称重式蒸渗仪潜水蒸发量的计算

陈建峰

(山西省水文水资源勘测总站，山西 太谷 030800)

1 土壤蒸发机制分析

1.1 土壤蒸发过程

土壤蒸发过程实质上是土壤失去水分或干化的过程，土壤是一种有孔介质，具有吸收水分、保持水分、输送水分的能力，土壤蒸发必然受到土壤水分运动的影响。土壤蒸发过程分为三个阶段，图1土壤蒸发过程示意图，当土壤含水量大于田间持水量时，土壤中存在自由重力水，毛细管上下沟通，土壤中水分可充分供给土壤蒸发，这一阶段由于充分供水，土壤蒸发只受气象条件影响，蒸发量大而稳定；由于土壤蒸发耗水作用，当土壤含水量小于田间持水量时，土壤中毛细管的连续状态受到破坏，由毛细管作用上升到土壤表面的水分减少，随土壤含水量的减少，供水条件变差，土壤蒸发不仅与气象因素有关，还与土壤含水量有关，即随土壤含水量减少而减少；当土壤含水量减至毛管断裂含水量后，土壤蒸发进入第三阶段，这时毛管水不再是连续状态，毛管向土壤表面输送水分机制完全破坏，水分以膜状水或汽态形式向土壤表面移动，土壤蒸发量小而稳定，气象因素和土壤含水量对土壤蒸发没有明显作用。

图1 土壤蒸发过程示意图

1.2 土壤蒸发的影响因素

蒸发(散发)能力是指蒸发面在特定的气象条件下充分供水时的蒸发量或蒸发率，又可称为可能最大蒸发量或潜在蒸发量。土壤蒸发取决于两个条件，一个是土壤蒸发能力，另一是土壤的供水条件。影响土壤蒸发能力的是一系列气象因子，如温度、湿度、风速等，其中温度更为主要。影响供水条件则有土壤含水量和影响有效水分运动的土壤孔隙性、地下水位高低和温度梯度等。

1.2.1 土壤含水量的影响

当土壤含水量大于田间持水量时，土壤蒸发属饱和蒸发面，土壤蒸发与水面蒸发相似，，主要与气象因子有关，又由于土壤与水的热容量不同，土壤的蒸发能力比同气象条件下的水面蒸发大些，此时土壤蒸发与土壤蒸发能力一致。当土壤含水量在田间持水量与毛管断裂含水量之间时，土壤蒸发减小；当土壤含水量小于毛细管断裂含水量时，土壤蒸发很小。

1.2.2 地下水位的影响

地下水位对土壤蒸发的影响，主要是地下水位高低对地下水面以上土层的土壤含水量的分布起作用的，土壤含水量区域可分为毛管水活动区和含水量不稳定区。当土层处于毛管水活动区内时，水分的弯月面相互联系，以液态水迅速向土壤表面运行，土壤蒸发大；当土层上部处于毛管水活动区以上时，根据土壤性质，水分不能以液态水移动，土壤蒸发较小。但是，一定的地下水位会使地下水位以上土层中土壤含水量有一定的分布，维持一定的供水能力，蒸发可稳定在一定的速度。

1.2.3 温度梯度的影响

温度高低对土壤蒸发影响，温度高蒸发快，温度低蒸发慢，温度梯度影响水分运行方向。温度不同，水的表面张力和水汽压力不同，温度高的地方，水汽压力大，表面张力小，反之，水汽压力小，表面张力大。汽态水总是从水汽压力大向小的地方运行，液态水总是从表面张力小向大的地方运行。所以温度梯度对水流的影响是从温度高的地方向温度低的地方运行。影响水分运动的数量则与土壤的最初含水量有关，土壤含水量大或小时，水分移动量较少；土壤含水量相当于毛管断裂含水量时，水分移动量较多。

1.2.4 土壤孔隙的影响

土壤孔隙形态、大小和数量，影响到土壤水分的形态和土壤水分的连续性。孔径为0.1～0.001 mm时，毛细现象显著，孔径小于0.001 mm时，水分大部分为结合水。质地轻的土壤(砂粒)和团聚作 用强的土壤(团聚化粘土)，因毛管多数被割裂，水分蒸发慢；而砂土、重壤土、团聚体少的粘土，则蒸发快。水分运动总是从大孔隙体系向小孔隙体系输送。

2 称重式蒸渗仪系统

2.1 称重式蒸渗仪系统结构及功能

称重式蒸渗仪系统，主体为高度8 m，直径1.5 m的不锈钢圆筒，筒内装满实验土壤，土体经过密实与自然条件下压实的土体物理特性一致，不锈钢圆筒侧面S型布置两排侧孔，一排安装土水势传感器，另一排安装土壤温度、土壤水分传感器。传感器安装位置深度为10、20、30、40、50、60、70、80、100、120、140、160、180、200、220、240、260、280、300、320、340、360、380、400、420、440、460、480、500、540、580、620、660、700 cm。不锈钢圆筒侧面底部为供水管，通过连接补水系统，由压力泵向不锈钢圆筒内土壤供水，实验设置地下水位埋深1.5 m。不锈钢圆筒侧面竖向是透明的有机玻璃管，显示筒内地下水位埋深。不锈钢圆筒顶面是裸露的土壤，不锈钢圆筒底部是一圆形支座，在支座的上面，用高精度、大感量的天平对实验系统称重。所有的实时采集数据，通过数据采集器，网络传输至水文科研数据系统的数据库，供资料分析使用(图2)。

图2 自动称重式蒸渗仪数据结构图

称重式蒸渗仪模拟生态水文实验，在一定气象条件下的土壤入渗、蒸发过程，对土壤蒸发影响因素，土壤水分运动实时监测，通过变更设置地下水位埋深 ，可以适应自然界地下水水位的各种情况，实时数据处理。系统的建设，提高了实验数据的精度，监测频次更高，可分析土壤水—地下水相互转化规律，应用于作物蒸发蒸腾量、作物水分耗水规律；包气带土壤水量平衡机制、降雨灌溉水的深层渗漏和地下水对作物的补水规律。本次实验主要是对裸面条件下潜水蒸发量计算。

2.2 称重式蒸渗仪系统原理

称重式蒸渗仪进行水均衡分析时，以整个土柱为分析研究对象，土柱的实验面、包气带、饱和层(设置的地下水埋深以下)反映了某一时期土壤水分运动过程，在这一时期△t内，水量平衡方程如下：

Ι+Ρ+U入+S初+H初*u = ET+U出+S末+H末*u

(1)

式中：I为△t时段内的灌溉水；P为△t时段内的降水量，U入为△t时段内地下水流入量，U出为△t时段内地下水流出量，S初为△t时段初包气带土壤水的蓄存量，S末为△t时段末包气带土壤水的蓄存量，H初、H末分别为△t时段始末土柱内饱和层厚度，u为土壤给水度， ET为△t时段内作物蒸发蒸腾量。

3 称重式蒸渗仪资料分析

3.1 土水势随深度变化曲线

图3 土水势随深度变化曲线

通过对称重式蒸渗仪2月初到4月中旬土水势实时资料观测，土水势随土壤深度的变化曲线见图3，分析表明土壤浅层0～80 cm，土水势值变化较大，是因为土壤浅层受蒸发及降雨影响强烈，降雨使土壤中水分增加，土水势值增大；蒸发使土壤中水分减少，土水势值减小。土壤深度80～120 cm，土水势值变化幅度小，曲线趋平缓。土壤深度120～140 cm，土水势梯度值呈现快速增长，是因为设置地下水位埋深150 cm，毛细管使毛细水上升形成悬挂的毛细水，基本上140～150 cm深度左右，土水势值近于0，深度150 cm向下，土水势值为正值。

3.2 土壤水分随深度变化曲线

图4 土壤水分随深度变化曲线

土壤水分传感器就是测量单位土壤总容积中水分所占比例的仪器。图4土壤水分随深度变化曲线，土壤深度0～140 cm，土壤含水量呈现快速增长，含水量值28%～38%，土壤深度140～150 cm，土壤含水量值38%；土壤深度150～700 cm，土壤水处于饱和状态，由于土壤粒级配不同，土壤含水量最大值达到42.95%。

3.3 土壤温度随深度变化曲线

土壤温度随深度变化曲线见图5，土壤埋深150 cm以内，土壤温度变化明显，而在地下水位以下土壤温度变化相对稳定，土壤深度660～700 cm，土壤温度增幅明显,与底部不锈钢筒有关。

图5 土壤温度随深度变化曲线

3.4 土壤水量平衡方程的应用

本次水量平衡计算的条件是在实验面没有作物条件下进行的，不考虑灌溉水，且没有地下水侧向流入、流出。因而土壤水量平衡方程可化简为：

Ρ+S初+H初*u = ET+S末+H末*u

(2)

式中：ET为△t时段内土壤的蒸发量

实验时段2月5日至4月15日，降雨量p=55.4 mm，D20观测蒸发量293 mm，对土壤深度1 500 mm包气带土壤水分含量加权平均，期初与期末的包气带土壤水分蓄存量增加12.14 mm，实验时段设计地下水位埋深1 500 mm，期初筒内地下水位埋深1 500.98 mm，期末筒内地下水位埋深1 501.60 mm，期末较期初地下水位埋深下降0.62 mm，降雨入渗补给的水量，除满足土壤水蒸发之外，使土壤水分含量增加，基本上没有补给地下水，饱和层厚度增加0.62 mm。实验土壤为亚砂土，给水度值 0.05。

ET=P+(S初-S末)+(H初-H末) * u=55.4 +(498.13-510.27)+(1500.98-1501.6)×0.05=43.229 mm

裸面条件下，实验时段土壤蒸发量43.229 mm，潜水蒸发系数0.147。

4 结语

(1) 土壤水是保持于地表附近土壤层中的水，其动态变化受大气降水、蒸发控制，由毛细力控制，只有垂直方向的运动。土水势决定了土壤水分运动方向和速度，它是入渗、蒸发机理研究及其最大深度确定的关键因子。

(2)揭示了土壤不同深度土水势、土壤水分、土壤温度随时间变化关系。

(3)利用土壤水量平衡方程， 求得潜水蒸发量、潜水蒸发系数。