土壤水特征曲线
研究生课程论文封面
课程名称土壤水动力学
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日期: 2012 年1月7 日
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注：1、无评阅人签名成绩无效；
2、必须用钢笔或圆珠笔批阅，用铅笔阅卷无效；
3、如有平时成绩，必须在上面评分表中标出，并计算入总成绩。
水分特征曲线测定实验报告
1 实验的目的要求
理解水分特征曲线的含义，掌握水分特征曲线的测定方法，以及比较不同土壤水分特征曲线的特点。
2 实验的原理
土壤水的基质势（或土壤吸力）与土壤含水量之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线或土壤持水曲线（soil water retention function ）。土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤水分基本特性的曲线。各种土壤的水分特征曲线均需由实验测定。
水分特征曲线仪主要由陶土头、集气管、压力传导管、水银测压计（由玻璃管和水银槽组成）、观测板以及样品容器组成，其结构如图1所示。
图1 水分特征曲线仪结构图
1.样品容器；
2.陶土头；
3.集气管；
4.压力传导管；
5.水银测压计；
6.观测板；
7.水银槽
陶土头是仪器的传感部件，由具有均匀微细孔隙的陶土材料制成，当仪器内充满水使陶土头被水饱和时，陶土头管壁就形成张力相当大的一层水膜，陶土头与土壤充分接触后，土壤水与其内部的水体通过陶土头建立了水力联系，在一定的压差范围内，水分和溶质可以通过陶土头管壁，而气体则不能通过，即所谓透水不透气。因此，如果陶土头内外之间存在压力差，水分就会发生运动，直至内外压力达到平衡为止。这时，通过水银压力表测定的负压值就是陶土头所在位置土壤水的基质势。
陶土头所在位置的压力水头（基质势或负压）的计算公式为：
w m w m m h h h h h h --=-+-=6.12)(6.13
式中h 为压力水头，h m 为压力表中水银柱高度（以水银槽水银液面为基准面），h m 是水银槽液面到陶土头中心位置的垂直距离。
3 实验的步骤
1） 准备无气水若干、与陶土头直径相当的钻头一个、注射器一个、刻度尺一把、透水石若干、电子天平一台、记录表格若干及其它辅助器材如烧杯、橡皮、铅笔等。
2） 按图1组装好仪器，检查仪器是否漏气；用无气水浸泡陶土头（无气水要淹没整个陶土头）并注入无气水与其相连的连通管中，浸泡时间要一般需24小时以上，以除去其表面的气泡。在确认仪器没有问题以及没有气泡存在时，重新换入无气水（换水后，要确保连通管中无气泡），用电子天平称量此时的仪器重量，并做记录。
3） 装样：装样时，保证陶土头与土样接触良好，同时检查各部件的接口处是否密封完好。
4） 饱和土样，把盛土样的仪器放在透水石上，水面最好与透水石持平，时间一般在24个小时以上。称量饱和后的重量（包括仪器及土样），并做好记录。
5） 一定时间后，读取观测板水银柱凸液面的高度，同时称重（仪器及土样总重）。称重时注意不要碰撞仪器，以免漏气或陶土头与样品接触不良造成实验失败。开始测量时，要密切注意水银柱读数的变化，不同土样其变化差异较大；应持续观察，在有较大变化时测量一次；在掌握其变化规律后，视土面蒸发变化情况定时测量；每天可测一至两次。随着时间的延长，压力传导管以及集气管中可能存在少量气泡，在气泡没有连通形成断点时，不必换无气水；在气泡连通形成断点后，必须更换仪器中的水。
6） 在测量后期（土壤负压在760cm 水柱高度左右），如果更换无气水后，在下次测量时，又形成很多断点，这时应该停止测量，即此时的负压已超出了该仪器的测量范围。停止测量后，取仪器中的土样，放在烘箱中，105o C 烘24小时，称量仪器与干土样的重量，确定土样干容重。
7） 计算土壤的体积含水量（重量含水量*干容重）与相应的土壤负压值，根据van Genuchten 公式，利用statistic 非线性程序包或RETC 软件进行参数拟合，即可获得此时的水分特征曲线。
()[]
?
????
≥<+-+=0h
0h 1s m
n r s r h h θαθθθθ
式中：s θ为饱和含水量；r θ为凋萎含水量；h 代表负压；θ代表体积含水量；α、m 、n 为待定系数，m=1-1/n ，由土壤的性质确定。
4 实验数据记录
于2011年11月26日开始本次实验；11月26日至12月12日每天记录并观测板水银柱凸液面的高度，同时称重，数据记录如表所示；2012年1月5日，完成实验土样的烘干称重，以及实验数据的初步整理工作。
表1 实验记录表
仪器+饱水土重（g）5235 其它仪器重（除环刀（g) 2103.3 环刀+饱水土重（g) 3131.7 环刀+干重（g）1931.1 环刀重（g) 1477.6 环刀直径（cm）14.75 环刀高（cm） 5
表2 水分特征曲线测量记录表
水银柱读数（cm）土壤负压
（cm）
仪器+水+土
样重（g）
土壤含水
量（g）
土壤重量含
水量（%）
土壤体积含
水量（%）
2.2 -25.92 5216.1 361.8 0.2841 0.4233 2.5 -29.7 5210.2 355.9 0.2795 0.4164
2.78 -3
3.228 5196.1 341.8 0.2684 0.3999
3.1 -37.26 5192.7 338.4 0.2657 0.3960
4.3 -52.38 5174.3 320 0.2513 0.3744 4.65 -56.79 5168.5 314.2 0.2467 0.3676 7.3 -90.18 5147 292.7 0.2299 0.3425 7.8 -96.48 5142.5 288.2 0.2263 0.3372
10 -124.2 5129.7 275.4 0.2163 0.3222 10.4 -129.24 5126.4 272.1 0.2137 0.3184
13.7 -170.82 5114.8 260.5 0.2046 0.3048
14.05 -175.23 5113.5 259.2 0.2035 0.3033
17.7 -221.22 5103.8 249.5 0.1959 0.2919
18.32 -229.032 5102.2 247.9 0.1947 0.2901
19.6 -245.16 5098.8 244.5 0.1920 0.2861
22.9 -286.74 5092.8 238.5 0.1873 0.2791
23.2 -290.52 5091.9 237.6 0.1866 0.2780
24.2 -303.12 5089.9 235.6 0.1850 0.2757
24.4 -305.64 5089.1 234.8 0.1844 0.2747
25.9 -324.54 5087.1 232.8 0.1828 0.2724 32.4 -406.44 5077.1 222.8 0.1750 0.2607
37 -464.4 5071 216.7 0.1702 0.2536 39.5 -495.9 5069.8 215.5 0.1692 0.2522 48.2 -605.52 5059.7 205.4 0.1613 0.2403
56 -703.8 5046.7 192.4 0.1511 0.2251 66.6 -837.36 5036.7 182.4 0.1432 0.2134 71.5 -899.1 5019.2 164.9 0.1295 0.1929 73.5 -924.3 4997.5 143.2 0.1125 0.1676
5 实验数据处理
将表2的土壤吸力和体积含水量输入到RETC软件中，参数设置如表3所示：
表3 RETC软件参数设置
设置项设置内容
Type of Problem 选择Retention data only
Scale Units Length Units选择cm ,Time Units选择Days
Type of Retention/Conductivity
每个模型都进行一次模拟，选取R值最大的一个进行模拟预测Model
Soil Hydraulic Parameters Fitted参数勾选Qr QS Alpha n;Soil Catalog for Initial 选择silt
Retention Pressure对应土壤吸力，Theta对应体积含水量，注意体积含水量不能填百分制
的，否则拟合溢出，无结果。
Run RETC
选择不同的土壤水分特征曲线函数进行参数拟合，各特征曲线对应的相关系数R和参数拟合结果如表4所示：
表4 不同土壤特征曲线函数对应的R值和参数拟合结果
Retention Curve Model Conductivity R θrθsαn van Genuchten [1980]，variable m and n Mualem 0.97543559 0.05423 0.45883 0.01559 1.00500 van Genuchten [1980]，variable m and n Burdine 0.82606832 0.14773 0.43655 0.01629 2.00500 van Genuchten [1980]，m = 1 - 1/n Mualem 0.97554343 0.45311 0.02496 1.24858 van Genuchten [1980]，m = 1 - 2/n Burdine 0.97207226 0.43086 0.02798 2.22046 Brooks and Corey [1964] Mualem 0.96575377 0.40890 0.02569 0.20543 Brooks and Corey [1964] Burdine 0.96575377 0.40890 0.02569 0.20543 Kosugi [1996] (log normal distribution model) Mualem 0.97745369 0.80499 34.9520 5.04147 Dual-porosity model Mualem 0.97451325 0.46856 0.10361 1.14365
6 研究成果及结论
分析表4，本应该选择R值最大的log normal distribution model ，但是为了方便计算，并且van Genuchten模型与log normal distribution模型R相差不大，因此
采用van Genuchten模型进行拟合，土壤水分特征曲线如图2所示：
图2 土壤水分特征拟合曲线
6
7
参数拟合结果：饱和含水量θs=0.45311，凋萎含水量θr=0；α=0.02496；
n=1.24858；m=1-1/n=1-1/1.24858=0.1991，故负压h 与体积含水量θ的关系曲线方程为：
()[]???
??
≥<+=0h 45311.0 0h h 02496
.0145311.0h 1991.0θ 由图2可看出，实测值与拟合曲线吻合程度很高，我们认为模型的选择和参数
的拟合结果是合理的。通过此模型和相关参数，可以用来衡量该地区土壤水分的能量水平，估计作物生长的有效性，决定是否采取补水措施，推算土壤中孔隙分布和比水容量，为研究土壤释水性能指标和谐调水气提供理论依据。
8
（实验二）应用HYDRUS-1D 模型 ------评价栾城地区浅层土壤水分运移
1 引言
土壤水是四水转化的中枢,无论是灌溉水、还是天然降水,都要转化为土壤水后才能被作物根系吸收。人们对土壤水的研究已有很长的历史,但把土壤水作为一种资源加以研究的时间并不长。自20世纪70年代苏联地理学家李沃维奇首次使用“土壤水资源”这一术语至今,越来越多的理论与实践证明,土壤水不但可以计其量,而且可以辨其质。因此,从科学的角度上,应该把它当作一种自然资源来加以研究。然而,目前大多数评价土壤水资源的方法是时段水量平衡法。此种方法误差较大,特别是对于灌区土壤水。而数值方法具有常规方法不能比拟的优点,它可以正确地反映出农田土壤水的动态特征。基于以上,笔者利用栾城地区的相关资料,采用数值模拟的方法对进行了土壤水分运移的计算与评价。 2 模型的建立
2.1 HYDRUS-1D 模型的水分运动的基本方程
选用一维饱和——非饱和模型来模拟该土壤剖面上的水分变化规律。其数学模型为：
()cos ,h K S z t t z z θα???????
=+- ??????????
式中：θ——土壤含水率(体积%)；K ——土壤水导水率(cm/d)，在饱和土壤中，其值与渗透系数相同；S(z,t)——t 时刻z 深度处耗水速率，取该处根系吸水率(cm3/d)；h ——压力水头值(cm)；α——水流方向与垂直方向上的夹角。 2.1土壤水分特征方程
()
1()0
s r r
m
n h h h s
h θθθαθθ-?+
()()2
1/11m m s e e K h K S S ??=--????
式中：θs——饱和含水率；θr——残余含水率；α，m ，n ——经验参数；Se ——有效含水率；Ks ——饱和渗透系数；Kr ——相对渗透系数；h ——土壤基质势。
9
3 研究区概况
栾城县系石家庄市东南郊区县。位 于 北 纬 37°47_36_~38°01′， 东经114°29′~114°47′40_之间，地处燕山东麓的洪积冲积平原，总面积360km2。该县西靠太行山, 东部是辽阔的华北大平原, 是淖沱河、槐沙河冲、洪积扇的一部分, 地形从西北缓缓向东南倾斜, 地面高程在45～66之间, 地面坡度在1/500～1/1000之间。该县属于暖温带半湿润半干旱季风气候区，受大陆性季风气候的影响具有干寒同季、雨热同期、干湿季节明显、四季比较分明，春季干燥多风, 夏季炎热多雨, 秋季温和凉爽, 冬季寒冷寡照、少雨雪的气候特征。年平均气温12.2℃，无霜期平均约200 天，年平均降水为536.7mm ，降水主要集中在6~9 月份，为480.9mm 。栗城县多年平均气温12.2℃, ≥10℃的积温4251℃, 无霜期191天, 年日照时数2544小时, 相对湿度65%, 多年平均年蒸发量1644.5mm, 年平均风速2.6m/s, 多年平均降雨量一年483.5mm , (1949～2000)。县辖5镇3乡194村，人口35万，面积379平方公里；耕地47万亩，均为沃土良田，适宜耕作；水质优良，节水农业正在普及。
栾城县地势自西北向东南倾斜，地面高程 45~65m, 高差约 20m 。从区域性地貌特征来看全县可划分为 3 个不同的地貌单元，即滹沱河洪积冲积扇中部的西南边缘部分，槐沙河洪积冲积扇的北部以及两河之间的扇间碟形交接洼地。由于历史上历次洪水泛滥，河流改道而形成一系列古河道、岗地和洼地，再加上许多人工坑塘，以至造成微地形变化较大，大平小不平。同时洪积冲积物的黄土性母质的分异，以及长期以来人为耕作活动的影响，土壤的区域性差异明显，土壤基层单元类型比较复杂，并各具相应的农业生产特性。
根据实测的栾城地区的水位动态变化数据及土壤初始含水量数据绘制下列曲线：
水位动态变化曲线
30.50
31.0031.5032.0032.5033.0033.502002/12/10
2003/1/29
2003/3/20
2003/5/9
2003/6/28
2003/8/17
2003/10/6
2003/11/25
2004/1/14
观测时间
地下水水位（m ）
水位动态变化曲线
图1 水位动态变化曲线
10
蒸发量及降水量变化曲线
-10010203040506070802002/12/102003/1/29
2003/3/202003/5/9
2003/6/282003/8/17
2003/10/62003/11/252004/1/142004/3/4
时间
（m m ）
降雨量
蒸发量
图2 降雨量及蒸发量变化曲线
表1 土壤岩性及含水量调查如下表：
土壤深度(cm)
土壤质地 θr θs а n
Ks
l
0-20 壤土 0.0598 0.4243 0.0134 1.5740 35 0.5 20-40 壤土 0.0694 0.4300 0.0140 1.3820 42 0.5 40-80 壤土 0.0600 0.4300 0.0315 1.1790 20 0.5 80-120 轻粘壤土 0.2294 0.3834 0.0329 1.1500 40 0.5 120-260 粘壤土 0.0890 0.4111 0.0151 1.1470 15 0.5 260-340
轻粘壤土
0.1200
0.3836
0.0086
1.1530
10
0.5
4 概念模型
本研究模拟过程中对HYDRUS 一1D 模型进行了一些简化，通过数值模拟考察栾城地区包气带土壤水分的运移情况。对栾城地区土壤水试验场包气带裸露区非均质水分运移规律进行模拟。剖面岩性结构从上到下共6层；包括：壤土、轻粘壤土及粘壤土3种岩性类型；水位埋深最大不超过33m ；模型运行期为2003年1月1号至12月31号，共365天。上边界为变化的表层的大气边界，下边界为变化的自由排水边界；初始条件以1月2号观测的土壤初始含水量为准输入模型进行计算；输出每月最后一天的结果信息。本研究模拟过程中对HYDRUS —1D 模型进行了一些简化，通过数值模拟考察栾城地区包气带土壤水分的运移情况。对栾城地区土壤水试验场包气带裸露区非均质水分运移规律进行模拟。剖面岩性结构从上到下共6层；包括：壤土、轻粘壤土以及粘壤土亚粘土3种岩性类型；地下水位埋深在31～33 m 波动；模型运行期为2003年1月1号至12月31号，共365天。由于地下水位埋深比较大，故可以将研究区边界概化为：上边界为表层的大气边界，下边
11
界为自由排水边界。
1
2
3
4
5
6
图3 剖面岩性分布图、频谱
5 数学模型及其求解
HYDRUS —1D 模型由美国盐土实验室开发，用于模拟非饱和介质中一维水分、热和溶质运移过程，是模拟多孔介质中饱和—非饱和水分流动和溶质运移的一维模型，该模型可以考虑多种源汇项影响及边界条件，其水分和溶质控制方程应用迦辽金线性有限元法求解。本文只介绍一维水分运移过程。模型中水分运动基本方程:
()
(),1h t h
K h S
t z z θ???=
+-????????
??? ()()
=
1||e h m n r h s r
θθθθθ
--=+-α ()2111m l m K K s e e θθθ??
???? ?=--?? ? ?????????
12
式中:θ为土壤体积含水率;h 为水头;K 为水力传导系数;S 为根系吸水项; θe 。θr 为有效土壤含水率; θe ，为残余土壤含水率; θs 为饱和土壤含水率;Ks 为渗透系数;n ，m 和a 均为经验参数。
6 数值模拟模型 6.1时间离散和空间离散
模拟时间离散，初始时间为0d ，最终时间为365d ，初始步长为1d ，最小时间步长为0.01d ，最大时间步长为5d 。
空间离散，模型深度取地下340cm ，土壤共分为6种类型，按1cm 等间隔剖分成340个单元，并每层设置一个观测点。 6.2初始条件(t=0)和边界条件(t>0)
(1) 初始条件：根据现有资料，将实验模拟中的初始条件选取为初始剖面体积含水率，即 )0,(z θ=)(z i θ。下表为不同深度的含水量：
表2 不同土壤深度对应的初始含水量 深度/cm 含水量 深度/cm 含水量
10 0.2697 120 0.1997 20 0.2932 140 0.2042 30 0.2035 160 0.1673 40 0.1811 180 0.1614 50 0.1751 200 0.3468 60 0.1843 220 0.3516 70 0.2160 240 0.3696 80 0.2224 260 0.4091 90 0.1821 300 0.3576 100
0.1799 340
0.3971
初始含水量-深度曲线
0.00
0.100.200.300.40
0.500
50
100
150
200250300
350
400
深度（cm）
含水量
初始含水量-深度曲线
图4 初始含水量—深度曲线
13
(2) 边界条件：
根据现有资料中的地下水水位埋深，可知地下水水位一般在31～33 m 波动，故可将边界条件概化为：上边界为表层的大气边界，下边界为自由排水边界。 ① 上边界（地表）条件:
上边界设为无径流蒸发入渗通量边界, 即降水和灌溉后, 水分很快下渗到下层土壤并存在蒸发，数学模型为：
)()()(t R k z
D =-??-θθθ或Etp t 〉0，z=0
或 )(1)(t R z h k =??
?
??+??-θ或Etp t 〉0，z=0
式中：)(t R 为降雨或灌水强度，Etp 潜在蒸发量。根据栾城地区植被覆盖的情况，
Etp=0.6*0ET ，0ET 为潜在腾发量[3]。 作物潜在藤发量的计算方法有很多, 常用的有空气动力学、能量平衡法、彭曼公式法和经验公式法。一般的模型中采用彭曼公式进行计算其公式如下：
=0ET )
34.01()
(273900
)(408.022U e e U T G R d a n ++?-++-?γγ
?—温度～饱和水汽压关系曲线在T 处的切线斜率，kPa?℃-1
；T —平均气温，℃ R n —净辐射，MJ/m 2?d ；e d —实际水汽压，kpa ；E a —饱和水汽压，kpa ；G —土壤
热通量，MJ/m 2?d ；γ—湿度计常数，mbar?℃-1
；λ—潜热，MJ?kg -1。而在此模型中根据实测资料可得该区的蒸发量。 ② 下边界条件：
地下水埋深边界：地下水埋深较大，全年基本在31-33m 间波动，而研究深度
为340cm ，距离地下水水位很大，所以将下边界设为自由排水。
1H
freedrainage Z ?=? 6.3土壤水分运动参数的确定
根据大量土壤水分特征曲线变化特征，人们先后提出了不同类型和特征的描述
土壤水分特征曲线的经验公式。常用的描述土壤水分特征曲线的经验公式主要有:Gardner （1970)模型、Brooks 一Corey(1964)模型、Campber(1974)模型、 van Genuehten(1980)模型、Gardner-Russ(1988)模型、Hutson 一cass(1987)分段函数模型等。本文水分特征曲线采用van Genuchten 方程:
14
()01||0s r h r m n h h h s
θθθθθ-?
+
< ????
=+??????? ≥ ?α
模型中采用了相对饱和度来描述土壤含水量状况，即考虑土壤滞留含水量的影响。van Genuchten 模型具有连续性，适用土壤质地范围比较宽，应用土壤含水量范围较广，同时它可以使饱和土壤吸力为0，符合吸湿过程中土壤吸力变化特点。
非饱和导水率k(h)由Jackson 公式得到:
()()()2
121
21221m
p j j i
i s m
s j
j j i h K h K j h
θθ-=-=+-??
= ?
??
-∑∑ 式中:θs 为土壤饱和含水量;k s 为土壤饱和导水率。
7 模型识别
参数的初值可以通过试验室测定结果来给出，但最终参数的确定需要通过对模型的识别与验证才能确定。同时对参数的敏感性分析可进一步得出土壤数值模型的准确性与否。该模型土壤岩性以及土壤土壤水分运移参数分析结果如下表所示：
表3 土壤岩性及水分运移参数
土壤深度(cm) 土壤质地 θr θs а n Ks l
0-20 壤土 0.0598 0.4243 0.0134 1.5740 35 0.5 20-40 壤土 0.0694 0.4300 0.0140 1.3820 42 0.5 40-80 壤土 0.0600 0.4300 0.0315 1.1790 20 0.5 80-120 轻粘壤土 0.2294 0.3834 0.0329 1.1500 40 0.5 120-260 粘壤土 0.0890 0.4111 0.0151 1.1470 15 0.5 260-340 轻粘壤土 0.1200 0.3836 0.0086 1.1530 10 0.5
15
8 模拟结果分析
由于所研究的土壤层分为六层，因此在每层设置了一个观测点，分别位于：10、35、70、100、220、310cm 处，以下是模拟后各点的观测情况：
8.1 不同埋深点包气带剖面含水量随时间的变化曲线，如下图所示：
0.10
0.150.200.250.300.350.400.450
50
100
150
200
250
300
350
Time [days]
Observation Nodes: Water Content
0.10
0.150.200.250.300.350.400.450
50
100
150
200
250
300
350
Time [days]
Observation Nodes: Water Content
0.15
0.200.250.30
0.350.400.450
50
100
150
200
250
300
350
Time [days]
Observation Nodes: Water Content
0.10
0.150.200.25
0.300.350.400.450
50
100
150
200
250
300
350
Time [days]
Observation Nodes: Water Content
0.10
0.150.200.250.300.350.400.450
50
100
150
200
250
300
350
Time [days]
Observation Nodes: Water Content
0.10
0.150.200.250.300.350.400.450
50
100
150
200
250
300
350
Time [days]
Observation Nodes: Water Content
h=10cm
h=35cm
h=70cm
h=100cm
h=220cm
h=310cm
16
8.2 不同时刻剖面上含水量随深度变化曲线(t 0 8.3 上下边界水分通量分析 1、上边界土壤水分流量 -350 -300-250-200-150-100-5000.05 0.100.150.200.250.300.350.400.45 Theta [-] Profile Information: Water Content -350 -300-250-200-150-100-5000.05 0.100.150.200.250.300.350.400.45 Theta [-] Profile Information: Water Content -350 -300-250-200-150-100-5000.05 0.10 0.15 0.20 0.250.30 0.35 0.40 0.45 Theta [-] Profile Information: Water Content -350 -300 -250 -200-150-100-5000.05 0.100.150.200.250.300.350.400.45 Theta [-] Profile Information: Water Content -70 -60-50-40-30-20-100100 50 100 150 200 250 300 350 400 Time [days] Potential Surface Flux 0501001502002500 50 100 150 200 250 300 350 400 Time [days] Cum. Potential Surface Flux 17 2、下边界土壤水分流量 3、土壤累计入渗量和累计潜在蒸发量 8.4 水均衡信息（水流的输入及输出） 表3 选取均衡时段内各均衡项数值 Time （day ） In-flow[L/T] Top Flux[L/T] Bot Flux[L/T] WatBalT[L] WatBalR[%] 0 0 -0.21269E+00 -0.10000E+02 36.5 -0.45015E-01 0.20612E-01 -0.24239E-01 -0.23184E-02 0.022 73.0 0.13082E+01 -0.13030E+01 -0.11717E-01 -0.23108E-02 0.02 109.5 -0.34876E+01 0.32579E+01 -0.75025E-02 -0.16139E+01 2.190 146.0 -0.85320E+00 0.59483E+00 -0.25809E+00 -0.19020E+01 1.190 365.0 -0.15045E+00 0.59464E-01 -0.90855E-01 -0.54550E+01 0.766 -10 -8-6-4-200 50 100 150 200 250 300 350 400 Time [days] Bottom Flux -160 -140-120-100-80-60-40-2000 50 100 150 200 250 300 350 400 Time [days] Cum. Bottom Flux 0501001502002503003504004500 50 100 150 200 250 300 350 400 Time [days] Cum. Infiltration 0501001502002500 50 100 150 200 250 300 350 400 Time [days] Cum. Evaporation 9 结论与建议 1、栾城地区2003年4、7、8、9月降雨比较集中，且雨量比较大，为此土壤水运动以入渗为主，水分运动是至上而下的；其余几个月则以蒸发为主，且水分向上向下都有运动，偶尔在有降雨的时候也有入渗现象。 2、栾城地区当有雨水入渗补给时，地下水有明显的波动，但波动幅度不大，主要因为地下水埋深较大，雨水很难到达地下水位处，也有明显季节性变化。入渗补给地下水量主要受雨量与蒸发影响因素的控制，与岩性特点关系也较大。 3、栾城作为重要的农田基地，在分析地下水均衡的过程中，土壤水在地表水与地下水的转换中的作用不可忽视，而且是四水转换的纽带。由于大量的灌溉，近年地下水位下降较快。对此可以根据土壤水入渗特点采取节水灌溉的措施，提高农田水分利用效率。另外，通过地表水体的联合调用来减少人工开采量，保证地下水的合理开发利用，可维持农业可持续发展。 4、地下水与土壤水之间的水量交换很复杂，受降雨强度和潜在蒸发强度，地下水位等的影响，它们的交换应该是是双向的、动态的。因此在评价水资源时不宜将地下水资源与土壤水资源分割开来, 评价土壤水资源应将土壤水—潜水作为一个系统统一评价。 综合以上的分析可以得出，该地区土壤水随季节的变化比较明显，土壤含水量随降雨量的增加而增加，且变化幅度受土壤岩性的影响。本次模拟对栾城地区的土壤水资源评价具有一定意义，但由于资料的不足及模拟水平有限，模型只通过与实测的气象资料进行对比来说明其合理性，可能不够精确，因此还需要进行进一步的调查和研究。 18 研究生课程论文封面 课程名称土壤水动力学 教师姓名 研究生姓名 研究生学号 研究生专业 所在院系 类别: 日期: 2012 年1月7 日 评语 对课程论文的评语: 平时成绩：课程论文成绩： 总成绩：评阅人签名： 注：1、无评阅人签名成绩无效； 2、必须用钢笔或圆珠笔批阅，用铅笔阅卷无效； 3、如有平时成绩，必须在上面评分表中标出，并计算入总成绩。 水分特征曲线测定实验报告 1 实验的目的要求 理解水分特征曲线的含义，掌握水分特征曲线的测定方法，以及比较不同土壤水分特征曲线的特点。 2 实验的原理 土壤水的基质势（或土壤吸力）与土壤含水量之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线或土壤持水曲线（soil water retention function ）。土壤水分特征曲线表示土壤水的能量和数量之间的关系，是研究土壤水分的保持和运动所用到的反映土壤水分基本特性的曲线。各种土壤的水分特征曲线均需由实验测定。 水分特征曲线仪主要由陶土头、集气管、压力传导管、水银测压计（由玻璃管和水银槽组成）、观测板以及样品容器组成，其结构如图1所示。 图1 水分特征曲线仪结构图 1.样品容器； 2.陶土头； 3.集气管； 4.压力传导管； 5.水银测压计； 6.观测板； 7.水银槽 陶土头是仪器的传感部件，由具有均匀微细孔隙的陶土材料制成，当仪器内充满水使陶土头被水饱和时，陶土头管壁就形成张力相当大的一层水膜，陶土头与土壤充分接触后，土壤水与其内部的水体通过陶土头建立了水力联系，在一定的压差范围内，水分和溶质可以通过陶土头管壁，而气体则不能通过，即所谓透水不透气。因此，如果陶土头内外之间存在压力差，水分就会发生运动，直至内外压力达到平衡为止。这时，通过水银压力表测定的负压值就是陶土头所在位置土壤水的基质势。 陶土头所在位置的压力水头（基质势或负压）的计算公式为： w m w m m h h h h h h --=-+-=6.12)(6.13 式中h 为压力水头，h m 为压力表中水银柱高度（以水银槽水银液面为基准面），h m 是水银槽液面到陶土头中心位置的垂直距离。 土壤水特征曲线的测定[压力膜（板）法] 土壤水特征曲线是土壤水管理和研究最基本的资料，是非饱情况下，土壤水分含量与土壤基质势之间的关系曲线。完整的土壤水特征曲线应由脱湿曲线和吸湿曲线组成，即土壤由饱逐步脱水，测定不同含水量情况下的基质势，由此获得脱湿曲线；另外，土壤可以由气干逐步加湿，测定不同含水量情况下的基质势，由此获得吸湿曲线。这两条曲线是不重合的，我们把这种现象称为土壤水特征曲线的滞后作用。通常情况下，由于吸湿曲线较难测定，且在生产与研究中常用脱湿曲线，所以只讨论脱湿曲线的测定。 土壤水特征曲线反映了非饱和状态下土壤水的数量和能量之间的关系，如果不考虑滞后作用，通过土壤水特征曲线可建立土壤含水量和土壤基质势之间的换算关系。这样做，有时会带来一定的误差，但在大多数情况下，一场降雨或灌溉后，总是有很长时间的干旱过程，在这种情况下，由脱湿曲线建立的两参数之间的换算关系有一定可靠性。 如果将土壤孔隙概化为一束粗细不同的毛细管。在土壤饱和时，所有的孔隙都充满水，而在非饱和情况下，只有一部分孔隙充满水。通过土壤水特征曲线可建立土壤基质势与保持水分的最大土壤孔隙的孔径的函数关系，由此可推算土壤孔径的分布。必须指出，由于我们将土壤孔隙概化为一束粗细不同的毛细管，与实际土壤孔隙不完全相同，因此称为实效孔径分布。 土壤水特征曲线的斜率反映了土壤的供水能力，即基质势减少一定量时土壤能施放多少水量，这在研究土壤与作物关系时有很大作用。 测定原理 如图所示，将土样置于多孔压力板上，多孔压力板根据其孔径大小分为不同规格，压力板孔径大的承受较小的气压，孔径小的能承受较大的气压。将压力板和土样加水共同饱和，将压力板置于压力容器内，加压，这时有水从土样中排出，并保持气压不变，等不再有水从土样中排出，打开容器，测定土样水分含量。如所加气压值为P(Mpa)，土壤基质势为ψm，则 ψm =－P ，调整气压，继续实验，由此获得土壤基质势为ψm和其对应的土壤含水量θ V 由此获得若干对（ψm，θ ），将这些测定值点绘到直角坐标系中，根据这些散 V 点可求得土壤水特征曲线。 3.5.1仪器及设备 压力膜（板）水分提取器，如图所示；压力板由压力膜（板）水分提取器厂家提供，压力板直径约30㎝左右，根据压力板承受压力的大小，分为0.1Mpa,0.3Mpa,0.5Mpa,1.0Mpa,1.5MPa（1bar,3bar,5bar,10bar,15bar,bar为非标准量纲，厂家印在压力板上）；土环，几十个，高1㎝，直径5㎝左右（土环直径不严格限制）。土环一般用铜制成，也有铝制的或橡胶制的；压力泵或高压气源；铝盒，用于土壤含水量测定；瓷盘；多孔板饱和时用；粗的定性滤纸；皮筋。 3.5.2测定步骤 制备土样。按土壤实际容重将以剔除杂物（碎石、根须等）的土壤填入土环中，注意土环下部垫一层粗滤纸，用皮筋固定，也可在田间现场取样，方法类似土壤容重取样，只是土环底部要垫一层滤纸，用皮筋固定。如果要测定一条完整的土壤水特征曲线，样品数量应在60个以上。 土壤水动力学 学院：环境科学与工程学院专业：水土保持与沙漠化防治学号： 姓名： 土壤水分特征曲线的研究与运用 摘要：土壤水的基质势随土壤含水量而变化，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，是研究土壤水动力学性质必不可少的重要参数，在生产实践中具有重要意义。本文总结并比较分析了前人在土壤水分特征曲线测定方法中的各种模型，其中对Van Genuchten模型的研究较为广泛。但为之在DPS中求解Van Genuchten模型参数和在试验基础上建立的土壤水分特征曲线的单一参数模型结构较为简单，省时省力，可进一步的推广运用。 关键词：土壤水分特征曲线Van Genuchten模型运用 1.土壤水分特征曲线的研究 1.1土壤水分特征曲线的概念 土壤水分特征曲线是描述土壤含水量与吸力(基质势)之间的关系曲线。它反映了土壤水能量与土壤水含量的函数关系,因此它是表示土壤基本水力特性的重要指标,对研究土壤水滞留与运移有十分重要的作用[1]。 1.2土壤水分特征曲线的意义 土壤水分特征曲线反映的是土壤基质势(或基质吸力)和土壤含水量之间的关系。土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量,可根据土壤水分特征曲线查得基质势值,从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度[2]。 1.3土壤水分特征曲线的测定方法 1.3.1直接法 通过实验方法直接测定土壤水分特征曲线的方法称为直接法。直接法中有众多的实验室和田间方法，如力计法、压力膜法、离心机法、砂芯漏斗法、平汽压法等，而前3种应用最为普遍。①力计法：是土壤通过土杯从力计中吸收水分造成一定的真空度或吸力，当土壤与外界达到平衡时，测出土壤基质势，再测出土杯周围的土壤含水量，不断变更土壤含水量并测相应的吸力，就可完成土壤水分特征曲线的测定。力计法可用于脱水和吸水2个过程，可测定扰动土和原状土的特征曲线，是用于田间监测土壤水分动态变化重要的手段，在实际工作中得到广泛应用。但力计仅能测定低吸力围0～0．08Mpa的特征曲线。②压力膜法：是加压使土壤水分流出，导致土壤基质势降低直到基质势与所加压力平衡为止，测定此时的土壤含水量．通过改变压力逐步获取不同压力下的含水量即可得到水分特征曲线。压力膜法可应用于扰动土和原状土，测定特征曲线的形状与土壤固有的特征曲线相符，可应用于土壤水分动态模拟，但测定周期长，存在着土壤容重变化的问题。③离心机法：测定某吸力下所对应的含水量，原理和实验过程同压力膜法相似，但其压力来源于离心机高速旋转产生的离心力。离心机法可应用于扰动土和原状土，测定周期短。特征曲线的相对形状与土壤固有的特征曲线相符，可用于土壤水分动态模拟。但是离心机仅可测定脱水过程，且在测定过程中土壤容重变化很大，若能对容重的影响进行校正，可望有较高的测定准确度。邵明安(1985)从土壤蒸发试验的预测与实测的含水量的偏离程度初步研究了以上3种方法测定土壤基质势的差别及准确性，结果表明考虑容重变化的离心机法有较高的准确度。④砂芯漏斗法：就是用一个砂芯漏斗和连接悬挂水柱的土板形成 土壤离心机测量土壤水分特征曲线的方法及应用意义 土壤水分特征曲线一般也叫做土壤特征曲线或土壤pF曲线，它表述了土壤水势（土壤水吸力）和土壤水分含量之间的关系。通常土壤含水量Q以体积百分数表示，土壤吸力S以大气压表示。由于在土壤吸水和释水过程中土壤空气的作用和固、液而接触角不同的影响，实测土壤水分特征曲线不是一个单值函数曲线。 用非线性函数表示土壤水分特征曲线与渗透系数变化的理论模型有Van Genuchten模型 (V-G模型)、Brooks-Corey模型等。这些理论模型的参数需要通过对土壤水分特征曲线的 观测加以确定。 土壤水分特征曲线是重要的土壤水力性质参数之一： 土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的,其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，属于土壤的基本物理性质，是研究土壤水动力学性质比不可少的重要参数，对研究土壤水运动及其溶质运移有重要作用，在生产实践中具有重要意义。 已有的土壤水分特征曲线测定方法主要包括负压计法、砂性漏斗法、压力仪法、离心机法等。土壤的渗透系数也随含水率变化,表现为曲线关系。 以土壤吸力表示土壤水分的状态，干燥的土壤对土壤水分的吸力强，湿润的土壤对水分的吸力弱，所以用土壤对水分吸力的大小，在一定范围内可以表示土壤水分状态和土壤水势。土壤吸力一般用大气压表示，干燥土壤的吸水极强，可达几千甚至上万个大气压，为了书写方便起见，一般用与大气压相当的水柱高度的厘米数（负值）对数来表示，称pF。 检测土壤水分特征pF曲线高速冷冻离心机HR21M 怎样用离心机法测土壤水分特征曲线? 用土壤离心机测土壤水分特征曲线方法：去取原状土或者扰动土,在不同转速和时间下测量含水量做水分特征曲线即可。根据离心机实测试验数据,分析不同质地土壤水分特征曲线变化趋势。相同离心力下，随着黏粒含量增加,最佳离心时间变长。 用离心机法测土壤水分特征曲线意义： 土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低，而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量，可根据土壤水分土特征曲线查得基质势值，从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度。 土壤水分特征曲线可反映不同土壤的持水和释水特性，也可从中了解给定土类的一些土壤水分常数和特征指标。曲线的斜率倒数称为比水容量，是用扩散理论求解水分运动时的重要参数。曲线的拐点可反映相应含水量下的土壤水分状态，如当吸力趋于0时，土壤接近饱和，水分状态以毛管重力水为主；吸力稍有增加，含水量急剧减少时，用负压水头表示的吸力值约相当于支持毛管水的上升高度；吸力增加而含水量减少微弱时，以土壤中的毛管悬着水为主，含水量接近于田间持水量；饱和含水量和田间持水量间的差值，可反映土壤给水度等。故土壤水分特征曲线是研究土壤水分运动、调节利用土壤水、进行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具。 土壤水分特征曲线主要有以下几方面的应用： 1.进行基质势和含水量的相互换算。 根据土壤水分特征曲线可将土壤湿度换算成土壤基质势，依据基质势可判断土壤水分对作物的有效度。也可将基质势换算成含水量，根据土壤水分特征曲线可查得田间持水量、凋萎湿度和相应的有效水范围。土壤水分特征曲线斜率的倒数，即单位基质势变化所引起含水量的变化，称之为比水容重，是衡量土壤水分对植物的有效性和反映土壤持水性能的一个重要重要指标。 2.表示比水容重。 土壤水分特征曲线斜率的倒数，即单位基质势变化所引起含水量的变化，称之为比水容重，是衡量土壤水分对植物的有效性和反映土壤持水性能的一个重要重要指标。 3.可以间接反映土壤孔隙的分布。 若将土壤中的孔隙设想为各种孔径的圆形毛细管，那么S和毛细管直径d的关系可简单的表示为S=4σd。式中σ为水的表面张力系数，室温条件下一般为75×105N/cm。应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是不可缺少的重要参数。 4.可以判断土壤质地状况和土壤水分在吸力段的分布状况。 曲线的拐点可反映相应含水量下的土壤水分状态，如当吸力趋于0 时，土壤接近饱和，水分状态以毛管重力水为主；吸力稍有增加，含水量急剧减少时，用负压水头表示的吸力值约相当于支持毛管水的上升高度；吸力增加而含水量减少微弱时，以土壤中的毛管悬着水为主，含水量接近于田间持水量；饱和含水量和田间持水量间的差值，可反映土壤给水度等。故土壤水分特征曲线是研究土壤水分运动、调节利用土壤水、进行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具。 土壤水分特征曲线测定实验 一、实验原理 土壤水分特征曲线（又称持水曲线，见图1）是土壤含水量与土壤水吸力的关系曲线，该曲线能够间接反映土壤孔隙大小的分布，分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性等，在水文学、土壤学等学科的研究与实践中都具有重要作用。目前，负压计法是测量土壤水吸力最简单、最直观的方法，而时域反射仪（TDR）是测量土壤体积含水率的最常用、最便捷的方法之一。 图1 土壤水分特征曲线 （一）负压计 负压计由陶土头、腔体、集气管和真空（负压）表等部件组成（见图2）。陶土头是仪器的感应部件，具有许多微小而均匀的孔隙，被水浸润后会在孔隙中形成一层水膜。当陶土头中的孔隙全部充水后，孔隙中水就具有张力，这种张力能保证水在一定压力下通过陶土头，但阻止空气通过。将充满水且密封的负压计插入不饱和土样时，水膜就与土壤水连接起来，产生水力上的联系。土壤系统的水势不相等时，水便由水势高处通过陶土头向水势低处流动，直至两个的系统的水势平衡为止。总土水势包括基质势、压力势、溶质势和重力势。由于陶土头为多孔透水材料，溶质也能通过，因此内外溶质势相等，陶土头内外重力势也相等。非饱和土壤水的压力势为零，仪器中无基质，基质势为零。因此，土壤水的基质势便可由仪器所示的压力（差）来量度。非饱和土壤水的基质势抵于仪器里的压力势，土壤就透过陶土头向仪器吸水，直到平衡为止。因为仪器是密封的，仪器中就产生真空，这样仪器内负压表的读数这就是土壤的吸力。土壤水吸力与土壤水基质势在数值上是相等的，只是符号相反，在非饱和土壤中，基质势为负值，吸力为正值。 图2 负压计结构图 （二）TDR 土壤水分对土壤介电特性的影响很大。自然水的介电常数为80.36，空气介电常数为1，干燥土壤为3~7之间。这种巨大差异表明，可以通过测量土壤介电性质来推测土壤含水量。时域反射仪以一对平行棒（也叫探针）作为导体，土壤作为电介质，输出的高频电磁波信号从探针的始端传播到终端，由于终端处于开路状态，脉冲信号被反射回来。通过电磁波沿探针来回传播的时间可以计算土壤表观介电常数，介电常数与土壤含水量之间的函数关系而得到土壤含水量。 对相同的土壤在不同的土壤湿度条件下测量一系列（土壤含水量θ，土壤水吸力S）的值，便可绘制土壤水分特征曲线，然后用S（θ）经验公式拟合观测数据。 二、实验材料和仪器 1.土样（室外取土） 2.蒸馏水（实验室通过冷凝装置制备） 3.装土容器（底部有孔） 4.负压计 5.便携式TDR（TDR300，见图3） 图 3 TDR300土壤水分仪 土壤含水量、土水势和土壤水特征曲线的测定 3.1测定意义 严格地讲，土壤含水量应称为土壤含水率，因其所指的是相对于土壤一定质量或容积中的水量分数或百分比，而不是土壤所含的绝无仅绝对水量。 土壤含水量的多少，直接影响土壤的固、液、气三相比，以及土壤的适耕性和作物的生长发育。在农业生产中，需要经常了解田间土壤含水量，以便适时灌溉或排水，保证作物生长对水分需要，并利用耕作予以调控，达到高产丰收的目的。 近几十年来的研究表明，要了解土壤水运动及土壤对植物的供水能力，只有土壤水数量的观念是不够的。举一个直观的例子：如果粘土的土壤含水量为20%，砂土的土壤含水量为15%，两土样相接触，土壤水应怎样移动？如单从土壤水数量的观念，似乎土壤水应从粘土土样流向砂土土样，但事实恰恰相反。这说明，光有土壤水数量的观念，尚不能很好研究土壤水运动及对植物的供水，必须建立土壤水的能量的观念，即土水势的概念。 测定土壤水特征曲线（基质势与土壤含水量之间的关系曲线）需要特别的仪器设备，随着土壤科学的发展，越来越多的基层土壤工作者需要土壤水特征曲线这一基础资料，了解土壤水特征曲线的测定，对今后土壤水特征曲线（不管是自己测定还是由别的单位测定）的应用是有益的。 3.2方法选择的依据 土壤含水量目前常用的方法有：烘干法、中子法、射线法和TDR法（又称时域反射仪法）。后三种方法需要特别的仪器，有的还需要一定的防护条件。 土水势包括许多分势，与土壤水运动最密切相关的是基质势和重力势。重力势一般不用测定，只与被测定点的相对位置有关。测定基质势最常用的方法是张力计法（又称负压计法），可以在田间现场测定。 土壤水特征曲线是田间土壤水管理和研究最基本的资料。通过土壤水特征曲线可获得很多土壤基质和土壤水的数据，如土壤孔隙分布及对作物的供水能力等等。测定土壤水特征曲线最基本的方法是压力膜（板）法，它可以完整地测定一条土壤水特征曲线。 3.3土壤含水量的测定（烘干法） 烘干法又称质量法，具体操作是：用土钻采取土样，用感量0.1g的天秤称得土样的质量，记录土样的湿质量m t，在105℃烘箱内将土样烘6h～8h至恒重，然后测定烘干土样，记录土样的干质量m s，根据 θm＝m w/m s×100% 计算土样含水量，式中：m w=m t－m s；θm表示土样的质量含水率，习惯上又称为质量含水量。 如果知道取样点的容重，则可求出土壤含水量的另一种表示形式——容积含水量θv： θv=θmρb 在粘粒或有机质多的土壤中，烘箱中的水分散失量随烘箱温度的升高而增 100429665/2004/12(02)20182205 Journal o f Engineering G eology 工程地质学报 土水特征曲线的通用数学模型研究Ξ 戚国庆 黄润秋 (成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家专业实验室 成都 610059) 摘 要 土水特征曲线对于研究非饱和土的物理力学特性至关重要。根据土水特征曲线可以确定非饱和土的强度、体应变和渗透系数,甚至可以确定地下水面以上水份分布。由于土体物理力学特性的差异,导致描述其土水特征曲线的数学模型也各不相同。因此,建立土水特征曲线的通用数学表达式,显得尤为必要。本文对土水特征曲线数学模型进行了研究,依据这些模型的数学表达式形式,将其划分为4种类型。分别由这4种类型的数学模型推导出具有统一表达式形式的土水特征曲线通用数学模型,并运用陕北高原黄土土水特征曲线试验数据对通用数学模型进行了研究。 关键词 土水特征曲线 通用数学模型 幂函数多项式 基质吸力 中图分类号:T U43 文献标识码:A AN UNIVERSAL MATHEMATICAL MODE L OF SOI L-WATER CHARAC2 TERISTIC CURVE QI G uoqing H UANG Runqiu (Chengdu Univer sity o f Technology,Chengdu, 610069) Abstract The s oil-water characteristic curve is very im portant for studying the physical and mechanical characteristics of unsaturated s oils.Strength,v olumetric strain and permeability coefficient,and even m oisture-distribution above ground water surface can be determined by the s oil-water characteristic curve.A mathematical m odel of s oil-water characteristic curve is established,based on s oil,structure and the shape of s oil-water characteristic curve.Mathemati2 cal m odels of s oil-water characteristic curve differ due to varying physical and mechanical properties of unsaturated s oils.It is,thus,necessary to establish universal expression of s oil-water characteristic curve.In this paper,mathe2 matical m odels of s oil-water characteristic curve are divided into four types based on the patterns of mathematical m od2 els.An universal mathematical m odel with unified functional pattern is derived.The s oil-water characteristic curve of loessal s oils in north Shaannxi loess plateau,is used to verify the universal mathematical m odel. K ey w ords S oil-water characteristic curve,Universal mathematical m odel,P olynomial expression of power function, Suction Ξ收稿日期:2003-05-27;收到修改稿日期:2004-03-15. 基金项目:国家自然科学基金重大研究计划项目资助(项目编号:90102002) 第一作者简介:戚国庆(1969-),男,高级工程师,主要从事地质工程研究工作.Email:hrq@https://www.360docs.net/doc/1013755019.html, SDSWCC 土水特征曲线压力板仪实验教程 实验理论： 土水特征曲线是非饱和土中的吸力与含水量之间关系的曲线。吸力可以是基质吸力也可以是总吸力。含水量可以是体积含水量、重力含水量，也可以是饱和度。它包含两条曲线分别是脱湿曲线和吸湿曲线。 通过Geo--‐expert的压力板仪，可以得到基质吸力与体积含水量之间关系的土水特征曲线。 基质吸力：Matric suction （u a--‐u w）孔隙气压与孔隙水压的差值。目前模拟基质吸力的方式有三种，按照可获得的吸力的范围可分为轴平移技术（0.1kPa--‐1.5Mpa），渗透技术（0.1--‐10Mpa）,蒸汽平衡技术（10--‐200Mpa）。Geo--‐expert 的一维SDSWCC压力板仪采用轴平移技术，将孔隙水压平移到0值，直接通过孔隙气压的变化来控制基质吸力值。 脱湿，土体在不同吸力作用下（通常吸力从小到大变化），水从土体中排出来的过程；吸湿，土体在不同吸力作用（通常吸力从大到小变化），慢慢吸进水分的过程。 SDSWCC可直接测得土壤中的出水值，再通过实验之前测得饱和样的质量，换算出不同吸力平衡后的体积含水量，最后根据脱湿、吸湿下吸力值和对应的体积含水量可作出土水特征曲线。 SDSWCC与传统土水特征曲线获得装置的最大不同点是采用了香港科技大学吴宏伟教授的最新成果，加入轴向力的独立控制, 实现了stress dependant功能。 以下是典型的土水特征曲线： 土水特征曲线有以下特点 1. 整体来看，几乎所有土--‐水特征曲线形状都很相似，基质吸力增加，非饱和土的含水量降低。 2. 含水量较低时，基质吸力随含水量的变化较大；含水量较高时，基质吸力随含水量的增加较缓和的减小。 3. 脱湿曲线和吸湿曲线之间有一定的滞回特性,有很多种解释，最为大家接受的是由于土体内的孔隙特殊 性，如下图所示（左边为脱湿过程，右边为脱湿过程），土体孔隙空间内部有较大的孔隙，连接较小的通道孔径，形成“瓶颈”效应。脱湿、吸湿时由于运动方向不同使含水量变化出现滞后。 4. 土水特征曲线的特殊点 进气值, 土体随着吸力的增加，水分开始从土体中排出来时对应的吸力值。 土壤含水量测量方法 ( 1 )称重法(Gravimetric) 也称烘干法，这是唯一可以直接测量土壤水分方法，也是目前国际上的标准方法。用土钻采取土样，用0.1g 精度的天平称取土样的重量，记作土样的湿重 M，在 105℃的烘箱内将土样烘 6~8 小时至恒重，然后测定烘干土样，记作土样的干重 Ms 土壤含水量=(烘干前铝盒及土样质量-烘干后铝盒及土样质 量)/(烘干后铝盒及土样质量-烘干空铝盒质量)*100% ( 2 )张力计法(Tensiometer) 也称负压计法，它测量的是土壤水吸力测量原理如下：当陶土头插入被测土壤后，管内自由水通过多孔陶土壁与土壤水接触，经过交换后达到水势平衡，此时，从张力计读到的数值就是土壤水(陶土头处)的吸力值，也即为忽略重力势后的基质势的值，然后根据土壤含水率与基质势之间的关系(土壤水特征曲线)就可以确定出土壤的含水率 ( 3 ) 电阻法(Electricalresistance) 多孔介质的导电能力是同它的含水量以及介电常数有关的，如果忽略含盐的影响，水分含量和其电阻间是有确定关系的电阻法是将两个电极埋入土壤中，然后测出两个电极之间的电阻。但是在这种情况下，电极与土壤的接触电阻有可能比土壤的电阻大得多。因此采用将电极嵌入多孔渗水介质(石膏、尼龙、玻璃纤维等)中形成电阻块以解决这个问题 ( 4 ) 中子法(Neutronscattering) 中子法就是用中子仪测定土壤含水率中子仪的组成主要包括：一个快中子源，一个慢中子检测器，监测土壤散射的慢中子通量的计数器及屏蔽匣，测试用硬管等。快中子源在土壤中不断地放射出穿透力很强的快中子，当它和氢原子核碰撞时，损失能量最大，转化为慢中子(热中子)，热中子在介质中扩散的同时被介质吸收，所以在探头周围，很快的形成了持常密度的慢中子云 土壤水分特征曲线精选 文档 TTMS system office room 【TTMS16H-TTMS2A-TTMS8Q8- 土壤水动力学 学院：环境科学与工程学院专业：水土保持与沙漠化防治学号： 姓名： 土壤水分特征曲线的研究与运用 摘要：土壤水的基质势随土壤含水量而变化，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，是研究土壤水动力学性质必不可少的重要参数，在生产实践中具有重要意义。本文总结并比较分析了前人在土壤水分特征曲线测定方法中的各种模型，其中对Van Genuchten模型的研究较为广泛。但为之在DPS中求解Van Genuchten模型参数和在试验基础上建立的土壤水分特征曲线的单一参数模型结构较为简单，省时省力，可进一步的推广运用。 关键词：土壤水分特征曲线 Van Genuchten模型运用 1.土壤水分特征曲线的研究 土壤水分特征曲线的概念 土壤水分特征曲线是描述土壤含水量与吸力(基质势)之间的关系曲线。它反映了土壤水能量与土壤水含量的函数关系,因此它是表示土壤基本水力特性的重要指标,对研究土壤水滞留与运移有十分重要的作用[1]。 土壤水分特征曲线的意义 土壤水分特征曲线反映的是土壤基质势(或基质吸力)和土壤含水量之间的关系。土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量,可根据土壤水分特征曲线查得基质势值,从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度[2]。 土壤水分特征曲线的测定方法 1.3.1直接法 通过实验方法直接测定土壤水分特征曲线的方法称为直接法。直接法中有众多的实验室和田间方法，如张力计法、压力膜法、离心机法、砂芯漏斗法、平衡水汽压法等，而前3种应用最为普遍。①张力计法：是土壤通过陶土杯从张力计中吸收水分造成一定的真空度或吸力，当土壤与外界达到平衡时，测出土壤基质势，再测出陶土杯周围的土壤含水量，不断变更土壤含水量并测相应的吸力，就可完成土壤水分特征曲线的测定。张力计法可用于脱水和吸水2个过程，可测定扰动土和原状土的特征曲线，是用于田间监测土壤水分动态变化重要的手段，在实际工作中得到广泛应用。但张力计仅能测定低吸力范围0～0．08Mpa的特征曲线。②压力膜法：是加压使土壤水分流出，导致土壤基质势降低直到基质势与所加压力平衡为止，测定此时的土壤含水量．通过改变压力逐步获取不同压力下的含水量即可得到水分特征曲线。压力膜法可应用于扰动土和原状土，测定特征曲线的形状与土壤固有的特征曲线相符，可应用于土壤水分动态模拟，但测定周期长，存在着土壤容重变化的问题。③离心机法：测定某吸力下所对应的含水量，原理和实验过程同压力膜法相似，但其压力来源于离心机高速旋转产生的离心力。离心机法可应用于扰动土和原状土，测定周期短。特征曲线的相对形状与土壤固有的特征曲线相符，可用于土壤水分动态模拟。但是离心机仅可测定脱水过程，且在测定过程中土壤容重变化很大，若能对容重的影响进行校正，可望有较高的测定准确度。邵明安(1985)从土壤蒸发试验的预测与实测的含水量的偏离程度初步研究了以上3种方法测定土壤基质势的差别及准确性，结果表明考虑容重变化的离心机法有较高的准确度。④砂芯漏斗法：就是用一个砂芯漏斗和连接悬挂水柱的陶土板形成对土样的吸力。它适用于扰动土和原状土，可测定吸水和脱水2个过程，但是只适合在室内使用。⑤平衡水汽压法：是根据在一个平衡体系中各相的自由能相等的原理。让土壤水自然蒸发，使其与容器中的水汽达到平衡。只要测出密封容器中的相对湿度和温度，就可计算出19分子土壤水的势值。它要精确测定密封容器中的相对湿度，对恒温、密封条件要求比较高，但是其测定的土水势范围较宽[3]。 土壤水分特征曲线测定实验 实验原理 张力计插入土样后，张力计中的纯自由水经过陶土壁与土壤水建立了水力联 系。在非饱和土壤中，仪器中的自由水的势值总是高于土壤水的势值，因 此，仪器中的自由水就会透过陶土管进入土壤，但因陶土材料孔隙细小，孔 隙中形成的水膜不能使空气通过，而只能让水或溶质液通过（但如果压力过 高水膜破裂，空气就会透过，这时的压力称为透气值），因而在仪器内形成 一定的真空度，由仪器上的负压表读出。最后当仪器内外的势值趋于平衡 时，仪器中水的总水势Φwd与土壤中土水势Φws应该相等，即： Φwd＝Φws 土水势的完整表述为： Φ=Φm+Φp+Φs+Φg+ΦT 因为陶土管为多孔透水材料，并非半透膜，故溶质也能通过，最后达到内外 溶液浓度相等，内外溶质势Φs相等。仪器内外温度相等，温度势ΦT相 等。坐标0点选在陶土头中心，则陶土头中心的内外重力势Φg相等。这样 仪器中和土壤中的总势平衡可表述为： Φmd＋Φpd＝Φms＋Φps 式中，Φps为土壤水的压力势，Φms为土壤水的基质势，Φpd为仪器内自 由水的压力势，Φmd为仪器内自由水的基质势。 在非饱和土壤中，土壤水所受的压力为大气压（基准状态），故Φps应为 零，又仪器中自由水无基质势存在，故Φmd亦为零，所以： Φms＝Φpd＝ΔP D+z 式中，ΔP D为负压表显示的负压值（小于0），z为埋藏在土中的陶土管中 心与土面以上负压表之间的静水压力即水柱高，（向上为正，大于0）。即 可得到土壤水的基质势。按定义土壤水吸力为基质势的负值，因而即可测得 吸力值。 S=－Φms＝－ΔP D－z 如果负压表读数记为P（大于0，即P＝－ΔP D），则S=P－z 另外，在计算土样中水分的变化时，还应考虑集气管中水分的变化量。 土壤水分特征曲线（研究）综述 卢常磊（学号：1001064113） （系别：农学系专业：种子科学与工程班级：一班） 前言：土壤水的基质势（或土壤水吸力）随土壤含水量而变化，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，是研究土壤水动力学性质比不可少的重要参数，在生产实践中具有重要意义。几十年来，人们投入了大量的精力来发展确定该曲线的方法，这些方法归纳起来可分为两大类：一类是直接测定法，另一类是间接推算法（或参数估计法）。这些方法各有优缺点，而在生产实践中有的方法几乎没有实际应用价值。基于这一点，本文针对这些方法以及近年来发展的新方法进行了比较和综述。 关键词：土壤水分特征曲线 van Genuchten模型 1.土壤水分特征曲线 1.1概念土壤水的基质势（或 土壤水吸力）随土壤含水量的变化而 变化，其关系曲线称为土壤水分特征 曲线，英文名称为soil water characteristic curve。在实际中人 们也使用土壤持水曲线或土壤pF曲 线。一般，该曲线以土壤含水量Q（以 体积百分数表示）为横坐标，以土壤 水吸力 S（以大气压表示）为纵坐标。 如右图是一不同质地土壤水分特征曲线图。 1.2意义土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低，而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量，可根据土壤水分土特征曲线查得基质势值，从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度。 1.3应用土壤水分特征曲线主要有以下几方面的应用［1］：①进行基质势和含水量的相互换算。根据土壤水分特征曲线可将土壤湿度换算成土壤基质势，依据基质势可判断土壤水分对作物的有效度。也可将基质势换算成含水量，根据土壤水分特征曲线可查得田间持水量、凋萎湿度和相应的有效水范围。②表示比 第３１卷第２期２ ０ １ ３年２月水 电 能 源 科 学 Ｗａｔｅｒ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ ａｎｄ ＰｏｗｅｒＶｏｌ．３１Ｎｏ．２ Ｆｅｂ．２ ０ １ ３文章编号：１０００－７７０９（２０１３）０２－０１０６－ ０３淮北平原典型土壤水分特征曲线测定与分析 郝振纯，杨 兆，王加虎，安贵阳，朱 乾 （河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室，江苏南京２１００９８ ）摘要：为获得包气带土壤垂向属性特征，进而研究包气带水分运移规律，采用离心机法测定了淮北平原砂姜黑土区典型土壤１０个不同深度的土壤水分特征曲线，分析了土壤水分特征曲线在垂向上的变化规律，同时测定相应深度土壤的机械组成和容重，分析其对土壤水分特征曲线的影响。结果表明，该区域土壤水分特征曲线垂向分布差异很大，在包气带水分最活跃的０～５０ｃｍ差异最大。由于土壤垂向的巨大变化，淮北平原包气带水分运动模拟宜分层考虑。 关键词：土壤水分特征曲线；离心机法；吸力；持水性中图分类号：ＴＶ６；Ｐ３３４．１ 文献标志码：Ａ 收稿日期：２０１２－０９－０８，修回日期：２０１２－１０－ １３基金项目：国家重点基础研究发展计划基金资助项目（２０１０ＣＢ９５１１０１）；国家自然科学基金资助项目（４０８３０６３９，４１２７１０４２，４１１０１０１５）；中国科学院战略性先导科技专项基金资助项目（ＸＤＡ０５１１０１０２）；水文水资源与水利工程科学国家重点实验室专项基金资助项目（１０６９－ ５０９８５５１２）作者简介：郝振纯（１９５８－），男，教授、博导，研究方向为水文水资源及气候变化影响，Ｅ－ｍａｉｌ：ｈｚｃｈｕｎ＠ｈ ｈｕ．ｅｄｕ．ｃｎ 包气带水作为地表水和地下水联系的枢纽， 是水循环研究的主要内容，研究包气带水分运动规律是解决与包气带有关的水资源开发和水环境 保护问题的关键［ １，２］ 。土壤水分特征曲线作为土壤的最基本特性，是研究包气带水分运动的基础。土壤水分特征曲线表示土壤水吸力和含水率之间的关系，可进行土壤水吸力和含水率之间的换算；可用于分析土壤中空隙大小及分布、不同质地土壤的持水性及土壤水的有效性，关系到农作物灌 溉制度的确定［ ３］ 。土壤水分特征曲线测定方法主要有经验公式法（如Ｂｒｏｏｋｓ－Ｃｏｒｅｙ模型［４］ 、 ｖａｎＧｅｎｕｃｈｔｅｎ模型［５］、Ａｒｙ ａ－Ｐａｒｉｓ模型［６］ 等）及直接测定法（如离心机法、张力计法、压力膜法、平衡水汽压法、砂芯漏斗法等）两大类。其中离心机法因操作简单、可测定较宽的吸力范围等优点而被广 泛应用［ ７］ 。本文通过淮北平原区不同深度的原状土壤进行取样，用激光法和离心机法测定土壤的机械组成和水分特征曲线，分析其在垂向上的变化规律，为淮北平原的包气带水分运移规律的分析和计算提供依据。 ! 研究地区和试验方法 !$! 研究区概况 选取淮北平原最具代表性的站点五道沟试验 站［ ８］ 为试验点，该站位于安徽省蚌埠市北部固镇县境内，属于北亚热带和暖温带半湿润季风气候区，冬季干旱少雨，夏季炎热多雨，降水量年内分配很不均匀，年际变化大，多年平均降雨量８４０．０ｍｍ，最大１ ２１２．２ｍｍ，汛期６～９月降水量占年总量的６３％，多年蒸发量为１ １８１．３ｍｍ，平均气温１４．６℃。由于降水年内分配不均， 潜水埋深一般在１～３ｍ之间［９］ 。试验区土壤为砂姜黑土，属 于亚粘土，在土壤分类中划分为青黑土（区别于东 北黑土） 。!$" 试验方法 开挖剖面位于试验站院内的农田，用环刀取０、２０、３０、４０、５０、６０、８０、１００、１２０、１５０ｃｍ深度的 １０组原状土， 每组取２个平行试样。（１ ）土壤机械组成测定方法。风干后的土样过２ｍｍ筛；用过氧化氢和六偏磷酸钠制备土壤溶液；土壤溶液加入ＬＳ１３３２０型激光粒度仪即可测得土壤机械组成。 （２）土壤水分特征曲线测定方法。把土样放入盆水中７２ｈ使其饱和；将装有土样的离心盒配平，放入ＣＲ２１高速冷冻离心机转子中，设定转速、离心时间和转子室温度后开始离心；转速依次设定为５００、１ ０００、１ ５００、２ ０００、３ ０００、４ ０００、５ ０００、６ ０００ｒ／ｍｉｎ，离心时间为１００ｍｉｎ；每次离心结束后，用游标卡尺量出离心盒的顶端（去盖后）到土样表面的距离，并称重土样（连带环刀） 。 水驱曲线法，是评价天然水驱和人工注水开发油田水驱油效果的分析方法。利用相关水驱特征曲线形态，不但可以预测水驱油田的有关开发指标，还可以预测当油田开发的含水率或水油比达到经济极限条件时的可采储量和采收率，并能对水驱油田的可采储量和原始地质储量作出有效的预测和判断。目前有十几种水驱特征曲线可以用于评估油田的采收率，但总的看来，采用瞬时量描述的水驱特征曲线不如采用累积量描述的水驱曲线，因此，我们主要选用以下几种累计关系水驱特征曲线来测算可采储量。 丙型水驱特征曲线是累积液油比与累积产液量的关系式，表达式如下： 33p p p L a b L N =+ （14） 式（14）表明，油田开发到一定阶段以后，累积产液量与累积产油量之比与累积产液量在直角坐标中呈直线关系。3a 和3b 分别为直线段的截距和斜率。 将式（14）改写成如下形式 331 p p a b N L =+ （15） 对式（15）两端进行微分后得 322d d p p p p N a L N L --= 将上式两端同时除以d t ,则有 23 2p L p o L q a N q = （16） 由式（15）解出p L 并代入式（16）后得 2233 22 3(1)p L p p o a N q a N b N q =- 由上式解出p N 得 3 p N =（17） 式（17）即为丙型水驱特征曲线的累积产油量与油田含水率之间的关系式，应用该式可以测算油田不同含水率时的累积产油量、 当油田极限含水率为0.98时，得到可采储量 3 11p N b ? = -? （18） 只要知道了丙型曲线的有关常数项3a 和3b ，就可以应用上式测算油田可采储量。 将式（17）和式（18）相除，便得到可采储量采出程度与含水率的关系式 p R N N = （19） 式（14）、（17）和（18）为丙型水驱曲线的主要关系式。当水驱特征曲线出现直线关系以后，则可以利用这些公式对油田水驱动态和可采储量进行预测。 丁型水驱特征曲线的表达式如下： 44p p p L a b W N =+ （20） 它反映了油田开发到一定阶段后，累积产液量与累积产油量之比与累积产水量在直角坐标中呈直线关系，直线段的截距与斜率分别为4a 和4b 。 将式（20）改写成如下的形式 4411 p p a b N W -=+ （21） 对式（21）两端微分并同时除以d t 得 422 (1)o w p p q a q N W -= 由上式得 p p W N =（22） 由式（21）解出p W ： 441 1 p p a W b N -= - （23） 将式（23）代入（22）得 4411 ( )p p a b N N -=-土壤水特征曲线
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