土壤水分特征曲线测定实验

实验原理

张力计插入土样后，张力计中的纯自由水经过陶土壁与土壤水建立了水力联系。在非饱和土壤中，仪器中的自由水的势值总是高于土壤水的势值，因此，仪器中的自由水就会透过陶土管进入土壤，但因陶土材料孔隙细小，孔隙中形成的水膜不能使空气通过，而只能让水或溶质液通过（但如果压力过高水膜破裂，空气就会透过，这时的压力称为透气值），因而在仪器内形成一定的真空度，由仪器上的负压表读出。最后当仪器内外的势值趋于平衡时，仪器中水的总水势Φwd与土壤中土水势Φws应该相等，即：

Φwd＝Φws

土水势的完整表述为：

Φ=Φm+Φp+Φs+Φg+ΦT

因为陶土管为多孔透水材料，并非半透膜，故溶质也能通过，最后达到内外溶液浓度相等，内外溶质势Φs相等。仪器内外温度相等，温度势Φ_T相等。坐标0点选在陶土头中心，则陶土头中心的内外重力势Φg相等。这样仪器中和土壤中的总势平衡可表述为：

Φmd＋Φpd＝Φms＋Φps

式中，Φps为土壤水的压力势，Φms为土壤水的基质势，Φpd为仪器内自由水的压力势，Φmd为仪器内自由水的基质势。

在非饱和土壤中，土壤水所受的压力为大气压（基准状态），故Φps应为零，又仪器中自由水无基质势存在，故Φmd亦为零，所以：

Φms＝Φpd＝ΔP_D+z

式中，ΔP_D为负压表显示的负压值（小于0），z为埋藏在土中的陶土管中心与土面以上负压表之间的静水压力即水柱高，（向上为正，大于0）。即可得到土壤水的基质势。按定义土壤水吸力为基质势的负值，因而即可测得吸力值。

S=－Φms＝－ΔP_D－z

如果负压表读数记为P（大于0，即P＝－ΔP_D），则S=P－z

另外，在计算土样中水分的变化时，还应考虑集气管中水分的变化量。

实验内容与设计

1.  土样：粘土、砂壤土

2.  容重：1.3g/cm3 、1.4g/cm3

3.  方式：

脱湿：配置饱和土样，在室内自然蒸发，测定整个过程中土壤含水率与吸力关系曲线。

单点：用16个土样，分别配置指定含水率，测定该含水率下的吸力值，连成特征曲线。

实验步骤与要求

1.  计算

（1）  给定初始值如下表格，计算装满试样罐需要的土样质量（g）：

（2）  配置土样到预期体积含水量θ_V，计算所需水的质量：

2.  土样的装填

先在试样罐底部铺上一层普通滤纸，然后将称好的土样分次分层地装入罐中，一般分为6层装填，每次装入1/6总质量的土样，铺平后用直径比试样罐稍小的击锤夯实土样，夯实的遍数以能达到要求的密度为准（每次将装入的土夯实到1/6土柱高度）。应该注意周边土壤的夯实(常不能夯实)，故除了击锤夯实外，还用棍棒进行捣实。每层土样之间要进行“打毛”，保证层间结合良好。填装完毕后，刮平土壤表面，盖上罐盖，称重，准确求得实际罐中土样的质量M_g。

3.  安装张力计

在试样罐的中心先用小土钻钻一土孔，孔径略小于陶土头直径。然后称重，准确求得罐中最后土样的质量M_t。然后将张力计插入，使陶土头与土样紧密结合。称重求得系统总的质量M₁。

4.  配置预期含水量

1）单点

将预先求得的水量，2/3倒入盛水容器中，将系统放入其中，再将水量的1/3从系统上部慢慢灌入试样罐，然后将罐口用胶布封闭，静置系统，让其慢慢吸水、渗水、均匀。

2）脱湿

将系统至于盛水容器中，容器的中的水面尽量接近土罐上沿（确保不能漫过土罐），让其慢慢吸水、均匀，静置1天，土样基本可达到饱和。

5.  观测读数、称量与烧干法测量含水率

 1）单点：一天后，系统达到稳定，观测负压表读数，并将读数单位转换为cm水柱高度。称量系统总重M₂，计算出此时土样的含水率。再用烘干法与烧干法（可选）测定水分含量进行校验

2） 脱湿：将饱和后的系统拿出，擦干土罐表面，称重，计算出饱和含水率，然后将罐盖打开，放在系统置放槽上，每天读一次数据。直到负压表的读数接近最大量程。

6.  清洗实验仪器

清洗实验过程中使用的仪器，并将土样罐中的土样取出，放于指定位置。

数据记录表（见附件）

土壤水分特征曲线绘制与分析

一、     脱湿（砂壤土的数据选用2号罐，粘性土的数据选用8号罐）

从上图可以看出粘土的进气值比砂土要大，在含水率减小时，粘土吸力值增加很快。相比而言，砂土透水性比较高，因此吸收—耗散水分比较快，脱湿相对比较容易（外界需要提供的能量低），因此在含水率稍微降低的情况下粘土的吸力变化更为明显。

二、     单点

单点的数据整体趋势与脱湿实验相同，但是数据点跳动比较大，每组的实验过程可能有微小差别，导致数据离散程度比较大（在下面单点与脱湿对比中可以看出）

三、     砂壤土的单点与脱湿实验数据对比

砂土的透水性比较好，因此二者的数据相差不大，在含水率较低时二者出现偏差，在相同低含水率条件下，脱湿实验测得的吸力值较小，我认为主要原因是单点实验中土的含水率分布不均匀，导致局部含水率比整体平均含水率小，因而吸力值偏大；相比而言脱湿实验蒸发缓慢，含水率分布较为均匀。

四、     粘土的单点与脱湿实验数据对比

从上图可以看出，粘土的脱湿实验与单点实验数据对比比较大，主要原因还是粘土的透水性差，排水不畅，直接导致进行单点实验时在整体低含水率情况下吸力值偏大，有滞后现象。

土壤水分特征曲线数据拟合

一、     砂壤土脱湿过程拟合

采用Excel自带的趋势线分析，设拟合公式为，对于2#结果是：（S单位为cbar），其中。拟合效果较好。如果采用来拟合，结果为，其中，尽管拟合相关度更高，但是拟合式比较复杂，不建议使用后者。

对于1#罐，拟合结果为，，可以看出1#罐和2#罐拟合公式相差不大（这两个土样均为砂土，容重相等）

对于3#罐，容重为1.3，拟合结果为，。对比这三个土样，可以看出容重只影响拟合关系式前面的系数，对于指数项基本无影响，也就是对曲线基本形状无影响。

二、     粘土脱湿过程拟合

采用Excel自带的趋势线分析，设拟合公式为，结果是：（S单位为cbar），其中，拟合效果很差，即使采用线性拟合，，因此考虑换用其他经验公式。

考虑使用经验拟合公式，初始饱和含水率为0.3954，采用3维拟合，得到拟合结果为，其中，效果还可以。对比1#罐的拟合结果，三个待求参数相差比较大。

问题和思考

一、    实验误差分析

1.  脱湿实验

脱湿实验总共两种土样，每种土样4个土罐，我们组负责的是2#罐，数据与1#罐相差不大，二者进行经验公式拟合后指数项完全一致，系数项相差很小，但是3#罐数据误差很大，4#罐开始后不到几天就因为张力计没插好，最后报废了。在拆土罐时，3#罐的张力计很轻松就拔出来了，罐内的土样与罐壁也直接分离。因此最终能用的数据仅有1、2号罐。

在整个脱湿实验中，产生误差最大的环节在于仪器组装，张力计的微小偏离可能导致陶土头与土样接触不是很好，或者是陶土头直接与外界大气联通，这样产生的误差一般比较大。另外一个误差在于装填土样过程中的凿毛，有的土罐凿毛处理不是很好，在拆土罐时土样分层脱落，在罐壁上可以看见很明显的分层，这样的话在连接面处土样性质（主要是孔隙比）会产生突变，从而导致饱和含水率分布不均匀。

2.  单点试验

二、     实验改进意见（仅针对脱湿实验）

这次脱湿实验做的时间比较长，负压表读数下降很慢，仅仅从时间上考虑，可以采用多种方式加快水分蒸发，比如吹风、加热（加热温度不能太高，避免蒸发不均匀）等。

4#罐张力计的倾斜直接导致最终数据无法使用，可以考虑在土罐盖子上的小孔上加一个三四厘米高的管子来引导张力计的插入，这样可以避免插张力计时产生偏差。

装填土样时采用光面夯实再凿毛的方法，凿毛时一般划刻的深度比较小，因此装填的土样各处密实程度可能不一致，在界面处密实度高（夯土的时间很短），因此可以考虑使用粗面夯实的器具。

 

第二篇：土壤水分特征曲线

Multifluid flow in bedded porous media:

laboratory experiments and numerical simulations M. H. Schrotha,*, J. D. Istoka, J. S. Selkera, M. Oostromb & M. D. Whiteb aDepartments of Civil and Bioresource Engineering, Oregon State University, 202 Apperson Hall, Corvallis, OR 97331, U.S.A.

bPacific Northwest National Laboratory, Environmental Technology Division, K9-33, Richland, WA 99352, U.S.A. (Received 15 June 1997; revised 1 October 1997; accepted 1 December 1997) Understanding light nonaqueous-phase liquid (LNAPL) movement in heterogeneous vadose environments is important for effective remediation design. We investigated LNAPL movement near a sloping fine- over coarse-grained textural interface, forming a capillary barrier. LNAPL flow experiments were performed in a glass chamber (50 cm 3 60 cm 3 1.0 cm) using two silica sands (12/20 and 30/40 sieve sizes). Variable water saturations near the textural interface were generated by applying water uniformly to the sand surface at various flow rates. A model LNAPL (Soltrolt 220) was subsequently released at two locations at the sand surface. Visible light transmission was used to quantitatively determine water saturations prior to LNAPL release and to observe LNAPL flow paths. Numerical simulations were performed using the Subsurface Transport Over Multiple Phases (STOMP) simulator, employing two nonhysteretic relative permeability–saturation–pressure (k–S–P) models. LNAPL movement strongly depended on the water saturation in the fine-grained sand layer above the textural interface. In general, reasonable agreement was found between observed and predicted water saturations near the textural interface and LNAPL flow paths. Discrepancies between predictions based on the van Genuchten/ Mualem (VGM) and Brooks–Corey/Burdine (BCB) k–S–P models existed in the migration speed of the simulated LNAPL plume and the LNAPL flow patterns at high water saturation above the textural interface. In both instances, predictions based on the BCB model agreed better with experimental observations than predictions based on the VGM model. The results confirm the critical role water saturation plays in determining LNAPL movement in heterogeneous vadose zone environments and that accurate prediction of LNAPL flow paths depends on the careful selection of an appropriate k–S–P model. q1998 Elsevier Science Limited. All rights reserved Keywords: multifluid flow, LNAPL