[科普中国]-土体水分蒸发

土体水分蒸发是土体-大气物质和能量交换的主要过程之一，也是地表热量与水分平衡的重要组成部分。对于自然界的土体而言，蒸发的驱动力来自气候作用，尤其是干旱气候作用。由于蒸发会改变土体中水分的含量和分布，进而导致土体的工程性质发生变化，许多工程和环境问题都直接或间接与蒸发有关。

释义土体水分蒸发是土体-大气物质和能量交换的主要过程之一，也是地表热量与水分平衡的重要组成部分。对于自然界的土体而言，蒸发的驱动力来自气候作用，尤其是干旱气候作用。由于蒸发会改变土体中水分的含量和分布，进而导致土体的工程性质发生变化，许多工程和环境问题都直接或间接与蒸发有关。

如在蒸发作用下，土体会发生收缩变形，引起地面沉降，从而对地面上的基础工程设施产生破坏。Silvestri等发现，因持续干旱，建于加拿大Champlain黏土上的许多建筑物都出现沉降变形甚至开裂的现象；20世纪70年代末我国南阳地区和90年代初欧洲地区遭遇严重干旱，大规模房屋地面不均匀沉降而开裂受损，造成巨大经济损失；2010年我国西南地区遭遇百年一遇的特大干旱，昆明国际机场跑道和多条高速公路出现大面积破损，根本原因也是由于干旱蒸发导致地基土发生了显著的收缩变形。其他类似与干旱蒸发相关的工程问题在亚洲、欧洲和北美洲等世界许多地区均有较多报道。1

土体水分蒸发量确定方法确定自然界土体在大气作用下的实际蒸发量一直是农业、土壤和大气科学领域的研究重点和难点，也是该课题研究的核心。对于工程中的土体而言，蒸发量的大小直接影响含水率的变化幅度及工程性质。因此，准确掌握土体在大气作用下的实际蒸发量对预测土体工程性质响应特征有重要意义。

目前确定土体水分蒸发量的方法主要有两种：理论计算法和直接测量法。对于前者，国内外学者通过开展大量研究，提出了许多关于土体蒸发量计算的经验模型或理论公式。根据蒸发量的确定原理，可将常用的理论计算方法或以理论计算为基础的方法分为如下几种：红外遥感法、水文法和微气象学法等。

除了理论计算，也可对土体水分的蒸发量进行直接测量。土体蒸发过程的本质是水分在土体与大气之间的液气转换过程。因此，蒸发量测量既可以基于液相也可以基于气相进行。当在液相中进行时，主要通过构建一个密闭环境，测试液态水分的消耗量，确定蒸发速率或蒸发量，常见的有水分平衡法、蒸发皿和蒸发池法、蒸发渗透仪、植物生理测定技术等。当在气相中进行时，主要通过测定乱流边界层进入开放系统的水汽流的速率，进而确定相应的蒸发量，如涡度相关法等。涡度相关法是通过特制的涡动通量仪对下垫面的潜热以及显热的湍流脉动值进行直接测算，以此得出土体及植被蒸发蒸散量的方法。涡度相关法优点是其物理理论基础坚实，而且测量的精度较高。缺点是该方法采用直接测定技术，对土体蒸发的物理过程以及影响机制分析不够充分，而且涡度相关法所用的仪器复杂、制造困难、成本高、维护难，目前涡度相关法并不是土体蒸发量测量的常用方法。2

土体水分蒸发试验方法土体水分蒸发受土体－大气交界面处气象参数（温度、相对湿度、太阳辐射、风速等）和土体自身参数（含水率、密实度、矿物成分、温度梯度、吸力等）的共同作用。因此，对土体蒸发机制和蒸发过程进行系统、深入的研究，并达到实时准确地获得土体的实际蒸发量的目的，就需要对上述参数的变化进行精确控制和测量。过去几十年来，国内外学者提出了一系列土体水分蒸发试验方法，并开发了相应的蒸发试验装置，归纳起来可分为两类：室内试验和原位试验。

（1）室内试验：室内试验对土体蒸发的测定主要依据土体所损失的质量等于土体水分蒸发量的原理，围绕土体蒸发过程中的质量差来展开的。主要手段是称重或者传感器监测。随着研究的深入，模拟各种大气环境参数（风速、温度、气压、太阳辐射等）的综合蒸发试验也在不断进行，对土体蒸发过程、蒸发机制的研究取得了不少的成果。

土体水分的质量差测定主要有蒸发皿法和土柱（盒）蒸发法等，这些方法是目前最常规最普遍的室内测定土体水分蒸发量的方法，其他各种相关室内蒸发试验方法一般都是以此为基础改进的，比如通过附加装置改变或控制试验环境及条件，或安装其他传感器增加检测参数等。综合蒸发试验主要有环境箱模拟法和风洞试验法等，它们都能模拟复杂气象条件，为土体水分蒸发机制研究提供了重要途径。但考虑到参数控制、运行成本和试验可操作性等方面，环境箱试验应该是上述蒸发试验方法中最具前景和最具推广价值的方法。

（2）原位试验：原位试验所用到的试验仪器主要有蒸渗仪和微型蒸发器。蒸渗仪主要用于现场测定土体的水分蒸发量，可分为称重式和非称重式两种类型。称重式蒸渗仪主要通过直接称重，测量短时间间隔的蒸发数据，再结合相关的水量平衡方程计算出土体的蒸发量，一般具有较高的精度。但该方法成本较高，且其底部阻止了水分的流动，与现场实际情况不符。非称重式蒸渗仪通过对地下水位的控制，测定补偿水量进而确定土体蒸发量。

微型蒸发器法（micro-lysimeters，简称为MLS）主要由Boast等在1982年提出，20世纪90年代中、后期王会肖等此方法引进国内，并得到推广。微型蒸发器法具有成本低，操作简便的优点，目前已成为室外测量土体水分蒸发量的常用方法，许多学者还设计了其他各种改进型的微型蒸发器。2

土体水分蒸发过程土体水分蒸发过程是指孔隙中的水分通过蒸发面（土-气界面）逸入大气，从而使土体含水率逐渐降低而变干的过程。土体水分蒸发不同于纯水，具有非常复杂的过程，涉及到热-湿耦合条件下水分在非均质多孔介质中的迁移问题，土体中的水热传输具有交互进行、相互影响的特点，受气象、土性等多种因素的共同作用。Hillel指出，土体蒸发的发生和维持须满足3个条件：（1）持续的热量供应以满足蒸发潜热消耗；（2）大气中的蒸汽压必须低于土体表面的蒸汽压，存在相对湿度差；（3）土体内部有持续的水分供应到蒸发面。Idso等、唐朝生等通过试验，对土中水分蒸发过程进行了初步研究，根据测得的蒸发特征曲线，将土体的蒸发过程分为3个典型阶段：（1）常速率阶段（初期恒定蒸发速率阶段）；（2）减速率阶段（蒸发速率衰减阶段）；（3）残余阶段（蒸发消滞阶段或滞缓阶段）。唐朝生等结合土体孔隙水赋存状态、孔隙结构特征及水-土微观作用特征，对上述3个阶段的蒸发机制进行了探讨。此外，也有学者将土体水分蒸发过程划分为两个阶段，即常速率和减速率阶段。

常速率阶段常速率阶段一般发生在蒸发初期，持续时间较短，蒸发速率最大，且保持恒定。在该阶段，土体的蒸发量略大于或者近似等于相同气象条件下的蒸发量，蒸发速率只受气象条件的限制，蒸发过程中剖面水分传输由毛细水渗流作用所主导。

之所以蒸发速率恒定，主要是因为此时土体的含水率相对较高，孔隙中充满了自由水，可近似地认为土体表面既是自由水面也是蒸发面（土－气界面）。在此过程中，土体中自由水的蒸发占主导地位，外部环境所传递给土体的潜热能量完全用于补充自由水的水分蒸发所消耗的能量，土体的温度和大气温度处于相对平衡阶段，土体的表面始终保持饱和的蒸汽压，蒸发面和大气之间的蒸汽压梯度基本维持不变。因此，在常速率阶段，土体的蒸发速率的大小主要取决于能量供应强度即外部环境条件。环境温度愈高，土体的初始蒸发速率愈大。此外，Ritchie指出，风速以及空气相对湿度也会对蒸发速率产生重要影响。

随着蒸发的不断进行，当土体含水率减少到某一临界值之后，从下往上的毛细水传输能力减弱，无法满足蒸发力需求，则常速率阶段结束，开始进入减速率阶段。通常情况下，土体从常速率过渡到减速率阶段对应的临界含水率并不是一个恒定的常数，而是取决于土体性质以及气象条件。

减速率阶段由于蒸发作用不断消耗土体中的水分，含水率逐渐减小，对应孔隙中的自由水也愈来愈少，土体表面土颗粒间的孔隙水液面逐渐发生弯曲，并向下移动，土吸力逐渐增大。吸力产生后，土体表面的蒸汽压降低，进而使土－气界面的蒸汽压梯度减小，同时对水分子的逃逸产生一定的约束作用，蒸发速率逐渐从常速率阶段过渡到减速率阶段。

减速率阶段发生在蒸发中期，土性因素尤其是含水率逐渐成为决定蒸发速率的主要因素，而气象因素则逐渐变成次要因素。一般认为，土体表层干燥硬化后，该阶段结束。目前国际上把土体蒸发速率逐渐减小的现象归因于如下几个方面：

（1）土－气界面之间的蒸汽压梯度减小。当含水率低于临界值后，土体由饱和状态变为非饱和状态，含水率的微小变化会导致吸力的迅速增大，所对应土体表面的蒸汽压则迅速减小，从而导致蒸发面的相对湿度差减小，水分向上迁移的驱动力减弱。Wilson等发现，当土体由饱和状态变为非饱和状态时，其蒸发速率随土吸力的增大而逐渐减小；

（2）水分的迁移速率及剖面渗透系数降低。因为吸力的增加会导致土体收缩变形、孔径以及颗粒间距减小，水分传输通道受到限制；

（3）土中水分子逸入大气所需克服的阻力逐渐增大。通常情况下，土中水有自由水与结合水两种，结合水可分为弱结合水和强结合水。在蒸发过程中首先失去的是自由水，然后依次是弱结合水和强结合水。在土体能量供应强度或外部环境条件（蒸汽压和温度）不变的情况下，随着自由水量的减小，结合水占的比重越来越大，土体的蒸发速率必然减小；

（4）土体剖面的水分迁移方式从原来的毛细水传输逐渐向扩散作用过渡。当土体变成非饱和之后，水－气界面将向土体深部发展，从下层孔隙水中逃逸出来的水分子通过扩散的形式穿越上层干燥土体才能到达蒸发面，扩散速率较之前毛细水作用下的液态流要低得多。此外，孔隙水中封闭气泡的存在还会干扰剖面水分原有的迁移路径，导致水分重新分布，水分迁移到蒸发面所需时间也可能因此而延长。

由此可见，在减速率阶段，蒸发速率大小主要受剖面上水分迁移到蒸发面难易程度、渗透性、剖面吸力梯度大小、土体中可迁移水量以及水蒸气在孔隙中的扩散速率的影响。这些因素基本上取决于土体自身的水理性质和结构特征，如孔隙大小、连通性、饱和度以及水-土相互作用等。1

残余阶段随着蒸发的进行，当土体表面非常干燥时，土体中能供给蒸发的水分愈来愈少，毛细水作用逐渐减弱，土体孔隙水的连通性亦降低，且土体水分主要分布于局部相对微小的孔隙中，受黏土颗粒的约束作用较强。土体中的液态水已经无法直接传输至土体表面，水分的蒸发逐渐以水蒸气扩散为主导形式，蒸发过程开始从减速率阶段过渡到残余阶段。水分子在孔隙中的扩散速率通常极其缓慢，尤其在前期的干燥过程中，土体上部逐渐形成一定厚度的干硬土层，孔径较小，孔隙连通性差，对水分子的向外扩散过程形成阻碍。

残余阶段发生在蒸发的后期，往往持续很长时间，但实际蒸发量较小。在该阶段，土体剖面上、下土层间的吸力梯度以及各处的含水率差异较小，土体结构已基本稳定。当土体内部的蒸汽压与大气蒸汽压趋于平衡时，蒸发将停滞，此时土体温度也与外界环境温度达到一致。尽管蒸发过程结束，通常在土体局部微小的孔隙中仍然会有部分水分残余，这部分水通常称之为残余含水率。残余含水率的大小一般与土质成分密切相关，在同等环境条件下，亲水性黏土矿物越多的土体残余含水率也越大。

土体水分蒸发的影响因素由前文对土体水分蒸发过程的分析可知，土体水分蒸发的影响因素可分为两大类：一为内部因素，二为外部因素。其中，内部因素主要是指与土体自身的水理性质、结构特征及现场工程地质条件有关的因素，包括：土质成分、含水率、地下水位埋深、土体类别、孔隙大小和土壤色泽等。这些因素主要是影响土体蒸发过程中的水分输送能力。外部因素主要是指与气象有关的因素，包括：辐射、气温、地温、湿度、风速、降水及入渗方式等。这些因素主要是影响土体蒸发过程中的能量供应水平。需要强调的是，土体水分的蒸发过程受内部和外部因素的共同影响，但在不同蒸发阶段，二者对蒸发的影响程度有所不同。1

本词条内容贡献者为:

张勇 - 副教授 - 西南大学资源环境学院