土壤水特征曲线

1、 研究生课程论文封面课程名称 土壤水动力学 教师姓名 研究生姓名 研究生学号 研究生专业 所在院系 类别: 日期: 2012 年 1月 7 日 评 语对课程论文的评语:平时成绩：课程论文成绩：总 成 绩：评阅人签名：注：1、无评阅人签名成绩无效；2、必须用钢笔或圆珠笔批阅，用铅笔阅卷无效；3、如有平时成绩，必须在上面评分表中标出，并计算入总成绩。水分特征曲线测定实验报告1 实验的目的要求 理解水分特征曲线的含义，掌握水分特征曲线的测定方法，以及比较不同土壤水分特征曲线的特点。2 实验的原理土壤水的基质势（或土壤吸力）与土壤含水量之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线或土壤持水曲线（soil wat

2、er retention function）。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。各种土壤的水分特征曲线均需由实验测定。水分特征曲线仪主要由陶土头、集气管、压力传导管、水银测压计（由玻璃管和水银槽组成）、观测板以及样品容器组成，其结构如图1所示。图1 水分特征曲线仪结构图1.样品容器；2.陶土头；3.集气管；4.压力传导管；5.水银测压计；6.观测板；7.水银槽陶土头是仪器的传感部件，由具有均匀微细孔隙的陶土材料制成，当仪器内充满水使陶土头被水饱和时，陶土头管壁就形成张力相当大的一层水膜，陶土头与土壤充分接触后，土壤水

3、与其内部的水体通过陶土头建立了水力联系，在一定的压差范围内，水分和溶质可以通过陶土头管壁，而气体则不能通过，即所谓透水不透气。因此，如果陶土头内外之间存在压力差，水分就会发生运动，直至内外压力达到平衡为止。这时，通过水银压力表测定的负压值就是陶土头所在位置土壤水的基质势。陶土头所在位置的压力水头（基质势或负压）的计算公式为：式中h为压力水头，hm为压力表中水银柱高度（以水银槽水银液面为基准面），hm是水银槽液面到陶土头中心位置的垂直距离。3 实验的步骤1） 准备无气水若干、与陶土头直径相当的钻头一个、注射器一个、刻度尺一把、透水石若干、电子天平一台、记录表格若干及其它辅助器材如烧杯、橡皮、铅笔

4、等。2） 按图1组装好仪器，检查仪器是否漏气；用无气水浸泡陶土头（无气水要淹没整个陶土头）并注入无气水与其相连的连通管中，浸泡时间要一般需24小时以上，以除去其表面的气泡。在确认仪器没有问题以及没有气泡存在时，重新换入无气水（换水后，要确保连通管中无气泡），用电子天平称量此时的仪器重量，并做记录。3） 装样：装样时，保证陶土头与土样接触良好，同时检查各部件的接口处是否密封完好。4） 饱和土样，把盛土样的仪器放在透水石上，水面最好与透水石持平，时间一般在24个小时以上。称量饱和后的重量（包括仪器及土样），并做好记录。5） 一定时间后，读取观测板水银柱凸液面的高度，同时称重（仪器及土样总重）。称重

5、时注意不要碰撞仪器，以免漏气或陶土头与样品接触不良造成实验失败。开始测量时，要密切注意水银柱读数的变化，不同土样其变化差异较大；应持续观察，在有较大变化时测量一次；在掌握其变化规律后，视土面蒸发变化情况定时测量；每天可测一至两次。随着时间的延长，压力传导管以及集气管中可能存在少量气泡，在气泡没有连通形成断点时，不必换无气水；在气泡连通形成断点后，必须更换仪器中的水。6） 在测量后期（土壤负压在760cm水柱高度左右），如果更换无气水后，在下次测量时，又形成很多断点，这时应该停止测量，即此时的负压已超出了该仪器的测量范围。停止测量后，取仪器中的土样，放在烘箱中，105oC烘24小时，称量仪器与干

6、土样的重量，确定土样干容重。7） 计算土壤的体积含水量（重量含水量*干容重）与相应的土壤负压值，根据van Genuchten公式，利用statistic非线性程序包或RETC软件进行参数拟合，即可获得此时的水分特征曲线。式中：为饱和含水量；为凋萎含水量；h代表负压；代表体积含水量；、m、n为待定系数，m=1-1/n，由土壤的性质确定。4 实验数据记录于2011年11月26日开始本次实验；11月26日至12月12日每天记录并观测板水银柱凸液面的高度，同时称重，数据记录如表所示；2012年1月5日，完成实验土样的烘干称重，以及实验数据的初步整理工作。表1 实验记录表仪器+饱水土重（g）5235其

7、它仪器重（除环刀（g)2103.3环刀+饱水土重（g)3131.7环刀+干重（g）1931.1环刀重（g)1477.6环刀直径（cm）14.75环刀高（cm）5表2 水分特征曲线测量记录表水银柱读数（cm）土壤负压（cm）仪器+水+土样重（g）土壤含水量（g）土壤重量含水量（%）土壤体积含水量（%）2.2-25.925216.1361.80.2841 0.4233 2.5-29.75210.2355.90.2795 0.4164 2.78-33.2285196.1341.80.2684 0.3999 3.1-37.265192.7338.40.2657 0.3960 4.3-52.385174

8、.33200.2513 0.3744 4.65-56.795168.5314.20.2467 0.3676 7.3-90.185147292.70.2299 0.3425 7.8-96.485142.5288.20.2263 0.3372 10-124.25129.7275.40.2163 0.3222 10.4-129.245126.4272.10.2137 0.3184 13.7-170.825114.8260.50.2046 0.3048 14.05-175.235113.5259.20.2035 0.3033 17.7-221.225103.8249.50.1959 0.2919 18

9、.32-229.0325102.2247.90.1947 0.2901 19.6-245.165098.8244.50.1920 0.2861 22.9-286.745092.8238.50.1873 0.2791 23.2-290.525091.9237.60.1866 0.2780 24.2-303.125089.9235.60.1850 0.2757 24.4-305.645089.1234.80.1844 0.2747 25.9-324.545087.1232.80.1828 0.2724 32.4-406.445077.1222.80.1750 0.2607 37-464.45071

10、216.70.1702 0.2536 39.5-495.95069.8215.50.1692 0.2522 48.2-605.525059.7205.40.1613 0.2403 56-703.85046.7192.40.1511 0.2251 66.6-837.365036.7182.40.1432 0.2134 71.5-899.15019.2164.90.1295 0.1929 73.5-924.34997.5143.20.1125 0.1676 185 实验数据处理将表2的土壤吸力和体积含水量输入到RETC软件中，参数设置如表3所示： 表3 RETC软件参数设置设置项设置内容Type

11、of Problem选择Retention data onlyScale UnitsLength Units选择cm ,Time Units选择DaysType of Retention/Conductivity Model每个模型都进行一次模拟，选取R值最大的一个进行模拟预测Soil Hydraulic ParametersFitted参数勾选Qr QS Alpha n;Soil Catalog for Initial 选择siltRetentionPressure对应土壤吸力，Theta对应体积含水量，注意体积含水量不能填百分制的，否则拟合溢出，无结果。Run RETC选择不同的土壤水分特

12、征曲线函数进行参数拟合，各特征曲线对应的相关系数R和参数拟合结果如表4所示：表4 不同土壤特征曲线函数对应的R值和参数拟合结果Retention Curve ModelConductivityRrsn van Genuchten 1980，variable m and n Mualem0.975435590.05423 0.458830.015591.00500van Genuchten 1980，variable m and nBurdine0.826068320.147730.43655 0.016292.00500van Genuchten 1980，m = 1 - 1/nMualem0

13、.975543430.453110.024961.24858van Genuchten 1980， m = 1 - 2/nBurdine0.972072260.430860.027982.22046Brooks and Corey 1964Mualem0.965753770.408900.02569 0.20543Brooks and Corey 1964Burdine0.965753770.408900.025690.20543Kosugi 1996 (log normal distribution model) Mualem0.977453690.8049934.95205.04147Du

14、al-porosity model Mualem0.974513250.468560.103611.143656 研究成果及结论分析表4，本应该选择R值最大的log normal distribution model ，但是为了方便计算，并且van Genuchten模型与log normal distribution模型R相差不大，因此采用van Genuchten模型进行拟合，土壤水分特征曲线如图2所示：图2 土壤水分特征拟合曲线参数拟合结果：饱和含水量s=0.45311，凋萎含水量r=0；=0.02496；n=1.24858；m=1-1/n=1-1/1.24858=0.1991，故负压h

15、与体积含水量的关系曲线方程为：由图2可看出，实测值与拟合曲线吻合程度很高，我们认为模型的选择和参数的拟合结果是合理的。通过此模型和相关参数，可以用来衡量该地区土壤水分的能量水平，估计作物生长的有效性，决定是否采取补水措施，推算土壤中孔隙分布和比水容量，为研究土壤释水性能指标和谐调水气提供理论依据。（实验二）应用HYDRUS-1D模型-评价栾城地区浅层土壤水分运移1 引言土壤水是四水转化的中枢,无论是灌溉水、还是天然降水,都要转化为土壤水后才能被作物根系吸收。人们对土壤水的研究已有很长的历史,但把土壤水作为一种资源加以研究的时间并不长。自20世纪70年代苏联地理学家李沃维奇首次使用“土壤水资源”

16、这一术语至今,越来越多的理论与实践证明,土壤水不但可以计其量,而且可以辨其质。因此,从科学的角度上,应该把它当作一种自然资源来加以研究。然而,目前大多数评价土壤水资源的方法是时段水量平衡法。此种方法误差较大,特别是对于灌区土壤水。而数值方法具有常规方法不能比拟的优点,它可以正确地反映出农田土壤水的动态特征。基于以上,笔者利用栾城地区的相关资料,采用数值模拟的方法对进行了土壤水分运移的计算与评价。2 模型的建立2.1 HYDRUS-1D模型的水分运动的基本方程选用一维饱和非饱和模型来模拟该土壤剖面上的水分变化规律。其数学模型为：式中：土壤含水率(体积%)；K土壤水导水率(cm/d)，在饱和土壤中

17、，其值与渗透系数相同；S(z,t)t时刻z深度处耗水速率，取该处根系吸水率(cm3/d)；h压力水头值(cm)；水流方向与垂直方向上的夹角。2.1土壤水分特征方程式中：s饱和含水率；r残余含水率；，m，n经验参数；Se有效含水率；Ks饱和渗透系数；Kr相对渗透系数；h土壤基质势。3 研究区概况栾城县系石家庄市东南郊区县。位 于 北 纬 37°47_36_38°01´， 东经114°29´114°47´40_之间，地处燕山东麓的洪积冲积平原，总面积360km2。该县西靠太行山, 东部是辽阔的华北大平原, 是淖沱河、槐沙河冲、洪

18、积扇的一部分, 地形从西北缓缓向东南倾斜, 地面高程在4566之间, 地面坡度在1/5001/1000之间。该县属于暖温带半湿润半干旱季风气候区，受大陆性季风气候的影响具有干寒同季、雨热同期、干湿季节明显、四季比较分明，春季干燥多风, 夏季炎热多雨, 秋季温和凉爽, 冬季寒冷寡照、少雨雪的气候特征。年平均气温12.2，无霜期平均约200 天，年平均降水为536.7mm，降水主要集中在69 月份，为480.9mm。栗城县多年平均气温12.2, 10的积温4251, 无霜期191天, 年日照时数2544小时, 相对湿度65%, 多年平均年蒸发量1644.5mm, 年平均风速2.6m/s, 多年平均

19、降雨量一年483.5mm , (19492000)。县辖5镇3乡194村，人口35万，面积379平方公里；耕地47万亩，均为沃土良田，适宜耕作；水质优良，节水农业正在普及。栾城县地势自西北向东南倾斜，地面高程 4565m, 高差约 20m。从区域性地貌特征来看全县可划分为 3 个不同的地貌单元，即滹沱河洪积冲积扇中部的西南边缘部分，槐沙河洪积冲积扇的北部以及两河之间的扇间碟形交接洼地。由于历史上历次洪水泛滥，河流改道而形成一系列古河道、岗地和洼地，再加上许多人工坑塘，以至造成微地形变化较大，大平小不平。同时洪积冲积物的黄土性母质的分异，以及长期以来人为耕作活动的影响，土壤的区域性差异明显，土壤

20、基层单元类型比较复杂，并各具相应的农业生产特性。 根据实测的栾城地区的水位动态变化数据及土壤初始含水量数据绘制下列曲线：图1 水位动态变化曲线 图2 降雨量及蒸发量变化曲线表1 土壤岩性及含水量调查如下表：土壤深度(cm)土壤质地 rsnKsl0-20壤土0.0598 0.4243 0.0134 1.5740 350.520-40壤土0.0694 0.4300 0.0140 1.3820 420.540-80壤土0.0600 0.4300 0.0315 1.1790 200.580-120轻粘壤土0.2294 0.3834 0.0329 1.1500 400.5120-260粘壤土0.0890

21、 0.4111 0.0151 1.1470 150.5260-340轻粘壤土0.1200 0.3836 0.0086 1.1530 100.54 概念模型本研究模拟过程中对HYDRUS一1D模型进行了一些简化，通过数值模拟考察栾城地区包气带土壤水分的运移情况。对栾城地区土壤水试验场包气带裸露区非均质水分运移规律进行模拟。剖面岩性结构从上到下共6层；包括：壤土、轻粘壤土及粘壤土3种岩性类型；水位埋深最大不超过33m；模型运行期为2003年1月1号至12月31号，共365天。上边界为变化的表层的大气边界，下边界为变化的自由排水边界；初始条件以1月2号观测的土壤初始含水量为准输入模型进行计算；输出每

22、月最后一天的结果信息。本研究模拟过程中对HYDRUS1D模型进行了一些简化，通过数值模拟考察栾城地区包气带土壤水分的运移情况。对栾城地区土壤水试验场包气带裸露区非均质水分运移规律进行模拟。剖面岩性结构从上到下共6层；包括：壤土、轻粘壤土以及粘壤土亚粘土3种岩性类型；地下水位埋深在3133 m波动；模型运行期为2003年1月1号至12月31号，共365天。由于地下水位埋深比较大，故可以将研究区边界概化为：上边界为表层的大气边界，下边界为自由排水边界。图3 剖面岩性分布图、频谱5 数学模型及其求解HYDRUS1D模型由美国盐土实验室开发，用于模拟非饱和介质中一维水分、热和溶质运移过程，是模拟多孔介

23、质中饱和非饱和水分流动和溶质运移的一维模型，该模型可以考虑多种源汇项影响及边界条件，其水分和溶质控制方程应用迦辽金线性有限元法求解。本文只介绍一维水分运移过程。模型中水分运动基本方程: 式中:为土壤体积含水率;h为水头;K为水力传导系数;S为根系吸水项; e。r为有效土壤含水率; e，为残余土壤含水率; s为饱和土壤含水率;Ks为渗透系数;n，m和a均为经验参数。6 数值模拟模型6.1时间离散和空间离散模拟时间离散，初始时间为0d，最终时间为365d，初始步长为1d，最小时间步长为0.01d，最大时间步长为5d。空间离散，模型深度取地下340cm，土壤共分为6种类型，按1cm 等间隔剖分成34

24、0个单元，并每层设置一个观测点。6.2初始条件(t=0)和边界条件(t>0)(1) 初始条件：根据现有资料，将实验模拟中的初始条件选取为初始剖面体积含水率，即 =。下表为不同深度的含水量：表2 不同土壤深度对应的初始含水量深度/cm含水量深度/cm含水量100.2697 1200.1997 200.2932 1400.2042 300.2035 1600.1673 400.1811 1800.1614 500.1751 2000.3468 600.1843 2200.3516 700.2160 2400.3696 800.2224 2600.4091 900.1821 3000.3576

25、 1000.1799 3400.3971 图4 初始含水量深度曲线 (2) 边界条件：根据现有资料中的地下水水位埋深，可知地下水水位一般在3133 m波动，故可将边界条件概化为：上边界为表层的大气边界，下边界为自由排水边界。 上边界（地表）条件:上边界设为无径流蒸发入渗通量边界, 即降水和灌溉后, 水分很快下渗到下层土壤并存在蒸发，数学模型为：或Etp t0，z=0或 或Etp t0，z=0式中：为降雨或灌水强度，Etp潜在蒸发量。根据栾城地区植被覆盖的情况，Etp=0.6*，为潜在腾发量3。作物潜在藤发量的计算方法有很多, 常用的有空气动力学、能量平衡法、彭曼公式法和经验公式法。一般的模型中

26、采用彭曼公式进行计算其公式如下： 温度饱和水汽压关系曲线在T处的切线斜率，kPa-1；T平均气温，Rn净辐射，MJ/m2d；ed实际水汽压，kpa；Ea饱和水汽压，kpa；G土壤热通量，MJ/m2d；湿度计常数，mbar-1；潜热，MJkg-1。而在此模型中根据实测资料可得该区的蒸发量。 下边界条件：地下水埋深边界：地下水埋深较大，全年基本在31-33m间波动，而研究深度为340cm，距离地下水水位很大，所以将下边界设为自由排水。6.3土壤水分运动参数的确定根据大量土壤水分特征曲线变化特征，人们先后提出了不同类型和特征的描述土壤水分特征曲线的经验公式。常用的描述土壤水分特征曲线的经验公式主要有

27、:Gardner（1970)模型、Brooks一Corey(1964)模型、Campber(1974)模型、 van Genuehten(1980)模型、Gardner-Russ(1988)模型、Hutson一cass(1987)分段函数模型等。本文水分特征曲线采用van Genuchten方程:模型中采用了相对饱和度来描述土壤含水量状况，即考虑土壤滞留含水量的影响。van Genuchten模型具有连续性，适用土壤质地范围比较宽，应用土壤含水量范围较广，同时它可以使饱和土壤吸力为0，符合吸湿过程中土壤吸力变化特点。非饱和导水率k(h)由Jackson公式得到:式中:s为土壤饱和含水量;ks为

28、土壤饱和导水率。7 模型识别参数的初值可以通过试验室测定结果来给出，但最终参数的确定需要通过对模型的识别与验证才能确定。同时对参数的敏感性分析可进一步得出土壤数值模型的准确性与否。该模型土壤岩性以及土壤土壤水分运移参数分析结果如下表所示： 表3 土壤岩性及水分运移参数土壤深度(cm)土壤质地 rsnKsl0-20壤土0.0598 0.4243 0.0134 1.5740 350.520-40壤土0.0694 0.4300 0.0140 1.3820 420.540-80壤土0.0600 0.4300 0.0315 1.1790 200.580-120轻粘壤土0.2294 0.3834 0.03

29、29 1.1500 400.5120-260粘壤土0.0890 0.4111 0.0151 1.1470 150.5260-340轻粘壤土0.1200 0.3836 0.0086 1.1530 100.58 模拟结果分析由于所研究的土壤层分为六层，因此在每层设置了一个观测点，分别位于：10、35、70、100、220、310cm处，以下是模拟后各点的观测情况：8.1 不同埋深点包气带剖面含水量随时间的变化曲线，如下图所示：h=35cmh=10cmh=310cmh=220cmh=100cmh=70cm8.2 不同时刻剖面上含水量随深度变化曲线(t0<t1<t2<t3)8.3 上下边界水分通量分析1、上边界土壤水分流量2、 下边界土壤水分流量3、土壤累计入渗量和累计潜在蒸发量8.4 水均衡信息（水流的输入及输出）表3 选取均衡时段内各均衡项数值Time（day）In-flowL/TTop