推求土壤非饱和运动参数的方法
饱和—非饱和土壤渗流过程中Richards方程的分析与计算
饱和—非饱和土壤渗流过程中Richards方程的分析与计算饱和—非饱和土壤渗流过程中Richards方程的分析与计算一、引言土壤是地球表面上一种重要的自然资源，对于人类的生存和发展具有不可忽视的重要性。
而土壤的渗流过程是土壤水文循环中的重要组成部分，对于污染物迁移、地下水资源的利用以及农田排水等方面起到关键性的作用。
在饱和—非饱和土壤渗流过程中，Richards方程被广泛应用于描述土壤中水分的运移。
由于其能够考虑到土壤含水量和毛管力的变化，因而被认为是一种较为准确描述土壤水分运动行为的模型。
二、Richards方程的基本原理对于水分运动的描述，Richards方程以非饱和土壤脱水为起点，通过连续方程、流体力学方程和质量运输方程的相互作用得到了一种严格的数学表述。
其基本形式如下：∂θ/∂t = ∇·(K(θ)∇h - v(θ)∇z) + S其中，∂θ/∂t表示时间t上的含水量变化率；∇·表示向量的散度；K(θ)表示绝对渗透率；∇h表示毛管势梯度；v(θ)表示含水饱和度与非饱和度之间的关系；∇z表示垂直方向的坡度；S为源项。
这个方程中最重要的部分是K(θ)和v(θ)两个系数。
K(θ)随着土壤中水分含量的变化而变化，这个变化通常用van Genuchten模型表示；v(θ)一般使用Brooks-Corey模型来描述。
这两个模型可以通过实验数据进行参数拟合，进而求解Richards方程。
三、数值求解Richards方程的方法由于Richards方程是一个非线性偏微分方程，无解析解，需要借助数值计算方法来求解。
常用的方法有有限元法、有限差分法和边界元法等。
在有限差分法中，采用离散网格将土壤领域离散化，并用差分法近似微分算子，从而得到求解方程的代数方程组。
通过迭代计算，可以得到土壤中水分变化的数值解。
四、模拟实例为了验证Richards方程的适用性和准确性，可以进行一系列的模拟实验。
以一个孔隙度为0.4的土壤样品为例，使用van Genuchten和Brooks-Corey模型求解Richards方程，并与实验数据进行对比。
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]。
土壤水分运动
量纲:取决于水头梯度。如果水头梯度取长度比长度则导水率的量纲完全与 通量相同，也是速度的量纲（LT-1），经常使用。其它量纲不直观，应用很 少。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
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（fluid density） 也是影响导水率的主要因素。
一、饱和土壤中水分运动 Flow of water in saturated soils
2.达西定律（Darcy’s law) 1856年法国工程师Henri Darcy在Dijon城解决城市人口用水问题时总结发表 了达西定律，他指出：细沙过滤器中水流的速度与其所受的压力差成正比例，而 与过滤器的长度成反比。（达西定律诞生背景） 达西定律表达式： 一维情况下: Q q = A⋅t = − K ∆H ∆Z q : 流速（ flux density ; LT -1） Q ：流量 ( quantity of water ; m 3 ) A：土柱横截面积 ( cross − sec tional area ; m 2 ) t：时间（ time ; s） K ：导水率 ( hydraulic conductivi ty; m/s) ∆H ：压力差（ hydraulic head; m） ，水分移动的驱动力 ∆Z：土柱长度 (column length; m) ∆H ：水势梯度 ( hydraulic gradient ; m / m ) ∆Z “ −”：表示水流的方向由 水势高出流向水势低处
非饱和水流运动基本方程
Darcy’s Law of Soil Water Flow in Unsaturated Zone
非饱和土壤水分运动和饱和土壤水分运动一样，水分从水势高 处向水势低处运动。一般认为，适用于饱和水流动的达西定律 在很多情况下也同样适用于非饱和土壤水分流动。 1931年，Richards最早将达西定律引入非饱和土壤水流动。非 饱和土壤水分流动的达西定律:
则 (x+x)面流速为
(vx
vx x
x)；
y
vy vx
vz
Δx
Δz x
同理(y+y) 、(z+z) 面流速为：
(vy
vy y
y)
(vz
vz z
z)
z
mxin vxyzt
vy
mxout
(vx
vx x
x)yzt
mx (in
out)
vx x
xyzt
vx vz
Δx
Δz
x
同理：
y
my (in
out)
vy y
vx
kx ( )
H x
vy
k y
(
)
H y
vz
kz ( )
H z
将上式代入
t
vx x
vy y
vz z
t
x
k
x
(
)
H x
y
k
y
(
)
H y
z
k
z
(
)
H z
——非饱和土壤水运动基本方程，可简写为：
通量q h=-1h0c=0m,k=ks
k (h)
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。
第二章非饱和土壤水运动基本方程9...
摘要随着近代数学、物理学以及电子计算机的广泛应用，各学科的研究进展极为迅速，因此，如何将高、精、尖的现代化科学技术手段合理运用到土壤物理学的实验研究当中已经成为该学科寻求快速发展的主要途径。
本论文在参阅国内外文献资料的基础上，通过大量的室内实验与数据分析，对利用实验数据自动采集系统测定非饱和土壤水运动参数的方法进行了实验研究和理论探讨，并对自动测定系统和传统实验所得的实测结果进行了对比分析。
论文的主要内容分为以下几个方面：首先，比较系统的分析和总结了国内外关于非饱和土壤水运动参数测定方法的文献资料，在此基础上提出了本论文的研究内容。
其次，在研究并总结了国内外确定土壤水分特征曲线的各种方法的基础上，选用15bar压力膜仪对实验土样进行了土壤水分特征曲线的测定。
本论文重点介绍了土壤水力传导度和扩散度的实验装置和实验方法，并通过室内实验和计算机自动采集、处理数据的联合应用，分析了实验自动处理系统和传统手工实验所得结果的差别并提出了该系统在实验过程中存在的问题。
最后，对分析结果进行了总结，并提出了需要进一步改进和提高的问题。
关键词：非饱和土壤水运动参数；实验室测定；实验数据自动采集系统；传统实验方法IAbstractWith the wide application of modern mathematics, physics and computer, all the academic disciplines have being developed quickly, so how to make use of these modern science and technology in the soil physics experimental study has become the main way to develop this subject.Based on referring internal and external literatures, by many laboratory test and data analysis, the paper represented the cause of making use of the automatic data acquisition system to measure the soil hydrodynamic parameter and making a comparison with the traditional test results. The main contests are:First, generalize and analyze the internal and external literatures which are related to the measurement of the soil hydrodynamic parameter, in a systematical way. Based on the generalization and analysis, the study contests are advanced. The second, generalize the determine methods of the characteristic curve of soil water, and use 15 bar pressure-membrane apparatus to test. Introduce the experimental facility and experimental method of the conductivity and diffuseness of the soil hydraulic power; by laboratory experiments and computer automatic data acquisition and manipulation, analyze the difference and problems between automatic processing system and traditional manual experiments.Finally generalize the whole fruiting; propose the problems which need improving in future.Keywords: dynamic parameters of unsaturated soil water; laboratory test; automatic experimental data acquisition system; traditional experimental methodsIV第一章绪论第一章绪论1.1研究目的和意义随着社会的快速发展、人民对生活质量的要求不断提高，水资源短缺和水土环境恶化已成为制约我国农业乃至整个国民经济可持续发展的重要因素。
流体动力学中的多孔非饱和流动
流体动力学中的多孔非饱和流动1. 引言流体动力学涉及研究流体在各种条件下的行为和运动规律。
其中，多孔非饱和流动是流体动力学研究的一个重要分支。
它主要研究流体在多孔介质中的非饱和状态下的流动规律，以及与环境、工程和地质条件之间的相互作用关系。
多孔非饱和流动的研究对于理解地下水系统、油藏工程、环境保护等领域具有重要意义。
2. 多孔介质与非饱和状态2.1 多孔介质的定义多孔介质是指由固体颗粒和孔隙组成的材料。
多孔介质中的孔隙可以是连通的或不连通的，孔隙的形态和分布对流体的流动性质有重要影响。
2.2 非饱和状态的定义非饱和状态是指多孔介质中流体不完全饱和的状态。
在非饱和状态下，多孔介质中的孔隙既含有气体相，又含有液体相。
非饱和状态的流动行为与饱和状态有很大的差异，需要通过流体动力学的方法进行研究和分析。
3. 多孔介质中的流动规律3.1 渗流理论渗流理论是多孔介质中流动规律研究的基础。
它通过建立渗流方程和边界条件，描述了多孔介质中流体的速度分布、渗透率、渗流压力等重要参数。
3.2 非饱和渗流理论非饱和渗流理论是对多孔介质中非饱和状态下流动行为的描述。
它考虑了孔隙中的气液相分布、饱和度、毛细力等因素对流动的影响，并建立了相应的非饱和渗流方程。
3.3 导流性和保存性定律导流性定律描述了非饱和渗流中质量守恒的规律，即质量的输入与输出要平衡。
保存性定律描述了非饱和渗流中能量守恒的规律，即能量的输入与输出要平衡。
这两个定律是非饱和渗流理论的基础。
4. 多孔介质中的非饱和流动模型4.1 Richard方程Richard方程是经典的描述土壤中非饱和流动的模型。
该方程以饱和度为主要参数，描述了土壤中水分的变化规律和水分流动的速率。
4.2 van Genuchten模型van Genuchten模型是一种常用的描述土壤中非饱和流动的模型。
该模型以饱和度为主要参数，描述了土壤中水分的存储和运移特性。
4.3 Brooks-Corey模型Brooks-Corey模型是一种常用的描述多孔介质中非饱和流动的模型。
非饱和土壤导水率试验计算与模拟分析
非饱和土壤导水率试验计算与模拟分析胡钜鑫;虎胆·吐马尔白;穆丽德尔·托伙加;杨未静【摘要】以非饱和土壤导水率作为研究对象,用瞬时剖面法计算两种土壤非饱和土壤导水率,并与RETC中不同模型的模拟结果进行对比,研究瞬时剖面法计算结果的可靠性.结果表明:两种土壤的K-h与lgK-h模拟曲线和实测值均吻合较好,实测值和不同模型的模拟值均属于高度性相关,且K-θ实测曲线与各模型的模拟曲线变化规律相似,处于各模拟曲线之间.综上所述,瞬时剖面法计算结果与模拟结果相似,具有一定的准确性,可以直接使用在实际生产运用过程中.【期刊名称】《石河子大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2019(037)001【总页数】7页(P105-111)【关键词】非饱和土壤导水率;瞬时剖面法;van Genuchten模型;Mualem模型【作者】胡钜鑫;虎胆·吐马尔白;穆丽德尔·托伙加;杨未静【作者单位】新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052;水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏南京,210098;新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052;新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052;新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052【正文语种】中文【中图分类】S152.7非饱和土壤土导水率K 是土壤水分参数中的重要参数之一，它反⒊了土壤中的水分在非饱和状态下的运动规律。
非饱和土壤导水率的测定方法包括直接法和间接法，直接法又分为田间测定和室内测定。
田间测定方法包括结壳法[1]、圆盘入渗法[2-4]、双环法[5]等，室内测定方法包括瞬时剖面法、垂直下渗通量法、零通量法[6]等。
其中直接测量法通常耗时耗力，不易测量，因此大部分学者常选⒚间接方法求取非饱和导水率，包括土壤水分再分布法[7-8]，或者通过水分特征曲线C 和水平扩散度D 公式推求非饱和土壤导水率K[9]，另外通过模拟软件[10]，例如Hydrus 和RETC 通过土壤质地资料推求非饱和导水率[11-13]。
非饱和达西定律
非饱和达西定律一、引言非饱和达西定律是描述非饱和土壤中水分运动规律的基本定律之一。
该定律由法国科学家亨利·菲利普·达西在1856年提出，是土壤水文学中的重要理论基础之一。
本文将详细介绍非饱和达西定律的概念、表达式、特点以及应用。
二、概念1. 非饱和土壤非饱和土壤是指含有空气和水两种相的土壤，其中空气和水两相之间存在着接触面积。
这种情况下，土壤中的孔隙部分被水填满，但仍然存在着空隙，这些空隙内充满了气体。
2. 非饱和达西定律非饱和达西定律是描述非饱和土壤中水分运动规律的基本定律之一。
它表示了单位时间内通过单位截面积所流过的水量与该截面上水压力梯度成正比关系的规律。
三、表达式1. 定义在非饱和状态下，设z为垂直于地表方向上某点处距离地表深度，h 为该点处的水压力，q为单位时间内通过单位截面积所流过的水量，则非饱和达西定律可以表示为：q = -Kdh/dz其中，K为渗透率。
上式中的负号表示水分向下流动。
2. 物理意义非饱和达西定律描述了非饱和土壤中水分运动规律。
在地表以下，土壤中存在着一定的孔隙度，孔隙中充满了气体和水。
当土壤中存在着水分梯度时，由于孔隙度不同，水分会向低压力区域移动。
这种运动规律可以通过非饱和达西定律来描述。
四、特点1. 非线性非饱和达西定律是一个非线性方程，在实际应用中需要进行数值计算。
2. 渗透率变化渗透率是描述土壤内部水分运动能力的物理量，在不同深度处渗透率可能会发生变化。
因此，在实际应用时需要对渗透率进行修正。
3. 水分吸力影响由于非饱和状态下土壤中存在着气体相，因此在考虑土壤含水量变化时需要考虑水分吸力的影响。
五、应用1. 土壤水分运动模拟非饱和达西定律是土壤水文学中的重要理论基础之一，可以用于描述土壤中水分的运动规律。
在实际应用中，可以利用该定律对土壤中的水分运动进行模拟。
2. 土壤污染控制非饱和达西定律可以用于描述土壤中有害物质的迁移规律。
在实际应用中，可以利用该定律对土壤污染进行预测和控制。
2_非饱和水流运动基本方程
假定土壤各向同性，则有： k x k y ( ) k z ( ) k ( )
H H H k ( ) k ( ) k ( ) t x x y y z z
h k h k h z
在一维垂向土壤水分运动中，这种情况常发生在降雨、灌水入 渗或蒸发强度已知的边界上。 在降雨或灌水入渗时，(t)为负值，在蒸发时(t) 为正值。 在不透水边界和无蒸发入渗的边界， (t) =0，则
D( ) k ( ) z h k ( h) k ( h) z
H h z
H h H h H h 1 对上式求偏导,则有 z z y y x x h h h K h k ( h ) k ( h ) k ( h ) 故 t x x y y z z z
上式中
h h x x
h h y y
h h z z
代入上式有
h h h k ( ) k ( ) k ( ) k ( ) t x x y y z z z
q K ( m ) 或q K ( )
饱和土壤水分流动的达西定律:
q KsH
达西定律的推导
流体中由动量和连续方程可以推导出
渗流中与渗透率成反比 速度v由流量/孔隙度替换 忽略可压缩性 得
的处理
渗流边界上速度不为 达西定律有速度上限，速度太高时需要 考虑惯 性和湍流效应。而对于多孔介质，骨架会阻止 流体运动， 这一项的存在就不合理了。 去除 项得 对于稳态得达西定律
无结构土壤非饱和水分函数解析
无结构土壤非饱和水分函数解析土壤是农业重要的资源，其中的水分是影响作物生长的重要要素之一。
水分的分布和运动受到土壤物理性质的影响。
在土壤物理学中，建立土壤水分运动的模型非常重要，其中最重要的是无结构土壤非饱和水分函数。
无结构土壤粒子具有较小的粒径，孔隙尺寸很小，可以对水分运动有较强的控制，这样可以有效的提高土壤水的保持能力，而且这种土壤的容重要比普通的土壤要高。
因此，无结构土壤水分函数是研究无结构土壤水分运动的基础。
无结构土壤非饱和水分函数是一种表示土壤非饱和状态下水分流动过程的函数。
它包括土壤水压力，孔隙水压力，孔隙水压力，土壤湿度，水势态等因素，结合这些参数可以更好地反映土壤中水分的流动特点。
无结构土壤水分函数具有指数函数形式，它可以用来描述土壤的水势态，并可以确定土壤的可渗性，这在实际应用中具有重要的意义。
为了评价无结构土壤非饱和水分函数的准确性，实验室采用多种方法进行试验，如俯冲滴定法、匀量筐法、冷凝毛细管过滤法等。
以上各种方法可以有效测量土壤水分参数，如土壤水压力，湿度等，从而有效地分析无结构土壤非饱和水分函数的精确性，使土壤水分函数有更大的应用前景。
无结构土壤非饱和水分函数的研究和应用也有很多，如土壤水分模型、无结构土壤饱和流等。
例如，无结构土壤非饱和水分函数能够有效地描述土壤水压力、孔隙水压力及其他参数的变化特点，这对于土壤水势研究有重要的意义。
同时，土壤水分模型可以有效地模拟土壤水分的运动规律，这些模型主要是基于无结构土壤非饱和水分函数来计算土壤水分的流动，并可以更好地描述土壤水分的变化。
总之，无结构土壤非饱和水分函数的研究和应用，将有助于更好地描述土壤水分的流动特性，从而为农业生产提供更好的服务，提高土壤的利用效率。
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。
有机无机肥配施对湘北早晚稻作用特点的研究
是标定参数 ，与土壤平均孔 隙半径成正 比， 和 ｎ ｎ ｌ 是土壤水分特征 曲线 的形状参数或孑 隙分布指数 ， Ｌ
且有 ｍ＝ 一 ／ ｌ１ ｎ。
邵明安等［ 提出用包含可调参数的简单函数 ， ３ ． 句 通过积分方法来近似求解基于 Ｒｃａ ｓ ｉ ｒ 土壤非饱 ｈｄ 和水流 的偏微分方程 ， 根据其解推求式 （ ） ３ 中的参
直接法和间接法。 直接法耗时多 ， 价格 昂贵 ， 所得精 度难 以保证 ， 空间差异性大 ， 因而间接法成为许多 专家学者研究 的焦点 。在众多间接推求方法 中， 土 壤水分再分布过程法和简单人渗法是 比较常用的 两种 方 法 。 文利 用景 为［ 本 ２ 】 论文 《 求土壤 水 分 毕业 推 运 动参 数 的方 法 》 验 资 料 ， 取 洛川 黑 垆 土 为研 试 选 究 对 象 ， 两 种方 法 做 出 比较 研究 ， 对 旨在 为 间 接 推 求非饱和土壤导水参数方法选取提供一定 的参考。
表 ｌ 。
收 稿 日期 ：０２ ０—３ ２ １—４ ２ 作 者 简 介 ： 飞（９２ ）男 ， 吴鹏 １９一 ， 江西鹰 潭市人 ， 科生 ， 本 主要
１ ． 试 验 方 法 ４ 土壤水 分再 分 布法 ， 自然 风干 的 ４种 土壤 过 将
６ ０
湖南农业科学
第 １ 期 ３
表 １ 试 验 土样 理化 性 质
数 ａ ｎ 和 。
ａ＝
关系 ， 推出非饱和导水率 的解析表达式。这样 ， 只 要利用土壤水分再分布的湿润过程 ， 确定表达式 中 的常数 ， 就可直接算 出土壤的非饱和导水率 。
根据 湿 润锋 湿度 与 平均 湿度 拟 合关 系 的不 同 ， 有 不 同 的表达 式 。 文选 用湿 润锋 湿度 与平 均湿 度 本
推求非饱和土壤水分运动参数的间接方法
基金项 目： 国家杰 出青年科学基金 （０ ２ １６ ， ４ ０ ５ ０ ） 高等学校博 七学科 点专项 科研基金（ ０ １ ７ ２０ ） ２ ０ ０ １０ ２ 资助项 目 作者简介 ： 陈洪松 （９ ３～） 男， 士研 究生 １７ ， 博
维普资讯
应 用 基 础 与 工 程 科 学 学 报
（） １
式 中： Ｋ为非 饱 和导 水 率 ； 为土 壤 饱 和 时 的 导 水 率 ， 似 于 但 不 一 定 等 于 饱 和 导 水 率 近
Ｋ； ｈ为水 头值 ； 反 映孔 隙连 通度 和弯 曲度 的参 数 ； 为形 状指 数 ， Ｂ ｒｉｅ 型 和 Ｌ为 、 在 ｕｄｎ 模 Ｍｕ ｌｍ模 型 中 ， 者 分别 为 ２、 ａｅ 两 １和 １ ２ 为无 纲 含水 量 、；
关键词 ： 饱和土壤 水分运动参数 ， 壤水分 再分布 ， 非 土 土壤 孔 隙 大 小 分 布 ， 壤 传 递 函 数 法 土
随着 区域 地 下水 污 染 问题 的 日益严 重性 以及 农 田土 壤 水 分 最 优 调控 的必 要 性 ， 们 人
越来 越需 要 利用 数值 模 拟技 术来 定 量 预测 预报 非饱 和 土壤 水分 的运 动． 而 ， 管 目前 的 然 尽 模 型和模 拟 技术 都 已相 当成 熟 ， 但要 完 全定 量描 述 非饱 和 土壤 水分 的运 动 依然 十 分 困难 ， 其 中一 个关 键 的限 制性 因 素就 是 非 饱 和 土 壤水 分运 动 参数 的 不 易 获取 【 非 饱 和土 壤 ｌ 一． 水 分 的运动 参数 主要 包 括非 饱 和导 水率 Ｋ、 散 率 Ｄ 和 比水 容量 Ｃ， 们 受 土 壤 质 地 、 扩 它 容 重 、 机 质含 量 以及 温度 等 的影 响． 为 Ｋ ＝ Ｄ ・ 所 以实 际上 只有 两个 独 立参 数 ． 有 因 Ｃ， 确定 非饱 和 土壤 水 分运 动参 数 的方 法通 常分 为两 类 ： 接 法 和 间 接 法 ． 于 直 接 法 ， 直 对 Ｇｅｎ等 评述 了室 内测 定土 壤 导 水 特性 即 土 壤水 分 特 征 曲线 和 土壤 导 水 率 的 众 多 方 法 ， ｒ ｅ Ｋｕｅ和 Ｄｒｓｎ则 讨论 了 田问 方 法 ， 邵 明安 较 系统 地 分 析 比较 了室 内 和 田问测 定 非 ｌｔ ｉ ｅ ｋ 而 饱 和土壤 水 分运 动参 数 的常 用方 法 ＿ ． 管直 接 法 在 概念 上 相 对 清 晰 ， 耗 时 、 ４尽 但 昂贵 和 推 求导 水特 性 的不 确定 性 限制 了它 们 的实 际 应用 ， 其 是 直接 法 中 的 田问 方 法 ． 尤 因此 ， 多 许
非饱和渗透系数
非饱和渗透系数是土壤水分运动的重要参数，它决定了水分在非饱和土体中迁移的速率。
非饱和渗透系数与饱和渗透系数之间存在一定的相关性，通常呈正相关关系。
这是因为土壤孔隙度与渗透系数之间呈正相关关系，当土壤孔隙度变大时，渗透系数也会随之增加。
此外，非饱和渗透系数还受到土壤类型、土壤含水量等因素的影响。
在非饱和状态下的土壤中，有气相存在，随着饱和度增大，气相逐渐排出，液相比例逐渐增大，液相的流动性就越好，非饱和渗透系数随之增大。
同时，非饱和渗透系数与基质吸力之间也存在一定的关系，随着基质吸力的增大，非饱和渗透系数逐渐减小。
计算非饱和渗透系数的方法有多种，其中Gardner分析方法基于水力扩散系数，结合土水特征曲线推算出非饱和渗透系数。
此外，全吸力范围的非饱和土水力渗透系数定义为表观渗透系数，包含毛细水渗透系数、膜态水渗透系数和气态水渗透系数，通过剖析不同形态水分在非饱和土体中迁移机理，推导得出其数学表达。
间接推求非饱和土壤导水参数的方法
科技 曩向导
２１年第 １期 ０２ １
问接推求非饱和土壤导水参数的方法
吴鹏飞 唐 强 （ 武汉大学水利水电学院 湖北 武汉
【 摘
４ ０７ ） ３ ０ ２
要】 本文介绍 了四种间接推 求非饱和土壤导水参数 的方法， 包括土壤水分再分布过程 法、 ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ壤水分特征 曲线拟合模型法 、 简单入渗 法
一
一
通过分析人渗 率和时 间的关系 ｑ 简单回归得 ｓ值 ， ＝Ｓ 代人可得
．
．
－
土壤转换函数法 （ 简称 Ｐ Ｆ ） Ｉ Ｔ ｓ； 用容易获得 的土壤理化性 质 ． ￣ ｊ 来 上式 ： 为体积含水率 ，ｉ ０ Ｏ为初始含水率 ， Ｈ为水深 ， 、 ｚ ｘ分别 为垂 推求土壤的水 力性质 土壤转换 函数用到的土壤理化性质主要是土壤 直和水平方 向水分运移 的距离 ， 和 为所加其水 面刚刚消失时初始 质地 ， 即土壤砂粒 、 粉粒和黏粒 的百分 含量 ， 有些 Ｐ Ｆ Ｔ ｓ函数还包 含土 湿润深度 ， ｎｍ 、。 、 均为拟合参数。 ｍ、 、 、 ｂ ｎａ 壤容重 、 土壤有机质 、 土壤黏 土矿物含量和土壤结 构性质 。 土壤转换 在 函数法 中． 统计模 型应用较为广泛 。 即由己知 的土壤水动 力学参数集 ２土壤水分特征 曲线拟合模型法 ． 和与之对应的土壤基 本理化性质建立多元 回归方程 ． 用此 回归方程可 ２１Ｍｕｌｍ模 型 ． ａｅ 由土壤基本理化性 质预测土壤 的水分运动参数 Ｍ ａ ｍ模型关于相对导水率 的表达式如下 ： ｕｌ ｅ 土壤转换 函数法推求非饱和土壤导水参数两种途径 ：一是用土壤 ｆ ， ， ］ ‘ 理化性质估算出土壤饱 和导水率 （ ， Ｋ）然后用 已知的 Ｋ 和土壤水分特 Ｋ ） ６ ，堕 ｌ ｌ ＝ Ｉ粤 ｆ （ Ｏ Ｏ 【 ｆ （ １ ） ｈ ｘ ６ ） ） Ｊ 征 曲线 ． 建立不 同含水率或基质势下的导水率估算模型 ： 另一途径 式 中： Ｋ 为相对导水率 ， ＫＫ ， 即 ／，ｈ为水 头值 ， Ｏ为无量纲含水量。 则是用土壤理化性质直接估算不同含水率或基质势下的土壤导水率 在众多描述土壤持水 曲线 的模型中． ａ ｅ ｕｈｅ 模 型以其线型 Ｖ ｎＧ ｎ ｃｔｎ 无量纲含水量表达式 ＠ －， ＝ ｅ。 ： 二 （） ２ 与实测数据 曲线相似程度好 、 参数意义 明确而受到广泛运用。Ｓ ｕ ｅ ｉ ｎｋ ｍ 求解方 程（ ） １ 时需要建立无量 纲含 水量与水头值 的关 系式 。 采用 和 ｖＩＧ ｎ ｃｔｎ等编制 Ｒ Ｔ ａｌ ｅ ｕｈｅ Ｅ Ｃ软件提供了求解 Ｖ ｅｕ ｈｅ ｎ ａ Ｇ ｎｃ ｔ ｎ模型参 幂 函数形式 ： （ ） ＠＝ （） ３ 数的简捷方法。用户只需输入土壤质地等级 ， 或砂粒 、 粉粒、 黏粒的百分 将 （） ３ 式代人方程（ ） １积分得 ： ＠ ＝ ）＠ （） ４ 含量 ．以及容重 、３ Ｐ 及 １０ ｋ ａ ３ ｋ ａ ５ ０ Ｐ 压力条件下土壤水分含量就可得知 ２２Ｂ ｒｉｅ 型 ． ｕｄｎ 模 ｖｉＧ ｎ ｃｔｎ模型中的 ５ ａ ｅ ｕｈｅ ｌ 个参数 、 、 、 ｎ 、 Ｋ。 Ｂ ｒｉ 建立的相对导水率表达式如下 ： ｕｄ ｅ ｎ 利用公式 ｍ＝ — ／ １１ ｎ求得 ｍ， 将所得 的参数代人式 （ ）式 （ ） ２ 、 ７ 和式 （） ８ 即可求出土壤非饱和导水率 。 墨 ） ｚ粤 ／丁 （＝ ０ ＠６ ｆ ｆｘ ｄ （ ５ ） ５结 论 ． ｈ∽ ６ｈ ） 土壤水分再 分布方法 ． 简单方 便 ． 无需测定水分 特征曲线 即可直 将 （） ３ 式代人方程（ ） ５积分得 ： Ｏ）＠ ＝ （） ６ 接得到土壤导水参数 ． 但其不适合低容积含水量土壤 基于土壤水分 ２３Ｖ ｎＧ ｎｃ ｔｎ 型日 － ａ ｅ ｕｈｅ 模 特征 曲线拟合模型法 目前得 到了广泛的应用 ． 土壤水分特征 曲线测定 Ｖａ ｎ ｃｔｎ水分特征曲线模 型为： ［ ＋ ） ｎＧｅｕ ｈｅ Ｏ＝ １ （ 叶ｍ （） ７ 获取要 比导水参数的获取容 易得多 ， 但较为耗时 。 周期长 。 简单人渗法 式 中： 是标 定参 数 ， 与土壤平均孔隙半径成正 比． 和 ｍ是土壤 ｎ 具有较高的准确度 ， 其过程相对于其他方法较为复杂 。土壤传递 函 但 水分特征 曲线的形状参数或孑 隙分布指数， ｍ １ １ 。 Ｌ 且有 ＝ — ／ ｎ 数法所用资料（ 如颗粒大小分布 、 容重 以及有机质含量等 ） 相对容易获 Ｖ ｎ ｅｕｈ ｎ ａ ｎ ｃｔ 基于 Ｍ ａ ｍ相对导水率表达式 （ ） ： Ｇ ｅ ｕｌ ｅ １得 取． 但此方法 中未考虑对土壤 导水参 数有很大影 响的其 他因素 ． 土 如 ＠ ＝ １ （— ） ＠ 一１ ０ １ 。 （） ８ 壤 的滞后现象、 土壤溶液、 土壤温度等因素 ， 其精度还有待于进一步提 式 中： Ｋ 为饱和导水率 ． 其他符号 同上 高 。 间接推求方法 ， 各 都有各 自的局限性 和不准确性 。 这意味着需要把 Ｍ Ｍ ｍ模型和 Ｂ ｒｉ 模型， ｕｅ ｕｄ ｅ ｎ 可以通 过拟合 水分特征曲线， 获得 各种理论方法和实验结果． 进行综合研究 ．并且建立土壤水分数据全 参数 ａｂ 、 后， 以计算 出土壤导水率 。ｖ ｎＧ ｎ ｃ ｔ 模 型 ． ，、 Ｏ 就可 ｒ ａ ｅｕ ｈ ｎ ｅ 需 国数据库 ， 从而扩大各个理论方法的应用范围 ， 提高其精度和准确性 ． 要获得参数 Ｏ Ｉ ｎ 、ｒ ｔＴ 、 Ｏ 。 、Ｉ 、 、 为进一步提出新的理论方法奠定基础。
Richards
1. Richards 方程是由谁提出的？是用来干嘛的？Richards 方程最先是由Richards 这个人在1931年研究流体通过多孔介质中毛细管传导作用时推导出来的[1]。
对于各向同性的土壤、不可压缩的液体、三维情形的非饱和水流运动的控制方程即Richards 方程： ()()()K K K y x z t x y z ψψψθθθθ⎡⎤∂∂∂⎡⎤⎡⎤∂∂∂⎢⎥⎢⎥⎢⎥∂∂∂∂⎣⎦⎣⎦⎣⎦=++∂∂∂∂ (1)式中：θ为含水量， t 为时间，K 为渗透系数，ψ为非饱和土壤的总土水势，x ，y ，z 表示坐标轴方向。
2. 非饱和土壤水分运动方程几种形式描述非饱和土中水的流动控制方程一般采用 Richards 微分方程。
对于一维非饱和土壤水分运动问题，Richards 方程常常表示为3种标准的形式:基于压力水头，基于含水率和基于位置坐标形式。
(1) 以负压水头h 为因变量的基本方程[2]： 2()w w h K h h K h z gm t z h z ρ∂⎡⎤∂⎢⎥∂∂∂∂⎣⎦=-∂∂∂∂ (2)式中：w ρ为水的密度，g 为重力加速度，2w w m S θ∂=∂为土壤含水量θ与基质吸力s 关系曲线的斜率，h 为负压水头（基质势），t 为时间，K 为渗透系数，z 为土壤的深度。
(2) 以含水率θ为因变量的基本方程[2]：()()D K z t z z θθθθ∂⎡⎤∂⎢⎥∂∂∂⎣⎦=+∂∂∂ (3)式中：θ为含水量，t 为时间，D 为扩散率，z 为土壤的深度，K 为渗透系数。
其中()()m d D K d ψθθθ=， m ψ为基质势。
(3) 以位置坐标z 为因变量的基本方程[2]： 当d dtθ=0时，可以得到如下的水分运动方程： ()()D z z K t z θθθθ⎡⎤⎢⎥∂⎢⎥∂⎢⎥∂∂∂⎣⎦-=+∂∂∂ (4)式中，符号意义同上。
该方程主要用于解析或半解析方法对非饱和土流动的求解。
非饱和带水分特征曲线经验公式研究
非饱和带水分特征曲线经验公式研究李云龙;郭春颖;徐敏【摘要】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应土壤水基本特征的曲线.它是研究非饱和带水分运移和转化的基础.水分特征曲线中的负压和含水率关系十分复杂,难以从理论上推导出确切的关系式,通常人们用经验公式对其进行描述,因此选用合适的土水特征曲线经验公式意义重大.本文对具有代表性的六种经验公式模型对实测数据进行了拟合.得出Mckee和Bumb(1984)模型是适合描述砂土水分特征曲线的经验公式.【期刊名称】《中国矿业》【年(卷),期】2010(019)008【总页数】5页(P105-109)【关键词】非饱和带;水分特征曲线;Matlab;参数拟合【作者】李云龙;郭春颖;徐敏【作者单位】中国矿业大学(北京)北京,100083;中国地质工程集团公司,北京,100083;中国地质工程集团公司,北京,100083;中国地质工程集团公司,北京,100083【正文语种】中文【中图分类】S152.7非饱和带(也称包气带)中发生着各种物理的、化学的、生物的变化，存在着气相、液相等流体的流动以及各种物质成分之间的迁移和转化，加之人类活动的叠加和各种污染物质的排放，致使非饱和带水分的迁移和转化过程十分的复杂。
非饱和带水的运动是非饱和带营养物或污染物运移以及热运动的主要驱动力；水资源评价和预报需要掌握水分在非饱和带中的运动和分布规律；土壤物理、水利工程和水文计算等许多应用和研究领域都需要研究非饱和土壤水分运动规律；对土壤水分运动规律进行研究也是发展精准农业、生态农业的必要前提。
另外，土壤侵蚀、地下水污染、地下水资源评价、土壤退化、荒漠化问题、灌溉制度、土壤污染、土壤改良、径流分析、水利工程、地基基础变形等一系列理论和实际问题都与非饱和带密切相关。
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应土壤水基本特征的曲线。
土壤非饱和水力传导度野外试验方法
土壤非饱和水力传导度野外试验方法宋长虹;王影桃【摘要】非饱和水力传导度是多孔介质中水流运动的重要参数之一,在进行较大区域尺度土壤水动力学模型模拟时,选择客观准确而实用的试验方法对其进行测量显得尤为重要.对国内外非饱和水力传导度的试验方法进行了充分的调研,比较了各种主流试验方法的原理和实用范围,并分析了各自的优缺点,突出阐述了适用于野外试验的方法.为进行较大区域尺度土壤水动力学模型模拟奠定了基础.【期刊名称】《黑龙江水利科技》【年(卷),期】2017(045)007【总页数】5页(P8-12)【关键词】非饱和水力传导度;野外试验;饱和水力传导度;空间变异性【作者】宋长虹;王影桃【作者单位】黑龙江水利水电勘测设计研究院,哈尔滨 150080;黑龙江水利水电勘测设计研究院,哈尔滨 150080【正文语种】中文【中图分类】S152.7传统的地面灌溉中肥料随着水流从地表到土壤再到地下水发生淋失现象，是地下水污染的主要原因之一。
由于肥料在土壤中的运移离开土壤水流的作用，故在研究肥料在土壤中的迁移时，常以土壤中水流运动为基础。
土壤非饱和水力传导度野外测试方法作为区域施肥对地下水造成面源污染的主要影响因素之一，其检测评定手段和客观依据的客观准确及实用性显得尤为重要。
测量非饱和水力传导度的方法分为间接法和直接法。
间接法计算在已知土壤水分运移的其他参数(如水分特征曲线、饱和水力传导度、水分扩散率等)后，通过它们相互之间固有的关系，来间接推求非饱和水力传导度。
间接法分为通过水分特征曲线和通过水分特征曲线及水分扩散率推求非饱和水力传导度两类。
直接法分为室内及野外测量两类。
室内测量主要有稳定入渗法、稳定蒸发法及非稳定流瞬时剖面法等，野外试验主要有零通量面法和瞬时剖面法两种。
由于室内试验法无法满足较大区域尺度的测量需要，故在研究区域较大，需要考虑区域空间变异性时，通常采用野外试验的方法。
文章主要介绍了几种间接测量非饱和水力传导度的野外试验方法。
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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。
5．三种方法的适用范围，简单入渗法在整个测定范围内均适宜，水分再分布方法在低含水量段较有优势。
关键词：土壤水分运动参数推求方法比较Estimating Methods for Soil Hydraulic PropertiesGraduate: jing WeiSupervisor: Prof. Shao MinganAn important step for understanding transport of water and solute in soils is to obtain soil water properties which can represent field conditions. The parameters include soil water characteristic curve, hydraulic conductibility (K) and water diffusivity(D). Among the three parameters, it is difficult to estimate K because of its difficulty to be measured directly. To understand the spatial variability of the parameters is beneficial to predict water and solute transport in soils and to use related estimating methods. A lot of methods have been reported in obtaining directly or inquiring into indirectly those parameters. Three representative methods are selected and each merits/shortages and applicable water content range are discussed in this thesis. Experimentally measured soil water characteristic curve is selected as a standard. These methods are: 1.van Genuchten water retention model, based on experimental measurement of soil water characteristic curve, which is the most popular model in use and can gain K expression by combining with hydraulic conductibility model such as Mualem model or Burdine model. 2. Shao's integral method to obtain parameter αand n in van Genuchten model. Same as van Genuchten water retention model, it can get K by combining with hydraulic conductibility model and measuring Ks. 3.Through observing the horizontal and vertical water redistribution processes directly obtain K and D. Some conclusions are presented.1. The K of four undisturbed soils is greatly different, and its spatial variability is significant. By analyzing K’s semi-variance, we can see that the value of semi-variance increases while the distance between two measured spots increase, but it reaches a stable value quickly. This value is called its spatial size. Within this size, the K value can be considered as the same. The experimental results show that the size of sandy loam and Heilu soil is within 2m, Huangm ian soil’ is about2.24m,and L ou soil’ is less than 0.5m.2. The experiments on water redistribution method show that the calculating C value agrees with experimentalC value mostly when index function is used to simulate the relationship between wetting front humidity and average humidity, especially for sandy loam, Huangmian soil and Lou soil.3. By using integral method to estimate parameter αand n, the author finds when S(suction) increases, αand n increase. Thus, the accuracy of αand n is mainly determined by the accuracy of S.4. Among the three methods, water redistribution method gains worse accuracy, but it is a direct method to obtain K and D, further obtains water characteristic curve. The experiment is very simple, and needn't special equipment. Thus, it is a suitable method for the researchers lack of equipment to measure soil hydraulic properties.Integral method has the best accuracy, and finer texture can gain better estimate results. It solves the un-sole problem of αand n in van Genuchten model. The experiment is very simple, and only 2 days are needed in one experiment.5. Integral method is fit for the whole water content range. Water redistribution method has superiority in lower water content range.Keywords: Soil water movement parameter, Estimating method, Compare。