土壤条件

2024-09-28

土壤条件（共9篇）

土壤条件篇1

摘要：采用LI-6400便携式CO2分析仪, 在生长季节对草地土壤呼吸速率进行了观测, 研究不同土壤基质条件下土壤CO2释放速率变化规律。结果表明, 土壤呼吸速率在六点最低, 十四点最高, 呼吸日变化呈单峰曲线, 从六月份开始逐渐下降, 在八月份降到最低点。土壤呼吸速率受温度和土壤基质影响很大。腐殖质土呼吸速率最高, 建筑残土基质的呼吸速率最低。

关键词：呼吸日变化,呼吸月变化,土壤基质

草地土壤有机碳占世界土壤有机碳贮量的15.5%。在草地生态系统中, 草地贮存的碳约有90%贮存在土壤中, 生物量中仅为10%, 因此, 针对草地土壤呼吸进行野外实验研究和相应方法论的探讨将对我国乃至全球碳源汇的准确估算具有重要的科学意义。

1 材料与方法

1.1 材料

设4 种不同土壤基质, 分别为沙土、深层土、腐殖质土和建筑残土, 其上的草坪草种为结缕草 (Zoysia japonica) 。

1.2 方法

土壤呼吸总碳量变化用LI-6400 便携式CO2分析仪, 配置土壤呼吸室测定系统测定土壤呼吸。每月进行一次测量, 每天从六点测定到十八点, 每个测点记录3 个观测数据。

2 结果与讨论

2.1 土壤呼吸日变化动态

结缕草建筑残土草地在六点时最低点, 逐渐上升, 在十四点达到最高峰, 从十六点到十八点开始下降。 (图1) 。七月份腐殖质土的呼吸速率远远高于深层土、沙土、建筑残土, 并且可以很好的观察到层层减少的递进关系, 腐殖质土的呼吸速率保持在建筑残土的三倍左右 (图2) 。八月份时土壤呼吸速率也呈减少状态, 腐殖质土呼吸速率在18.37~20.07umol.m-2.s-1。而沙土、深层土和建筑残土呼吸速率都相差不大, 保持在7.41~9.17umol.m-2.s-1之间 (图3) 。

2.2 土壤呼吸月变化

沙土草地土壤呼吸在六月份最高值在中午十二时, 达到12.74umol.m-2.s-1, 然后依次递减, 在十月份时在1.02~1.08 umol.m-2.s-1之间保持平衡 (图4) 。深层土草地土壤呼吸以六月份十二时为最高值, 达到13.79 umol.m-2.s-1, 最低值在十月份的十四时, 最低值为1.21umol.m-2.s-1 (图5) 。腐殖质土草地土壤呼吸在六月、七月、八月、九月, 数值依次递减, 但减少速度缓慢, 基本都保持较高的CO2排放量, 最高值出现在六月份上午十点, 数值为20.84umol.m-2.s-1。最低点出现在九月份上午六点, 数值为15.30 umol.m-2.s-1。数值降低速率不是很大。到十月份时, 数值明显下降, 下降到3.55~4.99 umol.m-2.s-1范围内, 整体对比很明显, 由于十月份温度普遍下降, 导致CO2排放量急剧减少 (图6) 。建筑残土草地整体数值偏低, 最高值出现在六月份的下午两点, 数值为11.69 umol.m-2.s-1, 最低值出现在十月份早上六点, 数值为1.47umol.m-2.s-1 (图7) 。

3 结语

CO2作为一种主要温室气体, 土壤呼吸是大气CO2的重要来源, 而不同土壤基质中以有机质基质条件下呼吸量最高, 基于以上研究结果, 建议城市种植草坪时少加有机质成分, 以减少CO2的释放, 但相应地要选择耐瘠薄土壤的绿化植物。

参考文献

[1]方精云, 朴世龙, 赵淑清.CO2失汇与北半球中高纬度陆地生态系统的碳汇.植物生态学报, 2001.

[2]Raich J W, Schlesinger W H..The global carbon dioxide flux in soil respiration and its relationship to vegetation and climate[J].Tellus, 1992, 44B:81-89.

[3]Musselman R C, Fox D G.A review of the role of temperate forest in the global CO2balance[J].Air Waste Manage Assoc, 1991, 41:798-807.

[4]李玉宁, 王关玉, 李伟.土壤呼吸作用与全球碳循环[J].地学前缘, 2002.

土壤条件篇2

蒋家沟泥石流激发土壤水分条件的模拟与分析

土壤水分状况是形成泥石流的关键性水文因素之一.本文以蒋家沟为研究对象,基于水分的物理循环过程并与半分布式水文分布模型TOPMODEL相结合,建立起土壤湿度逐日变化模拟模型.研究表明,流域的平均饱和度是土壤水分条件评估的较好的.指标,结合蒋家沟流域暴发的17场次的泥石流事件得到以下一些结论:(1)前期降水主要积累在地表以下约90cm土壤中;(2)65%的流域平均饱和度值是判断激发泥石流的前期土壤水分条件的临界值;(3)20蒋家沟流域暴发的17场次的泥石流中,以土体饱和启动为主要类型.本文所构造的模型能够比较好地模拟出流域内土壤湿度逐日变化情况并对激发泥石流的土壤水分条件作出适当的评估.

作者：汤家法 TANG Jia-fa 作者单位：西南交通大学土木工程学院,成都,610031 刊名：地质灾害与环境保护英文刊名：JOURNAL OF GEOLOGICAL HAZARDS AND ENVIRONMENT PRESERVATION 年，卷(期)： 20(3) 分类号：P642.23 S157 关键词：泥石流土壤水分条件水分循环物理过程 TOPMODEL 流域平均饱和度

土壤条件篇3

中图分类号：S723.6；S665.107 文献标志码：A 文章编号：1002—1302（2016）01—0220—04

红枣喜光、抗旱、抗寒等，是我国山、沙、碱、旱地区最具特殊利用价值的生态经济树种。新疆光、热资源丰富，所以红枣产业在新疆发展很快，2014年全疆特色林果类种植面积达到146.7万hm²，其中红枣达到46.7万hm，目前红枣已成为新疆环塔里木盆地绿洲带的最主要栽培果树之一。新疆红枣主产区之一的阿克苏地区红枣达到13.3多万hm²，红枣成为该地区农民经济收入的一个重要来源，而环塔里木盆地年降水量不足100 mm，因此水资源严重短缺是制约枣树生长与发育的重要因素，也决定着其产量和品质。当前环塔里木盆地的幼龄枣园大多采用地面灌溉，灌溉定额超过15 000 m³/hm²，容易形成地表积水，田间无效耗水量大，造成了水资源的严重浪费。

土壤蒸发是农田水分循环过程中的无效耗水，不参与作物的生理和生产过程，属于非生产性耗水，因此合理减少田间非生产性耗水、提高作物水分利用效率是节水灌溉的一条重要途径。林木井式节水灌溉方法作为一种新型灌溉技术，在地面滴灌基础上，通过盲管将水引入带孔竖井管内部，再从井管壁孔横向渗漏将水分直接输送至林木根系分布区，此过程中地表保持了较干燥状态，也有效控制了地表径流，因此提高了水的利用效率，达到了节水的目的。

微型蒸渗仪（micro-lysimeters，简称MLS）作为测量土壤蒸发行之有效的一种小型观测器皿，具有无扰动、可移动、操作方便等优点，利用导热率较小的PVC材料制作的微型蒸发器测量土壤蒸发简单有效，在干旱半干旱地区有很大利用价值。

本试验地点选择在新疆林业科学院佳木试验站幼龄枣园，通过分析对比地表滴灌、林木井式灌溉、漫灌条件下幼龄红枣园地表的蒸发特性，为林木井式灌溉节水方法提供科学依据。

1材料与方法

1.1研究区概况

试验在新疆阿克苏地区温宿县境内的新疆林业科学院佳木试验站进行，地理位置80°32′N，41°5′E，海拔1103 m。基地呈长方形，地势北高南低，西高东低，南北长1600 m，东西长650 m，地下水埋深2.8～3.3 m；属于大陆性干旱荒漠气候，昼夜温差大；春季较短，多大风降温天气，时常有倒春寒现象发生，夏季炎热而干燥，蒸发强烈；降水量稀少，四季分配不均，降水量年际变化大，年均降水量不足100 mm；年均气温10.1℃，极端低温-27.4℃，年均日照时数2747.7 h，≥10℃积温2916.8～3 198.6℃，无霜期196 d。

1.2样地选择

在试验站幼龄红枣园中选择3块样地，采用地表滴灌、井式灌溉和漫灌灌溉方式各1块，样地规格均为20 m×20 m。枣树均为地径（3±0.3）cm的4年生灰枣树，按东西方向栽培，株间距为1 m，行间距为4 m，采用小冠疏层型整形方式，平均株高为1.91 m，平均冠幅为1.3 m，树势基本一致，树体生长发育良好，无病虫害。3块试验样地除灌水方式不同外，施肥、病虫草害防治等田问管理措施均与当地相同。为防止漫灌样地水分的侧渗影响试验结果，在地表滴灌和井式灌溉样地边缘挖掘深度为2.0 m的壕沟，用防渗膜隔开，并在四周做高出地面60 cm以上的土垄，以防止周围果园灌水对样地的影响。

1.3试验设计

1.3.1试验处理试验于2014年5月初至10月下旬在佳木试验站红枣园中进行。试验分3个处理，处理1：采用地面滴灌（I₁）方式，滴头流量为12 L/h，每次灌水72 L/株，全生育期灌水24次，灌水日期如表1所示。处理2：采用井式灌溉（I₂）方式，采用自制带孔竖井管（内径10 cm，高20 cm，上端5 cm封閉，出水孔大小0.3 cm）安装在距树干10 cm处，在处理1供水系统基础上采用滴头（12L/h）用毛管将水引入井管内，每次灌水72 L/株，全生育期灌溉24次，灌水日期如表1所示。处理3：采用漫灌（I₃）方式，每次灌水定额120 m³，全年灌溉8次，每次灌水时间间隔的长短根据枣树不同生育期的需水情况来定，全年灌水日期如表2所示。

1.3.2土壤蒸发量测定方法制作2种微型蒸发器。MIS-1：用PVC制作，内径10 cm，高40 cm，底部用堵頭封底，堵头底部打有30～40个孔以保持土壤通透性，堵头底部粘1层薄布防止土粒外漏；每个MLS都有内径11 cm、高40 cm的PVC制作的套管放置于土壤中，方便称质量时内桶的取出；采用自制土钻（内径10 cm，高20 cm）取土，分2次将完整土柱放人微型蒸发器中。MLS-2：用PVC制作，内径10 cm、高20 cm，用堵头封底；套管规格为内径11 cm、高20 cm。

3种灌溉方式下的土壤蒸发过程均分为水体蒸发和土壤蒸发，处理1灌溉时形成半径25 cm左右的湿润面，此阶段水体蒸发用MLS-2测量，灌水12 h后，土壤水分完成再分布至下次灌水之前，采用MLS-1测量；处理2灌溉时竖井管内有积水，此阶段水体蒸发用MIS-2测量，灌水12 h后，土壤水分完成再分布至下次灌水之前，采用MLS-1测量；处理3灌溉时有地表积水，此间水体蒸发用MLS-2测量，灌水12 h后，土壤水分完成再分布至下次灌水之前，采用MLS-1测量。

MLS-1：处理1、处理2均在距离树干20、60、100 cm的行间布设，处理3在距离树干20、60、100、140 cm的行间布设，各重复3次；MLS-2：处理1在距离树干10 cm处放置1个，处理2在竖井管位置放置1个，处理3在距离树干20、60、100 cm的行间布设，各重复3次。根据不同生育期枣树需水供水情况分别测定2～4次灌水周期的土壤蒸发量，取均值作为该生育期的蒸发量。

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1.3.3数据采集据本试验过程记录与研究目的，新疆阿克苏地区2014年幼龄红枣生育期的划分如表3所示。

土壤蒸发测定：用电子台秤（精度1 g）于每天08：00和21：30（北京时间）称质量，8月中旬后，08：40和21：00称质量，利用2次之间的质量差和土柱横截面积换算得土壤蒸发量。为了防止夜间露水和沙子进入管中，每晚用黑色塑料膜遮盖，早上日出前半小时揭掉塑料膜。

气象因素的测定：样地内安装HOBO小气候仪，对枣园的气象因素进行测定，主要包括太阳辐射、空气湿度、温度、风速、降水量，数据采集时间间隔10 min。

1.3.4数据处理与分析枣园土壤蒸发计算方法：枣园土壤蒸发按照长方体计算，处理1、处理2距离树干0～100 cm利用MLS-1和MLS一2的表面积进行换算。根据前期枣树根系和土壤水分湿润模型的研究，处理1和处理2土壤水分运移范围在距离树干0～100 cm范围内，因此在距离树干100～200 cm处的土壤蒸发忽略不计。处理3距离树干0～200 cm采用MLS-1和MLS-2进行换算。

方差分析应用SPSS 17.5统计软件；绘图应用Microsoft Excel 2003。

2结果与分析

2.1 3种灌溉条件下幼龄红枣各生育期距树干不同距离的日均蒸发特性

3种处理条件下距树干长20 cm的地表不同生育期日均蒸发量对比见图1。从图1可看出，总体来看，幼龄枣树的土壤蒸发量为坐果期>开花期>展叶期>膨大期>成熟期>落叶期；I₃和I₁、I₂条件下不同生育期日均蒸发量均存在极显著差异（P<0.01），3种处理方式下土壤蒸发量为I₃>I₁>I₂；距树干长60、100 cm的地表各生育期的日均蒸发量呈现的规律性（图2、图3）与距树干长20 cm的地表一致，其中I₂条件下距离树干长20、60、100 cm的地表全生育期日均蒸发量比I₁条件下平均减少了23%、23%、27%。

由图4可以看出，I₁条件下坐果期、开花期、展叶期的日均蒸发量之间没有显著差异（P>0.05），膨大期、成熟期、落叶期两两之间差异显著（P<0.05），前3个生育期日均蒸发显著高于后3个时期（P<0.05）；I₂条件下不同生育期日均蒸发量呈现的规律性与I₁条件下的一致；I₃条件下坐果期和开花期的日均蒸发量没有显著差异（P>0.05），展叶期、膨大期、成熟期、落叶期两两之间差异显著（P<0.05），同样，I₃条件下前3个生育期的日均蒸发显著高于后3个时期（P<0.05）。柱上不同小写字母、大写字母表示处理间差异显著（P<0.05）、

极显著（P<0.01）。下图同

2.2 3种灌溉条件下幼龄红枣不同生育期蒸发总量比较

由图5可以看出，I₁、I₂、I₃条件下幼龄枣树在各生育期的蒸发强度一致表现为坐果期>开花期>展叶期>膨大期>成熟期>落叶期。根据2014年试验期间的气象资料分析，其主要原因是坐果期是枣树幼果迅速生长阶段，该阶段蒸腾旺盛，为满足幼果生长，灌水次数在全生育期中最多，故该时期表层土壤含水量也高，从而促进了土壤蒸发，同时此阶段的气温日均值也达到了一年中的最大值（27%），所以坐果期階段的蒸发总量最大，3种处理下坐果期土壤蒸发总量均值分别为190.4（I₁）、146.2（I₂）、366 L/株（I₃）；开花期期间，一方面枣树枝叶已大部分形成，枣树蒸腾量较大，另一方面枣树花量大，如果水分供应不足，枣树会出现焦花落花现象，还会降低后期坐果率，因此花期枣树需水量也较多，且該阶段气温已升高，太阳辐射平均值也达到了年内最大值（410 W/m²），加速了土壤蒸发，3种处理下开花期土壤蒸发总量均值分别为153（I₁）、120.4（I₂）、348.8 L/株（I₃）；展叶期期间，由于大部分枣树枝叶还未形成，枣园土壤裸露面积较大，且该阶段大风天气较多，风速的平均值达到年内最大（0.337 m/s），土壤蒸发强烈，因此该阶段土壤蒸发总量也较大，3种处理下开展叶期土壤蒸发总量均值分别为149.6（I₁）、105.6（I₂）、296.6 L/株（I₃）；膨大期期间，由于该阶段枣树叶面积系数最大，所以土壤裸露面积最小，且该阶段气温、地温已逐渐降低，因此土壤蒸发总量较小，3种处理下果实膨大期土壤蒸发总量均值分别为105.5（I₁）、75.4（I₂）、249.7L/株（I₃）；成熟期期间，太阳辐射较小，昼短夜长，气温较低，该阶段灌水量也少，因此该阶段土壤蒸发量小，3种处理下果实膨成熟期土壤蒸发总量均值分别为90.5（I₁）、55.8（I₂）、206.7 L/株（I₃）；落叶期，该阶段日平均气温10℃，日均太阳辐射量达到全生育期最小值（292 W/m²），因此落叶期的蒸发总量最小，3种处理下落叶期土壤蒸发总量均值分别为76.4（I₁）、43.8（I₂）、111.7 L/株（I₃）。

由图5还可看到，I₁、I₂、I₃条件下的不同生育期蒸发总量两两对比均差异极显著（P<0.01），土壤蒸发由大到小顺序为I₃>I₁>I₂。

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2.3 3种灌溉条件下幼龄枣园全生育期土壤蒸发与主要气象因子的相关性分析

灌溉条件会影响枣园土壤蒸发大小，同时，土壤蒸发也受到太阳辐射、温度、风速、空气湿度等气象因子的影响。表4为通过SPSS 17.5对I₁、I₂、I₃条件下幼龄枣园不同生育期蒸发量与气象因子的相关性分析结果，可以看到I₁、I₂、I₃条件下不同生育期蒸发量与气象因子相关关系均一致，表现为太阳辐射>风速>温度>相对湿度>降水，其中相对湿度与幼龄枣园土壤蒸发呈负相关，即相对湿度越大土壤蒸发量越小，且I₁条件下太阳辐射、风速与土壤蒸发量呈极显著相关（P<0.01）；I₂条件下太阳辐射与土壤蒸发量呈极显著相关（P<0.01），風速与土壤蒸发呈显著相关（P<0.05）；I₃条件下太阳辐射、风速与土壤蒸发量均呈显著相关（P<0.05）。太阳辐射、风速、温度是影响幼龄枣树土壤蒸发的主要因素，试验地年降水量稀少，所以降水量对该试验影响很小。

3结论与讨论

本试验通过分析比较全生育期幼龄红枣园3种灌溉条件下的地表土壤蒸发特性，结果表明，3种灌溉条件下幼龄枣树整个生育期的土壤蒸发强度均一致，表现为坐果期>开花期>展叶期>膨大期>成熟期>落叶期；枣园灌溉方式的不同会直接影响到其土壤蒸发的大小，具体表现为不同灌溉条件下幼龄灰枣树在距离树干长20、60、100 cm的地表的各生育期日均土壤蒸发大小顺序均为I₃>I₁>I₂；3种灌溉条件下幼龄枣树不同生育期的平均蒸发总量大小为I₃>I₁>I₂，故井式灌溉条件下的土壤蒸发量最小，而土壤蒸发属于田间无效耗水，不参与作物生长过程，造成了水资源的浪费，因此林木井式灌溉方法减少了田间无效消耗水量，提高了水分利用效率。

外界气象环境也会影响土壤蒸发，通过分析得出，太阳辐射、风速、温度是影响幼龄枣园土壤蒸发的主要因素，太阳辐射、风速和气温（值）越大，土壤蒸发也越大，反之则越小。

井式灌溉作为一种新的地下渗灌灌溉方式，与植物吸收根分布相结合，将水分通过井管直接输送到植物主要根系分布区域，降低了地表土壤含水量，减少了土壤蒸发，有效解决了传统漫灌、地表滴灌等产生的无效耗水量大的问题。在我国水资源严重缺乏的旱作区农林业灌溉中，井式灌溉应用空间非常广阔。

本试验所用Micro-Lysimeter制作材料、内径、长度以及封底情况可能对所测量的土壤蒸发大小均会有影响，但由于受试验客观条件的限制未能对实际测量的数值进行可靠性的验证；另外，由于幼龄枣树不同生育期灌水定額小，灌溉次数也多，因此测得的平均每株枣树的蒸发量可能要比实际蒸发偏大一些，这些都需要今后继续深入研究。

土壤条件篇4

1 柠檬生长发育的气候和土壤条件

1.1 气候条件

我国柠檬主产区气象指标如表1所示。

1.1.1 温度。

中国柑橘研究所柠檬专家马家骐先生认为柠檬性喜冬暖夏凉气候, 要求年平均气温在17℃以上, 1月均温在7℃以上, 极端最低温度为-4℃, ≥10℃的年积温在5 000℃。尤以年均温在18℃左右地区产量较高, 含酸量较高, 柠檬品质佳。

注:数据由乌县赴云南瑞丽考察调研组提供。

1.1.2 降水。

柠檬要求年降雨量1 000 mm以上, 土壤含水量60%左右, 柠檬对空气湿度十分敏感, 空气相对湿度65%~75%最有利于柠檬生长。果园空气湿度长期过高, 容易引发霉病、炭疽病等病害, 严重影响品质。土壤含水量和空气相对湿度在不同气候期有具体的要求。在柠檬栽培过程中, 花芽分化前期需要适度干旱, 诱导促使柠檬花芽分化;柠檬花期干旱容易导致花期缩短, 影响结果率;幼果期缺水, 会导致落果严重;5—8月是柠檬果实迅速膨大期, 7—10月为柠檬果实累积酸、VC和果汁的时期, 遇严重干旱对柠檬果实大小和品质的影响最大[2,3]。

1.1.3 光照。

柠檬栽培要求年日照时数1 200 h以上。

1.2 土壤条件

对柠檬栽培的影响主要是土壤酸碱度 (pH值) 、土壤母质及营养元素含量, 柠檬植株根系浅, 因根毛数量有限, 对土壤养分的吸收能力较低。因此, 在柠檬的优质果实生产中, 要求选择土层深厚 (1 m左右) 、pH值5.5~7.0、有机质在1%以上、质地疏松、中性偏酸的砂壤土、壤土和黏壤土, 也可选择物理性状良好的砂壤土, 排水透气性好、保水力强、土壤空气含氧量在8%以上时生长最适宜, 含氧量在2.0%时根的生长逐渐停止, 含氧量低于1.5%时不利于根系发展, 应通过土壤排送、深翻改土、冬季松土、增施农家肥等措施保持土壤良好的疏松透气性。

2 大余县的气候和土壤条件

2.1 气候条件

大余县位于东经114°00′~114°44′, 北纬25°15′~25°37′, 年平均气温为18.4℃, 全年平均日照时数1 647.2 h, ≥10℃的年积温为5 747℃, 7月平均温度27.5℃, 1月平均温度7.9℃, 极端最低气温为-7.2℃, 年极端最高气温39℃, 无霜期296 d左右, 年降水量1 586.4 mm, 年平均相对湿度80%。1980—2010年, 大余县极端最低气温在-3℃以下出现22次, 其中1999年12月23日出现极端最低气温-7.2℃, 极端最低气温在-3℃以下的年份数为12年, 出现频率40%, 而柠檬的冬季极端最低气温最好在-3℃以上。因此, 虽然大余县大部分气象指标与柠檬适宜区气象条件相差不大, 但由于冬季出现极端最低气温在-3℃以下的频率在40%左右, 且出现过-7℃以下的极端最低气温天气, 理论上而言具有发生冻害的机率。

2.2 土壤条件

大余县多丘陵山地, 海拔高度在200 m以下的土壤属第四层红黏土, 土层深厚, 具备发展柠檬所需的条件。

3 小结

目前, 大余县柠檬一年能抽3~4次梢, 萌芽力和成枝能力强, 成园较快, 3年就能投产。从产量上看, 栽培技术还需要进一步深入研究, 有待形成一套成熟的丰产栽培技术体系。从冻害情况看, 一是2009年的1月1、14日出现过最低极端气温为-4.6、-4.0℃, 大余县所种柠檬全部受冻, 受冻级别3~4级 (除主干外, 其他枝梢基本冻死) ;二是2010年12月中旬出现过冰雪天气, 12月15日晚最低气温为0.5℃, 而12月16日晚至12月17日凌晨最低气温为-1.5℃, 这次冰雪天气也给全县柠檬产生轻微冻害, 可见当地种植的柠檬品种要求极端低温应高于-4℃。大余县种植的柠檬品种为耒檬, 建议以后在品种上可选用耐寒能力强的尤力克柠檬[4]。

摘要：概述柠檬生长发育的气候条件和土壤条件, 分析大余县的气候条件、土壤条件对种植柠檬的影响, 指出可选择种植耐寒能力强的尤力克柠檬, 以提高生产效益。

关键词：柠檬,气候条件,土壤条件,江西大余

参考文献

[1]陈海燕, 肖天贵, 熊继东, 等.安岳柠檬生长的生态气象环境及其变化研究[J].成都信息工程学院学报, 2009 (6) :582-587.

[2]石健泉, 曾沛繁.柠檬的形态特征及栽培管理[J].广西园艺, 2005, 16 (4) :15.

[3]文继光, 韦虹, 陆勇.资阳柠檬冻害的气候诊断[J].现代农业科技, 2009 (14) :262-263.

土壤条件篇5

1 材料与方法

1.1 供试材料

选用山东农业大学引进的兔眼蓝莓系列品种粉蓝、杰兔作供试品种。

1.2 试验方法

1.2.1 驯化土壤改良研究。

(1) 土壤p H值调节。土壤是驯化成功与否的关键, 土壤化验结果表明试验土壤p H值为6~7, 大于蓝莓的适宜生长p H值4.0~4.5, 应采取适当措施降低土壤p H值。该试验采用了硫磺粉调节土壤酸度的方法:定植前一年结合整地施入硫磺粉, 用量100~200 g/m2, 按照配方全园施用, 按所计算施用量均匀撒入土壤, 深翻后混匀, 并对最适p H值对蓝莓生长的影响进行了试验。 (2) 土壤透气性和有机质含量的调节。蓝莓对土壤的透气性和有机质含量有一定要求, 因此该试验采用添加一定比例的草炭和其他有机质树皮、锯末的方法, 通过试验选择适用方法和比例[4]。

1.2.2 驯化地的选择、整地、台田研究。

在莱芜周边东部地区选择不同地块, 分区进行试验, 进行不同耕作深度的试验, 根据统一栽培模式下的品种生长情况进行结果调查分析, 以选择合适的耕种方法。

1.2.3 驯化施肥要求研究。

蓝莓对肥料的需求水平相对较低, 在土壤较肥沃、有机质含量高的情况下一般不施肥或少施肥。一般施肥需施有机肥和氮、磷、钾肥等。该试验设置了氮、磷、钾加上稀土制剂的几个配方比例, 通过果实的花青素含量 (蓝莓品质的指示指标) 来选择合适的施肥比例。

2 结果与分析

2.1 驯化土壤改良结果

2.1.1土壤p H值调节。按照试验设计要求, 通过多年的观察, 结果如表1所示。用硫磺粉调节土壤p H值是最有效的方法, 对比试验证明, p H值为4.8的情况下适合蓝莓在莱芜的生长。土壤施硫磺粉130~195 g/m2, 可使土壤p H值降至4.8左右, 其效果可维持5年。

2.1.2土壤透气性和有机质含量的调节。如表2所示, 选择草炭和腐烂的松树皮, 按1∶3的比例进行混合, 较单一的改良方法效果明显增强, 克服了单一的土壤改良途径, 使成活率和坐果率明显提升。锯末、树皮等必须先堆放1年以上, 完全腐熟后再使用。使用方法为挖宽50 cm、深40 cm的定植沟, 有机质、有机肥、原土按1∶1∶1的比例进行改土。

2.2 驯化整地、台田研究

经过连续几年对比培植试验, 表明莱芜东部地区土壤翻耕深度以20~25 cm为宜。因为蓝莓耕种的深度一般不超过15 cm, 根系较浅, 这层土壤疏松透气性好, 土壤有机质含量高, 利于根系发育。整好地后进行台田, 台面高25~30 cm, 宽为1 m, 台面中间最终定植1行, 行间距2 m, 综合可知此种密度可以达最高产量, 结果如表3所示。

2.3 驯化施肥要求研究

如表4所示, 稀土制剂、氮、磷、钾最适宜的施用比例为0.1∶4∶10∶6。以后可以根据生长情况逐年增加施用量, 增产效果明显。

3 结论与讨论

试验主要进行了蓝莓品种在正常土壤条件下的品种试验。适应驯化的土壤、肥料改良试验, 但没有进一步对不同蓝莓品种最适的高产栽培条件进行详细探讨, 有待于进一步

摘要：进行了兔眼蓝莓在鲁中地区引种需要的土壤条件改造试验, 结果表明:定植前一年结合整地施入硫磺粉130～195 g/m2, 调节pH值到4.8为最适合生长酸碱度;选择草炭和腐烂的松树皮以1∶3的比例作为调节土壤的合适有机质;土壤翻耕深度20～25 cm, 整好地进行台田高25～30 cm, 株行距2.0 m×1.0 m产量效果最好;稀土制剂∶氮∶磷∶钾最适宜的比例为0.1∶4∶10∶6。

关键词：蓝莓,土壤驯化,鲁中地区

参考文献

[1]徐宏, 胡勇, 杨普, 等.安徽蓝莓种苗组培扦插繁育技术初探[J].安徽农业科学, 2008, 36 (11) :4427-4428.

[2]樊基胜, 蒋光月, 陶龙, 等.安徽蓝莓适生地蓝莓丰产栽培技术[J].安徽农业科学, 2012, 40 (8) :4509-4511.

[3]马艳萍.蓝莓的生物学特性、栽培技术与营养保健功能[J].中国水土保持, 2006 (2) :47-49.

蒸发条件下的土壤水分运动分析篇6

大气对于非饱和土的作用就像一台发动机, 为土壤的饱和状态变化提供太阳辐射, 降雨入渗等条件。大气与土壤之间的水分与能量的交换是影响非饱和土的性质和状态的主要原因。在我国广泛分布的膨胀土是一种吸水膨胀软化、失水收缩开裂的特殊性粘土, 裂隙性是膨胀土的一个普遍而显著的特征。裂隙的存在对自然边坡和人工边坡的稳定性构成了威胁, 也影响着地基承载力, 在相同含水率时, 裂隙粘土相比完整粘土更易压缩, 有较低的抗剪强度和较高的透水性, 膨胀土干缩开裂的原因就是由于蒸发作用失去了水分而产生的。因此, 本文将基于蒸发作用对大气环境下土壤水分的运移规律展开分析, 以便为非饱和土壤的性状变化研究提供依据。

2 蒸发效应数值模型的建立

2.1 土壤水分运动方程

非饱和土体的渗透是一个温度场与湿度场耦合的非等温流过程, 在日照充足, 温度梯度较大的情况下, 温度会在一定程度上对水分的迁移产生影响。Milly[1]基于Philip和De Vries[2,3]的水-气-热耦合运移理论上提出了在重力, 毛细管力和吸附力影响下, 液态和气态两相有热温差的水流的运动模型:

式中:Dv为蒸汽扩散系数;ρw为水的密度;Pv为土中水蒸汽压;ψ为基质吸力;kx、ky分别为x、y向的渗透系数;Q为边界流量;λ为土水特征曲线斜率;Qt为边界热量;Lv为蒸发潜热;λtx、λty为x、y向的土体导热系数;T为绝对温度;y为位置水头;λv为体积比热容;t为时间。

水分运移方程存在3个未知参数:基质吸力ψ, 温度T, 土中水蒸汽压Pv, 三者的相互关系为:

式中:w为水蒸汽分子量;hair为空气相对湿度;R为气体常数;Pvs为饱和蒸汽压;其它符号同式 (1) , (2) 。

2.2 非饱和土水流边界条件

Wilson (1998年) [4,5]通过考虑土表相对湿度的变化, 推出了非饱和土表面实际蒸发量的Wilson-Penman公式, 实际蒸发量取决于水面净蒸发量、风速、土壤和空气的相对湿度:

式中:AE为实际蒸发量;Ea为水面净蒸发量;Γ为饱和蒸汽压和温度关系曲线的斜率;Rn为土表面净辐射量;η为湿度系数;f (u) 为风函数;u为风速;Pa为蒸发面上空气的蒸汽压;B为空气相对湿度的倒数, 即1/hair;A为土表面相对湿度的倒数, 既1/hA。

2.3 温度边界条件

采用Wilson公式:

式中:Ts为土体表面温度;Ta为土表面空气温度;其它符号意义同式 (4) 。

3 蒸发效应的数值分析

陈建斌等 (2007) [6,7]曾对广西南宁试验场地就地面蒸发的外部因素、土性参数以及热力参数进行了分析, 给出了多种影响因素的敏感性分析。其得出结论对于土体蒸发起决定性作用的是外部气象条件, 土性参数和热力学参数在一定程度上影响土体的蒸发。本文将对土体蒸发过程中的时间和空间特性以及蒸发过程中的影响因素展开进一步的分析。

3.1 计算模型

建立模型为二维有限均匀土柱, 长为5m, 宽1m, 划分为50个单元, 模型两侧为不透水边界, 土体表面和底边为自由边界。土水特征曲线和渗透系数曲线如图1、图2, 不考虑土水特征曲线的滞回效应。土体初始状态为饱和状态;土体各处温度相同;在大气温度38;风速为0m/s;空气相对湿度为10%;降雨量为0mm/d;潜在蒸发强度为8mm/d, 在不考虑日夜温差效应的情况下蒸发40d时间。

3.2 蒸发作用的时间特性

分析数值分析得到结果, 根据大气蒸发能力和土壤供水能力所起的作用、土面蒸发所呈现的特点与规律, 可将土面蒸发过程分为三个阶段[25]。

从图4到图7可以看出, 在蒸发初期, 土表含水率快速下降, 导致土壤的导水率有所下降。但由于增大的吸力梯度的补充作用, 表土的蒸发强度并不随含水率的下降而下降, 而是保持一个稳定值, 与自由水面蒸发强度大致相等, 称为稳定蒸发阶段。在蒸发前期, 气态水运动很微弱, 基本可忽略不计, 水分运动以液态水的运移为主。第一阶段历时约为1d左右。

第二阶段, 在土壤含水率降低至临界含水率以下时, 土壤蒸发进入第二阶段, 当土壤含水率高于风干含水率前, 土壤表层水汽压力减小比较缓慢, 其数值基本上与饱和水汽压力接近。水流通量逐渐减小, 气体流量逐渐增大, 7天后, 地表处水分流通量已经是蒸发量的一个重要组成部分, 水份的运动以液体流动和气体流动并存的方式进行。土壤向上输水能力减弱, 表层土壤蒸发消耗的水量得不到补充, 使表面土壤含水率逐渐降低, 基质吸力进入快速增长阶段, 蒸发量也随之减少。第二阶段历时约为15d左右。

裸地表土蒸发主要受气象条件、土壤质地、地下水埋深等因素影响, 总是受外界蒸发能力和土壤输水能力两个因素相互制约关系的影响。表土蒸发常以试验资料拟合经验公式确定。

式中, AE为表土实际蒸发强度;Ea为水面潜在蒸发强度;θk为表土蒸发第一、第二阶段的分界点含水率, 即临界含水率;θc为风干含水率;a, b为经验参数。

第三阶段, 当表土的含水率很低, 低于风干含水率后土壤输水能力极弱, 不能补充表土蒸发损失的水分, 土壤表面形成干土层。干土层以下的水分向上迁移, 在干土层的底部蒸发, 然后以水气扩散的方式穿过干土层进入大气。在此阶段, 蒸发面不是在地表, 而是在土体内部。蒸发强度的大小主要取决与干土层内水汽扩散的能力控制, 并取决于干土层厚度, 其变化速率一般十分缓慢且稳定。

此阶段蒸发系数可用下式表示:

式中, δ为干土层厚度;C, D为经验参数。

因此, 可对土体蒸发的时间特性做出边界条件的定量分段描述:

3.3 地下水深度的影响

土面蒸发所消耗的水分来自两部分, 一部分是指直接消耗地下水面以上土层中水分, 一部分消耗地下水, 消耗地下水部分称为潜水蒸发。土壤水分蒸发有稳定蒸发和不稳定蒸发两种状态, 当土壤水分的蒸发量与地下水补给量相平衡时为土壤水分的稳定蒸发状态, 一般在连续干旱期, 且地下水有侧向补给时, 会出现这种情况;当土壤水量蒸发不等于地下水补给量时, 土壤水分为不稳定蒸发状态, 在降雨或灌水后的蒸发初期或地下水无侧向补给时, 常处于这种状态。

由数值分析结果, 在蒸发作用中地下水对土壤的补给作用是不可忽略的重要影响因素。从图8至图10可以看出, 当地下水深度为5m时, 土壤可以得到足够的水分补充, 体积含水率和基质吸力的变化范围很小, 40d后体积含水率随深度变化的梯度很小, 土表基质吸力和蒸发强度基本不变, 可以视为土壤的蒸发为稳定蒸发;当地下水深度为15m时, 土体表面基质吸力随时间的推移开始产生一定程度的增长, 土表蒸发强度也逐渐增大, 表现出一定程度的非稳定蒸发的特性;当地下水位处于20m时, 由于土壤得到水分供应不足以上部土壤因蒸发而损失的水分, 土壤不断的变干, 表土在蒸发一定时间以后出现干土层, 蒸发强度在一段时间的增长后达到最大值, 其变化速率十分缓慢且稳定, 完全表现出不稳定蒸发的特性。30m地下水位则在40d后表现出更大的含水率变化梯度, 并且在时间上更早开始水分的快速蒸发。

4 结语

综上所述, 土壤在自然条件下饱和与非饱和状态之间的转化, 其水分与能量均自与土壤与大气之间的蒸发作用以及降雨作用。通过对蒸发作用展开分析, 可以定量地了解土壤蒸发变干的过程, 分析水分蒸发过程中各种因素的影响作用, 从而为非饱和土体的形状分析提供依据。

参考文献

[1]Milly, P C D.Moisture and heat transport in hysteretic, inhomogeneous porous media a matric head-based formulation and a numerical model[J].Water resource research, 1982, (18) :489-498.

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[3]De Vries D A.Simultaneous transfer of heat and moisture in porous media[J].Trans Am Geophy Union 1958, (39) :909-916.

[4]Wilson, G W.Soil evaporation fluxes for geotechnical engineering problems[D]Ph D dissertation, University of Saskatchewan, Saskatoon, 1990.

[5]Wilson, G W.Fredlund, D G and Barbour, S L.Coupled soil-atmosphere modeling for soil evaporation[J].Canada Geotechnical Journal, 1994, (31) :151-161.

[6]陈建斌, 孔令伟等.非饱和土的蒸发效应与影响因素分析[J].岩土力学, 2007, (1) :36-40.

[7]陈建斌, 孔令伟等.蒸发作用下非饱和土的吸力和变形影响因素分析[J].岩土力学, 2007, (9) :1767-1778.

[8]左强, 王数.Hanks蒸发试验的模拟与分析[J].水利学报, 1995, (7) :16-22.

[9]杨金忠, 蔡树英.土壤中水、汽、热运动的藕合模型和蒸发模拟[J].武汉水利电力学院学报, 1989, (8) :35-44.

[10]易福华, 王升.温度梯度下土壤水分运动理论的实际应用[J].江苏农业科学, 1998, (6) :45-47.

[11]蔡树英, 张瑜芳.温度影响下土壤水分蒸发的数值分析[J].水利学报, 1991, (11) :1-8.

土壤条件篇7

近年来,由于化肥和农药使用量的日益增多、工业废水的大量排放、污水灌溉等,引起的地下水和土壤污染等问题日益受到关注,土壤溶质运移理论的研究已成为一个很活跃的领域[1,2]。国外对此研究得较早,Lawis等[3]提出了水与溶质在田间土壤中的运移并不是一致的。Ahuja[4]利用进行降雨-径流-土壤相互作用机理的试验研究,并且用Br作为示踪剂进行饱和土壤溶质向地表径流迁移的影响研究。童菊秀等[5]考虑到南方农田有地表积水的状况,研究了土壤溶解性溶质的流失规律,但没有具体研究积水深度差异对溶质流失速率的影响。王辉等[6]研究了人工降雨条件下黄土坡面不同坡度时土壤氮、磷和钾随地表径流迁移的特征。土壤溶质可通过溶解于水或吸附在土壤颗粒表面被水流携带而流失,且溶解性溶质Cl-与吸附性溶质总磷TP流失过程有各自的特点,因此流失规律也有所不同[7],而具体不同条件下的土壤溶质流失规律需进一步进行研究。土壤溶质运移规律的研究方法大致分为室内人工模拟降雨试验与野外试验,这些试验各有优势[8,9]。由于野外试验的灵活度不高,地下排水取样较复杂,不同试验条件的控制也很困难,因此,本文试图通过室内人工模拟降雨试验,研究不同初始含水率、排水条件和积水深度等条件下土壤溶解性溶质Cl-与吸附性溶质TP随地表径流迁移的规律,进一步探讨土壤溶质在降雨-入渗-径流相互作用下的迁移机理,以期为控制田间土壤溶质流失和减轻农业面源污染等方面提供理论支持。

1 材料与方法

1.1 试验装置与材料

模拟降雨条件下土壤溶解性溶质Cl-与吸附性溶质TP的地表径流迁移试验,在武汉大学水资源与水电工程科学国家重点实验室农田水利实验大厅内进行。Cl-的试验土壤为湖北省武汉市的新洲壤土,TP的试验土壤为武汉大学操场土,两种试验土壤的粒径都为2mm,壤土体积质量为1.4g/cm3,饱和含水率为0.476,而操场土体积质量为1.20g/cm3。试验中并未对土壤的有机质含量进行测定。室内试验装置示意图见图1,采用移动固坡(水平)式钢质土槽[10],尺寸为长100cm、宽30cm、高40cm,底部中间两端开孔排水,用于收集地下排水。土槽中底部装填5cm厚的砂砾作为滤水层(粒径为5~10mm),为防止在降雨过程中试验土壤被水流从砂砾石上冲刷下去,需在滤水层上面铺120目的尼龙滤网分离砂砾石和土层。为了保证试验土壤的均匀性,将土壤分层填装在滤网之上。TP试验中下部12cm厚土壤层不需要添加任何试剂,按照每3cm一层装填,以保证土壤容重接近天然容重,且各层间刨毛使土层之间紧密结合;实验前将配置好的一定浓度的KCl溶液用喷雾剂喷入全部试验土壤并搅拌均匀,而过磷酸钙则直接与上层土壤充分混合后填入土槽中,具体试验数据见表1。降雨模拟器由储水容器、医用8号针头、输水管、YZ1515X型蠕动泵构成,进行定强度降雨,雨水为不含任何溶质的蒸馏水。距试验土壤表层上方100cm处安置平行轨道,匀速滑动模拟降雨器,使其均匀降雨。在土槽一端的侧边距槽底25cm处有开口,通过开口处安装的三角堰进行地表径流取样;土槽底部两端中间开口排水,通过输水管接取地下排水样。TP浓度的测定方法为过硫酸钾氧化消解法-紫外分光光度法,由事先标定好的吸光度-浓度关系曲线,计算出样品中TP的浓度。Cl-浓度的测定通过DDS-11A型电导率仪测定样品的电导率,由事先标定好的电导率-浓度关系曲线,计算出样品中Cl-的浓度。

1.2 试验设计

根据试验目的不同设置初始变量,进行12次不同的试验,编号为N=1,2,3,…,12,每次试验所用物理参数见表1。试验中地表最大积水深度用hp表示,本次研究主要设置4种情况(hp=0.3、0.5、2.0、5.0cm),当积水深度hp=0cm时,积水产生的同时地表径流立即产生,表现为积水产生时间tq和径流产生时间ts相同。砂砾层厚度hf=5cm不变,h表示试验土壤厚度。用hd表示排水口距离土槽底部的高度,除了试验6、11、12中,分别为hd=23、25、25cm,其他各组试验都是自由排水,即hd=0cm。每次试验的降雨强度用P表示,由表1可见,土壤初始溶质相同即土壤厚度相同的几组试验(N=4、5、6和7、8、11)的降雨强度差别不大。试验过程中地下排水产生时间为tg,试验3、8、11、12中为“-”,则表示在试验过程中没有产生地下排水。

2 结果与分析

2.1 地表径流溶质流失分析

每次模拟降雨试验的初始总溶质质量为C0(g),整个试验过程中地表径流流失的溶质质量为Ms(g),则地表径流溶质质量分数Cs(%)为:

注:θ0为土壤初始含水率;P为降雨强度;C0为土壤剖面的初始总溶质质量;hp为地表最大积水深度;h为试验土壤厚度;hf为底部砂砾石滤水层厚度;hd为地下排水口高度;tq为从实验模拟降雨开始产生积水产生的时间;ts为实验开始后地表径流产生的时间;tg为实验开始后地下排水产生时间;te为模拟降雨历时;Cs为地表径流溶质质量分数;Cg为地下排水溶质质量分数。“-”表示没有地下排水产生。

同理,整个试验过程中地下排水流失的溶质质量记为Mg(g),地下排水溶质质量分数Cg(%)为:

由表1可知,在同时产生地表径流和地下排水的试验1和试验2中,Cl-的Cs远小于Cg(Cs=0.010%<Cg=80.700%和Cs=0.010%<Cg=47.580%);而在同时产生地表径流和地下排水的试验7和试验9中,总磷TP的Cs均大于Cg(分别为Cs=0.002%>Cg=0.001%和Cs=0.014%>Cg=0.006%)。说明总磷TP主要通过地表径流途径流失,而Cl-表现为以地下排水流失为主。

一般认为,土壤侵蚀能加剧吸附性溶质的流失程度[11],但在本次试验研究中土壤侵蚀主要是前期的雨滴溅蚀,试验7-12中吸附性溶质TP的地表地下排水的流失量很少,大部分吸附在土壤颗粒表面残留在土壤层中。对于移动性较强的Cl-,流失通过地下排水流失途径的流失量所占比例较大。

综之,土壤中的TP主要通过地表径流途径流失,而Cl-则通过地下排水进行流失。

2.2 地表径流中溶质浓度变化分析

各次试验观测到的地表径流与地下排水中土壤溶质TP与Cl-质量浓度变化见图2。由图2可见,地表径流中TP的浓度经过一段时间(约20min)后会产生一个陡降阶段和一个上下波动期;随着降雨的持续进行,浓度会逐渐趋于稳定。而地表径流中溶解性溶质Cl-浓度一开始就急剧下降,说明地表径流流失主要发生在产流初期阶段,之后会趋于稳定,接近雨水(蒸馏水)的浓度。

由图2(a)、(c)可以看出,地下排水中Cl-的浓度远高于地表径流中的浓度,原因可能为在地表径流产生以前,Cl-就已经随着水分的入渗迁移至土壤深部;土壤的渗透性较好,产生径流的时间约滞后,溶质的垂直下渗量越大,导致土壤表层中的Cl-含量越低,故土壤中的Cl-在地下排水中浓度较大。

由图2(b)、(d)可以看出地表径流中TP浓度比地下径流中的大一点,但差距不是很大,基本可以忽略不计。地表径流中吸附性溶质TP主要来自土壤颗粒本身所吸附运的土壤颗粒。在试验过程中发现,地表径流携带大量土壤出现在产流初期,之后逐渐降低并趋于稳定。由于地表径流首先选择性地携带土壤细颗粒,结果导致泥沙黏粒的富集,而土壤吸附性溶质多与土壤细粒结合,导致泥沙养分的富集现象[12]。故土壤中吸附性溶质TP在降水侵蚀作用下随径流而流失,降雨前期地表径流中TP浓度较大,之后逐渐减小TP;磷随下渗水向下迁移过程中,水流中颗粒状磷量由于土壤的吸附而逐渐降低,到达地下排水口时磷量明显减少,故土壤中磷地下排水中浓度较小。

注:N=1,2,3,…,12代表12次试验,图3、图4、图5中N的含义与图2一致。

2.3 土壤初始含水率的影响

由于土壤初始含水率θ0较低时,降水先湿润表层土壤,之后才开始下渗,当降雨强度大于土壤入渗能力时才可产生积水,而在土壤初始含水率θ0较高时,即土壤比较湿润的情况下,土壤达到饱和的时间缩短,故土壤初始含水率θ0越大,产生地表积水的时间tq越小。试验3和试验5、试验8和试验11除了土壤初始含水率θ0不同外,其他条件(排水条件及积水深度)相同或者差别不大,故为了阐释不同初始含水率对土壤溶质流失的影响,故选取试验3和试验5、试验8和试验11进行对比分析。从表1可以看出试验3、试验5、试验8和试验11中初始含水率θ分别为0.420、0.476、0.250和0.041,试验中地下排水情况下地表溶质流失速率过程见图3。

TP、Cl-在θ0的影响下表现出不同的流失规律。由图3(a)可以看出,试验3中Cl-的地表径流流失质量速率大于试验5,进一步由表1可知,试验3中Cl-的径流溶质质量分数Cs均大于试验5(0.710%>0.250%)。这主要是因为当θ0较小时,在产生积水之前降雨全部下渗,下渗过程中会携带大量表层土壤中的溶解性溶质Cl-向下运动,故表层土壤中溶质变少,地表径流中的溶质浓度减小,相应的溶质质量流失速率也减小。

同样的,由图3(b)可见,θ0较大的试验8中TP的地表径流流失质量速率远大于试验11,进一步由表1看出,试验8中TP的径流溶质质量分数Cs大于试验11(0.105%>0.018%)。这主要是因为当θ0较大时,土壤入渗能力较弱,会在短时间内产生积水,土壤颗粒表面吸附的大量TP由于冲蚀作用会随水流运动,故地表径流中的溶质浓度增大,相应的溶质质量流失速率也比较大。从总体变化来看,θ0越大,TP、Cl-溶质的地表径流溶质质量分数Cs总和越大,流失量越多。因此在不考虑地下排水途径流失时,尽量在土壤初始含水率θ0较小的情况下(即土壤比较干的情况下)施用含有氯、磷的化肥,可增大化肥的有效利用程度。

注:N=1,2,3,…,12代表12次试验,θ代表每次试验前土壤的初始含水率

2.4 不同排水条件影响

由表1可知,除了试验6、11、12外其他组试验均为自由排水(试验2、试验8未产生地下排水),试验6将地下排水出口提高至23cm处进行控制排水,试验11、12则抬高至25cm而不排水。剔除土壤初始含水率θ0和积水深度hp的影响,选取试验3与试验6、试验7与试验11进行对比分析,土壤中溶质TP、Cl-的地表径流流失质量速率过程见图4。

注:hd代表每次试验地下排水高度

由图4(a)可知,试验3进行自由排水,土壤地表无积水-径流产生,可以看出在排水高度为23cm条件下(试验6),Cl-地表径流流失质量速率均低于自由排水条件下(试验3);进一步由表1可知,排水高度较高时,Cl-的地表径流溶质质量分数Cs远小于自由排水的Cs(0.020%<0.710%)。这主要是因为排水高度较高时降雨下渗受阻,地表土壤的混合层[16]更容易处于淹水状态,Cl-被固定在土壤层中,由于土壤的毛细力作用上升至地表,故地表径流流失量增大,地下排水流失量减小。

由图4(b)可知,TP在试验11中的地表径流溶质流失质量速率值高于试验7,且试验11的地表径流溶质质量分数(Cs=0.018%)也大于试验7(Cs=0.002%),表现为排水条件越差,地表径流流失的总磷量越大。这主要是因为在排水条件受到阻碍的情况下,雨水下渗受阻,磷随水流下渗的就很少(试验7中Cg=0.001%),故排水条件的变化对磷的地表径流溶质质量分数影响更大。进一步,土壤进行控制排水时地表径流和地下排水中溶质质量之和的分数(Cs+Cg=0.002%+0.001%=0.003%)较土壤排水条件时地下排水溶质质量分数(Cs=0.018%)小很多,故排水条件较差时能更有效利用土壤磷。

由此可知,土壤排水条件差能够导致地下排水溶质质量分数Cs减小,土壤中TP、Cl-的地表地下流失量之和越少,将提高溶质的有效利用率。

2.5 积水层深度的影响

根据表1,排除其他因素的干扰,选取试验1(hp=5cm)和试验2(hp=2cm)、试验9(hp=0.5cm)与试验10(hp=0.3cm)进行对比,分析不同积水深度对地表径流溶质流失的影响。从表1可见,试验1中地表径流产生的时间(ts=95 min)大于积水深度较小的试验2(ts=55min),这是因为积水深度hp越大,产生径流前需贮存的水量就越多,导致径流产生时间ts就越久。同理,验9与试验10的规律也是如此。试验1、2、9、10的地表径流溶质流失质量速率过程见图5。

注:hp代表每次试验的地表积水深度。

由图5可知,无论是溶解性溶质Cl-还是吸附性溶质TP的地表流失速率都有一个共同的趋势:溶质的地表径流流失速率先上升后下降,之后在某一范围内上下波动。积水深度较浅的试验2和试验10中土壤溶质地表径流流失速率普遍高于试验1和试验9,由表1进一步对比分析,积水深度较浅时土壤溶质地表径流流失质量分数Cs要大一些(0.012%>0.010%和0.019%>0.014%)。试验2和试验10由于积水深度较浅,表层土壤不断遭受雨水的冲刷击打,一旦有积水产生就形成地表径流,土壤表层中的土壤溶质直接流失到地表径流中,因此地表径流中溶质浓度较高,地表径流流失速率较快。试验1和试验9由于地表有积水,在形成地表径流之前,地表积水能够保护表层土壤免受雨水的直接击打,起到一定的保护作用;同时,地表积水也加大了地表的水压力,使得土壤表层的溶质随雨水下渗的流失量增大,积水层的蓄水过程也延长了地表径流的产生时间,使得试验1和试验9产生地表径流的时间比试验2和试验10晚,导致试验1和试验9产生地表径流时表层土壤溶质浓度较试验2和试验10低,因此试验1和试验9的地表径流中土壤溶质的浓度比试验2和试验10的低。

由此可见,地表的积水层深度越浅(2cm<5cm和0.3cm<0.5cm),地表径流中土壤溶质的浓度越高,且地表径流和地下排水的土壤溶质流失的质量分数之和越大(80.71%>47.592%和0.023%>0.02%),因此,可以考虑加大地表最大积水深度的措施,来降低土壤溶质的流失量,提高肥料的有效利用率[13]。

3 结论

通过开展室内模拟降雨试验,以研究土壤中溶解性溶质Cl-与吸附性溶质TP的地表径流迁移过程,通过改变土壤初始含水率θ、排水条件和积水层深度hp等因素,研究了降雨条件下氯磷溶质在裸露土壤(无植被)中随地表径流和地下排水途径的迁移过程,对试验观测到的地表径流和地下排水中溶质Cl-和TP的质量浓度及其质量流失速率进行对比分析。得出以下结论:

(1)同时存在地表径流与地下排水时,溶解性溶质Cl-的地表径流溶质质量分数Cs远小于地下排水溶质质量分数Cg(两次试验分别为:Cs=0.010%<Cg=80.700%和Cs=0.010%<Cg=47.580%),故Cl-主要通过地表径流途径流失;吸附性溶质总磷TP的Cs均大于Cg(两次试验分别为:Cs=0.002%>Cg=0.001%和Cs=0.014%>Cg=0.006%),故TP以地表径流途径流失为主。

(2)土壤吸附性溶质TP,经过一段时间后以稳定的速率通过地表流失的方式流失;而土壤溶解性溶质Cl-的流失以随地表径流流失为主,且主要集中在产流开始的初期阶段;溶解性溶质Cl-比吸附性溶质TP在地表径流中的流失速率快。

(3)在相同条件下,既存在地表径流又存在地下排水时,土壤溶质仅有小部分通过地表径流流失,主要通过地下排水流失。因此在实际田间操作中,当不能同时采用降低地表径流和地下排水的方法来提高土壤溶质的利用率时,应首先考虑降低地下排水的措施。

(4)土壤初始含水率θ0越大(0.476%>0.420%和0.25%>0.041%),土壤溶质通过地表径流流失量越多(0.71%>0.25%和0.105%>0.019%)。因此土壤比较干的情况下,施用含有氯、磷的化肥,可提高化肥的有效利用率。

(5)土壤地下排水条件越差(排水高度0cm<23cm和0cm<25cm),土壤中氯磷的地表地下流失总量越少(0.71%<28.97%和0.003%<0.018%),可有效提高溶质的利用率。

土壤条件篇8

鉴于以上原因, 多年来不少学者对改进油浴加热进行了诸多尝试, 如用COD节能炉代替油浴加热[1];用COD溶解装置直接加热取代油浴加热[2];用COD恒温加热器代替油浴加热[3];用恒温水浴加热法代替油浴加热[4];用烘箱和消化炉代替油浴加热[5];用微波加热代替油浴加热[6];研究烘箱加热法的改进方法[7];用COD消化器代替油浴加热[8]等。而且以上研究采用油浴加热的替代方法测定土壤有机质含量时都得到了较为准确的结果, 由此说明油浴不是唯一的加热方法, 完全可以用更合理的方法予以取代。该研究以油浴加热法为基准, 尝试比较在实验室中采用烘箱加热法测定土壤有机质的准确性和精确性, 以期为采用烘箱加热法简化土壤有机质的测定提供依据。

1 材料与方法

1.1 试验材料

供试仪器:油浴锅 (江苏正基仪器有限公司生产的HH数显恒温油浴锅) 、电烘箱 (上海一恒科学仪器有限公司生产的DHG-9240A型鼓风干燥箱) ;供试试剂:重铬酸钾、硫酸亚铁、邻菲罗啉指示剂等;供试土样:在富平实验基地2个区域采集的A、B 2份土样。

1.2 试验方法

采用重铬酸钾氧化—烘箱加热法 (烘箱法) 和重铬酸钾氧化—油浴加热法 (油浴法) 2种加热方式测定供试土壤有机质含量, 平行测定7次, 运用统计学原理分析测定值的合理性、准确度及精密度。

1.2.1 油浴法。

称取风干土样 (过0.25 mm筛) 约0.5 g于硬质试管中, 加入0.8 mol/L 1/6K2Cr2O7标准溶液5 m L, 用注射器加入浓H2SO45 m L充分摇匀, 将盖弯颈小漏斗加在管口, 油浴锅置于通风橱中进行消煮, 消煮温度严格控制在170~l80℃, 沸腾 (5.0±0.5) min后取出, 冷却片刻后将试管外壁的蜡液擦拭干净, 将冲洗弯颈漏斗及消解试管的洗液无损转移到250 m L三角瓶中, 使三角瓶内溶液总体积保持在50~60 m L, 滴加3滴邻菲哕啉指示剂, 用0.2 mol/L硫酸亚铁溶液来滴定多余的重铬酸钾, 溶液由橙黄变为蓝绿再变为棕红即达滴定终点, 记录硫酸亚铁溶液的滴定体积 (V, m L) , 由消耗的重铬酸钾溶液量按氧化校正系数 (1.1) 计算出有机碳量, 再乘以常数1.724, 即为土壤有机质含量。

在测定土样的同时再做2个空白试验, 即取0.500g粉状二氧化硅代替土样, 其他步骤与试样测定相同。记取Fe SO4滴定体积 (V0, m L) , 取其平均值。计算公式如下:

式中:c—0.800 0 mol/L (1/6K2Cr2O7) 标准溶液的浓度, 5—重铬酸钾标准溶液加入的体积 (m L) , V0—空白滴定用去Fe SO4体积 (m L) , V—样品滴定用去Fe SO4体积 (m L) , 3.0—1/4碳原子的摩尔质量 (g/mol) , 10-3—将m L换算为L, 1.1—氧化校正系数, m—风干土样质量 (g) , k—将风干土样换算成烘干土的系数。

1.2.2 烘箱法。

称样量、所用试剂及浓度和体积均同油浴法。操作时先将恒温箱预热, 升温至185℃, 然后将加有试样及消解液的硬质试管放入温箱中加热, 让溶液在170~180℃条件下沸腾5 min后取出, 稍冷, 冷却的消解液直接用蒸馏水仔细冲洗净小漏斗及三角瓶内壁, 使消解液及洗液的总体积保持在50~60 m L, 此后的滴定与油浴法相同。计算土壤有机质 (%) 时, 根据和振云等[7]的研究, 氧化校正系数取1.0。计算公式如下:

式中符号含义同油浴法。

2 结果与分析

2.1 合理性分析

根据测定结果, 2种加热方式下土壤有机质含量的计算结果见表1。可以看出, 2种加热方式的土壤有机质测定值无明显不合理数据, Q值均小于0.51, 由此表明2种测定方法结果均合理, 以油浴法的测定值作参比继续进一步统计分析是正确的。

(%)

注:标准偏差无单位。

以油浴法测定的供试土样有机质为基准, 烘箱法测定平均值较油浴法测定平均值高2.12%, 其误差小于有机质国家标准样品10%的误差范围。如果用油浴加热法为参照方法, 其测得的土壤有机质含量为标准值, 烘箱法的t值 (2.757) 小于查表所得的t0.01值 (3.138) , 说明用烘箱加热法与油浴加热法的测定结果无明显的差异, 烘箱法测定结果可接受, 可以推广应用。

2.2 精密度分析

测定结果的重现性一般用精密度来表示, 其衡量标准为标准偏差或变异系数。结果显示:2种方法有机质测定值的主要基数重现性好, 精密度高, 结果均是可靠的。相对而言, 烘箱法测定值的标准差比油浴法的小0.005, 变异系数小0.239个百分点, 烘箱法的精密度更高。

3 结论与讨论

当土壤样品有机质含量较高时, 用传统加热法测定的过程中由于消煮时间短、消煮温度低, 会造成有机质不能完全氧化, 导致测定的结果偏低。而采用烘箱加热法进行测定, 则可以克服这些问题, 同时也能达到试验精确度、准确度的要求。

该研究也表明, 与油浴法相比, 烘箱法测定值与油浴法无明显差异, 重现性更好, 精密度更高, 烘箱加热法基本能够准确地反映土壤中有机质含量。而且也避免了油浴法中石蜡烟对人体的危害, 样品测定管后期清洗较方便, 是一种切实可行的简易方法。

摘要：土壤有机质含量通常作为土壤肥力水平高低的一个重要指标。该文对高锰酸钾容量法和烘箱法2种不同测定方法的结论数据进行研究比对, 分析2种方法的优劣。结果表明:烘箱法可以获得比较准确的结果, 研究土壤有机质常用方法对于明确各法优劣、保证测定准确性具有现实意义。

关键词：土壤有机质,油浴法,烘箱法

参考文献

[1]刘云, 王宇.用COD节能炉代替油浴加热测定土壤中有机质的探讨[J].山东环境, 1998 (5) :27.

[2]杨冬雪, 金芳澄.直接加热消解法测定土壤底质中的有机质[J].中国环境监测, 1999, 15 (3) :39-40.

[3]张力, 李艳红, 宋申年, 等.测定土壤有机质分析方法中油浴加热技术的改进[J].吉林化工学院学报, 2002, 19 (1) :16-18.

[4]季天委.重铬酸钾容量法中不同加热方式测定土壤有机质的比较研究[J].浙江农业科学, 2005, 17 (5) :311-313.

[5]杨乐苏.土壤有机质测定方法加热条件的改进[J].生态科学, 2006, 25 (5) :459-461.

[6]张景东, 李俊伟, 刑宇, 等.微波加热法测定土壤中有机质含量[J].化学工程师, 2006 (10) :28-29, 56.

[7]和振云, 魏新梅, 段九存, 等.烘箱加热法测定土壤有机质的研究[C]//甘肃省化学会二十六届年会暨第八届中学化学教学经验交流会论文集.兰州:甘肃省化学会, 2009:4.

土壤条件篇9

海岸盐渍土壤区域是全球生物生产量最高的生态系统之一,具有极高的资源开发价值和环境调节功能。我国是一个水资源比较短缺的国家,且时空分布不均,水资源的缺乏已成为制约我国农业可持续发展的最主要因素。滴灌作为现代农业节水灌溉的一种微灌技术,可显著提高水分利用率,是一种先进的节水灌溉技术[1]。滴灌条件下点源土壤水分运动受到滴头流量、灌水量、土壤初始含水量、土壤质地等因素的影响[2,3]。

目前,在研究土壤水分运移距离的动态变化时,大多数建立的数学模型是土壤水分运移距离随时间的变化规律[4,5],即这些模型是在假设恒定的滴头流量下建立的;而现实中滴头流量是实时变化的。因此,滴头流量的动态变化会导致土壤水分运移距离的实时变化,所以,研究滴头流量与土壤水分运移距离之间的动态关系,建立相应的传递函数模型,以便实现有效的节水灌溉就显得十分必要。

基于滴灌条件下滴头流量和土壤水分运移距离的观测数据,从滴灌系统设计应用等实际出发,依据滴头流量同水分运移距离的特性关系,首先定性的确定模型的预测结构;然后采用粒子群优化(Particle Swarm Optimization, PSO)算法对模型的各个参数进行辨识与优化;并通过对同一滴头流量下的水分运移距离随时间变化模型的辨识比较,说明所提出传递函数模型的有效性。最后将此模型模拟应用在灌溉实验系统中,通过实时调节滴头流量,观察和测量水分运移距离,以验证传递函数模型和调控方法的实时性和有效性。

1 水分运移模型的确立

1.1 模型结构的选择

由于土壤土质结构的不同,土壤水分水平运移模型和垂直运移模型也会不同,因此,为了便于问题的研究,针对同一地域土壤,建立其土壤水分水平运移模型和垂直运移模型,虽然具体的模型是区域性的,但是方法是通用的。

在土壤水分运移距离随时间变化规律的研究中,经典的方法是通过Richards方程建立滴灌条件下土壤水分运动模型[6]。在这些模型中,土壤非饱和扩散率或非饱和导水率值要具备一定实验条件才能测定得到,以及采用统计学方法得出的纯经验模型虽然计算简便[5], 因模型中的系数和指数随土壤质地变化较大,需要进行大量针对不同土壤的滴灌试验才能方便应用,具有明显的局限性等问题。同时,还有学者以半椭球体模型建立土壤点源入渗湿润体与滴头流量关系[7],该方法虽计算过程简单,有一定的理论基础,但不能很好反映土壤饱和积水区对湿润锋水平运移的影响。

基于以上的研究,通过对土壤水分运移机理的分析,在土壤水分运移距离建立传递函数模型时,把土壤土质看成是一个黑箱,即不管土质的复杂程度,只关心系统的滴头流量输入和水分运移距离输出参数,并用拉氏变换构建传递函数,来描述土壤水分运移这一动态过程。

通常,一个非线性过程是通过将其进行线性化处理来研究的,所以,通过对滴灌条件下土壤水分运移特性和观测数据的分析,选取土壤水分运移的预测模型结构为近似一阶模型,表示为

$G (s) = \frac{Y (s)}{X (s)} = \frac{Κ}{Τ s + 1} (1)$

式(1)中,K为比例系数;T为惯性时间常数。将式(1)可以离散化处理后即为

式(2)中,A=e-Ts/T;B=K(1-A);Ts为采样时间;由式(1)可知,K、T是待辨识的参数。

1.2 模型参数的辨识

系统辨识是在模型输入输出数据的基础上,应用辨识方法对模型参数进行辨识,得到一个与所观测的系统在实际特性上等价的系统。由于PSO算法在辨识与优化方面的诸多优势,采用PSO算法辨识和优化土壤水分运移模型的参数。

利用PSO算法对系统作参数辨识实质上是将要辨识的参数在解空间中进行寻优的过程,优化模型中的未知参数,使之与所测系统模型数据拟合最好。PSO算法辨识模型参数原理如图1。

辨识优化的具体步骤如下:

(1)参数编码及初始化:种群中粒子及其速度都采用实数编码。这里的每个粒子都由二维表示,即K、T两个参数,设定种群大小n。初始化种群产生一个随机矩阵,包括粒子的位置及其速度。选取优化目标函数J的表达式为

$J = \min {\sum_{i = 1}^{m} [y (i) - \hat{y} (i)]^{2}} (3)$

式(3)中,m为辨识中采样的个数; $\hat{y}$ 为被辨识模型的输出;y为实际过程的输出。

定义适应度函数值f的表达式为

适应度函数表达式的分母J+1是为了防止当优化目标函数值趋于0时发生计算溢出。每个粒子的初始个体极值点pbest坐标设置为初始位置,且计算出每个个体粒子的适应度值,初始全局极值点gbest的适应度值就是个体极值中的最好的。

(2)自适应调节惯性权重:惯性权重w由最大惯性权重wmax线性减小到最小惯性权重wmin。即

$w = w_{\max} - i t e r \frac{w_{\max} - w_{\min}}{i t e r_{\max}} (5)$

式(5)中,iter为当前迭代数;itermax为总的迭代次数。

(3)粒子速度更新:根据下面的公式更新个体的速度为

式(6)中,v(k)为第k次迭代的速度;x(k)为第k次粒子当前的位置;rand()为(0,1)的随机数;c1和c2称作学习因子; c1=c2=2;w为惯性权重。在更新过程中每个粒子每一维的最大速率被限制为vmax,粒子每一维的最小速率被限制为vmin。

(4)粒子位置更新。根据下面的公式更新个体的位置:

在更新过程中每个粒子的每一维位置被限制在取值区间。

(5)评价每个粒子:计算更新后的粒子适应度,如果粒子适应度优于pbest的适应度,pbest设置为新位置;如果群体中最优粒子适应度优于gbest的适应度,gbest设置为新位置。

(6)如果满足结束条件,全局极值gbest就是所要求的最优解,算法结束;否则,转向(2)继续迭代运算。

2 仿真试验与分析

2.1 试验数据采集

土样选择上海海岸盐碱土为研究对象,采用模拟试验研究的方法,对滴灌条件下土壤水分运移的数据进行观测。初始含水率为5.26 cm3/cm3,饱和含水率为45.8 cm3/cm3,初始含盐量为9.5 mg/g等。试验系统包括两部分,即供水系统和试验土箱。供水系统用马氏瓶,可以对系统进行稳压的供给。实验土箱用有机玻璃制作,大小为60 cm×50 cm×60 cm。

试验土壤经风干和碾碎后,经孔为1 mm筛子筛选,按照预定土壤容重1.4 g/cm3,依据每5 cm分层的方式装入试验土槽中,总厚度选取50 cm。试验过程中滴头流量为1—3 L/h,灌水总量为5 L。滴水过程中,在不同的灌水时刻用尺子观测湿润锋水平运移距离和垂直运移距离 ,同时记录该时刻的马氏瓶读数。试验中在不同滴头流量下所测得的两组数据,如表1和表2所示,利用试验得出的两组数据对土壤水分运移距离模型进行辨识优化与比较。

2.2 仿真结果与分析

利用表1中的数据,对土壤水分运移距离传递函数模型进行辨识,利用表2中的数据,对土壤水分运移距离传递函数模型进行校验,以验证模型的通用性和有效性。研究表明[5,8,9],土壤质地和灌水量相同时,水平方向湿润距离随着滴头流量的增加而增加,而垂直方向湿润距离随着滴头流量的增加随之减小。从上面两个表中的数据可以看出,水平方向运移和垂直方向运移符合这种定性的分析。因此,水平水分运移距离的传递函数模型的输入就为滴灌流量,而垂直方向湿润距离随着滴头流量的增加随之减小,在这里可以表示为

式(8)中,v为系统的实际输入,即滴灌流量,u为模型的输入,这样就可以满足系统的定性分析结果。

在模型辨识中,PSO算法的参数设置如下:最大惯性权重wmax为0.9,最小惯性权重wmin为0.1,群体规模为50,进化代数为100次。采样时间Ts=1 min。水分水平运移距离模型的辨识图如图2,校验图如图3,水分垂直运移距离模型的辨识图如图4,校验图如图5。PSO方法辨识得出的水分水平运移距离的一阶惯性传递函数模型为

$G (s) = \frac{5.376 8}{17.335 1 s + 1} (9)$

PSO方法辨识得出的水分垂直运移距离的一阶惯性传递函数模型为

$G (s) = \frac{15.326 7}{33.528 7 s + 1} (10)$

从土壤水分运移距离模型的辨识与校验的仿真图中可以看出,模型仿真结果曲线和实际对象输出值拟合的比较好,并且模型中的水分运移距离和试验测量的水分运移距离的误差较小,可以满足实际技术的要求,表明传递函数模型可以反映土壤运移水分运移距离的实际特性,验证了此方法对土壤水分运移距离模型辨识的有效性。同时,此方法辨识的土壤水分运移距离的传递函数模型是输出距离与输入的滴头流量的动态关系,即对于同一块土壤,有相同的土壤结构,不管滴头流量的大小,它的传递函数模型只有一个,因此只要确定出土壤水分运移距离的传递函数模型,就可以根据实际所需要的土壤水分运移距离来反馈调控输入量,即滴头流量,这样,不仅保证了作物根系所需的水分,而且有效地减小了水资源的浪费。在灌溉中就可以通过作物根系所需水分的深度通过调节供水量实时地控制水分的运移距离,具有很好的实时调控性。

以往研究表明在土壤水分运移距离的模型中幂函数模型和多项式模型的拟合程度较好,为了验证传递函数模型在土壤水分运移距离拟合的有效性,在同一滴头流量下,比较以往不同土壤水分运移模型的动态变化。所以以表1中的实验数据为基础,分别做幂函数模型L=AtB、多项式函数模型L=At2+Bt+C和传递函数模型的水分运移距离的仿真研究与比较。其中t为滴灌入渗时间, min; L代表水平或垂直方向湿润锋运移的距离,cm。

对这些模型参数的辨识与估计均采用PSO优化算法,在模型辨识中,PSO算法的算法参数设置如下:最大惯性权重wmax为0.9,最小惯性权重wmin为0.1,群体规模为50,进化代数为100次。

对应表1中滴头流量为2.5L/H的实际测量数据获得的幂函数和多项式函数的模型表达式见表3,传递函数模型的表达式见式(9)和式(10)。

采用表3和式(9)和式(10)对土壤水分水平运移距离的各种模型及误差进行比较,运移距离的比较结果如图6所示,运移距离的各种模型误差比较结果如图7所示。

从图6、图7可以看出,三种模型均可以有效地拟合土壤水分水平运移距离和垂直运移距离,相比多项式函数模型和幂函数模型,传递函数模型与试验测量值之间的误差最小,说明采用传递函数模型拟合的结果与实测数据最接近,从而验证了传递函数模型是描述土壤水分运移距离的一种很好的模型。

为了验证建立模型的实时有效性,在试验土壤、灌水总量等试验条件不变情况下,仅改变滴头流量,将模型模拟应用在灌溉实验系统中,通过实时调节滴头流量,观察和测量水分运移距离,实验结果见图8。

从图8可以看出,所建模型模拟结果和实验实际测量结果拟合非常好,误差非常小,说明所建立传递函数模型在流量动态变化时也可以实时描述土壤水分运移特性。

3 结论

(1)在滴灌条件下,传递函数模型能够很好的描述各种土壤土质的性质,即在任何的滴头流量下,对于相同土壤质地,它的传递函数模型不变。

(2)通过在同一滴头流量下和不同滴头流量下的仿真与实验,验证了在同一滴头流量下,传递函数模型对实际测量数值的拟合程度优于以往的模型,并且验证了相同土壤质地,具有相同的传递函数模型。

(3)将传递函数模型应用在实际灌溉中,通过作物根系所需水分的深度来反馈调节滴头流量的大小,保证了滴灌系统的实时性,减小了水资源浪费。

(4)这种方法不仅适合于滴灌条件下土壤水分运移模型的辨识与优化,也同样可以应用到其它条件下的土壤水分和溶质运移的建模与优化中。

参考文献