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土壤物理学复习资料
1.1土壤基质
土壤颗粒组成、粒级--------------------P2
当量直径(Equivalentdiameter):
指土粒沉降速度与某一粒径的球形颗粒的沉降速度相等,那么这球形颗粒的直径即为该土粒的直径
颗粒大小:
石砾:
多为岩石碎块。
砂粒(Sand):
常以单粒存在。
主要成分为石英或矿物颗粒。
通透性好、保水肥能力差。
矿质养分含量低。
粉粒(Silt):
和砂粒相比,它的比表面积大,保水性加强,透水性减弱。
矿质营养较砂粒高。
粘粒(Clay):
多呈片状,常以复粒存在,具很强的粘性、可塑性,但通透性差,保水保肥能力很强,矿质养分含量丰富。
颗粒表面积---------------------------P4
1.2土壤质地P16
土壤质地划分、机械分析--------------p17
土壤机械分析主要依据2个方面:
样品分散情况(方法,去除胶结剂和去除胶结剂)和准确分级定量(方法,(方法,筛分和沉降法)
应用Stokes’Law的条件
1颗粒粒径必须远远大于液体分子直径(下限为粘粒0.001mm)
2颗粒必须是刚性球体,表面光滑的,非弹性的
3所有颗粒的密度相同(对于一定粒径范围差别不大,要求测定其平均密度)
4悬液要足够稀,颗粒沉降独立进行,互不影响。
5颗粒周围液体流动为层流,不发生紊流。
6颗粒沉降期间保持恒温条件。
7液体容积应当能消除液体与容器摒器壁表面界层影响
比重计法的原理:
比重计所排开的悬液体积等于其重量时,它浮在一定位置上,而在比重计上刻有相应的数字。
不同质地土壤的肥力特点和利用改良--------P22
1.3土壤结构
土壤的发生学层次简称土壤发生层或土层。
是指土壤形成过程中所形成的剖面层次(或土体构造层次)。
-------P39-----作业本
团粒结构--------P28
团粒结构形成中重要的作用
1、凝聚作用单个细小土粒是胶体,它们相互碰撞时,当电荷斥力小于分子引力时就相互碰撞凝聚在一起。
促胶粒发生凝聚作用的措施如下:
(1)改变土壤中交换性阳离子种类
各类交换性阳离子离子对胶体的凝聚力大小顺序是Fe3+>Al3+>H+>Ca2+>Mg2+>NH4+>K+>Na+
(2)增加电介质浓度农业生产中采用耕翻晒田,冻垡等措施提高土壤电介质浓度,促使粉粒相互凝聚形成团粒微团粒结构。
(3)土壤中加入多价阳离子促进不可逆凝聚作用的进行
2、水膜的粘结作用
粘粒表面一般带负电,可以吸引极性水分子,使土定向排列成水膜,即粘粒—水膜—粘粒连接在一起。
3、胶结剂的胶结作用
促进形成结构的胶结剂三类:
<1>无机胶体铁、铝、锰氧化物和二氧化硅等,它们以胶膜状包破于土粒表面失水,把土粒胶结在一起,通过脱水形成具有水稳性的结构。
一般形成不良结构体。
<2>粘粒本身是形成结构的物质基础又是胶结剂。
<3>有机物质它们与粘粒结合形成有机无机复合物,促进团粒结构形成,且稳定性强。
4、外力作用
①根系与掘土动物在土壤中活动
②干湿交替与冻融交替
③耕作等土壤管理措施。
土壤团聚体测定样品采集
1土壤湿度:
不宜过干、也不宜过湿,以不粘铲,土壤不变形为宜
2采样面积10cm2,耕地取样不小于10个点
3小心的不使土块受挤压,以保持土壤原状结构,剥去土块外面直接与土铲接触而变形的土壤,放在硬纸盒带回室内,以防挤压
4将在田间采集的原状土样带回室内,进行风干,并沿自然裂隙掰成直径1cm以上的土块。
土壤结构管理和土壤结构的评价-------P33-35
1.4土壤三相比P36
土粒密度、容重、孔隙度
土壤容重:
单位体积自然土壤的质量(干重)称为土壤容重。
单位为g/cm3、t/cm3,土壤之间差别较大,受五个因素影响:
1是土壤的矿物组成和含量有关;②是与土壤有机质含量有关;③与土壤质地有关;④与土壤结构有关;⑤与土壤松紧度有关。
所以容重必须测定获得,容重值砂质土1.2~1.8,粉质土1.0~1.5,容重用处很大,不仅在农业上建筑、筑路、桥梁工程常用,也是十分重要的基本数据。
土壤容重用处:
①计算土壤孔隙度根据实测土壤的容重与密度,按下式计算:
②计算工程土方量③估算各种土壤成分储量④计算土壤储水量及灌水(或排水)定额
影响容重值的因素:
质地、结构、有机质含量以及各种自然因素和人工管理措施
土壤孔隙状况
土壤是一个疏松多孔体,既有颗粒与颗粒之间的粒间孔隙,也有团聚体与团聚体之间的结构孔隙。
孔隙的大小、几何形状、多少以及在土壤不同层次中分配关系都是极为复杂的。
所以,土壤孔隙具有发生学特征和意义。
土壤孔隙担负着保存水分和通气(气体交换)双重功能。
孔隙大小和多少对于协调土壤水气矛盾至关重要。
土壤孔隙是微生物活动的场所,是植物根系伸展的主要通道。
可见,孔隙性状是土壤的重要质量指标。
土壤强度和土壤结皮------------P40
第二节土壤水的能态
一、土壤水的类型
1、吸湿水干土从空气中吸着水汽所保持的水,称为吸湿水。
又称为紧束缚水,属于无效水分。
2、膜状水(薄膜水)指由土壤颗粒表面吸附所保持的水层,膜状水的最大值叫最大分子持水量。
薄膜水对植物生长发育来说属于弱有效水分,又称为松束缚水分。
3、毛管水毛管水是靠土壤中毛管孔隙所产生的毛管引力所保持的水分,称为毛管水。
毛管水是土壤中最宝贵的水分。
毛管水又可以分为两种类型:
毛管悬着水土体中与地下水位无联系的毛管水称毛管悬着水;毛管支持水(毛管上升水)土体中与地下水位有联系的毛管水称毛管支持水。
毛管水是土壤中最宝贵的水分。
4、重力水:
又称多余水,是指土壤中充滞于充气孔隙中的水分。
存在于土壤中的时间短,很快会因为重力作用而渗入或流出
二、土壤水分含量的表示及测定方法-------------p55-P60
土水势的概念---可逆地、等温地从特定高度和大气压下的纯水池中输送无限小量的水到土壤中某一研究点,输送单位数量纯水外力所需做功
压力势又包括气压势、静水压势、荷载势。
①气压势:
是由于空气被封闭在土体内而产生的势能。
②静水压势:
是由土体构型或质地层次构型的特殊性而引起的,即在难透水层上面可产生连续水层,此水层对下面的水产生静水压力,由此引起的势能称为静水压势。
③荷载势、压力势:
土壤溶液中含有较多的悬浮胶体物质,会产生荷载压,即增加了静水压力,而产生势能称为压力势。
土壤水吸力----p67
特点:
(1)土壤水吸力只包括基质吸力和渗透吸力(相当于基质势和渗透势),不包括其他分势。
而且去掉正负号,取正值。
(2)土壤水吸力在概念上虽不是指土壤对水的吸力,但在测定上可以用土壤对水的吸力来表示土壤水吸力(用压力单位)。
结论:
土壤水是由土壤水吸力低处流向水吸力高处。
土壤水分特征曲线影响因素:
质地、结构、温度、滞后现象
压力膜仪测定土壤水分特征曲线原理:
对含有土样的容器施加一定的压力,使土壤水分渗出,达到平衡时,土壤基质势与所加压力值相等,通过其他方法测量此时土壤水分含量,从而测定土壤的水分特征曲线。
土壤水分特征曲线的用途:
首先,可利用它进行土壤水吸力S和含水率q之间的换算;其次,土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。
第三,水分特征曲线可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性;第四,应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时,水分特征曲线是必不可少的重要参数。
第三章:
土壤水分运动的基本原理
一、饱和土壤中水分运动
(一)饱和土壤水分移动的基本规律
普氏定律(Poiseuille’slaw)---------------p82
达西定律------------p83
达西定律描述的是均匀介质中,土壤水分移动的推动力与土壤水流通量的一次方成正比例的土壤水分运动定律。
因此,达西定律也称为土壤水分运动的线性定律.
饱和导水的特点:
1.水力梯度(水头梯度hydraulicgradient):
为两端间的压力势之差和重力势之差的和△H=(Hp+Hg)i-(Hp+Hg)out
2.导水率(Kshydraulicconductivity)
(1)对于同一种土壤它是一个常数,它的大小随着土壤质地和结构有所不同。
也就是说它仅是土壤基模特性的函数,与土壤通气孔度有直接关系,与土壤总孔度没有密切的相关关系,与土壤水分含量和水分的传导过程也无关。
(2)它在土壤不同空间方向上有一定差异,即它是各向异性的。
在应用时要注意。
3.达西定律表示的是稳态流,也就是说通量沿流动系统保持不变,每一点水力梯度保持不变。
(二)通量、流速和弯曲度
1.通量(q)(flux)和流速-----达西定律中q叫它通量或通量密度:
它是指单位时间通过单位横截面积的水量。
q具有速度单位,人们就把通量密度也称为流速。
2.弯曲度(Tortuosity):
水分通过一段土壤标本的孔隙所经过的实际距离与土壤标本的表观长度之比。
弯曲度是一个比值,无量纲。
它取决于土壤孔隙的几何特性,永远大于1,也可能大于2。
它反映了土壤孔隙的连续性。
(三)导水率、透水率和流动性
1.导水率(hydraulicconductivity)是通量q与水头梯度(△H/△X)的比率,或者是通量对梯度关系的斜率。
影响导水率因素:
(1)土壤性质:
A.质地:
Ks(sand)=10-2~10-3(cm/秒)
Ks(clay)=10-4~10-7(cm/秒)
B.结构:
饱和导水率取决于能够导水的大孔隙的孔度,并不是取决于土壤总孔度;田间裂隙、根孔和虫孔都是饱和导水的主要通道(这些孔道往往在灌水入渗期间成为发生优先流的地方。
有结构土壤饱和导水率大于无结构的土壤。
总孔隙度大的土壤未必是饱和导水率最高的土壤
注意:
由于土壤基模特性的不稳定性,导致实际上土壤饱和导水率往往不是常数。
如土壤中离子代换作用、土壤胀缩过程、以及封闭气体作用等。
饱和导水率是一个常数是理论概念,它建立在土壤基模特性稳定的基础上。
实际上却并不是一个常数。
(2)环境温度:
温度会影响到土壤中封闭空气的溶解度、会影响到土壤中溶质离子溶解度,同样影响到水分的物理性状。
所以,影响到土壤导水率。
(3)流体性质:
液体的粘滞系数(viscosity)和密度(fluiddensity)也是影响导水率的主要因素。
2.透水率和流动性(permeability,andFluidity)
根据对土壤导水率影响因素分析可以看出,土壤导水率可以归结为依赖于土壤几何特性和液体流动性两个因子.K=k.f
(1)流动性(f):
仅依赖于液体(水)的物理性质
(2)(内)透水率(k):
取决于土壤孔隙几何特性
(四)达西定律的适用范围
达西定律是在砂土实验中发现的,将它应用到其它质地土壤中,才发现它并不适应所有多孔介质中的流体流动情况,这些情况叫非达西现象(non-Darcybehavior),所以,对于达西定律提出以下应用条件:
1.通量q与水力梯度成线性关系在水通量高(导水梯度高)时并不适用。
达西定律仅适应于土壤水流为层流的情况。
2.非达西现象也可能发生在水利传导度较低一端。
对于颗粒较细重粘质土壤,在水头梯度较低时,由于液体分子受到土壤颗粒表面分子引力强烈吸附作用,使液体更加坚固,吸附水和结合水有类似冰的准结晶结构,表现出宾厄欧(Bingham)流的性质(由屈服点,也有人叫限度梯度,thresholdgradient),而不是牛顿流的性质。
由此可见,达西定律在粗砂和重粘质土壤使用可能产生偏差。
五)几种情况下的达西定律
1.水平情况下(参考面在出水端)
进水端(in)Hi=Hpi+Hgi出水端(out)Ho=Hpo+Hgo
∵Hgi=Hgo(在同一个参考面上)∴△H=Hi-Ho=Hpi-Hp0
2.垂直向下情况下(水分入渗)参考面在出水端
进水端(in)Hi=Hpi+Hgo=H1+L出水端(out)Ho=Hpo+Hgo=0+0△H=Hi-H0=H1+L
与水平情况相比,垂直向下情况下水分传导速率大了一个饱和导水率,如果H1很小,地表明水层很薄时,到水率等于通量。
成为应用双环法测定导水率的基本原理。
3.垂直向上情况下(类似于泉水上升,参考面在入水端)
进水端(in)Hi=Hpi+Hgo=H1+0出水端(out)Ho=Hpo+Hgo=0+L
4.混合土体中达西定律(符合于层状土壤情况)
阻水率(hydraulicresistivity):
导水率的倒数成为阻水率(1/Ks)
阻水力(hydraulicresistance):
厚度对导水率的比(Rs=L/Ks)(简称水阻)
土壤饱和导水率测定
(一)实验室方法
1.恒定水头法:
(constanthead)原理:
依据达西定律
A:
土柱横断面(cm2),
L:
土柱长度(cm)
t;时间(min);Q为t时间内通过土柱的水流量(cm3);△H:
水头差(cm),实验过程中维持不变(故恒定水头法),用马里奥特瓶(Mariotte)既可以控制水头高度,也可以测定水流量Q。
一定要达到每个t时间段(5分或10分钟)后,Q基本不变才开始计时间和Q值。
这种方法既可以测定原状土,也可以测定扰动土样的导水率。
注意扰动土样装置的方法和技术。
2.变水头法(降水头法)(fallinghead)测定原理:
在测试过程中水头高度是变化的。
用碱式滴定管进行供水和测量水头变化量
二.非饱和土壤水分运动规律
(一)非饱和导水概念:
部分孔隙充气,部分孔隙充水情况下的导水情况叫作非饱和导水。
农田绝大多数情况下发生的是非饱和导水,如植物根区土壤水分传导;入渗结束后土壤水分的再分布过程属于非饱和导水;有时即使地表积水的情况下,由于受到地面结皮影响和限制,土层中水的流动可能以非饱和方式进行。
总之,非饱和水分传导是田间经常性进行的过程。
(二)非饱和导水的特点:
1.水流动的驱动力:
推动非饱和流的动力为基质势和重力势差。
形成了与饱和导水的区别之一。
非饱和水分移动模式是从毛管吸力小处流向毛管吸力大处。
从水膜厚处流向水膜薄出,基质吸力梯度最大的在湿润锋处,这里吸力梯度可以达到每厘米许多巴,比重力势梯度高几千倍,基质吸力梯度是推动水分非饱和移动的关键因素。
2.非饱和导水率是土水势或土壤含水量的函数,不再是一个常数,计作k(θ)或k(m):
这也是与饱和导水第二个区别。
其原因有以下几点:
(1)因为饱和情况下,土壤所有孔隙导水,而非饱和情况下,仅部分孔隙导水,另一部分则充气,不能导水。
导水孔隙断面随时随刻都在变化,所以,导水率就不再是常数。
(2)随着不饱和程度增加,水分传导依赖的是在细小孔隙中进行,导水阻力
增大。
小孔中水的物理状态也有一定变化,流动性大大降低。
因而,导水率降
低幅度非常明显。
(3)导水实际路线增大,也就是说水流程的弯曲度随时都在显著地增加。
3.非饱和导水率随土壤质地变化规律与饱和导水率不同:
非饱和导水决定于土壤孔隙的连续性。
因为在吸力增加初期,土壤将大孔隙中的水分很快排除,土壤进一步排水将转入排出细小的孔隙中水分,因此,对于孔隙构造均匀的孔隙,非饱和水分传导维持高导水率时间长,对于质地粗、孔隙大的土壤,起初排水强度大,但维持高导水时间短暂。
所以,质地粗的土壤非饱和水分导水能力反而很长时间比粘质土壤低。
(质地类型不同,水分传导的整体性强弱不同)
(三)非饱和导水的基本规律
将达西定律经过修正首次应用在非饱和状态情况的科学家是Richards(1931)
水势越小,导水率愈小
(六)土壤水分扩散率
以扩散率为水力学参数的非饱和水分运动基本方程
以扩散率为水力学参数的达西定律和基本方程与以导水率为参数的达西定律和基本方程相比,最大的优点在于把测定水势梯度转化为测定含水量梯度,测定的梯度灵敏性较高,测定也比较容易。
七)非饱和导水率和扩散率的测定
1.稳态流法:
用马里奥特瓶控制水位并保证均衡供水,用恒温条件控制蒸发速率恒定。
用张力计和压力计测定任意两点间土壤水势差。
2.水平土柱法测定土壤水分扩散率
气态水的运动
一.水气移动的方式:
气态水的移动是土壤水分运移的一种方式,气态水的运移
方式有整体交换和气体扩散两种方式。
其中整体交换为特定情况下交换方式,
而气体扩散才是水气移动的主要方式,它是在水汽压梯度作用下的沿着水汽压
梯度降低的方向移动过程。
二.水汽扩散的基本规律:
水汽扩散服从Ficks气体扩散定律:
三.影响土壤水汽扩散因子:
1.土壤基模势(土壤含水量)基模吸力从1巴提高到100巴,水汽压从17.54托(torr)变至16.34托差值1.6mb,因此,田间土壤总是水汽饱和状态。
注意:
托是压力单位,1托=1.316×10-3大气压,标准情况下为1mmHg
2.土壤含盐量(溶质):
土壤含盐量影响到土壤水汽压,在盐碱土中非常明显
3.温度:
土壤温度状况对水汽压梯度影响很大。
如水温从19℃升至20℃,产生了1.1托水汽压差,即1℃温度效应相当于100巴的土壤水吸力所产生的效应。
温度梯度是影响水气梯度的主要因素,也是田间土壤气态水分移动的主要动力因素,自然界水分移动主要是从温度高处移向温度低处。
冻后聚墒和夜潮现象就是温度梯度的作用结果
田间水分循环
一、田间水分循环要素
收入项:
(+)--降水量(precipitation)or(rainfall)、灌溉量(irrigation)、毛管上升水(upward)、凝结水(dew)、地面径流(runoff)、入渗(infiltration)成为重要过程
F地表径流:
向土壤表面的供水速率一旦超过入渗速率,地面过剩水便在土表累积,若地面不平整,则剩余水先在洼地中聚积。
当水量超过洼地的地表贮水量而溢出时,就会产生地表径流。
支出项:
(-)----蒸发:
(evaporation)、蒸腾:
(transpiration)蒸散(evapotranspiration)成为水分损失研究主要过程,蒸散(ET)=蒸发(E)+蒸腾(T)、排水:
(drainage)、径流(runoff)、深层渗漏(downward)
ET(evapotranspiration):
一定时间内一定面积上土壤蒸发和植物蒸腾的总和。
根据田间土壤水分平衡示意图,可列出其土壤水分平衡的数学表达式:
W=P+I+U-E-T-R-In-D
土壤水分平衡简化式为:
W=P+I-ET-D
W土体储水变化;P降水;I灌溉;U毛管上升水;E上行水量;T;R径流损失;In截流蒸发;D下渗水
二.土壤水分状况
1.概念:
在一定时期范围内(一般是作物生育期)一定土层范围(1~1.5m)土壤水分含量变化过程。
Δw=收入项总合-支出项总合(各项均用水层厚度mm为单位)
2.土壤水分状况的表示方法:
(1)水分等值线图(hydro-isogram):
时间、深度、含水量3因素图
优点:
直观地反映了土壤水分变化的动态过程与涉及土层深度,清楚地反映了水分移动的方向。
(2)土壤贮水量变化图,可以逐层进行作图,反映不同土层水分变化的剧烈程度
(3)土壤剖面水分含量变化图,适合于同时同地点不同植被土壤剖面水分变化比较
(4)定量化表示方法:
用概率统计方法求出在作物生育期内各层土壤含水量高于田间持水量、在有效水范围内和低于萎蔫系数的时间长短作为定量化指标。
(5)分类研究:
依据土壤剖面土壤水分动态变化情况,将土壤水分平衡分为3种基本类型:
A.渗出型:
P 易发生盐渍化现象。 (干旱环境) B.非淋溶型: P=ET+R(有径流发生)P/ET=1(地面平整),土壤水分消耗于蒸散,没有和地下水发生任何交换,我国北方旱地属于这种类型 C.淋溶型: P>ET+R(有径流发生)P/ET>1(地面平整),土壤水分通过补给地下水造成养分淋失。 (湿润环境) 依据不同时期水分动态变化分为许多时期: 水分收墒期、水分平衡期、失墒期等。 水分入渗 一.水分入渗概念 在地表供水期间水分由地表进入土壤向深层移动的过程叫入渗。 入渗关系到地表水资源分配关系: 喷灌时---非积水入渗;畦灌时---积水入渗;地下灌溉---负压入渗。 二.入渗过程 影响因素: 一是供水速率,二是土壤的入渗能力(入渗速率—infiltrationrate) 土壤水分入渗过程Bodman和Coleman模型(1944,1945) 1.水分饱和层: 在地表有数毫米至数cm厚。 2.水分传导层: 厚度不断延伸,湿度均一,非饱和状态。 3.湿润层: 湿度随深度减少 4.湿润锋(wet-front)干湿交界面,它的形成原因在于干、湿土导水率的差异,土壤导水率随土壤湿度按指数减小,湿润锋后面导水率大,水流很快;湿润锋前面,含水量很低,导水率很低,水分蓄积在湿润锋处停滞不前,一直到土壤接近饱和时,水分似乎突然进入下面土层,水分呈现出跳跃式运动—形成湿润锋。 砂质土壤和有结构土壤湿润锋明显。 细质地土壤不很明显。 三.土壤入渗能力的表示指标 1.土壤入渗速率(infiltrationrate): 单位时间内有单位面积土壤渗入土壤剖面的水量。 i(t)=Q/At(毫米/分,厘米/分) 2.累计入渗速率(cumulativeinfiltration): 某一时段内通过单位面积土壤表面的水量。 (cm) 3.入渗性能: 在一个大气压下土壤表层供水充足,这时水分入渗通量。 (仅依赖于土壤 性状) 4.稳定入渗速率(finalinfiltration) 在土壤入渗过程中入渗能力随着时间延长变化特点: 1.在供水强度能够满足土壤水分入渗情况下,土壤入渗速率变化分为2个阶段 (1)入渗速率递减阶段: 与土壤起始含水量有关 (2)入渗速率稳定阶段: 与土壤质地有关 2.地面供水强度不大,但很恒定情况下,土壤入渗速率分为3个阶段: (1)入渗率控制阶段: 入渗率≥供水强度,入渗速率依赖于土壤入渗性能,地面无明水层出现 (2)入渗率降低阶段: 入渗率<供水强度,地表开始积水 (3)稳定入渗阶段: t→∞,id→Ks -----P129 1、Green-Ampt入渗公式 研究对象: 初始干燥的土壤在薄层积水条件下的入渗 基本假设: 湿润锋以上即为饱和区 两个优点: 1.将重力作用和基质作用截然分开,便于人们通过简单分析计算来揭示不同条件下重力势和基质势在其中发挥的作用和相应的影响因素。 2.可应用于非均质或初始含水率分布不均匀的情况土壤 2、Philip入渗公式 研究对象: 半无限均质土壤、初始含水量分布均匀、有薄层积水的条件下水分入渗 适用范围: 只适用于均质土壤一维垂直入渗的情况。 入渗的测定 1、双环入渗法 优点: 测定全过程 缺点: 耗水量大、要求平坦、对土壤有扰动、掩盖了降雨的冲击作用 土壤入渗过程的影响因素-----p128 土壤水分再分布过程 (一)概念: 土壤水入渗过程结束后,水在重力和吸力梯度影响下在土壤中向下移动重新分布的过程。 土壤水的再分布是土壤水的不饱和流。 再分布: 地面停止供水以后,水分在基质势梯度和重力作用下在土壤剖面上移动现象叫再分布。 它是水分的非饱和运动。 内排水(internalDrainage): 在完全湿润情况下,剖面上水分移动进入地下水过程叫内排水。 它是在地下水位较浅情况下特殊的水分再分布过程 (二)再分布过程土壤湿度剖面动态过程(见图) 由于再分布作用,田间土壤剖面湿度几乎很难稳定,田间持水量实际指的是水分再分
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