1樓：中地數媒
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溼過程的實驗資料，採用van genuchten（van genuchten，1980）模型來描述主脫溼曲線（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）；θr為殘留含水率（cm3/cm3）；θs為飽和含水率（cm3/cm3）；h（hh2o）為負壓（cm）；α，n，m表示土壤水分特徵曲線形狀的引數。
van genuchten模型含有四個引數（即α，n，m（含 n），θr，θs），所以，計算較為複雜，但一般情況下，θr和θs可由室內外試驗給出，這樣，模型中只剩α和 n 兩個引數（其中 m 可利用 m=1-1/n求得），為求出這兩個引數，一般根據最小二乘原理，用實驗資料擬合的方法確定（沈榮開，1987）。
1.線性迭代法（一引數迭代）
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（這裡仍取為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），並將實測資料含水率θ、負壓h代入求解回歸方程的係數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。
收斂標準（迭代控制）用公式表示如下：
土壤水鹽運移數值模擬
滿足收斂標準時，由第p+1次迭代求出的回歸係數b0、b1，即可確定出引數α、n。
2.非線性迭代法（二引數迭代）
由van genuchten模型變形為
θ-θr=（θs-θr）［1 +（αh）n］-m （2.3.6）
即（θr-θ）+（θs-θr）［1 +（αh）n］-m=0 （2.3.7）
將實測資料：含水率θi、負壓hi（i=1，2，…，n，n為觀測點個數）代入上式得：
（θr-θi）+（θs-θr）［1 +（αhi）n］-m=εi（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的二元函式，m為中間變數。求多元函式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的二元函式。
為了簡化推導，求出w、x，令
θs-θr=θ1
θi-θr=θ2
（αhi）n=xi
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）
對於多元函式，牛頓迭代公式可擴充套件為：
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，根據多元復合函式的求導法則，首先求第乙個方程各偏導數項。
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，首先給出引數的迭代初值α（0），n（0），並由實測資料計算出相應的偏導數值，然後按照式（2.3.45）依次進行迭代。迭代控制標準為：
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）就是所求的引數α和n的值。
根據牛頓迭代法的區域性收斂性，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引數進行估計，然後將線性迭代法估計的引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
2023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，然後按一定的幹容重裝填土樣，裝好的土樣經過充分飽和後開始脫溼試驗，試驗於2023年4月16日開始，5月15日結束，脫溼過程的實驗資料見表2.3.
2。表2.3.1 土樣顆粒分析結果（美國制）
表2.3.2 水分特徵曲線實測資料
續表根據實測資料，通過vb程式設計計算，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模型引數見表2.3.3。
其擬合曲線見圖2.3.2。
表2.3.3 水分特徵曲線引數
圖2.3.2 水分特徵曲線
將這些引數代入 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ks，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資料，選擇vg（van genuchten）模型，用乙個函式較好地描述了脫溼過程，比起用分段函式來描述，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%。
2樓：況媚裴桐華
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絡。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。座標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。
如何測定土壤水分特徵曲線
3樓：雙槍老椰子
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絡。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。座標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。
為什麼從地形氣候生物土壤水文這些方面去回答某個區域的自然地理
從地形氣候生物土壤水文這些方面去回答某個區域的自然地理環境特點，這是分析自然環境特點的方法，原因是這些因素是自然環境這樣的組成部分。這些因素相互影響，相互聯絡，相互依存形成統一的整體，就是地理環境。等！為什麼決定我國自然地理環境差異的因素是氣候和地貌，而不是植被 土壤 水文。首先需要說的一點就是 自...
土壤型別及生態特徵
3.1.1 土壤型別 海南島東北部的土壤分類是根據 全國第2次土壤普查工作分類暫行方案 及海南省第2次土壤普查成果 海南土壤 等有關資料，採用土類 亞類 土屬 劃分的。1 土類 土類是在一定的生物氣候條件和人為因素的作用下，經過乙個主導或幾個相結合的成土過程產生了與其相適應的土壤屬性的一群土壤。土類...
植物的根要從土壤中吸收水分和無機鹽，主要通過根尖的哪個部位進
根尖是指從根的頂端到生有根毛的一段 它的結構從頂端依次是根冠 分生區 伸長區 成熟區 成熟區也叫根毛區 在伸長區的上部，細胞停止伸長，並且開始分化，表皮細胞一部分向外突起形成根毛 是吸收水分和無機鹽的主要部位 根毛的存在增加了根的吸收面積 根毛能分泌多種物質，如有機酸等，使土壤中難於溶解的鹽類溶解，...