第6章 土壤水分运动参数的测算分析
土壤水分参数的测定
土壤水分参数的测定土壤的水分参数是指土壤中的水分含量、持水能力和排水能力等参数。
测定土壤水分参数对于农业生产、水资源管理和环境保护具有重要意义。
下面将从不同方法和仪器的测定原理和应用、测定结果的解读和分析以及测定误差和不确定性的评估等方面进行论述。
一、测定原理和方法1.重量法：这是最常用的测定土壤水分含量的方法，通过比较土壤干重和湿重的差值，计算出土壤的水分含量。
需要注意的是，不同土壤类型和含水量水平下的干重和湿重之间的比例系数不同，需要随不同条件进行校正。
2.替代法：利用一些物理性质（如介电常数、导电率、红外辐射、核磁共振等性质）与土壤含水量之间存在的关系进行测定。
这种方法可以避免土壤样品的破坏和扰动，但需要依赖特定的仪器设备。
3.势水法：通过土壤中水分的势能来测定土壤水分参数。
这种方法适用于研究土壤水分运动和土壤水分利用特点，能够得到较为详细的水分分布情况，但需要较为复杂的实验操作和数据处理。
4.高度法：通过土壤中水分的压力头和高度之间的关系来测定土壤水分参数。
这种方法适用于一些特殊土壤类型（如多孔介质、岩性土壤等），对土壤水分分布的研究具有重要意义。
二、仪器设备和应用1.土壤水分计：这是最常用的用于测定土壤水分含量的设备，通过测量土壤的电阻值或电容值来计算土壤的水分含量。
传感器类型和使用原理不同，有电阻式、电容式、微波式等多种类型。
这些设备在农田、植物生理生态学研究和水资源管理等领域得到广泛应用。
2.TDR（时间域反射）仪器：这是一种通过高频脉冲信号与土壤中水分之间的相互作用来测定土壤水分含量的仪器。
它可以在瞬间测量土壤水分含量，并具有较高的精度和稳定性。
在农业灌溉和土壤水分监测等方面得到广泛应用。
3.压力变送器：用于测定土壤中的水分含量和压力头等参数，可以得到土壤水分的竖直分布情况。
这种设备广泛应用于土壤物理学和水文学研究领域。
三、测定结果的解读和分析在进行土壤水分参数测定后，需要对得到的结果进行解读和分析。
六章节土壤水空气和热量状况
2）容积水
即一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积数 在数量上，它可简单由hw与所指定面积(如1亩、1公顷) 相乘求出，但要注意二者单位一致性。 在灌排计算中常用到这一参数，以确定灌水量和排水量
例：若都以1m土深计，每亩含水容量(以V方/亩表示) 与水深之间的换算关系可推知，如式所示:
V方/ 2/3）hw100
压力势主要包括： ①气压势 封闭在土壤水分内的空气所 产生的势值。 ②静水压势 土壤中的水分承受水体的压 力，土层深处的水分，受到的压力更大，静 水压势是压力势的主体。压力势的势值为正 值。
3、溶质势（S）
溶质势又称渗透势，指极小单位水量从一 个平衡的土一水系统可逆地移到没有溶质 的，而其他条件都相同的参比状态水池时 所做的功。 负值。土壤溶质浓度越高，溶质势越低。 溶质势只有对半透膜的水分运动起作用。
二、土壤水分的数量概念
（一）质量含水量（m或 mw ）
土壤含水量
质量含水量： 是指土壤中水分的质量与干土质量的比值。又 称为重量含水量，无量纲，常用符号θm表示（百分率）
θm＝（水重/干土重）×100％
W 1 -W 2 m= 100 W2
干土，一般是指在105℃条件下烘干的土壤。 例1 ：土壤烘干前湿重为95g，烘干后重79g，求质量含水 量。将测定数据代入上式， 即求该土壤质量含水量为：
土壤相对含水量＝θm /θf ×100
三、土壤水分的能量状态
土壤A 砂土 10% 土壤B 粘土 15%
1907年美土壤物理学家，白金汉，毛管势 1920年美土壤物理学家，加德纳，土壤水分势
1950年之后长足进步
1979年我国起步
水分能量观点:
以水分本身的能量变化来研究水分在土壤中 保持、运动
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。
土壤水分运动参数研究
土壤水分运动参数研究摘要求解非饱和土壤水分运动方程进而预报非饱和土壤水分运动，必须首先获得土壤水分运动参数。
参数的准确性决定于与这些参数相关的水分运动模型的可靠性。
介绍了土壤水分入渗模型，概括了描述土壤水分运动的基本参数：土壤导水率（K）、土壤水分扩散率（D）、土壤比水容重（C）即水分特征曲线等。
其中水分特征曲线被认为是土壤最基本的导水参数之一。
关键词土壤水分运动；基本参数；水分特征曲线1土壤水分入渗模型研究1.1水分运动基本方程Darcy（1856）通过饱和砂层的渗透试验，得出通量q 和水力梯度成正比，即达西定律：q=Ks ΔH/L，式中，L为渗流路径的直线长度，H为总水头，ΔH为渗流路径始末断面总水头差，ΔH/L是相应的水力梯度，Ks为饱和导水率。
Richards（1931）将达西定律引入非饱和土壤水流动，表示为：q=-K（Ψm）?塄Ψ或q=-K（θ）?塄Ψ，式中，K（θ）为非饱和导水率，?塄Ψ为总水势梯度。
它成为研究非饱和土壤水流动的基本定律。
达西定律是多孔介质中液体流动所应满足的运动方程，质量守恒是物质运动和变化普遍遵循的基本原理，将质量守恒原理具体应用在多孔介质中的液体流动即为连续方程。
将土壤视为一种固相骨架不变形、各向同性的多由于滞后作用，基质势Ψm 和土壤含水量θ不是单值函数，土壤吸湿过程和脱湿过程不同，Richards 基本方程只用于吸湿和脱湿的单一过程。
运用上述基本方程解决实际问题时，根据实际情况的不同及求解方便，基本方程可以有多种形式：（1）以基质势Ψm为因变量的基本方程。
非饱和土壤导水率K 和比水容量C 均可表示为土壤含水量θ的函数K（θ）（2）以土壤含水量θ为因变量的基本方程。
非饱和土壤水分扩散率D（θ）定义为非饱和土壤导水率K（θ）和比水水分运动参数，用解析或数值方法对基本方程求解，就可得到土壤含水量θ或基质势Ψm 的空间分布及随时间的变化，即水分运动模型。
1.2Green-Ampt（1911）模型Green-Ampt模型研究初始干燥土壤在薄层积水条件下入渗问题。
土壤水分参数 计算公式
土壤水分参数计算公式咱们来聊聊土壤水分参数和计算公式这个事儿哈。
你知道吗？土壤水分对于植物的生长那可是至关重要！就像咱们人每天得喝够水才能有精神，植物也是一样，得从土壤里吸收足够的水分才能茁壮成长。
先来说说土壤水分参数。
这其中有土壤含水量、土壤水势、田间持水量等等。
土壤含水量很好理解，就是土壤中水分的多少呗。
那怎么衡量呢？比如说用重量百分数，就是把一定量的湿土烘干，然后算出干土重和水分重，水分重除以干土重再乘以 100%，这就得出重量百分数啦。
还有土壤水势，这听起来有点复杂，但其实也不难懂。
想象一下，土壤里的水就像在一个高低不平的坡上，水总是会往低处流，这个“坡”的高低差异就类似土壤水势。
水势低的地方，水就容易流动。
再说说田间持水量，这就好比是土壤的“大水库”。
下了一场大雨，土壤吸饱了水，多余的水流走后，土壤能保持住的最大水量就是田间持水量。
那计算公式呢？咱拿土壤重量含水量来说，公式是：土壤重量含水量（%）=（湿土重 - 干土重）÷干土重 × 100% 。
比如说，咱称了一份湿土重 100 克，烘干后干土重 80 克，那按照公式一算，（100 - 80）÷80 × 100% = 25% ，这土壤重量含水量就是 25% 。
我之前在学校的试验田做过一个小实验。
那时候正是大夏天，太阳火辣辣的。
我们想看看不同地块的土壤水分情况。
带着工具，在地里这儿挖挖，那儿测测。
有一块地看起来土都干得要裂开了，用仪器一测，果然含水量特别低。
按照公式算出来，那数字让人直皱眉，这可把我们急坏了，赶紧想办法浇水。
还有一块地，看着挺湿润，测出来的数据也不错，大家都松了一口气。
通过这些实验和计算，我们能更清楚地了解土壤的水分状况，从而更好地安排浇水、施肥这些农事活动。
总之，了解土壤水分参数和计算公式，对于农业生产、生态研究等等方面都有着重要的意义。
可别小看这土里的水分，这里面的学问大着呢！咱得不断学习和探索，才能把这土和水的关系搞明白，让土地更肥沃，让植物长得更欢实！。
第六章 土壤水分—2
壤水完全饱和，基质势与参比标准一致，基质势就等于零了。
2021/6/12
②溶质势（Solute potential），Ψs）
溶质势是由土壤水中的溶质所引起的水势变化。 在盐化土壤中，由于含有大量的可溶盐类，盐类溶解成离子，离子 水化使水分子被定向吸引排列在离子周围，失去自由活动能力，与 参比标准的纯水（溶质势为零）相比，自由能降低，所以溶质势为 负值。
为进气值。
θs
一般地说，粗质地
砂性土壤或结构 良好的土壤进气值 是比较小的，而细 质地的粘性土壤的 进气值相对较大。
由于粗质地砂性土
壤具有大小不同的 孔隙，故进气值的
出现往往较细质土
壤明显。
当吸力进一步提高，次大
的孔隙接着排水，土壤含
水率随之进一步减少，因
此，随着吸力不断增加，
土壤中的孔隙由大到小依
2021/6/12
（2）土壤结构和紧实度
水分特征曲线还受土壤结构的影响，在低吸力范围 内尤为明显。如图。
（3）温度 温度对土壤水分曲线亦有影响。
温度升高时，水的粘滞性和表面张力下降， 基质势相应增大，或说土壤水吸力减少。在 低含水率时，这种影响表现得更加明显。
（4）水分滞后现象
• 土壤水分特征曲线还和土壤中水分变化的过程有关。 对于同一土壤，即使在恒温条件下，由土壤脱湿（由 湿变干）过程和土壤吸湿（由干变湿）过程测得的水 分特征曲线也是不同的。这种现象称为滞后现象。
盐土中 的盐浓 度，可 以导致 含盐土 层从其 临近的 土层中 聚积水 分。这 个势相 当于从 土壤溶 液中， 透过半 透膜抽 吸单位 数量的 水所做 的功。
渗透作用和渗透压示意图
第六章 土壤水分、空气和热量状况1
(5)相对含水量 指土壤的实际含水量占田间持水量或饱和含水量的百分数。 相对含水量（%）= 自然含水量 100 %
饱和含水量
相对含水量（%）=
自然含水量 100 % 田间含水量
一般农作物适宜的相对含水量为田间持水量的70~80％。以饱 和含水量表示的相对含水量，多用于水利部门，在研究土壤微生物 时也能用到它。
膜状水示意图
永久萎蔫点：膜状水部分可被作物利用，但由于移动很慢，补充不及时，在 可利用水还未消耗完前，作物就会因膜状水补给不及而萎蔫。 当作物呈现永久萎蔫时的土壤含水量称为永久萎蔫点（或称萎 蔫湿度、临界水分）。
表61 各种作物的土壤萎蔫含水量(g· kg-1) 粗砂土 水稻 小麦 玉米 高粱 豌豆 番茄 9.6 8.8 10.7 9.4 10.2 11.1 细砂土 砂质壤土 27 33 31 36 33 33 59 63 65 59 59 69 壤土 101 103 99 100 124 117 粘壤土 130 145 155 144 166 153
水层厚度（水mm）= 土层深度（mm） 土壤容积含水量(％) = 土层深度（mm） 土壤含水量（g· -1） 1/1000 容重 kg
(4)水的体积（M3）
为了和灌水、排水、计算灌水量一致，常用M3／亩或吨／亩来表示土壤中的
含水量：
土壤贮水量（M3／亩）= 水层厚度（mm） 1/1000 2000/3 = 2/3水层（mm） （式中 1/1000是将 mm变成 m ，2000/3是一亩地面积 666.7m2）
二是胶体表面对极性水分子的静电引力。
两种力作用的结果，使水分子牢固地被吸附在土壤颗粒的表面上。
水和空气界面上的弯月面力
水进入土壤，土粒对水分子的吸附力超过水分子之间的吸力，因 而在土粒构成的毛管孔隙中形成凹形弯月面，弯月面使液面产生压力 差，形成弯月面力。弯月面力（T）的大小与曲率半径（R）和水的表 面张力（δ）及湿润角（α）的关系是：
土壤水分参数的测定课件
01
土壤水通量的测定
渗漏计法
原理
方法
通过测量土壤中水分的渗透量来计算土壤 水通量，通常采用水平渗漏计或垂直渗漏 计。
在土壤中设置渗漏计，收集渗漏计中的水 分，通过测量渗漏计中水分的重量或高度 变化来计算土壤水通量。
优点
缺点
简单易行，对土壤扰动小，适用于长期监 测。
受土壤质地、含水率等因素影响较大，精 度相对较低。
水文地质法
原理
利用水文地质学的原理，通过 钻探、地下水位观测、示踪剂
等方法测定土壤水通量。
方法
钻探成孔后，在孔内设置水位 计或示踪剂，观测地下水位变 化或示踪剂的迁移情况，计算 土壤水通量。
优点
精度较高，可获取较为准确的 土壤水通量数据。
缺点
对土壤扰动较大，需要专业设 备和技能，成本较高。
同位素示踪法ຫໍສະໝຸດ 010203
遥感技术
利用卫星或无人机搭载的 遥感设备，可实现大范围 土壤水分的快速、准确监 测。
新型传感器
研发更精准、耐用的土壤 水分传感器，提高测定效 率和准确性。
智能化技术
结合物联网、大数据和人 工智能等技术，实现土壤 水分参数的实时监测和自 动分析。
土壤水分参数测定的实际应用前景
农业领域
土壤水分参数测定对于指导农业 灌溉、提高作物产量和品质具有 重要意义，有助于实现节水农业
和精准农业的发展。
生态环境监测
土壤水分参数测定对于监测土地荒 漠化、盐碱化等生态环境问题以及 评估生态修复效果具有重要作用。
地质勘查
在地质勘查领域，土壤水分参数测 定有助于了解地下水位、评估地质 灾害风险和指导水资源开发利用。
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THANKS
土壤水分运动通量法
q z t z
质量守恒定律
q( z*) 和 q( z ) 为高度为 z * 和 z 处的土 式中： 壤水分运动通量。
当时间由 t1 t2 ， Q( z*) 、Q( z )分别为由 t1 t2 时间段内通 设： 过 z * 和 z处单位土壤断面面积上的水量，无源 （汇）项时，则根据水量平衡原理可得：
Qs ( z, t1 )dz ( z, t2 )dz ( z, t ( z0 ))dz
z01 z02 z02
H
H
z01
即图中a’abcd的面积。 t1 t2 内，潜水面处的土壤水分流量为：
Qg ( z, t2 )dz ( z, t1 )dz ( z, t ( z0 ))dz
如何确定某一断面处的通量？ 零通量面法
表面通量法 定位通量法
统称为土壤水分运动通量法
二、零通量面与零通量面法 1.零通量面： 土壤中任一点土壤水分的通量
q k ( m ) z
∵
k ( m ) 0
0 时， q 0 z
∴当
称0 z02
z02
z01
z01
即图中a’dd’e的面积。
z
z
b H
c θ
( z, t1 )
z01
a d
ZEP
z02 ( z, t ) 2
0
a’
d’
e
三、表面通量法 是以地表处的入渗通量、蒸发通量作为已知通 量的界面，求地下任一深度Z处通量的方法。
Q( z) Qs ( z, t2 )dz ( z, t1 )dz
Qg ( z, t2 )dz ( z, t1 )dz
土壤水分的测定实验报告
土壤水分的测定实验报告一、实验目的土壤水分是土壤的重要组成部分，对植物生长、土壤通气性和养分有效性等方面都有着重要的影响。
本次实验的目的是掌握几种常见的土壤水分测定方法，并通过实验数据的分析，了解不同测定方法的优缺点以及适用范围，为农业生产和土壤科学研究提供准确可靠的土壤水分数据。
二、实验原理（一）烘干法烘干法是测定土壤水分含量的经典方法。
其原理是将土壤样品在105℃±2℃的烘箱中烘至恒重，此时失去的重量即为土壤水分的含量。
（二）酒精燃烧法酒精燃烧法的原理是利用酒精燃烧时产生的高温，使土壤中的水分迅速蒸发，通过燃烧前后土壤质量的变化来计算土壤水分含量。
（三）中子水分仪法中子水分仪法是基于中子与氢原子的相互作用来测定土壤水分含量。
当中子源发射的快中子进入土壤后，与土壤中的氢原子碰撞而减速，形成慢中子。
通过测量慢中子的数量，可以推算出土壤中的水分含量。
三、实验仪器与材料（一）仪器1、电子天平（精度 001g）2、烘箱（温度可控制在 105℃±2℃）3、铝盒4、酒精燃烧装置（包括燃烧瓶、三脚架、石棉网等）5、中子水分仪（二）材料1、不同类型的土壤样品（如砂土、壤土、黏土）2、无水酒精四、实验步骤（一）烘干法1、用电子天平称取洁净的铝盒质量，记为 m0 。
2、在田间多点采集土壤样品，迅速装入铝盒中，盖好盖子，称取铝盒与湿土的总质量，记为 m1 。
3、将装有湿土的铝盒打开盖子，放入烘箱中，在 105℃±2℃下烘至恒重（约 6 8 小时），取出后放入干燥器中冷却至室温，称取铝盒与干土的总质量，记为 m2 。
4、计算土壤水分含量，计算公式为：土壤水分含量（％）＝（m1 m2）／（m1 m0）×100（二）酒精燃烧法1、称取铝盒质量 m0 。
2、采集土壤样品放入铝盒中，称取铝盒与湿土的总质量 m1 。
3、向装有湿土的铝盒中倒入无水酒精，使其浸没土壤，点燃酒精，待火焰熄灭后，再重复加入酒精燃烧 2 3 次，直至土壤颜色变浅接近灰白色。
泥土水分的测定（吸湿水和田间持水量）[指南]
![泥土水分的测定（吸湿水和田间持水量）[指南]](https://img.taocdn.com/s3/m/5920decd51e2524de518964bcf84b9d528ea2c04.png)
土壤水分的测定(吸湿水和田间持水量)田间持水量是土壤排除重力水后，本身所保持的毛管悬着水的最大数量。
它是研究土、水、植物的关系，研究土壤水分状况，土壤改良、合理灌溉不可缺少的水分常数。
吸湿水是风干土样水分的含量，是各项分析结果计算的基础。
一、土壤吸湿水的测定测定原理风干土壤样品中的吸湿水在105±2℃的烘箱中可被烘干，从而可求出土壤失水重量占烘干后土重的百分数。
在此温度下，自由水和吸湿水都被烘干，然而土壤有机质不能被分解。
测定步骤1.取一干净又经烘干的有标号的铝盒 (或称量瓶)在分析天平上称重为A。
2.然后加入风干土样5—10g(精确到0.0001g)，并精确称出铝盒与土样的总重量B。
3.将铝盒盖斜盖在铝盒上面呈半开启状态，放入烘箱中，保持烘箱内温度105±2℃，烘6小时。
4.待烘箱内温度冷却到50℃时，将铝盒从烘箱中取出，并放入干燥器内冷却至室温称重，然后再启开铝盒盖烘2小时，冷却后称其恒重为C。
前后两次称重之差不大于3mg。
结果计算该土样吸湿水的含量(%) =[ (B-A)-(C-A)／(C-A)×100%=[ (湿土重-烘干土重)／烘干土重×100% 注意事项(1)要控制好烘箱内的温度，使其保持在105±2℃，过高过低都将影响测定结果的准确性。
(2)干燥器内所放的干燥剂要在充分干燥的情况下方可放入烘干土样。
否则干燥剂要重新烘干或更换后方可放入干燥器中。
主要仪器铝盒、分析天平(0.0001g)、角匙、烘箱、坩埚钳、干燥器、瓷盘。
二、田间持水量的测定测定方法(铁框法)1.在田间选择具有代表性的地块，面积不少于0.5m2，仔细平整地面。
2.将铁框击入平整好的地块约6—7cm深，其中大框(50×50cm2)在外，小框(25×25cm2)在内，大小框之间为保护区，其之间距离要均匀一致。
小框内为测定区。
3.在上述地块旁挖一剖面，测定各层容重及其自然含水量。
土壤水分含量测量方法与原理
土壤水分含量测量方法与原理土壤水分含量是土壤科学中一个重要的参数，对农业生产、土壤保育和环境保护都具有重要意义。
准确测量土壤水分含量是研究土壤水分运动规律和水热耦合过程的基础，也是科学合理利用水资源的前提。
一、重力法测量土壤水分含量重力法是一种较为简便的测量土壤水分含量的方法之一。
它基于土壤中水分对重力的作用，通过测量土壤样品的质量来间接得出土壤水分含量。
具体操作是将一定数量的土壤样品放入烘干箱中，通过加热，使土壤样品中的水分逐渐挥发，直至质量不再发生变化。
然后，通过重量差得出土壤水分的含量。
重力法测量土壤水分含量的优势在于设备简单、操作容易，可以在实地条件下进行。
然而，由于重力法需要烘干过程，需要较长的时间才能得到测量结果，而且只能得到局部土壤的水分含量，无法反映整个土壤剖面的水分分布情况。
二、导电法测量土壤水分含量导电法是一种常用的测量土壤水分含量的方法。
它基于土壤中含水量与导电性质的关系，通过测量土壤的电导率来间接得出土壤水分含量。
土壤中含水量增加时，土壤的电导率会增加，反之亦然。
导电法测量土壤水分含量的原理是，通过在土壤样品中通入一定电流，测量样品间的电压降，然后根据土壤的电阻来计算土壤的电导率，从而得出水分含量。
导电法的优势在于测量速度较快，可以较为准确地反映土壤水分的含量分布。
但是，导电法测量结果会受到土壤中其他离子的影响，需要进行校正，以保证测量结果的可靠性。
三、时间域反射法测量土壤水分含量时间域反射法是一种较为先进的测量土壤水分含量的方法。
它基于土壤中含水量与电磁波传播速度的关系，通过测量电磁波在土壤中传播的时间来间接得出土壤水分含量。
时间域反射法测量土壤水分含量的原理是，通过在土壤样品中传送超短脉冲的电磁波，并记录电磁波传播的时间。
由于水分的存在会降低土壤的介电常数，从而影响电磁波传播的速度。
通过测量电磁波传播的时间差，可以计算得出土壤水分含量。
时间域反射法测量土壤水分含量的优势在于测量准确度高，可以得到较为精细的水分含量分布。
第六章下渗案例
1、 Rs型——超渗产流型
特点：(1)产流量R取决于i和fp ， R=(i –f p)i ;
(2)雨止时土壤含水量仍未达到田间持水量 Wm； (3)径流成分单一。
2、 Rsat+Rss + Rg型——蓄满产流型
特点：(1)产流时土壤含水量已达到田间持水量Wm ；
(2)产流量R取决于降雨量P和初始土壤含水 量 W0， R=R(P,W0)=P-(Wm-W0) (3)径流成分复杂。
各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力
最 大 吸 湿 量
31
风 干
作 用 10000 力 水 分 存 在 形 式
凋 萎 含 水 量
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
0.3
重力
饱 和 含 水 量
0.001
15
6.25个大气压
毛管力
分子力
吸湿水
薄膜水 结合水
毛管水 自由水
ΣR (mm) 0.0 0.5 2.0 6.3 13.2 20.7 ……
F(t) (mm) 0.0 2.0 3.0 6.2 11.9 16.4 ……
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
0 1 2 5 10
50 100 时间( min)
150
15 ……
1. 霍顿公式
f p f c ( f 0 f c )e kt，f 0 — 初始下渗率；f c — 稳定下渗率。 ln( f p f c ) ln( f 0 f c ) kt
2.人工降雨法
第三节 下渗的确定
二、下渗量的计算方法 （此处采用经验下渗曲线） 基本思路：对在特定条件下取得的下渗资
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
土壤水、空气和热量
土壤水、空气和热量第六章土壤水、空气和热量目的要求：要求学生掌握土壤水分的来源和类型，水分的有效性与水分测定、表示方法，土壤水分运动状况。
土壤空气与热状况以及水、气、热与作物生长的关系。
第一节土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定一、土壤水的类型划分及有效性（一）土壤水的类型划分土壤能保持水分是由于土粒表面的吸附力以及毛管孔隙的毛管力。
根据水分被土壤保持的力，将水分划为不同类型。
1. 吸湿水：土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分称为吸湿水。
（1）特点：吸附力很强，对水汽分子的吸附可达31 至10000 个大气压，因而水的密度增大，可达 1.5g/cm 3 ，无溶解能力，不移动，通常是在105 °C ～110 °C 条件下烘干除去。
对植物无效。
（2）只含有吸湿水的土壤称为风干土；除去吸湿水的绝对干土称为烘干土。
风干土重烘干土重= ———————1+ 吸湿水%风干土重= 烘干土重×（1+ 吸湿水% ）（3）影响因素：①土壤吸湿水含量受土壤质地的影响，粘质土吸附力强，保持的吸湿水多，砂质土则吸湿水含量低。
②吸湿水含量还受空气湿度的影响，空气相对湿度高，吸湿水含量也高，反之则吸湿水含量低。
2 、膜状水：土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜，称为膜状水。
（1）特点：保持的力较吸湿水低， 6.25 ～31 大气压，水的密度较吸湿水小，仍粘滞而无溶解性；移动缓慢，由水膜厚的地方往水膜薄的地方移动，速度仅0.2 ～0.4 毫米/ 小时。
膜状水对植物有效性低，部分有效。
3. 毛管水：存在于毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分称为毛管水。
毛管水又分为两类：①毛管上升水：与地下水有联系，随毛管上升保持在土壤中的水分。
②毛管悬着水：与地下水无联系，由毛管力保持在土壤中的水分，象悬在土壤中一样，故称毛管悬着水。
4. 重力水：受重力作用可以从土壤中排出的水分称为重力水，主要存在于通气孔隙中。
土壤水份分析报告模板
土壤水份分析报告模板
土壤水分分析报告模板
一、实验目的：
分析土壤水分含量，了解土壤的水分状况。
二、实验原理：
土壤水分分析是指对土壤中的水分进行定量测定的方法。
常用的土壤水分分析方法有干燥法、重量法和电阻法等。
三、实验步骤：
1.取好代表性的土壤样品，放入干燥器中，将其干燥至恒重。
2.记录干燥前土壤样品的重量（W1），将干燥后的土壤样品取出，记录其重量（W2）。
3.计算土壤水分含量的公式为：水分含量（%）=（W1-W2）/W2 *100%。
四、实验结果分析：
根据实验步骤可得到土壤样品的干重和湿重，通过计算可以得到土壤的水分含量。
五、结论：
根据实验结果分析，可以得出土壤样品的水分含量。
六、实验心得：
通过本次实验，我了解了土壤水分分析的方法，掌握了干燥法测定土壤水分含量的步骤和计算公式，对土壤的水分含量有了
更加深入的理解。
七、建议：
在进行土壤水分分析时，要选择代表性好的土壤样品，并严格按照实验步骤进行操作，以得到准确的实验结果。
以上是一份土壤水分分析报告的模板，根据实际情况可以相应地进行修改和补充。
实验报告应准确、简明地描述实验内容、步骤和结论，同时给出相应的实验数据和分析，以便读者能够理解和复制实验。
第6章土壤水（答案）1土壤水的形态有哪些各类型有效性如何
第6章土壤水（答案）1 土壤水的形态有哪些？各类型有效性如何？土壤水按其存在形态可分为下列几种类型：固态水——土壤水冻结时形成的冰晶。
汽态水——存在于土壤空气中的水蒸汽。
液态水——吸湿水、膜状水、毛管水、重力水、地下水。
其中，毛管水包括悬着水和支持毛管水。
上述类型水中，对植物有效水主要指部分膜状水和毛管水。
2 什么是土壤有效含水范围？其影响因素有哪些？土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围，它也是说明土壤水分物理特性的一个常数，可用下式表示：A=F-WA为土壤有效含水范围，F为田间持水量，W为凋萎系数。
土壤有效含水范围的影响因素有土壤质地、土壤结构、土壤有机质含量和土壤层位。
3 什么是土壤水分特征曲线？它有哪些用途？受哪些因素影响？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。
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。
其用途主要有（1）可进行土壤水吸力S和含水率θ之间的换算。
（2）可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。
（3）可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。
（4）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。
土壤水分特征曲线受土壤质地、土壤结构、温度和土壤中水分变化过程等因素影响。
4 饱和土壤中的水流运动和非饱和土壤中的水流运动有哪些相同点？有哪些不同点？相同点：两者都是液态水的流动，都是由一个土层到另一个土层中土壤水势的梯度变化而发生的，流动方向都是从较高的水势到较低的水势，导水率都受土壤质地的影响。
不同点：饱和土壤中的水流，其推动力为重力势梯度和压力势梯度，总水势梯度用差分形式，导水率对特定土壤为一常数。
非饱和土壤中的水流，其推动力是基质势梯度和重力势梯度，总水势梯度用微分形式，导水率是土壤含水量或基质势的函数。
5 土壤水分有哪些来源和消耗途径？土壤水分的来源有大气降水、凝结水、地下水和人工灌溉。
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第六章 土壤水分运动参数的测 定与计算
土壤水分运移参数包括：C(m), K(m) or K()，D()
• 土壤含水率的测定方法——称重法（土钻 法）、中子法、 射线法、TDR……
• 负压测定方法——负压计（水柱型、水银 柱型、真空表型、数字型……）
6.1 土壤水分特征曲线的测定
6.1.1负压计法
d
D( ) d
2 i
d
D( ) 1
d
i
2 d d
由不同的x, t ~ D( )
6.2 水平土柱法测定非饱和土壤水 扩散率
6.2.2测定方法
为了使土柱进水端的含水率保持不变，进水端水室可 采用马利奥特（Mariote）瓶供水装置。这种装置能自动 补水，使供水水位保持不变，并能测量出补水量。在试验 结束时，从湿润锋开始迅速取土，测出土柱的含水率分布。
r
s r 1 m
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：
负压计法测定土壤水分特征曲线，即用负压计测定 土壤水基质势，用烘干法测定相应的含水率，由此建立 基质势与土壤含水率之间的对应关系。
负 压 计
6.1 土壤水分特征曲线的测定
6.1.2悬挂水柱法
这个方法常用于测定低吸力 范围内的土壤水分特征曲 线。
此方法的优点是可以用原状
土样测定，用原状土样测
定，可以保持土样孔隙不
层状土壤的达西定律
1-1截面 25
1-2截面 2-2截面
两层土壤的达西定律
6.3 层状饱和土壤导水率的计算
先考虑两层土壤的情况。取土柱底部截面为参照平 面，向上为正。
土柱顶部11截面： z1 L1 L2 p1 b H1 L1 L2 b 对两层土壤交界处截面12： z12 L2 p1 2 p 1 2 H1 2 L 2 p 1 2 对土柱底部 22截面： z2 0 p2 0 H2 0
第六章 土壤水分运动参数的测 定与计算
6.1 土壤水分特征曲线测定 6.2 水平土柱吸渗法测定非饱和土壤水扩散率 6.3 层状饱和土壤导水率的计算 6.4 非饱和土壤导水率的测定
第六章 土壤水分运动参数的测 定与计算
土壤水分运动的求解应包括： • 过程的概化 – 模型的建立； • 模型的求解 – 计算方法的选用； • 各参数的准确测定与计算。
K j1 j
称为多层土壤的有效导水率。
由此，对多层土壤，类似达西定律的形式为：
Jw Keff
H
N
Lj
j 1
6.4 非饱和导水率的测定与计算
6.4.1 间接法计算非饱和导水率
（1）通过水分特征曲线计算非饱和导水率
a. Jackson [1972]公式
p
K i
K
s
i s
m (2 j 1 2i) mj 2
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
采用Boltzmann变换（(x,t) xt 1/ 2），原定解问题变为：
2
d d i
d
d
D(
)
d d
s
0
2
d
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
对两层土柱，
RH
L1 K1
L1 K2
对
N
层土柱， RH
N j 1
Lj Kj
由此， Jw
H RH
H N Lj
，为了与达西定律相对应，上式可改写为：
K j1 j
N
Jw
Lj
j 1
N Lj
K j1 j
H
N
Lj
j 1
6.3 层状饱和土壤导水率的计算
N
Lj
定义 Keff
j 1
N Lj
, Keff
6.3 层状饱和土壤导水率的计算
由于水流已达到稳定状态，所以各层水流 通量相等。对1-1和1-2、1-2和2-2分别写达西方 程，得：
Jw
K1
L1
b L1
p12
Jw
K2
L2
p12 L2
由上两式得： Jw
L1 L2 b L1 / K1 L2 / K2
H L1 / K1 L2
/ K2
6.3 层状饱和土壤导水率的计算
被破坏。
低吸力下的悬挂水柱法
6.1 土壤水分特征曲线的测定
6.1.3压力板法
通过细管的水停止流动后，土水势达到平衡。取细 管内水势为0，容器内只有空气压力势和土壤基质势，所
以 a m 0，由此得 m a p, p 为压力表读数。
压力膜实验装置示意图
6.1 土壤水分特征曲线的测定
6.1.3压力板法
b
m
s
s
的形式时，Campbell推导出K的表达式如下：
K (
)
Ks
ห้องสมุดไป่ตู้
s
B
以上两式中： s 为进气值；b为拟合参数；B = 2b + 2 + p；
p为经验常数；Childs取p = 0；Jackson及Campbell取p = 1；
Ghosh[1976]取p = 1 - 0.5b。
c. van Genuchten公式（van Genuchten [1980]）
此方法可以从0至 15bar 一条
完整的特征曲线，需要很长时 间才能完成。
注意事项：
(1)室内温度不要浮动太大；
(2)在夏天测定时要防止土样内 混入的草籽发芽。
压力膜仪测定原理示意
6.2 水平土柱法测定非饱和土壤水 扩散率
水平土柱吸渗法是测定土壤水扩散率 D
的非稳定流方法，最早是由Bruse和Klute提出的。
水平土柱试验槽
6.2 水平土柱法测定非饱和土壤水
扩散率
6.2.2测定方法
• 有了试验时间和该时刻的土柱含水率分布，用
式可计算出不同值对应的值，将其点绘在坐标
纸上。
并将
D
1
2d / d
a
d
改写为
D
1 2
a
这样，可将 ~ 图划分成条状，然后列表 计算或编制程序由计算机计算。
6.3 层状饱和土壤导水率的计算
j 1
m (2 j 1) mj 2
j 1
式中： s 为饱和含水率；i为水分特征曲线 ~m对应的 某一点（实测点）编号（ i，mi）；m为实测点总数；j
为求和下标；p为经验系数，0.74≤p≤1.24，Jackson建议取
p = 1。
b. Campbell公式（Campbell [1974]）：
当将水分特征曲线拟合成
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
出土壤水扩散率 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
均质一维水平土壤中水分运动的定解问题可描述为 （半无限）：
(tx,0)x
D(
i
)
x
(0,t) s
(,t) i
x0 t0 t0