包气带土壤水分滞留特征研究

包气带土壤水分滞留特征研究

王金生1杨志峰1陈家军1王志明2

(1.北京师范大学环境科学研究所，环境模拟与污染控制国家重点联合实验室)

(2.中国辐射防护研究院)

摘要：在水资源开发利用与水环境保护方面，包气带土壤水分滞留曲线非常重要。本文在Van经验公式基础上，建立了吸湿与脱湿曲线，将最小二乘法与非线性单纯形法相结合，确定了4个待求参数的获取方法；并探索了滞留曲线在数值模拟中的使用。用现场试验资料检验了求包气带土壤水分特征参数方法的有效性，同时对4种土质的脱湿与吸湿试验进行了模拟计算。结果表明：本文采用的求水分滞留曲线的方法快捷、方便，对试验数据的模拟较好。

关键词：包气带；吸湿曲线；脱湿曲线；滞留；非饱和水力渗透系数

本文于1999年8月6日收到，国家自然科学基金项目（49872083）

为解决与包气带有关的水资源开发利用和生态环境保护问题(如制定节水灌溉、排水规划设计、治理土壤沙化、盐渍化和地下水水质恶化以及农药污染、防止植被衰退等)，预测渗流带污染质的迁移，研究土壤的包气带水分滞留特征非常重要。作为土壤水分滞留基础的土壤水分特征曲线问题，国外学者先后提出了一些数学模型和计算方法，其中，较典型是Van闭合解析式(简称Van公式)[1]近年来，Van公式已成功地用于包气带水流数值[2-4]研究中。然而对土壤水分滞留特征多限于定性描述[5-7]，定量描述的仅见Huyakorn[8］。本文在Van公式的基础上，建立吸湿与脱湿的滞留曲线，采用最小二乘法与非线性单纯形法相结合，模拟水分滞留曲线中4个独立待求的特性参数，该方法明显优于Van[1］推荐的求土壤水分参数的图解法。

1 包气带土壤水分滞留特征

1.1 包气带土壤水分特征曲线与渗透系数曲线包气带地下水通过土壤界面入渗与蒸发的运动十分活跃，倍受学者关注。Brooks和Corey[9］(1964)利用闭合解析式得到了能较准确预测非饱和水流渗透系数的模型。但该模型，当基质势处于负值时，在土壤水分特征曲线上存在一个不连续点，导致饱和一非饱和流的数值解不易收敛。Mualem[10］(1976)在土壤水分曲线已知的前提下，得出非饱和流渗透系数的表达式。Van以Mualem为基础得出的水分特征曲线的闭合解析式为：

θ(h)=θ

r +（θ

s

-θ

r

）/[1+(α｜h-ha｜)n]m（m＝1－1/n,0

＜m＜1)

(1)

式中θ为土壤体积含水量(cm3/cm3)；h为基质势(cm)；θs和θr分别表示土壤的饱和与残余含水量(均无量纲)；ha为进气基质势(cm)；α(1/cm)、n和m为待定的特性参数。

含水量与渗透系数的关系曲线：

K(θ)=S 1/2[1-(1-S 1/m )m ]2·K s (2)

式中K(θ)为非饱和渗透系数(cm/d);K s (cm/d)；S 是有效饱和度(无量纲)，在不考虑水分滞留作用影响时，由下式表示：

S=（θ-θr ）/（θs -θr ）

(3)

若用基质势表示非饱和渗透系数，采用下式：中图1 土壤吸湿与脱湿的滞留曲线

(4)

1.2 包气带土壤水分滞留曲线 然而，地下水在包气带运动是一个非常复杂的水动力过程。受毛管效应的影响，包气带土壤在吸湿(或称湿润)与脱湿(或称干燥)条件下，含水量与基质势之间表现为不同的关系。[5-7]的研究可知，地下水在包气带运动过程中，受蒸发与入渗的影响，在基质势作用下，土壤中出现交替的吸湿与脱湿，滞留起重要作用，该作用使得土壤从饱和状态排泄所需的

基质势比土壤再湿润过程的要高。如图1所示。

图1 地壤吸湿与脱湿的滞留曲线

尽管吸湿与脱湿两条土壤含水量曲线常出现滞留现象，但式(2)不含α值，表明土壤不同的水分特征曲线，在θr \,θs 和n 相同、α不同的情况下，可以获得相同的渗透系数曲线。

由于滞留，θ不能用单一的关系曲线来描述，要用一族介于脱湿与吸湿曲线之间的关系曲线来表示。土壤在任一点的含水量，在非饱和流动期间不仅是基质势的函数，而且也与整个土壤的吸湿与脱湿历史过程有关。为了模拟滞留作用，采用式(1)表示θ关系形式，修正该式，使之适应不同的脱湿与吸湿曲线。对式(1)中的θ，用不同的α、n 和m 值表示，以反映吸湿与脱湿的变化。用上标ω和d 分别表示吸湿与脱湿，θ曲线描述为：

h ＜h α

吸湿过

程 (5)

θs

h≥ha

h ＜h α

脱湿过程 (6)

θs h≥ha

在式(5)和式(6)中，θω和θd 分别表示吸湿与脱湿状态下的含水量；不考虑h 和h α的负号。参数α、n 和m

分别是脱湿、吸湿两种状态下的特性参数，意义

同式(1)，并有：αω≥αd，θω≤θ≤θd。为了简化计算公式，定义：θw

r

＝θ

d r ＝θ

r

,nω＝n d＝n,ωω＝m d＝m＝1-1/n,式(5)、(6)可写成：

Sω＝{（θω-θ

r

）/θ

s

-θ

r

）＝[1+(αω|h－h

α|)

n]-m h

＜h

α

吸湿过

程 (7)

1 h≥h

α

S d＝{(θ

d

-θ

r

)/（θ

s

-θ

r

）＝[1+(αd|h－h

α|)

n]－m h＜

h

α

脱湿过程 (8)

1 h≥h

α

式中Sω和S d分别表示吸湿与脱湿状态下的饱和度。

2 参数的获取

通过简化，土壤包气带滞留特征曲线中有4个独立的待定参数θ

s ,θ

r

,α(α

ω,αd可看作一个值，只是脱湿与吸湿的两种情况不同而已)和n，这些参数的获取有下面的方法。

饱和含水量(θ

s )可以通过实验测定[11]。残余含水量(θ

r

)的获取比较困难，

虽然可以通过试验测定，比如测定极干土壤的水分，但θ

r

并非常规测定的参数。

当然，在没有确定的或实验测得的θ

r

值的情况下，也可将现有含水量外推到较

低的程度来表示θ

r 。这种θ

r

的测定与外推均带一定的人为性。定义θ

r

为：梯度

(dθ/dh)等于0的含水量(除去θ接近θ

s

的区域，在此区内梯度也等于0)。若

将稳定枯竭点上的基质势(h=-15000cm)所对应的含水量作为θ

r

，可以满足实际

需要。即使如此，在细颗粒的土壤中，h继续大幅度下降，仍导致土壤水的进一步析出。对大多数土壤而言，此时的θ变化并不重要。事实上，这些变化与式(1)所确定的θ曲线的一般形状变化不一致，并有可能使残余含水量本身的概念失效。

也可用图形法[1]获取θ

r 值，但当测定值较少时，该方法非常复杂。当获得θ

s

和

θr值后，可以根据图形法估算α和n。但图形法操作比较烦琐。

下面推荐一种最小二乘法与非线性单纯形法相结合确定参数的方法。用该方法可以同时计算θ

r

、α和n值，并在参数计算过程中，得到整个土壤水分特征曲线。其做法是：

设不同基质势下的土壤含水量的实测值与计算值分别为θ*

i

和θ

i (i=1,2,…,N)，要求｜θ*

i

-θ

i

｜的N个误差在平方和最小的意义下，使得实测

值与计算值最佳拟合，也就是式(1)中的参数θ

r

、α和n应使下列方程达到最小值

(9)

式中N 为实测含水量的个数；用式(1)表示θi ，则E 是关于θr 、α和n 的函数。为使E 达到最小值，将E 作为目标函数，采用无约束的非线性单纯形优化法[12］进行计算，通过寻优，便得到了实测值与计算值最佳拟合条件下的θr 、α和n 值。在计算过程中，需要给出θr 、α和n 的取值范围。将获得θr 、α和n 参数与测定的饱和渗透系数和饱和含水量代入到式(2)中便可求出非饱和渗透系数。

3 数值模拟滞留曲线的应用

在数值模拟计算中，怎样使用滞留曲线，要根据野外条件确定。从宏观上讲，在不考虑热运动和水气运动时，包气带水分运移主要受降水入渗与蒸发排泄的影响。降水期，地表水下渗，基质势随土壤含水量增大而减小，对土壤来说，这一过程为吸湿过程。在非降水解，土壤含水量随地表水分不断蒸发而减小，土壤基质势随之增大，这一过程为脱湿过程。鉴于此，含水量在两条滞留曲线之间随时间变化，用什么曲线表征水分运动特征，只能在模拟过程中实现。

在包气带水分运移的数值模拟中，首先确定研究区每个单元属于滞留曲线的哪个过程，是从脱湿到吸湿，还是从吸湿到脱湿的转化。为达到该目的，将一个虚定的θs 和θr 值代入到式(7)和(8)中。然后，在调整转换点吸湿和脱湿曲线。为了从吸湿到脱湿的转换，用θs 值替换θs ：

θ*s ＝θΔ－θr ［1-S d (h Δ)]/S d (h Δ)

(10)

式中θΔ和h Δ是转换点的含水量和基质势；S d (h Δ)是h ＝h Δ时，式(8)右端计算出的饱和度。同样，从脱湿到吸湿的转换，用θr 值替换θr 值：

θ*r ＝[(θΔ－θS S ω(h Δ)]/[1-S ω(h Δ)]

(11)

式中S ω(h Δ)是h=h Δ时式(7)右端计算出的饱和度。模拟计算中，采用一个指针变量ki ，检查每一个单元是脱湿还是吸湿，计算θs 值和θ*r 值的适应性。当单元i 吸湿时，可记为+1，脱湿时记为-1，脱湿时记为-1。在每个时段结束时用下式判断每个单元是否需要转换：

(12)

式中δh 是基质势的迭代收敛精度；是单元i 中结点的平均基质势。当需要转

换时结点所在的单元就要继续计算θS 和θr ，以便确定新的曲线，直到收敛为止。

4 计算实例

4.1 华北某黄土区包气带不同深度的含水量的数值模似 在华北半干旱黄土区采集原状土样46个，其物理特性见表1。利用压力板法(用1.0～1000kPa 的压力)测量的数据用2节描述的方法计算了28m 厚包气带的水分特征参数。同时根据现场试验孔内中子水分计两年多观测含水量的结果，采用包气带水流模型WATERM [4]模拟计算，获得水分特征曲线参数见表2，二者比较接近。

表1 华北某黄土区包气带不同深度的物理

特性

岩性

样品 个数

深度 m

干容重ρ g/cm 3

孔隙度 %

K s cm/d

黄土 黄土状亚砂

土 亚粘土 黄土状亚粘

土

19 9 9 9

0～2 2～9 9～18 18～28

1.21～1.42 1.16～1.35 1.38～1.47 1.51～1.60

42～49 45～52 33～42 35～41

29.00 0.11 0.15 0.10

4.2 西北某干旱区包气带不同岩性滞留曲线的模拟 对西北某地粘土、粉壤土、

细砂和砾石四种不同岩性的沉积物的脱湿与吸湿试验进行模拟计算，所获得的参数见表3，试验与模拟对比见表4-1，表4-2.

图2 粘土滞留曲线测定与模拟

表3 西北某干旱区包气带滞留曲线渗数

岩性

a d

a

ω

θ

s

θ

r

n 1/cm m 3

/m 3

无量纲

粉壤土 粘土 细砂 砾石 0.001 0.020 0.014 0.021 0.013 0.035 0.015 0.024 0.363 0.410 0.377 0.275 0.053 0.124 0.074 0.052 4.241 1.0731

4.6144 3.0265

表4-1 西北某干旱区包气带脱湿与吸湿条件下h-θ试验与模拟对比(一) 类型

h/kPa

0.5 37 10 20 30 50100 130

粉壤土θ脱湿

0.363

0.363

0.347

0.361

0.279

0.304

0.165

0.210

0.095

0.077

0.081

0.060

0.069

0.054

0.059

0.053

0.054

0.053

试验

模拟吸湿

0.362

0.363

0.340

0.358

0.269

0.258

0.141

0.156

0.082

0.066

0.069

0.057

0.061

0.054

0.056

0.053

0.053

0.053

试验

模拟

表4-2 西北某干旱区包气带脱湿与吸湿条件下h-θ试验

与模拟对比(二)

类型

h/kPa

1 5 10 2040 80100 130

细砂 θ脱湿

0.377

0.380

0.330

0.318

0.146

0.160

0.106

0.087

0.092

0.073

0.083

0.070

0.079

0.070

0.076

0.070

试验

模拟吸湿

0.374

0.380

0.326

0.325

0.131

0.136

0.092

0.077

0.089

0.071

0.081

0.070

0.078

0.070

0.074

0.070

试验

模拟

砾石 θ脱湿

0.272

0.271

0.173

0.191

0.093

0.102

0.074

0.065

0.066

0.055

0.061

0.053

0.059

0.053

0.057

0.052

试验

模拟吸湿

0.268

0.268

0.167

0.165

0.081

0.088

0.069

0.061

0.062

0.054

0.056

0.053

0.054

0.052

0.052

0.052

试验

模拟

试验结果表明：粘土水分运动具有明显的滞后性，颗粒较粗的细砂和砾石滞留现象不十分明显。模拟计算表明：用式(5)和(6)能较好地模拟粘土的滞留特性，如图2所示；细砂和砾石拟合效果略逊，粘土的αω=1.75αd，其它几种岩性有αω=(1.1-1.2)αd的关系。

5 结论

1．土壤非饱和水力渗透系数(K)，是水资源开发利用、水环境保证与性能或风险评价中的重* 问 Ｓ肰an经验公式能较好地描述基质势(h)与K的关系。最小二乘法与非线性单纯形法相结合，能解释压力仪法测定的θ-h对应关系，得

、特性参数α和n，该方法方便快捷，容易操作。出Van公式中的残余含水量θ

r

2．以土壤水分特征曲线为基础，建立的吸湿与脱湿曲线，能较好地描述土壤水分滞留特征。土壤水分滞留曲线有4个独立的参数，用上述方法同样可以获得这些参数。在野外使用时，可以通过观测天然含水量与相关水文参数的时空分布，用数值法模拟滞留曲线。考虑土壤水的滞留问题时，需在解方程的迭代过程中，增加吸湿与脱湿的转换点和判断式。

3．上述方法对不同地区和岩性的试验数据模拟效果较好。模拟计算表明：用式(5)和(6)能较好地模拟粘土的滞留特性，细砂和砾石拟合效果略逊，粘土的αω=1.75αd,其它几种岩性有αω=(1.1-1.2)αd的关系。

致谢：本文在撰写过程中，得到了林学钰院士的帮助，特此感谢!

参考文献：

［1］Van Genuchten M.T.A Closed-form Equation for Pred icting the Hydraulic Conductivity of Unsaturated Soils［J］。Soil Sci.Soc.Am.J.1980,44(5):892—898

［2］Yeh G T,Chang J R,Gwo J P et al.3DSALT:a three-dimensional finite element model of density dependent flow and transport through saturated-unsaturated https://www.sodocs.net/doc/b518164309.html,-EAP Final rept.1994

［3］黄冠华，谢永华。非饱和水分运动参数空间变异与最优估值研究［J].水科学进展，1999，10(2)：101—106

［4］王金生，李书绅，王志明。低中放废物近地表处置安全评价模式研究[J].环境科学学报，1996，16(3)：356—363

［5］雷志栋，杨诗秀，谢森传。土壤水动力学［M］。北京：清华大学出版社，1988，21—22［6］Bear J.Hydraulics of Groundwater［M］。New York:McGRAW-HILL BOOK COMPANY.1979,213—215

［7］Elrick D E,Bowrnan D H.Note on an improved apparatus for soi l moisuture flow measurements［J］。Soil Sci.Soc.J.1964，28,450—453

［8］Huyakorn P S,Kool J B,Robertson J B.VAM2D-Variably Saturated Analysis Model in Two Dimensions［J］。1989,NUREG/CR-5352.

［9］Brooks R H,Corey A T.Hydraulic Properties of porous medium［J].Colorado State Univ.,Fort Collins,Hydrology Paper,1964，3

[10] Mualem A.Anew model for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated porous media ［J].Water Resour Res.1976,12,513—522

[11］中华人民共和国地质矿产部。土工试验规程DT 92［S］。北京：地质出版社，1993,25—27

[12］范鸣玉，张莹编著。最优化技术基础［M］。北京：清华大学出版社，1982

简讯

全国堤防加固技术研讨会在南昌召开

1999年12月15日至18日，全国堤防加固技术研讨会在南昌举行。研讨会由水利部国际合作与科技司、建设与管理司和中国水利学会联合主办，中国水利水电科学研究院、江西省水利厅承办，共收到论文167篇。来自全国科研机构、全军防汛抢险工程技术研究中心、大学、流域委及各省水利厅、以及施工企业、建材生产厂家的代表近300余人参加了会议。

水利部国际合作与科技司司长董哲仁、建设与管理司副司长俞衍升、中国水利学会副理事长郑守仁、中国水科院院长高季章、副院长贾金生及江西省水利厅厅长刘政民出席了会议。董哲仁致开幕词，中国水利学会常务副秘书长黄林泉主持大会。

大会选择“堤防加固技术”这一主题，切中了水利部的工作中心，是当前政府部门“重中之重”的任务，同时也是全国水利界共同关注的焦点。与会代表从“堤防除险加固技术进展”、“超薄型堤下连续墙施工设备与技术在长江干堤基础防渗中的应用”、“装配式箱型结构堵口技术初探”、“长江堤防崩岸机理及工程措施探讨”、“洪水渗透时河堤内渗流的实测与分析”、“四面六边透水框架群护岸技术”、“瞬变电磁法探测堤防渗漏”等方面提交并宣讲了最新研究的成果报告。会议期间，专家们就江河干堤的勘测设计、堤防的防渗与地基处理、堤防崩岸护坡的治理、堤身的加固、堤防隐患的探测等问题，分组进行了广泛深入的学术交流。

研讨会还组织了科技展览，展览的内容紧紧围绕本次大会的主题，有12个国内科研院所和国内外有关企事业单位前来参展。展览利用录像、计算机演示等手段，充分反映了堤防加固的各项新技术、新工艺、新材料和新方法。

研讨会于18日落下帷幕，原水利部总工朱尔明到会并致闭幕词。

(李磊供稿)

网页制作

全球变化条件下的土壤呼吸效应_彭少麟

第17卷第5期2002年10月 地球科学进展 ADVANCE IN EARTH SCIENCES Vol.17　No.5 Oct.,2002 文章编号:1001-8166(2002)05-0705-09 全球变化条件下的土壤呼吸效应 彭少麟,李跃林,任　海,赵　平 (中国科学院华南植物研究所,广东　广州　510650) 摘　要:土壤呼吸是陆地植物固定CO2尔后又释放CO2返回大气的主要途径,是与全球变化有关的一个重要过程。综述了全球变化下CO2浓度上升、全球增温、耕作方式的改变及氮沉降增加的土壤呼吸效应。大气CO2浓度的上升将增加土壤中CO2的释放通量,同时将促进土壤的碳吸存; 在全球增温的情形下,土壤可能向大气中释放更多的CO2,传统的土地利用方式可能是引发温室气体CO2产生的重要原因,所有这些全球变化对土壤呼吸的作用具有不确定性。认为土壤碳库的碳储量增加并不能减缓21世纪大气CO2浓度的上升。据此讨论了该问题的对策并提出了今后土壤呼吸的一些研究方向。其中强调,尽管森林土壤碳固定能力有限,但植树造林、森林保护是一项缓解大气CO2上升的可行性对策;基于现有田间尺度CO2通量测定在不确定性方面的进展,今后应继续朝大尺度田间和模拟程序方面努力;着重回答全球变化条件下的土壤呼吸过程机理;区分土壤呼吸的不同来源以及弄清土壤呼吸黑箱系统中土壤微生物及土壤动物的功能。当然,土壤呼吸的测定方法尚有待改善。 关　键　词:土壤呼吸;碳循环;全球变化 中图分类号:Q142.3 文献标识码:A 土壤呼吸是植物固定碳后,又以CO2形式返回大气的主要途径。土壤碳库在全球变化研究中的地位已日益突出,而土壤呼吸作为土壤碳库碳平衡的一个重要相关过程不容忽视,研究土壤呼吸有助于揭示土壤碳库动态机理。在大气与土壤界面,土壤CO2释放的驱动因子是多种多样的,在全球变化条件下研究相关因子与土壤呼吸是全球变化研究的一个重要内容。全球变化有不同的定义,1990年美国的《全球变化研究议案》,将全球变化定义为“可能改变地球承载生物能力的全球环境变化(包括气候、土地生产力、海洋和其它水资源、大气化学以及生态系统的改变)”。狭义的全球变化问题主要指大气臭氧层的损耗、大气中氧化作用的减弱和全球气候变暖[1,2]。土壤呼吸研究工作的开展,从研究对象来说,涉及农田、森林、草地等,从研究的地域来说从低纬至高纬均有研究,其中大部分研究集中于中纬度的草地和森林,目前,北极冻原也有研究报道[3]。 本文对在全球CO2浓度升高、气温上升、大气氮沉降等发生变化的背景下,土壤呼吸的响应作一综述,以促进土壤呼吸的研究,加深人们(特别是政策决策层)对土壤呼吸的认识。 1　大气CO2浓度升高的土壤呼吸效应 早期的土壤呼吸的测定基于表土层CO2的释放,开始于80多年前[4]。随着科学研究的发展,时至今日,土壤呼吸因为其全球的CO2总释放量已被 　收稿日期:2002-01-04;修回日期:2002-05-31. ＊基金项目:国家自然科学基金重大项目“中国东部样带主要农业生态系统与全球变化相互作用机理研究”(编号:39899370);中国科学院知识创新工程重要方向项目“南方丘陵坡地农林复合生态系统构建机理与可持续性研究”(编号:KZCX2-407);广东省重大基金项目“广东省主要农业生态系统与全球变化相互作用机理研究”(编号:980952)资助. 　作者简介:彭少麟(1957-),男,广东人,研究员,主要从事生态学方面的研究工作.E-mail:slpeng@https://www.sodocs.net/doc/b518164309.html,

多源遥感数据反演土壤水分方法

多源遥感数据反演土壤水分方法 张友静1,王军战2,鲍艳松3 (11河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏南京　210098;21中国科学院寒区旱区环境与工程研究所, 甘肃兰州　730000;31南京信息工程大学大气物理学院,江苏南京　210044) 摘要:基于AS AR 2APP 影像数据和光学影像数据,根据水云模型研究了小麦覆盖下地表土壤含水量的反演方法。利用T M 和MOD I S 影像构建的植被生物、物理参数与实测小麦含水量进行回归分析,发现T M 影像提取的归一化水分指数(NDW I )反演精度较好,相关系数达到0187。根据这一关系,结合水云模型并联立裸露地表土壤湿度反演模型,建立了基于多源遥感数据的土壤含水量反演模型和参数统一求解方案。反演结果表明:该方案可得到理想的土壤水分反演精度,并可控制参数估计的误差。反演土壤含水量和准同步实测数据的相关系数为019,均方根误差为3183%。在此基础上,分析了模型参数的敏感性,并制作了研究区土壤缺水量分布图。 关键词:土壤含水量;多源遥感数据;水云模型;AS AR;多尺度 中图分类号:P33819 文献标志码:A 文章编号:100126791(2010)022******* 收稿日期:2009203209 基金项目:国家自然科学基金资助项目(40701130;40830639) 作者简介:张友静(1955-),男,江苏南京人,教授,主要从事遥感机理与方法研究。E 2mail:zhangyj@hhu 1edu 1cn 土壤含水量是地表和大气界面的重要状态参数,并直接影响地表的热量和水量平衡,因而受到水文、气象和农业灌溉等多个学科的关注。微波土壤水分遥感研究始于20世纪80年代,其中最具代表性的是U laby 利用试验数据得出土壤后向散射系数的主导因素为粗糙度和含水量 [1]。80年代后,Dobs on 和U laby 利用车载、高塔、航空平台的微波数据研究了土壤湿度反演的最佳工作模式,并一致认为小角度入射后向散射系数对土壤湿度最敏感[2]。随着微波散射模型不断发展,相继出现微波散射的小扰动模型、几何光学模型、物 理光学模型、两尺度模型和积分方程模型A I E M 。Dobos on 等在物理模型和试验研究的基础上各自建立了经验和半经验模型,成功地反演了裸土的土壤含水量 [324]。2000年以来,随着Rardrsat,E NV I S AT AS AR 传感器发射,基于卫星雷达数据的土壤湿度反演逐步开展。李震等综合主动和被动微波数据,建立一种半经验模型,用于估算地表土壤水分的变化 [526]。研究表明AS AR 数据在半干旱区农田土壤湿度反演方面具有独特的优势[729]。 在植被覆盖条件下,微波信号的组成十分复杂。研究提取植被覆盖下的土壤湿度信息的重点在于如何有效的分离出植被对微波的散射信号,以便用土壤的后向散射信号估算植被覆盖下的土壤含水量。直接用多频同步微波遥感数据通过理论模型或数值模拟求解植被对微波的散射信号[9],具有很好的同步性和物理意义。但遥感数据获取较为困难,同时求解所需的地面同步观测的数据要求很高,因而区域尺度的监测应用还有待深入研究。根据植被的生物、物理特征与植被散射信号之间的关系,采用同步光学遥感数据反演植被散射信号是近年来的研究热点[9211]。但在植被特征参数表达农作物后向散射信号的能力评价、模型参数的识别以及整体求解方案等方面的研究较少。此外,为满足土壤水分监测和灌溉决策的需求,还需研究不同时空分辨率数据反演植被散射信号的能力。本文根据水云模型,研究多尺度下不同植被特征参数与小麦含水量的关系,采用将所有参数放入统一框架下估算的策略,构建了结合光学和微波遥感数据的土壤水分估算模型,并分析了模型参数的敏感性。经准同步实测数据检验,小麦覆盖下土壤水分的估算达到了较高的精度。 第21卷第2期 2010年3月 水科学进展ADVANCES I N WATER SC I ENCE Vol 121,No 12　M ar .,2010

水分特征曲线的测定

土壤水特征曲线的测定[压力膜（板）法] 土壤水特征曲线是土壤水管理和研究最基本的资料，是非饱情况下，土壤水分含量与土壤基质势之间的关系曲线。完整的土壤水特征曲线应由脱湿曲线和吸湿曲线组成，即土壤由饱逐步脱水，测定不同含水量情况下的基质势，由此获得脱湿曲线；另外，土壤可以由气干逐步加湿，测定不同含水量情况下的基质势，由此获得吸湿曲线。这两条曲线是不重合的，我们把这种现象称为土壤水特征曲线的滞后作用。通常情况下，由于吸湿曲线较难测定，且在生产与研究中常用脱湿曲线，所以只讨论脱湿曲线的测定。 土壤水特征曲线反映了非饱和状态下土壤水的数量和能量之间的关系，如果不考虑滞后作用，通过土壤水特征曲线可建立土壤含水量和土壤基质势之间的换算关系。这样做，有时会带来一定的误差，但在大多数情况下，一场降雨或灌溉后，总是有很长时间的干旱过程，在这种情况下，由脱湿曲线建立的两参数之间的换算关系有一定可靠性。 如果将土壤孔隙概化为一束粗细不同的毛细管。在土壤饱和时，所有的孔隙都充满水，而在非饱和情况下，只有一部分孔隙充满水。通过土壤水特征曲线可建立土壤基质势与保持水分的最大土壤孔隙的孔径的函数关系，由此可推算土壤孔径的分布。必须指出，由于我们将土壤孔隙概化为一束粗细不同的毛细管，与实际土壤孔隙不完全相同，因此称为实效孔径分布。 土壤水特征曲线的斜率反映了土壤的供水能力，即基质势减少一定量时土壤能施放多少水量，这在研究土壤与作物关系时有很大作用。 测定原理 如图所示，将土样置于多孔压力板上，多孔压力板根据其孔径大小分为不同规格，压力板孔径大的承受较小的气压，孔径小的能承受较大的气压。将压力板和土样加水共同饱和，将压力板置于压力容器内，加压，这时有水从土样中排出，并保持气压不变，等不再有水从土样中排出，打开容器，测定土样水分含量。如所加气压值为P(Mpa)，土壤基质势为ψm，则 ψm =－P ，调整气压，继续实验，由此获得土壤基质势为ψm和其对应的土壤含水量θ V 由此获得若干对（ψm，θ ），将这些测定值点绘到直角坐标系中，根据这些散 V 点可求得土壤水特征曲线。 3.5.1仪器及设备 压力膜（板）水分提取器，如图所示；压力板由压力膜（板）水分提取器厂家提供，压力板直径约30㎝左右，根据压力板承受压力的大小，分为0.1Mpa,0.3Mpa,0.5Mpa,1.0Mpa,1.5MPa（1bar,3bar,5bar,10bar,15bar,bar为非标准量纲，厂家印在压力板上）；土环，几十个，高1㎝，直径5㎝左右（土环直径不严格限制）。土环一般用铜制成，也有铝制的或橡胶制的；压力泵或高压气源；铝盒，用于土壤含水量测定；瓷盘；多孔板饱和时用；粗的定性滤纸；皮筋。 3.5.2测定步骤 制备土样。按土壤实际容重将以剔除杂物（碎石、根须等）的土壤填入土环中，注意土环下部垫一层粗滤纸，用皮筋固定，也可在田间现场取样，方法类似土壤容重取样，只是土环底部要垫一层滤纸，用皮筋固定。如果要测定一条完整的土壤水特征曲线，样品数量应在60个以上。

土壤水特征曲线

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 water 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： w m w m m h h h h h h --=-+-=6.12)(6.13 式中h 为压力水头，h m 为压力表中水银柱高度（以水银槽水银液面为基准面），h m 是水银槽液面到陶土头中心位置的垂直距离。

土壤水分对农业生产的影响讨论

土壤水分对农业生产的影响讨论 土壤水分是影响农业生产的重要因子之一，掌握土壤水分资料对农业生产实践有重要意义。土壤中水分的变化不仅与水分消耗有关，而且也与水分收入诸如降水、融雪和地下水流以及其它因素有关。在作物地，还与地面特性、作物种类及其发育期、作物地上部和根系状况有关。因此，土壤水分在时间和空间上的变化是很大的。 为了确切地取得土壤水分的可靠数据，近年来研究出不少测定和计算方法，本文不讨论这些具体测定和计算方法，主要目的是讨论有关土壤水分测定中几个共同性问题。 1 试验资料 本文所用数据取自北京农业大学曲周实验站土壤水分试验场，该地属半湿润季风气候区，对黄淮海平原有一定的代表性，测定地段为裸地和冬小麦地，土壤水分用土壤水分仪测定一次，取4次重复，每10cm为一土层，测至1.5m或2.om深度。土壤为盐化潮土，地下水埋深3.5~4.om,测定时间为1981年~1987年。 2 讨论和分析 浏定深度根据河北曲周1982年（属典型年份）裸地各季土壤水分垂直变化资料分析〔功，按土壤垂直剖面的水分变化状况，作出了土壤水分垂直分层，所划分的三个层次为

土壤水分极活跃层，土壤水分活跃层和土壤水分稳定层。各层的特点见表1.另据1986~1987年冬小麦地（施氮肥15kg/亩）于麦收后选100x100cm2五行麦茬地挖土壤剖面，修平剖面后，用水冲去土粒露出根系，统计smm长的根数，其根量随剖面深度的分布“幻如表2所示。 分析表1,2,3中的数据，可以看出：在上述条件下，为了掌握土壤水分不同时间的垂直变化特点，通常在裸地测定深度达lm即可，因为在lm深以下的土层中，土壤水分垂直分布的季节变化和各季水分的垂直梯度均不大。在作物地，从冬小麦根系随深度的分布和不同作物利用水分的有效土层来看，测至lm深度也够了。在一些作物的生育初期和浅根作物的一些生育期，利用水分的有效土层较浅，一般在sm 左右，这主要是由于根系分布状况所决定的。在冬小麦生育后期，0~50cm土层的根系数量占。~100”m土层根般的90%以上，因此侧定深度不能浅于50cm.0~20cm土层内冬小麦根量占。~100cm土层的2邝左右，且该土层土壤水分变化激烈，故。~20cm土层是土壤水分测定的重要土层。 2.2N.J定层次按A.A.罗杰的说法，测定层次的确定要考虑土壤发生层，即一个测定层次不要包括两个上壤发生层，也就是在同一土壤发生层内考虑选取测定层次，因为在不同土壤发生层内土壤水分的差异可能较大，如此才能清晰地看出土壤水分的垂直变化川。通常，在土壤水分垂直梯度大的

土壤水答案1土壤水的形态有哪些各类型有效性如何

第6章土壤水（答案） 1 土壤水的形态有哪些？各类型有效性如何？ 土壤水按其存在形态可分为下列几种类型： 固态水——土壤水冻结时形成的冰晶。 汽态水——存在于土壤空气中的水蒸汽。 液态水——吸湿水、膜状水、毛管水、重力水、地下水。其中，毛管水包括悬着水和支持毛管水。 上述类型水中，对植物有效水主要指部分膜状水和毛管水。 2 什么是土壤有效含水范围？其影响因素有哪些？ 土壤有效含水范围是指土壤所含植物可以利用水的范围，它也是说明土壤水分物理特性的一个常数，可用下式表示：A=F-W A为土壤有效含水范围，F为田间持水量，W为凋萎系数。 土壤有效含水范围的影响因素有土壤质地、土壤结构、土壤有机质含量和土壤层位。 3 什么是土壤水分特征曲线？它有哪些用途？受哪些因素影响？ 土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。 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。其用途主要有（1）可进行土壤水吸力S和含水率θ之间的换算。（2）可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。（3）可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。（4）应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不可少的重要参数。 土壤水分特征曲线受土壤质地、土壤结构、温度和土壤中水分变化过程等因素影响。 4 饱和土壤中的水流运动和非饱和土壤中的水流运动有哪些相同点？有哪些不同点？ 相同点：两者都是液态水的流动，都是由一个土层到另一个土层中土壤水势的梯度变化而发生的，流动方向都是从较高的水势到较低的水势，导水率都受土壤质地的影响。 不同点：饱和土壤中的水流，其推动力为重力势梯度和压力势梯度，总水势梯度用差分形式，导水率对特定土壤为一常数。非饱和土壤中的水流，其推动力是基质势梯度和重力势梯度，总水势梯度用微分形式，导水率是土壤含水量或基质势的函数。 5 土壤水分有哪些来源和消耗途径？

土壤水分特征曲线

土壤水动力学 学院：环境科学与工程学院专业：水土保持与沙漠化防治学号： 姓名：

土壤水分特征曲线的研究与运用 摘要：土壤水的基质势随土壤含水量而变化，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，是研究土壤水动力学性质必不可少的重要参数，在生产实践中具有重要意义。本文总结并比较分析了前人在土壤水分特征曲线测定方法中的各种模型，其中对Van Genuchten模型的研究较为广泛。但为之在DPS中求解Van Genuchten模型参数和在试验基础上建立的土壤水分特征曲线的单一参数模型结构较为简单，省时省力，可进一步的推广运用。 关键词：土壤水分特征曲线Van Genuchten模型运用 1.土壤水分特征曲线的研究 1.1土壤水分特征曲线的概念 土壤水分特征曲线是描述土壤含水量与吸力(基质势)之间的关系曲线。它反映了土壤水能量与土壤水含量的函数关系,因此它是表示土壤基本水力特性的重要指标,对研究土壤水滞留与运移有十分重要的作用[1]。 1.2土壤水分特征曲线的意义 土壤水分特征曲线反映的是土壤基质势(或基质吸力)和土壤含水量之间的关系。土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量,可根据土壤水分特征曲线查得基质势值,从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度[2]。

1.3土壤水分特征曲线的测定方法 1.3.1直接法 通过实验方法直接测定土壤水分特征曲线的方法称为直接法。直接法中有众多的实验室和田间方法，如力计法、压力膜法、离心机法、砂芯漏斗法、平汽压法等，而前3种应用最为普遍。①力计法：是土壤通过土杯从力计中吸收水分造成一定的真空度或吸力，当土壤与外界达到平衡时，测出土壤基质势，再测出土杯周围的土壤含水量，不断变更土壤含水量并测相应的吸力，就可完成土壤水分特征曲线的测定。力计法可用于脱水和吸水2个过程，可测定扰动土和原状土的特征曲线，是用于田间监测土壤水分动态变化重要的手段，在实际工作中得到广泛应用。但力计仅能测定低吸力围0～0．08Mpa的特征曲线。②压力膜法：是加压使土壤水分流出，导致土壤基质势降低直到基质势与所加压力平衡为止，测定此时的土壤含水量．通过改变压力逐步获取不同压力下的含水量即可得到水分特征曲线。压力膜法可应用于扰动土和原状土，测定特征曲线的形状与土壤固有的特征曲线相符，可应用于土壤水分动态模拟，但测定周期长，存在着土壤容重变化的问题。③离心机法：测定某吸力下所对应的含水量，原理和实验过程同压力膜法相似，但其压力来源于离心机高速旋转产生的离心力。离心机法可应用于扰动土和原状土，测定周期短。特征曲线的相对形状与土壤固有的特征曲线相符，可用于土壤水分动态模拟。但是离心机仅可测定脱水过程，且在测定过程中土壤容重变化很大，若能对容重的影响进行校正，可望有较高的测定准确度。邵明安(1985)从土壤蒸发试验的预测与实测的含水量的偏离程度初步研究了以上3种方法测定土壤基质势的差别及准确性，结果表明考虑容重变化的离心机法有较高的准确度。④砂芯漏斗法：就是用一个砂芯漏斗和连接悬挂水柱的土板形成

ENVI土壤水分反演 流程

利用ENVI软件反演土壤湿度指数 晏红波 2015-03-20

0. 绪论 土壤湿度在陆地与大气界面进行水分和能量的交换过程中起重要作用，同时对农作物的生长起决定性作用，而且影响着土地退化、植被覆盖，是气候、生态、水文、农业等多个领域的重要参数。区域性和大尺度的陆地土壤湿度变化信息对于陆气交互作用平衡和陆面水文研究、改善区域及全球气候模式预报结果、水涝和干旱的监测、农作物生长态势评估、自然和生态环境问题的研究等都是十分关键的因素。因此，研究区域性和大尺度的陆地土壤湿度变化情况意义重大，这也是当前国际研究的热点问题之一。 传统的土壤湿度监测方法包括烘干称重法、中子仪探测法、电阻法等，虽然可以比较准确地监测小范围内的土壤含水量，但是需要耗费较大的人力和时间，时效性不高，而且不能完全反映出较大区域内的土壤含水量的情况，不能用于大范围土壤水分的监测。利用遥感手段反演土壤湿度可以实现全区域大面积的实时动态监测，因此利用遥感手段监测土壤湿度越来越引起人们的重视。 常用的遥感波段包括可见光，近红外，热红外以及微波等。不同波段反演土壤湿度所用的反演方法也不同。 1. 遥感反演土壤湿度的主要方法 遥感反演土壤湿度根据波段的不同分为3类：微波遥感土壤湿度法；作物植被指数法；热红外遥感监测法（主要是应用热惯量模型）。 （1）微波遥感土壤湿度法 分主动微波遥感监测法和被动微波遥感监测法两种。此方法物理基础坚实，即土壤的介电特性和土壤含水量密切相关，水分的介电常数大约为80，干土仅为3，它们之间存在较大的反差。土壤的介电常数随土壤湿度的变化而变化，表现于卫星遥感图像上将是灰度值G亮度温度Tb的变化。因此，微波遥感土壤水分的方法被广泛地应用于实际的监测工作中。 A 主动微波遥感监测法 以应用x波段侧视雷达为主，主要是后向反射系数法。因为含水量的多少直接影响土壤的介电常数，使雷达回波对土壤湿度反映极为敏感，据此可建立后向散射系数和土壤水分含量之间的函数关系。国内李杏朝据微波后向反射系数法，用x波段散射计测量土壤后向反射系数，与同步获得的X波段、HH极化机载

土壤呼吸的影响因素及全球尺度下温度的影响

土壤呼吸的影响因素及全球尺度下温度的影响 土壤呼吸是指土壤释放CO 2的过程, 主要是由微生物氧化有机物和根系呼吸产生, 另有极少的部分来 自于土壤动物的呼吸和化学氧化 土壤生物 活性和土壤肥力乃至透气性的指标受到重视[ 通量（flux）是物理学的用语，是指单位时间内通过一定面积输送的能量和物质等物理量的数量。 二氧化碳通量就是一定时间通过一定面积的二氧化碳的量。 土壤作为 一个巨大的碳库(11394×1018gC[12]), 是大气CO 2的重要的源或汇, 其通量(约68±4×1015gC?a[13])如此巨 大(燃料燃烧每年释放约512×1015gC[14]), 使得即使轻微的变化也会引起大气中CO 2浓度的明显改变。因 此, 在土壤呼吸的研究中, CO 2通量的精确测定已成为十分迫切的问题。 土壤呼吸影响因素：土壤温度，湿度，透气性，有机质含量，生物，植被及地表覆盖，土地利用，施肥，PH，风速，其他因素。诸如单宁酸 [25]、可溶性有机物(DOM)中的 低分子化合物(LMW )[62]等都对土壤CO2释放速率有显著 的影响.,,,采伐，火烧， 有关生物过程的影响 绝大部 分的CO 2是由于土壤中的生物过程产生的。土壤呼吸的实质是土壤微生物、土壤无脊椎动物和植物根系呼 吸的总和 地表凋落物作为土壤有 机质的主要来源以及作为影响地表环境条件——如温度、湿度等因子对土壤呼吸也产生显著作用

土壤呼吸与土壤温度、水分含量之间的关系 在土壤水分含量充 足、不成为限制因素的条件下土壤呼吸与土壤温度 呈正相关(表1)[4, 15, 19, 21, 25～32]。而在水分含量成为限 制因子的干旱、半干旱地区, 水分含量和温度共同 起作用[18, 3 抑制作用的影响 目前已有文献表明对根系和微生物呼吸的抑制作用在土壤空气CO 2浓度较高时会发生 这也就意味着在大气CO 2浓度升高 时, 土壤呼吸也会受到抑制。 土壤呼吸随纬度的变化 从图3可知, 土壤呼吸量随着纬度的增加而逐渐降低, 可得到一拟合方程: y = 1586e- 010237x(R2= 0147) (1) 其中, y 为土壤呼吸量, x 为纬度 温度与土壤呼吸的关系 最终得到全球尺度下温度对土壤呼吸的影响大小的尺度——Q 10值。Q10值表示温度每升高10度,土壤呼吸速率增加的 倍数 [45 - 46 ] 得到了全球森林植被的土壤呼吸速率与年均温的关系, 即: y = 349166e010449x(R3= 0147) (3) 其中, y 为呼吸速率, x 为年均温。 得到了全球范围的Q 10值= 1157。与已报道的各样点的Q 10值相比全球尺度下的Q 10 值较低, 也就是就, 随温度的上升, 呼吸速率的增加较慢一些 土壤呼吸的测量方法问题及其影响 。测量方法可以分为直接测量和间接测量法[51]。直接测量法中又包括静态法和动态法[52]。其中, 由于实 际工作中具体条件的限制, 目前采用较为广泛的是静态法。CO 2的具体测量技术又有碱吸收法和红外吸收

土壤离心机测量土壤水分特征曲线的方法及应用意义

土壤离心机测量土壤水分特征曲线的方法及应用意义 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。 用非线性函数表示土壤水分特征曲线与渗透系数变化的理论模型有Van Genuchten模型 (V-G模型)、Brooks-Corey模型等。这些理论模型的参数需要通过对土壤水分特征曲线的 观测加以确定。 土壤水分特征曲线是重要的土壤水力性质参数之一： 土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的,其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，属于土壤的基本物理性质，是研究土壤水动力学性质比不可少的重要参数，对研究土壤水运动及其溶质运移有重要作用，在生产实践中具有重要意义。 已有的土壤水分特征曲线测定方法主要包括负压计法、砂性漏斗法、压力仪法、离心机法等。土壤的渗透系数也随含水率变化,表现为曲线关系。 以土壤吸力表示土壤水分的状态，干燥的土壤对土壤水分的吸力强，湿润的土壤对水分的吸力弱，所以用土壤对水分吸力的大小，在一定范围内可以表示土壤水分状态和土壤水势。土壤吸力一般用大气压表示，干燥土壤的吸水极强，可达几千甚至上万个大气压，为了书写方便起见，一般用与大气压相当的水柱高度的厘米数（负值）对数来表示，称pF。 检测土壤水分特征pF曲线高速冷冻离心机HR21M

怎样用离心机法测土壤水分特征曲线? 用土壤离心机测土壤水分特征曲线方法：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。根据离心机实测试验数据,分析不同质地土壤水分特征曲线变化趋势。相同离心力下，随着黏粒含量增加,最佳离心时间变长。 用离心机法测土壤水分特征曲线意义： 土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低，而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量，可根据土壤水分土特征曲线查得基质势值，从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度。 土壤水分特征曲线可反映不同土壤的持水和释水特性，也可从中了解给定土类的一些土壤水分常数和特征指标。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。故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。 土壤水分特征曲线主要有以下几方面的应用： 1.进行基质势和含水量的相互换算。 根据土壤水分特征曲线可将土壤湿度换算成土壤基质势，依据基质势可判断土壤水分对作物的有效度。也可将基质势换算成含水量，根据土壤水分特征曲线可查得田间持水量、凋萎湿度和相应的有效水范围。土壤水分特征曲线斜率的倒数，即单位基质势变化所引起含水量的变化，称之为比水容重，是衡量土壤水分对植物的有效性和反映土壤持水性能的一个重要重要指标。 2.表示比水容重。 土壤水分特征曲线斜率的倒数，即单位基质势变化所引起含水量的变化，称之为比水容重，是衡量土壤水分对植物的有效性和反映土壤持水性能的一个重要重要指标。 3.可以间接反映土壤孔隙的分布。 若将土壤中的孔隙设想为各种孔径的圆形毛细管，那么S和毛细管直径d的关系可简单的表示为S=4σd。式中σ为水的表面张力系数，室温条件下一般为75×105N/cm。应用数学物理方法对土壤中的水运动进行定量分析时，水分特征曲线是不可缺少的重要参数。 4.可以判断土壤质地状况和土壤水分在吸力段的分布状况。 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。故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。

不同生态系统土壤呼吸与环境因子的关系研究

不同生态系统土壤呼吸与环境因子的关系研究 【摘要】：用LI-COR-6400便携式光合作用仪连接6400-09土壤叶室,对山西太原地区和丹麦哥本哈根地区不同生态系统的土壤呼吸进行了研究,其目的是:1)研究两个地区不同生态系统土壤呼吸的季节变化,了解两个区域不同生态系统土壤呼吸的差异;2)估计两个区域不同生态系统的土壤呼吸总量;3)量化不同生态系统中不同土地利用方式土壤呼吸的空间变化规律;4)研究两个区域不同土地利用方式的土壤呼吸时、空变化与土壤温度、土壤水分等环境因子之间的关系。论文分为5章。第1章为引言,第2-5章为主要研究内容。第2章以研究自然生态系统(森林、灌丛、草地等)条件下的土壤呼吸规律为目的,在太原天龙山国家自然保护区范围内对11个样地(不同位置、不同植被、不同立地条件)的土壤呼吸与环境因子关系进行了两年的研究;第3章以农业生态系统为研究对象,对4种土地利用类型的土壤呼吸与环境因子关系进行了为期一年的研究;第4章的研究对象仍然是农业生态系统,但是研究以比较中、小尺度农田与其他利用类型土壤呼吸的空间异质特点为主要目的,研究两个尺度下土壤呼吸的空间变化;第5章以丹麦哥本哈根地区的农业生态系统(农作物和牧草地等)为研究对象,比较了4种土地利用方式的土壤呼吸及其与土壤温度、水分的关系以及较大尺度的土壤呼吸空间变化特征。主要研究结果如下:1)太原天龙山地区的土壤呼吸具有明显的季节变化特点,冬、春季较低,夏秋季较高,11个样地土壤呼吸的季节变化与天数的关系均可用高斯3参数方

程表示。2005年4-12月(部分样地为5-12月)样地1到样地11土壤呼吸的平均值分别为:3.92,4.66,4.40,3.01,3.70,3.88,4.00,4.72,5.21,4.52,2.57μmolCO_2m~(-2)s~(-1);2006年11个样地的土壤呼吸平均值分别为:2.33,2.96,1.93,2.35,2.70,2.89,2.79,3.39,3.08,3.23,1.83μmolCO_2m~(-2)s~(-1)。2005年和2006年11个样地的土壤呼吸总平均值分别为3.92和2.68μmolCO_2m~(-2)s~(-1)。对大多数样地而言,土壤呼吸与10cm 深度土壤温度的关系显著。土壤呼吸与土壤温度之间的关系可用直线、指数和LloydTaylor方程表达。土壤温度可以解释土壤呼吸变化的28-88%。土壤受干旱胁迫时,土壤温度的作用明显降低。土壤呼吸与0-10cm深度土壤水分的关系次之,可用直线或指数关系表达。标准化后的土壤呼吸与土壤水分的相关性增加,土壤水分可解释土壤呼吸变化的比例在15-71%。土壤温度较低时,土壤水分的作用亦明显减小。大多数时段土壤温度和土壤水分对土壤呼吸的作用同时存在。但是,土壤温度和土壤水分对土壤呼吸的影响在11个样地不完全相同,在土壤持水能力较差的样地,土壤水分对土壤呼吸的作用大于土壤温度的作用。与单因子模型相比,把土壤水分和土壤温度结合在一起的复合模型可以更好的预测土壤呼吸。土壤温度和土壤水分一起可解释土壤呼吸变化的55-86%。11个样地土壤呼吸的温度敏感性指数(Q_(10))和土壤温度10℃时的基础土壤呼吸值(R_(10))不同,2005年Q_(10)值从 1.80到 4.94,2006年Q_(10)值从 1.78到 5.91;R_(10)在1.47-4.75μmolCO_2m~(12)s~(-1)之间。Q_(10)、R_(10)的平均值分别

土壤水分特征曲线测定

土壤水分特征曲线测定实验 一、实验原理 土壤水分特征曲线（又称持水曲线，见图1）是土壤含水量与土壤水吸力的关系曲线，该曲线能够间接反映土壤孔隙大小的分布，分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性等，在水文学、土壤学等学科的研究与实践中都具有重要作用。目前，负压计法是测量土壤水吸力最简单、最直观的方法，而时域反射仪（TDR）是测量土壤体积含水率的最常用、最便捷的方法之一。 图1 土壤水分特征曲线 （一）负压计 负压计由陶土头、腔体、集气管和真空（负压）表等部件组成（见图2）。陶土头是仪器的感应部件，具有许多微小而均匀的孔隙，被水浸润后会在孔隙中形成一层水膜。当陶土头中的孔隙全部充水后，孔隙中水就具有张力，这种张力能保证水在一定压力下通过陶土头，但阻止空气通过。将充满水且密封的负压计插入不饱和土样时，水膜就与土壤水连接起来，产生水力上的联系。土壤系统的水势不相等时，水便由水势高处通过陶土头向水势低处流动，直至两个的系统的水势平衡为止。总土水势包括基质势、压力势、溶质势和重力势。由于陶土头为多孔透水材料，溶质也能通过，因此内外溶质势相等，陶土头内外重力势也相等。非饱和土壤水的压力势为零，仪器中无基质，基质势为零。因此，土壤水的基质势便可由仪器所示的压力（差）来量度。非饱和土壤水的基质势抵于仪器里的压力势，土壤就透过陶土头向仪器吸水，直到平衡为止。因为仪器是密封的，仪器中就产生真空，这样仪器内负压表的读数这就是土壤的吸力。土壤水吸力与土壤水基质势在数值上是相等的，只是符号相反，在非饱和土壤中，基质势为负值，吸力为正值。

图2 负压计结构图 （二）TDR 土壤水分对土壤介电特性的影响很大。自然水的介电常数为80.36，空气介电常数为1，干燥土壤为3~7之间。这种巨大差异表明，可以通过测量土壤介电性质来推测土壤含水量。时域反射仪以一对平行棒（也叫探针）作为导体，土壤作为电介质，输出的高频电磁波信号从探针的始端传播到终端，由于终端处于开路状态，脉冲信号被反射回来。通过电磁波沿探针来回传播的时间可以计算土壤表观介电常数，介电常数与土壤含水量之间的函数关系而得到土壤含水量。 对相同的土壤在不同的土壤湿度条件下测量一系列（土壤含水量θ，土壤水吸力S）的值，便可绘制土壤水分特征曲线，然后用S（θ）经验公式拟合观测数据。 二、实验材料和仪器 1.土样（室外取土） 2.蒸馏水（实验室通过冷凝装置制备） 3.装土容器（底部有孔） 4.负压计 5.便携式TDR（TDR300，见图3） 图 3 TDR300土壤水分仪

土壤水分特征曲线精选文档

土壤水分特征曲线精选 文档 TTMS system office room 【TTMS16H-TTMS2A-TTMS8Q8-

土壤水动力学 学院：环境科学与工程学院专业：水土保持与沙漠化防治学号： 姓名：

土壤水分特征曲线的研究与运用 摘要：土壤水的基质势随土壤含水量而变化，其关系曲线称为土壤水分特征曲线。该曲线反映了土壤水分能量和数量之间的关系，是研究土壤水动力学性质必不可少的重要参数，在生产实践中具有重要意义。本文总结并比较分析了前人在土壤水分特征曲线测定方法中的各种模型，其中对Van Genuchten模型的研究较为广泛。但为之在DPS中求解Van Genuchten模型参数和在试验基础上建立的土壤水分特征曲线的单一参数模型结构较为简单，省时省力，可进一步的推广运用。 关键词：土壤水分特征曲线 Van Genuchten模型运用 1.土壤水分特征曲线的研究 土壤水分特征曲线的概念 土壤水分特征曲线是描述土壤含水量与吸力(基质势)之间的关系曲线。它反映了土壤水能量与土壤水含量的函数关系,因此它是表示土壤基本水力特性的重要指标,对研究土壤水滞留与运移有十分重要的作用[1]。 土壤水分特征曲线的意义 土壤水分特征曲线反映的是土壤基质势(或基质吸力)和土壤含水量之间的关系。土壤水分对植物的有效程度最终决定于土水势的高低而不是自身的含水量。如果测得土壤的含水量,可根据土壤水分特征曲线查得基质势值,从而可判断该土壤含水量对植物的有效程度[2]。 土壤水分特征曲线的测定方法 1.3.1直接法

通过实验方法直接测定土壤水分特征曲线的方法称为直接法。直接法中有众多的实验室和田间方法，如张力计法、压力膜法、离心机法、砂芯漏斗法、平衡水汽压法等，而前3种应用最为普遍。①张力计法：是土壤通过陶土杯从张力计中吸收水分造成一定的真空度或吸力，当土壤与外界达到平衡时，测出土壤基质势，再测出陶土杯周围的土壤含水量，不断变更土壤含水量并测相应的吸力，就可完成土壤水分特征曲线的测定。张力计法可用于脱水和吸水2个过程，可测定扰动土和原状土的特征曲线，是用于田间监测土壤水分动态变化重要的手段，在实际工作中得到广泛应用。但张力计仅能测定低吸力范围0～0．08Mpa的特征曲线。②压力膜法：是加压使土壤水分流出，导致土壤基质势降低直到基质势与所加压力平衡为止，测定此时的土壤含水量．通过改变压力逐步获取不同压力下的含水量即可得到水分特征曲线。压力膜法可应用于扰动土和原状土，测定特征曲线的形状与土壤固有的特征曲线相符，可应用于土壤水分动态模拟，但测定周期长，存在着土壤容重变化的问题。③离心机法：测定某吸力下所对应的含水量，原理和实验过程同压力膜法相似，但其压力来源于离心机高速旋转产生的离心力。离心机法可应用于扰动土和原状土，测定周期短。特征曲线的相对形状与土壤固有的特征曲线相符，可用于土壤水分动态模拟。但是离心机仅可测定脱水过程，且在测定过程中土壤容重变化很大，若能对容重的影响进行校正，可望有较高的测定准确度。邵明安(1985)从土壤蒸发试验的预测与实测的含水量的偏离程度初步研究了以上3种方法测定土壤基质势的差别及准确性，结果表明考虑容重变化的离心机法有较高的准确度。④砂芯漏斗法：就是用一个砂芯漏斗和连接悬挂水柱的陶土板形成对土样的吸力。它适用于扰动土和原状土，可测定吸水和脱水2个过程，但是只适合在室内使用。⑤平衡水汽压法：是根据在一个平衡体系中各相的自由能相等的原理。让土壤水自然蒸发，使其与容器中的水汽达到平衡。只要测出密封容器中的相对湿度和温度，就可计算出19分子土壤水的势值。它要精确测定密封容器中的相对湿度，对恒温、密封条件要求比较高，但是其测定的土水势范围较宽[3]。

农田土壤呼吸对大气CO2 浓度升高的响应

生态环境 2008, 17(4): 1667-1673 https://www.sodocs.net/doc/b518164309.html, Ecology and Environment E-mail: editor@https://www.sodocs.net/doc/b518164309.html, 基金项目：国家自然科学基金重点基金项目(40231003；40110817)；河南科技大学博士基金项目(09001266)；河南省前沿基础研究项目 (082300430230) 作者简介：寇太记（1975－）男，讲师，博士，主要从事土壤化学与环境保护及碳氮循环方面的研究。E-mail: ktj1975@https://www.sodocs.net/doc/b518164309.html,; tjkou@https://www.sodocs.net/doc/b518164309.html, 收稿日期：2008-02-15 农田土壤呼吸对大气CO 2浓度升高的响应 寇太记1，苗艳芳1，庞静2，朱建国3，谢祖彬3 1. 河南科技大学农学院，河南 洛阳 471003； 2. 日本东京大学大学院农学生命科学研究科113 – 8657； 3. 中国科学院南京土壤研究所，江苏 南京 210008 摘要：大气CO 2浓度急剧升高引起的全球气候变暖是人们关注的环境问题之一。随着气候变化对全球生态环境的影响日益增大，全球碳循环研究已经成为各国科学家研究的热点之一。模拟大气CO 2浓度升高试验技术先后经历了人工气候室、开顶式气室、FACE 技术（Free Air carbon dioxide enrichment ）阶段，FACE 技术因其无限接近自然条件而成为研究大气CO 2浓度增加对整个生态系统影响的最理想试验平台。土壤呼吸是陆地生态系统碳循环的重要环节，农田生态系统是陆地生态系统的重要组成，研究农田生态系统的土壤呼吸对大气CO 2浓度增加的响应是预测和评价农田系统乃至整个陆地生态系统土壤碳周转和碳收支的重要前提与基础。文章根据现有研究成果，阐述了模拟大气CO 2浓度升高的试验技术，比较了农田土壤呼吸的测定方法，总结了以FACE 研究成果为主的高CO 2浓度条件下农田土壤呼吸、不同地下来源贡献及环境因子影响，提出了进一步研究的方向，以期为全球气候变化背景下的农田土壤呼吸和碳固定及全球碳循环研究提供帮助。 关键词：人工气候室；开顶式气室；FACE ；土壤呼吸；根系呼吸；CO 2浓度 中图分类号：X144； 文献标识码：A 文章编号：1672-2175（2008）04-1667-07 大气CO 2浓度急剧升高与全球气候变暖是当今最令人关心的环境问题之一。自工业革命以来空气中CO 2浓度迅速增加，目前以每年1.5 μmol·mol -1左右的速度上升，未来大气CO 2浓度预计到2100年将增至540~970 μmol·mol -1[1]。持续增加的大气CO 2必然导致全球气候变暖，不但对全球气候和整个人类生存环境产生重大影响，而且影响植物生长发育和生理过程，为此从20世纪80年代初开始的CO 2浓度升高对陆地生态系统影响的研究成为全球气候变化研究的热点。农田生态系统是陆地生态系统的重要组成部分，与森林和草地生态系统相比，受人为活动和环境变化的影响更为强烈，当前农田系统对高CO 2浓度的响应研究主要集中在作物光合特性、产量与品质等方面[2,3]。陆地生态系统碳循环研究是目前全球气候变化背景下重要的研究领域，农田生态系统碳循环规律尤其复杂；土壤呼吸是全球碳循环的重要组成部分和研究热点之一[4]，是土壤碳库的主要输出途径和大气CO 2重要的源[5]。目前国内外针对土壤呼吸的大量研究过多集中于森林生态系统[6,7]和草地生态系统[8,9]，针对农田系统土壤排放CO 2的研究偏少。基于模型的研究认为全球农田系统的土壤呼吸达640 g·m -2·a -1[10]，高于草地系统土壤呼吸的排放量，在农业土壤是大气CO 2的源或汇仍未定论[11]的当今，研究CO 2浓度升高对农田生态系统土壤呼吸影响显得极其重要；当前偏 少的土壤呼吸研究阻碍了对农业土壤在全球碳循环中作用的了解，本文阐述了高CO 2浓度试验条件研究的发展、归纳了土壤呼吸的测定方法和总结了高CO 2浓度下农田土壤呼吸的已有研究结果，旨在推动未来高CO 2浓度气候条件下农田土壤碳循环和碳固定研究的深入开展。 1 CO 2浓度升高试验条件的研究进展 大气CO 2浓度升高是目前全球气候变化研究的主要内容之一。国内外先后采用人工气候室法(CE)及生物圈二号等封闭系统、开顶式气室法(OTC)和自由空气CO 2浓度增高(FACE)技术等制造大气CO 2浓度升高的环境，研究不同CO 2浓度对农田生态系统的影响。 1.1 人工气候室(Controlled environment, CE) 人工气候室是人们最初用以研究CO 2浓度升高对植物光合作用、生长与产量影响的手段，在农田系统农作物研究中使用较广泛[12-13]。 人工气候室通常由框架、室壁、过滤系统、风机与通风管道、CO 2浓度控制与数据自动采集系统、环境要素自动采集系统等部分组成。CE 处于封闭状态，所有环境因子如CO 2浓度、光照、温度、空气湿度等均由人工控制[14]。其最大优点在于可提供长期稳定环境，环境因子可人为调控，构建和运行费用低、易于实现，且研究结果重现性好。缺点为人工控制的光照强度不足，CE 内温度和湿度均高