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估算畦灌土壤入渗参数的线性回归法

王维汉1,2，缴锡云1，彭世彰1，马海燕1,2

（1. 河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室，南京 210098；2. 河海大学现代农业工程系，南京 210098)

摘要：将畦灌地表水深与水流推进距离按指数函数进行非线性最小二乘拟合，并根据水量平衡原理提出了估算土壤入

渗参数的线性回归法。实例计算表明：地表水深与水流推进距离之间呈现较好的指数函数关系；线性回归法估算土壤

入渗参数计算工作量较小，计算精度较高。

关键词：入渗参数；畦灌；地表水深；线性回归法

土壤入渗特性是影响地面灌溉过程的一个十分重要的因素。土壤入渗参数的估算是地面灌溉研究中的一个重要内容。早在1956年，Haise就提出了利用筒测仪来测量土壤入渗参数，但由于入渗过程的时空变异性很大[1-2]，土壤入渗参数常常难以准确估算。国内外学者对估算土壤入渗参数进行了大量研究，提出了多种计算方法。

Elliott和Walker[3](1982)针对沟灌提出了估算土壤入渗参数的两点法，需要分别观测水流前锋推进到沟长中点和沟末端的时间及沟首过流断面面积，在水量平衡的基础上估算入渗参数。两点法需要观测的数据少，计算简单，但计算结果精度往往不够。Maheshwari[4](1988)首次将优化技术应用到土壤入渗参数的估算中，通过测量水流推进过程和畦首地表水深的变化过程来计算土壤入渗参数。这种方法(以下简称M法)适用于任何入渗模型，精度较高，使用较为广泛，但计算量偏大。Shepard[5](1993)提出了估算土壤入渗参数的一点法，该方法需要测量水流推进到沟末端的时间和沟中的平均过水面积来计算土壤入渗参数，但它只适用于Philip入渗模型，从而其应用受到一定的限制。Esfandiari[6](1997)对M法进行改进，提出了利用水流推进资料和沿沟长若干点地表水深资料采用模式搜索技术来估算土壤入渗参数的方法，但同样是存在计算量较大的问题。

国内学者也提出了许多估算土壤入渗参数的计算方法。王文焰[7](1993)提出了利用两个畦田的水流推进消退过程来估算土壤入渗参数的方法。费良军[8](1999)提出了利用畦灌水流的地表水深资料及水流推进过程来估算土壤入渗参数的方法。这两种方法都需要至少观测两个畦田的灌水资料才能估算土壤入渗参数，精度较高，但试验工作量较大，且不便于评价入渗模型的合理性。缴锡云[9](2001)对M法的计算方法进行了改进(以下简称M-J法)，张新民[10](2005)又对M法的计算方法做了改进(以下简称M-Z法),这两种改进减少了一定的试验工作量，但计算量较大的问题仍算存在。

综上所述，在以上估算土壤入渗参数的方法中，两点法、M法等采用地表储水形状系数计算地表储水量，但当畦田长度较长时(大于100m)，地表储水形状系数变化较大，会给计算带来较大误差[11]。本文依据水位传感器观测的地表水深资料，规避地表储水形状系数，提出计算精度较高的线性回归法，来估算土壤入渗参数。

1理论分析

1.1水量平衡方程式建立

x，地表水面线与入渗水量分布曲线如图1所示。

在畦灌地表水流推进过程中，对应于推进距离

基金项目：河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室开放研究基金资助项目（2005405811）；河海大学科技创新基金资助项目（2084－40401105）

作者简介：王维汉（1981—），男，河南南阳市人，在读博士研究生，从事节水灌溉理论与技术研究。

通讯作者：缴锡云（1962—），男，河北文安县人，博士，教授，主要从事节水灌溉理论与技术研究。

根据水量平衡原理有

z h V V qt += (1)

式中：q 为入畦的单宽流量，L 2·T -1；t 为灌水历时，T ；h V 为水流前锋推进至a x 处时，单位畦宽上的地表储水量，L 2；z V 为对应的单位畦宽上的入渗水量, L 2。

1.1.1 地表储水量

在畦灌水流推进过程中, 假定地表水深h 与水流推进距离a x 符合如下的指数函数关系式

)1(0s h a b e h h h ?+= (2)

式中：h 为地表水深，L；0h 为畦首地表水深，L ；a h 、b h 为拟合参数; s 为沿畦长方向上距畦首的距

离，L。则地表储水量可表示为

h V =∫a

x hds 0

ds e h h a

b x s h a ])1([0

0∫?+=

x h a a a h e h x h h a b )

1()(0?++= (3)

式中：h V 为单位畦田宽度的地表储水量，L 2；a x 为水流推进距离，L。

1.1.2 地下储水量

地下储水量的计算涉及到土壤入渗模型，常用的入渗模型有Kostiakov 模型、Kostiakov-Lewis 模

型、Green-Ampt 模型、Philip 模型、Horton 模型等。在实际计算中Kostiakov 经验模型应用较为广泛[12]

。本文采用Kostiakov 入渗模型

τK Z = (4)

式中：Z 为单位畦田面积上的累积入渗量，以水深表示，L ；K 为入渗系数，L·T -α；α为入渗指数，无量纲；τ为入渗历时，s t t ?=τ，T ；s t 为水流前锋推进时间，T ；假定水流前锋推进过程符合幂函数规律[13]，即r

s ps t = ，p 和r 为拟合参数。

于是，地下储水量可表示为

ds ps t K V a

x r z ∫

)(α (5)

根据Fok 和Bishop 对式(5)的推导[13]

，上式可表示为

z V =a x Kt r r αααα)

1)(1()

1(11[++?++ (6) 1.1.3 水量平衡方程式

综合式(1)、式(3)和式(6)有

Fig .1 Sketch of water surface profiles and infiltration water

distribution for border irrigation

地表水深h

a b x h a a a x Kt r r h e h x h h qt a b αααα])

1)(1()

1(11[)1()(0++?+++?+

+= (7) 1.2 公式推导及计算方法

对式(7)移项，令

x h a a a z h e h x h h qt V a b )

1()(0??

+?= (8) =

)(αf )

1)(1()

1(11r r ++?+

+ααα (9) 则式(7)可简化为

ααKt x f V a

=)( (10)

式中：z V 表示地下入渗水量的观测值，L 2。

对式(10)两边取对数得

t K x f V a

ln ln )(ln[

αα+= (11)

为了便于说明计算过程，令

])(ln[

x f V Y α= t X ln = （12）

则式(11)可转化为

X K Y α+=ln (13)

于是可利用线性回归法来估算入渗参数K 和α，具体计算步骤如下：

(1)线性回归。对灌水过程中的不同时刻i t （=i 1，2，3…），计算i X ；设入渗指数初始值5.0)0(=α，将)

0(α

代入到)(αf 中并计算得一系列i Y ，视等式(13)右边的K ln 和α分别为线性回归的截距和斜率，

对i Y 和i X 进行线性回归，便可得到入渗参数的第一次回归值，记为)1(K 和)

1(α

。

(2)迭代。用)

1(α代替)

0(α

，重复步骤(1)的计算过程，可得到入渗参数的第二次回归值，记为)

2(K 和)

2(α

，如此进行m 次迭代便可得到入渗参数的回归值）（、m m K

α)

(。

(3) 误差控制。对第1?m 次和第m 次线性回归得到的入渗参数）（、1)

1(??m m K α和）（、m m K α)(，利

用式(14)计算两次回归求得参数之间的误差。 )1(1???=m m m K K K δ，)1()(1???=m m m a ααδ (14)

式中：1

?m K

δ,1

?m a

δ分别为K 和α的第m 次回归和第1?m 次回归之间的误差。如果两次回归得到的入渗

参数同时满足式(15)，则停止迭代，得到最终参数为)

(m K K =，)

(m α

α=。

K m K

εδ≤?1

，ααεδ≤?1m (15)

式中：εK 和αε分别为K 和α的允许误差。

(4)精度计算。精度用残差平方和e S 表示，计算式如下

)(zj zj e V V S ?= (16) 式中：zj V 为由试验测得的水流推进到第j 个水深控制点时的单宽入渗水量，L 2；zj V 为利用入渗参数计算得到的第j 个水深控制点时的单宽入渗水量，L 2。

对)

0(α

在0到1之间任意取值，计算发现，)

0(α

的不同取值不影响迭代的稳定性，为了加快迭代的

https://www.sodocs.net/doc/072807822.html,

收敛速度，建议)

0(α在0.3到0.7之间取值。

采用上述线性回归及迭代计算入渗参数，比目前使用广泛的M 法大大减少了计算工作量，而且在计算地表储水量时，避开了难以定值的地表储水形状系数，因而具有更高的计算精度。

2 试验验证

2.1 试验区概况及试验方法

试验于2005年在中科院南皮生态农业试验站内进行。试验区位于河北省沧州市南约40km ，地处北纬38。06′，东经116。

40′。该地区多年平均降水量550mm ，平均日照时间2318h ，水面蒸发1025~1218mm ，地下水埋深5~7m ，耕地土壤为轻质壤土，灌前测定试验地土层1m 内的土壤含水量15.85％~19.63%，土壤干容重1.42g/cm 3。

在2条畦田（编号分别为B 1和B 2）中分别进行了2次灌水试验，畦田规格及入畦流量见表1。

表1 畦田规格及入畦流量 Table 1 Border data and inflow discharge 畦宽

畦长

平均纵坡

单宽流量

畦田编号 /m /m

% /m 3/min·m

B 1 2.0 95 0.043 0.140 B 2

2.0 95 0.064

0.081

为了方便观测地表水流的推进过程和地表水深资料，在畦田两侧从畦首起每隔5m 布置一个标杆，

并在畦田中心线上每隔10m 布置一个水位传感器。灌水过程中用水表和秒表分别记录灌水流量和水流前锋推进时间；用奥得赛电容式水位传感器(Odyssey?4.5，精度0.1mm, 量程0.5m)记录距畦首0m 、10m 、20m 、30m 、40m 、50m 、60m 、70m 和80m 处的地表水深，直至灌水结束试验。用水来自机井抽取的地下水。

2.2 水流推进过程及地表水深

对畦田B 1的地表水流推进资料，用幂函数拟合得到水流推进过程函数关系式如下

7721

.10151.0s

t s = 9999.02

=R (17)

式中：s t 、s 的意义同前。对畦田B 1的水深数据采用式(2)建立不同时刻的地表水深与水流推进距离的函数关系式，拟合参数及其相关系数见表2。畦田B 1、B 2地表水深与水流推进距离拟合曲线见图2，图3。

图2 畦田B 1地表水深与水流推进距离拟合曲线图3畦田B 2地表水深与水流推进距离拟合曲线

Fig .2 Fitted curves between surface water depth and Fig .3 Fitted curves between surface water depth and water

water advance distance for border B 1 advance distance for border B 2

从表2及图2、图3可以看出，地表水深与水流推进距离之间呈现很好的指数函数关系。由于试验畦田平均纵坡较缓，地表水面线随着灌水历时的增加而不断壅高(见图2，图3)，因此，采用指数函数(式(2))对地表水深与水流推进距离进行最小二乘拟合是合理的。

https://www.sodocs.net/doc/072807822.html,

表 2 畦田B 1地表水深与水流推进距离指数函数拟合结果 Table 2 Fitted results of exponent function between surface water depth and

water advance distance for border B 1

畦首水深式(2)的参数相关系数假设检验推进距离 L / m 灌水历时 T /min 0h /m

a h

b h R F

20 3.3 0.0188 0.00060.17020.9999 604.53* 30 5.9 0.0240 0.00140.09590.9984 104.44** 40 9.9 0.0290 0.00250.06380.9976 225.60*** 50 15.4 0.0339 0.00270.05210.9976 149.09*** 60 21.4 0.0385 0.00270.04570.9982 1097.47*** 70 29.4 0.0427 0.00250.04170.9986 1438.74*** 80

36.7

0.0464

0.0022

0.0387

0.9966 772.17***

*在0.05水平下显著，**在0.01水平下显著，***在0.001水平下显著

2.3 计算结果

对表2中的数据按照式(12)计算可得到一系列的Y 及X 值，在假定)0(α＝0.5的情况下，经过一次迭代两次线性回归，按照001.0=≤K K εδ和001.0=≤ααεδ的控制精度得到K ＝0.479cm·min α?和

α=0.620，见表3。

表3线性回归结果 Table 3 Linear regression results

入渗参数

估算畦灌土壤入渗参数的线性回归法

估算畦灌土壤入渗参数的线性回归法王维汉1,2，缴锡云1，彭世彰1，马海燕1,2 （1. 河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室，南京 210098；2. 河海大学现代农业工程系，南京 210098) 摘要：将畦灌地表水深与水流推进距离按指数函数进行非线性最小二乘拟合，并根据水量平衡原理提出了估算土壤入渗参数的线性回归法。实例计算表明：地表水深与水流推进距离之间呈现较好的指数函数关系；线性回归法估算土壤入渗参数计算工作量较小，计算精度较高。关键词：入渗参数；畦灌；地表水深；线性回归法土壤入渗特性是影响地面灌溉过程的一个十分重要的因素。土壤入渗参数的估算是地面灌溉研究中的一个重要内容。早在1956年，Haise就提出了利用筒测仪来测量土壤入渗参数，但由于入渗过程的时空变异性很大[1-2]，土壤入渗参数常常难以准确估算。国内外学者对估算土壤入渗参数进行了大量研究，提出了多种计算方法。 Elliott和Walker[3](1982)针对沟灌提出了估算土壤入渗参数的两点法，需要分别观测水流前锋推进到沟长中点和沟末端的时间及沟首过流断面面积，在水量平衡的基础上估算入渗参数。两点法需要观测的数据少，计算简单，但计算结果精度往往不够。Maheshwari[4](1988)首次将优化技术应用到土壤入渗参数的估算中，通过测量水流推进过程和畦首地表水深的变化过程来计算土壤入渗参数。这种方法(以下简称M法)适用于任何入渗模型，精度较高，使用较为广泛，但计算量偏大。Shepard[5](1993)提出了估算土壤入渗参数的一点法，该方法需要测量水流推进到沟末端的时间和沟中的平均过水面积来计算土壤入渗参数，但它只适用于Philip入渗模型，从而其应用受到一定的限制。Esfandiari[6](1997)对M法进行改进，提出了利用水流推进资料和沿沟长若干点地表水深资料采用模式搜索技术来估算土壤入渗参数的方法，但同样是存在计算量较大的问题。国内学者也提出了许多估算土壤入渗参数的计算方法。王文焰[7](1993)提出了利用两个畦田的水流推进消退过程来估算土壤入渗参数的方法。费良军[8](1999)提出了利用畦灌水流的地表水深资料及水流推进过程来估算土壤入渗参数的方法。这两种方法都需要至少观测两个畦田的灌水资料才能估算土壤入渗参数，精度较高，但试验工作量较大，且不便于评价入渗模型的合理性。缴锡云[9](2001)对M法的计算方法进行了改进(以下简称M-J法)，张新民[10](2005)又对M法的计算方法做了改进(以下简称M-Z法),这两种改进减少了一定的试验工作量，但计算量较大的问题仍算存在。综上所述，在以上估算土壤入渗参数的方法中，两点法、M法等采用地表储水形状系数计算地表储水量，但当畦田长度较长时(大于100m)，地表储水形状系数变化较大，会给计算带来较大误差[11]。本文依据水位传感器观测的地表水深资料，规避地表储水形状系数，提出计算精度较高的线性回归法，来估算土壤入渗参数。 1理论分析 1.1水量平衡方程式建立 x，地表水面线与入渗水量分布曲线如图1所示。在畦灌地表水流推进过程中，对应于推进距离 a 基金项目：河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室开放研究基金资助项目（2005405811）；河海大学科技创新基金资助项目（2084－40401105）作者简介：王维汉（1981—），男，河南南阳市人，在读博士研究生，从事节水灌溉理论与技术研究。通讯作者：缴锡云（1962—），男，河北文安县人，博士，教授，主要从事节水灌溉理论与技术研究。

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？

土壤入渗速度测定实验

实验一土壤入渗速度的测定实验一、实验目的 1.测定特土壤的垂直入渗特性曲线。 2.掌握测定土壤吸渗与入渗速度的操作方法。二、实验原理考斯加可夫公式:i t ＝i 1t -a ---------------------------- (1) i t ——入渗开始后时间t 的入渗速度; i 1——在第一个单位时间土壤的渗透系数,相当于t ＝l 时的土壤下渗速度; a —指数。对公式(1)取对数得 lgi t ＝lgi 1-a·lgt ----------------------- (2) 实测的lgi t ,lgt 点应成直线关系,取t=1时的i 值,极为i 1,该直线的斜率为a 值。计算时t a ,t b 时刻对应i a ,i b ,代入下式得 b a b a t t i i a lg lg lg lg --= ----------------------- (3) 若已知i 1,a 值也可以按下述方法推求,有式(1)积分得 a t a t t a i dt t i idt I ---= ==??110 10 1 ----------------------- (4) I 为时间t 内总入渗量(累积入渗量),由实测数据得出,由于i 1已知,故a 可以求出。该法的缺点时很难测定第一个单位时间的入渗强度。三、实验设备 1.土壤入渗仪:一套; 2.秒表:一只 3.量筒、滤纸、烧杯 4.排水管 5.接渗瓶四、实验步骤 1.装土:将玻璃管从入渗仪上取下,底部放入一片滤纸,然后装土,在装土期间,

用木棒稍捣,要求土样均匀,装土至玻璃管即可,再在土样上部放入一张滤纸,把玻璃管与入渗仪连接好。 2.加水:关闭水阀,打开排气阀,用烧杯向加水槽加水,使量桶里的水位到达到一定刻度处,然后关闭排气阀。 3.建立水头开始实验:用烧杯迅速向玻璃管加水至玻璃管上标线,水头建立后,立即打开供水阀,同时打开秒表计时,三者要求同时进行,动作要迅速、准确、细心。 4.记数:实验开始后秒表不能中断,要求每隔1分钟1次,共读10次,再每隔2分钟读1次,共读10次,再每隔3分钟读1次,共读5次,以后每隔5分钟读1次,直到两相邻时段内,读数差值相等,说明土壤入渗已经达到稳定,即停止实验,记录项目为记录表中的第l项与第2项。土壤非饱与垂直入渗率测定表日期: 土质: 垂直入渗仪横断面面积(mm2): 马氏瓶横断面面积(mm2): 五、实验资料整理 1.根据实验数据,将记录的马氏瓶读数算为毫升,再计算为水层深度。 2.计算时段平均入渗速度。

实验一土壤渗透性的测定

实验一土壤渗透性的测定目的要求径流对土壤的侵蚀能力主要取决于地表径流量，而透水性强的土壤往往在很大程度上减少地表径流量。土壤透水性强弱常用渗透率（或渗透系数）表示。当渗透量达到一个恒定值时的入渗量即为稳渗系数。通过本次实验，掌握测定土壤渗透性的基本原理和操作方法。基本原理由图可以看出，在降雨初期一段时间（几分钟）内，土壤渗透速率较高，降雨量全部渗入土壤，此时土壤的渗透速率和降水速率等值，没有地表径流产生。随着降雨时间延长、土壤含水量增高，渗透速率逐渐降低，当渗透速率小于降水速率时，地表产生径流。仪器设备环刀(200cm3,h5.2,Φ7.0cm)，量筒(100及50ml)，烧杯(100ml)，漏斗、漏斗架、秒表等。方法步骤一、在室外用环刀取原状土，带回实验室内，将环刀上、下盖取下，下端换上有网孔且垫有滤纸的底盖并将该端浸入水中，同时注意水面不要超过环刀上沿。一般砂土浸4～6h，壤土浸8～12h，粘土浸24h。二、到预定时间将环刀取出，在上端套上一个空环刀，接口处先用胶布封好，再用熔蜡粘合，严防从接口处漏水，然后将结合的环刀放在漏斗上，架上漏斗架，漏斗下面承接有烧杯。三、往上面的空环刀中加水，水层5cm，加水后从漏斗滴下第一滴水时开始计时，以后每隔1，2，3，5，10，……t i……t n min更换漏斗下的烧杯(间隔时间的长短，视渗透快慢而定，注意要保持一定压力梯度)分别量出渗入量Q1，Q2，Q3，Q5……Q n。每更换一次烧杯要将上面环刀中水面加至原来高度，同时记录水温(℃)。四、试验一般时间约1h，渗水开始稳定，否则需继续观察到单位时间内渗出水量相等时为止。

土壤入渗理论与方法(改)

西南林业大学硕士研究生文献综述论文题目：土壤入渗理论与方法学院：环境科学与工程学院年级： 2014级成员：冯晓月阮书鹏曹向文指导教师：宋维峰 2015年4 月25 日

摘要入渗是水文学中重要的基本概念，定量确定土壤入渗性能对认识水循环及水利用具有重要的理论意义和实践价值。当然，从不同角度出发去探讨土壤入渗也有不同的科研意义。本文试图通过对目前国内外对土壤入渗的研究做一个系统性归纳与对比，从而为下一步的学术论文打下基础。关键词土壤入渗；方法；模型；影响因素

Abstract Infiltration is a vital basic concepts in hydrology, qualitatively analysis soil infiltration capability has important theoretical significance and practical value in the water cycle and use. Of course, using different angle of view to discuss soil infiltration also have different research significance. This article attempts to do a systematic induction and comparison through the study of soil water infiltration at home and abroad, which lays the foundation for the next academic paper. Key words soil infiltration;methods; the influence of factors

土壤水分溶质动力学实验报告实验报告(DOC)

博士□基地班硕士□ 硕博连读研究生□兽医硕士专业学位□ 学术型硕士?工程硕士专业学位□ 农业推广硕士专业学位□全日制专业学位硕士□ 同等学力在职申请学位□中职教师攻读硕士学位□ 高校教师攻读硕士学位□风景园林硕士专业学位□ 西北农林科技大学研究生课程结课论文封面（课程名称：土壤水分溶质动力学）学位课?选修课? 研究生年级、姓名 2 vccccccccccccc 研究生学号 XXXXXXXXXXX 所在学院（系、部） XXXXXXXXXXXXXXX学院专业学科农业工程任课教师姓名 XXXXXXXX 考试日期考试成绩评卷教师签字处

土壤入渗实验报告一、垂直入渗实验 1、实验目的测定土壤的垂直入渗特征曲线，掌握测定方法。了解土壤一维入渗特性，确定入渗条件下土壤累积入渗量曲线以及入渗速率数学表达式，用不同的入渗经验公式描述入渗速率并绘制相应的图表。 2、实验要求（1）土柱圆筒高约29cm ，内径10cm 。控制装土容重为1.43g/cm 。垂直入渗过程中，进水端的水位由马氏瓶控制。入渗过程中，观测不同时间的累积入渗量。（2）根据实验数据在方格纸上点绘入渗过程线（速度~入渗时间），确定饱和入渗速度k 值。（3）根据实验数据在双对数纸上点绘入渗曲线，确定α及k 值，写出该种土壤的入渗公式。（4）略述土壤入渗过程，入渗性强弱，分析原因。 3、实验原理（1）实验利用马氏瓶供水并维持稳定水压；（2）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，求得解析解为： f 2 1 i t 2i += S 式中，i ——t 时刻的入渗速率； S ——与土壤初始含水率有关的特性常数，成为吸水率； f i ——稳定入渗率，即饱和土壤渗透系数。在非饱和土壤入渗初期，S 起主要作用，所以菲利普公式可以改写为：

土壤学实验报告3

实验报告课程名称：土壤学实验指导老师：谢晓梅成绩：__________________ 实验名称：土壤有机质的测定同组学生姓名：金璐一、实验目的和要求二、实验内容和原理三、实验材料与方法四、实验步骤五、实验数据记录和处理六、实验结果与分析七、讨论、心得八、参考文献一、实验目的和要求 1、了解土壤有机质测定对于农业生产的意义； 2、掌握土壤有机质含量的测定方法。二、实验内容和原理 1、实验内容：用稀释热法测定土壤有机质的含量。 2、实验原理： ①土壤有机质是指存在于土壤中的所以含碳有机物质，包括各种动植物残体，微生物及其分解和合成的各种有机物质（生命体和非生命体）。它是土壤的重要组成部分。并且土壤有机质的作用巨大，它是土壤肥力高低的一个重要指标，对生态环境中有机污染及全球碳平衡方面也有重要意义。分析测定土壤有机质含量，包括部分分解很少的动植物残体、动植物残体的半分解产物及微生物代谢物和腐殖质类物质。并且不同土壤中有机质含量差异很大，低的不足0.5%，高的可达20-30%。其中，>20%称有机质土壤，<20%称矿质土壤。一般的，耕作土壤有机质含量<5%。 ②稀释热法是利用浓重铬酸钾迅速混合所产生的热来氧化有机质，剩余重铬酸钾用硫酸亚铁滴定，从所消耗的重铬酸钾量，计算有机碳的含量。但由于热量较低，对有机质的氧化程度较低，只有77%。氧化过程： K 2Cr 2O 7 + C + H 2SO 4→K 2SO 4 + Cr 2(SO 4)3 + CO 2 + H 2O 橙色绿色滴定过程： K 2Cr 2O 7 + FeSO 4 + H 2SO 4→K 2SO 4 + Cr 2(SO 4)3 + Fe 2(SO 4)3 + H 2O 橙色浅绿色绿色浅黄色实验使用邻啡啰啉试剂作为指示剂，显示氧化还原状态。邻啡啰啉试剂与不同价态的铁形成不同颜色的络合物。 [(C 2H 8N 2)3Fe]3+?[(C 2H 8N 2)3Fe]2+ 淡蓝色红色滴定开始时以重铬酸钾的橙色为主，滴定过程中渐现Cr 3+的绿色，快到终点时变为灰绿色，如果标准亚铁溶液过量半滴，即变成红色，说明终点已到。三、实验材料与方法 1、实验材料

达西渗透实验指导书

达西渗透实验 1实验目的（1）测定均质沙的渗透系数k 值；（2）测定通过沙体的渗透流量与水头损失的关系，验证达西定律。（3）通过试验，确定水流通过沙体的雷诺数，判别达西定律的适用范围。 2.实验设备与仪器实验设备由活动盛水容器、溢流板、进水管、滤板、盛沙桶、溢流管和测压管组成。测量仪器为量筒、秒表、温度计。 3.实验原理液体在空隙介质中流动时，由于液体具有粘性，在液体流动中会引起水头损失 1856年法国工程师H.Darcg 在装满沙的圆筒中进行实验。因为渗流流速极为微小，所以流速水头可以忽略不计。因此总水头H 可以用测压管水头h 来表示。水头损失h w 可以用测压管水头差来表示，即 γ/p Z h H +== （1） 21-h h h w = （2）水力坡度可用测压管水头坡度来表示，即 L h h L h J w 2 1-== 达西分析了大量的实验资料表明，渗流量Q 与圆筒断面面积A 及水头损失h w 成正比，与断面间距L 成反比，并和土壤的透水性有关，达西得到了如下基本关系式 L h h kA kAJ Q 2 1-== （3） L h h k kJ A Q v 21-=== （4） )/(AJ Q k = （5）式中，v 为渗流的断面平均流速；γ/111p Z h +=，γ/222p Z h +=， k 为反映孔隙介质透水性能的一个综合系数，即渗透系数。式（3）~（5）所表示的关系称为达西定律，它是渗流的基本定律。由式（4）可以看出，渗透速度V 与水力坡度J 成线性关系，所以达西定律又称为线性渗流定律。渗透系数k 是反映土壤透水性的一个综合指标，其大小主要取决于土壤颗粒的形状、大小、均匀程度以及地质构造等孔隙介质的特性，同时也和流体的物性如粘滞性和重度等有关。因此k 值将随孔隙介质的不同而不同；对于同一介质，也因流体的不同而有差别；即使同一流体，当温度变化时重度和粘滞系数也有所变化，因而k 值也有所变

土壤入渗实验指导书

《水文学原理》实验指导书天津农学院水利工程系 2006.9

实验一土壤渗透系数的测定 [实验目的]：１．掌握土壤下渗的物理过程及下渗机理；２．测量土壤渗透系数Ｋ；３．学习正确使用渗透筒。 [实验原理]：下渗过程一般划分为三个阶段。第一阶段为渗润阶段，这阶段，土壤含水量较小，分子力和毛管力均很大，再加上重力的作用，所以此时土壤吸收水分的能力特别大，以致初始下渗容量很大，而且由于分子力和毛管力随土壤含水量增加快速减小，使得下渗容量迅速递减。第二阶段为渗漏阶段，土壤颗粒表面已形成水膜，因此分子力几乎趋于零，这时水主要在毛管力和重力作用下向土壤入渗，下渗容量比渗润阶段明显减小，而且由于毛管力随土壤含水量增加趋于减小阶段，所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。第三阶段为渗透阶段，在这一阶段，土壤含水量已达到田间持水量以上，这时不仅分子力早已不起作用，毛管力也不再起作用了。控制这一阶段下渗的作用力仅为重力。与分子力和毛管力相比，重力只是一个小而稳定的作用力，所以在渗透阶段，下渗容量必达到一个稳定的极小值，称为稳定下渗率。 [实验仪器]： 1.渗透筒（渗透环）一套——渗透筒是用金属做的一套无底同心圆柱筒，筒底具刀口，同心环内管的横截面积为1000cm2,内径35.8cm，高30-50cm，外筒内径60cm（亦可用土埂围堰代替外筒）； 2.量筒500ml和1000ml各一个； 3.水桶2个；温度计1支（刻度0-50℃）；秒表（普通钟表）1块；量水测针或木制厘米尺一个；席片或塑料薄膜（灌水时防止冲刷用）。 [实验步骤]： 1.选取具有代表性的地块，把渗透筒的内筒插入土中，深度10cm左右，同时插好外筒。如无外筒，可筑埂围堰，高度和内筒高相平，埂顶宽20cm，并捣实之。 2.同内外插入量水测针或木制厘米尺各一支，筒内水层厚度一般保持5cm。 3.把席子或塑料薄膜放入筒底，同时把温度计插入筒内。在开始灌水时，土壤吸水速度较快，为使筒内达到一定水层，第一次灌水要快，同时视水层下降

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

垂直土柱的入渗实验操作说明

一维垂直非饱和土壤水分运动实验系统操作说明西安理工大学水资源研究所西安碧水环境新技术有限公司

1 试验原理做一个直径为10cm 的垂直土柱，长度为100cm 左右，使密度均一，且有均匀的初始含水率。在土柱进水端维持一个接近饱和的稳定边界含水率，并使水分在土柱中作垂直吸渗运动，作为一维垂直流动其微分方程和定解条件为 ()()()()()() i 0K =D t z z z t 0 z 0000i t z t z θθθθθθθθθθ??????-???????? ==≥===→∞ １２３４基本方程（1）可改写为以(),z t θ为未知函数的方程 ()()()() (),,5z t dK z t D t d θθθθθθθ ?????- =- ??????? 式中，Z 坐标向下为正。垂直入渗的解(),z t θ取为级数形式，即 (),z t θ=()()()()12342222 234t t t t ηθηθηθηθ++++ １ =()2 1i i i t ηθ∞ =∑ （6）根据边界条件（3）可知，()00i ηθ= i=1，2，3，（7）由初始条件（2）可以得到()1i ηθ=∞ （8）当式（5）中的各项系数()i ηθ确定后，则可求得任一时刻T 不同含水率θ在土壤剖面上的位置Z ，亦即得到垂直入渗的解。()i ηθ可由待定系数法求得，为此，可以将方程（5）的右端按分式求导展开，整理得， 22 220z dK z z z dD z D d t d θθθθθθ?????????+--= ? ?????????? （9）式中，D ，K 及z 分别为D （θ），K （θ）及(),z t θ的简写。对式（6）取 2 22z z z z t θθθ?????? ??????? ，分别如下：

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。

土壤非饱和垂直入渗率测定表(含实测数据)

非饱和土壤垂直入渗率测定表日期：2013.10.9 垂直入渗仪横断面面积(cm2)：19.635 量水桶横断面面积(cm2):15 入渗计时（min）量水桶水位刻度(cm) 入渗间隔时段（min）时段入渗量 (cm3) 平均入渗通量(mm/ min) 累计入渗量 (mm) 时刻的对数lgt i 入渗速度的对数lgv i 1 2 3 4 5 6 7 8 0 4.88 1 5.79 1 13.65 6.95 6.95 0.00 0.84 2 6.15 1 5.40 2.75 9.70 0.30 0.44 3 6.40 1 3.75 1.91 11.61 0.48 0.28 4 6.6 5 1 3.75 1.91 13.52 0.60 0.28 5 6.89 1 3.60 1.83 15.3 6 0.70 0.26 6 7.09 1 3.00 1.53 16.88 0.78 0.18 7 7.28 1 2.85 1.45 18.33 0.85 0.16 8 7.45 1 2.55 1.30 19.63 0.90 0.11 9 7.66 1 3.15 1.60 21.24 0.95 0.21 10 7.88 1 3.30 1.68 22.92 1.00 0.23 12 8.28 2 6.00 1.53 25.97 1.08 0.18 14 8.65 2 5.55 1.41 28.80 1.15 0.15 16 9.02 2 5.55 1.41 31.63 1.20 0.15 18 9.29 2 4.05 1.03 33.69 1.26 0.01 20 9.60 2 4.65 1.18 36.06 1.30 0.07 25 10.37 5 11.55 1.18 41.94 1.40 0.07 30 10.99 5 9.30 0.95 46.68 1.48 -0.02 35 11.39 5 6.00 0.61 49.73 1.54 -0.21 40 11.59 5 3.00 0.31 51.26 1.60 -0.51 45 11.88 5 4.35 0.44 53.48 1.65 -0.35 50 12.09 5 3.15 0.32 55.08 1.70 -0.49 55 12.28 5 2.85 0.29 56.53 1.74 -0.54 60 12.50 5 3.30 0.34 58.21 1.78 -0.47 时段入渗量=量水桶水位刻度差×量水桶断面面积平均入渗通量=时段入渗量/（入渗仪断面面积×入渗时段）累计入渗量=∑（时段入渗量/入渗仪断面面积）

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

渗透试验报告

双环渗透 8.1试验的目的双环法试验是野外测定包气带非饱和松散岩层的渗透系数的常用的简易方法，试验的结果更接近实际情况。利用这个试验资料研究区域性水均衡以及水库、灌区、渠道渗漏量等都是十分重要的。 8.2试验的适用范围对砂土和粉土，可采用试坑法或单环法，对粘性土应采用试坑双环法 8.3试验的基本原理水在土中的流动符合达西定律，水在土的孔隙中流动时，大多数情况下流速较小，可以认为属于层流（即水流流线相互平行的流动）。则渗透速度与水力坡降成正比。当水力坡降为1时的渗透速度称为土的渗透系数。对于饱和土的渗透现象常用达西定律来表示。即 v= k =或 kIF q I 在一定的水文地质边界以内，向地表松散岩层进行注水，使渗入的水量达到稳定，即单位时间的渗入水量近似相等时，再利用达西定律的原理求出渗透系数（K）值。在坑底嵌入两个高约50cm，直径分别为0.25m和0.50m的铁环，试验时同时往内、外铁环内注水，并保持内外环的水柱都保持在同一高度，以0.1m为宜，由于外环渗透场的约束作用使内环的水只能垂向渗入，因而排除了侧向渗流的误差，因此它比试坑法和单环法的精度都高。 8.4 试验仪器及制样工具双环、铁锹、水平尺、量筒、笔直的树枝双环：（外环：上底0.5m，下底0.5m，高0.25m；内环：上底0.25m，下底0.25m，高0.25m）。 8.5试验的操作步骤（1）选择试验场地，最好在潜水埋藏深度大于5m的地方为好。如果潜水埋深小于2m时，因渗透路径太短，测得的渗透系数不真实，就不要使用渗水试验；（2）按双环法渗水试验示意图，安装好试验装置。（3）往内、外铁环内注水，并保持内外环的水柱都保持在同一高度，以0.1m为宜。（4）按一定的时间间隔观测渗入水量。开始时因渗入量大，观测间隔时间要短，

【CN110376110A】用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置【专利】

(19)中华人民共和国国家知识产权局 (12)发明专利申请 (10)申请公布号 (43)申请公布日 (21)申请号 201910385875.0 (22)申请日 2019.05.09 (71)申请人石河子大学地址 832000 新疆维吾尔自治区石河子市北四路221号石河子大学水建学院 (72)发明人刘洪光　冯进平　张一帆　秦红光　秦小枫　苏婧文　林吉洋　董遥　何新林　张凤华　龚萍　李玉芳　王春霞　 (74)专利代理机构乌鲁木齐合纵专利商标事务所 65105 代理人汤洁 (51)Int.Cl. G01N 15/08(2006.01) (54)发明名称用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置(57)摘要本发明涉及灌溉排水工程学技术领域，尤其是一种用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置。一种用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，主要包括：供水装置、加压环、环体装置；所述供水装置包含马氏瓶、支架、连接软管，所述环体装置包含外环体、内环体，所述外环体为上下无底的筒状结构，其下部设有刃口，所述外环体外壁上设有提手、进水嘴、定位板；所述加压环设于所述环体装置上方。本发明结构合理、操作简便，利用单马氏瓶供水，利用内环体、外环体之间的观察凹孔形成的细管，其水位变化便于观察的特点，可有效地、更加精确地测量土壤入渗速率，而且经济实用。权利要求书1页说明书4页附图5页CN 110376110 A 2019.10.25 C N 110376110 A

权　利　要　求　书1/1页CN 110376110 A 1.一种用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于主要包括：供水装置、加压环、环体装置；所述供水装置包含马氏瓶、支架、连接软管，所述马氏瓶设于支架上，马氏瓶上方设有瓶塞，下方设有进气嘴、出水嘴；所述环体装置包含外环体、内环体，所述外环体为上下无底的筒状结构，其下部设有刃口，所述外环体外壁上设有提手、进水嘴、定位板，所述进水嘴通过连接软管与马氏瓶的出水嘴相连通，所述外环体内壁设有定位销钉，所述定位销钉螺纹连接有定位销帽；所述内环体为有底的筒状结构，所述内环体内壁上设有与所述定位销钉位置相对应的定位销孔，所述内环体底部设有下水孔，下水孔上设有塞子，所述内环体外壁上设有半圆形观察凹孔；所述内环体置于外环体内，所述内环体的观察凹孔正对所述外环体的进水嘴，通过定位销钉插入相对应位置的定位销孔，拧紧定位销帽来固定位置；所述加压环设于所述环体装置上方，所述加压环包含环体，环体上部设有受力肋板，受力肋板上设有加压块，在所述环体下周边间隔设有定位卡，通过所述定位卡,所述加压环卡在所述环体装置的外环体上。 2.如权利要求1所述的用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于所述进气嘴、出水嘴、进水嘴上均设有开关阀门。 3.如权利要求1或2所述的用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于所述的内环体内,间隔设有多个三角形肋板。 4.如权利要求1或2所述的用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于所述的定位销孔的形状为“L”型孔。 5.如权利要求3所述的用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于所述的定位销孔的形状为“L”型孔。 6.如权利要求1或2所述的用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于所述的加压环由金属制成。 7.如权利要求5所述的用于野外土壤入渗率测量的双环入渗试验装置，其特征在于所述的加压环由金属制成。 2

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

第五章降雨和灌水入渗条件下土壤水分运动2

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。

农田水利学实验报告

土壤入渗实验报告学生姓名：学号：专业班级：小组成员：章坤吴文波陈坤菲迪小组编号： 2015.4.22

一、数据处理菲利普公式拟合，用x替换t1/2，添加二次多项式函数趋势线，如下：则可得菲利普公式I t=2.33t1/2+0.044t。渗吸系数S=2.33，稳定入渗速度i f=0.044。考斯加可夫公式拟合如下：可得考斯加可夫公式：i=0.877t-0.89。i1=0.877，a=0.89。

二、误差分析我们组共测了33组数据，其中有15组数据为无效数据，入渗强度为零。马氏瓶恒定出流。前期读数间隔时间为5秒，可能无法观测出数据变化。下部进气孔的水泡也会影响液面，造成轻微的浮动，造成读数误差。土筒装土时需要用木棒压实，难免会导致土体不均匀，土本身也不是完全均匀，进而导致入渗速度受到影响。入渗路径的不断加长，从水柱面到入渗锋面的水势梯度逐渐减小，所以入渗强度也在不断减小。湿润锋深度的读取是根据贴在土筒外壁上的方格纸细条，细条无法保证完全竖直的贴在上面，入渗过程中用笔标记难免有误差，读取的时候数方格数来确定湿润锋深度不仅麻烦，也会造成误差。另外，尽管在土样上面垫了一层滤纸，但仍无法保证完全的均匀下渗，所以湿润锋并非水平，读取时无法避免误差。计数的同学喊读数的时候，读数的同学会有一定的反应时间和读数时间，会导致数据和时间不是十分匹配。三、实验感受与建议我们组共计做了四次实验，前三次均告失败。第一次开启阀门后水并没有下渗，经老师提醒发现软管与玻璃管接口处会堵塞，用细铁丝疏通后，进行了第二次实验。第二次软管与玻璃管接口处竟然断了，仔细一看发现软管的接口是粘在玻璃管的孔口，稍微折腾下便脱落了。

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