生态环境 2008, 17(1): 397-402 https://www.doczj.com/doc/72731244.html, Ecology and Environment E-mail: editor@https://www.doczj.com/doc/72731244.html,
基金项目：国家重点基础研究发展计划项目（2007CB407206）；国家自然科学基金项目（40471081）
作者简介：刘振波（1978－），男，副研究员，博士，主要从事土壤侵蚀与资源环境遥感应用研究。E-mail: zbLiu@https://www.doczj.com/doc/72731244.html, *通讯作者：于东升，E-mail: dshyu@https://www.doczj.com/doc/72731244.html, 收稿日期：2007-08-27
模拟降雨下土壤前期含水量对土壤可蚀性的影响
刘振波，史学正，于东升*，王洪杰，张向炎
中国科学院南京土壤研究所//土壤与农业可持续发展国家重点实验室，江苏 南京 210008
摘要：土壤前期含水量是导致土壤可蚀性动态变化一个重要因素。利用人工模拟降雨试验，以我国亚热带地区的14种典型土壤为研究对象，在各试验小区上分别设定3种不同的土壤前期含水量水平，研究土壤前期含水量对不同土壤可蚀性的影响。结果表明，14种土壤类型在3种不同土壤前期含水量水平下土壤可蚀性K 值都存在动态变化，但不同土壤类型其可蚀性K 值随土壤前期含水量变化的变动幅度不同，同一土壤可蚀性K 值在土壤前期含水量变化范围内最高和最低值之间最高相差达到16倍；不同土壤类型可蚀性K 值随土壤前期含水量变化的变动趋势也不同，其中绝大多数土壤可蚀性K 值随前期土壤含水量的升高而增大，根据土壤可蚀性K 值的变动趋势可以分为三类，首先，9种土壤的可蚀性K 值随前期土壤含水量的升高而增大；其次，4种土壤可蚀性K 值随前期土壤含水量升高先升高后降低，变化趋势大致呈倒“U”型；第三，仅有1种土壤的可蚀性K 值随土壤前期含水量的升高而减小。 关键词：土壤可蚀性；K 值；土壤前期含水量；人工模拟降雨
中图分类号：S157 文献标识码：A 文章编号：1672-2175（2008）01-0397-06
土壤可蚀性是土壤对侵蚀介质剥蚀和搬运的敏感性，是土壤遭受侵蚀破坏难易的一种定量的量度指标，它是影响土壤侵蚀量大小的内在因素。国际上习惯用土壤可蚀性(Soil erodibility)来衡量，在通用土壤流失方程（USLE ）和修正的通用土壤流失方程（RUSLE ）模型中用K 值表示[1]。土壤可蚀性是一个复杂的概念，它受许多因素的影响[2-4]。早期研究认为：土壤可蚀性是由土壤结构等变化非常缓慢的土壤性质决定的，因此，同一土壤可蚀性
基本上是保持不变的[5-6]
。但随着研究的不断深入，越来越多的研究发现：土壤可蚀性是一个相对的概念，它受土壤性质的变化而动态变化[7-8]。如Kirby P. C.等[9]的研究表明冬季时间段的土壤可蚀性比夏季大，相差十多倍到几十倍。Bajracharya R. M.等[10]研究发现美国俄亥俄州土壤可蚀性在冬天和春天解冻时较高，季节性的最高值与最低值之间相差4倍。Rorke B. Bryan [11]研究发现，在热带干旱半干旱地区雨季刚开始时往往土壤可蚀性很高，最高和最低值时径流中的泥沙浓度可以产生7~9倍的差异。Ruppenthal 等[12]在哥伦比亚的研究同样发现土壤可蚀性雨季要比旱季高。综合以上研究，土壤可蚀性的季节性变化很大，至少相差4倍，但这种动态变化规律在不同研究区域有不同的结论，而且对导致这种动态变化的内在因素还很少有深入的研究。
在影响土壤侵蚀过程的土壤性质中，土壤前期
含水量一个重要因素，它不仅影响到降雨径流侵蚀的速率[13-14]，还影响到土壤抵抗雨滴侵蚀分离的能力。如Sangodoyin 等[15]通过研究发现尼日利亚东南部两种不同质地的土壤在相同降雨强度下，湿态土壤的平均土壤流失量均高于干态土壤。SHIU & HUGH [16]通过人工模拟降雨试验对安大略湖地区的两种淋溶土抗蚀性的研究发现，在整个土壤含水量变化范围内土壤流失量相差可达800倍。我国南方亚热带红壤区是土壤侵蚀最严重的地区之一[17]，本研究以我国亚热带红壤地区的14种典型土壤为研究对象，在野外土壤侵蚀观测小区上设定3种不同的前期土壤含水量水平，分别代表自然土壤状态下的干、稍湿和湿状态，通过不同土壤前期含水量下的人工模拟降雨试验研究不同土壤前期含水量对土壤可蚀性K 值的影响。
1 研究方法
1.1 试验区概况
本研究应用了江西鹰潭中国科学院红壤生态实验站内设置的14个（9～22号）土壤可蚀性径流试验小区（9～22号），试验地坡度约为5o。各实验小区分别装填我国亚热带主要类型的土壤，每个小区的水平投影长8 m ，宽1.5 m ，合12 m 2。各小区用水泥板与外界分隔。在小区下方安放集水桶，用以收集径流和泥沙。所有小区均无任何植被覆盖，各小区在每次自然降雨前都将土层表面耙平（18小区除外），以破坏前一次降雨形成的表面结壳，18
398 生态环境 第17卷第1期（2008年1月）
号小区是当地的原始土壤，没有进行扰动，保留土壤表面结壳，用于与耕作土壤作对比研究。各试验小区的土壤的基本情况见表1[18]。 1.2 人工模拟降雨试验设计
人工模拟降雨仪产自德国，模拟降雨的有效面积宽5.5 m ，长20 m ，合110 m 2。降雨强度利用降雨喷头个数多少来调节，可调节范围在20～100 mm·h -1。在每次人工模拟降雨之前，对小区土壤进行翻耕并耙平（18号小区除外），每次降雨强度控
制在35～45 mm·h -1
。各小区分别设定3种不同高低的土壤前期含水量，每一小区各场次人工模拟降雨按土壤前期含水量由低到高分别标记为第1、2、3场雨。
1.3 采样与分析方法
每次人工模拟降雨开始前分别用环刀于小区坡面的上、中、下三处采土壤表面0～10 cm 样品，采用烘干法分别测定土壤水分质量分数，取三者平均值以标定土壤前期含水量；降雨进行过程中，记录每次降雨的产流所需时间，于径流产生后每5 min 采集径流样品，测量径流量，并取径流样品测定径流中泥沙含量，径流中的泥沙含量在实验室采用烘干法测定。各场次模拟降雨时间规定为1 h ，1 h 内如果没有径流产生则继续降雨并在径流开始产生后半小时停止降雨。实验数据均采用Microsoft
Excel 统计分析软件完成统计分析。
2 结果与讨论
2.1 各小区不同前期土壤含水量状况
各小区3次人工模拟降雨试验土壤前期水分质量分数状况如图1，表2。由图1，表2可知，3次人工模拟降雨14个小区土壤前期水分质量分数都有明显差别。湿态下14个小区平均土壤水分质量分数为28.0％，比干、稍湿态下分别高11.1％、3.5%。同一土壤的湿态土壤水分质量分数比干态差别最大的为花岗片麻岩发育的简育湿润富铁土（16小区），其土壤水分质量分数在湿态下比干态下的要
表1 试验小区中不同土壤类型的基本情况[18]
Table 1 Status of different soil types in 14 experiment unit plots
小区 成土母质 土壤名称 基本情况
9 笫四纪红色粘土 红色湿润新成土 土壤原来的A 、B 层已全部被侵蚀，仅存红黄相间杂色的网纹层，地貌上形成状如沙丘的“红色沙
漠”，已全为裸露地，无植被覆盖。
10 第四纪红色粘土 粘淀湿润富铁土 约40多年前曾是原始林地，后开垦为农地，土层深厚，种植油菜和花生，是当地第四纪红色粘土区分布很广的旱耕地土壤类型。
11 第四纪红色粘土 粘淀湿润富铁土 约40多年前曾是原始林地，林木砍伐后成为稀疏马尾松草本植物混杂的荒地，土层深厚，土壤原来的A 层已被侵蚀，是第四纪红色粘土区最典型的荒地土壤类型。
12 红砂岩 铝质湿润淋溶土 林木砍伐后，是以稀疏草本植物为主的荒地，土壤原来的A 层和部分B 层已被侵蚀，是红砂岩地区有代表性的荒地土壤类型。
13 红砂岩 铝质湿润淋溶土 约40多年前由原始林地开垦成的耕地，主要种植油菜和花生。
14 紫红色砂页岩 紫色湿润雏形土 水土流失严重，土壤原来的A 、B 层都已被侵蚀，地表仅有少量植被，是紫红色砂页岩风化而来的幼年土壤。
15 花岗岩 铝质湿润淋溶土 林木砍伐之后，仅生长草本植物和灌木，但植被覆盖度高。
16 花岗片麻岩 简育湿润富铁土 30年以前几乎是荒山一片，后经开垦而成，土壤土层深厚，厚度可达2 m 以上。种植花生、红薯、西瓜等，种植年限已有15～20 a 。
17 云母片岩 粘淀湿润富铁土 荒地土壤，土层深厚，厚度可达3 m 以上，有机质层较薄，0～30 cm 土层紧实。荒地上除有少量的薪炭林木外，几乎是荒草地。 18 第四纪红色粘土 粘淀湿润富铁土 土壤为原地原状土，详情同11号小区。
19 千枚岩 铝质湿润淋溶土 荒地土壤，土壤土层深厚，厚度可达3米以上，荒地上有少量的薪炭林木。采土部位在坡的上部。坡度约为7o，40年前该地也曾是原始林地，后经砍伐摞荒而成。
20 千枚岩 铝质湿润淋溶土 旱耕地土壤，土壤土层深厚，厚度可达3 m 以上。耕地上种植花生、油菜、红薯等，种植年限已有20多年。该旱地土壤处在坡的下部，坡度约为7o，与19号小区土壤处在同一坡向上。
21 第四纪红色粘土 简育湿润富铁土 荒地土壤，详情同11号小区。与18号小区相比，该小区的土壤砾石较多，且砾径较粗。原为荒地土壤，后经开垦种植果树，树龄已有3 a 。
22
紫红色砂页岩
紫色湿润雏形土
土壤为旱地土壤，土壤土层深厚，耕地上种植花生、油菜、红薯等，种植年限至少已有70～80 a 。
该旱地土壤处在坡的中部，坡度约为7o，但在坡顶上母质层出露，局部发育成初骨土。
5101520253035
40459
10
11
12
13
14
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16
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20
21
22
小区号
土壤水份质量分数/%
干
稍湿
湿
图1 各小区3次模拟降雨的土壤前期水分质量分数 Fig. 1 Antecedent soil moisture content of 3 simulation rainfalls in 14
unit plots
刘振波等：模拟降雨下土壤前期含水量对土壤可蚀性的影响 399
高14.7％；差距最小的为未破坏土壤表面结壳的第四纪红色粘土发育的粘淀湿润富铁土（18小区）。干态下土壤前期水分质量分数最低的为红砂岩发育的非耕作的铝质湿润淋溶土（12小区），最高的为千枚岩发育的荒地铝质湿润淋溶土（19小区）；而在湿态下土壤水分质量分数最高的同样为千枚岩发育的荒地铝质湿润淋溶土（19小区），最低的则为红砂岩发育的耕作铝质湿润淋溶土（13小区）。 2.2 人工模拟降雨试验下的产流
根据不同的土壤前期含水量，各小区的径流系数如图2。由图2可知，未破坏土壤表面结壳的第四纪红色粘土发育的粘淀湿润富铁土（18小区）径流系数在稍湿态下比其他两次降雨的径流系数都稍低，但总体上3次模拟降雨的径流系数都很高，都在0.7以上，把除18小区之外的13个小区径流系数做统计（表3）。由图2、表3可知，大多数土壤类型3次人工模拟降雨径流系数随着土壤前期含水量的增加而增高，13个小区平均径流系数湿态下为0.48，比干态和稍湿态下分别高0.25、0.05。紫红色砂页岩发育的紫色湿润雏形土（14小区）、花岗岩发育的铝质湿润淋溶土（15小区）和千枚岩发育的荒地铝质湿润淋溶土（19小区）3种土壤在稍湿态下径流系数最高。
同一土壤前期含水量状态下，不同土壤径流系数也不同。在干态下，径流系数最高的为未破坏土壤表面结壳的第四纪红色粘土发育的粘淀湿润富铁土（18小区），达到0.79，除18小区外，最高的为紫红色砂页岩发育的紫色湿润雏形土（14小区），而最低的为第四纪红色粘土发育的红色湿润新成土（9小区），3 h 的人工模拟降雨没有径流产生，
此外第四纪红色粘土发育的耕作粘淀湿润富铁土（10小区）和第四纪红色粘土发育的非耕作的粘淀湿润富铁土（11小区）在干态下径流系数也比较低；在湿态下，各小区中径流系数最高的为紫红色砂页岩发育的耕作紫色湿润雏形土（22小区），达到0.97，最低的为千枚岩发育的非耕作的铝质湿润淋溶土（19小区），径流系数为0.07，两者相差15倍。 2.3 人工模拟降雨试验下的产沙
由于降雨历时不尽相同，我们用单位时间内的土壤流失量——土壤流失速率（t·hm -2·h -1）来评价模拟降雨的产沙状况。根据不同的土壤前期含水量，各小区的3次模拟降雨下的土壤流失速率（t·hm -2·h -1）如图3。保留土壤结壳的18小区3次模拟降雨土壤流失速率变化不大，统计除18小区之外的13个小区土壤流失速率的平均值、变化范围和标准差（表4）。
由图3，表4可见，大多数类型土壤流失速率随土壤前期含水量升高而增大，湿态下13个小区平均土壤流失速率比干态下高0.53 t·hm -2·h -1，相差近2倍。红砂岩发育的耕作的铝质湿润淋溶土（13小区）、紫红色砂页岩发育的紫色湿润雏形土（14小区）、花岗岩发育的铝质湿润淋溶土（15小区）和千枚岩发育的荒地铝质湿润淋溶土（19小区）4种土壤在稍湿态下土壤流失速率最高。在同一前期含水量状态下，不同土壤的模拟降雨的土壤流失速率也存在较大差异，在干、稍湿、湿3种状态下，土壤流失速率最高的均为紫红色砂页岩发育的耕作的紫色湿润雏形土（22小区），最低的均为第四纪红色粘土发育的耕作的粘淀湿润富铁土（10小区），湿态下两者土壤流失速率相差达77倍。 2.4 人工模拟降雨的土壤可蚀性K 值
本研究采用通用土壤流失方程（USLE ）的经典方法来估算土壤可蚀性K 值[1]，根据通用土壤流失方程A=R ·K ·LS ·C ·P 所规定的条件，在本实验中，植被覆盖与管理因子C =1，水土保持工程措施因子P ＝1，所以通用流失方程可简化为：A=R ·K ·LS ，因此，土壤可蚀性因子K ＝A/( R ·LS )，其中A （sht·ac -1）为土壤流失量，R 为降雨侵蚀力，根据R 值的“经典”方法10030
∑?=
I
E R 计算得到，
LS 为地形因子，经测算得到（表5）。为了便于与国际上通用的英制单位K 值进行比较，K 值和降雨侵蚀力R 值的单位
表2 3次模拟降雨14个小区土壤前期水分质量分数统计 Table 2 Statistics of antecedent soil moisture content of 3 simulation
rainfalls in 14 unit plots
统计值 干 稍湿 湿 平均值 16.9 24.5
28.0 变化区间 8.3～26.6 16.2～32.7 18.4～39.1 标准差
5.39
4.86
5.81
0.0
0.10.20.30.40.50.60.7
0.80.91.09
10
11
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13
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小区号
径流系数
干稍湿湿
图 2 各小区3次模拟降雨下的径流系数
Fig. 2 Runoff coefficients of 3 simulation rainfalls in 14 unit plots
表3 各小区3次模拟降雨的径流系数统计（18小区除外） Table 3 Statistics of runoff coefficients of 3 simulation rainfalls
in 13 unit plots( except 18th unit plot)
统计值 干 稍湿 湿
平均值 0.23 0.43 0.48 变化区间 0～0.69 0.05～0.87 0.07～0.97 标准差
0.25
0.33
0.30
400 生态环境 第17卷第1期（2008年1月）
都采用SI 制单位前乘以一个系数来表示，即K 值单位为0.132 t·h·MJ -1·mm -1，R 值单位为17 MJ·mm·hm -2·h -1，这样不管K 值还是R 值，它们的绝对值都与英制单位的绝对值相同[18-19]。计算得到14种土壤不同土壤前期含水量下的K 值（表6），紫红色砂页岩发育的耕作的紫色湿润雏形土（22小区）在湿态下土壤可蚀性K 值高过了理论值，因此在分析中不予考虑。
由表6可知，同一土壤在不同前期土壤含水量状态下土壤可蚀性K 值都有存在动态变化，根据土壤可蚀性K 值变动趋势和变动幅度，14种土壤可蚀性K 值随土壤前期含水量的变化可以分为以下三种类型：首先，9种类型土壤可蚀性K 值随土壤前期含水量的升高而增大。其中红砂岩发育的非耕作的铝质湿润淋溶土（12小区）和紫红色砂页岩发育的耕作的紫色湿润雏形土（22小区）K 值在土壤前期含水量变化范围内变动幅度相对较小，最高和最低值相差在1～3倍之间；第四纪红色粘土发育的红
色湿润新成土（9小区）、第四纪红色粘土发育的耕作的粘淀湿润富铁土（10小区）、第四纪红色粘土发育的非耕作的粘淀湿润富铁土（11小区）、花岗片麻岩发育的简育湿润富铁土（16小区）、云母片岩母质发育的粘淀湿润富铁土（17小区）、千枚岩发育的耕作的铝质湿润淋溶土（20小区）和第四纪红色粘土发育的简育湿润富铁土（21小区）可蚀性K 值的变动幅度相对较大，差距都在5～16倍之间，差别最大的为第四纪红色粘土发育的简育湿润富铁土（21小区），土壤可蚀性K 值在整个土壤含水量变化范围内变动幅度在16倍；其次，有4种土壤可蚀性K 值随土壤前期含水量升高先升高后降低，土壤可蚀性K 值在稍湿态下的最高，包括红砂岩发育的耕作的铝质湿润淋溶土（13小区）、花岗岩发育的铝质湿润淋溶土（15小区）、未破坏土壤表面结壳的第四纪红色粘土发育的粘淀湿润富铁土（18小区）和的千枚岩发育非耕作的铝质湿润淋溶土（19号小区），而且这4种土壤的可蚀性K 值变动幅度相对不大，变动都在1～4倍之间；第三，只有1种土壤可蚀性K 值随土壤前期含水量的升高而减小，即紫红色砂页岩发育的紫色湿润雏形土（14小区）土壤可蚀性K 值在最干态下最高，在最湿态下最低，变化幅度相对不大，干、湿态下的K 值相差2倍左右。
3 结论
对于同一土壤而言，除保留结壳的第四纪红色粘土发育的粘淀湿润富铁土（18小区）径流系数和土壤流失速率3次人工模拟降雨差别较小外，其他13种土壤在不同土壤前期含水量下的3次模拟降雨径流系数和土壤流失速率都有显著差别。其中有10种土壤类型在干态下径流系数最低，在湿态下径流
123456
79
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小区号
土壤流失速率/(t ?h m -2?h -1)
干
稍湿
湿
图3 各小区3次模拟降雨下的土壤流失速率
Fig. 3 Soil loss velocity of 3 simulation rainfalls in 14 unit plots
表4 各小区3次模拟降雨的土壤流失速率统计
（18小区除外，单位：t ·hm -2
·h -1
）
Table 4 Statistics of soil loss velocity of 3 simulation rainfalls in 13 unit
plots( except 18th unit plot, unit: t·hm -2·h -1)
统计值 干 稍湿 湿 平均值 0.62 0.90 1.15 变化区间 0～3.72 0.03～3.19 0.08～6.13 标准差
1.07
1.09
1.73
表5 各径流试验小区LS 值 Table 5 LS values of 14 unit plots
小区号 9 10 11 12 13 14 15 LS 0.47 0.45 0.39 0.44 0.43 0.49 0.43 小区号 16 17 18 19 20 21 22 LS
0.28
0.25
0.28
0.28
0.25
0.26
0.2
刘振波等：模拟降雨下土壤前期含水量对土壤可蚀性的影响401
系数最高，只有3种土壤在稍湿态下径流系数最高；同样，9种类型土壤最高土壤流失速率出现在土壤前期含水量湿态下，最低土壤流失速率在干态下，另外有4种土壤类型土壤流失速率最高在稍湿态下。随着土壤前期含水量的不同，土壤可蚀性K值都存在动态变化，同一土壤可蚀性K值最高和最低值之间相差最高达到16倍，根据14种土壤可蚀性K值的变动趋势和变动幅度，可以分为三种类型：首先，9种土壤可蚀性K值随土壤前期含水量的升高而增大减小；其次，4种土壤可蚀性K值随前期土壤含水量升高先升高后降低，变化趋势呈倒“U”型；第三，只有1种土壤可蚀性K值随前期土壤含水量的升高而减小。
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表6 14个小区不同土壤前期水分质量分数下的土壤可蚀性K值Tab 6 Soil erodibility factor K values of different antecedent soil
moisture content for 14 unit plots
小
区号雨次
土壤前期
水分质量
分数
降雨
历时/h
降雨强度
/(mm·h-1)
A
/(t·hm-2)
R/(17
MJ·mm·h
m-2·h-1)
K/(0.132
t·h·MJ-1·m
m-1)
9
干20.8 3.00 45.48 0.00 49.51 0.000 稍湿29.7 1.00 41.48 0.07 13.73 0.002 湿34.2 1.00 42.46 0.18 14.38 0.005
10
干18.1 3.00 45.48 0.36 49.51 0.003 稍湿27.9 1.00 50.92 0.43 20.69 0.009 湿32.2 1.00 42.46 1.25 14.38 0.039
11
干16.7 2.00 32.63 0.02 16.99 0.001 稍湿25.5 1.00 56.03 0.04 25.05 0.001 湿30.4 1.00 44.23 0.16 15.61 0.005
12
干8.3 1.00 37.94 2.31 11.49 0.091 稍湿17.0 1.00 46.79 7.12 17.47 0.185 湿20.2 1.00 40.10 7.57 12.83 0.268
13
干9.1 1.00 37.94 0.58 11.49 0.023 稍湿16.2 1.00 34.01 1.34 9.23 0.067 湿18.4 1.00 32.63 1.08 8.50 0.058
14
干16.0 1.00 33.22 3.58 8.81 0.165 稍湿21.5 1.00 48.16 4.66 18.51 0.102 湿24.7 1.00 40.50 2.80 13.09 0.087
15
干11.3 1.00 47.77 2.37 18.21 0.060 稍湿19.8 1.00 58.39 3.72 27.20 0.063 湿22.4 1.00 45.22 1.66 16.32 0.047
16
干13.2 1.00 44.82 0.20 16.03 0.009 稍湿23.5 1.00 39.71 0.49 12.58 0.028 湿27.9 1.00 41.68 0.99 13.86 0.051
17
干19.2 1.00 42.27 0.11 14.26 0.006 稍湿30.3 1.00 44.42 0.43 15.74 0.022 湿33.5 1.00 34.21 0.72 9.34 0.062
18
干22.3 1.00 37.55 1.64 11.25 0.104 稍湿23.7 1.00 23.39 1.3 4.37 0.213 湿27.2 0.67 34.21 1.48 6.26 0.169
19
干26.6 1.50 42.86 0.38 14.66 0.018 稍湿32.7 1.00 36.76 0.63 10.78 0.041 湿39.1 1.00 42.66 0.25 14.52 0.012
20
干23.7 1.50 37.48 0.29 11.21 0.021 稍湿26.9 1.00 30.27 0.69 7.31 0.075 湿31.3 1.00 34.21 1.68 9.34 0.143
21
干14.6 1.00 49.15 0.11 19.27 0.005 稍湿22.7 1.00 38.53 0.76 11.85 0.049 湿24.1 1.00 35.78 1.1 10.21 0.083
22
干16.4 1.00 39.10 8.33 12.21 0.681
稍湿25.0 1.00 28.90 5.85 6.66 0.873
402 生态环境第17卷第1期（2008年1月）
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Effect of antecedent soil moisture on soil erodibility using simulation rainfall
Liu Zhenbo, Shi Xuezheng, Yu Dongsheng, Wang Hongjie, Zhang Xiangyan State Key Laboratory of Soil and Sustainable Agriculture//Institute of Soil Science, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China
Abstract:Antecedent soil moisture content is a very important factor leading to soil erodibility dynamic change. 42 artificial simulated rainfall experiments were conducted in 14 soil erodibility plots with different soil types in South China, and the impact of three antecedent soil moisture levels (dry, dampish, wet) on soil erodibility K value were studied as well. The results showed that soil erodibility K value was affected by antecedent soil moisture content. Also, the change pattern of soil erodibility K value varied with different soil types. For the same soil type, the highest value was 16 times greater than the lowest value within the range of antecedent soil moisture content. For the different soil types, different pattern of soil erodibility K value was found with the change of antecedent soil moisture content. The change trend of soil erodibility K value was sorted into three types: Firstly, the soil erodibility factor K values for nine soil types would be going up with the increase of the antecedent soil moisture content; Secondly, the change trend of soil erodibility K values for four soil types presented inverse “U” shape with the change of antecedent soil moisture content; Thirdly, the soil erodibility factor K values for one kind of soil would be going down with the decrease of the antecedent soil moisture content.
Key words: soil erodibility; K value; antecedent soil moisture; artificial simulated rainfall
一、土的含水率试验（烘干法） 实验说明与注意事项：（1）含水率试验以烘干法为室内的标准方法，精度高，应用广。 （2）试样烘至恒重所需的时间与取土数量有关。规定细粒土为15-30g，细粒土宜烘8-10h，砂类土因持水性差，颗粒大小相差悬殊，水分变化不大，所以试样应多取一些，取50g，对砂类土宜烘6-8h。对有机质含量超过5%的土，因土质不均匀，采用烘干法时，除注明有机质含量外，亦应取50g。 （3）一般认为土在105-1100C温度下能将土中部分结晶水和自由水蒸发掉，对于石膏土来说，若将土的烘干温度定在1100C左右，对含石膏土会失去结晶水，用此方法测定其含水率有影响。如果土中有石膏，则试样应该在不超过800C的温度下烘干，并要烘12-15h。 （4）有机质土在105-1100C温度下经长时间烘干后，有机质特别是腐殖酸会在烘干过程中逐渐分解而不断损失，使测得的含水率比实际的含水率大，土中有机质含量越高，误差越大。故对有机质含量超过5%的土，规定在60-700C恒温下进行烘干，干燥12-15h为好。 （5）烘干期间烘箱不应频繁开启，以免影响箱内温度。水分较多的土，不应与接近烘干的土在一个烘箱内烘。因烘箱底层温度较高，故试样应距底层有一定的距离。将称量盒校正恒重后，简化了试验过程中反复测量称量盒的手续。但使用一定时间后称量盒的质量常有变化，因此一般半年需要校正一次，以保证试验精度。 二、土的含水率试验（酒精燃烧法） 实验说明与注意事项：（1）本实验法在现场测试规程中用的较多。取代表性试验时，砂类土数量应多于黏质土。酒精纯度要求达95%。 （2）对有机质土其有机成分会燃烧，这样所测含水率会偏大。测定结果将与含水率定义不符。 （3）一般酒精应烧三次，为使酒精在试验中充分混合均匀，可将盒底在桌面上轻轻敲击。 （4）根据经验得知，用酒精燃烧法测量土的含水率的准确度与土类有关。用酒精法测砂的含水量时，所得结果于烘干法的结果相符。用酒精燃烧法测黏性土，特别是重亚黏土和黏土的含水率时，所测结果于烘干法的结果相差很大。酒精燃烧法测得的含水率常小于烘干法的结果。其主要原因是，酒精难于将黏性土烧干。此外，潮湿的黏性土难于粉碎，也使酒精法的准确度降低。对于有机质含量高的土，不能采用酒精燃烧法测含水率。
土壤含水量的测定（烘干法） 进行土壤水分含量的测定有两个目的： 一是为了解田间土壤的实际含水状况，以便及时进行灌溉、保墒或排水，以保证作物的正常生长；或联系作物长相、长势及耕栽培措施，总结丰产的水肥条件；或联系苗情症状，为诊断提供依据。 二是风干土样水分的测定，为各项分析结果计算的基础。前一种田间土壤的实际含水量测定，目前测定的方法很多，所用仪器也不同，在土壤物理分析中有详细介绍，这里指的是风干土样水分的测定。 风干土中水分含量受大气中相对湿度的影响。它不是土壤的一种固定成分，在计算土壤各种成分时不包括水分。因此，一般不用风干土作为计算的基础，而用烘干土作为计算的基础。分析时一般都用风干土，计算时就必须根据水分含量换算成烘干土。 测定时把土样放在105～110℃的烘箱中烘至恒重，则失去的质量为水分质量，即可计算土壤水分百分数。在此温度下土壤吸着水被蒸发，而结构水不致破坏，土壤有机质也不致分解。下面引用国家标准《土壤水分测定法》。 2.3.1适用范围 本标准用于测定除石膏性土壤和有机土（含有机质20%以上的土壤）以外的各类土壤的水分含量。 2.3.2方法原理 土壤样品在105±2℃烘至恒重时的失重，即为土壤样品所含水分的质量。 2.3.3仪器设备 ①土钻；②土壤筛： xx1mm；③铝盒：
小型直径约40mm，高约20mm；大型直径约55mm，高约28mm；④分析天平： 感量为 0.001g和 0.01g；⑤小型电热恒温烘箱；⑥干燥器： xx变色硅胶或无水氯化钙。 2.3.4试样的选取和制备 2.3. 4.1风干土样选取有代表性的风干土壤样品，压碎，通过1mm筛，混合均匀后备用。 2.3. 4.2新鲜土样在田间用土钻取有代表性的新鲜土样，刮去土钻中的上部浮土，将土钻中部所需深度处的土壤约20g，捏碎后迅速装入已知准确质量的大型铝盒内，盖紧，装入木箱或其他容器，带回室内，将铝盒外表擦拭干净，立即称重，尽早测定水分。 2.3.5测定步骤 2.3. 5.1风干土样水分的测定将铝盒在105℃恒温箱中烘烤约2h，移入干燥器内冷却至室温，称重，准确到至 0.001g。用角勺将风干土样拌匀，舀取约5g，均匀地平铺在铝盒中，盖好，称重，准确至 0.001g。将铝盒盖揭开，放在盒底下，置于已预热至105±2℃的烘箱中烘烤6h。取出，盖好，移入干燥器内冷却至室温（约需20min），立即称重。风干土样水分的测定应做两份平行测定。
重庆科技学院学生毕业设计（论文）外文译文 学院建筑工程学院 专业班级土木工程2012-03 学生姓名潘星俊 学号2012444094
译文要求 1.外文翻译必须使用签字笔，手工工整书写，或用A4纸打印。 2.所选的原文不少于10000印刷字符，其内容必须与课题或专业方向紧密相关， 由指导教师提供，并注明详细出处。 3.外文翻译书文本后附原文（或复印件）。
出处:土木工程学报（2015）19（7）：2061-2066 版权?2015韩国土木工程师协会 DOI 10.1007/s12205-015-0163-0 确定土壤最佳含水量和最大干密 度的试验方法 X iao-Chuan Ren*, Yuan-Ming Lai**, Fan-Yu Zhang***, and Kai Hu**** 2014年4月2日收到/2014年6月18日修订/2014年11月11日接受/2015年1月12日在线出版 ·········································································································································································· 摘要 基于物理参数对土的压缩模量进行研究，得出一种能准确确定少量土样土壤最佳含水量的及相应的最大干密度的方法。力压缩模量曲线上的压缩模量峰值被用来确定最佳含水量及最大干密度。对所提出的方法进行了验证，通过使用四种不同类型的土壤：西藏青海粘土，二氧化硅粘土，兰州黄土，西藏青海沙土。结果表明，相对于传统的压实方法，新方法可以准确测定各类型土壤的最佳含水量和最大干密度。此外，对于某些含水量，当土壤的压实度是最大时，粘土和二氧化硅粘土达到理论饱和状态，而砂土和黄土则未达到。 关键词：最佳含水量，最大干密度，压缩模量，粘土，黄土，砂土，改良土 ··········································································································································································1.引言 在施工过程中的许多情况下，将土壤压实到其最大干密度是必要的。压实是指土壤中的孔隙空间减少，其密度增加所造成的土壤颗粒重排对抵抗力的压实能量。在压实过程中，土壤密度的变化取决于土壤颗粒之间的空隙空间的直接压缩，以及从运动中产生的土壤颗粒的位置和方向的空隙空间的减少。水在这个过程中起着润滑剂的作用，当土壤颗粒之间的空隙被水填充时，即为最佳密度。因此，最佳的含水量对应于足够支持滑动运动的土壤颗粒的水膜所需的最小量的水。对于特定的水含量，压缩土壤以达最大的理论密度意味着通过从土壤中的空隙排出所有的气体，从而达到饱和。理论上达到的最大压实曲线，也被称为饱和曲线，通过连接不同的水分含量对应得土壤饱和的相应干密度。一些研究者(Hilf, 1956; Ring et al., 1962; Ramiah etal., 1970; Wang and Huang, 1984)已有了获得最佳含水量和最大干密度的各种方法的讨论。然而，在一个给定的压实工作的前提下压实试验方法已被采纳为标准用以确定最佳的水分含量和相应的最大干密度(ASTM D698, 2012; ASTM D1557, 2012)。确定土壤最佳含水量和最大干密度的重要因素是压实作业的识别。毫无疑问，每一种类型的土壤反应不同的压实工作，这使得不同类型的土壤在使用相同的压实工作和现有的规范情况下，不可能获得水含量和最大干密度。基于Boutwell (1961)的想法，Blotz et al. (1998)研究了压实工作与
土壤含水量及农田作物需水量 一、土壤含水量的计算 1．土壤重量含水量（重量百分数） 指一定重量的土壤中水分重量占干土重的百分数。干土指在105℃ 下烘干的土壤（干土≠风干土），通常要求烘干时间达8小时以上，准 确则要求烘至衡重。它是普遍应用的一种表示方法，也是经典方法。 一般情况下，如果文献中未做任何说明，则均表示“重量含水量”。如 烘干法测定的结果，其含水量的重量百分数（水重%）可由下式求得： 例1：测得湿土重为95克，烘干后重79克，求重量含水量。 %3.20%10079 7995%=?-=水重 2．土壤容积含水量（水容积百分数） 指一定土壤水的容积占土壤容积的百分数。它可以表明土壤水充满 土壤孔隙的程度及土壤中水、气的比率。常温下如土壤的密度为1 克/ 厘米3，因此土壤容积含水量或水容积百分数（水容积%）可由下式求 得： 土壤容重 自然状态下，单位体积内干土重，单：g/cm 3。容重是土壤的一个 十分重要的基本参数，在土壤工作中用途较广，以下举例说明。 （1）判断土壤的松紧程度 容重可用来表示土壤的松紧程度，疏 蓊或有团粒结构的土壤容重小，紧实板结的土壤则容重大，如下表。 容重（g/cm 3） 松紧程度 孔隙度 （%） < 1.00 最松 > 60 1.00~1.14 松 60~56 1.14~1.26 适合 56~52 1.26~1.30 稍紧 52~50 > 1.30 紧 < 50
（2）计算土壤重量 每公顷或每亩耕层土壤有多重，可用土壤的 平均容重来计算，同样一定面积土壤（地）上的挖土或盆裁填土量， 也要利用容重来计算。 例1：一个直径为40cm ，高为50cm 的盆，如果按1.15g/cm 3容重 计算，问需装多少（干）土？ 解：(40/2)2 ? 3.14 ? 50 ? 1.15 = 72220克 = 72公斤 如一亩地面积（6.67?106cm 2）的耕层厚度为20cm ，容重为 1.15g/cm 3，其总重量为： 6.67 ? 106 ? 20 ? 1.15 = 1.5 ? 108(g) = 150(t) = 150000kg = 30 万 斤土 （3）计算土壤各组分的数量 根据土壤容重，可以计算单位面积 土壤的水分、有机质含量、养分和盐分含量等，作为灌溉排水、养分 和盐分平衡计算和施肥的依据。 如上例中的土壤耕层，现有土壤含水量为5%，要求灌水后达到 25%，则每亩的灌水定额为： 6.67 ? 106 ? 20 ? 1.15 ? (25% - 15%) = 30(m 3) 又如上例，土壤耕层的全N 含量为0.1%，则土壤耕层（0~20cm ） 含N 素总量为: 6.67 ? 106 ? 20 ? 1.15 ? 0.1% = 150t ? 0.1% = 150kg 例2：如某土壤水含量（水重%）为20.3%，土壤容重为1.20(克/ 厘米3)，求土壤容积百分数（水容％） 水容% = 20.3% ? 1.2 = 24.4% 又如某土壤容重为1.20，该土的总孔隙度为%10065.220.11???? ??- = 55%，则其土壤容积饱和含水量为55%，饱和重量含水量为37.7%，空气所 占的容积为55% - 24.4% = 30.6% 3．土壤水贮量（农田贮水深） 以水层厚度（水毫米）表示。指一定厚度土层内土壤水的总贮量相当 多少水层厚度（毫米）。它便于与气象资料－降水量、蒸发量及作物耗 水量等进行比较。土壤水贮深（水毫米）可同下式求得：
实验二土壤含水量的测定 一、目的意义 进行土壤含水量的测定有两个目的：一是为了解田间土壤的实际含水情况，以便及时进行播种、灌排、保墒措施，以保证作物的正常生长；或联系作物长相长势及耕作栽培措施，总结丰产的水肥条件。二是风干土样水分的测定，是各项分析结果计算的基础。 土壤含水量的测定方法很多，如烘干法、酒精燃烧法和中子测量法等，其中烘干法是目前国际上土壤水分测定的标准方法，虽然需要采集土样，并且干燥时间较长但是因为它比较准确，且便于大批测定，故为常用的方法。 二、土壤自然含水量的测定 土壤自然含水量是指田间土壤中实际的含水量，它随时在变化之中，不是一个常数。土壤自然含水量测定的方法，介绍烘干法和酒精燃烧法。 （一）烘干法 1．方法原理将土壤样品放在105℃±2℃的烘箱中烘至恒重，求出土壤失水重量占烘干重量的百分数。在此温度下，包括吸湿水（土粒表面从空气中吸取活动力强的水汽分子而成的一种水分）在内的所有水分烘掉，而一般土壤有机质不致分解。 2．操作步骤 （1）将铝盒擦净，烘干冷却，在1/100天平上称重，并记下铝盒号码（A）。 （2）在田间取有代表性的土样（0~20cm）20g左右，迅速装入铝盒中，盖好盒盖，带回室内（注意铝盒不可倒置，以免样品撒落），在天平上称重（B），每个样品至少重复测3份。 （3）将打开盖子的铝盒（盖子放在铝盒旁侧或盖子平放在盒下），放人105℃±2℃的恒温箱中烘6~8小时。 （4）待烘箱温度下降至50℃左右时，盖好盖子，置铝盒于干燥器中30分钟左右，冷却至室温，称重（C），如无干燥器，亦可将盖好的铝盒放在磁盘或木盘中，待至不烫手时称重。 （5）然后，启开盒盖，再烘4小时，冷却后称重，一直到前后两次
土壤水分的测定实验 一、实验目的 1、了解土壤的实际含水情况，以便适时灌排，保证植物生长对水分的需求。 2、风干土样水分的测定，是各项分析结果计算的基础。土壤水分含量的多少，直接影响土壤的固、液、气三相比例，以及土壤的适耕性和植物的生长发育。 二、实验原理 土壤水分大致分为化学结合水、吸湿水和自由水三类。自由水是可供植物自由利用的有效水和多余水，可以通过土壤在空气中自然风干的方法从土壤中释放出来；吸湿水是土壤颗粒表面被分子张力所吸附的单分子水层，只有在105-110℃下才能摆脱土壤颗粒表面分子力的吸附，以气态的形式释放出来，由于土粒对水汽分子的这种吸附力高达成千上万个大气压，所以这层水分子是定向排列，而且排列紧密，水分不能自由移动，也没有溶解能力，属于无效水；而化学结合水因为参与了粘土矿物晶格的组成，所以是以OH-的形式存在的，要在600--700℃时才能脱离土粒的作用而释放出来。 土壤含水量的测定方法很多，如烘干法、酒精燃烧法和中子测量法等，其中烘干法是目前国际上土壤水分测定的标准方法，虽然需要采集土样，并且干燥时间较长但是因为它比较准确，且便于大批测定，故为常用的方法。 将土壤样品放在105℃±2℃的烘箱中烘至恒重，求出土壤失水重量占烘干重量的百分数。在此温度下，包括吸湿水（土粒表面从空气中吸取活动力强的水汽分子而成的一种水分）在内的所有水分烘掉，而一般土壤有机质不致分解。 三、实验器材 铝盒、烘箱、干燥器、天平、小铲子、小刀。 四、实验步骤 1、在室内将铝盒编号并称重，重量记为W0 。 2、用已知重量的铝盒在天平上称取欲测土样15—20克，称量铝盒与新鲜土壤样
几个重要的土壤水分常数和土壤含水量的表示方法 一、田间蓄水量= 666."7×土层深度（m）×容重×含水量（…%）/.067 二、生育期耗水量=播前土壤水分储量+生育期（阶段）降水量—收获期各处理土壤水分储量 三、生产年度耗水量=播前土壤水分储量+前茬作物收获后降水量—收获期各处理土壤水分储量 四、水分生产效率（Kg/mm）=处理产量/耗水量 五、提高水分转化效率（%）=（处理水分生产效率—ck水分生产效率）/ ck 水分生产效率 六、1㎜降雨相当于 666."7㎡土壤中增加了 0."67方水，即， 666."7㎡土壤中每增加1方水，相当于降雨增加 1."5㎜ 七、土壤蓄水量（立方米/亩）=每亩面积（平方米）×土层深度×土壤容重×土壤重量含水量 八、W= h×p×b%×10 式中: W为土壤贮水量(mm);h为土层深度(cm);p为土壤容重(g/cm3);b%为土壤水分重量百分数。 九、常用的土壤水分常数有以下几种：
①最大分子持水量： 当膜状水达到最大数量时的土壤含水量称为最大分子持水量。 ②田间持水量： 当毛管悬着水达到最大数量时的土壤含水量称为田间持水量。③毛管持水量： 当毛管上升水达到最大数量时的土壤含水量称为毛管持水量。 ④饱和含水量： 当土壤全部孔隙被水分所充满时，土壤便处于水分饱和状态，这时土壤的含水量称为饱和含水量或全持水量。 ⑤凋萎系数： 当土壤含水量降至一定程度时，由于植物的吸水力小于土壤的持水力，植物便因水分亏缺而发生永久性凋萎，此时的土壤含水量称做凋萎系数，也叫永久凋萎含水量。 十、土壤含水量表示方法 土壤含水量表示方法有以下几种，为了描述的方便，我们以汉字的形式表示它的计算公式 ①以重量百分数表示土壤含水量 土壤含水量以土壤中所含水分重量占烘干土重的百分数表示，计算公式如下： 土壤含水量（重量％）＝（原土重-烘干土重）/烘干土重×100％＝水重/烘干土重×100％ ②以容积百分数表示土壤含水量
常州工学院市政工程 检测实习报告 土壤水分的测定 专业土木工程 班级 12土一班 姓名申海彬苏磊孙玉鹏王佳男 学号 成绩
日期 2015年10月22日 一、实验目的 进行土壤含水量的测定有两个目的： 一是为了解田间土壤的实际含水情况，以便及时进行播种、灌排、保墒措施，以保证作物的正常生长；或联系作物长相长势及耕作栽培措施，总结丰产的水肥条件。 二是风干土样水分的测定，是各项分析结果计算的基础。 土壤含水量的测定方法很多，如烘干法、酒精燃烧法和中子测量法等，其中烘干法是目前国际上土壤水分测定的标准方法，虽然需要采集土样，并且干燥时间较长但是因为它比较准确，且便于大批测定，故为常用的方法。 二、实验器材 铝盒、烘箱、干燥器、天平、土钻、小刀。 三、实验内容 土壤自然含水量是指田间土壤中实际的含水量，它随时在变化之中，不是一个常数。土壤自然含水量测定的方法：烘干法。
1． 方法原理 将土壤样品放在105℃±2℃的烘箱中烘至恒重，求出土壤失水重量占烘干重量的百分数。在此温度下，包括吸湿水（土粒表面从空气中吸取活动力强的水汽分子而成的一种水分）在内的所有水分烘掉，而一般土壤有机质不致分解。 2．操作步骤 烘干法是测定土壤含水量的通用方法，测定本身的误差取决于所用天平的精确度和取样的代表性，所以在田间取样时，需要注意取样点的代表性。 测定步骤如下： （一） 用已知重量的铝盒在天平上称取欲测土样15—20克。 （二） 将盛土样的铝盒放入烘箱内，打开盖，在105～110℃温度条件下连续烘6小时，取出后，放入干燥器内冷却。 （三） 将铝盒盖盖上，从干燥器中取出，称量。 （四） 称后再将盖打开，放入105～110℃温度的烘箱中烘2小时，取出称重，如此连续烘至恒重（两次差数小于克） 四、实验结果 土壤含水量（%）= 100A C C B ?-- 式中：A — 铝盒重（g ） B — 铝盒加湿土重（g ） C — 铝盒加烘干土重（g ） 即：土壤含水量%=（湿土重—干土重）/干土重*100
测量土壤含水量的方法有哪些 土壤水分是指由地面向下至地下水面（浅水面）以上的土壤层中的水分，它能够供给 作物生产，是农业生产的必要条件，也是土壤肥力的重要组成部分。在农业生产种植中，对土壤水分进行有效的监测，有利于及时了解土壤的肥力状况，为合理施肥、科 学灌溉、加强土壤环境管理起到重要作用。 目前，用于监测土壤含水量的方法很多种，但归纳起来主要有以下几大类： （1）烘干法：又称重量测定法，即取土样放入烘箱，烘干至恒重。此时土壤水分中自由态水以蒸汽形式全部散失掉，再称重量从而获得土壤水分含量。烘干法还有红外法、酒精燃烧法和烤炉法等一些快速测定法。 （2）中子仪法：将中子源埋入待测土壤中，中子源不断发射快中子，快中子进入土壤介质与各种原子离子相碰撞，快中子损失能量，从而使其慢化。当快中子与氢原子碰 撞时，损失能量最大，更易于慢化，土壤中水分含量越高，氢原子就越多，从而慢中
子云密度就越大。中子仪测定水分就是通过测定慢中子云的密度与水分子间的函数关系来确定土壤中的水分含量。 （3）γ射线法：与中子仪类似，γ射线透射法利用放射源137Cs放射出γ线，用探头接收γ射线透过土体后的能量，与土壤水分含量换算得到。 （4）土壤水分传感器法：目前采用的传感器多种多样，有陶瓷水分传感器，电解质水分传感器、高分子传感器、压阻水分传感器、光敏水分传感器、微波法水分传感器、电容式水分传感器等等。 （5）时域反射法：即TDR（Time Domain Reflectometry）法，它是依据电磁波在土壤介质中传播时，其传导常数如速度的衰减取决于土壤的性质，特别是取决于土壤中含水量和电导率。 （6）频域反射法：即FDR（Frequency Domain Reflectometry）法，该系统是通过测量电解质常量的变化量测量土壤的水分体积含量，这些变化转变为与土壤湿度成比例的毫伏信号。
1. 实验二 土壤含水量的测定 （烘干法与酒精燃烧法） 一、目的意义 进行土壤含水量的测定有两个目的：一是为了解田间土壤的实际含水情况，以便及时进行播种、灌排、保墒措施，以保证作物的正常生长；或联系作物长相长势及耕作栽培措施，总结丰产的水肥条件。二是风干土样水分的测定，是各项分析结果计算的基础。 土壤含水量的测定方法很多，如烘干法、酒精燃烧法和中子测量法等，其中烘干法是目前国际上土壤水分测定的标准方法，虽然需要采集土样，并且干燥时间较长但是因为它比较准确，且便于大批测定，故为常用的方法。 二、土壤自然含水量的测定 土壤自然含水量是指田间土壤中实际的含水量，它随时在变化之中，不是一个常数。土壤自然含水量测定的方法，介绍烘干法和酒精燃烧法。 （一）烘干法 1．方法原理 将土壤样品放在105℃±2℃的烘箱中烘至恒重，求出土壤失水重量占烘干重量的百分数。在此温度下，包括吸湿水（土粒表面从空气中吸取活动力强的水汽分子而成的一种水分）在内的所有水分烘掉，而一般土壤有机质不致分解。 2．操作步骤 （1）将铝盒擦净，烘干冷却，在1/100天平上称重，并记下铝盒号码（A ）。 （2）在田间取有代表性的土样（0~20cm ）20g 左右，迅速装入铝盒中，盖好盒盖，带回室内（注意铝盒不可倒置，以免样品撒落），在天平上称重（B ），每个样品至少重复测3份。 （3）将打开盖子的铝盒（盖子放在铝盒旁侧或盖子平放在盒下），放人105℃±2℃的恒温箱中烘6~8小时。 （4）待烘箱温度下降至50℃左右时，盖好盖子，置铝盒于干燥器中30分钟左右，冷却至室温，称重（C ），如无干燥器，亦可将盖好的铝盒放在磁盘或木盘中，待至不烫手时称重。 （5）然后，启开盒盖，再烘4小时，冷却后称重，一直到前后两次称重相差不超过1%时为止（C ）。 3．结果计算 土壤含水量（%）= 100A C C B ?-- 式中：A — 铝盒重（g ） B — 铝盒加湿土重（g ） C — 铝盒加烘干土重（g ） 4．注意事项 （1）烘箱温度以105℃±2℃为宜，温度过高，土壤有机质易碳化逸失。在烘箱中，一
土壤含水量(soil moisture content)的表示方法 1 质量含水量：土壤中所含水质量与烘干土质量的比值。 土壤质量含水量（%）= 用数学公式表示为： ——质量含水量（自然含水率或绝对含水量）（%）； 式中：θ m w ——湿土质量； 1 ——烘干土质量。 w 2 2 容积含水量：单位土壤总容积中水分所占的容积分数。 土壤容积含水量（%）= 其数学表达式为： ——土壤实际含水量的体积百分率，（%）； 式中：θ v ——土壤总体积，cm3； V s V ——水所占的体积，cm3。 w 土壤含水量的质量含水量与容积含水量之间的换算关系如下： 式中：ρ——土壤容重，g/cm3。
多数土壤密度（容重）在1~1.8之间，沙质土密度多在1.4~1.7g/cm3，壤质土在前两者之间 3 相对含水量(relative moisture)：指土壤含水量占田间持水量的百分数。 土壤相对含水量（%）= 4 土壤水层厚度：指一定面积一定土层厚度的土壤中所含土壤水量相当于相 同面积下水层的厚度，多用mm 表示。 式中：T ——水层厚度，mm； w ——土层厚度，mm； T s 采用土壤水层厚度的方便之处在于它可直接用于与大气降水量、土壤蒸发散的比较、计算。 5 绝对水体积（容量）：指一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积，量纲 为「L3」。它主要用于确定灌水量和排水量，一般在不标明土壤厚度 时，通常指1米土深。 在农业生中，及时掌握封墒情情很重要。利用感官检验土壤墒情，具有简便、快速度等特点。 饱墒含水量18.5%~20%，土色深暗发黑，用手捏之成团，抛之不散，可搓成条，手上有明显的水迹。饱墒为适耕上限，土壤有效含水量最大。 适墒含水量15.5%~18.5%，土色深暗发暗，手捏成团，抛之破碎，手上留有湿印。适墒是播种耕作适宜的墒情，有效含水量较高。 黄墒含水量12%~15%，土色发黄，手捏成团，易碎，手有凉爽感觉。黄墒适宜耕作，有效含水量较少，播种出苗不齐，需要灌溉。 干土含水量在8%以下，土色灰白，土块硬结，细土松散。干土无作物可吸收的水分，不适宜耕作和播种。
实验三土壤吸湿水的测定实验报告 实验地点：生地楼实验时间： 实验人： 一：目的意义 风干土中水分含量受大气中相对湿度的影响，土样仍保有一定水分。在土壤理化分析中，各项分析结果都以“烘干土”作为计算标准，分析是一般都用风干土，计算时就必须根据水分含量换算成烘干土。因为风干土的含水量因生物气候条件、土壤类型、组成不同而差异很大，难以相互比较。因此分析测定的土样，必须测定其吸湿水含量。 二：实验原理 测定时把土样放在105-110℃的烘箱中烘至恒重，则失去的质量为水分质量，即可计算土壤水分百分数。在此温度下土壤吸着水被蒸发，而结构水不致破坏，土壤有机质也不致分解。 三：实验仪器 分析天平（0.001g）、小铝盒（2个）、烘箱、牛角勺、干燥器。 四：操作步骤 1）.在分析天平上称出干燥而洁净的铝盒重量（w）； 2）.放入约5g过1mm筛的风干土（称两份土做平行）； 3）.烘干：盖上盒盖，准确称重（w1），再将盖打开放入已预热至105°±2℃的烘箱中，控制在105-110℃范围，连续烘干6-8小时； 4）.冷却：取出铝盒迅速放入干燥器中冷却，冷却至室温，然后取出立即称重（w2）； 5）.称重：再放入烘箱中，烘干3——5小时，在干燥器中冷却，再称重，检验是否恒重。 （占干土重的百分数，准确至0.001）。 五：原始数据记录 （1）实验数据 （2）数据处理 土壤吸湿水含量％=（w1-w2）? 100/（w2-w） W——铝盒重量（g）w1——铝盒+风干土重（g）w2——铝盒+烘干土重（g）六：注意事项
1.严格控制恒温条件，温度过高，土壤有机质易碳化逸失。 2.按分析步骤的条件一般试样烘6h可烘至恒重，含水较多，质地黏重的样品需8h。 3.在烘干期间不要随意打开烘箱，以免影响烘箱内温度升降变化和使土壤吸湿。 4.平行测定结果用算术平均值表示，保留小数最后一位数。水分小于5%的风干土样，相 差不得小于0.2%。
土壤含水量测量方法 ( 1 )称重法(Gravimetric) 也称烘干法，这是唯一可以直接测量土壤水分方法，也是目前国际上的标准方法。用土钻采取土样，用0.1g 精度的天平称取土样的重量，记作土样的湿重 M，在 105℃的烘箱内将土样烘 6~8 小时至恒重，然后测定烘干土样，记作土样的干重 Ms 土壤含水量=(烘干前铝盒及土样质量-烘干后铝盒及土样质 量)/(烘干后铝盒及土样质量-烘干空铝盒质量)*100% ( 2 )张力计法(Tensiometer) 也称负压计法，它测量的是土壤水吸力测量原理如下：当陶土头插入被测土壤后，管内自由水通过多孔陶土壁与土壤水接触，经过交换后达到水势平衡，此时，从张力计读到的数值就是土壤水(陶土头处)的吸力值，也即为忽略重力势后的基质势的值，然后根据土壤含水率与基质势之间的关系(土壤水特征曲线)就可以确定出土壤的含水率 ( 3 ) 电阻法(Electricalresistance) 多孔介质的导电能力是同它的含水量以及介电常数有关的，如果忽略含盐的影响，水分含量和其电阻间是有确定关系的电阻法是将两个电极埋入土壤中，然后测出两个电极之间的电阻。但是在这种情况下，电极与土壤的接触电阻有可能比土壤的电阻大得多。因此采用将电极嵌入多孔渗水介质(石膏、尼龙、玻璃纤维等)中形成电阻块以解决这个问题 ( 4 ) 中子法(Neutronscattering) 中子法就是用中子仪测定土壤含水率中子仪的组成主要包括：一个快中子源，一个慢中子检测器，监测土壤散射的慢中子通量的计数器及屏蔽匣，测试用硬管等。快中子源在土壤中不断地放射出穿透力很强的快中子，当它和氢原子核碰撞时，损失能量最大，转化为慢中子(热中子)，热中子在介质中扩散的同时被介质吸收，所以在探头周围，很快的形成了持常密度的慢中子云
土壤自然含水量的测定（烘干法） 一、仪器设备。 1、铝盒：大型的、小型的、玻璃的。 2、天平：感量为0.01g（百分之一）。 3、电热恒温鼓风干燥箱。 4、干燥器：内有变色硅胶或无水氯化钙。 二、土壤样品：通过2㎜筛（10目）的土壤样。 三、操作步骤。 1、小型铝盒的烘干及称量。①编号，将铝盒标记好实验号。②取小型铝盒在恒温干燥箱中于105℃±2℃烘约2小时。③用钳子将空铝盒移入干燥内冷却至室温（约20分钟）称重，精确至0.0001g，作好记录。 2、称土样，称取土样约5g，精确至0.0001g，作好记录。 3、土样装盒及烘干。将称好的土壤样，均匀地平铺装在铝盒内，铝盒盖倾斜放在铝盒上，置于已预热至105℃±2℃的恒温干燥箱中烘约6小时。 4、土样盒称重。将烘干的土样盒取出，盖好，移入干燥器内冷至室温（约20分钟），立即称重，精确到0.0001g，作好记录。 5、结果计算：结果保留小数点后一位。 6、注意事项： ①保持干燥内的干燥剂整洁。 ②试样必须烘6小时。 ③严格控制恒温温度在105℃±2℃范围内。
土壤有机质的测定 （油溶加热重铬酸钾—容量法） 一、仪器设备。 1、油溶锅。用20—26㎝的不锈钢锅代替，内装固体石蜡（工业用）。 2、硬质试管。18—25㎜×200㎜。 3、铁丝笼。大小和形状与油溶锅配套。 4、滴试管。10.00ml、25.00ml。 5、温度计。300℃。 6、电炉。1000W，配套有消毒柜。 二、试剂。 1、重铬酸钾消煮用液[1/6K2Cr2O7=0.8mol.L-1]； 称取40.0g重铬酸钾溶于600—800mL水中，过滤到1L量筒内，用水洗涤滤纸，并加水至1L。 2、浓硫酸消煮用液。取密度为1.84的浓硫酸加水定容至1L，保存待用。 3、重铬酸钾标准溶液（0.2000mol.L-1）。 称取经130℃烘2-3小时的重铬酸钾（优级纯）9.807克，先用少量水溶解，然后无损地移入1000ml容量瓶中，加水定容。 4、硫酸亚铁铵标准溶液（0.2mol.L-1） 称取硫酸亚铁铵78.4g，溶解于600—800ml水中，加浓硫酸20ml，搅拌均匀，定容至1000ml，贮于棕色瓶中保存。 每次使用时标定其浓度。吸取0.2000 mol.L-1重铬酸钾标准液25.00ml于150ml三角瓶中，加入浓硫酸3-5ml和邻菲罗啉指示剂2-3滴，用硫酸亚铁铵标准溶液滴定，由橙黄-蓝绿-棕红即可，根据硫酸亚铁铵溶液消耗量计算其浓度，取中间值 C=G·V1/V2=0.2×25÷V2 V2=滴定时消耗硫酸亚铁铵标准液的体积（ml）。 5、邻菲罗啉指示剂。
实验报告（一） 课程名称计算方法引论实验项目 名称 Matlab拟合van Genuchten 方程参数 实验项目类型 验证演示综合设计其他 指导 教师 成绩 实验1 Matlab拟合van Genuchten方程参数 一、实验目的及意义 1．直观了解拟合的基本内容； 2. 了解非线性拟合的基本思想； 3. 掌握用MATLAB非线性拟合函数lsqcurvefit方法； 4. 掌握用MATLAB软件的绘图函数plot作图； 5. 通过MATLAB非线性拟合得到土壤持水曲线van Genuchten模型中的四个未知参数以及土壤水吸力和土壤水分含量实测数据的散点图和拟合曲线； 6.通过自己动手作实验学习如何用拟合方法解决实际问题，提高探索和解决问题的能力。通过撰写实验报告，促使自己提炼思想，按逻辑顺序进行整理，并以他人能领会的方式表达自己思想形成的过程和理由。提高写作、文字处理、排版等方面的能力。 二、实验内容 1．编写土壤持水曲线van Genuchten模型的M文件； 2．用非线性拟合方法对土壤持水曲线va Genuchten模型进行拟合,通过数值和图形输出，得到土壤持水曲线van Genuchten模型中的四个未知参数以及土壤水吸力和土壤水分含量实测数据的散点图和拟合曲线；3．针对实际问题，试建立数学模型，并求解。 三、实验步骤 1．开启软件平台——MATLAB，开启MATLAB编辑窗口； 2．编写M文件； 3．保存M文件； 4. 在命令窗口输入初始数据、非线性拟合函数lsqcurvefit的命令、plot函数的命令； 5．观察运行结果(求得土壤持水曲线van Genuchten模型中四个未知参数及图形)； 6．写出实验报告，并浅谈学习心得体会。 四、实验要求与任务 根据实验内容和步骤，完成以下具体实验，要求写出实验报告（实验目的→问题→数学模型→算法
第五章土壤水、空气和热量 主要教学目标： 学会分析土壤肥力要素水、气、热之间的关系。由于土壤水分的重要作用，因此首先要求学生掌握土壤水的形态学观点和能量学观点。在基本知识掌握的基础上，并能系统地处理土壤水、气、热三者的相互关系和调节措施。 主要内容： 第一节土壤水的类型 第二节土壤水分含量的表示方法 第三节土壤水分能量的分析 第四节土壤水分的管理与调节 第五节土壤空气和热量 第六节土壤水、气、热的相互关系 第一节土壤水的类型 土壤学中的土壤水是指在一个大气压下，在105℃条件下能从土壤中分离出来的水分。土壤中液态水数量最多，对植物的生长关系最为密切。液态水类型的划分是根据水分受力的不同来划分的，这是水分研究的形态学观点。这一观点在农业、水利、气象等学科和生产中广泛应用。 一、吸湿水 土壤颗粒从空气中吸收的汽态水分子。 从室外取土，放在室内风干若干时间后，表面上看似乎干燥了，但把土壤放在烘箱中烘烤，土壤重量会减轻；再放置到常温常压下，土壤重量又会增加，这表明土壤吸收了空气中的水汽分子。
土壤的吸湿性是由土粒表面的分子引力作用所引起的，一般来说，土壤中吸湿水的多少，取决于土壤颗粒表面积大小和空气相对湿度。由于这种作用的力非常大，最大可达一万个大气压，所以植物不能利用此水，称之为紧束缚水。 二、膜状水 土粒吸足了吸湿水后，还有剩余的吸引力，可吸引一部分液态水成水膜状附着在土粒表面，这种水分称为膜状水。 重力不能使膜状水移动，但其自身可从水膜较厚处向水膜较薄处移动，植物可以利用此水。但由于这种水的移动非常缓慢（ 0."2— 0."4mm/d），不能及时供给植物生长需要，植物可利用的数量很少。当植物发生永久萎蔫时，往往还有相当多的膜状水。 三、xx 当把一个很细的管子（毛细管）插入水中后，水分可以上升的较高于水平面，并保持在毛细管中。 xx： 由于毛管力的作用而保持在土壤中的液态水。毛管水可以有毛管力小的方向移向毛管力大的方向，毛管力的大小可用Laplace公式计算： P = 2T/r 式中的P为毛管力，T为水的表面张力，r为毛管半径。 根据毛管水是否与地下水相连，可分为2种类型： xx管悬着水： 降水或灌溉后，由地表进入土壤被保存在土壤中的毛管水。 毛管上升水：
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
1. 实验二 土壤含水量的测 定 （烘干法与酒精燃烧法） 一、目的意义 进行土壤含水量的测定有两个目的：一是为了解田间土壤的实际含水情况，以便及时进行播种、灌排、保墒措施，以保证作物的正常生长；或联系作物长相长势及耕作栽培措施，总结丰产的水肥条件。二是风干土样水分的测定，是各项分析结果计算的基础。 土壤含水量的测定方法很多，如烘干法、酒精燃烧法和中子测量法等，其中烘干法是目前国际上土壤水分测定的标准方法，虽然需要采集土样，并且干燥时间较长但是因为它比较准确，且便于大批测定，故为常用的方法。 二、土壤自然含水量的测定 土壤自然含水量是指田间土壤中实际的含水量，它随时在变化之中，不是一个常数。土壤自然含水量测定的方法，介绍烘干法和酒精燃烧法。 （一）烘干法 1．方法原理 将土壤样品放在105℃±2℃的烘箱中烘至恒重，求出土壤失水重量占烘干重量的百分数。在此温度下，包括吸湿水（土粒表面从空气中吸取活动力强的水汽分子而成的一种水分）在内的所有水分烘掉，而一般土壤有机质不致分解。 2．操作步骤 （1）将铝盒擦净，烘干冷却，在1/100天平上称重，并记下铝盒号码（A ）。 （2）在田间取有代表性的土样（0~20cm ）20g 左右，迅速装入铝盒中，盖好盒盖，带回室内（注意铝盒不可倒置，以免样品撒落），在天平上称重（B ），每个样品至少重复测3份。 （3）将打开盖子的铝盒（盖子放在铝盒旁侧或盖子平放在盒下），放人105℃±2℃的恒温箱中烘6~8小时。 （4）待烘箱温度下降至50℃左右时，盖好盖子，置铝盒于干燥器中30分钟左右，冷却至室温，称重（C ），如无干燥器，亦可将盖好的铝盒放在磁盘或木盘中，待至不烫手时称重。 （5）然后，启开盒盖，再烘4小时，冷却后称重，一直到前后两次称重相差不超过1%时为止（C ）。 3．结果计算 土壤含水量（%）= 100A C C B ?-- 式中：A — 铝盒重（g ） B — 铝盒加湿土重（g ） C — 铝盒加烘干土重（g ）
测定方法： 1. 土壤容重 土壤容重是指单位容积原状土壤干土的质量，通常以克/厘米3表示;孔隙度是指单位容积土壤中孔隙所占的百分率，即土壤固体颗粒间孔隙的百分率.土壤总孔隙度包括毛管孔隙及非毛管孔隙. 土壤容重大小反映土壤结构、透气性、透水性能以及保水能力的高低，一般耕作层土壤容重1~1.3克/厘米3，土层越深则容重越大，可达1.4~1.6克/厘米3，土壤容重越小说明土壤结构、透气透水性能越好。测定土壤容重的方法很多，着重介绍环刀法： 1、仪器：环刀（容积为100厘米3）、天平（感量0.1克和0.01克）、烘箱、环刀托、削小刀、小铁铲、铝盒、钢丝锯、干燥器等。 2、操作步骤：先在田间选择挖掘土壤剖面的位置，然后挖掘土壤剖面，观察面向阳。挖出的土放在土坑两边。挖的深度一般是1米，如只测定耕作层土壤容重，则不必挖土壤剖面。用修土刀修平土壤剖面，并记录剖面的形态特征，按剖面层次分层采样，每层重复3个。将环刀托放在已知重量的环刀上，环刀内壁稍涂上凡士林，将环刀刃口向下垂直压入土中，直至环刀筒中充满样品为止。若土层坚实，可用手锄慢慢敲打，环刀压如时要平稳，用力一致。 用修土刀切开环刃周围的土样，取出已装上的环刀，细心削去环刀两端多余的土，并擦净外面的土。同时在同层采样处用铝盒采样，测定自然含水量。 把装有样品的环刀两端立即加盖，以免水分蒸发。随即称重（精确到0.01克），并记录。 将装有样品的铝盒烘干称重（精确到0.01克），测定土壤含水量。或者直接从环刀筒中取出样品测定土壤含水量。 3、结果计算：环刀容积按下式计算： V=лr2h 式中：V——环刀容积（厘米3）； r——环刀内半径（厘米）； h——环刀高度（厘米）； л——圆周率（3.1416）。 按下式计算土壤容重： rs=G.100/v.(100+W) 式中：rs——土壤容重（克/厘米3）； G——环刀内湿样重（克）； V——环刀容积（厘米3）； W——样品含水量（%）。 此法允许平行绝对误差<0.03克/厘米3，取算术平均值。