值分别为－94．5‰和－13．2‰。由图3可知，土壤水稳定同位素值的大小随时间的变化有显著差异，且δD和δ18O的变化趋势基本一致。经统计分析表明，δD和δ18O的变化无显著性差异。整体来看，随着采样时间的变化，0—100cm土壤深度范围内δD值的变化呈现“S”形或反“S”形。5月16日，土壤水中δD的变化呈现随土壤深度增加而减少的趋势，0—10cm处重同位素明显富集，变化范围为（－102．1‰）～（－42．0‰），说明表层土壤受蒸发作用的影响非常明显。7月4日的变化曲线为“S”形，变化范围为（－101．3‰）～（－65．5‰），曲线拐点出现在10—20cm和40—60cm。40—60cm处δD的平均值为－65．4‰，与前期降雨的δD值－62．1‰很接近，出现该现象的原因可能是40—60cm处有大孔隙，故降雨通过这些快速通道迅速渗入下层，而不与上层土壤水混合。7月12日的同位素值在整个剖面中基本保持不变，δD的变化范围为（－87．7‰）～（－75．0‰）。8月4日和8月18日曲线的变化趋势从20—40cm土层处开始基本一致，变化范围分别为（－152．0‰）～（－76．3‰）和（－132．6‰）～（－83．0‰）。值得注意的是8月4日δD值的变化明显表现为上层同位素贫化而下层富集，出现这种现象主要是因为8月4日之前有持续的降水，累计降水量逐渐增多，前期降雨对土壤水中δD值的稀释和混合作用较大，明显减弱了其他条件对δD值的影响。11月14日δD值得变化曲线呈反“S”形，变化范围为（－116．7‰）～（－69．9‰），相比较8月份“右移”（增大），说明11月份雨季结束，降水减少，土壤水经受蒸发加强。

2．2．2林地不同深度土壤水氢氧同位素关系图4是林地不同深度土壤水δD和δ18O的关系。0—10，10—20，20—40cm土层土壤水的δD和δ18O值分布于当地大气降水线的两侧，且比较分散，表明浅层土壤受降水的影响比较明显。同时，部分土壤水中的同位素值在大气降水线的右下方，偏向负值区，可能存在降雨对土壤水的混合和稀释作用。40—60cm土层的δD和δ18O值的分布也比较分散，但从40—60cm处同位素的分布来看，已经开始偏离当地大气降水线，说明土壤水可能受到蒸发的影响，也可能与前期降水或者背景值的影响有关。60—100cm处的氢氧同位素值越来越集中，且越来越偏离降水线，表明随着深度的变化，土壤水受大气降水和外界蒸发条件的影响越来越弱。

2．3林地不同坡位氢氧同位素变化从整体来看，林地不同坡位土壤中δD值的变化呈现相同的规律，即上层变化复杂而深层变化缓慢且变幅较小。由图5可知，坡上土壤δD大致在20—40cm处出现拐点，逐渐贫化重同位素，继续向深层，同位素值又逐渐增大。造成这种现象的原因可能是坡上位置40cm以上土层中非毛管孔隙所占比重较大，非毛管孔隙能够较快容纳降水并及时下渗［19］，降雨落到表层以后很快入渗至该层，导致该层含水量增大，并对土壤中原有的水分起到了稀释的作用，因此比表层贫化重同位素。坡中位置土壤水δD值的变化较坡上简单，除5月16日与8月4日外，整个剖面δD值的变化不大。坡中位置乔木分布较多，林冠截留量大，枯落物持水性能强，同时枯落物分解后改变了土壤结构，增加了土壤孔隙，使土壤入渗增加。同时，坡中位置植被覆盖度大，降雨和光照等因素对土壤蒸发造成的影响较小，该结论与张娟等［20］的研究结论相符。坡下位置的变化更为复杂且变化主要集中在40cm以上。坡下位置植物覆盖度较小，土壤水容易受到外界环境的影响；加之采样过程中发现，该处土壤中存在砂砾及碎石，因此对土壤水的下渗有极大影响；而采样过程中也可能存在水样的蒸发，影响水中同位素含量的变化。

3讨论与结论

通过前期学者的研究可知，降水中稳定同位素的变化与水汽来源、气象条件以及大气环流等多种因素密切相关。研究区的大气降水线与距研究区375km的昆明大气降水线δD＝6．77δ18O＋3．35［21］接近。因此，本研究虽然只收集到了20场降水样品，但与邻近的昆明地区大气降水线较接近，故研究结果可以大体反映研究区降水的同位素特征。研究区和昆明所处的大气环流背景、水汽来源等相同，并且两者气候条件相似，均有明显的干湿季之分。在旱季，受大陆性气团的影响，空气干燥，蒸发强；在雨季，受海洋水汽的影响，空气湿润，蒸发弱［22］。但在水汽从海洋向内陆输送的过程中，一定不能避免外来水汽的加入，加之降水不断进行，重同位素不断从空气中优先冷凝，故研究区的大气降水线与昆明地区略有不同。同时，就地理位置而言，研究区位于我国的西南地区，属于典型的季风气候区。该地区的水汽主要来自南海、孟加拉湾、印度洋、阿拉伯海以及跨赤道气流的水汽［23］。当水汽从海洋向陆地迁移的时候，不同的冷凝和蒸发过程使得降水中δD和δ18O的含量不断变化，随着距离海洋越来越远，液相降水中会逐渐相对富集重同位素。由于采样时段均处于雨季，受来自海洋水汽的影响，空气湿润，降水量大，因此蒸发较弱，故数据显示结果比较局限，仅代表本次研究结果，今后还需长期观测，以便进一步研究。采样期内林地不同深度土壤水稳定同位素值的统计表明，随深度的增加，土壤水受外界蒸发及降雨等因素的影响逐渐减小。该结论与田日昌等［24］的研究结论相一致。土壤水的δD和δ18O的变化范围明显比大气降水中δD和δ18O的变化范围大，并且有些层次土壤水的同位素值明显高于大气降水。造成这种现象的原因可能为：土壤中的水不仅来自降雨的补给，还可能有其他的补给来源，比如地下水、河流水等；降水在土壤表层向下入渗的过程中受到强烈的蒸发影响，导致同位素分馏加强，故重同位素相对富集，例如表层0—10cm土壤水的δD和δ18O值均高于大气降水；同时，采样时间和降水时间的间隔也会影响氢氧稳定同位素的变化。因此，土壤水同位素值的变化是一个非常复杂的过程，其变化规律还需进一步研究。

247第2期马菁等：元阳梯田水源区林地降水与土壤水同位素特征本研究的结论：（1）研究区大气降水线为δD＝6．84δ18O－5．69，与昆明地区的降水线接近，其稳定同位素值基本落在全球大气降水线的右下方，且斜率明显较小，这与当地相对干燥的环境和较强的蒸发条件有关。（2）林地0—100cm土壤水中δD值随深度的增加呈现“S”形或反“S”形。前期降水的混合稀释作用以及降水的优先入渗影响土壤不同层次同位素值的变化。0—10，10—20，20—40cm土层土壤水的δD和δ18O值分布于当地大气降水线的两侧，且比较分散，表明浅层土壤受降水的影响比较明显。40—60cm土层的δD和δ18O值偏离当地大气降水线，说明土壤水受到了蒸发的影响，并且与前期降水或者背景值的影响有关。60—100cm处的氢氧同位素值越来越集中，且越来越偏离降水线，表明随着深度的增加，土壤水受大气降水和外界蒸发条件的影响越来越弱。（3）林地不同坡位土壤水中δD值的变化均表现为上层复杂而深层相对简单。坡上40cm以上土层中非毛管孔隙所占比重较大，能够较快容纳降水使该层含水量增大，并对土壤中原有的水分起到了稀释的作用，因此比表层贫化重同位素。坡中位置林冠截留量及植被覆盖度大，枯落物持水性能强，整个剖面δD值的变化不大。坡下位置植物覆盖度较小，土壤水容易受到外界环境的影响。

土壤水范文第6篇

关键词：节水农业；土壤水分；调控标准；研究

1 前言

农业是一个国家的根本，这不仅仅体现在农业生产在我国产业中所占有的比例，同时也从近些年来国家队农业生产的重视程度可以看出，在新时代下，农业也提出了节水农业的理念，以顺应节约环保的潮流。

2 农业节水措施

2.1 渠系输水过程节水 渠道防渗和改渠道输水为管道输水节水的主要措施。渠道防渗包括预制混凝土板防渗、现场浇筑混凝土防渗、塑料薄膜或土工布防渗、粘土防渗、灰土防渗、石料浆砌防渗。防渗渠道与非防渗渠道相比，可节水10%-15%。管道输水分为低压管道输水和高压管道输水。高压管道输水主要是指喷灌的高压输水管道。低压管道输水是利用低压管道代替土渠道输水到田间地头的一种地面灌溉技术，低压管道主要有钢管、铝合金管、混凝土管、PVC管、田间塑料软管等。管道输水比土渠道输水可节水35%-40%。

2.2 田间灌水过程节水 田间灌水过程节水主要是改进地面灌水技术。如改大畦为小畦、改长畦为短畦、平整土地、在缺水地区推广膜上灌或膜下灌、大力推广喷灌微灌等灌溉技术。

畦灌是一种应用面积比较大、节水潜力也比较大的传统灌溉技术，畦长35-50m与畦长80-100m相比，可节水20%-25%。

2.3 渠井结合应用节水 将大型灌区渠系水利用系数和田间水利用系数提高到一定水平，在短期内实现比较困难且投资较大，采用渠井结合的运行方式，是合理开发利用水资源的有效措施，可以起到开源节流的作用，达到节水的目的。

3 我国农业节水灌溉的现状及问题

现代农业当前的节水灌溉技术工程，有待于进一步推广和建设，当代农业节水灌溉技术面临的主要问题如下：

3.1 农业水资源分布不够均衡 由于地理、降水等客观原因造成的农业水资源分布不均衡，导致了当前农业节水灌溉技术的推广普及不够迅速，已经成为现代农业科技化发展的重要因素。

3.2 水资源科学管理意识滞后 受传统农业观念影响，很多农业发展区对于水资源的管理开发意识淡薄，水资源浪费现象严重；农田灌溉的效率低差，水利工程没有较好的保水措施。

3.3 节水机制匮乏，缺乏政策支持

3.4 节水灌溉水利工程开发缓慢 很多农村地区由于诸多因素制约，节水灌溉水利工程建设发展缓慢，有些水利工程缺少实际应用效力，严重影响了现代农业节水灌溉技术的推广和应用。

4 农业的土壤水分调控的主要措施

提高水分利用效率就是提高单位耗水的产出，可以是在现有作物耗水量基础上，也可以是降低作物耗水量。经过以上的分析不难看出主要就是两条途径：一是减少水分无效消耗，主要为无效蒸散量和深层渗漏水量；二是提高生物量和产量。有许多方法可以应用，如有限灌溉，合理化水管理，优选种子，增加肥力及其他农业措施。从影响因素分析中总结以下几种主要方法提高WUE。

4.1 采用先进的灌溉方式 目前采用较多的先进灌溉技术主要有波涌灌溉、畦田灌溉、喷滴灌以及非充分灌溉、分根交替灌溉等。分根交替灌溉就是人为地保持根系活动层的土壤在水平或垂直剖面的某个区域干燥，使作物根系始终有一部分生长在干燥或较为干燥的土壤区域中，限制该部分的根系吸水，同时通过人工控制使根系在水平或垂直剖面的干燥区域交替出现，使干燥区的根系产生水分胁迫信号传递到叶片气孔进行调节，而湿润区的根系吸收水分满足作物的生长需求。

4.2 提高土壤肥力 很多研究都指出土壤肥力对水分利用效率的提高贡献很大，肥料能提高作物的净光合作用速率，改善作物的水分关系，提高作物的渗透调节和气孔调节能力，促使根系扩张，进而增加作物水分利用和营养物质吸收。

因此，在作物得到水分供应前提下，将土壤肥力提高到合理的范围，对作物产量和水分利用效率的提高具有重要的意义，一般施肥和灌水结合进行，通过增施肥料，以肥调水，水肥耦合，促进高产和WUE的提高，是我国在20世纪80年代旱地农业研究中的一个重要成果。

4.3 基于ET的合理化水管理技术 如今农业节水研究的重点逐渐转移到“资源型节水”和“效率型节水”上来，即减少无效蒸发蒸腾量、其它不可回收水量和提高单位水的生产效率[57-58]，也就是真实节水，其核心内容是在保证产量的前提下最大限度地降低灌溉水的无效蒸散值，提高水分生产效率。流域的水资源总量是一定的，要保证流域水资源平衡，实现真正意义上的农业节水和高效用水，降低蒸发蒸腾量是最有效的途径。ET管理的核心就是演示和发展一种水管理方法，即对ET的监测和管理，通过减少无效或低效的ET，实现真实节水，合理配置水资源，使全流域在可持续发展的同时，在一段时间内逐渐恢复到一个较好的水平衡和生态环境。

5 结束语

总之，水资源对于一些地区来说是无穷无尽的，但是对于那些缺水地区来讲就显得极其的宝贵。所以，在农业生产中，我们也应该做到节水农业，对土壤的水分进行合理的调控，保证农作物的正常生长。

参考文献：

[1] 聂世虎，石远华.微灌工程的优化设计[J].水利科技与经济，2012，

土壤水范文第7篇

关键词：水源林；土壤类型；水源涵养能力

水是生命之源。水资源作为人类生产生活的物质基础，对我们日常生活以及生产十分重要。中国的水资源总量在世界上排第六位，总共有28124亿m？，全国年均径流深有284mm，可以在世界排到第七的位置。可以说我国的水资源含有量还是十分可观的。但是我国人口众多，加上还有许多沙漠等缺水地区，因此平均分配到每个人的含水量就少了很多，人均径流量仅占世界水平的四分之一，使得中国成为了严重缺水国家。随着经济的不断发展和人口的快速增长，生态问题逐渐变成我国面临的严峻问题，其中水资源的保护与供需也日益尖锐。多次有报道提出水源水质不符合饮用标准，更有甚者还有饮用水中毒的事件发生。

大自然有自净能力，可以通过整个生态系统的循环将一些有害物质消耗分解。其中森林生态系统所具有的功能最多，特别是森林土壤十分疏松，具有多孔结构，成为自然界涵养水源的主要场所，对于改善水质以及防止土壤流失等问题有很大的改善作用。但是由于各地区存在的植被类型不同、生物化学循环水平也不尽相同，使得不同森林的土壤组成也不相同，这些差异直接影响了水源林的水源涵贮能力。因此不同地区的涵养能力要进行具体的测定。

一、宾阳的地点概况的研究

（一）地理位置

宾阳县的地势南高北低，三面环山，中部为不闭合盆地。其海拔高度在100-200m之间，虽然有的地方有丘陵，但是其海拔与平均海拔不会相差超过10m。该地区多山，其坡度在15-40度之间。且该地区处于低纬度地带，受到海洋暖湿气流的影响，常年高温多雨，属于热带季风气候，因此宾阳的雨水资源十分充沛。

（二）土地资源

宾阳县总面积为2314平方公里，其中有林面积占7.03万公顷。其土地资源十分丰富，主要有平原、丘陵、台地和山地四种类型。共有六个土壤类型，即水稻土类、砖红性红壤土类、黄壤土类、石灰岩土类、紫色土类以及冲击土类。

（三）水资源情况

宾阳县水资源有地表水和地下水两部分。县内没有大河巨川，但是河溪纵横，流量丰富。水资源的储备在我国属于比较充沛的地区。

二、材料与方法

（一）野外调查及取样

在现有的资料以及路线调查基础上，根据海拔的变化、植被类型的分布以及地势地形的差异选定10个具有代表性的土壤进行土壤剖面，对剖面土壤进行颜色和层次的观察。每个土壤剖面按照每20cm进行划分一个间隔，可以划分5到7个层次，并且将所取土壤中间的部分用环刀取样带回实验室进行进一步分析。

（二）土壤样品分析方法

森林土壤的水分和物理性质的测定采用GB7835-87环刀法；土壤机械组成以及地质的测定采用GB7845-87比重计法。

（三）数据统计的方法

土壤剖面、植被类型以及相关植被类型的各项指标平均值（C）是指在0至100cm的深度内第n层的容重、土壤厚度以及指标值的加权平均数。

（四）森林土壤蓄水能力以及排水能力的计算

一般情况下，森林具体的蓄水能力需要用需水量来表示，即：

S=10000hp

如果忽略森林土壤水分的蒸腾和蒸发耗水现象导致的水分流失，那么可以用该公式计算：

排水能力=最大持水量-最小持水量

三、结果与分析

（一）调查林区的土壤类型

针对现场勘察的记录数据、环刀切下的土壤样式形态、物理化学性质以及结合宾阳当地气候和森林植被情况的综合分析，该地区的土壤类型主要有以下四种。

1、山地红壤

该类型土壤一般呈现棕色或者红棕色，并且有褐灰色半风化母质的存在，其质地比较黏，密度较大，并且土体的剖面发育相对完整。

2、灌丛草甸土

该类型土壤一般成灰褐色，并且土壤中往往夹有明显的枯枝落叶以及草根盘结的草垫层，土体剖面也比较完整。

3、赤红壤

该类型土壤绝大多数呈淡红棕色，其中含有的颗粒比较多，因此该类型的土壤空隙比较大。其成土母质为易风化的花岗岩，风化层往往比其他的母质风化层更深厚。土壤的剖面发育的比较完整，且土壤大多呈酸性甚至强酸性。

4、山地黄壤

该土壤大多呈现灰褐色或灰黄色或两种颜色之间的颜色，其成土母质是花岗岩在分化过程中的残积物，因此该类型土壤的质地相对粗糙，大多为砂壤土。与其他三种土壤类型一样，其土体剖面发育也比较完整。

（二）、土壤机械组成以及质地

在区分完土壤类型以后，结合周围植被的相关情况采挖各植被类型的土壤剖面，并且分成五层挖取土壤，深度为0至100cm，对其进行土壤所含颗粒分析。各种颗粒的粒径分别为：砂粒2.0-0.05mm；粉粒0.05-0.002mm；黏粒粒径不超过0.002mm。结合各种粒径以及地理环境分析可以得出：随着海拔高度的升高，土壤的砂粒含量不断增加。在海拔较低的位置一般都是黏壤土或者黏土，其含水量较大并且密度也比较大；中间高度的土壤一般为粉砂壤土或者壤土，土壤颗粒直径略有增加；而海拔较高的位置土壤结构则较为疏松，山顶土壤的石粒也比较多。

（三）土壤赤水特性以及水源涵养能力

保持河流水文的稳定是森林水源涵养以及水土保持功能中很重要的方面，换句话说就是能够及时自发的对洪水流量进行必要的消减并对枯水流量进行适当的补充。林地涵养水源以及调节地表径流的作用主要表现在两点，即对洪峰流量的调节以及滞后洪峰两方面，这主要取决于土壤质地和孔隙结构，孔隙度的大小和性质也起到了十分重要的影响作用。土壤毛细管的孔隙所贮藏的水分不能直接补给到地下水或者是江河，只能通过植物的根茎吸收或者通过蒸发形式变成水蒸气，重新回到大气层。为非毛细管孔隙不仅能为其提供暂时的水分贮存空间，而且还起到调节洪水量以及有效蓄洪的作用。

土壤的排水能力则反映在大雨过后，土壤可以快速的吸收地表水分，并且经过土壤的空隙以及土壤的非毛细管孔隙渗漏到地下水层或者通过侧向径流和地下径流缓慢流向溪流。土壤的该能力在枯水期和旱期起到了重要的作用，防止因为蒸发等原因江河湖的水位急剧下降，为江河湖的水源提供了保障，这也体现了水源林作用的最高境界。

另外，海拔高度的变化对蓄水能力的影响也很大。虽然土壤的最大和最小持水量不会发生过于明显的变化，但是在海拔超过1200m以后，其蓄水能力和海拔高度将呈反比，在400至1100m之间土壤的蓄水能力与海拔高度成正比。但是如果海拔过低，其土壤多为黏壤土或黏土，空隙过小，水流无法通过孔隙在短时间内排到地下水，一次蓄水能力很差。

四、结语

水是生命之源，一点一滴都关系到人类的生存与发展，在中国这样一个水资源堪忧的国家，水资源的利用和保护更是急需解决的重大问题。宾阳整体海拔比较低，因此土壤的蓄水能力相对较差。因此要致力于改变土壤结构以及土壤状态，保护森林土壤不受破坏，以最快的速度提高宾阳的水源林土壤水源涵养能力。

参考文献：

[1]王彦辉，金文，于澎涛.2003.我国与森立植被和水资源有关的环境问题及研究趋势[J].林业科学研究，16（6）：739-74.

[2]张艳红，李银华，赵凤军.2004.森林土壤蓄水功能的初步研究[J].河北林业科技，（2）：3-4.

土壤水范文第8篇

关键词：土壤水分特征；典型；模型

中图分类号：S731 文献标识码：A DOI：10.11974/nyyjs.20170106001

引言

几十年来[1-6]，为了确定水分特征曲线人们不断投入精力发展相关的测定方法，从这些方法的类型来看主要为2类：直接测定法，如Brooks-Corey模型、vanGenuchten模型、Campbell模型、Mualem模型等，其中Brook-Corey模型和vanGenuchten模型得到了广泛应用；间接推求法，主要是通过估算土壤物理特性实现的。

1 土壤水分特征曲的影响因子

1.1 质地

土壤质地对土壤水分特征曲线的影响在目前来看是最大的。土壤颗粒的粗细，决定了颗粒的表面积大小，颗粒越粗，它的表面积越大，形成的孔隙就会越大，这样的土壤对水的吸持能力就会明显减小。

1.2 结构

对土壤水分特征曲线的影响也很大的是土壤的结构。当土壤团聚比较好，同时数量较多的状态，曲线的表现为先平缓上升后急速上升。对水分特征曲线的影响，在土壤结构上分析主要是因为孔隙的状况的不同。

1.3 容重

水分特征曲线受容重的影响主要是因为容重增大时，土壤孔隙数量同时减少，从而导致饱和含水量降低，与此同时接近饱和含水量酸的斜率也会明显增大。

2 土壤水分特征曲线的模型类别

利用土水势和相对含水量的幂函数关系建立经验模型，此类有Rawls模型、Campbell模型等；采用最小二乘法回归模拟，主要通过土壤体积含水量与土壤的颗粒分布的关系来实现；采用经验物理模型的方法来实现，代表的有 Brooks-Corey模型等；通过土壤结构的自相似特性，来确定土壤结构分形维数，通过分型特征推导出的模型，包含有一定物理含义，如Tyler-Wheatcraft模型等。

2.1 土壤水分特征曲线利用土壤颗粒分布曲线计算

Arya-Paris标定参数模型首先分析土壤颗粒，再通过计算各个粒径范围内的含水量与相应吸力，从而确定整个范围的土壤含水量与吸力之间的关系，进而建立模型。

2.2 分行模型

分行模型是间接测定法中延伸出来的，是根据土壤结构的自相似特征，利用诸如Sierpinski地毯和Menger海绵模型进行描述。

通过对孔隙通道的自相似特征进行分析，Tyler和Wheatcraft推导出水分特性曲线模型，其中包含有孔隙通道分形维数，随后又基于Sierpinski地毯结构，推导出包含Sierpinski地毯分形维数的水分特性曲线模型，经验幂函数型的水分特性曲线模型与该模型一致。Rieu和Sposito通过孔隙体积的自相似特征，建立的土壤水分特性曲线模型，该模型是用孔隙体积分形维数表征。通过对Rieu和Sposito模型的进行改进，Perfect等推导出土壤水力特性参数分形描述模型，该模型是基于经验关系相似。

3 小结

不同的土壤水分特征模型有不同的适应土壤，对于土壤水分特征曲线模型选定要通过前期的研究区域的质地、结构和容重的实验观测的资料分析，在确定相关土壤性质以后再选定适合的土壤水分特征模型来拟合。

参考文献

[1]来剑斌，王全九. 土壤水分特征曲线模型比较分析[J]. 水土保持学报，2003， 17（1）：138-143.

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[4]黄冠华，詹卫华. 土壤水分特性曲线的分形模拟[J].水科学进展，2002，13（1）：55-60.

[5]徐绍辉，刘建立. 估计不同质地土壤水分特征曲线的分形方法[J].水利学报，2003（1）：78-82.

[6]苏里坦，张展羽，古丽美拉. 塔里木河干流两岸土壤水分特征曲线的分形模拟[J].干旱区地理，2004，27（1）：530-534.

土壤水范文第9篇

关键词 土壤水分；降水量；变化规律；内蒙古通辽；2001—2012年

中图分类号 S152.7；S161.6 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2013）16-0219-02

土壤水分的变化及区域差异不但对于区域水文有较大影响，而且通过植被、土壤等对气候都有着很大的影响[1]。1982年以来，我国对土壤水分状况的研究取得了较多的成果[2-3]，这些研究成果在区域农业生产、生态环境治理和经济可持续发展方面发挥着重要作用[4-6]。

全球气候变暖必然对生态环境带来不同程度的影响，进一步加剧中纬度地区的干旱趋势[7-8]。通辽市旱涝灾害频繁发生，其中干旱是影响农牧业最主要的灾害，研究在水分循环中扮演重要角色的土壤湿度的变化意义重大。该文基于对土壤湿度影响最显著的降水量资料，分析2001—2012年通辽市土壤水分变化规律及其与降水量的关系，为干旱预警工作、区域农业生产提供参考。

1 研究地区与研究方法

1.1 研究区概况

通辽市位于内蒙古东部，年降水量350～400 mm，受地形影响明显。蒸发量的分布与降水量相反，年蒸发量是年降水量的5～7倍，该地区气象灾害频繁，干旱是最主要的灾害。

1.2 资料来源与预处理

采用2001—2012年通辽市8个气象站的土壤水分、降水数据，用4月上旬至10月下旬固定地段0～30 cm土壤相对湿度来表示土壤水分，分析2001—2011年降水量与土壤水分之间的关系，用2012年数据进行检验。

1.3 研究方法

采用线性回归、相关分析等数理统计方法。回归分析就是寻找因变量随自变量变化而变化的直线趋势，可以用回归方程y=a+bx来表示，其中，a为回归常数，b为回归系数，a和b可以用最小二乘法求取，并对方程进行显著性检验。

2 结果与分析

2.1 2001—2011年通辽市降水量变化特征

由图1、2可知，通辽市30年平均降雨量为377.0 mm，年内降水表现为双峰型，分别在7月上旬和8月上旬。从7月上旬至8月中旬，通辽市进入主汛期。2001—2011年除2005年外，其余10年平均降水量均在常年值之下，其中2008年最接近常年值。通辽地区暖干化趋势明显，符合全球气候变暖趋势。从各地区来看，2001、2002、2007、2009年各站降水量均在常年值以下，其中2001年开鲁仅为179.0 mm，是近11年来降雨量最少的单站，其次是2007年的科区，为183.0 mm。2003年的左中、2004年的扎旗和2005年的后旗降雨量在500 mm以上。整体来看，通辽市北部及南部地区降雨量略多，中部略少。这是由于地形的影响，通辽市北部是山区，南部是浅山、丘陵，地势较高，而中部为海拔较低的平原。

根据降水距平百分率大小进行降水年型等级划分， -20%～20%为正常年，>20%为丰水年，

2.2 2001—2011年通辽市土壤水分变化特征

对通辽市各站逐旬平均土壤相对湿度进行分析，2001—2011年全市平均土壤相对湿度在49%左右，7月中旬和8月上旬出现双峰型，平均土壤相对湿度达54%～55%。5月上旬的峰值、9月下旬的谷值以及10月上旬平均土壤相对湿度的回升，与降水量的旬月变化相吻合。全市平均土壤相对湿度整体波动较为平缓，4月下旬至5月上旬出现峰值是由于通辽市接墒雨多出现在这段时间，而全市大部分地区透雨集中在6月中旬，致使6月中旬土壤相对湿度较好。而5月中旬至6月上旬蒸发量远远大于降水量，导致土壤水分下滑明显。从7月上旬开始通辽市进入主汛期，夏季降水增多，土壤水分得到改善。

从地区来分析，左中、后旗、开鲁2001—2011年平均土壤相对湿度在57%～71%，为通辽市土壤水分较好地区；巴区、扎旗、科区、奈曼在40%～50%；库伦在30%以下，这与库伦地区地风沙土的土壤类型有关。

2.3 降水量与土壤水分关系研究

由图3可知，近11年来全市平均降水量呈波动上升趋势，趋势线斜率为2.35，同时全市平均土壤相对湿度也呈上升趋势，趋势线斜率为0.60。在时间上全市平均土壤相对湿度与平均降水量有很好的对应关系，多年变化趋势一致。2003、2005、2008、2010年平均土壤相对湿度与降水量一致，呈现在峰值；其他年份土壤相对湿度随降水量减少，呈现在谷值。2011年降水量为305.6 mm，略少于多年平均水平，平均土壤相对湿度为56%，仅次于2005年的57%，降水对土壤水分的补给主要通过渗透作用，具有相对滞后性，所以在2011年表现出较高的土壤相对湿度。

3 结论与讨论

（1）通辽市降水主要受到地形的影响，呈现南北多、中部少的空间分布不均的特点。从时间上看，年内降水分布差异明显，降水主要集中在7月上旬至8月上旬，占年降水总量的40%。通辽地区暖干化趋势明显。

（2）土壤相对湿度的年内变化趋势符合降水量变化趋势，时间上有很好的对应关系，在α=0.01水平上显著相关。4月下旬至5月上旬的峰值，5月中旬至6月上旬的谷值及7月上旬至8月上旬的峰值，均符合通辽市气候变化特征。左中、后旗、开鲁等地属通辽市土壤水分较好地区，库伦地区土壤水分较差，其余大部分地区土壤水分维持一般水平。

（3）该文只考虑单一因素对土壤水分的影响，且只研究了0～30 cm土层的土壤水分，对于其他气象要素对土壤水分的影响及更深层的土壤水分的变化规律有待进一步研究。

4 参考文献

[1] 邵晓梅，严昌，徐振剑.土壤水分监测与模拟研究进展[J].地理科学进展，2004，23（3）：58-66.

[2] 郭维栋，马柱国，姚永红.近50年中国北方土壤湿度的区域演变特征[J].地理学报，2003（S1）：83-90.

[3] 周涛，史培军，范一大.中国北方土壤湿度变化趋势及人类活动对其影响研究[J].北京师范大学学报：自然科学版，2002，38（1）：131-137.

[4] 张秀芝，吴迅英，何金海.中国土壤湿度的垂直变化特征[J].气象学报，2004，62（1）：51-61.

[5] 程德瑜.农业气候学[M].北京：气象出版社，1994：99.

[6] 张文君，周天军，宇如聪.中国土壤湿度的分布与变化I.多种资料间的比较[J].大气科学，2009，32（3）：581-597.

[7] 符淙斌，董文杰，温刚，等.全球变化的区域响应和适应[J].气象学报，2003，61（2）：645-649.

土壤水范文第10篇

关键词：自动站 土壤水分对比观测 分析评估

中图分类号：S151.9 文献标识码：A 文章编号：1672-3791（2014）01（c）-0191-04

根据《自动土壤水分观测准确性研究》[1]理论，对青岛六个区市2011年度土壤水分对比观测实验数据进行评估分析，发现在土壤质地、结构比较均匀地段，自动土壤水分观测经订正可以替代人工取土观测土壤水分。

1 资料来源

青岛六个区市气象局2011年度自动土壤水分观测站器测体积含水率与人工取土观测重量含水率对比实验数据，胶州、平度、莱西、即墨每个站样本数56个，胶南、崂山每个站样本数48个。

2 评估分析理论依据简介

根据《自动土壤水分观测准确性研究》知：

（1）

式中为人工取土四个重复平均重量含水率；为人工取土四个重复点较探针点安装前重量含水率平均相对变化率；为探针点探针安装后重量含水率较安装前相对变化率；为探针点探针安装后体积含水率探测值；为探针点探针安装后土壤容重。

2.1 土壤容重综合修正法

假设土壤水分观测地段土壤质地、结构比较均匀，土壤含水量变动区间（）比较小，根据《自动土壤水分观测准确性研究》知，和之间存在正比关系。

（2）

（2）式中为常数，，其中为常数；为综合修正土壤容重。

综合修正土壤容重可通过人工观测土壤重量含水率和同时次自动土壤水分观测站观测体积含水率计算得出。

即： （3）

2.2 简化直线回归法

2.2.1 简化直线回归法

假设观测地段土壤质地、结构比较均匀，土壤含水量变动区间（）比较小，自动土壤水分观测站探针安装时对环境改变很小，即，，根据《自动土壤水分观测准确性研究》知，和之间存在线性关系。

（4）

（4）式中、为常数，其中，为探针安装后土壤容重倒数；，为人工测平均重量含水率与自动土壤水分观测站测重量含水率之差，其中为探针点探针安装前重量含水率。、可以通过对比观测，采用直线回归直接求出。

2.2.2 简化直线回归法

根据（4）式， （5）

（5）式中，，由（4）式的分析可知，、亦为常数，也可采用直线回归求出。

3 分析评估

用土壤容重综合修正法和简化直线回归法，分别对青岛六个区市同层次土壤质地、结构比较均匀对比观测地段2011年度自动土壤水分观测与人工取土土壤水分观测对比实验数据进行分析评估，结果如下。

3.1 土壤容重综合修正法分析评估、验证结果

3.1.1 综合修正土壤容重与人工测定土壤容重对比

平均综合修正土壤容重与人工测定土壤容重对比见表1。

从表1看出，平均综合修正土壤容重大于等于人工测土壤容重的占87.5%，最大相差0.68g/cm3；平均综合修正土壤容重小于人工测土壤容重的占12.5%，最大相差0.06g/cm3。

3.1.2 土壤容重综合修正法分析、验证结果

根据（2）式：，由自动土壤水分观测站体积含水率计算重量含水率，再与人工实测重量含水率对比；或由人工测重量含水率计算体积含水率，再与自动土壤水分观测站实测体积含水率对比。

土壤容重综合修正法分析结果见表2。

表中：土壤重量含水率平均分析绝对误差：

土壤体积含水率平均分析绝对误差：

根据、计算公式知，、之间存在关系。

3.1.3 土壤容重综合修正法分析、验证结果评估

从表2看出，用土壤容重综合修正法除莱西0～40 cm外，土壤体积含水率平均绝对误差均小于5%，根据《自动土壤水分观测规范（试行）》（山东省气象局气测函[2010]21号《关于印发的通知》），自动土壤水分观测可以替代人工观测。而且因>1，根据，则必

从表3、表4看出，用土壤容重综合修正系数法除莱西20～30 cm土壤体积含水率平均绝对误差5.01%略大于5%外，其他均小于5%，总体效果比土壤容重综合修正法好，自动土壤水分观测可以替代人工观测。而且因>1，根据，则也必

莱西土壤容重综合修正法土壤体积含水率平均绝对误差均较大原因：为便于分析，以胶州、莱西10～20 cm为例，对人工测重量含水率、自动土壤水分观测站测体积含水率进行比较（见图1、图2），发现胶州人工测重量含水率、自动土壤水分观测站测体积含水率变化趋势相同，而且在土壤水分变动不大情况下，人工测重量含水率和自动土壤水分观测站测体积含水率两条曲线接近等距曲线，综合修正土壤容重几乎是一条水平直线。而莱西虽人工测重量含水率、自动土壤水分观测站测体积含水率虽变化趋势相同，但自动土壤水分观测站测体积含水率敏感度低，其变化幅度明显小于同时段人工测重量含水率变化幅度，不符合变化规律，造成综合修正土壤容重不稳定，致使0～40 cm土壤容重综合修正法土壤体积含水率平均绝对误差大于5%，而40～100 cm深层土壤水分比较稳定，所以土壤容重综合修正法土壤体积含水率平均绝对误差符合要求。

3.2 简化直线回归法分析、验证结果

3.2.1 简化直线回归法分析、验证结果

以自动土壤水分观测站测体积含水率为自变量，人工四个重复观测平均重量含水率为因变量，根据（4）式对同层次、同时次对比观测资料进行直线回归。简化直线回归法回归方程、分析结果见表5、表6、表7。

表中：土壤重量含水率平均分析绝对误差：

土壤体积含水率平均分析绝对误差：

3.2.2 简化直线回归法分析、验证结果

以人工四个重复观测平均重量含水率为自变量，自动土壤水分观测站测体积含水率为因变量，根据（5）式对同层次、同时次对比观测资料进行直线回归。简化直线回归法回归方程、分析结果见表6、表7、表8。

3.2.3 简化直线回归法分析、验证结果评估

表5、表8显示，简化直线回归法除莱西0～50 cm、平度90～100 cm、即墨40～50 cm和90～100 cm外，土壤体积含水率平均绝对误差均小于5%，根据《自动土壤水分观测规范（试行）》，自动土壤水分观测可以替代人工观测，而且重量含水率平均绝对误差也小于5%。

从表5、表8中发现，采用简化直线回归时，体积含水率平均绝对误差与重量含水率平均绝对误差之间，一方面根据、计算公式，（ ，或），由于采用统计方法，大部分与偏差较大，与之间也不存在倒数关系，有些甚至为负值，已失去物理意义；另一方面当采用直线回归时>，当采用直线回归时大部分会出现

简化直线回归法平均绝对误差均较大的原因，除自动土壤水分观测站测体积含水率敏感度低外，还由于观测地段部分区域和层次与自动土壤水分观测站安装点土壤质地、结构不一致，安装自动土壤水分观测站时安装地点土壤质地、结构发生变化，，条件难以达到，全市共8个层次平均绝对误差大于5%，明显超过综合修正土壤容重法的4个不合格层次。

4 结语评述

在土壤质地、结构比较均匀地段，土壤容重综合修正法和土壤容重综合修正系数法比较适宜，且大部分土壤容重综合修正系数法的土壤体积含水率平均绝对误差小于等于土壤容重综合修正法的土壤体积含水率平均绝对误差，方法简便，物理意义清晰，简化直线回归法大部分统计模拟也比较好，可直接用自动土壤水分观测站测体积含水率和相应综合修正土壤容重计算替代人工重量含水率观测值，或由自动土壤水分观测站测体积含水率根据简化直线回归方程计算替代人工重量含水率观测值，再根据人工测的田间持水量、土壤容重、凋萎湿度等水文物理常数计算土壤相对湿度、土壤总含水量和有效含水量等。

但土壤容重综合修正法应关注自动土壤水分观测站测体积含水率的敏感度，可将图1作为对比实验质量监控工具使用，根据人工测重量含水率、自动土壤水分观测站测体积含水率变化趋势相同、综合修正土壤容重几乎是一条水平直线特征，检验对比观测效果；土壤容重综合修正系数法因人工测体积含水率与经土壤容重综合修正系数修正后的自动土壤水分观测站测体积含水率都不是直接观测值，对误差分析有比较大的影响，致使莱西用土壤容重综合修正法不合格的0～40 cm四个层次几乎全部合格。简化直线回归法须注意：（1）体积含水率平均绝对误差小于5%，不能保证重量含水率平均绝对误差也小于5%，不可仅以体积含水率平均绝对误差作为判断标准。（2）为保障在体积含水率平均绝对误差小于5%时重量含水率平均绝对误差也小于5%，最好采用简化直线回归法。（3）由于，条件难以达到，简化直线回归法不及综合修正土壤容重法适用性强。

参考文献