SciFEA饱和—非饱和土壤水分运动计算

第二章 土壤水分运动基本方程2

第二章 土壤水分运动基本方程 如前所述，达西定律是由达西（Darcy ，Henry 1856）通过饱和砂柱渗透试验得出，后由Richards （1931）将其扩伸至非饱和水流中，并规定导水率为土壤负压h 的函数，即 ()H h k q ?= （2-2-1） 式中：H ?——为水势梯度； k （h ）——为导水率，是土壤负压h 的函数； q ——为水流通量或流速。 Richards 方程垂向一维方程为 ) 1)(( ) (±??-=??-=z h k z H k q z θθ 注意：H=h ±z ，垂直坐标向上为“+”；向下时为“–”。 由于k （h ）受滞后影响较大，上式仅适用于单纯的吸湿或脱湿过程。若将导水率作为容积含水率函数，即以k （θ）代替人k （h ），则可避免滞后作用的影响。 一般说来达西定律对饱和与非饱和水流均可适用，即水流通量与势能梯度成正比。但在饱和土壤中，压力为正值，其总水头包括了由该点在地下水面以下深度来确定的静水压力（正值）和相对于基准面高度来确定的位置水头，总水头为压力水头和位置水头之和，水由总水头高处向低处流动。在非饱和土壤中，基质势为负值，土水势在不考虑溶质势、温度势及气压势时，只包括重力势和基质势。因此，总水头常以负压水头和位置水头之和来表示。 一维Richards 方程的几种形式： 根据() ()θθ θD h k =??（K=C ×D ）得： x h k q x ??-=)(θ x D q x ??-=θ θ)( y h k q y ??-=) (θ y D q y ??-=θθ)( )1)( (±??-=z h k q z θ )]()([θθθk z D q z ±??-=

土壤的入渗特性及渗吸速度测定_灌排工程学

第一部分 课程实验及指导 实验一：土壤的入渗特性及渗吸速度测定 一、实验目的 土壤渗吸速度是反映土壤透水性能的重要指标，它是农田水量平衡计算的重要依据。旱田在进行地面灌溉时，灌溉水在重力作用下自地表逐渐向下湿润。为保证最有效地利用灌溉水，既要使计划湿润层得到均匀的灌溉 水，又不产生多余的水量向深层渗漏，必须了解水向土中入渗的规律。 二、实验设备 渗吸速度测试仪、量杯、秒表等。 三、实验过程 1．取自然风干土碾碎过筛，要求碎块不大于2毫米，测筒底铺滤纸，装土至给定深度，适当沉实，再盖滤纸。 2．在量杯内灌水，并关闭放水管和通气管（如图所示），放在支架上。 3．实验开始时同时完成：掀动计时秒表，迅速使测试仪中土样上建立水层2厘 米。 图1-1-1土壤入渗特性实验装置 4．实验开始后，定时记载量杯中水量读数，时间间隔初期较短，以后逐渐加大。并填写表1-1-1： 表1-1-1 土壤入渗特性测定记录表 四、实验原理 在地面形成一定水层的入渗称为有压入渗，对于均质土的入渗强度，已有若干计算公 式，菲利普根据严格的数学推导，求的解析解为： f i t s i += -2/12 （1-1-1）

i —t 时刻的入渗强度； s —与土壤初始含水率有关的特性常数，称为吸水率； i f —稳定入渗率，即饱和土壤渗透系数。 考斯加可夫根据野外实测资料分析，发现入渗强度（渗吸速度）与时间之间呈指数关系，其形式为： α-=t i i 1 （1-1-2） 式中 i 1—第一个单位时间的入渗强度； α—反映土壤性质与入渗初始时土壤含水率的经验常数。 饱和与非饱和土壤水分运动均服从达西定律，所不同者，在饱和情况下，认为渗透系数是常数；而在非饱和情况下，渗透系数是变量，其值随土壤含水率而异，含水率越低，渗透系数越大。 五、实验要求 1．根据水室断面和测筒断面，求出△t 时间内测筒下渗的水量。 2．求出各时段平均入渗速度v 。 3．用坐标纸点绘渗吸速度随时间变化过程线。 4．分析确定供水开始时土壤渗吸速度i f 、渗吸系数及透水指数α值。 5．填写实验报告。 六、思考题 利用菲利普公式和考斯加可夫公式求s 或i 1时，讲选取第一个单位时刻的i 值，如何理解这第一个单位时刻的意思？它是根据i 的取值单位还是绘图时的取值单位？

第2章 流体运动的基本方程

第2章 流体运动的基本方程 流体运动极其复杂，但也有其内在规律。这些规律就是自然科学中通过大量实践和实验归纳出来的质量守恒定律、动量定理、能量守恒定律、热力学定律以及物体的物性。它们在流体力学中有其独特的表达形式，组成了制约流体运动的基本方程。本章将根据上述基本定律及流体的性质推导流体运动的基本方程，并给出不同的表达形式。 2.1 连续方程 2.1.1 微分形式的连续方程 质量守恒定律表明，同一流体的质量在运动过程中保持不变。下面从质量守恒定律出发推导连续性方程。 在流体中任取由一定流体质点组成的物质体，其体积为V ，质量为M ，则 ? = V dV M ρ 根据质量守恒定律，下式在任一时刻都成立 0== ? V dV dt d dt dM ρ (2-1) 应用物质体积分的随体导数公式（1-15b ），则 0dV )]v (div t [dV )v div Dt D ( dV dt d V V V ?? ? =+??=+= ρρρρ ρ 因假定流体为连续介质，流体密度和速度均为空间和时间的连续函数，被积函数连续，且体积V 是任意选取的，故被积函数必须恒等于零，于是有 0v div Dt D =+ ρρ （2-2a ） 或 0)v (div t =+?? ρρ （2-3a ） 上式亦可以写成如下形式 0x u Dt D i i =??+ρ ρ （2-2b ） 或 0x )u (t i i =??+ ??ρρ （2-3b ）

式（2-2）和式（2-3）称为微分形式的连续性方程。 在直角坐标系中，微分形式的连续性方程为 0z )u (y )u (x )u (t z y x =??+ ??+ ??+ ??ρρρρ （2-4） 微分形式的连续性方程适用于可压缩流体非恒定流，它表达了任何可实现的流体运动所必须满足的连续性条件。其物理意义是，流体在单位时间流经单位体积空间时，流出与流入的质量差与其内部质量变化的代数和为零。 由式（2-2）可对不可压缩流体给出确切定义。不可压缩流体的条件应为 0=Dt D ρ （2-5） 即密度应随质点运动保持不变。 0=??t ρ只是指密度是恒定不变的，但流体质点密度还可以 在流动中随位置发生变化。只有满足式（2-5），质点密度才能保持不变。但不能排除各个质点可以具有各自不同的密度。如海水在河口淡水下面的入侵（图2-1），含细颗粒泥沙的浑水在水库的清水下面沿库底的的运动（图2-2），都是具有不同密度的不可压缩流动。在这种流动中，因密度不同形成不同的流层，常称为分层流动。 图2-1 河口的海水入侵[1] 图2-2 水库中的浑水异重流[1] 对不可压缩均质流体，则不但0=Dt D ρ，而是在全流场和全部时间内ρ＝常数，因此， 连续性方程简化为

土质计算公式

4.1.2.1 土壤侵蚀评价指标因变量的确定 判断土壤侵蚀的指标和术语很多，但大多从侵蚀程度和分布面积两个方面来反映土壤侵蚀的状况。土壤侵蚀强度是指地壳土壤在自然营力和人类活动等作用下，单位面积单位时间内被剥蚀并发生位移的土壤侵蚀量。土壤侵蚀强度是定量的表示和衡量某区域土壤侵蚀数量的多少和侵蚀的强烈程度，一般通过调查研究和长期定位观测得到，它是水土保持规划和水土保持措施布置、设计的重要依据。本论文中土壤侵蚀面积是按照国家《土壤侵蚀分类分级标准》（SL190—2007）规定的轻度侵蚀等级以上的水蚀面积之和。对于区域水土流失严重性的判别应该从水土流失强度和水土流失程度两个方面来反映，本研究是以县（区）行政单元来进行的，因此在评价这个尺度上的区域水土流失时，考虑的是该县级行政单元的平均土壤侵蚀强度。为了定量的反映各县级行政区土壤侵蚀严重性，本研究参考李智广定义的土壤侵蚀严重指数概念，既能全面反映县域的土壤侵蚀面积，还能区别反映各级土壤侵蚀强度，是一个综合指数。计算方法如下（李智广等，2006）： I= M i ×A i 6i=1A 1≤i≤6 （错误！文档中没有指定样式的文 字。-1） 式中：I 为土壤侵蚀严重指数；M i 为某一侵蚀强度等级权重；A i 为第i 级强度侵蚀面积；i 为土壤侵蚀强度等级，其取值为1~6之间的整数，分别对应微度侵蚀、轻度侵蚀、中度侵蚀、强度侵蚀、极强度侵蚀、剧烈侵蚀六个等级；A i 为各级强度水土流失面积的总和，即A=Σ6 i=1 A i 。 表错误！文档中没有指定样式的文字。-1 土壤侵蚀强度等级、模数中值与权重 Table 4-1 Classification for degree of soil erosion, modulus mid-value and weight 级别 平均侵蚀模数 [t/(km 2·a)] 模数中值[t/(km 2·a)] 权重指标M i 微度 <200，<500，<1000 250 0 轻度 200，500，1000~2500 1250 1.5 中度 2500~5000 3750 3 强烈 5000~8000 6500 6 极强烈 8000~15000 11500 12 剧烈 ＞15000 22500 24 有关权重M i 的确定，是为了反映某级侵蚀强度对土壤侵蚀严重指数的“贡献”，参考《土壤侵蚀分类分级标准》（SL190—2007）中水蚀各类强度界定，用

土壤侵蚀分类分级标准

土壤侵蚀分类分级标准（一）新规范和审查要点对此部分的要求 1、水土流失预测的基础 2、预测范围及单元 3、水土流失预测时段 4、水土流失预测的内容和方法 （1）水土流失预测的内容（建设期） ①扰动地表面积 ②永久弃渣量 ③损坏水土保持设施的数量 ④项目建设造成的水土流失总量 ⑤项目建设造成的水土流失新增量 ⑥水土流失危害预测 （2）水土流失预测的内容（运行期） ①运行期年排渣量和服务期总的弃渣量 ②弃渣场容量的复核

（3）水土流失预测主要方法 5、土壤侵蚀模数的确定 6、水土流失危害分析 7、预测结论及综合分析 （二）经常出现的问题 1、预测时段有误 （1）建设期概念不清，未将自然恢复期纳入建设期。 （2）同一点型工程各防治分区的自然恢复期长度不同。 （3）对所有单项工程都计列了施工准备期。 （4）对最不利条件理解有误，根据自己设定的雨季施工时段按占雨季长度的比例计算，对设定非雨季施工时段按占全年的比例计算等。 2、有的将“植被”作为主要影响因子，而不是将“林草覆盖率”作为主要影响因子。 3、对类比工程部说明资料取得的条件、时间，也不说明修正的原因、修正系数、甚至不进行修正，还有直接引用已批准方案取用值。 4、对超过半年的临时堆土未进行水土流失的预测。

5、有的单位错误地按《土壤侵蚀分类分级标准》的侵蚀强度等级反推扰动后的土壤侵蚀模数。 6、预测公式不准。 7、有的单位仍用流弃比进行临时堆土的预测。 8、预测结果的分析不完整，未完全说明扰动地表面积、损坏水土保持设施面积、总的弃渣量、建设期的水土流失总量和新增量。未按照各分区的预测结果说明主要流失区域、防治措施布设和水土保持监测的重点。 根据最新的《中华人民共和国水土保持法》第二十五条，在山区、丘陵区、风沙区以及水土保持规划确定的容易发生水土流失的其他区域开办可能造成水土流失的生产建设项目，生产建设单位应当编制水土保持方案，报县级以上人民政府水行政主管部门审批，并按照经批准的水土保持方案，采取水土流失预防和治理措施。没有能力编制水土保持方案的，应当委托具备相应技术条件的机构编制。

运动学四个基本公式

匀变速直线运动速度与时间关系练习题 1、物体做匀加速直线运动，已知加速度为2m/s2，那么（） A．在任意时间内，物体的末速度一定等于初速度的2倍 B．在任意时间内，物体的末速度一定比初速度大2m/s C．在任意一秒内，物体的末速度一定比初速度大2m/s D．第ns的初速度一定比第（n-1）s的末速度大2m/s 2、物体做匀加速直线运动，初速度v0=2m/s，加速度a=0.1m/s2，求（1）第3s末的速度？ （2）5s末的速度？ 3、质点作匀减速直线运动，加速度大小为3m/s2，若初速度大小为20m/s，求经4s质点的速度？ 4、质点从静止开始作匀变速直线运动，若在3s内速度变为9m/s，求物体的加速度大小？ 5、飞机以30m/s的速度降落在跑道上，经20s停止下来，若加速度保持不变，则加速度大小是？ 6、质点作初速度为零的匀变速直线运动，加速度为3m/s2，则（1）质点第3s的初速度和末速度分别为多少？ 7、汽车在平直的公路上以10m/s作匀速直线运动，发现前面有情况而刹车，获得的加速度大小为2m/s2，则： （1）汽车经3s的速度大小是多少？ （2）经5s汽车的速度是多少？ （3）经10s汽车的速度是多少？ 8、质点从静止开始作匀加速直线运动，经5s速度达到10m/s，然后匀速度运动了20s，接着经2s匀减速运动到静止，则质点在加速阶段的加速度大小是多少？在第26s末的速度大小是多少？

9、质点在直线上作匀变速直线运动，若在A点时的速度是5m/s，经3s到达B点速度是14m/s，若再经4s到达C点，则在C点的速度是多少？ 10、一物体做直线运动的速度方程为v t=2t+4. (1)说明方程中各字母或数字的物理意义. (2)请画出物体运动的v-t图象. 11、一质点从静止开始以1m/s2的加速度匀加速运动，经5s后作匀速运动，最后2s的时间使质点匀减速到零，则质点匀速运动的速度是多大？减速运动时的加速度是多大？从开始运动到静止的平均速度是多少？

土壤侵蚀模数

2．1．2 土壤侵蚀强度分级 (1)土壤侵蚀容许量标准 土壤侵蚀容许量是指在长时期内能保持土壤肥力和维持土地生产力基本稳定的最大土壤流失量。 因为我国地域辽阔，自然条件千差万别，各地区的成土速度也不相同，该标准规定了我国主要侵蚀类型区的土壤容许流失量： 侵蚀类型区土壤容许流失量 Et／(km ·a)] 西北黄土高原区1 ooo 东北黑土区200 北方土石山区200 南方红壤丘陵区500 西南土石山区500 (2)水力侵蚀强度分级 强度分级平均侵蚀模数[t／(km ·a)] 微度侵蚀<2O0，500，1 000 轻度侵蚀200，500，1 000~2 500 中度侵蚀2 500~5 000 强度侵蚀5 000~8 000 极强度侵蚀8 000～1 5 000 剧烈侵蚀>1 5 000 (3)风蚀强度分级 风蚀强度分级按地表植被覆盖度、年肼蚀厚度和侵蚀模数三项指标划分。 强度分级植被覆盖度年风蚀厚度侵蚀模数 ( ) (ram) [t／(km。·a)] 微度>70 <2 <200 轻度70~50 2～1O 200~2 500 中度5O～30 1O～25 2 5OO～5 000 强度3O～10 25～50 5 000~8 000 极强度<10 50~100 8 000~15000 剧烈<1O >100 >1 5 000 除此外，还有面蚀、沟蚀、重力侵蚀等分级标 准，此处不一一赘述。 土壤侵蚀强度划分标准： “水”和“土”是水土流失的两个漉失主体，水土流失归根结底是土地表屡的侵蚀和水的流失。而评价水土流失程度的量化指标，即水土流失强度分级标准应同时包括两个流失主体的强度指标。我国目前采用的土壤侵蚀强度分级标准做为水土流失强度分级标准，不仅混淆丁水土

(完整版)土壤侵蚀强度分级标准表.doc

土壤侵蚀强度分级标准表（SL190-96） 级别平均侵蚀模数 [t/(km 2· a)] 平均流失厚度（mm/a） 西北黄土东北黑土区 / 南方红壤丘 西北黄土 南方红壤丘陵区 /西南 东北黑土区 / 高原区北方土石山区高原区北方土石山区陵区 /西南土 土石山区石山区微度＜ 1000 ＜ 200 ＜ 500 ＜ 0.74 ＜ 0.15 ＜ 0.37 轻度1000-2500 200-2500 500-2500 0.74-1.9 0.15-1.9 0.37-1.9 中度2500-5000 1.9-3.7 强度5000-8000 3.7-5.9 极强度8000-15000 5.9-11.1 剧烈＞ 15000 ＞11.1 注：本表流失厚度系按土壤容重 1.35g/cm3折算，各地可按当地土壤容重计算之。 土壤侵蚀程度分级指标* 劣地或石现代沟谷（细植被 程度质坡地占沟，切沟，冲覆盖度地表景观综合特征 该地面积 % 沟）占该面积 % （ %） 斑点状分布的劣地或石质坡地。沟 轻度＜10 ＜10 70-50 谷切割深度在 1m 以下，片蚀及细 沟发育。零星分布的裸露沙石地表 有较大面积分布的劣地或石质坡 中度10-30 10-30 50-30 地。沟谷切割深度在 1-3m 。较广泛 分布的裸露沙石地表 强度≥30 ≥30 ≤ 30 密集分布的劣地或石质坡地。沟谷 切割深度 3m 以上。地表切割破碎 土地生物生 产量较侵蚀 前下降 % 10-30 30-50 ≥50 * 注：在判别侵蚀程度时，根据风险最小原则，应将该评价单元判别为较高级别的侵蚀程度。 风蚀强度分级表 * 级别床面形态（地表形态） 植被覆盖度（ %）风蚀厚度侵蚀模数 （非流沙面积）（ mm/a）[t/(km 2· a)] 微度固定沙丘，沙地和滩地＞ 70 ＜ 2 ＜ 200 轻度固定沙丘，半固定沙丘，沙地70-50 2-10 200-2500 中度半固定沙丘，沙地50-30 10-25 2500-5000 强度半固定沙丘，流动沙丘，沙地30-10 25-50 5000-8000 极强度流动沙丘，沙地＜ 10 20-100 8000-15000 剧烈大片流动沙丘＜ 10 ＞ 100 ＞ 15000 1

推求Gardner-Russo持水曲线模型参数的简单入渗法

基金项目 作者简介 湖北监利人博士生 主要研究方向为地面水资源与地下水资源及环境 推求持水曲线模型参数的简单入渗法 薛绪掌张仁铎 武汉大学水资源与水电工程科学国家重点实验室湖北武汉 国家农业信息化工程技术研究中心 北京 中山大学环境科学与工程学院广东 广州 摘要本文基于水平一维非饱和土壤水分运动规律 推求了 用模拟的结果进行拟合其决定系数 为 利用数值模拟数据和实验数据检验该方法将用此方法 结果表明本研究所求得的参数有较高的精度关键词土壤水分渗流运动 参数数值模拟 等和 直接测量土壤水分特征曲线和非饱和土壤导水率的方法 土壤水力特性土壤质地资料被成功地用来预测非饱和土壤水力特性 和 描述非饱和土壤水力特性模型中的参数该方法是在假 等模型中的参 法来推求更多描述土壤水分运动模型中的参数基本理论 水平一维非饱和土壤水分运动建立在 其表达式为

其表达式如下 是土壤饱和体积 方程描述如下 式中 其初始和边界条件其中为土壤初始体积含水率 式中为任意位置 则湿润峰位置的土壤水基质势 很低有 式中为湿润峰 由于 可得 变化的函数表达式 该式右边须乘以一个 参数 式中 当时入渗通量 和湿润峰厚度

此公式相似于表征的水分入渗模型 当土壤湿润峰为时其相对应的土壤水累积入渗量 其中 其中 其中 土壤饱和水 力传导度和土壤饱和体积含水率取 风干土含水量和 根据入渗率和湿润峰之间的关系 ?利用迭代法求得可得参数 和

本研究应用程序 模拟中用到列出了土柱长度为 用到 分别为和 体积含水率和土壤饱和导水率和后借助求解 和为了验证所推导的计算 算得到的参数值和输入的参数值进行比较和参数敏感性分析并将参数估计值代入模型中得到的 表土壤类型水力特性参数 土壤??? 实验方法年 验室温度控制在土壤为风干散装土系采自北京昌平小汤山国家精准农业基地个土壤剖面层 次和土壤样品自然风干且过表 表供试土壤的基本性质 土壤剖面层次深度有机质团粒结构状况 将各种供试土壤按照装土容重分成 在实验前取自然分干土样利用烘干法测定供试土壤的重 和初始体积含水率 在实验室内进行了传统的的有机 试验土柱是界面直径为将供试土壤按设 计容重分层均匀装入圆筒在实验过程中 结果和讨论 数值分析湿润峰 为了验证其结果将模拟结果点绘在二维坐标中和图 图和图分别描述了 其拟合结果见表

第七章 水土流失预测

第七章水土流失预测 7.1 预测目的 通过对项目建设过程中造成的新增水土流失数量和危害进行预测，进一步明确新增水土流失的时空分布，为此次亚泰山语湖项目的方案编制提供可靠的依据。 7.2 影响水土流失的因素分析 亚泰山语湖项目处于江苏省南京市浦口区沿江街道东至蓝海路，南至侨康路，西至永固路，北至永新路地块。项目建设区属于中低山丘陵区，植被覆盖率较高。在项目工程生产建设过程中，破坏了原有地貌并造成水土流失。项目建设场地的平整、建筑物基础的开挖等施工活动，将破坏原有地貌和扰动原有地表，这样便使原本处于稳定状态的土地水土流失加剧。项目工程生产建设过程中导致水土流失的主要原因为土地占用、植被破坏及土石方挖填。 7.3 水土流失预测单元划分 根据本次项目地区建设项目的水土流失特点，将水土流失区划分为建（构）筑物区、道路广场区、水域景观及绿化区、施工生产生活区、临时堆土区5个分区进行预测，具体分区情况见表7-1。 表7-1 分区情况 序号预测区分区原因 1 建（构）筑物 区 主要是建筑物建设占地，其造成水土流失的主导因子、 施工方法相同。 2 道路广场区 主要包括在征地范围内场地道路广场占地，造成水土流失的主导因子相同，后期均进行地面硬化处理，施工方法及工艺相同。 3 水域景观及绿 化区 水域景观区和绿化区为项目内绿化景观工程占地，两者的主要水土侵蚀为水力侵蚀， 4 施工生产生活 区 主要用作施工过程中施工工人的生产生活区域，其造成水土流失的主导因子相同。 5 临时堆土区 主要用于堆存剥离表土，以待后期绿化覆土使用，堆存方式一致，发生水土流失的特点、类型一致。 7.4 预测范围和时段7.4.1预测范围 （1）预测范围

温度对非饱和土壤水分运动的影响

第28卷　第4期西北农业大学学报V ol.28N o.4 2000年8月Ac ta U niv.Ag ric.Bo reali-o ccidentalis Aug.2000 [文章编号]1000-2782(2000)04-0028-06 温度对非饱和土壤水分运动的影响⒇ 刘思春,张一平,朱建楚,马爱生 (西北农林科技大学资源与环境科学系,陕西杨陵712100) [摘　要]　研究了不同温度下,土壤水势(j)和土壤含水量对土壤水分运动的影响。结 果表明,在相同温度下,提高j(或增加土壤含水量)可提高非饱和土壤导水率(K),并有黄绵 土>土娄土的趋势。根据K的对数值与j拟合出线性方程,在生产实践中测定j值,用此方程 可计算出K值,随着土壤含水量增加,K也提高,且呈正相关,在同一土壤含水量条件下,增 加温度可提高K,增加幅度土娄土>黄绵土。由K对数值与温度(t)回归出线性方程可看出,土娄 土和黄绵土的水势温度效应(d j/d t)与K温度效应(dln K/d t)随j增加而降低。 [关键词]　非饱和导水率;土壤水势;温度;导水率温度效应(dln K/d t) [中图分类号]　S152.7+2 [文献标识码]　A 目前对土壤水分能量的研究,不只是着眼于土壤本身,而是把土壤-植物-大气作为一个连接体系,统一考虑其能量关系,这是土壤水分能量研究的必然趋势[1～3]。在土壤水分运动研究中,有关土壤水分运动参数与土壤水势关系的研究虽有报道,但均未考虑温度因素,达西定律也未考虑由于温度不同所导致的水流通量变化[4,5]。但非饱和流是土壤中常见的水分运动方式,特别在干旱、半干旱地区更是如此。由于这些地区气温日变幅较大,相应土壤上下层温差大(即土壤垂直方向温度梯度较大),因此,在这些地区的土壤水分研究中,更应重视温度对土壤水分运动的影响[6]。本研究利用稳态流法测定非饱和土壤导水率,对土娄土、黄绵土在不同温度条件下,重点就非饱和土壤水分运动参数与水势(含水量)的关系进行了初步研究。 1　材料和方法 1.1　材　料 选择陕西省杨陵土娄土和延安黄绵土两种土壤作为供试土样,其基本性质见表1。 表1　供试土样的基本性质 土样深度/ cm 有机质/ (g·kg-1) 比表面/ (m2·g-1) 各级颗粒含量/(g·kg-1) 1.0～ 0.25 0.25～ 0.05 0.05～ 0.01 0.01～ 0.005 0.005～ 0.001<0.001 土娄土0～2011.42789.674.0403.0136.0176.0201.4黄绵土0～207.1524627.0181.0529.064.087.0116.0 注:有机质用重铬酸钾容量法测定;比表面用乙二醇乙醚吸附法测定;颗粒含量用六偏磷酸钠为分散剂的吸管法测定。 ⒇[收稿日期]　1999-08-04 [基金项目]　国家自然科学基金资助项目(48970035) [作者简介]　刘思春(1962-),男,农艺师。

土壤侵蚀强度划分标准：

(1)土壤侵蚀容许量标准 土壤侵蚀容许量是指在长时期内能保持土壤肥力和维持土地生产力基本稳定的最大土壤流失量。 因为我国地域辽阔，自然条件千差万别，各地区的成土速度也不相同，该标准规定了我国主要侵蚀类型区的土壤容许流失量： 侵蚀类型区土壤容许流失量 Et／(km ·a)] 西北黄土高原区 1 ooo 东北黑土区200 北方土石山区200 南方红壤丘陵区500 西南土石山区500 (2)水力侵蚀强度分级 强度分级平均侵蚀模数[t／(km ·a)] 微度侵蚀<2O0，500，1 000 轻度侵蚀200，500，1 000~2 500 中度侵蚀2 500~5 000 强度侵蚀5 000~8 000 极强度侵蚀8 000～1 5 000 剧烈侵蚀>1 5 000 (3)风蚀强度分级 风蚀强度分级按地表植被覆盖度、年肼蚀厚度和侵蚀模数三项指标划分。 强度分级植被覆盖度年风蚀厚度侵蚀模数 ( ) (ram) [t／(km。·a)] 微度>70 <2 <200 轻度70~50 2～1O 200~2 500 中度5O～30 1O～25 2 5OO～5 000 强度3O～10 25～50 5 000~8 000 极强度<10 50~100 8 000~15000 剧烈<1O >100 >1 5 000 除此外，还有面蚀、沟蚀、重力侵蚀等分级标 准，此处不一一赘述。

“水”和“土”是水土流失的两个漉失主体，水土流失归根结底是土地表屡的侵蚀和水的流失。而评价水土流失程度的量化指标，即水土流失强度分级标准应同时包括两个流失主体的强度指标。我国目前采用的土壤侵蚀强度分级标准做为水土流失强度分级标准，不仅混淆丁水土流失与土壤侵蚀这两个不同的概念，而且也是片面的、不准确的和不严肃的，有必要进行修改和完善笔者认为：水土流失强度分级标准应该体现同时含有两个流失主体的强度分级标准，缺一不可。 我国一些人习惯上将水土流失称为土壤侵蚀，把二者等同起来，混淆了这两个截然不同的概念，为准确理解和认识水土流失的含义造成了混乱。因此，有必要弄清它们的区别和联系。水土流失的定义笔者在前面已阐述过了，那么什么是土壤侵蚀呢?土壤侵蚀是指在水力、风力、冻融、重力以及其它外营力作用下土壤、土壤母质及其它地面组成物质如岩屑、松散岩层等，被破坏、剥蚀、运转、沉积的过程。很显然，水土流失和土壤侵蚀是完垒不同的两个概念，它们的区别不仅表现在字面含义上的不同，更重要的区别在于侵蚀或流失的主体不。水土流失的流失主体包括“水”和“土”两个主体，而 土壤侵蚀仅指“土” 一个主体。同样水土流失同土壤侵蚀之闻也存在着不可分割的联系，土壤侵蚀是一种特定的水土流失形式，土壤侵蚀包括在其内。也可以说土壤侵蚀是狭义的水土流失。水土流失和土壤侵蚀可以做为相对独立的概念来使用，但决不可以将水土流失称为土壤侵蚀。 许多词汇和术语，随着时时的推移，人类文明程度、文化和科学技术的不断发展进步，人类的认识不断深化，其内涵在不断地外延、扩大、深化和演变，即广义化。广义化的词汇和术语与最初的本意已有了较大变化，甚至大相径庭。水土流失这个应用非常广泛的专业术语，随着水土保持事业的迅猛发展也广义化。因此，们应从广义的角度来认识理解它的内涵，如果仅从字面上咬文嚼字，或狭隘地理解它的含义，就会使人们误人死胡同而不能自拔，使本来非常明晰的概念变得复杂化。比如，对土壤侵蚀中“侵蚀” 的理解，不能仅从字面上理解为侵蚀破坏、侵蚀腐蚀，而应广义地理解为侵蚀破坏、剥离、转移、流失等，也就是说土壤侵蚀就是土壤流失。比如，对水土流失一词中的土”不能仅仅指生长植物的土壤，还应包括土壤母质、岩屑等地面其它组成物质和各种养分物质。再比如，对于引起水土流失的外力除了水力、风力、重力、温度等自然力外．人类的不台理的生产活动如开、修路、毁林开荒等行为，改变原地形地貌，损坏了地表植被，造成了新的水土流失或加剧了水土流失，那么人类不台理的生产活动也应该称为是引起水土流失的外力。还有许多用广义论来认识水土流失内涵的例子，在这里就不一一列举了。 我国水土流失强度分类分级标准，实际上是用土壤侵蚀强度分类分级标准来代替的，即依照中华人民共和国行业标准《土壤侵蚀分类分级标准》(SL土壤侵蚀的因素： 190—96)，对我国土壤侵蚀类型区划、土壤侵蚀强 度、侵蚀土壤程度分级等做了规定。 2．1．1 全国土壤侵蚀类型区划 按土壤侵蚀的外营力不同种类将全国土壤侵蚀

土壤入渗实验报告

一、实验目的 1．加深对土壤渗吸速度变化的一般规律的了解。 2．了解土壤质地对土壤渗吸速度的影响。 3．掌握土壤渗吸速度的常规测定方法及装置原理。 二、实验设备 水在土壤中入渗分为有压入渗和无压入渗。如漫灌、畦灌和沟灌都属于有压入渗。喷灌、滴灌属于无压入渗。本试验是模拟有压入渗条件下，土壤渗吸速度的测定。 本试验为室内试验，试验装置如图4-1-1。试验仪器大体分为由两部分，即试样渗吸桶和供水马氏瓶。双环入渗试验的外环外径为15cm，内径14cm；内环的外径直径10cm，内径直径9cm，高15cm。安装后要求内环环顶端与渗吸筒齐平，下端插入土内10cm。试验桶正上方为自动供 水箱（即为马氏瓶），使内环保持稳定的水层深度。供水马氏瓶外径6cm，内 径5cm。此外再配备秒表、水桶、水勺和刮土板等试验用具。 三、实验方法及步骤 1．实验准备工作 a．人员分工 每组实验人员3～5人，其中一人计时兼指挥，一人读取供水水位数 值，一人加水，其余人员做记录和观察渗吸规律。 b．准备工作 和内环一并称重， （1）测量试样桶容积V，按欲模拟土壤干容重 干 M。 计算出干土重' （2）将筛网贴紧桶底铺好，然后开始填装。土样一般分5～6次填装， 均匀夯实，层间要“打毛”。土样全部装好后用刮板刮平表面，最后将马 氏瓶安装好待用。 (3) 关闭供水箱（马氏瓶）的出水口，向水箱内注水，然后用胶塞密 封注水进水口。图4-1-1 试验装置示意图 (4) 在试样图环内表层铺塑料薄膜，向环内注入约5cm深的水层，打 开供水箱开关，用注射器抽水，直至马氏瓶能正常供水（目的是调节马氏瓶）。 (5) 检查秒表是否正常及回零位。 (6) 记录供水箱原始水位读数。 2. 实验方法及步骤 试验人员必须精力集中，认真负责，在统一指挥下，分工协作，作好记录。 a．迅速抽取塑料薄膜，并开始记时水位数值。 b．读取第一分钟末供水箱的水位，按试验要求读取水位数值。 c．实验至渗吸速度稳定后(即每两次水位读数差相同)，实验结束。 3. 注意事项 a．供水箱出水口必须淹没在内环水面以下0.5～1.0cm。 b．水位读数要读取每分钟末的数值，该数是计算渗吸规律重要的参数之一。 c．试验开始时迅速向外环加水至0.5～1.0cm时，使内外环水位大致保持相同水深，但外环加水不计入总量。 d．内环的供水量，由水箱上的标尺读数换算获取。 四、试验原理及资料分析整理

水土流失预测的常用计算方法

浅谈水土流失预测的常用计算方法 朱荣华 (乐清市水利水电建筑勘测设计院) 摘要：水土流失作为一项世界性的研究课题，一直受到世界各国的重视，长期以来，在其基础理论方面开展了大量的研究，并取得了有益的成果。水土流失预测是水土流失问题研究中很重要的内容，其预测方法也很多，常用的有通用土壤流失方程法、类比法、分类分级法、流失系数法等。在我省由于各地方自然条件、地理环境等存在很大差异，采用各种预测方法对水土流失进行预测时，必须确定该方法是最符合本地区实际情况的，这将直接影响到水土流失量数据的精确性，因此对预测方法和计算公式的选择至关重要。 关键词：水土流失预测计算公式侵蚀模数 水土流失与当地自然条件和人类活动密切相关，水土流失的影响因素包括自然因素和人为因素两个方面，其中自然因素主要有气候(降雨强度)、地形(坡长、坡度)、植被状况、地质构造和土壤类型等诸因素，人为因素主要表现为在工程建设过程中改变原有地形(坡长、坡度)，破坏原有植被，使地表裸露，削弱其原有的蓄水保土功能，并产生新的水土流失，从而增加水土流失量。 水土流失作为一项世界性的研究课题，一直受到世界各国的重视，长期以来，在其基础理论方面开展了大量的研究，并取得了有益的成果。水土流失预测是水土流失问题研究中很重要的内容，其预测方法也很多，常用的有通用土壤流失方程法、类比法、分类分级法、流失系数法等。在我省由于各地方自然条件、地理环境等存在很大差异，采用各种预测方法对水土流失进行预测时，必须确定该方法是最符合本地区实际情况的，这将直接影响到水土流失量数据的精确性，因此对预测方法和计算公式的选择至关重要。 1水土流失预测常用计算公式 1.1通用土壤流失方程

降雨和灌水入渗条件下土壤水分运动2.docx

第五章降雨和灌水入渗条件下土壤水分运 动 第一节水向土中入渗过程 一、概述 降雨和灌水入渗是田间水循环的重要环节，与潜水蒸发一样，是水资源评价和农田水分 状况调控的重要依据。 水渗入土壤的强度主要取决于降雨或灌水的方式和强度以及土壤渗水性能。如果土壤渗水性能较强，大于外界供水强度，则入渗强度主要决定于外界供水强度，在入渗过程中土壤表面含水率随入渗而逐渐提高，直至达到某一稳定值。如果降雨或灌水强度较大，超过了土壤渗水能力，入渗强度就决定于土壤的入渗性能，这样就会形成径流或地表积水。这两种情况可能发生在入渗过程的不同阶段，如在稳定灌溉强度（例如喷灌）下，开始时灌溉强度小于土壤入渗能力，入渗率等于灌溉强度；但经过一定时间后，土壤入渗能力减少，灌水强度大于土壤入渗能力，于是产生余水，如图2－5－ 1所示的降雨或灌水条件下的入渗过程。开始时入渗速率较高，以后逐渐减小。土壤的入渗能力随时间而变化，与土壤原始湿度和土壤 水的吸力有关，同时也与土壤剖面上土质条件、结构等因素有关。一般来说，开始入渗阶段，土壤入渗能力较高，尤其是在入渗初期，土壤 比较干燥的情况，然后随土壤水的入渗速率逐 渐减小，最后接近于一常量，而达到稳定入渗 阶段。 在较干旱的条件下，土壤表层的水势梯度 较陡。所以，入渗速率较大，但随着入渗水渗 入土中，土壤中基模吸力下降。湿润层的下移 使基模吸力梯度减小。在垂直入渗情况下，如 供水强度较大，使土壤剖面上达到饱和，当入 渗强度等于土壤饱和水力传导度时，将达到稳 定入渗阶段。如供水强度较小，小于饱和土壤 水力传导度时，达到稳定入渗阶段的入渗强度将等于该湿度条件下的非饱和土壤水力传导 度。 入渗过程中，土壤剖面上水分分布与土表入渗条件有关。根据 Coleman和Bodman 的研 究， 当均质土壤地表有积水入渗时，典型含水率分布剖面可分为四个区，即表层有一薄层为饱和带，以下是含水率变化较大的过渡带，其下是含水率分布较均匀的传导层，以下是湿润程度随深度减小的湿润层，该层湿度梯度越向下越陡，直到湿润锋。随着入渗时间延续，传导层 会不断向深层发展，湿润层和湿润锋也会下移，含水率分布曲线逐渐变平缓。

推求土壤非饱和运动参数的方法

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

二维吸渗与入渗条件下土壤水力特性参数反演方法研究

二维吸渗与入渗条件下土壤水力特性参数反演方法研究 土壤水力特性参数取值是影响非饱和土壤水运动数值计算精度的关键。采用数值模拟、理论分析和室内试验对比相结合的技术路线,综合运用土壤水动力学、数值模拟与数值反演、多目标优化、代理模型和多种计算机语言综合集成技术,开展土壤二维负压吸渗、积水入渗水分运动参数的反演方法研究,取得以下主要结果:（1）提出了一种新的土壤水力特性参数反演方法,即“两步法”。第一步,以吸渗/入渗结束时刻的土壤含水率(θ_final),即ψ(θ _final)最小作为目标函数,采用遗传算法反演饱和含水率;第二步, 以累积吸渗/入渗量ψ（Q）和吸渗/入渗速率ψ（v）最小作为目标函数,采用由多向量遗传算法和粒子群算法所构建的混合算法反演水力特性参数α、n和 K_s;与传统的加权和多目标反演方法相比,所提方法能够有效解决不同目标函数权重系数难以确定的问题,且具有高的求解效率和强的稳健性。（2）以所提“两步法”为基础,分别对二维吸渗和积水入渗条件下多种典型土壤、不同初始含水量条件下的van Genuchten–Mualem模型中水力特性参数进行了反演。 结果表明所得土壤水力特性参数反演值与典型土壤参考值（以RETC软件给出的典型值为比较时的参考值）具有好的一致性,说明所提反演方法具有高的可靠性;采用反演所得土壤水力特性参数分别绘制土壤水分特征曲线和导水率曲线,并与参考值绘制的曲线进行比较,结果表明两者具有高的一致性,说明反演所得 参数可较为精确的估算土壤水分特征曲线和导水率曲线;量化比较了考虑土壤含水率和累积入渗量存在测量误差条件下反演所得水力特性参数估算土壤水分特 征曲线和导水率曲线和参考值曲线,结果表明两者间具有小的差异和满意的估算精度,说明了所提反演方法具有强的稳健性;对积水入渗土壤垂直剖面含水率非 均一分布条件下水力特性参数进行了反演,结果表明典型土壤不同含水率分布模式下所得水力特性参数估算值与参考值差异较小,且采用反演结果绘制的土壤水分特征曲线和导水率曲线与参考值绘制的土壤水分特征曲线和导水率曲线基本 一致,说明所提反演范围具有较为广泛的使用范围,可用于生产实践。（3）建立了基于Kriging代理模型的土壤水力特性参数反演模型。根据土壤积水入渗的累积入渗量和最终含水率对土壤水力特性参数进行了反演估算,结果表明反演结果与典型土壤参考值具有高的一致性;量化比较了考虑土壤含水率和累积入渗量存在

土壤水动力学复习笔记

[1]土壤水动力学是许多学科的基础，它的研究涉及农田水利学、水文学、地下水文学、水 文地质学、土壤物理学、环境科学等学科。1）合理开发和科学管理水资源；2）调控农田墒情，促进农业节水；3）土壤改良和水土环境的改善。 [2]土壤各个指标，计算意义，相互关系。土壤—是由矿物质和生物紧密结合的固相、液相 和气相三相共存的一个复杂的、多相的、非均匀多孔介质体系。定性指标—质地、结构。 定量指标–孔隙度、密度、含水率、饱和度等。 [3]含水率。体积含水率：θv =Vw /V0重量（质量）含水率：θg =mw /ms饱和度：w=Vw /Vv贮水深度：h=Hθ（量刚为L）主要测定方法：称重法（烘干法）、核技术测量：中子仪，γ射线仪、电磁测量：时域反射仪(TDR)、核磁共振测量、热脉冲测量、遥感测量：大面积地表含水率； [4]水分常数。吸湿水，束缚在土粒表面的水汽，最大吸湿量（吸湿常数）；薄膜水，吸湿 水外层连续水膜，最大分子持水量，（薄膜水不能被植物吸收时）凋萎系数；毛管水，土壤孔隙（毛管），水气界面为一弯月面，分毛管上升水、毛管悬着水，田间持水量（毛管悬着水达到最大），田持；重力水，大孔隙中的水，饱和含水率。农业生产中常用的水分常数：田间持水量（field (moisture) capacity）：农田土壤某一深度内保持吸湿水、膜状水和毛管悬着水的最大水量。凋萎系数（wilting coefficient）：土壤中的水分不能被根系吸收、植物开始发生永久凋萎时的土壤含水率，也称凋萎含水率或萎蔫点。土壤有效含水量（available water content of soil）：土壤中能被作物吸收利用的水量，即田间持水量与凋萎系数之间的土壤含水量。土壤含水率与水分常数的应用：估计水分对植物生长的影响；计算灌溉水量；根据土壤水分的动态变化估算腾发量（地面蒸发＋植物蒸腾）[5]土水势(Soil water potential)：可逆、等温地从特定高度和大气压下的纯水池转移极少量 水到土壤中某一点时单位数量纯水所做的功。定义土壤中任一点的单位数量土壤水分的吉氏自由能与标准参考状态下自由能的差值为该点的总土水势，ψ=ψp+ψT+ψs+ψm+ψg 土水势=压力势＋温度势＋溶质势＋基质势＋重力势，标准状态下ψ=0，将单位数量的水分从标准状态移动到另一状态时，如果环境对土壤水做功，ψ>0；如果土壤水对环境做功，ψ<0。重力势：地球重力场对土壤水作用的结果；大小：取决于土壤水相对于参考面的高度；势能：Eg=±Mgz。压力势：压力场中压力差的存在而引起的；大小：取决于水压与大气压之差；势能：Ep=VΔp；饱和地下水：地下水面以下深度h，ψp≥0； 非饱和土壤水：气孔连通：ψp=0，封闭未充水孔隙：气压势（目前考虑较少）。基质势：由土壤基质对土壤水的吸持作用（毛管作用、吸附作用）所产生，自由水被土壤吸持后，自由能降低，土水势减小(0→负值)，ψm≤0，饱和－非饱和水分运动研究中：负压势h土壤基质对土壤水分吸持作用：与土壤含水量有关，ψm～θ(土壤水分特征曲线)； 基质势的测定：张力计（负压计）法，砂性漏斗法，压力仪法，离心机法，稳定土壤水分剖面法。溶质势：土壤溶液中溶质对土壤水分综合作用的结果，渗透试验（半透膜试验）：溶质的存在降低了水的势能，ψs≤0单位体积土壤水的溶质势：ψs=-(c/M)RT c ：溶液浓度(g/cm3)；M :溶质摩尔质量(g/mol)，c/M ：溶液摩尔浓度(mol/cm3)，R： 摩尔气体常数，8.314 MPa cm3/mol K，T：热力学温度(K)。土壤：不存在半透膜，一般不考虑溶质势；需要考虑溶质势的情况：植物根系吸水，植物细胞渗流，水汽扩散。温度势：温差；大小：ψT =－SeΔT，Se：单位数量土壤水分的熵，不易定量描述；温差对土壤水分运动影响不大，因此一般不考虑温度势；温度对土壤水分运动的影响：温度影响水的物理化学性质（粘滞性、表面张力、渗透压等），从而影响基质势、溶质势和土壤水分运动参数，温度决定水的相变和热特性参数。其他分势：荷载势：土壤承受荷载，湿润势：膨胀土在饱和状态下产生的土水势。小结，一般情况下：土壤水：ψ=ψm±z，地下水：ψ=h±z，存在半透膜时：考虑溶质势。