測量土水特徵曲線的方法

Ⅰ 如何用離心機法測土壤水分特徵曲線

去取原狀土或者擾動土,在不同轉速和時間下測量含水量做水分特徵曲線即可。土壤水分特徵曲線一般也叫做土壤特徵曲線或土壤pF曲線，它表述了土壤水勢（土壤水吸力）和土壤水分含量之間的關系。通常土壤含水量Q以體積百分數表示，土壤吸力S以大氣壓表示。由於在土壤吸水和釋水過程中土壤空氣的作用和固、液而接觸角不同的影響，實測土壤水分特徵曲線不是一個單值函數曲線。

Ⅱ 土的含水率測定有哪幾種方法

土的含水率試驗方法有：
1、烘乾法，適用於測定黏質土、粉質土、砂類土、砂礫石、有機質土和凍土土類的含水率；
2、酒精燃燒法，適用於快速簡易測定細料土（含有機質的土除外）的含水率；
3、比重法，僅適用於砂類土。
原來還有碳化鈣氣壓法，現在已經很少使用。

Ⅲ 砂土水特徵曲線及滲透性研究

岩土工程所涉及的土大部分為非飽和土，由於非飽和土的性狀並不符合經典飽和土力學的原理和概念，因此無論在理論研究或工程實踐中都應該將二者區別對待。基質吸力是非飽和土區別於飽和土的根本所在^［32］，因而研究非飽和土的工程特性應先從非飽和土的吸力特性著手。目前，由於吸力測量技術方面存在不少的問題^{［33，34］}，因此對於非飽和砂土方面的土水特徵曲線研究較為少見，完整的脫濕和吸濕土水特徵曲線更是少見。而對於目前關於毛烏素沙漠風積砂土水特徵曲線與滲透試驗方面的研究尚屬於空白。

非飽和土中的（總）吸力可以分為基質吸力和滲透吸力。當非飽和土中礦物對吸力影響不大時，滲透吸力可以忽略，土中的基質吸力就是總吸力，所以，從與工程問題的關繫上來說，只要重點研究基質吸力即可。在涉及非飽和土的大多數岩土工程問題中，可用基質吸力變化代替總吸力變化；反之，也可用總吸力變化代替基質吸力變化。基質吸力的變化范圍很大（0～10⁶kPa）^［35］，而要用可靠的手段較准確地測量大范圍的吸力值目前仍很困難^［36］。目前吸力量測可分為直接測量技術和間接測量技術^{［35～37］}，其中吸力直接測量技術主要包括濕度計、張力計法和軸平移法，吸力間接測量技術主要包括熱傳導感測器法、時域反射計法、電容式吸力計儀法、粒基感測器法及濾紙法等。

1.2.2.1 吸力直接量測技術

（1）濕度計

熱電偶濕度計可用於測量土的總吸力^［38］。岩土工程中常用的濕度計為Peltier濕度計。它的工作原理是Seeback效應和Peltier效應，並通過濕度、溫差、電壓輸出三者之間的聯系，由電壓輸出值反映空氣濕度。測量前，應先對濕度計進行率定，作出電壓與吸力曲線。測量時，將濕度計懸掛在裝有土樣的封閉裝置內，記錄下電壓輸出的最大值，從率定曲線上查出對應的總吸力值。測量時注意必須待密閉室內土、空氣和濕度計達到等溫平衡後才能進行率定或測量，環境溫度必須嚴格控制在0.001℃左右。濕度計測吸力未引入多孔介質，不會受多孔材料儲水特性的影響，從而可在較短時間內較准確地測量高值吸力。它的缺點是率定、測量的設備都較復雜，對環境要求高，無法用於現場測量；也無法測量低於100kPa的吸力值，同時熱電偶在酸性環境中易腐蝕，每次率定或使用後，一定要按廠家說明徹底清洗。用不幹凈或不合格的濕度計測出的結果很難分析。

（2）張力計法

張力計法是由高進氣值陶瓷頭與壓力量測裝置組成^［39］。二者用一小管相連。小管通常用塑料做成，它的導熱性低而且不腐蝕。管和陶瓷頭用除去空氣的水充滿。將陶瓷頭插入預先挖好的孔中直到與土良好接觸。當土和量測系統之間達到平衡時，張力計中的水將與孔隙水具有相同的負壓。但是由於張力計中的水可能出現氣蝕現象，使得張力計能夠測定的孔隙水壓力限度約為90kPa。所以張力計法量測范圍小而且存在氣蝕和通過陶土頭空氣擴散問題。

該方法的優勢在於不受外界環境限制，而且體型小、易攜帶，室內、野外量測都適用。正、負孔隙水壓力都能測，且反應較迅速。直接測量，無須事先率定。不但人工測讀方便，還可用數據採集系統自動讀數，便於野外無人測量。但該方法也有以下局限性：

1）張力計的陶瓷頭必須與土接觸良好，以確保土中水與張力計管中水連續，但這一點（尤其是在野外時）不易確定。

2）陶瓷頭較脆弱，易開裂，一旦開裂便不能再用（下面的一種方法也存在這一問題）。

3）測量范圍會受「氣蝕」現象的限制：當孔隙水壓力接近負一個大氣壓時，水會氣化，使測量系統中進氣而無法正確讀數。可見，用張力計測量到的負孔隙水壓力的絕對值不會超過一個標准大氣壓。

4）測量范圍還會受陶瓷頭的進氣值的限制：要保證陶瓷頭的進氣值必須大於待測的基質吸力，否則空氣將穿過陶瓷板進入測量系統（軸平移法也存在這一問題）。

（3）軸平移法

軸平移法是同時增加圍壓、孔隙氣壓力和孔隙水壓力，使試樣中的應力狀態變數保持不變而解決孔隙水壓力測量的氣蝕問題，其方法是使用高進氣值陶瓷板，只要空氣壓力小於陶瓷板的進氣值，它將阻止空氣通過，而水則能夠通過陶瓷板滲透，從而可以通過分別控制孔隙氣壓力及孔隙水壓力達到控制吸力的目的^［40］。可見只有當陶瓷板中的水是連續的，才可能正確測出吸力。在基質吸力測量過程中保持沒有水的流動。

測量方法是將非飽和土土樣放入壓力室，飽和的高進氣值陶瓷針頭一端插入土中，另一端由充滿蒸餾水的連接管連到壓力室外的零型壓力測量系統上。針頭一插入非飽和土，測量系統中的水便進入張拉狀態，應迅速封閉壓力室，增加壓力室內的氣壓，遏制量測系統中的水受到進一步張拉，直到作為零指示器的水銀塞保持不動，達到平衡。此時室內的空氣壓力與測得的孔隙水壓力的差值即土的基質吸力。

該方法的不足主要有以下兩個方面：

1）採用軸平移技術進行長期試驗時，很難保證水壓力測量系統中始終沒有氣泡：由於土樣和高進氣值陶瓷板的透水系數都較低，平衡時間往往會較長。在此期間孔隙空氣可能會通過高進氣值陶瓷板中的水而擴散，並以氣泡狀態出現在陶瓷板下，使所測的基質吸力偏低。

2）陶瓷板的進氣值與板的最大孔徑成反比，而滲透系數卻隨板孔徑的變大而變大。陶瓷板的進氣值和滲透系數之間有此強彼弱的矛盾。

1.2.2.2 吸力間接測量技術

間接測量原理：將多孔材料作為感測器放置土中，達到平衡後多孔材料中的基質吸力等於周圍土中的基質吸力。由於多孔材料中的含水量是多孔材料中基質吸力的單值函數，可通過測量多孔材料的平衡含水量獲得土中的基質吸力。

（1）熱傳導感測器

熱傳導感測器主要由微型加熱器和多孔陶瓷頭組成。微型加熱器（和溫敏元件）安裝在陶瓷頭中心處，加熱時發出的熱量一部分由熱擴散擴散到陶瓷頭中，未擴散部分則使探頭中部溫度上升，上升溫度由溫敏元件通過電壓輸出反映。陶瓷頭中含水量越高，熱擴散就越多，陶瓷頭中部的溫度升高就越小。測量前先要作出感測器的率定曲線，即電壓輸出-吸力曲線。

作為熱傳導感測器探頭材料的陶瓷，其孔徑大小及分布應符合一定的要求，以保證有較大的吸力測量范圍；陶瓷的機械強度應較高，以免製作及使用過程中損壞；為防止裂縫產生，陶瓷強度應較均勻，同時陶瓷探頭內的電子元件必須密封好，否則會碰到水而導致測量失敗。另外，探頭中心的加熱量（包括加熱功率及時間）必須足夠大，以使探頭周圍溫度變化的影響基本可以忽略；同時為避免熱擴散超出探頭而使周圍土體發生變化，加熱量又必須足夠小（且探頭半徑足夠大），以使熱擴散在到達探頭邊緣時已近似為零^［41］。可見，加熱量一定要選擇合適。

（2）時域反射計

時域反射計（TDR）是由陶瓷感測器與短探桿組合做成的，用壓力板儀率定。它採用駐波技術測土的介電參數，介電參數又與體積含水量緊密關聯，因此可測含水量。測量過程如下：給探測器加上電壓脈沖，傳至探桿端部再返回，記下時間差t。首先用公式k_a＝（ct/2l）²（其中，k_a為介電常數；c為光速；l為桿長）計算出k_a，然後運用Topp方程（1980）：θ＝-0.053＋0.0292k_a-5.5×10^-4 k_a²＋4.3×10^-6 k_a³，得到體積含水量θ，最後由探頭的率定曲線推測出基質吸力^［42］。其中介電常數k_a除了主要隨土體的含水量變化外，還受土體比重、溫度、含鹽量、礦物成分等參數的影響，其中以土的粒徑大小和容重對率定曲線k_aθ影響最大。

（3）電容式吸力儀

電容式吸力儀的工作原理是：在陶瓷探頭與周圍土濕度平衡後，利用陶瓷頭的土水特徵曲線，根據陶瓷頭的含水量就可以查得土的基質吸力。因為純水與多孔陶瓷的介電常數相差甚大，探頭的介電常數可直接反映含水量大小，所以可用電容標定含水量，電容再轉換為電壓信號輸出，最後通過壓力板儀率定吸力儀的基質吸力電壓輸出關系曲線。現場測量時，只需測出探頭的輸出電壓就可確定土的基質吸力。該儀器適合測量200kPa以下吸力，可連續讀數，靈敏度高且陶瓷頭細微破損對讀數影響不大，但需考慮溶於孔隙水中的電解質對感測器輸出值的影響^［43］。

（4）粒基感測器（granular matrix sensor）

多孔塊（porous block）測基質吸力的原理是含水量（吸力）和電阻的對應關系^［44］。在多孔塊中植入兩個同心電極，測電阻即可求得吸力。多孔塊一般用石膏製成，具有價格低和易操作的優點，但石膏吸水飽和後會軟化。粒基感測器用粉粒基質代替石膏，這就避免了軟化的問題，且孔隙分布均勻。

（5）濾紙法

濾紙法是建立在濾紙能夠同具有一定吸力的土達到平衡（水分流動意義上）的假設基礎上的^［45］，通過土與濾紙之間的水分或水蒸氣交換可以達到平衡。當濾紙與土樣直接接觸時，濾紙的平衡含水率相當於土的基質吸力；當濾紙與土樣不直接接觸時，濾紙的平衡含水率相當於土的總吸力。所以同一率定曲線可用於測定基質吸力和總吸力。

濾紙法是最便宜的感測器，同時它對環境溫度要求不高，只要保持整個平衡過程中溫度大致不變（溫度變化約在1℃以內）即可。但濾紙法存在如下缺點：

1）操作過程對人工技術要求較高，結果受操作人員以及實驗室條件的影響很大，准確程度難以保證。

2）平衡時間較長：若初始為干濾紙，平衡時間一般需7～10d；若初始為濕濾紙，則一般需21～25d。

3）濾紙材料的儲水特性對高吸力范圍可能會有影響。

總之，吸力是非飽和土力學的關鍵變數，理論上，它和非飽和土的滲流、強度和變形有關，實踐中，應用的也越來越多，同時，吸力測量的技術也在不斷發展，給未來更精確測量吸力提供了可能。隨著計算機的發展和普及，一方面，土吸力的測量也在向智能化方向發展，另一方面，試驗裝置向適於野外原型觀測發展。

Ⅳ 如何測定土壤水分特徵曲線

土壤水分特徵曲線測定實驗
實驗原理
張力計插入土樣後，張力計中的純自由水經過陶土壁與土壤水建立了水力聯系。在非飽和土壤中，儀器中的自由水的勢值總是高於土壤水的勢值，因此，儀器中的自由水就會透過陶土管進入土壤，但因陶土材料孔隙細小，孔隙中形成的水膜不能使空氣通過，而只能讓水或溶質液通過（但如果壓力過高水膜破裂，空氣就會透過，這時的壓力稱為透氣值），因而在儀器內形成一定的真空度，由儀器上的負壓表讀出。最後當儀器內外的勢值趨於平衡時，儀器中水的總水勢Φwd與土壤中土水勢Φws應該相等，即：
Φwd＝Φws
土水勢的完整表述為： Φ=Φm+Φp+Φs+Φg+ΦT
因為陶土管為多孔透水材料，並非半透膜，故溶質也能通過，最後達到內外溶液濃度相等，內外溶質勢Φs相等。儀器內外溫度相等，溫度勢ΦT相等。坐標0點選在陶土頭中心，則陶土頭中心的內外重力勢Φg相等。這樣儀器中和土壤中的總勢平衡可表述為：
Φmd＋Φpd＝Φms＋Φps
式中，Φps為土壤水的壓力勢，Φms為土壤水的基質勢，Φpd為儀器內自由水的壓力勢，Φmd為儀器內自由水的基質勢。
在非飽和土壤中，土壤水所受的壓力為大氣壓（基準狀態），故Φps應為零，又儀器中自由水無基質勢存在，故Φmd亦為零，所以：
Φms＝Φpd＝ΔPD+z
式中，ΔPD為負壓表顯示的負壓值（小於0），z為埋藏在土中的陶土管中心與土面以上負壓表之間的靜水壓力即水柱高，（向上為正，大於0）。即可得到土壤水的基質勢。按定義土壤水吸力為基質勢的負值，因而即可測得吸力值。
S=－Φms＝－ΔPD－z
如果負壓表讀數記為P（大於0，即P＝－ΔPD），則S=P－z
另外，在計算土樣中水分的變化時，還應考慮集氣管中水分的變化量。

Ⅳ 土壤水分測量的幾種方法是什麼

國內外目前應用的定點土壤水分測定方法很多，主要包括烘乾稱重法、張力計法、射線法（包括中子儀法、γ射線法、計算機斷層掃描法等）、介電特性法[時域反射儀（TDR）法、頻域反射儀（FDR）法、探地雷達（GPR）法]、土壤水分感測器法（如：陶瓷水分感測器、電解質水分感測器、高分子感測器、壓阻水分感測器、光敏水分感測器、微波法水分感測器、電容式水分感測器等）、熱擴散法、核磁共振（NMR）法、分離示蹤劑（PT）法、遙感（RS）法等。其中烘乾稱重法是測定土壤含水量最普遍的方法。探地雷達（GPR）法、遙感（RS）法等在大尺度土壤水分監測中應用有較大優勢。

Ⅵ 土壤水分特徵曲線的測定

土壤水分特徵曲線的測定在室內採用張力計稱重法，用張力計（負壓計）測定土壤負壓h，用稱重法測定相應的含水率θ，試驗裝置如圖2.3.1所示。通過試驗獲得了主脫濕過程的實驗數據，採用Van Genuchten（Van Genuchten，1980）模型來描述主脫濕曲線（MDC）（沈榮開1993），模型如下：

圖2.3.1 試驗裝置示意圖

土壤水鹽運移數值模擬

式中：S為飽和度（表示孔隙被水充滿的程度，等於水的體積與孔隙體積之比，cm³/cm³）；θ為含水率（cm³/cm³）；θ_r為殘留含水率（cm³/cm³）；θ_s為飽和含水率（cm³/cm³）；h（h_H2O）為負壓（cm）；α，n，m表示土壤水分特徵曲線形狀的參數。

Van Genuchten模型含有四個參數（即α，n，m（含 n），θ_r，θ_s），所以，計算較為復雜，但一般情況下，θ_r和θ_s可由室內外試驗給出，這樣，模型中只剩α和 n 兩個參數（其中 m 可利用 m=1-1/n求得），為求出這兩個參數，一般根據最小二乘原理，用實驗數據擬合的方法確定（沈榮開，1987）。

1.線性迭代法（一參數迭代）

公式（2.3.1）可變換為：

土壤水鹽運移數值模擬

由於負壓h的絕對值為一正值，所以可用吸力代替（這里仍取為h，推導時去掉了絕對值符號）。將上式兩邊取對數得：

土壤水鹽運移數值模擬

令

，b₀=nlnα，b₁=n，x=lnh，則上式變為一元回歸模型：

y=b₀+ b₁x （2.3.4）

因此，可用求解一元回歸方程的方法確定b₀、b₁，進而求出α、n：

，n=b₁，從而可得

。

具體計算時需要用迭代的方法來求解。首先給出初值m^（0），並將實測數據含水率θ、負壓h代入求解回歸方程的系數b₀、b₁，從而可求得第一次迭代值m^（1），再將m^（1）代入，得出第二次迭代值m^（2），……，依次迭代，直到第p+1次迭代與第p次迭代值之差的絕對值小於預先給定的常數e（e為一充分小的正數）為止。收斂標准（迭代控制）用公式表示如下：

土壤水鹽運移數值模擬

滿足收斂標准時，由第p+1次迭代求出的回歸系數b₀、b₁，即可確定出參數α、n。

2.非線性迭代法（二參數迭代）

由Van Genuchten模型變形為

θ-θ_r=（θ_s-θ_r）［1 +（αh）ⁿ］^-m （2.3.6）

即

（θ_r-θ）+（θ_s-θ_r）［1 +（αh）ⁿ］^-m=0 （2.3.7）

將實測數據：含水率θ_i、負壓h_i（i=1，2，…，N，N為觀測點個數）代入上式得：

（θ_r-θ_i）+（θ_s-θ_r）［1 +（αh_i）ⁿ］^-m=ε_i（i=1，2，…，N）（2.3.8）

由最小二乘原理

土壤水鹽運移數值模擬

令 z=E（α，m，n），z為α、n的二元函數，m為中間變數。求多元函數z的極值：

土壤水鹽運移數值模擬

令

土壤水鹽運移數值模擬

其中W、X為α，n的二元函數。

為了簡化推導，求出W、X，令

θ_s-θ_r=θ₁

θ_i-θ_r=θ₂

（αh_i）ⁿ=x_i

推導時略去角標i，則

土壤水鹽運移數值模擬

先求W：

土壤水鹽運移數值模擬

因x=（αh）ⁿ，

，所以上式為

土壤水鹽運移數值模擬

再求X：

土壤水鹽運移數值模擬

所以

土壤水鹽運移數值模擬

式（2.3.11）為一組非線性方程，非線性方程的求根可運用牛頓迭代法。牛頓迭代法其基本思想是：將非線性方程逐步歸結為某種線性方程來求解。其幾何解釋為，方程的根，用其切線方程的根來逼近，由於這種幾何背景，牛頓法亦稱切線法。由牛頓法迭代公式（李慶揚、王能超、易大義，1991.9）：

土壤水鹽運移數值模擬

改寫為如下形式

Δxf′（x）=-f（x） （2.3.20）

對於多元函數，牛頓迭代公式可擴展為：

f′_x（x，y）Δx+f′_y（x，y）Δy=-f（x，y） （2.3.21）

則式（2.3.11）的牛頓迭代公式表示為：

土壤水鹽運移數值模擬

也即

土壤水鹽運移數值模擬

下面的任務就是求方程式（2.3.23）左端各偏導數項，根據多元復合函數的求導法則，首先求第一個方程各偏導數項。

土壤水鹽運移數值模擬

考慮到

，則

土壤水鹽運移數值模擬

所以

土壤水鹽運移數值模擬

土壤水鹽運移數值模擬

因為nln（αh）=lnx，所以上式

土壤水鹽運移數值模擬

土壤水鹽運移數值模擬

因為

，

，所以

土壤水鹽運移數值模擬

則

土壤水鹽運移數值模擬

然後求式（2.3.23）第二個方程各偏導數項。根據二階混合偏導數在連續的條件下與求導的次序無關，則

土壤水鹽運移數值模擬

而

土壤水鹽運移數值模擬

式（2.3.32）右端共有4項，需求4項偏導數。

第1項偏導數

土壤水鹽運移數值模擬

因

，所以上式

土壤水鹽運移數值模擬

第2項偏導數

土壤水鹽運移數值模擬

第3項偏導數

土壤水鹽運移數值模擬

將

代入得

土壤水鹽運移數值模擬

所以

土壤水鹽運移數值模擬

第4項偏導數

土壤水鹽運移數值模擬

綜合上述4項偏導數得

土壤水鹽運移數值模擬

令

土壤水鹽運移數值模擬

則式（2.3.40）簡記為：

土壤水鹽運移數值模擬

所有偏導數求出後，解方程組

土壤水鹽運移數值模擬

得

土壤水鹽運移數值模擬

迭代公式為

土壤水鹽運移數值模擬

式中：p為迭代次數。

具體計算時，首先給出參數的迭代初值α^（0），n^（0），並由實測數據計算出相應的偏導數值，然後按照式（2.3.45）依次進行迭代。迭代控制標准為：

土壤水鹽運移數值模擬

式中：e為給定的充分小的正數。滿足上述迭代標準的α^（p+1）和n^（p+1）就是所求的參數α和n的值。

根據牛頓迭代法的局部收斂性，一般的說，牛頓法的收斂性依賴於初值的選擇，如果初值偏離所求的根比較遠，則牛頓法可能發散。為保證牛頓法的收斂性，首先用線性迭代法對參數進行估計，然後將線性迭代法估計的參數作為非線性牛頓迭代法的初值進行迭代。

3.土壤水分特徵曲線測定結果

1998年10月於長江河口地區採集了 3 個土樣，寅陽 1^＃（LXG-1）粉砂壤土（1998.10.23），大興2^＃（STG-2）粉砂壤土（1998.10.24），興隆沙1^＃（XLS-1）粉質粘壤土（1998.10.25），取樣時均去除表土20cm。所取土樣的機械組成見表2.3.1。土壤水分特徵曲線的測定在室內採用張力計稱重法，為了保證裝土的初始含水率均勻、密度一致，土樣經過粉碎和過篩（20目）處理，然後按一定的干容重裝填土樣，裝好的土樣經過充分飽和後開始脫濕試驗，試驗於1999年4月16日開始，5月15日結束，脫濕過程的實驗數據見表2.3.2。

表2.3.1 土樣顆粒分析結果（美國制）

表2.3.2 水分特徵曲線實測數據

續表

根據實測數據，通過VB編程計算，運用線性迭代法得到的上述三個土樣，寅陽1^＃（LXG-1）粉砂壤土，大興2^＃（STG-2）粉砂壤土，興隆沙1^＃（XLS-1）粉質粘壤土的Van Genuchten模型參數見表2.3.3。其擬合曲線見圖2.3.2。

表2.3.3 水分特徵曲線參數

圖2.3.2 水分特徵曲線

將這些參數代入 Van Genuchten模型，即可根據不同的負壓值來計算其相應的含水率

土壤水鹽運移數值模擬

對上式求導可得到容水度C（h）

土壤水鹽運移數值模擬

如果已知飽和水力傳導度K_s，還可得到Mualem模型（Mualem，1984）的非飽和水力傳導度

土壤水鹽運移數值模擬

根據長江河口地區土壤水分特徵曲線的實測數據，選擇VG（Van Genuchten）模型，用一個函數較好地描述了脫濕過程，比起用分段函數來描述，具有明顯的優越性。通過計算表明，線性迭代法簡單實用，同時也具有相當的精度，基本可以滿足實際需要。本次試驗由於沒有電子天平，而使用普通天平（感量2g），因而給含水量的觀測帶來一定的誤差，但通過實測值與計算值的比較含水率最大絕對誤差小於2%。

Ⅶ 土壤水分特徵曲線

土壤水分特徵曲線的測定方法有很多，有負壓計法（或張力計法）、沙性漏鬥法、壓力儀法、穩定土壤含水率剖面法等。其中，負壓計法適用於低吸力0～0.08MPa負壓的測定，壓力儀法可用於高吸力＞0.1～1.5MPa負壓的測定。由於負壓計法可用於室內擾動土和原狀土樣的測定，也可用於田間土壤水吸力的測定，且試驗設備和操作都比較簡單，測定范圍能夠涵蓋田間絕大多數土壤狀況，在實際工作中被廣泛採用，故選用負壓計法在室內測定土壤水分特徵曲線。

實驗土樣為永樂店沙壤土和粉沙土，均為擾動土，分別做了脫濕過程和吸濕過程的試驗。

1.沙壤土水分特徵曲線

根據實測數據分段分過程進行了曲線回歸，通過回歸擬合的經驗公式如下：

脫濕過程：

土壤水鹽運移數值模擬

式中：θ為體積含水率（cm³/cm³）；h（h_H2O）為負壓（cm）。

吸濕過程：

土壤水鹽運移數值模擬

實測值與擬合值的比較見圖1.2.2。

2.粉沙土水分特徵曲線

對於粉沙土根據實測數據分段分過程進行了曲線回歸，擬合的經驗公式下：脫濕過程：

土壤水鹽運移數值模擬

吸濕過程：

土壤水鹽運移數值模擬

實測值與擬合值的比較見圖1.2.2。

圖1.2.2 永樂店h—θ曲線

另外，採用Van Genuchten經驗公式（沈榮開，1987）：

土壤水鹽運移數值模擬

式中：θ_s為飽和含水率（cm³·cm^-3）；θ_r為殘留含水率（cm³·cm^-3）；α、m、n為經驗系數。

利用最小二乘法對脫濕過程進行曲線擬合，擬合的Van Genuchten經驗公式為：

沙壤土：

土壤水鹽運移數值模擬

粉沙土：

土壤水鹽運移數值模擬

通過對比，用分段函數擬合水分特徵曲線實測值與擬合值的擬合誤差較小，而Van Genuchten方法對於有些點擬合誤差相對較大。但分段函數在分段點不連續，而Van Genu⁃chten方法擬合出的經驗公式無間斷點，為一連續曲線，能夠用一個函數來描述整個水分特徵曲線。

Ⅷ 土壤水分的測量方法

國內外目前應用的定點土壤水分測定方法很多，主要包括烘乾稱重法、張力計法、射線法（包括中子儀法、γ射線法、計算機斷層掃描法等）、介電特性法[時域反射儀（TDR）法、頻域反射儀（FDR）法、探地雷達（GPR）法]、土壤水分感測器法（如：陶瓷水分感測器、電解質水分感測器、高分子感測器、壓阻水分感測器、光敏水分感測器、微波法水分感測器、電容式水分感測器等）、熱擴散法、核磁共振（NMR）法、分離示蹤劑（PT）法、遙感（RS）法等。其中烘乾稱重法是測定土壤含水量最普遍的方法。探地雷達（GPR）法、遙感（RS）法等在大尺度土壤水分監測中應用有較大優勢。

Ⅸ 什麼是土壤水分特徵曲線如何應用

土壤水分特徵曲線是描述土壤水勢（土壤水吸力）和土壤水分含量之間關系的曲線。
土壤水分特徵曲線是研究土壤水分運動、調節利用土壤水、進行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具。
曲線的斜率倒數稱為比水容量，是用擴散理論求解水分運動時的重要參數。曲線的拐點可反映相應含水量下的土壤水分狀態，如當吸力趨於0時，土壤接近飽和，水分狀態以毛管重力水為主；吸力稍有增加，含水量急劇減少時，用負壓水頭表示的吸力值約相當於支持毛管水的上升高度；吸力增加而含水量減少微弱時，以土壤中的毛管懸著水為主，含水量接近於田間持水量；飽和含水量和田間持水量間的差值，可反映土壤給水度等。