土壤水分—物理性质

土壤水分—物理性质（精选7篇）

土壤水分—物理性质 篇1

沙 棘是我国北方干旱地区快速恢复植被的有效树种之一。沙棘为胡颓子科沙棘属植物,落叶灌木或小乔木。在我国分布范围很广,原为野生,适应性极强,耐干旱、盐碱,抗严寒、高温,在荒山荒滩和瘠薄的河谷均能正常生长。80年代以来,晋陕蒙砒砂岩地区,广泛地进行了沙棘资源建设,充分发挥了沙棘的水土保持效应[1,2]。本文以晋陕蒙砒砂岩地区沙棘人工林为研究对象,探讨不同树龄和不同土壤深度的土壤水分物理性质,系统地阐明沙棘林地土壤生态特征、功能,为砒砂岩地区水土保持生态工程建设的实施提供理论依 据。

1 研究区概况

研 究区设在内蒙古自治区鄂尔多斯市沙棘生态建设区,位于东经110°05′~117°27′、北纬39°16′~40°20′之间,居于干旱、半干旱农业区向农牧区、牧区过渡地带。年日照时间为3000h以上,年均气温6.2~8.7℃,1月份平均气温在-12.9℃~-10.8℃,极端最低气温-32.8℃,7月份平均气温25℃~29℃,极端最高温度39℃,无霜期145d,年降水量为400mm左右。土质松散,沙性大,有机质含量低,由于气候干旱、少雨、多风沙,地表支离破碎,沟谷纵横,土壤侵蚀,沙化剧烈,生态环境十分脆 弱。

2 材料与方法

2.1 样地的选设

于2006年7月在鄂尔多斯市沙棘生态建设区选定立地条件相近的2~8a生的沙棘林地7块,并以立地条件相近的荒坡地为对照地。具体情况见表1。

2.2 植物群落结构调查

在沙棘林地内,选取具有代表性地段建立10m×10m的标准地,进行每木调查,详细记载测定林分的林龄、郁闭度、密度、树高、胸径和生物量等因子,对林下植被作生物学调查[3]。

2.3 土样采集与测定

分别在各样地内,每木调查和测量后,找出平均木,首先测定沙棘的各层的生物量,然后在平均木下挖掘采样的土壤剖面,按由下向上的顺序逐层取样,用环刀和土盒采集的土样封存后带回实验室进行测定[3]。

每个样地选取3个剖面,按由下向上分3个层次取样,取土样后逐层回填。土壤水分-物理性质的测定参照中华人民共和国林业行业标准《森林土壤分析方法》。依据LY/T1215—1999,采用环刀法测定土壤容重、最大持水量(饱和持水量)、毛管持水量、最小持水量(田间持水量)、非毛管孔隙度、毛管孔隙度、总孔隙度等[4]。

3 结果与分析

3.1 沙棘林地土壤容重与孔隙度特征及其变化

土壤容重和孔隙度是衡量土壤松紧程度的指标,其土壤容重值愈大和孔隙度愈小,表明土壤愈紧实,紧实的土壤会显著降低土壤入渗速率和土壤蓄水量,一般来说,径流量和流速与土壤入渗速率成反比,土壤入渗速率愈快,径流量和流速愈小,土壤侵蚀发生的可能性和程度必然减轻[5,6,7]。

从表2可看出,不同林龄土壤容重的平均值分别为1.338,1.369,1.429,1.481,1.421,1.425,1.511,1.537g/cm3。方差分析显示,土壤容重随林龄的变化达到极显著水平(F=9.342,显著水平<0.01)。说明在不同林龄条件下,不同程度的有机质积累导致了容重出现极显著的差异,因而植被状况成为影响容重的主要因素之一。不同深度土壤容重平均值分别为1.333,1.440, 1.548g/cm3。方差分析显示,土壤容重随土壤深度的变化达到极显著水平(F=30.819,显著水平<0.01)。说明土壤熟化程度在各层之间存在着显著差异,土壤容重也反映了土壤的熟化程度间的差异,表层土壤容重较小的原因则是由腐殖质在表层的积累而引起。与对照地相比,沙棘林地土壤在不同深度的容重分别是对照地在同一深度处的0.875,0.908,0.935倍。说明沙棘林的枯落物和根系的作用可以降低土壤容重。

续表

不同林龄土壤毛管孔隙度的平均值分别为45.32%,41.42%,45.86%,42.40%,42.75%,43.61%,42.23%。方差分析结果显示,毛管孔隙度随林龄的变化不显著(F=1.973,显著水平>0.05)。说明不同林龄即不同植被情况下的毛管孔隙度差异无显著规律。不同深度土壤毛管孔隙度的平均值分别为46.92%,46.08%,37.11%。方差分析结果显示,土壤毛管孔隙度随土壤深度的变化极为显著(F=21.213,显著水平<0.01)。说明土壤深度是影响土壤毛管孔隙的主要因素之一,引起这一结果的原因一方面可能是土壤在不同深度的熟化程度不同,另一方面可能是树木的根系作用引起。与对照地相比,不同深度的土壤毛管孔隙度分别增加了6.2%,22.3%,6.4%。

不同林龄土壤非毛管孔隙度的平均值分别为5.19%,7.36%,5.29%,4.38%,2.31%,3.19%,4.19%。方差分析结果显示,非毛管孔隙度随林龄的变化不显著(F=0.942,显著水平>0.05),说明土壤非毛管孔隙度随林龄无确定的变化规律。不同深度土壤非毛管孔隙度的平均值分别为3.40%,4.93%,5.67%。方差分析结果显示,土壤非毛管孔隙度随深度的变化极为显著(F=5.315,显著水平<0.01)。这说明土壤深度也是影响土壤非毛管孔隙度的主要因素。与对照地相比,不同深度的土壤非毛管孔隙度分别增加了43.8%,39.1%,22.4%。

不同林龄土壤总孔隙度的平均值分别为51.23%,48.78%,51.16%,46.78%,45.06%,46.80%,46.43%,方差分析的结果显示,总毛管孔隙度随林龄的变化不显著(F=0.968,显著水平>0.05),说明土壤总孔隙度与树龄之间不存在确定变化规律。不同深度土壤总孔隙度的平均值分别为50.32%,51.00%,42.78%,方差分析结果显示,土壤总孔隙度随土壤深度的变化极为显著(F=17.043,显著水平<0.01)。说明土壤总孔隙度与土壤的熟化程度和林木根系的影响较大,土壤深度是影响土壤总孔隙度的主要因素之一。与对照地相比,不同深度的土壤总孔隙度增加了8.7%,23.9%,9.4%。

3.2 沙棘林地土壤水分物理特征及其变化

从表2可得出,不同树龄土壤最大持水量的平均值分别为38.64%,35.76%,34.96%,33.12%,31.93%,31.13%,30.47%。方差分析显示,土壤最大持水量随树龄的变化为显著(F=10.521,显著水平<0.05)。不同深度土壤最大持水量的平均值分别为37.86%,35.54%,27.74%,方差分析结果显示,土壤最大持水量随土壤深度的变化极为显著(F=15.472,显著水平<0.01)。与对照地相比,不同土壤深度的最大持水量分别增加了20.4%,31.1%,14.8%。这说明沙棘林木通过根系作用增加了土壤的总孔隙度,进而增加了蓄水能力。

不同林龄土壤毛管持水量的平均值分别为34.25%,30.35%,31.44%,30.07%,30.39%,29.05%,27.72%,方差分析结果显示,土壤毛管持水量随林龄的变化为显著(F=9.024,显著水平<0.05)。不同深度土壤毛管持水量的平均值分别为35.31%,32.01%,24.08%,方差分析显示,土壤毛管持水量随土壤深度的变化极为显著(F=11.671显著水平<0.01)。说明土壤的不同深度存在不同的孔隙状况,土壤深度是影响毛管持水量的主要因素之一。与对照地相比,不同深度的毛管持水量增加了18.2%,29.4。%,14.8%。说明沙棘林可以增加土壤的毛管持水量。

不同林龄土壤最小持水量的平均值分别为25.91%,23.67%,15.48%,23.17%,22.93%,21.29%,18.51%。方差分析结果显示,土壤最小持水量随树龄的变化为显著(F=9.121,显著水平<0.05)。不同深度土壤最小持水量的平均值分别为26.16%,21.25%,17.29%。方差分析结果显示,土壤最小持水量随土壤深度的变化极为显著(F=10.114,显著水平<0.01)。与对照地相比,不同深度的土壤最小持水量增加了5.1%,18.3%,17.5%。

4 结论

沙棘人工林地土壤容重随林龄和土壤深度的变化而变化,方差分析极为显著。土壤总孔隙度、毛管孔隙度和非毛管孔隙度均与林龄之间无确定的变化规律,随土壤深度的差异极为显著。

与对照地相比,沙棘人工林通过枯落物和根系的作用可以降低土壤容重,并不同程度地改善土壤孔隙状况。土壤总孔隙度、毛管孔隙度和非毛管孔隙度的增幅分别为8.7%~23.9%,6.2%~22.3%,22.4%~43.8%。

沙棘人工林地土壤最大持水量、毛管持水量和最小持水量随林龄的差异为显著,且随深度的差异极为显著。与对照地相比,沙棘人工林通过枯落物和根系的作用改善了土壤的孔隙状况,从而增强了土壤的持水能力。最大持水量、毛管持水量和最小持水量的增幅分别为14.8%~31.1%,14.8%~18.2%,5.1%~18.3%。

因此,在砒砂岩地区营造沙棘人工林有利于改善土壤水分物理状况,从而在保持水土、涵养水源和改善土壤利用状况方面起着重要的作用,具有明显的蓄水、保水和减少水土流失的作用。

参考文献

[1]胡建忠.沙棘的生态经济价值及综合开发利用技术[M].郑州:黄河水利出版社,2000.

[2]陆增祥,孟好军,阎春鸣等.沙棘生长规律及土壤性质改良的研究[J].甘肃科技,2006,22(10):220-221.

[3]胡建忠.植物引种栽培试验研究与方法[M].郑州:黄河水利出版社,2002.

[4]张万儒.森林土壤分析方法[M].北京:中国标准出版社,1999.

[5]张社奇,王国栋,刘建军等.黄土高原刺槐林地土壤水分物理性质研究[J].西北林学院学报,2004,19(3):11-14.

[6]贾忠奎,马履一,徐程扬等.北京山区幼林侧柏林主要林分类型土壤水分及物理特性研究[J].水土保持学报,2005,19(3):160-164.

[7]胡建忠,张伟华,李文忠等.北川河流域退耕地植物群落土壤抗蚀性研究[J].土壤学报,2004,41(6):854-863.

土壤水分含量测定实验 篇2

水分是土壤最重要的组成部分之一,土壤水分含量多少及其存在形式对土壤形成发育过程及肥力水平高低与自净能力都有重要的影响。作为土壤组成物质,水分是土壤物质迁移和运动的载体,也是土壤能量转化的重要物质基础。土壤水分的运动,使有机质和无机质在土壤剖面中不断地迁移与转化,使土壤中的营养元素向植物根际迁移,被植物吸收利用;同时水分也会影响土壤物质的分解与转化过程。认识土壤水分状况是土壤研究的重要指标之一,土壤水分含量的测定是土壤地理学的一项基础实验。另外土壤理化分析中,都以“烘干土”作为计算标准,因此,每个实验都有必要测定土壤吸湿水含量。

1 实验目的与要求

土壤水分是土壤的重要组成部分和肥力因素,不同气候生物条件下,其水分状况类型与动态都有很大的差异。研究土壤水分状况类型与动态,对掌握土壤的形成、分类、分布、肥力状况以及进行田间土壤水分调节等方面,都有十分重要的理论和实践意义。通过实验获取土壤吸湿水含量和自然含水量,掌握烘干法测定土壤风干样品和新鲜采集样品的含水量的方法,了解土壤水分含量的意义。

2 实验原理

土壤水分的测定方法可以归结为三大类:即质量分析法、核技术法和电磁技术法。其中质量分析法包括经典烘干法、红外线烘干法、微波炉烘干法以及酒精燃烧法等,其有限是操作简单、价格低廉,缺点是难以现场观测、观察精度不高。目前我国常用的水分测定的方法是烘干法。计算用土壤失水量占烘干土重的百分数表示。本实验采用烘干法测定土壤的吸湿水含量。

新鲜的土壤样品都含有一定的水分。将新鲜土晾置于室内,土壤中的水分会因为不断地向空气中蒸发而损失,当土壤中的水分与空气中的水分达到平衡时(一般需要数天),称此时的土壤为“风干土”。风干土中仍含有一些被土壤颗粒紧紧吸附的不能进入空气中的水分,这称为吸湿水。吸湿水可在高温环境下被烘干。此时的土壤称为“烘干土”。由于风范土和烘干土的重量差值,即可计算土壤吸湿水的含量。

3 实验步骤

3.1 采集土壤分析样土

采集土壤样土前需要先进行土壤野外调查,通过调查选取一定的典型地区选择择有代表性的耕作地点,观察该区域的土壤形成环境及了解其土壤类型,为土壤分析做好数据搜集工作。如选取河漫滩阶地耕作土壤,挖一个深度为1米左右的土壤剖面,在土壤剖面的耕作层、犁地层、心土层和底土层进行土壤剖面调查,观测各层土壤特性,并将观察结果进行记录,如表1,为土壤分析提供参考。

观察记录完土壤剖面各层的特性后,进行采集样土,其中样土采集数量数多少可根据实验项目选的多少来确定,一般各层采集3～5个样土。可用环刀法和土铲采集样土。

用环刀进行取样。在环刀内壁涂抹凡士林,将环刀刀口垂直压入土中。环刀另一端套上环刀托,用铁锤敲打环刀托,使环刀插入土层中,直至土壤充满环刀筒内,刀托背面到达地层表面,即停止敲打环刀把,以免环刀进入土层太深而压实了已进入环刀筒内的土壤结构;用铁铲和切土刀小心挖出环刀,切去环刀两端多余的泥土,擦干净环刀外环的土壤,往环刀两端加套,以免水分蒸发。如还需进行土壤容重比重测定实验还最好采用环刀取土法。用铁铲进行取样,需按第一、二、三、四层的顺序分别采集样土,采集好样品需贴上标签,放进塑料袋,用于土壤水分含量的测定

3.2 制备土壤分析样土

将新鲜采回的样品放在平整的木板上,挑拣石块、植物根系等;

3.3取合适大小容器,如铝盒,在105℃下烘2h,取出冷却,用电子天平称量干燥而洁净的铝盒重量,记为W。

3.4在铝盒中放入5g新鲜采集的土样,称量,此为铝盒+新鲜土重量,记为W1。

3.5将装入铝盒的样品放置通风的实验室内5天,其风干后进行称量,此为铝盒+风干土重量,记为W2。

3.6将装着风干后的土样的铝盒放入烘箱,盒盖斜放在盒皿上,以留出一定空隙,便于水分蒸发,在105～110℃烘6～8h,取出放入干燥皿,冷却20min,带棉纱手套取出铝盒,马上称量,此为铝盒+烘干土重量,记为W3。

4 实验数据记录与计算

实验中的各项数据可填入下表。

1、自然含水量W (自)%的计算公式如下:W(自)%=(W1-W3)÷(W3-W)×100%2、吸湿水含量的计算W(吸)%的计算公式如下:W(吸)%=(W2-W3)÷(W3-W)×100%

5 实验分析与总结

实验操作完成后,将各项测定数据对照公式进行计算,得出土壤的自然含水量与吸湿水含水量。在实验过程中通过不同取样地点和不同土层样品的测定数据,对照采土区域土壤剖面的各层特性,分析土壤含水量与土壤颗粒大小组成和含量的密切关系,掌握影响土壤含水量大小的因素,掌握分析土壤特性和土壤含水量变化的规律,达到实验效果。

参考文献

[1]李天杰,赵烨,张科利等.土壤地理学[M].北京:高等教育出版社,2004.

农田秸秆覆盖的土壤水分效应 篇3

土壤水是维系作物生长发育、生态环境良性循环最主要的水分源泉。作物生长和发育所需的水分均由根系从土壤中获得,其他各部分的水(如大气降水、地表水和地下水)只有转化为土壤水才能为作物吸收利用,土壤水数量和质量直接影响着作物的生长发育。土壤水也可以通过调整种植结构、适时灌溉、地面覆盖等人为措施进行调控,以改变土壤水分的分布和运移,达到提高作物产量和土壤水分利用效率的目的[1,2]。其中地面覆盖措施主要包括秸秆覆盖、薄膜覆盖以及水泥和石子等硬物覆盖等[3]。

目前,秸秆覆盖在太行山前平原得到广泛应用[4],它是指将腐熟的作物秸秆或其粉碎物覆盖在耕地土壤表面,改变了土壤与大气的界面层状况,对土壤产生了综合生态效应,使土壤的物理、化学和生物特性发生变化,进一步影响作物的生长发育[5]。农田秸秆覆盖以后,土壤的水、肥、气、热等状况重新组合,具有调节地温、抑蒸保墒、培肥地力、提高作物产量和水分生产率等明显的农田生态综合效应[5,6,7,8],是北方地区旱农持续稳定发展的有效措施和途径之一。

但目前对农田秸秆覆盖的研究多局限于农田生态环境的研究,很少研究秸秆覆盖对农田土壤水分的调控机理。本文选择大水位埋深(约33 m)的中国科学院栾城试验站,开展玉米覆盖秸秆及对照条件下的冬小麦田间试验,采用土壤水分通量法和水均衡法,计算覆盖秸秆及对照条件下的土壤水腾发量、深层下渗量以及土壤水储存量的变化量,分析秸秆覆盖农田的土壤水分效应,探讨秸秆覆盖对农田土壤水分的调控机理,为干旱区推广秸秆覆盖技术提供理论依据;同时,对大水位埋深条件下土壤水分通量法的适用性进行探讨。

1 试验站及试验概况

1.1 试验站概况

中国科学院栾城农业生态系统试验站位于大陆性季风气候区,年平均温度12.3 ℃,年平均光照时数2 608 h,大于零度积温4 710 ℃,适合多种作物生长,年平均水面蒸发量1 644.5 mm,年平均降水量485.6 mm,60%以上的降水集中在7、8月份;年蒸散潜力超过1000mm,远远大于降水量,特别是冬小麦生长期,平均降水量仅130 mm,必须进行灌溉,才能保证冬小麦高产。该区农作物实施冬小麦和夏玉米一年两熟制,冬小麦生长期间一般灌溉4～5水,夏玉米生长期间灌溉1～2水。试验站土壤为潮褐土,耕层土壤有机质含量为1.0%～1.4%,全氮0.04%～0.08%,速效氮、速效磷和速效钾含量分别为 60、15 和90 mg/kg,田间持水量在33.25%～38.98%之间,土壤持水能力强,土壤凋萎湿度在9.63%～16.44%之间,0～2 m土层田间持水量与凋萎湿度之间的有效含水量约450 mm,基本相当于年有效降水量。包气带岩性(0～400 cm)主要为黏性土,局部夹有砂性土。

区内无地表水源,农业灌溉主要靠抽取浅层地下水,地下水位埋深达33 m,地下水矿化度548 mg/L(2003年11月),地下水动态变化主要受大气降水、灌溉水入渗和农业开采影响。近年来,随着开采规模不断扩大,地下水位持续下降。

1.2 试验概况

试验在2003-2004年度冬小麦大田进行,选择土壤岩性、作物、灌溉条件相同的两个冬小麦田块,面积约为50 m×100 m,其中一块采用切碎的玉米秸秆覆盖于小麦行间,覆盖量为6 000 kg/hm2,另一块以不盖秸秆作为对照,距离覆盖秸秆田块约50 m,两田块地表至地下不发生水力联系。

2003-2004年冬小麦于2003年10月22日采用人工等行播种,播量160 kg/hm2,供试小麦品种为高优503。播前深翻,施底肥二铵300 kg/hm2及尿素150 kg/hm2 ,生长期间追施尿素300 kg/hm2。2004年6月20日收获,生长期累计242 d。生长期共降雨250.7 mm,灌溉4次,均采用地面灌,灌溉时间分别为2003年12月19日和2004年3月28日、4月24日以及5月31日,灌水定额约为75 mm,累计灌溉300 mm。

1.3 监测项目及方法

两田块分别安装了负压计和中子仪监测系统,原位监测土壤水势和土壤含水量的变化。

负压计采用国土资源部水文地质环境地质研究所研制的WM-1型水银式负压计系统,每组埋设15支负压计,最大深度3.4 m,1 m深度内每10 cm安装一个,深度1～2.2 m每20 cm一个,深度2.2～3.4 m每40 cm安装一个,采用暗埋斜插式安装。观测室设在地表以下约1.5 m深度处。为了在冬季冰点以下进行测量,在传导介质水中添加少量防冻液,在整个冬季可进行不间断观测。

中子仪采用英国的IHⅡ型中子水分仪,其测量深度也为3.4 m,测点位置与负压计位置相对应。中子仪和负压计观测时间一致,一般每2 d观测一次,在有降雨和灌溉时加密观测次数,降雨或灌溉初期30 min或1 h一次,中期2～4 h一次,后期6～12 h一次,逐步加长测量时间间隔。

除此以外,距离试验田块约50 m设有一标准气象站,可监测降雨、蒸发、风速、湿度、日照时数以及辐射等项目,灌溉量根据大田实际灌溉量确定。

2 方法原理

在不考虑侧向径流的情况下,根据质量守恒原理,建立包气带剖面水分平衡方程:

${\rm P}+{\rm I}+Q+\Delta \theta =R{}_s+E{\rm T}(1)$

式中:P为计算时段降水量,mm;I为计算时段灌溉量,mm;Q为计算时段定位边界土壤水分通量,mm,向上为正,向下为负;Δθ为计算时段始末期土壤剖面水分变化量,mm,增加为负,减少为正,可通过测定土壤剖面含水量分布确定;Rs为计算时段地表径流量,mm,在半干旱的河北平原,其值取为0;ET为计算时段土壤水腾发量,mm,包括土面蒸发量和叶面蒸腾量。从上式可以看出,要计算土壤水腾发量,关键是求算定位边界土壤水分通量Q。

研究期间试验田块土壤剖面水势分布如图1和图2所示,在靠近地表的上部土壤水势受降雨(灌溉)、蒸发影响,变化剧烈,土壤水势梯度差值较大,而且水流方向也频繁变化,为土壤水势梯度强烈变化带。该带上边界为地表,下边界可以达到多年或者至少在整个研究时段内发散型零通量面向下发育的最大深度,研究时段发散型零通量面发育的最大深度为1.8 m。在该剖面1.8 m以下土壤水势受降雨(灌溉)、蒸发影响较小,变化缓慢,土壤水势梯度差值较小,水流运动方向始终向下,为土壤水势梯度缓变带。根据上述原则,本文定位边界选在最深零通量面以下距地表深度为200 cm处,该边界土壤水流运动方向始终向下,因此通过该边界的水流通量相当于降雨或灌溉水的入渗补给量R。

计算定位边界Z′处通过的土壤水分通量Q(z′),需要通过定位边界Z′处附近上、下两个位置安装的负压计获得水势资料,并设法测出此处的非饱和水力传导度K(θ)或K(ψm)(以下以K(θ)表示)。

首先根据土壤水势资料把计算时段划分为n个小时段,由达西定律计算出各小时段内(Δt)i定位边界Z′处的土壤水分通量,再把各小时段在Z′处的土壤水分通量进行累加即可得到计算时段定位边界通过的土壤水量Q(z′):

$Q(z^{\prime })=-{\displaystyle \sum _{i=1}^n{\rm K}}(\theta {}_i)\cdot \left(\frac{\Delta \psi }{\Delta z}\right)\cdot (\Delta t){}_{i}i=1,2,\cdots ,n(2)$

式中:Q(z′)为计算时段内从定位边界z′处通过的土壤水量;θi和$\left(\frac{\Delta \psi }{\Delta z}\right){}_i$分别为在第i个时段内定位边界z′处的土壤含水量平均值和土壤水势梯度平均值;K(θi)为相应于第i个时段土壤含水量平均值为θi时的非饱和水力传导度;(Δt)i为第i个小时段,i表示时段序列,共分为n个小时段。

运用该方法的计算精度,关键是非饱和水力传导度K(θi)的测定,本文采用ZFP方法原位测定非饱和水力传导度K(θ),其基本原理[9]如下。

由达西定律

$q(z)=-{\rm K}(\theta )\frac{\partial \psi }{\partial z}\text{或}q(z)=-{\rm K}(\psi {}_m)\frac{\partial \psi }{\partial z}$

可直接导出:

${\rm K}(\theta )=-q(z)/\frac{\partial \psi }{\partial z}\text{或}{\rm K}(\psi {}_m)=-q(z)/\frac{\partial \psi }{\partial z}(3)$

式中:θ、ψ、∂ψ/∂z分别表示t1至t2时段内在断面z处的土壤含水量、基质势、土壤水势梯度的平均值。

在ZFP有效期内,只要测得t1和t2时刻的土壤含水量分布θ(z,t1)、θ(z,t2)和土壤水势分布ψ(z,t1)、ψ(z,t2),就可确定ZFP的位置z0(t1)、z0(t2)。应用ZFP 方法即可计算出t1至t2时段通过断面z处单位面积的水量,即下渗量D,D=∫${}_{z{}_0}^z$θ(z,t1)dz-∫${}_{z{}_0}^z$θ(z,t2)dz,再由公式q(z)=D/Δt(Δt=t1-t2)计算出土壤水分通量。

通过土壤剖面水势分布ψ(z,t1)、ψ(z,t2),求出t1至t2时段内断面z处的土壤水势平均值。根据公式(3)便可计算出非饱和水力传导度K(θ)或K(ψm)的值。

应用ZFP方法原位测定非饱和水力传导度K(θ),其基本思路是在一个或若干个ZFP方法有效期内选取n个小的计算时段,用ZFP方法计算出断面z处的水分通量值qi(z),应用公式(3)求得一系列K(θi)值(i=1,2,…,n)。qi(z)、θi分别表示在第i个时段内断面z处的土壤水分通量、平均体积含水量,K(θi)是相应于θi的非饱和水力传导度。再根据K(θi)与θi在散点图上的分布特征求出K-θ的相关方程。

根据土壤剖面水势分布规律,选择在零通量面存在期,不盖秸秆田块选择在2004年1月12日至2004年5月28日,覆盖秸秆田块选择在2004年3月1日至2004年5月31日。根据ZFP方法原位测定土壤非饱和水力传导度K(θ)的原理,计算了定位边界深度200 cm处的K-θ关系曲线(图3),其相对应曲线方程K(θ)=a θb的a、b参数值分别为37 636.85、9.82。

3 结果分析

根据以上方法和原理,对两田块定位边界200 cm处各时段的土壤水分通量(相当于大气降水、灌溉水垂向入渗补给量)进行了计算,结果如图4所示,图4表明入渗补给量与降雨或灌溉的关系较为密切,在有大的降雨或灌溉时,入渗补给量也大,但有一定的滞后和延迟效应,说明在当前的灌水定额(750 m3/hm2)下,仍然存在根层渗漏,需要减少灌水定额,以减少根层渗漏,提高灌溉水的利用效率;在没有降雨或灌溉时,亦有少量的入渗补给,且呈现无规律的波动,这与降雨或灌溉后土壤水分的重分布有关,而入渗补给量的波动与计算时段的长短有关。图5表明在冬小麦生长期不同处理田块累计入渗补给量随时间的变化关系,从总体上看不盖秸秆田块比覆盖秸秆田块高。

根据水均衡方程(1),计算0～2 m包气带土壤水均衡,结果如表1所示。从表中可以看出秸秆覆盖条件下的大气降水、灌溉水的入渗补给量(165.02 mm)比不覆盖田块(192.91 mm)小,说明秸秆覆盖不利于大气降水、灌溉水的入渗补给,这可能与降雨强度有关。生育期仅两次降雨量较大,分别为42.3和26.5 mm,其余降雨均小于20 mm,而小于10 mm的降雨量达到49.4 mm。当降雨强度小时,降雨基本被秸秆所截留,补充包气带水分亏缺的水量有限,故其入渗补给量偏小。覆盖秸秆田块和不盖秸秆田块的入渗补给强度(根据冬小麦生育期累计入渗补给量除以生育期时间242 d计算得到)分别为0.68和0.80 mm/d,这和Wang et al(2008年)氚示踪计算的入渗补给强度[10](覆盖秸秆田块LC82和不盖秸秆田块LC84分别为0.60和0.80 mm/d)基本一致,二者可以相互印证,说明该方法的精度和可靠性较高。

注:Q为计算时段土壤剖面定位边界(2 m)水分通量,mm,相当于入渗补给量R,mm;Δθ为计算时段始末期0～2 m土壤剖面水分变化量,mm,负值表示土壤剖面含水量减少;P为计算时段降水量,mm;I为计算时段灌溉量,mm;ET为计算时段土壤水腾发量,mm。

根据水均衡计算得到冬小麦生长期覆盖秸秆和不盖秸秆处理实际腾发量分别为399.57mm和358.65mm,覆盖秸秆较不盖秸秆处理实际腾发量高40.92 mm。为了对该结果进行验证,利用气象资料、作物系数以及土壤水分修正系数对田间实际腾发量进行了计算,计算结果如图6所示。从图中可以看出在冬小麦生长前期(3月份前)覆盖秸秆田块的腾发量小于不盖秸秆田块,在冬小麦生长中后期(3月初以后),覆盖秸秆田块的腾发量总体上大于不盖秸秆田块,冬小麦生长期覆盖秸秆田块和不盖秸秆田块实际腾发量分别为403.77 mm和377.38 mm。覆盖秸秆较不盖秸秆处理实际腾发量高26.39 mm,比文中水均衡计算结果略大,覆盖秸秆田块仅相差4.2 mm,不盖秸秆田块也仅相差18.73 mm,二者可以相互印证,说明该方法具有较高的计算精度。

从表1还可以看出,冬小麦生长期覆盖秸秆田块和不盖秸秆田块土壤水消耗量分别为93.89 mm 和80.86 mm,说明秸秆覆盖不仅可以抑制棵间无效蒸发,而且可以增加作物的蒸腾量,显著提高水分的利用效率,表现为整个生育期腾发量增大。秸秆覆盖在保持土壤水分的同时,可以充分利用土壤水,体现在土壤水消耗量较大。在冬小麦生长中前期秸秆覆盖处理土壤表层(20和40 cm处)含水量(图7)、0～1 m土壤水储存量明显偏高(图8),而在冬小麦生长后期差别不明显。这是由于在冬小麦生长中前期秸秆覆盖隔断了土壤表面同大气间直接的水分联系,减弱了土壤空气与大气之间的对流交换强度,抑制了土壤蒸发,秸秆覆盖具有较好的保墒作用[11]。随着冬小麦的生长,在冬小麦生长中后期,冬小麦可以利用自身覆盖抑制土面蒸发,秸秆覆盖抑制土面蒸发的效应逐渐减弱,但覆盖秸秆田块由于秸秆覆盖的水、肥、气、热效应,冬小麦长势较好,秸秆覆盖的效应体现在作物蒸腾量上,覆盖秸秆田块相对于不盖秸秆的蒸腾量显著增大,土壤水的消耗量也多。故在冬小麦整个生育期覆盖秸秆田块腾发量相对较大,土壤水的消耗量也大。

4 结语及方法讨论

4.1 结 语

运用零通量面法原位确定土壤非饱和水力传导度,采用定位通量法计算定位边界(常年下渗区)的土壤水分通量(即地下水的垂向入渗补给量),并运用水均衡的原理对冬小麦生长期作物腾发量和土壤水的消耗量进行了计算。结果表明在大水位埋深条件下,覆盖秸秆麦田的入渗补给量(165.02 mm)比不盖秸秆的(192.91 mm)小,作物腾发量和土壤水消耗量比不覆盖的大,说明秸秆覆盖不利于大气降水、灌溉水的入渗补给;但可以抑制土壤水分棵间无效蒸发,增加作物蒸腾量,充分利用土壤水,从而提高土壤水分的利用效率,揭示了秸秆覆盖对农田土壤水分调控的机理。

4.2 方法讨论

(1)土壤水分通量法具有坚实的理论基础,应用中采用先进的测试手段可以保证计算精度。本文采用零通量面法和定位通量法相结合的思路,运用零通量面法确定土壤非饱和水力传导度,采用定位通量法计算定位边界(常年下渗区)的土壤水分通量,也就是地下水的垂向入渗补给量。该法计算的入渗补给强度与氚示踪结果基本一致,二者相互印证,说明该方法可行,精度和可靠性较高。

(2)在水位埋深大(如栾城实验站水位埋深33 m)的地区,可以考虑该区零通量面向下发育的最大深度。通过计算最深零通量面以下土壤水势梯度缓变带内的某一定位边界(土壤水势梯度容易做到精确测量,而且土壤水势梯度具有单向性,土壤水分通量向下)水分通量,通过该边界的土壤水分通量,相当于降水或灌溉水的垂向入渗补给量,因此在地下水位埋深大的山前平原区也可以运用土壤水分通量方法计算降水或灌溉水的垂向入渗补给量,而且土壤水分和水势测量不必达到地下水位,只要达到该区最深零通量面的位置以下即可。

(3)土壤水分通量法是基于扩散流的理论,在存在指状流、大孔隙流等优先流时,应用该法一定要谨慎,因此对于特别非均质土壤(如大孔隙流),应用该法有一定限制。但对于华北山前平原广泛分布的层状非均质土层,只要能够确定分层土壤的非饱和水力传导度,同样可以应用该法进行计算[7]。

(4)运用土壤水分通量方法定量评价地下水垂向入渗补给量,其计算精度关键在于土壤非饱和水力传导度的测试精度。利用ZFP方法原位测定土壤非饱和水力传导度,既不破坏土壤结构和地面条件,也不扰动土壤水分运动状态,具有较高的精度和可靠性,所测定的参数具有较强的适用性,由此计算的入渗补给量精度和可靠性较高。

摘要：以大水位埋深的栾城试验站为例,开展玉米秸秆覆盖及对照条件下冬小麦田间试验,运用土壤水分通量法和包气带水均衡的原理,分析了秸秆覆盖农田的土壤水分效应。结果表明在大水位埋深条件下,覆盖秸秆麦田的入渗补给量(165.02 mm)小于不盖秸秆(192.91 mm),作物腾发量和土壤水消耗量大于不覆盖处理,说明秸秆覆盖不利于降水、灌溉水的入渗补给,但可以抑制土壤水分棵间无效蒸发,增加作物蒸腾量,充分利用土壤水,从而提高土壤水分的利用效率,揭示了秸秆覆盖对农田土壤水分调控的机理,为干旱区推广秸秆覆盖技术提供了理论依据。同时,对大水位埋深条件下土壤水分通量法的适用性进行了探讨。

关键词：秸秆覆盖,腾发量,入渗补给,土壤水分通量法,水均衡

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土壤水分速测仪的设计 篇4

土壤水分是一切农作物生长的基本条件,我国农业用水利用率不高。以目前农业用水效率来分析,农业用水效率只有30%～40%,如果灌溉用水效率提高10%～20%,则每年可节约用水量约30～70Gm3。测定土壤水分不仅能够有效缓解因农业用水带来的淡水资源危机,而且在很大程度上对于研究农作物的需水规律,指导农作物生长,实施合理节水灌溉具有重要现实意义。

土壤水分的测量方法有几十种,如传统的烘干法、张力计法、射线法、电阻法等,利用光学原理测量土壤水分,以及利用土壤的介电特性测量土壤含水量的TDR,FD,SWR等方法,它们各具优缺点;但精度高、价格低、少标定的土壤水分测试技术一直是近年来研究的主要方向。笔者根据土壤介电常数并利用传输线测量理论研制了土壤水分快速测量仪,试验表明:该土壤水分测量仪输出稳定、成本低、适用于大多数土壤类型的测量。

1 系统工作原理与总体设计

1.1 测量原理

土壤是由空气、土壤颗粒和水组成的多孔介质。现代物理学认为:所有非金属,甚至在一定情况下的金属,都属于电介质,因此土壤可以看作是一种特殊的电介质[1]。

土壤的介电特性可用下式表示,即

undefined (1)

式中 ε—土壤复介电常数;

ε′—介电常数;

ε″—介电损耗;

ε0—真空介电常数;

f—电磁频率;

σ—土壤直流电导率。

从式(1)中可以看出:土壤介电特性随着频率的变化而变化,选择合适的电磁频率对于利用介电常数测量土壤水分起着关键作用。同时,为了减小介电损耗对测量的影响,通常频率选取100MHz。在这样的电磁频率下,水的介电常数约为80,土壤颗粒的介电常数约为4,空气的介电常数约为1,土壤的介电常数主要是由水来决定。因此,通过测量土壤介电常数可达到测量土壤水分的目的。

信号源产生100MHz的电磁波,沿传输线传送到土壤探头,由于探头阻抗与传输线的特征阻抗不匹配,一部分电磁波沿传输线反射回来,一部分继续沿探头传播。这样在传输线上,入射波与反射波叠加形成驻波,使传输线上各点的电压幅值存在变化;而探头阻抗主要取决于土壤的介电常数,因此传输线上电压的变化就反映了土壤中水分的变化。测量原理图、测量等效电路图如图1和图2所示。

根据传输线理论,并假设传输线为无损传输线,可以得到A点的峰值电压为

Ua=A(1+ρ) (2)

如果传输线长度为电磁波波长的1/4,则B点的峰值电压为

Ub=A(1-ρ) (3)

这样A,B两点的电压差为

ΔUAB==2Aρ (4)

反射系数为

undefined (5)

式中 ZL—土壤探头阻抗,与土壤介电常数有关;

Zc—传输线的特征阻抗;

ρ—传输线在A点的反射系数。

当传感器的探头插入土壤时,ZL主要由土壤介电常数决定,随土壤含水量的多少而改变,进而引起输出电压ΔUAB的改变。因此,可以通过测量传输线两端的电压差来间接得到土壤含水量的多少。

1.2 系统总体设计

设计的土壤水分测量系统可实现数据采集、数据处理、故障报警等功能,主要由传感器、A/D转换和STC89C58为核心的单片机系统3部分组成[2],系统总体组成框图如图3所示。其中,显示器和键盘组成人机联系的部件,其作用是沟通操作者和仪器之间的联系。

2 系统设计

2.1 传感器设计

传感器是由100MHz 的高频信号源、一段特征阻抗为50Ω标准同轴电缆和土壤探头组成。探头由直径为3mm的3根不锈钢针构成,检波电路置于信号源和探头内,传感器组成如图4所示。

探头采用三针结构,可认为它是一段几何形状非规则的传输线,土壤充当其中电介质,因此可通过传输线理论来分析它的阻抗变化规律[3]。土壤探头阻抗是以容抗或感抗形式存在,并在一定条件下发生相互转化,设计中应使土壤探头阻抗呈单调变化。

为了缩小整机体积,简化操作程序,达到随测随插,即插即读,快速方便的目的,传感器的形状设计成单手操作使用型,外壳材料采用ABS工程塑料压模制成,设计的土壤探头如图5所示。

2.2 系统硬件设计

2.2.1 单片机选择

宏晶科技生产的STC89C58单片机,具有64/32/16/8kB片内Flash程序存储器;具有在应用可编程(IAP)、在系统可编程(ISP);可实现远程软件升级;无需编程器、性价比高等特点。单片机与时钟及复位电路如图6所示。

2.2.2 人机接口

系统选用了LCD1602作为显示器件,显示容量16×2个字符;芯片工作电压4.5～5.5V;工作电流为2.0mA(5.0V);模块的最佳工作电压5.0V;字符尺寸为2.95mm×4.35(W×H)mm。

LCD的连接方式为:1脚接地;2脚接+5V电源;3脚为对比度调试引脚;4脚接单片机引脚P2.5;5脚接单片机引脚P2.6;6脚接单片机引脚P2.7;8～14脚接单片机引脚P0.0～P0.7;15,16脚为背光引脚。

2.3 系统软件设计

系统软件设计包括键盘扫描程序、显示程序、参数修改程序、采样与滤波程序、故障报警等,可实现对土壤水分的测量显示,同时还可对不同土壤类型进行标定。主程序流程图如图7所示。

3 试验结果与分析

3.1 土壤种类对传感器输出的影响

实验采用中壤土(容重1.36g/cm3)、粘土(容重1.25g/cm3)和沙土(容重1.43g/cm3),测量结果如图8所示。从图8中可以看出土壤种类对传感器输出有一定影响,但影响较小。对测量数据统一标定曲线,则体积含水量最大误差为4.8%,若要取得较高精度,可对每种土壤进行单独标定。

3.2 土壤容重对传感器输出的影响

实验采用中壤土,将其容重由1.36g/cm3增大到1.42g/cm3 ,图9为不同容重下传感器的输出结果。从图9中可以看出容重的增大会使传感器的输出电压增大,但影响不大。若要取得较高精度,也可采用分别标定。

3.3 土壤盐分对传感器输出的影响

实验采用中壤土,对同一容重(1.36g/cm3)下的不同含水量的土样中加入不等的氯化钾,同时与未加入氯化钾的土样进行对比,测量结果如图10所示。从图10中可以看出含水量相同土样,加盐与未加盐的测量结果有很大差别。因此,土壤电导率对土壤水分的测量有较大影响,尤其是当被测土壤本身含盐量较高时,应特别进行标定。

4 结束语

依据土壤介电常数并利用传输线理论制成土壤水分测量仪,可以有效地对大多数类型土壤进行较高精度的测量。土壤种类、容重对土壤水分测量有一定影响,但影响不大;若要取得较高的测量精度,可采用分别标定;土壤含盐量对传感器输出影响较大,如测量含盐量较高的土壤,需对传感器特别标定。

摘要：介绍了一种根据土壤介电常数和传输线理论来测量土壤含水量的新型土壤水分测试仪,主要由土壤水分传感器和STC89C58为核心的单片机系统组成。实验研究表明:土壤种类、容重对传感器输出影响较小,可满足对大多数土壤的测量要求;土壤含盐量对传感器输出影响较大,如需测量含盐量较高的土壤,应对传感器进行特别标定。

关键词：土壤水分,介电常数,传输线

参考文献

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通辽市土壤水分变化规律研究 篇5

全球气候变暖必然对生态环境带来不同程度的影响, 进一步加剧中纬度地区的干旱趋势[7,8]。通辽市旱涝灾害频繁发生, 其中干旱是影响农牧业最主要的灾害, 研究在水分循环中扮演重要角色的土壤湿度的变化意义重大。该文基于对土壤湿度影响最显著的降水量资料, 分析2001—2012年通辽市土壤水分变化规律及其与降水量的关系, 为干旱预警工作、区域农业生产提供参考。

1 研究地区与研究方法

1.1 研究区概况

通辽市位于内蒙古东部, 年降水量350~400 mm, 受地形影响明显。蒸发量的分布与降水量相反, 年蒸发量是年降水量的5~7倍, 该地区气象灾害频繁, 干旱是最主要的灾害。

1.2 资料来源与预处理

采用2001—2012年通辽市8个气象站的土壤水分、降水数据, 用4月上旬至10月下旬固定地段0~30 cm土壤相对湿度来表示土壤水分, 分析2001—2011年降水量与土壤水分之间的关系, 用2012年数据进行检验。

1.3 研究方法

采用线性回归、相关分析等数理统计方法。回归分析就是寻找因变量随自变量变化而变化的直线趋势, 可以用回归方程y=a+bx来表示, 其中, a为回归常数, b为回归系数, a和b可以用最小二乘法求取, 并对方程进行显著性检验。

2 结果与分析

2.1 2001—2011年通辽市降水量变化特征

由图1、2可知, 通辽市30年平均降雨量为377.0 mm, 年内降水表现为双峰型, 分别在7月上旬和8月上旬。从7月上旬至8月中旬, 通辽市进入主汛期。2001—2011年除2005年外, 其余10年平均降水量均在常年值之下, 其中2008年最接近常年值。通辽地区暖干化趋势明显, 符合全球气候变暖趋势。从各地区来看, 2001、2002、2007、2009年各站降水量均在常年值以下, 其中2001年开鲁仅为179.0 mm, 是近11年来降雨量最少的单站, 其次是2007年的科区, 为183.0mm。2003年的左中、2004年的扎旗和2005年的后旗降雨量在500 mm以上。整体来看, 通辽市北部及南部地区降雨量略多, 中部略少。这是由于地形的影响, 通辽市北部是山区, 南部是浅山、丘陵, 地势较高, 而中部为海拔较低的平原。

根据降水距平百分率大小进行降水年型等级划分, -20%~20%为正常年, >20%为丰水年, <-20%为枯水年。2001—2011年平均降水量各站均在常年值以下, 降水距平百分率为-20.0%~-10.6%, 基本属于降水正常年。

2.2 2001—2011年通辽市土壤水分变化特征

对通辽市各站逐旬平均土壤相对湿度进行分析, 2001—2011年全市平均土壤相对湿度在49%左右, 7月中旬和8月上旬出现双峰型, 平均土壤相对湿度达54%~55%。5月上旬的峰值、9月下旬的谷值以及10月上旬平均土壤相对湿度的回升, 与降水量的旬月变化相吻合。全市平均土壤相对湿度整体波动较为平缓, 4月下旬至5月上旬出现峰值是由于通辽市接墒雨多出现在这段时间, 而全市大部分地区透雨集中在6月中旬, 致使6月中旬土壤相对湿度较好。而5月中旬至6月上旬蒸发量远远大于降水量, 导致土壤水分下滑明显。从7月上旬开始通辽市进入主汛期, 夏季降水增多, 土壤水分得到改善。

从地区来分析, 左中、后旗、开鲁2001—2011年平均土壤相对湿度在57%~71%, 为通辽市土壤水分较好地区;巴区、扎旗、科区、奈曼在40%~50%;库伦在30%以下, 这与库伦地区地风沙土的土壤类型有关。

2.3 降水量与土壤水分关系研究

由图3可知, 近11年来全市平均降水量呈波动上升趋势, 趋势线斜率为2.35, 同时全市平均土壤相对湿度也呈上升趋势, 趋势线斜率为0.60。在时间上全市平均土壤相对湿度与平均降水量有很好的对应关系, 多年变化趋势一致。2003、2005、2008、2010年平均土壤相对湿度与降水量一致, 呈现在峰值;其他年份土壤相对湿度随降水量减少, 呈现在谷值。2011年降水量为305.6 mm, 略少于多年平均水平, 平均土壤相对湿度为56%, 仅次于2005年的57%, 降水对土壤水分的补给主要通过渗透作用, 具有相对滞后性, 所以在2011年表现出较高的土壤相对湿度。

利用2001—2011年通辽市土壤相对湿度与降水量进行相关统计分析, 得出两者在α=0.01水平上显著相关, 相关系数为0.312。以平均土壤相对湿度为因变量, 降水量为自变量, 建立一元线性回归方程为:

对回归方程通过了α=0.01的显著性检验。降水量对土壤水分的贡献率为33.9%。利用2012年通辽市逐旬降水量对回归方程进行回带, 得到的平均土壤相对湿度与实际平均土壤相对湿度的拟合优度为0.206, 达到了较好的拟合。

3 结论与讨论

(1) 通辽市降水主要受到地形的影响, 呈现南北多、中部少的空间分布不均的特点。从时间上看, 年内降水分布差异明显, 降水主要集中在7月上旬至8月上旬, 占年降水总量的40%。通辽地区暖干化趋势明显。

(2) 土壤相对湿度的年内变化趋势符合降水量变化趋势, 时间上有很好的对应关系, 在α=0.01水平上显著相关。4月下旬至5月上旬的峰值, 5月中旬至6月上旬的谷值及7月上旬至8月上旬的峰值, 均符合通辽市气候变化特征。左中、后旗、开鲁等地属通辽市土壤水分较好地区, 库伦地区土壤水分较差, 其余大部分地区土壤水分维持一般水平。

(3) 该文只考虑单一因素对土壤水分的影响, 且只研究了0~30 cm土层的土壤水分, 对于其他气象要素对土壤水分的影响及更深层的土壤水分的变化规律有待进一步研究。

摘要：采用2001—2012年通辽市8个气象站观测站的土壤水分、逐旬降水数据, 运用线性回归、相关分析等统计方法, 对通辽市土壤水分与降水量之间的关系进行研究。结果表明:通辽市降水量受地形影响明显, 年内降水量差异较大。2001—2011年全市平均降水量少于常年值, 暖干化趋势符合全球气候变化趋势。土壤相对湿度的年内变化波动平缓, 整体趋势符合降水量变化趋势, 两要素在α=0.01的水平上显著相关。左中、后旗、开鲁等地区土壤水分较好, 库伦地区因其沙土土壤类型土壤水分较差, 其余大部分地区土壤水分维持一般水平。

关键词：土壤水分,降水量,变化规律,内蒙古通辽,2001—2012年

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土壤水分观测仪器维护与故障处理 篇6

关键词：土壤水分测试仪器,维护,安装,设置,故障

1 SDRC-10Ⅰ太阳能电源控制器

1.1 太阳能控制器接线方法与步骤

1.1.1 与连接蓄电池

先连接控制器上蓄电池的接线端子, 再将另外的端头连至蓄电池上, 注意+、-极, 不要反接。如果连接正确, 指示灯 (2) 应亮, 可按按键来检查。否则, 需检查连接对否。如发生反接, 不会烧保险丝及损坏控制器任何部件。保险丝只作为控制器本身内部电路损坏短路的最终保护。

1.1.2 连接太阳能电池导线

先连接控制器上太阳能电池的接线端子, 再将另外的端头连接至太阳能电池上, 注意+、-极, 不要反接, 如果有阳光, 充电指示灯 (1) 应亮。否则, 需检查连接对否。

1.1.3 负载连接

将负载的连线接入控制器上的负载输出端, 注意+、-极, 不要反接, 以免烧坏用电器。

1.2 工作模式设置

设置方法:按下负载开关按钮持续5s, 模式 (MODE) 显示数字LED闪烁, 松开按钮, 每按1次转换1个数字, 直到LED显示的数字对上用户从表中所选的模式对应的数字即停止按键, 等到LED数字不闪烁即完成设置。每按1次按钮, LED数字点亮, 可观察到设置的值。

而土壤水分测试仪器一般采用通用控制器方式“6.”:此方式仅取消光控、时控功能、输出延时以及相关的功能, 保留其他所有功能, 作为一般的通用控制器使用。

1.3 常见故障现象及处理方法

太阳能控制器的常用故障主要有以下几点, 具体现象和解决办法如表1。

2 数据采集器

采集器内部主要由太阳能电源控制器、蓄电池、采集器板和GPRS通讯板等组成。

2.1 采集器状态灯指示

采集器正常运行时指示灯状态如下:

电源指示 (黄色) :常亮。

电源指示 (红色) :闪烁 (亮灭各1s) 。

GPRS登录指示 (绿色) :登录到服务器亮, 退出时灭。

2.2 采集器运行注意事项

由于采集器在运输过程中会引起连接端子和跳线帽的松动, 因此采集器在加电之前, 一定要检查跳线帽是否脱落, 接线端子连接是否松动, 确保各个连接器正确可靠连接;检查蓄电池的电压是否正常 (12~15V) ;安装连接完成后, 使用笔记本电脑通过RS232接口与采集器连接, 即时读取当前水分值, 确保在合理范围之内。

2.3 采集器运行设置

进入本软件的安装目录, 双击可执行文件Soil_Debug.exe或调试软件图标即可完成启动。

2.3.1 串口设置

在串口设置区域, 正确选择所连接的串口, 设置串口方法一般为用右键打开“我的电脑”下拉菜单, 选择“管理”, 进入计算机管理选择“设备管理器”, 在下拉菜单打开“端口”, 可以看到与设备连接的端口, 当端口不在1-4时, 需要在端口设置高级中把对应的端口设为1-4中空闲的端口, 然后点击确定, 再把软件中的串口设置为对应的串口点击通讯连接就可以连接到采集器。

2.3.2 参数设置

程序启动默认的界面即为参数设置页, 通讯连接。

主机地址:一般设置为1。

采集器地址:一般设置为1;也可以根据中心站具体的命名设置为相应的编号。

电压采样间隔:一般设置为3s。

数据存储间隔:采集器自动采集存储的时间间隔, 我市一般设置为255。

数据存储间隔单位:选择分钟或小时, 呼和浩特市一般设置为分钟。

传感器扫描间隔:呼和浩特市一般设置为3s。

传感器数量:探测器连接的传感器数量;根据探测深度和传感器的数量确定。

设置参数:正确输入采集器的各种参数后, 单击该按钮, 可以将参数写入采集器中。

读取参数:读取出采集器的各种参数, 检查输入是否正确。对时:将采集器与PC机对时。

读时钟:读取采集器内的时钟。

单击采集器对时框内的读时钟按钮, 将弹出读时钟完毕对话框。然后单击对时按钮, 将弹出与采集器对时完毕对话框。

GPRS服务器IP和端口设置:服务器地址一般设置为中心站的地址, 呼和浩特市服务器IP地址在区局, 地址设置为222.74.231.206, 服务器端口设置为2020。

GPRS服务器APN设置:呼和浩特市采用移动信号传输, 设置为CMNET。

3 传感器

传感器的维护维修, 一般需要台站和盟市技术人员能够熟练判别传感器的状态, 传感器工作状态检测步骤主要有以下几点:

3.1 接线端子检查

检查跳线帽是否脱落, 用手重新按压各个传感器和主机板与带缆线的排线插针, 确保各个连接器可靠连接。

3.2 检查传感器电路板与两个铜环之间的连接线是否脱落

如脱落, 要用大功率烙铁重新焊接;传感器连接松动、损坏, RS485线路损坏, 传感器处理板、连接用的扁平电缆等出现问题等可能导致通讯无法正常连接, 监控软件、调试软件都将无法进行通讯连接。

3.3 传感器问题

某一传感器出现问题, 将直接导致该层对应的数据出现错误或异常。使用调试软件进行数据监视 (具体操作请参考调试软件的使用说明) , 观察水分值和频率值。若某一层或某几层数值对应为0, 说明该层传感器可能已经损坏或无法正常工作。在彻底断电的情况下, 检查传感器与扁平电缆连接是否完好, 传感器外观有无明显异常或松动等。

4 结语

随着土壤水分自动化观测的逐步发展, 土壤水分测试仪器将逐渐普及, 这就要求台站技术人员要逐步掌握土壤水分测试仪器的调试和维护, 希望广大维护人员能够认真研究仪器的结构和功能, 保证仪器的正常使用。

参考文献

马铃薯田土壤水分的变化特征 篇7

1.资料来源

土壤重量含水率资料取自突泉县气象局1995～2011年逐旬监测马铃薯地块10～50厘米固定地段0～10厘米、10～20厘米、20～30厘米、30～40厘米、40～50厘米5个深度的资料。降水量、气温和蒸发量资料均取自突泉县气象局1971～2000年30年逐旬和逐月的气象整编资料。

处理方法:土壤相对湿度=(土壤重量含水率/田间持水量)×100%

计算公式:

R:土壤相对湿度(%),取整数;w:土壤重量含水率(%);fc:田间持水量(%)

田间持水量是在地下水位较低情况下,土壤所能保持的毛管悬着水的最大值是植物有效水的上限。本文所用田间持水量是突泉县气象局根据土壤水分观测规范测得的土壤水分常数。将每旬测得的土壤重量含水率除以田间持水量得到逐旬土壤相对湿度资料。逐月、逐旬的相对湿度资料是1995～2011年的平均值。由于突泉地区马铃薯播种到收获时间在5～9月,所以春季土壤相对湿度资料选5月份,夏季土壤相对湿度资料选6～8月份,秋季土壤相对湿度资料选9月份。

2.结果与分析

(1)马铃薯土壤相对湿度变化时间特征。气象条件特别是降水量影响土壤相对湿度在时间的变化上,从上年雨季结束到第二年雨季开始,降水量小于同期耗水量,土壤水分不断消耗、亏缺;从雨季开始降水量大于同期耗水量,土壤水分则不断补充、积累。根据土壤水分积累和消耗平衡关系分析看出:突泉县5～9月逐旬10～50厘米平均土壤相对湿度变化曲线,如图1所示。

(2)春季水分蒸发强烈,土壤干湿变化呈交替态势。突泉县春季气温回升快且多大风天气,由4月份7.5℃上升到5月份15.4℃;降水少,5月降水量为30.3毫米仅占年降水量7%。5月份蒸发量达361.9毫米,为全年蒸发量最大月份。降水多以小雨为主,雨水多被截流在0～10厘米土层中,土壤相对湿度最小值为33%。30厘米以下土壤水分很少得到补充,即0～10厘米土壤相对湿度随降水量的增加而增加,反之亦然。春季0～10厘米土壤相对湿度与降水量变化关系,如图2所示。

(3)夏季降水丰沛,土壤相对湿度增大。夏季6～8月份高温、多雨,年降水量76%集中在这一时期,同时是在马铃薯生长过程中水分消耗最多的时期。当雨季初始土壤水分开始恢复后,首先使0～10厘米土层的水分状态得到明显改善。进入6月中旬至7月下旬集中降水期,20～50厘米土壤水分逐渐进入快速恢复期,7月中旬0～10厘米土层相对湿度为71%～78%,比6月中旬提高约7个百分点,0～30厘米土层相对湿度为70%～75%,提高约5个百分点。夏季降水量对0～50厘米土壤平均相对湿度变化影响关系。如图3所示。

(4)秋季降水减少,土壤相对湿度下降。秋季9月份降水量为33.9毫米,占年总降水量8%,降水量减少,气温下降,雨季基本结束。在日平均气温每天以0.33℃左右的梯度急剧下降的情况下,水分蒸发随之减少,10月份蒸发量由9月份的177.1毫米下降至143.3毫米,土壤水分的恢复期亦基本结束。除秋吊外,土壤水分经过恢复性补充和积累,秋季的土壤水分状况均较为湿润,一般年份土壤相对湿度可维持在64%。

3.合理利用土壤水资源建议