水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率
两种非饱和导水参数推求方法在紫色土上的应用
第21卷第6期2007年12月水土保持学报Jour nal of Soil and Water Co nser vationV ol.21N o.6D ec.,2007 两种非饱和导水参数推求方法在紫色土上的应用程冬兵,蔡崇法*(华中农业大学资源与环境学院,武汉430070)摘要:土壤非饱和导水参数的难于获取,限制了非饱和水流数值模拟技术的实际应用。
本研究选择颇具代表性的土壤水分特征曲线推求法和简单入渗法两种方法,分别推求不同质地紫色土导水参数,并进行了分析比较。
结果显示,土壤水分特征曲线推求法和简单入渗法,推求的非饱和导水率与计算值均具有较好的一致性。
鉴于土壤水分特征曲线的易测优势和简单入渗法实验简便省时特点,采用这两种方法进行紫色土非饱和导水参数的推求或预报是可行的。
关键词:紫色土; 非饱和导水率; 水分特征曲线; 简单入渗法中图分类号:S152.7 文献标识码:A 文章编号:1009-2242(2007)06-0143-04Application of Two Methods of Estimating Soil Hydraul ic Properties on Purple SoilCHENG Dong-bing,CAI Chong-fa(College of Resource and Environment,H uaz hong A gr icultural U niver sity,W uhan430070)Abstract:Soil unsaturated hy draulic properties w ere not available,w hich restricted the technology of unsaturated hydraulic simulation to be applied to the field.In this research two representative m ethods of estimating soil hydraulic properties based on soil w ater retention curve and simple infiltration w ere em ploy ed,and unsaturated hydraulic properties w ere estimated and compared by these tw o methods for different textural purple soils.The results show ed that the unsaturated conductivities estimated by soil w ater retention curve and simple infiltration w ere in good ag reem ent with calculated unsaturated conductivities.Because of the advantage of measuring easily for soil w ater retention curve and the characters of simple ex periment and time-saving for the simple infiltration, these tw o methods being em ploy ed to estimating purple soil unsaturated hy draulic properties w ere feasible.Key words:purple soil; unsaturated conductivity; soil w ater retention curve; simple infiltration研究评价土壤水分运移状况及建立水分运动模型,简易准确获取水动力学参数是前提,尤其是非饱和导水率[1]。
不同林地土壤水分入渗和入渗模拟的研究_周择福
第33卷第1期1997年1月 林 业 科 学SC IEN TIA SILV AE SIN ICAE V o l.33,N o.1J a n.,1997不同林地土壤水分入渗和入渗模拟的研究*周择福 洪玲霞(中国林业科学研究院林业研究所 北京 100091) (中国林业科学研究院资源信息研究所 北京 100091)摘 要 由达西定理和能量守恒原理推导了土壤水分入渗的数学模型,水平土柱法实测了模型中的基本运动参数:土壤水分扩散率D(θ),推求了土壤水分非饱和导水率K(?,经过计算机用有限差分法模拟了六块不同林地的土壤水分入渗过程,实地试验检验了模拟结果。
结果表明计算的累积入渗量和入渗率与实测值非常一致。
经过模拟结果绘制的入渗时水分随时间变化的剖面图,形象地反映了不同林地的土壤水分入渗的全过程。
关键词 土壤水分入渗,动态模拟,不同林地类型土壤水分入渗过程和渗透能力决定了降雨进程再分配中的地表迳流和土壤储水性,在干旱、半干旱地区,林业发展的主要途径是充分有效地利用自然降水、减少地表迳流、增加土壤水分。
因此,土壤水分入渗的研究在干旱半干旱地区较为重要。
多年来,该研究逐步深入。
研究途径可分为两类:纯经验公式和半理论、半经验公式。
随着计算机技术和数学——物理建模技术的发展,利用数学——物理的原理,建立数学模型,然后应用计算机技术进行数值模拟,再经实验验正模拟结果,解决实际问题,减少大量的田间试验,提高试验精度。
用这一方法研究土壤水分入渗已经在农业和水利部门取得了很大的成功,推动了农田水利土壤水分研究的向前发展[1]。
但是,此项研究在林业,特别在干旱、半干旱地区的不同林地尚属空白。
因此,本文就此问题进行了研究。
1 土壤水分入渗模型的建立及边界条件的确定 由Darcy定律和能量守恒原理推导的土壤水分运动方程反映了土壤水分运动的基本规律,其方程为: θt=z D(θ)θz±K(θ)z(1)式中:θ为土壤容积含水量(cm3/cm3);D(θ)为土壤水分扩散率(cm3/cm3);K(θ)非饱和导水率(cm/min);z为土壤水分入渗的深度(cm);K(θ)/z为由土壤水的重力势引起的水分变化,水流方向与所取坐标访向一致取+,否则为-。
土壤水分运动
gradient）
饱和导水的特点： 1.水力梯度(水头梯度 hydraulic gradient）：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(Ks hydraulic conductivity） （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。
f =
η 为粘滞度（泊：达因 ⋅ 秒 / 平方厘米） ρ 为流体密度（克 / 立方厘米）
g 为重力加速度（厘米 / 秒 2 )
ρg η
L −1T −1
（2）（内)透水率（k）： 取决于土壤孔隙几何特性 Kη k= ( L2 ) ρg 关于温度对导水率影响包含在对粘滞系数影响范围了。 如果不是水，而是其 它液体时，达西定律形式为： ρg q = −k ∇H η
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
（三）导水率、透水率和流动性（hydraulic conductivity ，permeability，and Fluidity) 1.导水率（hydraulic conductivity） 导水率是通量q与水头梯度（△H / △X）的比率，或者是通量对梯度关系的 斜率。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
（二）通量、流速和弯曲度（Flux，Flow velocity，and Tortuosity） 1.通量（q）（flux）和流速（ flow velocity ）： 达西定律中q叫它通量或通量密度（flux density）：它是指单位时间通过单位 横截面积的水量（flux density is the volume of water passing through a unit crosssection area (perpendicular to the flow direction) per unit time. 它的量纲（the dimensions of the flux are）q=Q/At=L3/L2T=L/T(LT-1) 由此可见，q具有速度单位，人们就把通量密度也称为流速（flow velocity）。 其实应用“通量”要比“流速”好。因为土壤孔隙的复杂性（形状、宽度和方向） 都是变化的，土壤中真实流速也是极不稳定的。如果要用流速的话，最好用“平 均流速”略微接近实际。 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。（讨论的是L问题) Toutuosity can be defined as the average ratio of the actual roundabout path to the apparent, or straight, flow path。 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。
水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率
试验题目：水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率 1 试验目的和测定原理1.1 试验目的掌握利用水平土柱法测定土壤水扩散率D(θ)的方法。
该法是利用一个半无限长水平土柱的吸渗试验资料，结合解析法求得的计算公式，最后计算求出D(θ)值。
1.2 实验原理做一个厚度较小（小于10cm ）的水平土柱，长度为100cm 左右，使密度均一，且有均匀的初始含水率。
在土柱进水端维持一个接近饱和的稳定边界含水率，并使水分在土柱中作水平吸渗运动，忽略重力作用，作为一维水平流动其微分方程和定解条件为a ()t bD x x θθθθθθθ∂∂∂∂∂∂⎧⎡⎤⎪⎢⎥⎣⎦⎪⎪⎨⎪⎪⎪⎩＝＝＝式（b ）中为初始条件，即土柱有均匀的初始含水率a θ。
式（c ）为进水端的边界条件，即土柱始端边界含水率始终保持在b θ（接近饱和导水率）。
方程（a ）在上述定解条件下，求出其解析解，即可以得出()D θ的计算公式。
该方程为非线性偏微分方程，求解比较困难。
采用Boltzmann 变换，将其转化成偏微分方程求解。
Boltzmann 变换如下：方程a 可改写为以距离坐标x(θ，t)为因变量的基本方程即：⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂-θχθθχ/)(D t (1) 假定此方程的解是变量分离的，即)()(t s θηχ= 将其代入以х为因变量的基本方程中，整理后结果为：χ>0 t=0 χ=0 t>0(a)(b) (c)⎥⎦⎤⎢⎣⎡-=θθηθθθηd d D d d dt t ds t s )(/)()(1)()( (2) 上式左端只随t 变化，右端只随θ变化。
该式对任意的t 与θ都成立，则等式的两端必为同一常数，假定为A,故⎥⎦⎤⎢⎣⎡-θθηθθθηd d D d d )(/)()(1＝A (3)=dtt ds t s )()( A (4) 对式（4）积分的结果为[]211)(2)(c t A t s +=（1c 为积分常数）将此式代回（2）得，[]211)(2)(c t A +=θηχ引入参数λ，令)()2(21θηλA =于是211)(c t +=λχ （5） 由b ，c 的条件得：0)(0=θλ ，11/)(c χθλ=由此可知1c 必须为0，即1c ＝0将此代入（5）中，则得到21)(),(tt θλθχ=即为Boltzmann 变换将分别对t 和θ求导，其结果代入方程（1）整理后得到求解土壤水分运动的常微分方程⎥⎦⎤⎢⎣⎡-=))((2)(θλθθθθλd d D d d 假设λ与 θ的关系是连续光滑的曲线，则必然有i θθ=，0=λθd d 时， 对上式积分，得)()(2)(θλθθθθλθθd d D d i-=⎰即是含水量θ随时间和坐标x 得变化关系 解出()D θ值计算公式为：a ()d 1d 2d D θθθθθ⎰＝－λ（）λ（d ）式中，λ为Boltzmann 变换的参数，21t χλ=。
大学土壤水分溶质动力学实验报告
土壤水分溶质动力学实验报告实验目的通过水平土柱以及垂直土柱入渗实验，了解水分的入渗过程、入渗特性，以及用水平土柱入渗法测定土壤水分扩散率的方法，利用垂直入渗实验测定土壤饱和导水率的方法。
实验方法和步骤1、土壤样品准备：样品风干、磨细、过筛等。
2、装土柱：分层次将一定容重的土壤装填在土柱中。
3、入渗实验：在土壤入渗过程中，观测不同时间土壤湿润峰的迁移，不同时间的入渗水量，入渗结束后测定不同层次土壤含水量。
实验结果分析（1）用EXCEL绘制土壤累积入渗量曲线，土壤入渗速率曲线、湿润锋的迁移与时间的平方根曲线、土壤水分在剖面分布曲线，分析土壤的入渗特性。
（2）计算土壤水分扩散率，绘制扩散率与含水量曲线。
计算土壤饱和导水率。
一、水平土柱入渗实验1、实验目的在熟练掌握水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率原理的基础上了解土壤水平入渗特性，确定入渗条件下湿润锋x和时间t之间的关系，了解入渗条件下土壤累积入渗量曲线以及数学表达式，在此基础上,计算土壤的入渗速率以及数学表达式，同时得到土壤水扩散率D(θ)的关系，并绘制相应的图表。
2、实验要求水平土柱（长30cm），是由直径5cm，厚度为2cm的单环组装形成的，土柱装土土壤为老师事先准备好的沙壤土，控制装土容重为1.4g/cm3。
水平入渗过程中，进水端的水位由马氏瓶控制。
入渗过程中，观测不同时间的累积入渗量以及湿润锋的距离。
实验结束后，用烘干法分层测定土壤重量含水率，计算体积含水率。
3、实验方法与步骤（1）土壤样品准备：样品风干，磨细、过筛（孔径2 mm）；（2）装土柱：在内径为5cm的水平实验土槽底部垫上滤纸，然后将实验用土按设计容重 1.4g/cm3的标准分层装入水平土槽中，为保证土的均匀性，我们将土按2cm高度分层装入；（3）在马氏瓶中装入一定量的水，将下部进气阀和出水阀关闭；（4）用橡皮输水管将马氏瓶的出水口与水平土槽进水口相连，然后打开马氏瓶顶部的加水孔的橡皮塞和出水阀，同时将水平槽的排气孔打开，给水平土槽下部的水室进行排气和充水，保证水能够均匀的入渗；（5）水室充满水后，立即将马氏瓶加水孔和水平土柱的排气孔密封，打开马氏瓶下部的进气阀，将水平土柱放平，让水平土柱中心轴与马氏瓶的进气阀相平，这样才能保证水平入渗在无压条件下进行，同时，打开秒表开始计时，并记下马氏瓶上的刻度数；（6）按照先疏后密的原则进行连续观测，每记下时间和马氏瓶上的刻度数，达到稳定入渗时，停止实验，然后打开水平土槽，将其中的土按2cm长度分层装入事先准备好的的铝盒中，然后称重，并放入烘箱进行烘干、承重。
土壤水分扩散率单一参数模型的土壤转换函数
粒径 测 定 仪根 据 我 国土 壤 质地 分 类 标 准测 定 ： 土 壤
有机 质含 量 采用 稀释 热法 测定 非饱 和 土壤水 分 扩 散率 采用 水平 土 柱吸 渗法 进行 测定 试 验 采用 的 装 置为： 用３ ０ ｃ ｍ 长 的有 机 质玻 璃 制成 的实 验槽 装 土 ． 土柱 为长 ３ ０ ｃ ｍ、 直径 ５ ｃ ｍ 的圆柱 形 按要 求 干容 重
率 测 得土 壤 物理 特性 数据 见表 １ 。
的较 为简易 而有 效 的方 法 ｕ 。 但 对 土壤 水分 扩散 率
的研究 ． 大 多数 只是分 析 了在 土壤 水 分扩 散 率 与 单
一
的 土壤 物 理 特性 之 间 的关 系 ． 而 土壤 水 力 参 数 的
空 间 变异 是 各 种过 程 和 因 素共 同作 用 的结果 ［ １ ２ ，
土 壤物 理 特 性 的关 系 ． 建 立 了土 壤 非饱 和 水 分 扩 散 率 的土壤 转换 函数
对式（ １ ） 两边 取 对数 ， 则转 换 为 ：
ｌ ｇ Ｄ＝ － ＡＯ ＋ Ｂ （ ２ ）
１ 采 样 与 数 据 测 定
采 样 点 位 于 西 北农 林 科 技 大 学 灌 溉 试 验 站 周
中图 分 类 号 ： Ｓ １ ５ ７ ． ２
非 饱 和 土 壤 水 分 扩 散 率 是 表 征 土 壤 水 动 力 学 的重要参数之一 ． 它反 映 了 土 壤 孔 隙 度 、 空 隙大 小 分 布 以及 导 水性 能 ． 并 影 响 着土 壤 中水 分 运 动 的 状 况ｌ １ － ４ １ 因此 非饱 和 土壤水 分 扩散 率 的研究 具有 非 常 重 要 的 意义 ． 长 期 以来 ． 许 多 学 者 就 这 方 面 做 了大 量 的研 究 工作 ． 内容 主 要 是针 对某 区域 或 某 土壤 类 型 的 水 分 扩 散 率 以 及 土 壤 理 化 性 状 对 扩 散 率 的影 响 但 是 由于 土壤 物理特 性 具有 强烈 的空间变 异
利用hydrus反推土壤参数
0 200 400 600 800
0 5 10 15 20 25 30 35
时间/min
湿润深度/cm
(c)
(d)
图 2 累计入渗量、入渗率、湿润锋、含水量分布的模拟值与试验结果对比
Fig.1 Comparison between simulation value and measured value for accumulation infiltration、infiltration rate、
0.0047154 0.5
-3-
SSQ（目标函 数值） 1.772
表 3 拟合结果中参数相关性 S.E Coeff（标准差）
α
n
1.605×10-7 0.54849
Ks
1.3779×10-3
RSQUARE（相关系数） 0.99687
2.2 土壤水力参数验证
摘 要：预测分析非饱和土壤水分运动特征必须首先获得土壤水力参数，而且土壤水力参数 的准确性决定着与这些参数有关的土壤水分运动的数值模型的准确性。本文依据一维积水入 渗试验的累积入渗量资料利用 Hydrus-1D 软件反推土壤水力特性参数，利用反推的土壤水力 特性参数和 Hydrus-1D 软件对一维积水入渗过程的累积入渗量、入渗率、湿润深度、含水量 分布进行模拟并与实测值进行对比，结果显示，土壤累积入渗量、入渗率、湿润锋、含水量 分布的实测数据与模拟数据之间的平均相对误差均在 2％～15％之间，软件模拟数据与试验 实测数据基本吻合，这说明利用 Hydrus-1D 软件在反推土壤水力特性参数及模拟土壤水分运 动方面是可行的。 关键词：土壤水分运动；土壤水力特性参数；Hydrus-1D；参数反推
-1-
饱和――非饱和介质中一维水流、热、溶质运移的软件包。它是通过结合初始和边界条件数 值求解 Richards 水流控制方程和溶质、热传递对流－弥散方程来求解水流和热流运动以及溶 质运移规律的模型。该模型包括正解问题和反解问题两大模块。本文采用反解模块进行土壤 水力参数的反推，之后利用正解模块模拟和验证土壤水力参数准确度。
非饱和土壤导水率的测定
张力
导水率
cm
cm/hour
-5
-20
-30
-55
Wood 公式：土壤非饱和导水率与入渗速 Gardner 公式：饱和导水率与非饱和
率之间的关系
导水率之间的关系
Ksat：饱和导水率
h:不同张力
八、实验注意事项
1、保证盘和沙子的接触情况良好； 2、测量过程中，一定要保持气泡收集管的底部和入渗盘的尼龙膜在同一个水平面上。 3、测量开始之前确保两管几间的夹子打开，负压管的夹子也打开，尼龙盘及与水塔间软管 均无气体。 4、每一次测量前都要求加水至规定的标准位置。先关闭连接软管的阀门，加水后再打开。
九、预习与思考题
测量时为什么从高的张力测量值开始？例如 15cm，10cm，5cm。
十、实验报告要求
1、除按报告纸格式要求填写外，实验数据处理中要体现原始数据，和简单的处理过程， 2、主要包括分析本实验所得结果的正确性都受何条件影响 3、对本次实验后面思考题的解释。
⑴找一个脸盆类的储水容器，拔掉入渗盘一头的连接软管接头，将盘放入容器中，抽气， 注意要将盘中的空气全部排掉。
⑵关闭连接软管中部的阀门，打开储水管顶部的盖子，往管子里加水至离顶部 5 厘米处， 盖上盖子。 操作该步骤同时提起水塔，将连接软管的接头连接到入渗盘上，打开软管上的阀门前后 晃动水塔，使软管里的空气进入储水管，然后将水塔、入渗盘放在一个平台上，注意平 台表面的清洁。 ⑶往气泡收集器加水直至离顶部 7 厘米处，最后插入气压调节管。［张力值就是通过气 泡收集器调节的，假如要测量 xcm 水张力下的导水率，就需要将压力调节管的底端调节 到气泡收集管水面下（X＋4.6）厘米处］ 每一次测量前都要求加水至上述的标准位置。先关闭连接软管的阀门，加水后再打开。 5.测量 1）除去圆环外的沙子。（用于计算导水率的有效直径沙环的直径。） 2）去掉金属环，将入渗盘放到沙子上； 3）检查盘和沙子的接触情况，保证接触良好； 4）测量过程中，一定要保持气泡收集管的底部和入渗盘的尼龙膜在同一个水平面上。 5）测量记录之前确保两管之间的夹子打开，负压管的夹子也打开，尼龙盘及与水塔间软管 均无气体。 6）需要测定不同的土壤张力，可以调节气泡收集管的压力调节管，重复以上步骤。测量时 从高的张力测量值开始，例如 15cm，10cm，5cm。
推求土壤非饱和运动参数的方法
推求土壤非饱和运动参数的方法硕士生：景为学科专业名称：土壤学研究方向：土壤水分动力学指导教师：邵明安研究员准确获取能代表田间土壤条件的土壤水分运动参数（土壤水分特征曲线（或比水容重C）、土壤导水率K和土壤水分扩散率D）是模拟土壤中水和溶质运动的基础。
三个参数中，以预测非饱和导水率最为困难，原因之一在于直接测定困难。
对土壤水分运动参数空间变异性认识的加深将有助于预报田间水分和溶质迁移过程，也有助于完善参数确定的方法，使之更具普遍性。
在以往的研究中，已有许多直接测定或间接推求这些参数的方法。
本文选取了其中的三种代表方法，以实测水分特征曲线作为标准进行比较，评价各自的优缺点及适应范围。
三种方法是：(1)实测土壤水分特征曲线；(2)用简单入渗法推求van Genuchten水分特征曲线模型中的参数α和n,通过实测饱和导水率Ks，结合导水率模型而获得非饱和导水率K；(3) 根据土壤水分水平和垂直再分布过程直接推求非饱和导水率K和扩散率D。
研究结果表明：1．四种非扰动土壤饱和导水率具很大的差别，其半方差随间距加大而增加，但很快达到一个稳定值,此值即为其变异性的空间尺寸，沙土、黑垆土的空间尺寸为2m，黄绵土的为2.24m，娄土的则更小。
2．土壤水分再分布实验表明，用三种函数拟合湿润锋湿度与平均湿度的关系时，以指数函数拟合计算的比水容重值与实测值最为吻合，尤其是沙土、黄绵土、娄土。
3．利用简单入渗法估计van Genuchten水分特征曲线模型模型中的参数时，α和n值推求的准确度就主要取决于S值测定的准确度，而S的准确测定较易实现，由此可断定简单入渗法的准确性较高。
4．在三种推求导水参数的方法中，水分再分布方法准确性较差，但它无需测定水分特征曲线即可直接得到土壤导水参数K和D，是一种非常简便的方法，尤其适宜于黄土高原沙土导水参数的测定；由简单入渗法获得的水分特征曲线与实测值吻合最好，随着质地变细，拟合效果更好，适合于黄土高原黄绵土、黑垆土和娄土导水参数的测定，而且还解决了Van Genuchten模型中参数不唯一的问题，实验简便，省时（约需2天），计算简单，结果准确，具有很大的优越性。
用水平土柱估算土壤入渗性能和水分布简化模型方法
2011年1月农业机械学报第42卷第1期用水平土柱估算土壤入渗性能和水分布简化模型方法*毛丽丽 雷廷武(中国农业大学水利与土木工程学院,北京100083)摘要 在对G reen Ampt 修正模型研究的基础上,根据水量平衡原理,提出了在水平土柱试验供水量、土壤初始与饱和含水率、土壤含水率线性分布假定的基础上计算土壤入渗性能的简化模型方法。
用本研究提出的简化算法计算得到的土壤入渗性能与其他方法得到的结果非常接近。
将该简化方法计算得到的土壤含水率分布与实测值进行比较表明,平均误差为4 18%,证明该方法估算的土壤含水率分布与实测值非常接近。
结果表明该方法可以较为准确地估算土壤入渗性能在时间上及含水率在空间上的分布,能方便地应用到相关研究与应用中。
关键词:水平土柱 G reen Ampt 入渗模型 土壤含水率 修正模型中图分类号:S152 7+2文献标识码:A文章编号:1000 1298(2011)01 0049 05Si m plifiedM ethod for SoilW ater D istributi on and I nfiltrability Esti m ationsM ao Lili Le iT i n g wu(College of H ydraulic and C ivil Eng ineering,China A gricu ltural University,Beijing 100083,China )Abst ractA si m p lified m athe m atic m odel w as for m ed to esti m ate the so il infiltrab ility fro m the tota l w ater supply ,the i n iti a l and sat u ra ted soilw ater con tent and the li n ear assumpti o n o f the so ilw ater distribution based on the study o f m od ified Green Ampt mode l and the m ass/w ater balance pri n c i p le .The so il i n filtrability esti m ated w ith t h is ne w si m p lified m e t h od is ver y close to the values calcu lated w it h the other m ethods .Co m parisons w ere m ade bet w een the predicted and m easured so il w ater d istri b u ti o n .The average relati v e err o r w as 4 18%w hich verified that the predicted one w as ver y close to the m easured val u es .The results sho w ed that the ne w l y suggested m odel cou l d pred ict the soilw ater distri b ution a l o ng the horizontal so il co l u m n as a function of ti m e very accurate l y .This ne w m ode l i s read il y applicab le to the re lated stud i e s and applicati o ns .It has g reat i m po rtance for the study o f hydrolog ic circulationstud ies .K ey w ords H orizontal so il co l u m n ,G reen Am pt infiltration m ode,l So ilw ater con ten,t M od ifiedm ode l收稿日期:2009 12 10 修回日期:2010 01 06*国家自然科学基金资助项目(40635027)作者简介:毛丽丽,博士生,主要从事农业水土工程研究,E ma i :l l eoa m@126.co m通讯作者:雷廷武,教授,博士生导师,主要从事农业水土工程研究,E m ai:l dd ragon @pub li c3.b ta .net .cn引言土壤入渗过程是水文循环中的重要环节。
土壤水动力学考题以及答案doc
1.土壤水基质势, P14。
土壤水的基质势是由于土壤基质对土壤水分的吸持作用引起的。
单位数量的土壤水分由非饱和土壤中的一点移至标准参考状态, 除了土壤基质作用外其他各项维持不变, 则土壤水所做的功即为该点土壤水分的基质势。
2.土壤水吸力, P18。
3.土壤水吸力是土壤基质势和溶质势的负数, 在研究田间土壤水分运动时, 溶质势一般不考虑, 因此, 一般所说的土壤水吸力指土壤基质的吸力。
4.导水率, P29非饱和土壤的导水率K又称为水力传导度, 由于土壤中部分孔隙为气体所填充, 故其值低于该土壤的饱和导水率。
土壤水扩散率, P38。
非饱和土壤水的扩散率)(θC的比值。
K和比水容量)(θD为导水率)(θ5.比水容量, P196.土壤水分特征曲线斜率的倒数即单位基质势的变化引起的含水量变化, 称为比水容量。
7.稳定蒸发P1338.在蒸发的起始阶段, 表土的蒸发强度不随土壤含水率降低而变化,称为稳定蒸发阶段。
9.土壤水分入渗P77土壤水分入渗是指水分进入土壤的过程。
10.零通量面P5211.土壤中任一点的土壤水分通量由达西定律给出, 当水势梯度时, 该处的通量q＝0, 则称该处的水平面为零通量面ZFP。
土壤入渗特性曲线受哪些因素的影响？各影响因素如何对其产生影响？ P20土壤水分特征曲线受土壤质地、土壤机构、温度和土壤中水分变化的过程等因素的影响。
（1）一般说, 土壤的粘粒含量愈高, 同一吸力条件下土壤的含水率愈大, 或同一含水率下其吸力值愈高。
这是因为土壤中粘粒含量增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。
（2）土壤愈密实, 则大孔隙数量愈减少, 而中小孔径的孔隙愈增多, 因此, 在同一吸力值下, 干容重愈大的土壤, 相应的含水率一般也要大些。
（3）温度升高时, 水的粘滞性和表面张力下降, 基质势相应的增大, 或说土壤水吸力减小, 在低含水率时, 这种影响表现的更加明显。
（4）对于同一土壤, 即使在恒温条件下, 由土壤脱湿过程和土壤吸湿过程测得的水分特征曲线也是不同的。
第6章 土壤水分运动参数的测算
初始含水量不变）；一定要耐心等待入渗达到稳定
状态。
b. 稳定蒸发法
土 柱
负 压 计 陶土板 滤 料
稳定蒸发法试验装置示意图
土柱表层维持某一蒸发条件（ ），下部保持一定的 水位，当补给水分通量q与蒸发速率 相等时，土柱各深 度z处含水率（或基质势m）基本保持不变，有（z向上 为正）：
m q K ( m ) 1 z
c. van Genuchten公式（van Genuchten [1980]）
r
1
m
s r
n m
式中：r为残留含水率；, m, n为拟合参数。
若令m = 1 - 1/n，则可推导出K的表达式如下：
1 n 1 1 m m K Ks n m/2 1 m
z2
z1
dz q( z 2 , t ) q( z1 , t ) t
q ( z 2 , t ) q ( z1 , t )
z2
z1
dz t
m q K ( m ) 1 z q( z 2 , t ) K ( m ) m 1 z z z2
d 2 d
d D( ) d
6.2 水平土柱法测定非饱和土壤水 扩散率
6.2.1测定原理
对上式自 i 至 积分，得
1 d d D( ) 2 i d
d 1 D( )
2 d
i
d
由不同的x, t ~ D( )
j j 1
Lj
H
N j
6.3 层状饱和土壤导水率的计算
水平土柱法测定非饱和土壤水力扩散度实验
文 章 编 号 ：０ ７— ５６ ２ １ ） １ ０ ７ Ｏ １０ ７ ９ （０ ２ ０ — ０ ９一 ３
土壤水平扩散度的测定
⑸ 实验土样必须严格按照一定容重装填，土样初始 含水率不宜过低或过高，重量含水率应控制在4%～ 8%之间。土壤含水量过低，装土时土粒飞扬；土壤 含水量过高，土壤不易砸实。
总的来说，土壤水分运动参数测定系统在实验过 程中是全程自动监控，较之传统实验方法避免了人 为因素的影响，大大降低了实验数据与真实数据之 间的误差，但由于电子传感器的频繁应用，其精确 程度又成为影响实验结果的必然因素，因此，实验 前的准备工作至关重要，任何一个小的失误都有可 能导致整个实验的失败。
⑴ 土壤水势传感器作为自动监测系统的重要组成部 分，其灵敏度直接影响对土壤水势变化规律的观测， 当仪器密封后，传感器至测点（陶土头中部）间存 在一个静水压力值，为作精确测量，此静水压力差 应予消除。因此，在实验开始前对传感器标定的精 确与否至关重要。
⑵ 陶土头是土壤水势传感器的感应部件，因其质 地不尽相同，所以陶土头的孔隙大小不一，即透水 能力存在差别，直接导致对土壤水势测定的误差， 从而影响实验结果的准确性。
由上式可以看出，水力传导度是土壤含水率 的函数
常规测定方法的缺点
目前，用水平土柱法测定非饱和土壤水分扩 散度，普遍使用的方法是Bruse和Klute(1956年) 提出的，即利用一个半无限长水平土柱吸渗实验， 忽略重力作用，根据一维水平流动的偏微分方程 和定解条件，引入Boltzmann变换后，将偏微分 方程化为常微分方程，用解析法求得计算公式， 再由实验资料列表计算值。
⑶ 水势、水量和温度传感器应在安装24小时之后方 可进行数据采集，比如水势传感器的陶土头的水膜 与土样中的水分相连，需要一定时间才能达到稳定， 尤其是水势传感器应尽量在计算机读数稳定后使用。 采集时间最好在清晨，以避免测点和仪器因温度不 同而造成的误差。
土壤水分扩散速率实验
土壤水分扩散速率实验1、测定原理为了消除重力的影响，实验过程采用水平土柱进行，该测定过程要求土柱的土壤质地均一、且初始含水率均一、土柱进水端水位恒定，压力为零。
这样水分在土柱中作水平吸渗运动，其前进的最主要动力便是土壤基质吸力。
不饱和水分在不太厚的水平土柱中运动时，重力作用可以忽略，视作一维水平运动。
土壤中一维水平流方程及其定界条件为：⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎨⎧>∞=>===>=⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂0,0,00,0)(t x t x t x x D x t ab a ―θθθθθθθθθ（1） 式中：θ为距进水边界x 处的土壤含水率（m 3·m -3）；a θ为土柱初始含水率（风干土壤含水率）（m 3·m -3）；b θ为土柱始端维持的饱和含水率（m 3·m -3）；x 为土柱中断面距始端的距离（cm ）；t 为时间（min ）；)(θD 为土壤水分扩散率（cm 2·min -1）。
采用Boltzmann 变换，将（1）式变为常微分方程，求解得到)(θD 的计算公式为：⎰=θθθλλθθaD d )d /2(d 1-)( （2） 式中：2/1-=xt λ为Boltzmann 变换的参数。
进行水平土柱吸渗试验时，测出t 时刻土柱含水率分布，并计算出各x 点的λ值，就可以绘制出)(λθf =关系曲线。
由曲线就可以求出相应于不同θ值的λθd /d 值和⎰θθθλad 值，应用式（2）就可以计算出)(θD 。
为了便于计算，通常将（2）式改写为差分形式：∑∆∆∆=θθθλθλθa D 21-)( （3）这样可将λθ~图划分成条状，然后列表计算或编制程序由计算机计算因而可以计算出土壤水分扩散率)(θD 。
2、试验装置试验采用长度为100cm 的长方形有机玻璃扩散槽（也可采用有机玻璃管制成，在装土样段由几个圆环组成，以供渗水结束后取土），宽为20cm ，高为10cm 。
非饱和土壤导水率的测定
六、实验步骤
1. 检查气密性 拔掉入渗盘上连接软管的接头，关闭软管上的阀门，使用手动泵给管子充气到100mb，不要 充太足以免损坏仪器。密封气体出口，将管子放入水中，仔细察看有没有气体泄露，有的话 根据不同的漏气部位采取不用的措施。 2.校准仪器（校准应该教师在实验室完成）
得到非饱和导水率和土壤表面张力的关系式。
根 据 WOOD 于 1968 年 提 出 了 在 半 径 为 R 的 土 壤 上 稳 态 入 渗 速 率 的 计 算 公 式
Q = πr 2 K[1 + 4 ] （1） πrα
和 Gardner 公式 K (h) = K sat exp(αh) （2）
将 Gardner 公式代入 Wood 公式得：
三、仪器设备
SW080B 渗透仪
主要组件： 1. 气泡收集管（细管）：用于设定土壤表面张力 2. 蓄水管（粗管）：储存水，用于测量导水率
3. 入渗盘：和土壤接触，为土壤表面提供压力
4. 连接软管：连接水塔和入渗盘，中间有阀门来控制水的供应。
四、所需耗材
蒸馏水，硅质砂子
五、实验原理、方法和手段
SW080B用于快速，简单、准确地测量原位土壤在不同张力条件下的非饱和导水率并可以
《非饱和土壤导水率的测定3
一、实验目的
1、了解圆盘入渗测定非饱和土壤水导水率的原理
2、学会 SW080B 入渗仪的操作方法
实验要求：必修
3、利用原始数据熟练计算
二、实验内容
一定时间内测出不同张力（即水下 15cm，10cm，5cm）下稳渗的渗流量（其中时间由秒 表表征，渗入地下的水量由水塔内的水位差表征），求得饱和导水率 Ksat，进而求得非饱和 导水率。
一种测定非饱和土壤水扩散率的装置[实用新型专利]
![一种测定非饱和土壤水扩散率的装置[实用新型专利]](https://img.taocdn.com/s3/m/d9211312941ea76e59fa04c7.png)
专利名称：一种测定非饱和土壤水扩散率的装置专利类型：实用新型专利
发明人：李浩,石磊,李帅,关少龙,黎鸣
申请号：CN201720194568.0
申请日：20170301
公开号：CN206891916U
公开日：
20180116
专利内容由知识产权出版社提供
摘要：本实用新型公开了一种测定非饱和土壤水扩散率的装置，包括龙头瓶、试样筒和水箱，龙头瓶内装有水，顶部设置橡胶塞，橡胶塞上设置有玻璃管；龙头瓶出水口处连接有连接管，连接管与水箱底部进水口相连，水箱侧面开设有多个与试样筒外径相等的圆孔，试样筒端部设置在圆孔内并密封连接；水箱顶部用塑料薄膜密封；试样筒内部夯实有土体，土体外侧设置有机玻璃多孔滤板，有机玻璃多孔滤板外侧填充碎石，有机玻璃筒端部设有前盖，前盖与试样筒粘结固定，前盖上均匀布有进水孔；进水孔处设有反滤层。
本实用新型可以同时进行多组实验，同时测定多组土壤水的扩散率，而且可以通过增加或减少有机玻璃筒单元的个数，实现有机玻璃筒长度的变化。
申请人：长安大学
地址：710064 陕西省西安市碑林区南二环中段33号
国籍：CN
代理机构：西安通大专利代理有限责任公司
代理人：张弘
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试验题目：水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率 1 试验目的和测定原理
1.1 试验目的
掌握利用水平土柱法测定土壤水扩散率D(θ)的方法。
该法是利用一个半无限长水平土柱的吸渗试验资料，结合解析法求得的计算公式，最后计算求出D(θ)值。
1.2 实验原理
做一个厚度较小（小于10cm ）的水平土柱，长度为100cm 左右，使密度均一，且有均匀的初始含水率。
在土柱进水端维持一个接近饱和的稳定边界含水率，并使水分在土柱中作水平吸渗运动，忽略重力作用，作为一维水平流动其微分方程和定解条件为
a ()t b
D x x θ
θθθθθθ
∂∂∂∂∂∂⎧⎡
⎤⎪⎢⎥⎣⎦
⎪⎪
⎨⎪⎪⎪⎩
＝＝＝
式（b ）中为初始条件，即土柱有均匀的初始含水率a θ。
式（c ）为进水端的边界条件，即土柱始端边界含水率始终保持在b θ（接近饱和导水率）。
方程（a ）在上述定解条件下，求出其解析解，即可以得出()D θ的计算公式。
该方程为非线性偏微分方程，求解比较困难。
采用Boltzmann 变换，将其转化成偏微分方程求解。
Boltzmann 变换如下：方程a 可改写为以距离坐标x(θ，t)为因变量的基本方程即：
⎥⎦
⎤
⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂-
θχθθχ/)(D t (1) 假定此方程的解是变量分离的，即)()(t s θηχ= 将其代入以х为因变量的基本方程中，整理后结果为：
χ>0 t=0 χ=0 t>0
(a)
(b)
(c)
⎥⎦⎤⎢⎣
⎡
-=θθηθθ
θηd d D d d
dt t ds t s )(/)()(1)()
( (2) 上式左端只随t 变化，右端只随θ变化。
该式对任意的t 与θ都成立，则等式的两端必为同一常数，假定为A,故
⎥⎦⎤⎢⎣
⎡
-θθηθθ
θηd d D d d
)(/)()(1＝A (3) =dt
t ds t s )
()
( A (4) 对式（4）积分的结果为
[]21
1)(2)(c t A t s +=（1c 为积分常数）将此式代回（2）得，
[]21
1)(2)(c t A +=θηχ
引入参数λ，令)()2(21
θηλA = 于是21
1)(c t +=λχ （5） 由b ，c 的条件得： 0)(0=θλ ，11/)(c χθλ= 由此可知1c 必须为0，即1c ＝0
将此代入（5）中，则得到2
1)(),(t
t θλθχ=即为Boltzmann 变换
将分别对t 和θ求导，其结果代入方程（1）整理后得到求解土壤水分运动的常微分方程
⎥⎦⎤⎢⎣
⎡-=))((2
)(θλθθθ
θλd d D d d 假设λ与 θ的关系是连续光滑的曲线，则必然有i θθ=，0=λ
θ
d d 时， 对上式积分，得
)
()
(2)(θλθ
θθθλθ
θ
d d D d i
-=⎰即是含水量θ随时间和坐标x 得变化关系 解出()D θ值计算公式为：
a ()d 1
d 2d D θθθθθ⎰＝－λ（）
λ
（d ）
式中，λ为Boltzmann 变换的参数，2
1
t
χλ=。
进行水平土柱吸渗试验时，
在t 时刻测出土柱的含水率分布，并计算出各x 点的λ值，就可以绘制出θ＝f （λ）关系的试验曲线。
由此曲线，可求出相应于不同θ值的d d θλ值和a
d θ
θθ⎰λ值，应
用式（d ），就可以计算出()D θ。
2 仪器设备
2.1 马氏瓶：H 1=70cm ，D 1=5.0cm ；
2.2 土桶：H 2＝77cm ，D 2=8.86cm ，为便于观测湿润锋，土桶利用有机玻璃制作； 2.3 其它：凡士林、沙网、秒表、尺子等。
试验系统的装置示意图如下所示：
图0－1 水平土柱入渗试验装置示意图
1.马氏瓶进水口及阀门A
2.马氏瓶（带刻度）；
3.马氏瓶高度控制夹；
4.马氏瓶进气口及阀门B ；
5.马氏瓶出水口及阀门C ；
6.连接软管
7.土桶水室；
8.土桶水室排水口及阀门D ；
9.土桶水室排气口及阀门E 10.土桶（有机玻璃制作） 11.水平土样； 12.取土口； 13底座及法兰； 14.土桶与马氏瓶的支架
3 实验步骤
1 土样的填装
为了保证土柱初始含水率均匀和密度均一，扰动土样要经过风干、破碎和过筛（孔径2mm）。
准备好土样后，按照一定的容重1.3g·cm-3和初始含水率分层填装。
此实验以每层3cm的高度填装，每层装土时都要击实，并且为了保证层与层之间的良好接触，在装上一层土时，抓毛下一层的土壤。
2 水平土柱的安放
土样填装完毕后，将水室利用螺丝与土桶连接起来，在安装过程中须在可能渗水的部位涂抹一定量的凡士林，特别是在水室的螺丝上，以保证整个土柱不漏水。
3 安装供水装置
为了使土柱进水端的含水率保持不变，进水端采用马氏瓶供水（其中，水室中的水在开始试验时，通过其它途径提供，水室的体积可提前算出，从而可定量加入所需的水量）装置。
即图0－1中的2，该装置能自动补水，使水位保持不变（基本稳定在马氏瓶进气口的位置处），同时可以测出补水量，即水平土柱的入渗水量。
安装马氏瓶时须将马氏瓶进气口与土柱的上边缘相平齐，以保证试验为零水头供水。
4 检查实验装置并打开各个阀门
将马氏瓶出水口5与土柱进水口用橡胶软管相连接，并保证不漏水。
利用漏斗向水室中供水（水室的体积可提前算出，从而可定量加入所需的水量），同时打开马氏瓶的出水口5的阀门C及马氏瓶进气口4的阀门B,关闭水室排水口8的阀门D,此时马氏瓶的进水口1的阀门A也必须是关闭的，同时启动秒表记录试验开始的时间。
5 观测、记录试验数据
记录实验开始时间，相应的读取马氏瓶中的一个水位数据,等到水室中充满水时，可关闭水室排气口的阀门E，即开始记录数据，此实验中每隔30分钟读取一次马氏瓶的水位和土柱湿润锋的值。
待水平土柱中的湿润锋到达整个土柱的2/3~4/5时，关闭阀门C，停止计时并读取马氏瓶中的水位，试验供水结束。
从湿润锋附近开始迅速取土（取土孔的位置是事先标定过的），测出土柱的含水率
分布，下面表0－1为一实测试验记录数据和相关计算过程。
4 试验数据分析
根据试验时间t 和该时刻的土柱含水率分布，用公式21
t χλ=可计算出不同θ值对应的λ，将其点绘在坐标纸上。
由于受试验设备和测试手段的限制，在实验中人为产生误差，进水端附近土柱的含水率分布会出现跳动和偏高，故对θ～
λ关系应进行修正，使其成为光滑曲线，一般说来，θ～λ关系难以表达成一个
解析式，故式（d ）常改写成差分形式
()12a
D ＝-λλθ
θθθθ∆∆∆∑ （e ） 这样，可将θ～λ图划分成条状，然后列表计算，点绘在坐标纸上，计算结果见表0－2。
最终将D~θ关系绘在对数纸上。
在实验中，含水量θ的值在某些点出现了跳动和偏离的现象，引起此结果的原因可能是：
（1） 在实验中取土样时，每取完一个土样时，所用的取土器要擦干净，再取
下个土样，可能在取下一个土样时取土器没有擦干净，造成了有些值得偏离
（2） 在实验中取出的土样没有及时的称量，使土样在空气中停留了较长时间，
土样的含水量发生了变化，造成了实验误差
表0－1 水平土柱试验的x、θ和λ值
5 实验时应注意的问题
（1）选择试验土样时，一般认为偏壤性的土壤用来试验效果较好，若用
扩散率D （c m 2/m i n ）
图0－3
扩散率D 与θ关系
扩散率D （c m 2/m i n ）
图0－4 扩散率D 与θ关系d 的对数图
沙性土样试样则效果不会很理想；
（2）装土时，试样的干容重的选取必须符合实际，并且在装土时保证层与层之间的良好接触，否则会在入渗时出现分层现象，会影响最终的试验结果。
（3）安装马氏瓶时，一定注意使马氏瓶的进气口与土柱的上端相平齐，使它形成零水头。
（4）安装土柱时，一定要在土柱与水室的螺丝处涂抹凡士林，保证整个土柱不漏水。
（5）实验开始供水时，利用其它供水装置向水室提供定量的水量，以保证马氏瓶中的水量全部用来进行土柱的水平入渗，否则试验过程中马氏瓶中的水量不够用，最终会造成试验结果的偏差。
（6）试验结束后，应迅速的从湿润锋附近开始向水室处通过取土孔取土测量含水量，并且取土速度要快，否则取土时间长时,土样各点含水量会发生变化，从而导致试验结果的不准确。