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(θfinal),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
Ks;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
测量误差条件下根据代理模型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典型土壤参考值绘制的土壤水分特征曲线和导水率曲线,结果表明两者间无明显的差异,具有高的一致性,说明所建代理模型反演土壤水力特性参数有强的稳健性和实用性;分析了采样点个数对代理模型反演精度的影响,结果表明不同土壤含水率采样点布置模式对反演结果有一定程度的影响,在考虑小的工作量同时保证估算精度的前提条件下,推荐土壤含水率取样点可按照3×3模式（从入渗面中心点分别在垂向和径向距离为0、5、10cm处取样）进行采样。（4）选用榆林、安塞、洛川、杨凌分别作为黄土高原沙壤带、轻壤带、中壤带和重壤带的代表土样,在室内测定代表土样的土壤水分特征曲线和导水率曲线,对所建代理模型反演土壤水力特性参数的一致性进行比较和验证。
结果表明根据代理模型反演结果绘制土壤水分特征曲线和导水率曲线与实测曲线间具有高的一致性,进一步说明所建代理模型反演土壤水力特性参数是可靠的。需要指出的是,论文主要通过典型土壤的数值试验和部分室内试验的对比,表明方法具有较为快速准确的特点。由于时间和条件的限制,对于实际土壤的对比试验论文所开展的工作相对较少,故还需对这一方面的工作进行深入分析。同时,在本文研究中,没有考虑土壤质地和容重的分层特性、大田土壤水力特性参数变异性及其反演方法,由于这一问题比较复杂,还需进一步研究。
同时对目前先进的多目标优化算法、自适应代理模型等新型算法在土壤水分特性参数反演问题中的可行性,还需进一步深入研究。
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。
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。
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？
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
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
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：
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
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
《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
文章编号：0559-9350（2010）01-0061-06收稿日期：2009-02-06 基金项目：国家自然科学基金资助项目（50379031）；山西省科技攻关项目（2007031069）；山西省高等学校优秀青年学术带头人 支持计划资助项目 作者简介：马娟娟（1970-），女，山西闻喜人，副教授，博士，主要从事节水灌溉研究。E-mail ：mjjsxty@https://www.doczj.com/doc/7f9931974.html, 1研究背景 入渗是四水转化中田间土壤水分循环的重要组成部分，土壤入渗规律及入渗模型的研究多年来一直是土壤物理学、水文学等相关学科的研究重点。在生产实践中，变水头入渗现象普遍存在，比如地面灌溉条件下水流推进中某一断面的水深变化及退水过程中的入渗问题以及蓄水坑灌条件下的入渗问题等。研究变水头条件下的土壤入渗特性及入渗模型对于分析地表以下土壤湿润体的范围及其动态变化，合理指导灌溉等具有重要意义。 目前，对于变水头入渗特性的试验研究已取得一定的成果，值得注意的是初始入渗水头是影响土壤入渗的重要因素之一［1-3］，究其原因是由于入渗水头的压实作用，使入渗界面土壤逐渐密实、形成一致密层，土壤的孔隙度逐渐减小，表层土壤容重逐渐增大，从而改变了表层土壤的基质特征，导致土壤的饱和导水率逐渐减小。初始入渗水头越大，其对入渗界面的压实作用越明显，入渗界面土壤容重增加得越大，而导水能力降低得越明显［4］。由此可见，变水头入渗的物理机制是由于较高初始入渗水头的压实作用将土壤入渗体变成了一个上实下松的双层结构，从而使表土致密层成为整个入渗过程的一个控制层。也就是说变水头积水的入渗能力，将主要决定于积水的最大入渗水头。但能反应其物理机制的入渗模型尚未见报道。 国内外学者已提出了具有不同特点和用途的入渗模型，其中，Green-Ampt 模型是由Green 和Ampt 在1911年提出的基于毛管理论的积水入q (t )=K s (Z f +H +S f )/Z f 渗模型［5］，它服从饱和-非饱和型Darcy 定理，具有Darcy 定理的基本内涵［6］。该模型的表达式为，式中q （t ）为土壤入渗率，cm/ min ；K s 为表征导水率，cm/min ；H 为地表的积水深度，不随入渗时间改变，cm ；S f 为湿润锋处的平均吸力，cm ；Z f 为概化的湿润锋深度，cm 。同时，由于形式上的简单和通过代数形式将重力作用 基于Green-Ampt 模型的 变水头积水入渗模型建立及其参数求解 马娟娟，孙西欢，郭向红 （太原理工大学水利科学与工程学院，山西太原030024） 摘要：通过对变水头积水入渗物理机制的分析，将入渗水头对入渗的影响归结为对表面饱和导水率的影响，基于Green-Ampt 入渗模型，引用了湿润区的平均含水率的概念，并考虑了湿润区平均含水率随入渗时间的变化，建立了具有物理意义的3种变水头积水入渗模型，分析了利用入渗率-累积入渗量及入渗率-真实湿润锋图形获得模型参数的求解方法。通过室内试验，得到了湿润区的平均含水率与入渗时间之间呈乘幂函数变化的规律。利用实测资料对模型及其参数求解的方法进行检验，结果表明所建立的3种模型是正确的，求解参数的方法合理。关键词：变水头；入渗模型；Green-Ampt 公式；表层饱和导水率；湿润区的平均含水率 中图分类号：S151.9；S274.4文献标识码：A 水 利学报SHUILI XUEBAO 2010年1月 第41卷第1期 DOI:10.13243/https://www.doczj.com/doc/7f9931974.html,ki.slxb.2010.01.018
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
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，
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。
土壤入渗实验报告 一、实验目的： 进行土壤入渗试验，对土壤入渗规律有大致了解，并且利用测的数据绘出土壤累积入渗量和时间的关系曲线，利用该曲线求出入渗强度和时间的关系。 二、实验仪器： 直径4.5cm的土柱圆筒、宽5cm长4cm的马氏瓶 三、实验步骤： （1）把准备好的土装入圆筒中，每装5cm就夯实一次，直至土的的顶端位于圆筒进水孔的下缘。 （2）检测马氏瓶是否漏气。如果漏气就换试验设备或者用凡士林涂抹。 （3）将水灌入马氏瓶，把马氏瓶的出水孔和圆筒的进水口用橡胶管连接好，调节圆筒和马氏瓶的相对高度使得马氏瓶的出水孔刚好出水。 （4）读取马氏瓶中水的高度。 （5）实验开始，量取土柱量筒中土壤稳定下渗时土柱的淹水的深度，分别读取实验开始后第1、3、5、7、10、15、20、25、30、35、40min钟时马氏瓶中水的高 度。 （6）根据马氏瓶的面积和圆筒的面积求出圆筒中从开始到不同时刻的累积入渗量I，画出土壤累积入渗量I和时间的关系曲线，并利用该曲线求出入渗强度i和时间 的关系。 四、实验数据： 五、数据分析：
01 2 3 4 5 6 5 10 15 20 25 30 35 4045入渗时间t/min 土壤累积入渗量I 和时间t 的关系曲线图 根据土壤累积入渗量I 和时间t 的拟合函数求导得到土壤入渗强度i 和时间t 的关系 00.05 0.10.150.20.250.30.350.40.45 10 20 30 40 50 入渗时间t/min 土壤入渗强度 i/cm·min 土壤入渗强度i 和时间t 的关系曲线图 六、 体会： 1. 土壤渗流试验看似简单，不过做成功很难。实验室中大多数仪器损坏。实验条件艰 难，但是还是尽量利用实验室中的其他条件勉强把实验做完了。
3.2.2 尾矿的渗透特性 影响上游法筑坝尾矿库安全稳定性的诸多因素中，尾矿库的渗流状态是最重要的因素之一。只有深入分析尾矿库的渗流状态，才能确定合理的筑坝工程指标，选择合适的排渗方案，从而保证尾矿库的安全[65,73,74]。 目前，国内外对尾矿库进行渗流分析时很少考虑尾矿的渗透系数随填埋位置和时间的变化。近代土力学的研究表明，土的渗透特性与土中孔隙的多少和孔隙的分布情况密切相关。随着尾矿的排放，下部堆积尾矿的上覆土压力逐渐增加。在上覆土压力的作用下，尾矿将逐渐排水固结，随着固结的进行，尾矿孔隙比逐渐减小，而孔隙比的减小必然引起渗透系数的变化。堆积尾矿的渗透系数与上部固结压力和孔隙比之间存在何种关系是一个值得探讨的问题[75-76]。本文通过室内试验的方法，研究不同固结压力和孔隙比条件下各类尾矿的渗透系数变化情况，从而为尾矿库渗流稳定性分析提供科学依据。 （1）固结—渗透联合测定装置说明 ①固结—渗透联合测定装置构造说明 现有技术中进行土样渗透试验主要仪器为《土工试验方法标准》[68]（GB/T50123-1999）中所述的“常水头渗透试验”中的常水头渗透仪和“变水头渗透试验”中的变水头渗透仪。上述仪器仅能进行单纯的渗透试验，但无法定量并均匀施加固结压力，因此很难精确得到孔隙比，导致试验数据不准确。 针对目前常见渗透试验装置存在的不足，为了减少同一试验中相同土样的制备数量和消除同一试验相同土样在制备过程中产生的误差，作者在70型渗透仪的基础上进行了合理改进，自行研制了固结—渗透联合测定装置，该装置不仅实现了定量、均匀施加固结压力，精确测定单一固结压力下的渗透系数的基本目的，而且实现了针对一个土样可以连续精确测定不同固结压力条件下土样的渗透系数，得到固结压力—孔隙比—渗透系数的定量变化规律，弥补了普通渗透装置由于无法定量、均匀施加固结压力，导致无法精确测定固结压力条件下土样的渗透系数，同时也不能连续测定不同固结压力下土样渗透系数的不足，提高了固结压力下渗透系数的测量精度而且大大减少了测定不同固结压力条件下土样渗透性的试验次数，该参数精度的提高使相关问题的研究更贴近实际。 固结—渗透联合测定装置的详细构造如图3.6所示：
土壤学实验结果报告 年级学号姓名成绩 一、土壤学实验结果汇总表 二、根据以上土壤学实验结果，分析这种土壤是否存在着影响作物生长的障碍因子？这种土壤的保水、保肥、通气状况如何？怎么进行合理地利用和改良？一：障碍因子分析 ⑴由于试验中使用的土壤是重壤土，所以土壤质地粘重。这一性质将会使得土壤僵硬，紧实，耕行和透气性差，而其土壤胀缩性强。使得此类土壤中的水分流动循环不通畅，导致植物的根系对水分和养分的吸收受阻。 ⑵由于土壤是重壤土，所以有时会在土壤的B层出现粘层盘的现象，这是影响作物生长的主要障碍因子黄棕壤虽有较高的粘粒含量,但缺少土壤颗粒间的胶结物质,因而土坡团聚体的水稳性差,遇水浸泡即分解。从团聚体中分散出的粘粒随水移动而堵塞持水孔隙,一亘土表干燥,就形成坚硬结壳,阻碍种子发芽和出苗。⑶试验中测得PH值得7.82，为碱性土壤，其盐基饱和度较高，不适合于某些作物的生长。 综上所述, 土壤质地为重壤土。此类土壤的细粒（尤其是黏粒）含量高而粗粒（砂粒、粗粉粒）含量极少，常呈紧实黏结的固相骨架。粒间孔隙数目比砂质土多但甚为狭小，有大量非活性孔（被束缚水占据的孔隙）阻止毛管水移动，雨水和灌溉水难以下渗而排水困难，易在犁底层或黏粒积聚层形成上层滞水，影响植物根
系下伸。 二：土壤的保水，供肥，通气状况 土壤的保水，供肥，通气状况：土壤吸湿水53.85g/kg，在保水方面是比较好的。土壤容重1.562g/kg和土壤孔隙度41.8%知道该土壤的通气状况及保水性是较好。但是实验中所用到的土种是出于被亚热带湿润地区的黄棕壤,属淋溶土纲，从吸湿水含量来看43.85g/kg来看土壤所处地带的水分条件是很好的，黄棕壤地区尽管不存在降水不足问题,但由于该土耕层浅薄,土壤有效持水性能差,蔬菜根系分布浅,生长期间仍存在水分不足问题。因此,改善土壤通透性,降低土壤硬度,增加土表水分入渗和土壤蓄水能力是迫切需要解决的问题。所以其有强烈的淋溶作用导致其BSP值偏低。但是有机质的含量为20g/kg是比较可观的，但是B层非常粘重的粘化层，导致其供肥状况一般，土壤中的丰富有机质并不能得到充分的利用。 三：合理的利用和改良土壤的意见 黄棕壤地区的水热条件优越，自然肥力较高。很适宜多种林木的生长，是我国经济林的集中产地，也是重要的农作区，盛产多种粮食和经济作物。但其质地粘重，养分贫瘠，很容易造成水土流失。加之该类土壤又多分布在起伏丘岗，绝大多数地区缺乏农田水利灌溉条件，一般农业产量水平不高，特别是粘磐层部位高的土壤、强漂型土壤以及一些受侵蚀的土壤，更是中低产土壤。怎样合理利用和改良该土壤主要有以下几点建议： ⑴由于在土壤的B曾中有粘层盘的现象的，不利于植物根系的生长，则可利用深耕、深翻的方法，把两层土混合，以改良质地。应深耕深刨以破除之，反之砂砾底的土壤开辟为水田时，可以移开表土，再铺上一层黄泥加石灰，打实后成为人造塥以防止漏水漏肥，然后将表层土覆回。 ⑵适地适树，发展经济林业 山地黄棕壤要恢复和发展适于当地经济林业生产，在引种经济林木时要注意它分布于南北过渡地带的特点，根据具体情况进行因土造林。在土层浅薄处，宜栽耐旱耐瘠的马尾松、刺槐、山杨等。土层厚、肥力好的地方，可大力发展
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,,Φ，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Q 1，Q 2，Q 3，Q 5……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。 结果计算 ⑴渗出水总量(Q) )1(10 )(321)( S Q Q Q Q Q n mm ?+++= 式中：n Q Q Q Q ,,,321----------每次渗出水量ml ，即cm 3 S-----------渗透筒的横断面积cm 2 由cm 换算成mm 所乖的倍数 这样就可算出当地面保持5cm 水层厚度时，在任何时间内渗出水的总量。 ⑵渗透速度(V) )2(10min)/( S t Q mm V n n ??= 式中：n t --------每次渗透所间隔的时间,min n Q -----间隔时间内渗透的水量,ml 由⑵式说明，渗透速度就是在单位面积土壤上，在一定时间内，渗透的水分量。 ⑶渗透系数(K) )3()(10min)/( L h L V L h S t L Q mm K n n t +?=+????= 式中：t K ---------温度为t(℃)时的渗透系数，mm/min
河海大学 土壤入渗实验报告班级：农水2班
土壤入渗实验报告 一、实验目的： 进行土壤入渗试验，对土壤入渗规律有大致了解，并且利用测的数据绘出土壤累积入渗量和时间的关系曲线，利用该曲线求出入渗强度和时间的关系。 二、实验仪器： 直径4.5cm的土柱圆筒、宽5cm长4cm的马氏瓶、托盘、烧杯、天平、直尺、滤纸、秒表、疏松土壤、自来水。 三、实验步骤： 1)把准备好的土装入圆筒中，每装5cm就夯实一次，直至土的的顶端位于圆筒 进水孔的下缘。 2)检测马氏瓶是否漏气。如果漏气就换试验设备或者用凡士林涂抹。 3)将水灌入马氏瓶，把马氏瓶的出水孔和圆筒的进水口用橡胶管连接好，调节 圆 4)筒和马氏瓶的相对高度使得马氏瓶的出水孔刚好出水。 5)读取马氏瓶中水的高度。 6)实验开始，量取土柱量筒中土壤稳定下渗时土柱的淹水的深度，分别读取实 验 7)开始后第1、3、5、7、10、15、20、25、30、35、40min钟时马氏瓶中水的 高度。 8)根据马氏瓶的面积和圆筒的面积求出圆筒中从开始到不同时刻的累积入渗 量I，画出土壤累积入渗量I和时间的关系曲线，并利用该曲线求出入渗强度i和时间的关系。 四、实验数据： 见后附页。 五、数据分析： I f=0.20 cm/min ； S=2.44 ； I1=1.22 cm/min ； ?=0.51 。
入渗强度-时间曲线图 入渗强度-时间双对数曲线图 湿润锋深度与时间关系图时间t/min 湿 润 锋 深 度 /mm F=38.5×t0.563
随着入渗时间的延长，土壤累积的入渗深度和入渗水量不断增大，初始时刻增加较快，随着时间的不断延长，土壤累积的入渗深度和入渗水量增长速度减缓。 土壤入渗强度随时间的延长而迅速减小，在初始时刻减小很快，随着时间的推移最后趋近于某一稳定值，形成这种现象的主要因素是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，最后接近于该种土壤的渗透系数。 六、注意事项： 1.土壤入渗要现实土壤足够湿润，然后才能开始记录试验数据，否则会出错。 2.土壤入渗强度开始较强，后来变小，逐渐稳定。 3.土壤渗流试验看似简单，不过做成功很难，有许多需要值得注意的地方。 4.读数时秒表不能停，从打开止水阀门时按下秒表，直到入渗完全。 5.土壤入渗要现实土壤足够湿润，然后才能开始记录试验数据，否则会出错。 6.装土时不能把土压的太紧也不能不压，必须保持每次加入土的量和夯实的次 数一致，尽量保证土壤入渗的均匀度。 7.土壤入渗强度开始较强，后来变小，逐渐稳定，需要大致了解这个规律 8.往马氏瓶注水时需要打开阀门，注完后需要关闭才能开始实验。 9.