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摘要随着近代数学、物理学以及电子计算机的广泛应用，各学科的研究进展极为迅速，因此，如何将高、精、尖的现代化科学技术手段合理运用到土壤物理学的实验研究当中已经成为该学科寻求快速发展的主要途径。
本论文在参阅国内外文献资料的基础上，通过大量的室内实验与数据分析，对利用实验数据自动采集系统测定非饱和土壤水运动参数的方法进行了实验研究和理论探讨，并对自动测定系统和传统实验所得的实测结果进行了对比分析。
论文的主要内容分为以下几个方面：首先，比较系统的分析和总结了国内外关于非饱和土壤水运动参数测定方法的文献资料，在此基础上提出了本论文的研究内容。
其次，在研究并总结了国内外确定土壤水分特征曲线的各种方法的基础上，选用15bar压力膜仪对实验土样进行了土壤水分特征曲线的测定。
本论文重点介绍了土壤水力传导度和扩散度的实验装置和实验方法，并通过室内实验和计算机自动采集、处理数据的联合应用，分析了实验自动处理系统和传统手工实验所得结果的差别并提出了该系统在实验过程中存在的问题。
最后，对分析结果进行了总结，并提出了需要进一步改进和提高的问题。
关键词：非饱和土壤水运动参数；实验室测定；实验数据自动采集系统；传统实验方法IAbstractWith the wide application of modern mathematics, physics and computer, all the academic disciplines have being developed quickly, so how to make use of these modern science and technology in the soil physics experimental study has become the main way to develop this subject.Based on referring internal and external literatures, by many laboratory test and data analysis, the paper represented the cause of making use of the automatic data acquisition system to measure the soil hydrodynamic parameter and making a comparison with the traditional test results. The main contests are:First, generalize and analyze the internal and external literatures which are related to the measurement of the soil hydrodynamic parameter, in a systematical way. Based on the generalization and analysis, the study contests are advanced. The second, generalize the determine methods of the characteristic curve of soil water, and use 15 bar pressure-membrane apparatus to test. Introduce the experimental facility and experimental method of the conductivity and diffuseness of the soil hydraulic power; by laboratory experiments and computer automatic data acquisition and manipulation, analyze the difference and problems between automatic processing system and traditional manual experiments.Finally generalize the whole fruiting; propose the problems which need improving in future.Keywords: dynamic parameters of unsaturated soil water; laboratory test; automatic experimental data acquisition system; traditional experimental methodsIV第一章绪论第一章绪论1.1研究目的和意义随着社会的快速发展、人民对生活质量的要求不断提高，水资源短缺和水土环境恶化已成为制约我国农业乃至整个国民经济可持续发展的重要因素。
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、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、 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。
第二章 土壤水分运动基本方程如前所述，达西定律是由达西（Darcy ，Henry 1856）通过饱和砂柱渗透试验得出，后由Richards （1931）将其扩伸至非饱和水流中，并规定导水率为土壤负压h 的函数，即()H h k q ∇= （2-2-1）式中：H ∇——为水势梯度；k （h ）——为导水率，是土壤负压h 的函数； q ——为水流通量或流速。
Richards 方程垂向一维方程为)1)(( )(±∂∂-=∂∂-=zhk zH k q z θθ注意：H=h ±z ，垂直坐标向上为“+”；向下时为“–”。
由于k （h ）受滞后影响较大，上式仅适用于单纯的吸湿或脱湿过程。
若将导水率作为容积含水率函数，即以k （θ）代替人k （h ），则可避免滞后作用的影响。
一般说来达西定律对饱和与非饱和水流均可适用，即水流通量与势能梯度成正比。
但在饱和土壤中，压力为正值，其总水头包括了由该点在地下水面以下深度来确定的静水压力（正值）和相对于基准面高度来确定的位置水头，总水头为压力水头和位置水头之和，水由总水头高处向低处流动。
在非饱和土壤中，基质势为负值，土水势在不考虑溶质势、温度势及气压势时，只包括重力势和基质势。
因此，总水头常以负压水头和位置水头之和来表示。
一维Richards 方程的几种形式：根据()()θθθD hk =∂∂（K=C ×D ）得： x h k q x ∂∂-=)(θ x D q x ∂∂-=θθ)( y h k q y ∂∂-=)(θ yD q y ∂∂-=θθ)( )1)((±∂∂-=z h k q z θ )]()([θθθk zD q z ±∂∂-=第一节 直角坐标系中土壤水分运动基本方程一、基本方程的推导土壤水分运动一般遵循达西定律，且符合质量守恒的连续性原理。
土壤水分运动基本方程可通过达西定律和连续方程进行推导。
如图2-2-1所示，从土壤中取出微分单元体abcdefgh ，其体积为z y x ∆∆∆，由于该立方体很小，在各个面上的每一点流速可以看成是相等的，设其流速为z y x v v v 、、，在t ～t+Δt 时段内，流入立方体的质量为（3个面流入）：t y x v t z x v t z y v m z y x ∆∆∆+∆∆∆+∆∆∆=ρρρ入 （2-2-2）流出立方体的质量为（3个面流出）：t z y x x v v m x x ∆∆∆⎪⎭⎫⎝⎛∆∂∂+=ρ出t y x z z v v t z x y y v v z zy y ∆∆∆⎪⎭⎫ ⎝⎛∆∂∂++∆∆∆⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∆∂∂++ρρ （2-2-3） 式中：ρ––––水的密度；z y x ∆∆∆,,––––分别表示微分体x 、y 、z 方向长度；x x v x ∆∂∂，y y v y ∆∂∂，z zvz ∆∂∂––––分别表示水流经微分体后，其流速在x 、y 、z 方向的变化值。
由式(2一2－2）、式（2－2－3）之差可求得流入和流出立方体的质量差：出入m m m -=∆ ⎪⎪⎭⎫⎝⎛∂∂+∂∂+∂∂-=z v y v xv z y x ρt z y x ∆∆∆∆⨯ （2—2—4） 设θ为立方体内土壤含水率，则在Δt 时间内立方体内质量变化又可写为t z y x tm ∆∆∆∆∂∂=∆θρ（2—2—5） 根据质量平衡原理（流入量－流出量＝储存量变化量），式（3－2－4）、式（3—2—5）应相等，即⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂+∂∂+∂∂-=∂∂z v y v xv t z y x θ（2-2-6） 根据达西定律得：()x H k v x ∂∂-=θ，()y H k v y ∂∂-=θ，()zHk v z ∂∂-=θ （2-2-7）式中k （θ）––––土壤水力传导度，为含水率的函数；H ––––总土水势，为基质势与重力势之和（H ＝h ＋z ）。
因此，式（2－2—6）可以写作以下形式：()()()zz H k y y H k x x H k t ∂⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂+∂⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂+∂⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂=∂∂θθθθ （2-2-8）上式可以简写为()[]H k t∇∇=∂∂θθ（2-2-9） 式（2－2－8）或式（2－2－9）为土壤水分运动基本方程。
在饱和土壤中，含水量和基质势均为常量。
水力传导度也为常量，常称渗透系数，则方程（2－2－8）可写为0222222=∂∂+∂∂+∂∂zHy H x H （2－2－10） 或写作02=∇H （2－2－10‘）2222222zy x ∂∂+∂∂+∂∂=∇ （2－2－11）式中：▽2––––拉普拉斯算子。
式（2－2－10）或式（2－2－10‘）为饱和土壤水流的拉普拉斯方程。
二、基本方程的不同形式为运用基本方程分析各种实际问题的方便，可将基本方程改写为多种表达形式。
为简便起见，以下均以一维垂向土壤水分运动为例，给出基本方程的不同表达形式。
（一）以含水率θ为变量的基本方程由式（2－2－8）可得一维垂向土壤水分运动的基本方程为()⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂z H k z t θθ （2－2－12） 式中：H ––––总土水势；z ––––为水流方向坐标，取z 向上为正。
因为H=h 十z ，所以上式可写作()()zk z h k z t ∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂θθθ （2－2－13） 式(2－2－13）为以θ为变量的基本方程，将zh z h ∂∂∂∂=∂∂θθ代入式（2－2－13）得： ()()z k z h k z t ∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂∂=∂∂θθθθθ 令()()θθθD hk =∂∂，则式（2—2—13）可以写成（一维垂向土壤水分运动方程）： ()()zk z D z t ∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂θθθθ （2－2－14） 在水平运动的情况下，重力项等于0，所以()xD v x ∂∂-=θθ，其形式与Fick 扩散定律相同。
式（2－2－14）具有扩散方程的形式，故将D （θ）称为扩散度。
()⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂x D x t θθθ （2－2－14‘） Fick 定律：自由水中溶质的分子扩散通量符合Fick 定律：xc DJ ∂∂-= 式中：J 为溶质的扩散通量； D 为溶质的扩散系数；xc∂∂为溶质的浓度梯度。
（二）以基质势h 为变量的基本方程 由于()th h c t h h t ∂∂=∂∂∂∂=∂∂θθ ，则式（2－2－14）可以写成： ()()()zh k z h h k z t h h c ∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂ （2－2－15）式中：c （h ）––––比水容量（也称容水度），c （h ）=h∂∂θ，表示单位基质势变化时含水率变化。
（三）以参数v 为因变量的基本方程采用Kirchhoff 变换，令()()()⎰⎰⎰-∞==ccch hh hh d k Vd k d k v ττττττ1则()h k Vh v 1=∂∂ ()⎰∞=ch d k V ττ由式（2-2-15）得：()()zh k z z h h k t h h ∂∂+∂⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂=∂∂∂∂θ()()zv v h h h k z z v v h h k t v v h h ∂∂∂∂∂∂+∂⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂=∂∂∂∂∂∂θ()()()()()zv h k V h h k z z v h k V h k t v h k V h ∂∂∂∂-∂⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂=∂∂∂∂θ()()zvv X z v t v v Y ∂∂+∂∂=∂∂22 （2－2－16） 式中h c ––––土壤的进气值，即土壤含水率开始小于饱和含水率时的负压值。
另外，()()()()()h k h c h D h h k v Y ==∂∂=11θ；()()()hh k h k v X ∂∂=1在非饱和区：()01<=⎰hh cd k Vv ττ在饱和区：()01>=⎰hh cd k Vv ττ且因为 ()0=∂∂=h h c θ，()0=∂∂hh k 所以 ()0=v Y ；()0=v X则方程式（2－2－16）为：022=∂∂zv（四）以位置坐标z 为变量的土壤水运动方程以z 为变量，则z 为θ、t 的函数，z （θ，t ）为未知函数。
已知θ=θ（z ，t ），当0≠∂∂zθ处，可以解出z= z （θ，t ），即[14]()()0,,≡-t t z z z θ对z ，t 分别求导数：01=∂∂∂∂-z z θθ，0=∂∂-∂∂∂∂-tzt z θθ于是 θθ∂∂=∂∂z z 1及θθ∂∂∂∂-=∂∂z t zt 将以上式子代入方程（2－2－14）得：()()z k z D z t ∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂θθθθ ()z k z z D z t z∂∂∂∂+∂∂⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂∂∂=∂∂∂∂-θθθθθθθ()zk z z D z t z ∂∂∂∂+∂∂⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂∂∂=∂∂∂∂-θθθθθθθ ()θθθθθ∂∂+∂∂⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂∂∂=∂∂-kz z D t z （2－2－17）（五）以参数u 为因变量的土壤水运动方程 定义()()()⎰⎰⎰==θθθθθθθθθθθθisiid D Ud D d D u 1式中：i θ––––初始含水率；()⎰=θθθθid D U ；s θ—饱和含水率。
由式（2-2-14）得：()()zk z k z t ∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂θθθθ()t uu k z u u D z t u u ∂∂∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂∂∂=∂∂∂∂θθθθθ将()θθD Uu 1=∂∂代入上式得：()()()()z uD U k z u D U D z t u D U ∂∂∂∂+⎥⎦⎤⎢⎣⎡∂∂∂∂=∂∂θθθθθ 所以 ()z uk zu D t u ∂∂∂∂+∂∂=∂∂θθ22 （2-2-18） 以上各式中式（2－2－14）、式（2－2－15）是二种经常采用的形式，形式的选定取决于要解决问题的边界条件和初始条件。
以含水率θ为因变量的基本方程常用于求解均质土层或全剖面为非饱和流动问题，这种方程形式对于层状土壤或求解饱和—非饱和流问题不适用；以负压水头h 为因变量的基本方程是应用较多的一种形式，可适用于饱和—非饱和水流求解及层状土壤的水分运动分析计算，但由于非饱和土壤水的导水率k （h ）及容水度c(h)，受滞后影响较大，计算中参数选取不当会造成较大误差；以v ，u 为因变量基本方程实际上分别相当于以负压水头h 和含水率θ为因变量的基本方程，在某些情况下由于经代换后方程较为简单，易于求解；以坐标为因变量的基本方程根据定解条件需要求解较简单的土壤水分运动问题。
