测量土水特征曲线的方法

Ⅰ 如何用离心机法测土壤水分特征曲线

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。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。

Ⅱ 土的含水率测定有哪几种方法

土的含水率试验方法有：
1、烘干法，适用于测定黏质土、粉质土、砂类土、砂砾石、有机质土和冻土土类的含水率；
2、酒精燃烧法，适用于快速简易测定细料土（含有机质的土除外）的含水率；
3、比重法，仅适用于砂类土。
原来还有碳化钙气压法，现在已经很少使用。

Ⅲ 砂土水特征曲线及渗透性研究

岩土工程所涉及的土大部分为非饱和土，由于非饱和土的性状并不符合经典饱和土力学的原理和概念，因此无论在理论研究或工程实践中都应该将二者区别对待。基质吸力是非饱和土区别于饱和土的根本所在^［32］，因而研究非饱和土的工程特性应先从非饱和土的吸力特性着手。目前，由于吸力测量技术方面存在不少的问题^{［33，34］}，因此对于非饱和砂土方面的土水特征曲线研究较为少见，完整的脱湿和吸湿土水特征曲线更是少见。而对于目前关于毛乌素沙漠风积砂土水特征曲线与渗透试验方面的研究尚属于空白。

非饱和土中的（总）吸力可以分为基质吸力和渗透吸力。当非饱和土中矿物对吸力影响不大时，渗透吸力可以忽略，土中的基质吸力就是总吸力，所以，从与工程问题的关系上来说，只要重点研究基质吸力即可。在涉及非饱和土的大多数岩土工程问题中，可用基质吸力变化代替总吸力变化；反之，也可用总吸力变化代替基质吸力变化。基质吸力的变化范围很大（0～10⁶kPa）^［35］，而要用可靠的手段较准确地测量大范围的吸力值目前仍很困难^［36］。目前吸力量测可分为直接测量技术和间接测量技术^{［35～37］}，其中吸力直接测量技术主要包括湿度计、张力计法和轴平移法，吸力间接测量技术主要包括热传导传感器法、时域反射计法、电容式吸力计仪法、粒基传感器法及滤纸法等。

1.2.2.1 吸力直接量测技术

（1）湿度计

热电偶湿度计可用于测量土的总吸力^［38］。岩土工程中常用的湿度计为Peltier湿度计。它的工作原理是Seeback效应和Peltier效应，并通过湿度、温差、电压输出三者之间的联系，由电压输出值反映空气湿度。测量前，应先对湿度计进行率定，作出电压与吸力曲线。测量时，将湿度计悬挂在装有土样的封闭装置内，记录下电压输出的最大值，从率定曲线上查出对应的总吸力值。测量时注意必须待密闭室内土、空气和湿度计达到等温平衡后才能进行率定或测量，环境温度必须严格控制在0.001℃左右。湿度计测吸力未引入多孔介质，不会受多孔材料储水特性的影响，从而可在较短时间内较准确地测量高值吸力。它的缺点是率定、测量的设备都较复杂，对环境要求高，无法用于现场测量；也无法测量低于100kPa的吸力值，同时热电偶在酸性环境中易腐蚀，每次率定或使用后，一定要按厂家说明彻底清洗。用不干净或不合格的湿度计测出的结果很难分析。

（2）张力计法

张力计法是由高进气值陶瓷头与压力量测装置组成^［39］。二者用一小管相连。小管通常用塑料做成，它的导热性低而且不腐蚀。管和陶瓷头用除去空气的水充满。将陶瓷头插入预先挖好的孔中直到与土良好接触。当土和量测系统之间达到平衡时，张力计中的水将与孔隙水具有相同的负压。但是由于张力计中的水可能出现气蚀现象，使得张力计能够测定的孔隙水压力限度约为90kPa。所以张力计法量测范围小而且存在气蚀和通过陶土头空气扩散问题。

该方法的优势在于不受外界环境限制，而且体型小、易携带，室内、野外量测都适用。正、负孔隙水压力都能测，且反应较迅速。直接测量，无须事先率定。不但人工测读方便，还可用数据采集系统自动读数，便于野外无人测量。但该方法也有以下局限性：

1）张力计的陶瓷头必须与土接触良好，以确保土中水与张力计管中水连续，但这一点（尤其是在野外时）不易确定。

2）陶瓷头较脆弱，易开裂，一旦开裂便不能再用（下面的一种方法也存在这一问题）。

3）测量范围会受“气蚀”现象的限制：当孔隙水压力接近负一个大气压时，水会气化，使测量系统中进气而无法正确读数。可见，用张力计测量到的负孔隙水压力的绝对值不会超过一个标准大气压。

4）测量范围还会受陶瓷头的进气值的限制：要保证陶瓷头的进气值必须大于待测的基质吸力，否则空气将穿过陶瓷板进入测量系统（轴平移法也存在这一问题）。

（3）轴平移法

轴平移法是同时增加围压、孔隙气压力和孔隙水压力，使试样中的应力状态变量保持不变而解决孔隙水压力测量的气蚀问题，其方法是使用高进气值陶瓷板，只要空气压力小于陶瓷板的进气值，它将阻止空气通过，而水则能够通过陶瓷板渗透，从而可以通过分别控制孔隙气压力及孔隙水压力达到控制吸力的目的^［40］。可见只有当陶瓷板中的水是连续的，才可能正确测出吸力。在基质吸力测量过程中保持没有水的流动。

测量方法是将非饱和土土样放入压力室，饱和的高进气值陶瓷针头一端插入土中，另一端由充满蒸馏水的连接管连到压力室外的零型压力测量系统上。针头一插入非饱和土，测量系统中的水便进入张拉状态，应迅速封闭压力室，增加压力室内的气压，遏制量测系统中的水受到进一步张拉，直到作为零指示器的水银塞保持不动，达到平衡。此时室内的空气压力与测得的孔隙水压力的差值即土的基质吸力。

该方法的不足主要有以下两个方面：

1）采用轴平移技术进行长期试验时，很难保证水压力测量系统中始终没有气泡：由于土样和高进气值陶瓷板的透水系数都较低，平衡时间往往会较长。在此期间孔隙空气可能会通过高进气值陶瓷板中的水而扩散，并以气泡状态出现在陶瓷板下，使所测的基质吸力偏低。

2）陶瓷板的进气值与板的最大孔径成反比，而渗透系数却随板孔径的变大而变大。陶瓷板的进气值和渗透系数之间有此强彼弱的矛盾。

1.2.2.2 吸力间接测量技术

间接测量原理：将多孔材料作为传感器放置土中，达到平衡后多孔材料中的基质吸力等于周围土中的基质吸力。由于多孔材料中的含水量是多孔材料中基质吸力的单值函数，可通过测量多孔材料的平衡含水量获得土中的基质吸力。

（1）热传导传感器

热传导传感器主要由微型加热器和多孔陶瓷头组成。微型加热器（和温敏元件）安装在陶瓷头中心处，加热时发出的热量一部分由热扩散扩散到陶瓷头中，未扩散部分则使探头中部温度上升，上升温度由温敏元件通过电压输出反映。陶瓷头中含水量越高，热扩散就越多，陶瓷头中部的温度升高就越小。测量前先要作出传感器的率定曲线，即电压输出-吸力曲线。

作为热传导传感器探头材料的陶瓷，其孔径大小及分布应符合一定的要求，以保证有较大的吸力测量范围；陶瓷的机械强度应较高，以免制作及使用过程中损坏；为防止裂缝产生，陶瓷强度应较均匀，同时陶瓷探头内的电子元件必须密封好，否则会碰到水而导致测量失败。另外，探头中心的加热量（包括加热功率及时间）必须足够大，以使探头周围温度变化的影响基本可以忽略；同时为避免热扩散超出探头而使周围土体发生变化，加热量又必须足够小（且探头半径足够大），以使热扩散在到达探头边缘时已近似为零^［41］。可见，加热量一定要选择合适。

（2）时域反射计

时域反射计（TDR）是由陶瓷传感器与短探杆组合做成的，用压力板仪率定。它采用驻波技术测土的介电参数，介电参数又与体积含水量紧密关联，因此可测含水量。测量过程如下：给探测器加上电压脉冲，传至探杆端部再返回，记下时间差t。首先用公式k_a＝（ct/2l）²（其中，k_a为介电常数；c为光速；l为杆长）计算出k_a，然后运用Topp方程（1980）：θ＝-0.053＋0.0292k_a-5.5×10^-4 k_a²＋4.3×10^-6 k_a³，得到体积含水量θ，最后由探头的率定曲线推测出基质吸力^［42］。其中介电常数k_a除了主要随土体的含水量变化外，还受土体比重、温度、含盐量、矿物成分等参数的影响，其中以土的粒径大小和容重对率定曲线k_aθ影响最大。

（3）电容式吸力仪

电容式吸力仪的工作原理是：在陶瓷探头与周围土湿度平衡后，利用陶瓷头的土水特征曲线，根据陶瓷头的含水量就可以查得土的基质吸力。因为纯水与多孔陶瓷的介电常数相差甚大，探头的介电常数可直接反映含水量大小，所以可用电容标定含水量，电容再转换为电压信号输出，最后通过压力板仪率定吸力仪的基质吸力电压输出关系曲线。现场测量时，只需测出探头的输出电压就可确定土的基质吸力。该仪器适合测量200kPa以下吸力，可连续读数，灵敏度高且陶瓷头细微破损对读数影响不大，但需考虑溶于孔隙水中的电解质对传感器输出值的影响^［43］。

（4）粒基传感器（granular matrix sensor）

多孔块（porous block）测基质吸力的原理是含水量（吸力）和电阻的对应关系^［44］。在多孔块中植入两个同心电极，测电阻即可求得吸力。多孔块一般用石膏制成，具有价格低和易操作的优点，但石膏吸水饱和后会软化。粒基传感器用粉粒基质代替石膏，这就避免了软化的问题，且孔隙分布均匀。

（5）滤纸法

滤纸法是建立在滤纸能够同具有一定吸力的土达到平衡（水分流动意义上）的假设基础上的^［45］，通过土与滤纸之间的水分或水蒸气交换可以达到平衡。当滤纸与土样直接接触时，滤纸的平衡含水率相当于土的基质吸力；当滤纸与土样不直接接触时，滤纸的平衡含水率相当于土的总吸力。所以同一率定曲线可用于测定基质吸力和总吸力。

滤纸法是最便宜的传感器，同时它对环境温度要求不高，只要保持整个平衡过程中温度大致不变（温度变化约在1℃以内）即可。但滤纸法存在如下缺点：

1）操作过程对人工技术要求较高，结果受操作人员以及实验室条件的影响很大，准确程度难以保证。

2）平衡时间较长：若初始为干滤纸，平衡时间一般需7～10d；若初始为湿滤纸，则一般需21～25d。

3）滤纸材料的储水特性对高吸力范围可能会有影响。

总之，吸力是非饱和土力学的关键变量，理论上，它和非饱和土的渗流、强度和变形有关，实践中，应用的也越来越多，同时，吸力测量的技术也在不断发展，给未来更精确测量吸力提供了可能。随着计算机的发展和普及，一方面，土吸力的测量也在向智能化方向发展，另一方面，试验装置向适于野外原型观测发展。

Ⅳ 如何测定土壤水分特征曲线

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＝ΔPD+z
式中，ΔPD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＝－ΔPD－z
如果负压表读数记为P（大于0，即P＝－ΔPD），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。

Ⅳ 土壤水分测量的几种方法是什么

国内外目前应用的定点土壤水分测定方法很多，主要包括烘干称重法、张力计法、射线法（包括中子仪法、γ射线法、计算机断层扫描法等）、介电特性法[时域反射仪（TDR）法、频域反射仪（FDR）法、探地雷达（GPR）法]、土壤水分传感器法（如：陶瓷水分传感器、电解质水分传感器、高分子传感器、压阻水分传感器、光敏水分传感器、微波法水分传感器、电容式水分传感器等）、热扩散法、核磁共振（NMR）法、分离示踪剂（PT）法、遥感（RS）法等。其中烘干称重法是测定土壤含水量最普遍的方法。探地雷达（GPR）法、遥感（RS）法等在大尺度土壤水分监测中应用有较大优势。

Ⅵ 土壤水分特征曲线的测定

土壤水分特征曲线的测定在室内采用张力计称重法，用张力计（负压计）测定土壤负压h，用称重法测定相应的含水率θ，试验装置如图2.3.1所示。通过试验获得了主脱湿过程的实验数据，采用Van Genuchten（Van Genuchten，1980）模型来描述主脱湿曲线（MDC）（沈荣开1993），模型如下：

图2.3.1 试验装置示意图

土壤水盐运移数值模拟

式中：S为饱和度（表示孔隙被水充满的程度，等于水的体积与孔隙体积之比，cm³/cm³）；θ为含水率（cm³/cm³）；θ_r为残留含水率（cm³/cm³）；θ_s为饱和含水率（cm³/cm³）；h（h_H2O）为负压（cm）；α，n，m表示土壤水分特征曲线形状的参数。

Van Genuchten模型含有四个参数（即α，n，m（含 n），θ_r，θ_s），所以，计算较为复杂，但一般情况下，θ_r和θ_s可由室内外试验给出，这样，模型中只剩α和 n 两个参数（其中 m 可利用 m=1-1/n求得），为求出这两个参数，一般根据最小二乘原理，用实验数据拟合的方法确定（沈荣开，1987）。

1.线性迭代法（一参数迭代）

公式（2.3.1）可变换为：

土壤水盐运移数值模拟

由于负压h的绝对值为一正值，所以可用吸力代替（这里仍取为h，推导时去掉了绝对值符号）。将上式两边取对数得：

土壤水盐运移数值模拟

令

，b₀=nlnα，b₁=n，x=lnh，则上式变为一元回归模型：

y=b₀+ b₁x （2.3.4）

因此，可用求解一元回归方程的方法确定b₀、b₁，进而求出α、n：

，n=b₁，从而可得

。

具体计算时需要用迭代的方法来求解。首先给出初值m^（0），并将实测数据含水率θ、负压h代入求解回归方程的系数b₀、b₁，从而可求得第一次迭代值m^（1），再将m^（1）代入，得出第二次迭代值m^（2），……，依次迭代，直到第p+1次迭代与第p次迭代值之差的绝对值小于预先给定的常数e（e为一充分小的正数）为止。收敛标准（迭代控制）用公式表示如下：

土壤水盐运移数值模拟

满足收敛标准时，由第p+1次迭代求出的回归系数b₀、b₁，即可确定出参数α、n。

2.非线性迭代法（二参数迭代）

由Van Genuchten模型变形为

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）

将实测数据：含水率θ_i、负压h_i（i=1，2，…，N，N为观测点个数）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

土壤水盐运移数值模拟

令 z=E（α，m，n），z为α、n的二元函数，m为中间变量。求多元函数z的极值：

土壤水盐运移数值模拟

令

土壤水盐运移数值模拟

其中W、X为α，n的二元函数。

为了简化推导，求出W、X，令

θ_s-θ_r=θ₁

θ_i-θ_r=θ₂

（αh_i）ⁿ=x_i

推导时略去角标i，则

土壤水盐运移数值模拟

先求W：

土壤水盐运移数值模拟

因x=（αh）ⁿ，

，所以上式为

土壤水盐运移数值模拟

再求X：

土壤水盐运移数值模拟

所以

土壤水盐运移数值模拟

式（2.3.11）为一组非线性方程，非线性方程的求根可运用牛顿迭代法。牛顿迭代法其基本思想是：将非线性方程逐步归结为某种线性方程来求解。其几何解释为，方程的根，用其切线方程的根来逼近，由于这种几何背景，牛顿法亦称切线法。由牛顿法迭代公式（李庆扬、王能超、易大义，1991.9）：

土壤水盐运移数值模拟

改写为如下形式

Δxf′（x）=-f（x） （2.3.20）

对于多元函数，牛顿迭代公式可扩展为：

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

则式（2.3.11）的牛顿迭代公式表示为：

土壤水盐运移数值模拟

也即

土壤水盐运移数值模拟

下面的任务就是求方程式（2.3.23）左端各偏导数项，根据多元复合函数的求导法则，首先求第一个方程各偏导数项。

土壤水盐运移数值模拟

考虑到

，则

土壤水盐运移数值模拟

所以

土壤水盐运移数值模拟

土壤水盐运移数值模拟

因为nln（αh）=lnx，所以上式

土壤水盐运移数值模拟

土壤水盐运移数值模拟

因为

，

，所以

土壤水盐运移数值模拟

则

土壤水盐运移数值模拟

然后求式（2.3.23）第二个方程各偏导数项。根据二阶混合偏导数在连续的条件下与求导的次序无关，则

土壤水盐运移数值模拟

而

土壤水盐运移数值模拟

式（2.3.32）右端共有4项，需求4项偏导数。

第1项偏导数

土壤水盐运移数值模拟

因

，所以上式

土壤水盐运移数值模拟

第2项偏导数

土壤水盐运移数值模拟

第3项偏导数

土壤水盐运移数值模拟

将

代入得

土壤水盐运移数值模拟

所以

土壤水盐运移数值模拟

第4项偏导数

土壤水盐运移数值模拟

综合上述4项偏导数得

土壤水盐运移数值模拟

令

土壤水盐运移数值模拟

则式（2.3.40）简记为：

土壤水盐运移数值模拟

所有偏导数求出后，解方程组

土壤水盐运移数值模拟

得

土壤水盐运移数值模拟

迭代公式为

土壤水盐运移数值模拟

式中：p为迭代次数。

具体计算时，首先给出参数的迭代初值α^（0），n^（0），并由实测数据计算出相应的偏导数值，然后按照式（2.3.45）依次进行迭代。迭代控制标准为：

土壤水盐运移数值模拟

式中：e为给定的充分小的正数。满足上述迭代标准的α^（p+1）和n^（p+1）就是所求的参数α和n的值。

根据牛顿迭代法的局部收敛性，一般的说，牛顿法的收敛性依赖于初值的选择，如果初值偏离所求的根比较远，则牛顿法可能发散。为保证牛顿法的收敛性，首先用线性迭代法对参数进行估计，然后将线性迭代法估计的参数作为非线性牛顿迭代法的初值进行迭代。

3.土壤水分特征曲线测定结果

1998年10月于长江河口地区采集了 3 个土样，寅阳 1^＃（LXG-1）粉砂壤土（1998.10.23），大兴2^＃（STG-2）粉砂壤土（1998.10.24），兴隆沙1^＃（XLS-1）粉质粘壤土（1998.10.25），取样时均去除表土20cm。所取土样的机械组成见表2.3.1。土壤水分特征曲线的测定在室内采用张力计称重法，为了保证装土的初始含水率均匀、密度一致，土样经过粉碎和过筛（20目）处理，然后按一定的干容重装填土样，装好的土样经过充分饱和后开始脱湿试验，试验于1999年4月16日开始，5月15日结束，脱湿过程的实验数据见表2.3.2。

表2.3.1 土样颗粒分析结果（美国制）

表2.3.2 水分特征曲线实测数据

续表

根据实测数据，通过VB编程计算，运用线性迭代法得到的上述三个土样，寅阳1^＃（LXG-1）粉砂壤土，大兴2^＃（STG-2）粉砂壤土，兴隆沙1^＃（XLS-1）粉质粘壤土的Van Genuchten模型参数见表2.3.3。其拟合曲线见图2.3.2。

表2.3.3 水分特征曲线参数

图2.3.2 水分特征曲线

将这些参数代入 Van Genuchten模型，即可根据不同的负压值来计算其相应的含水率

土壤水盐运移数值模拟

对上式求导可得到容水度C（h）

土壤水盐运移数值模拟

如果已知饱和水力传导度K_s，还可得到Mualem模型（Mualem，1984）的非饱和水力传导度

土壤水盐运移数值模拟

根据长江河口地区土壤水分特征曲线的实测数据，选择VG（Van Genuchten）模型，用一个函数较好地描述了脱湿过程，比起用分段函数来描述，具有明显的优越性。通过计算表明，线性迭代法简单实用，同时也具有相当的精度，基本可以满足实际需要。本次试验由于没有电子天平，而使用普通天平（感量2g），因而给含水量的观测带来一定的误差，但通过实测值与计算值的比较含水率最大绝对误差小于2%。

Ⅶ 土壤水分特征曲线

土壤水分特征曲线的测定方法有很多，有负压计法（或张力计法）、沙性漏斗法、压力仪法、稳定土壤含水率剖面法等。其中，负压计法适用于低吸力0～0.08MPa负压的测定，压力仪法可用于高吸力＞0.1～1.5MPa负压的测定。由于负压计法可用于室内扰动土和原状土样的测定，也可用于田间土壤水吸力的测定，且试验设备和操作都比较简单，测定范围能够涵盖田间绝大多数土壤状况，在实际工作中被广泛采用，故选用负压计法在室内测定土壤水分特征曲线。

实验土样为永乐店沙壤土和粉沙土，均为扰动土，分别做了脱湿过程和吸湿过程的试验。

1.沙壤土水分特征曲线

根据实测数据分段分过程进行了曲线回归，通过回归拟合的经验公式如下：

脱湿过程：

土壤水盐运移数值模拟

式中：θ为体积含水率（cm³/cm³）；h（h_H2O）为负压（cm）。

吸湿过程：

土壤水盐运移数值模拟

实测值与拟合值的比较见图1.2.2。

2.粉沙土水分特征曲线

对于粉沙土根据实测数据分段分过程进行了曲线回归，拟合的经验公式下：脱湿过程：

土壤水盐运移数值模拟

吸湿过程：

土壤水盐运移数值模拟

实测值与拟合值的比较见图1.2.2。

图1.2.2 永乐店h—θ曲线

另外，采用Van Genuchten经验公式（沈荣开，1987）：

土壤水盐运移数值模拟

式中：θ_s为饱和含水率（cm³·cm^-3）；θ_r为残留含水率（cm³·cm^-3）；α、m、n为经验系数。

利用最小二乘法对脱湿过程进行曲线拟合，拟合的Van Genuchten经验公式为：

沙壤土：

土壤水盐运移数值模拟

粉沙土：

土壤水盐运移数值模拟

通过对比，用分段函数拟合水分特征曲线实测值与拟合值的拟合误差较小，而Van Genuchten方法对于有些点拟合误差相对较大。但分段函数在分段点不连续，而Van Genu⁃chten方法拟合出的经验公式无间断点，为一连续曲线，能够用一个函数来描述整个水分特征曲线。

Ⅷ 土壤水分的测量方法

国内外目前应用的定点土壤水分测定方法很多，主要包括烘干称重法、张力计法、射线法（包括中子仪法、γ射线法、计算机断层扫描法等）、介电特性法[时域反射仪（TDR）法、频域反射仪（FDR）法、探地雷达（GPR）法]、土壤水分传感器法（如：陶瓷水分传感器、电解质水分传感器、高分子传感器、压阻水分传感器、光敏水分传感器、微波法水分传感器、电容式水分传感器等）、热扩散法、核磁共振（NMR）法、分离示踪剂（PT）法、遥感（RS）法等。其中烘干称重法是测定土壤含水量最普遍的方法。探地雷达（GPR）法、遥感（RS）法等在大尺度土壤水分监测中应用有较大优势。

Ⅸ 什么是土壤水分特征曲线如何应用

土壤水分特征曲线是描述土壤水势（土壤水吸力）和土壤水分含量之间关系的曲线。
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。
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。