土體水分蒸發

土體水分蒸發是土體-大氣物質和能量交換的主要過程之一，也是地表熱量與水分平衡的重要組成部分。對於自然界的土體而言，蒸發的驅動力來自氣候作用，尤其是乾旱氣候作用。由於蒸發會改變土體中水分的含量和分布，進而導致土體的工程性質發生變化，許多工程和環境問題都直接或間接與蒸發有關。

基本介紹

• 中文名：土體水分蒸發
• 外文名：Soil moisture evaporation 
• 釋義：土體-大氣物質和能量交換
• 確定方法：理論計算法和直接測量法
• 過程：常速率階段等
• 學科：地質科學

釋義

土體水分蒸發是土體-大氣物質和能量交換的主要過程之一，也是地表熱量與水分平衡的重要組成部分。對於自然界的土體而言，蒸發的驅動力來自氣候作用，尤其是乾旱氣候作用。由於蒸發會改變土體中水分的含量和分布，進而導致土體的工程性質發生變化，許多工程和環境問題都直接或間接與蒸發有關。

如在蒸發作用下，土體會發生收縮變形，引起地面沉降，從而對地面上的基礎工程設施產生破壞。Silvestri等發現，因持續乾旱，建於加拿大Champlain黏土上的許多建築物都出現沉降變形甚至開裂的現象；20世紀70年代末我國南陽地區和90年代初歐洲地區遭遇嚴重乾旱，大規模房屋地面不均勻沉降而開裂受損，造成巨大經濟損失；2010年我國西南地區遭遇百年一遇的特大幹旱，昆明國際機場跑道和多條高速公路出現大面積破損，根本原因也是由於乾旱蒸發導致地基土發生了顯著的收縮變形。其他類似與乾旱蒸發相關的工程問題在亞洲、歐洲和北美洲等世界許多地區均有較多報導。

土體水分蒸發量確定方法

確定自然界土體在大氣作用下的實際蒸發量一直是農業、土壤和大氣科學領域的研究重點和難點，也是該課題研究的核心。對於工程中的土體而言，蒸發量的大小直接影響含水率的變化幅度及工程性質。因此，準確掌握土體在大氣作用下的實際蒸發量對預測土體工程性質回響特徵有重要意義。

目前確定土體水分蒸發量的方法主要有兩種：理論計算法和直接測量法。對於前者，國內外學者通過開展大量研究，提出了許多關於土體蒸發量計算的經驗模型或理論公式。根據蒸發量的確定原理，可將常用的理論計算方法或以理論計算為基礎的方法分為如下幾種：紅外遙感法、水文法和微氣象學法等。

除了理論計算，也可對土體水分的蒸發量進行直接測量。土體蒸發過程的本質是水分在土體與大氣之間的液氣轉換過程。因此，蒸發量測量既可以基於液相也可以基於氣相進行。當在液相中進行時，主要通過構建一個密閉環境，測試液態水分的消耗量，確定蒸發速率或蒸發量，常見的有水分平衡法、蒸發皿和蒸發池法、蒸發滲透儀、植物生理測定技術等。當在氣相中進行時，主要通過測定亂流邊界層進入開放系統的水汽流的速率，進而確定相應的蒸發量，如渦度相關法等。渦度相關法是通過特製的渦動通量儀對下墊面的潛熱以及顯熱的湍流脈動值進行直接測算，以此得出土體及植被蒸發蒸散量的方法。渦度相關法優點是其物理理論基礎堅實，而且測量的精度較高。缺點是該方法採用直接測定技術，對土體蒸發的物理過程以及影響機制分析不夠充分，而且渦度相關法所用的儀器複雜、製造困難、成本高、維護難，目前渦度相關法並不是土體蒸發量測量的常用方法。

土體水分蒸發試驗方法

土體水分蒸發受土體－大氣交界面處氣象參數（溫度、相對濕度、太陽輻射、風速等）和土體自身參數（含水率、密實度、礦物成分、溫度梯度、吸力等）的共同作用。因此，對土體蒸發機制和蒸發過程進行系統、深入的研究，並達到實時準確地獲得土體的實際蒸發量的目的，就需要對上述參數的變化進行精確控制和測量。過去幾十年來，國內外學者提出了一系列土體水分蒸發試驗方法，並開發了相應的蒸發試驗裝置，歸納起來可分為兩類：室內試驗和原位試驗。

（1）室內試驗：室內試驗對土體蒸發的測定主要依據土體所損失的質量等於土體水分蒸發量的原理，圍繞土體蒸發過程中的質量差來展開的。主要手段是稱重或者感測器監測。隨著研究的深入，模擬各種大氣環境參數（風速、溫度、氣壓、太陽輻射等）的綜合蒸發試驗也在不斷進行，對土體蒸發過程、蒸發機制的研究取得了不少的成果。

土體水分的質量差測定主要有蒸發皿法和土柱（盒）蒸發法等，這些方法是目前最常規最普遍的室內測定土體水分蒸發量的方法，其他各種相關室內蒸發試驗方法一般都是以此為基礎改進的，比如通過附加裝置改變或控制試驗環境及條件，或安裝其他感測器增加檢測參數等。綜合蒸發試驗主要有環境箱模擬法和風洞試驗法等，它們都能模擬複雜氣象條件，為土體水分蒸發機制研究提供了重要途徑。但考慮到參數控制、運行成本和試驗可操作性等方面，環境箱試驗應該是上述蒸發試驗方法中最具前景和最具推廣價值的方法。

（2）原位試驗：原位試驗所用到的試驗儀器主要有蒸滲儀和微型蒸發器。蒸滲儀主要用於現場測定土體的水分蒸發量，可分為稱重式和非稱重式兩種類型。稱重式蒸滲儀主要通過直接稱重，測量短時間間隔的蒸發數據，再結合相關的水量平衡方程計算出土體的蒸發量，一般具有較高的精度。但該方法成本較高，且其底部阻止了水分的流動，與現場實際情況不符。非稱重式蒸滲儀通過對地下水位的控制，測定補償水量進而確定土體蒸發量。

微型蒸發器法（micro-lysimeters，簡稱為MLS）主要由Boast等在1982年提出，20世紀90年代中、後期王會肖等此方法引進國內，並得到推廣。微型蒸發器法具有成本低，操作簡便的優點，目前已成為室外測量土體水分蒸發量的常用方法，許多學者還設計了其他各種改進型的微型蒸發器。

土體水分蒸發過程

土體水分蒸發過程是指孔隙中的水分通過蒸發麵（土-氣界面）逸入大氣，從而使土體含水率逐漸降低而變乾的過程。土體水分蒸發不同於純水，具有非常複雜的過程，涉及到熱-濕耦合條件下水分在非均質多孔介質中的遷移問題，土體中的水熱傳輸具有互動進行、相互影響的特點，受氣象、土性等多種因素的共同作用。Hillel指出，土體蒸發的發生和維持須滿足3個條件：（1）持續的熱量供應以滿足蒸發潛熱消耗；（2）大氣中的蒸汽壓必須低於土體表面的蒸汽壓，存在相對濕度差；（3）土體內部有持續的水分供應到蒸發麵。Idso等、唐朝生等通過試驗，對土中水分蒸發過程進行了初步研究，根據測得的蒸發特徵曲線，將土體的蒸發過程分為3個典型階段：（1）常速率階段（初期恆定蒸發速率階段）；（2）減速率階段（蒸發速率衰減階段）；（3）殘餘階段（蒸發消滯階段或滯緩階段）。唐朝生等結合土體孔隙水賦存狀態、孔隙結構特徵及水-土微觀作用特徵，對上述3個階段的蒸發機制進行了探討。此外，也有學者將土體水分蒸發過程劃分為兩個階段，即常速率和減速率階段。

常速率階段

常速率階段一般發生在蒸發初期，持續時間較短，蒸發速率最大，且保持恆定。在該階段，土體的蒸發量略大於或者近似等於相同氣象條件下的蒸發量，蒸發速率只受氣象條件的限制，蒸發過程中剖面水分傳輸由毛細水滲流作用所主導。

之所以蒸發速率恆定，主要是因為此時土體的含水率相對較高，孔隙中充滿了自由水，可近似地認為土體表面既是自由水面也是蒸發麵（土－氣界面）。在此過程中，土體中自由水的蒸發占主導地位，外部環境所傳遞給土體的潛熱能量完全用於補充自由水的水分蒸發所消耗的能量，土體的溫度和大氣溫度處於相對平衡階段，土體的表面始終保持飽和的蒸汽壓，蒸發麵和大氣之間的蒸汽壓梯度基本維持不變。因此，在常速率階段，土體的蒸發速率的大小主要取決於能量供應強度即外部環境條件。環境溫度愈高，土體的初始蒸發速率愈大。此外，Ritchie指出，風速以及空氣相對濕度也會對蒸發速率產生重要影響。

隨著蒸發的不斷進行，當土體含水率減少到某一臨界值之後，從下往上的毛細水傳輸能力減弱，無法滿足蒸發力需求，則常速率階段結束，開始進入減速率階段。通常情況下，土體從常速率過渡到減速率階段對應的臨界含水率並不是一個恆定的常數，而是取決於土體性質以及氣象條件。

減速率階段

由於蒸發作用不斷消耗土體中的水分，含水率逐漸減小，對應孔隙中的自由水也愈來愈少，土體表面土顆粒間的孔隙水液面逐漸發生彎曲，並向下移動，土吸力逐漸增大。吸力產生後，土體表面的蒸汽壓降低，進而使土－氣界面的蒸汽壓梯度減小，同時對水分子的逃逸產生一定的約束作用，蒸發速率逐漸從常速率階段過渡到減速率階段。

減速率階段發生在蒸發中期，土性因素尤其是含水率逐漸成為決定蒸發速率的主要因素，而氣象因素則逐漸變成次要因素。一般認為，土體表層乾燥硬化後，該階段結束。目前國際上把土體蒸發速率逐漸減小的現象歸因於如下幾個方面：

（1）土－氣界面之間的蒸汽壓梯度減小。當含水率低於臨界值後，土體由飽和狀態變為非飽和狀態，含水率的微小變化會導致吸力的迅速增大，所對應土體表面的蒸汽壓則迅速減小，從而導致蒸發麵的相對濕度差減小，水分向上遷移的驅動力減弱。Wilson等發現，當土體由飽和狀態變為非飽和狀態時，其蒸發速率隨土吸力的增大而逐漸減小；

（2）水分的遷移速率及剖面滲透係數降低。因為吸力的增加會導致土體收縮變形、孔徑以及顆粒間距減小，水分傳輸通道受到限制；

（3）土中水分子逸入大氣所需克服的阻力逐漸增大。通常情況下，土中水有自由水與結合水兩種，結合水可分為弱結合水和強結合水。在蒸發過程中首先失去的是自由水，然後依次是弱結合水和強結合水。在土體能量供應強度或外部環境條件（蒸汽壓和溫度）不變的情況下，隨著自由水量的減小，結合水占的比重越來越大，土體的蒸發速率必然減小；

（4）土體剖面的水分遷移方式從原來的毛細水傳輸逐漸向擴散作用過渡。當土體變成非飽和之後，水－氣界面將向土體深部發展，從下層孔隙水中逃逸出來的水分子通過擴散的形式穿越上層乾燥土體才能到達蒸發麵，擴散速率較之前毛細水作用下的液態流要低得多。此外，孔隙水中封閉氣泡的存在還會干擾剖面水分原有的遷移路徑，導致水分重新分布，水分遷移到蒸發麵所需時間也可能因此而延長。

由此可見，在減速率階段，蒸發速率大小主要受剖面上水分遷移到蒸發麵難易程度、滲透性、剖面吸力梯度大小、土體中可遷移水量以及水蒸氣在孔隙中的擴散速率的影響。這些因素基本上取決於土體自身的水理性質和結構特徵，如孔隙大小、連通性、飽和度以及水-土相互作用等。

殘餘階段

隨著蒸發的進行，當土體表面非常乾燥時，土體中能供給蒸發的水分愈來愈少，毛細水作用逐漸減弱，土體孔隙水的連通性亦降低，且土體水分主要分布於局部相對微小的孔隙中，受黏土顆粒的約束作用較強。土體中的液態水已經無法直接傳輸至土體表面，水分的蒸發逐漸以水蒸氣擴散為主導形式，蒸發過程開始從減速率階段過渡到殘餘階段。水分子在孔隙中的擴散速率通常極其緩慢，尤其在前期的乾燥過程中，土體上部逐漸形成一定厚度的乾硬土層，孔徑較小，孔隙連通性差，對水分子的向外擴散過程形成阻礙。

殘餘階段發生在蒸發的後期，往往持續很長時間，但實際蒸發量較小。在該階段，土體剖面上、下土層間的吸力梯度以及各處的含水率差異較小，土體結構已基本穩定。當土體內部的蒸汽壓與大氣蒸汽壓趨於平衡時，蒸發將停滯，此時土體溫度也與外界環境溫度達到一致。儘管蒸發過程結束，通常在土體局部微小的孔隙中仍然會有部分水分殘餘，這部分水通常稱之為殘餘含水率。殘餘含水率的大小一般與土質成分密切相關，在同等環境條件下，親水性黏土礦物越多的土體殘餘含水率也越大。

土體水分蒸發的影響因素

由前文對土體水分蒸發過程的分析可知，土體水分蒸發的影響因素可分為兩大類：一為內部因素，二為外部因素。其中，內部因素主要是指與土體自身的水理性質、結構特徵及現場工程地質條件有關的因素，包括：土質成分、含水率、地下水位埋深、土體類別、孔隙大小和土壤色澤等。這些因素主要是影響土體蒸發過程中的水分輸送能力。外部因素主要是指與氣象有關的因素，包括：輻射、氣溫、地溫、濕度、風速、降水及入滲方式等。這些因素主要是影響土體蒸發過程中的能量供應水平。需要強調的是，土體水分的蒸發過程受內部和外部因素的共同影響，但在不同蒸發階段，二者對蒸發的影響程度有所不同。