包括非饱和导水率,扩散率和比水容量即土壤水分特征曲线 土壤的导热性、导热系数及热扩散系数

散质系数是什么？蒸发散热怎么算？ 工程计算软件：饱和蒸汽表（基于温度）？www.tlv.com 查询结果分别为-77.3829kpa 及-94.6926kpa，人体表面积约 1.5m2，Q=97.7W=351.7 kJ╱kg，Lv=540kcal。？ www.zhihu.com如何描述土壤的饱和流和非饱和流，其异同点主要有哪些 相同点：都适合热力学第二百定律和达西定律，即水分从土水势高向土水势低 方向的流动。不同点：（1）土壤水流的驱动力不同。饱和度土壤土水势包括重力势和压力 势；非饱和土壤土水势包括重力势和基质势。（2）导水率不同。饱和土壤中孔隙全部充水，导水率是常数，称 为饱和导水率Ks或渗透系数；而非饱和土壤中部分孔隙被水充知 填，故非饱和导水率或水力传导度的值低于该土壤Ks，而且非饱 和导水率是土壤水基质势或土壤含水量的函数。（3）土壤孔隙对饱和水流和非饱和水流影响有差别。粗孔隙是土 壤饱和水流良好的通道，孔隙大的道土壤透水率高。大孔隙发育土 壤，非饱和水流时，低吸力下，大孔隙透水性较细孔隙强，但水 吸力增加到一定程度时，大孔隙中水被排空，则成为不导水回的孔 隙，土壤导水率急剧下降。细孔隙发育土壤，在较高基质吸力下 孔隙仍保持有水，故导水率虽低，但仍保持一定值，所以较高基 质吸力下，砂质土壤的非饱和导水率低于粘质答土壤。非饱和粘性土和饱和黏性土有何区别啊 饱和土含水量已经达到极限，再也加不进更多水的土，典型例子是淤泥。非饱和土指的就是含水量没有达到极限，还能渗入更多水分的土。具体区别如下：1、饱和黏性土颗粒排列比较松散，颗粒间的孔隙大；一般具有高含水量、大孔隙、低强度、高压缩性、低渗透性等特点。土颗粒大小分布不均匀，直径大小多分布在0-10微米之间，但也有大的颗粒集合体直径超过20微米，甚至更多。2、饱和黏性土颗粒形状多e799bee5baa6e79fa5e98193e78988e69d8331333431363038呈椭球状，球状，板状；颗粒多以边一面、面一面方式接触为主。随着固结压力的增大，颗粒和孔隙均变小，结构越来越密实，更多的颗粒变化为以面一面接触为主。扩展资料：无论垂直面还是水平面，土颗粒多呈椭球状。对于原状土样，水平面、垂直面的形状系数比多在1.2之间。但随着固结压力的增大，水平面的形状变化不显著，仍以1.5-2.0之间居多；但较圆的颗粒逐渐被压扁，取而代之的是形成狭长且扁的颗粒。统计结果表明其不显著，这可能是由于在加载过程中，水平面上的颗粒发生转动促使水平面形成较圆滑的颗粒。对于垂直面，这种现象表现得较为明显，即随着固结压力的增大，颗粒越来越呈现椭球状，由初始的系数比1.0-2.0变化。土壤水的总势能包括哪些分势 以固、液、气三态2113存在于土壤颗粒表面和颗粒间5261孔隙中4102的水分，来源于大气降水、灌溉水以1653及随毛细管上升的地下水和凝结水。气态水存在于土壤颗粒之间尚未被液态水所占据的孔隙之中；液态水被吸着在土壤颗粒的表面，或受水分表面张力的影响被保持在土粒之间或团聚体内部未被空气占据的孔隙中；固态水只在气候寒冷地区及冬季出现，是液态水在摄氏零度(0℃）以下时结成的冰。土壤含水量一般用烘干法、张力计法、电阻块法或中子法等方法测定。土壤水分是成土过程的重要因素，对矿物的风化，有机物质的合成和分解，元素的富集、迁移和淋失等产生影响，并是植物生长所需水分的主要给源。进入土壤中的水分在各种力的作用下，有一部分被保存在土壤中。土壤保持水分能力的强弱，受土壤孔隙的大小、形状以及连通性等的影响，也与土壤颗粒表面积的大小有关。土壤的含水量是不断变化的，从只能保持一层相当于几个水分子直径厚的水膜，到土壤完全为水分所饱和，甚至地表出现积水。土壤的特征性含水量通常称为水分常数，包括：①饱和含水量。这时全部土壤孔隙都充满水分，水分吸力为零。②田间持水量。是土壤被降水或灌溉水所饱和，经2～3天或更长一些时间后，水分向下。土壤的导热性、导热系数及热扩散系数 土壤在吸热期间，热量由地表传入深层，在散热期间，深层的热量又会传向地表，这种热量在土层间传递、交换的性能称为土壤的导热性。土壤的导热性用导热系数（导热率）和热扩散系数（热扩散率）来表示。（一）导热系数（λ）单位温度梯度下单位时间内通过单位面积土体的热量称为导热系数，单位为W/（m·℃），它是表示土壤导热能力的指标。水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动式中，λ为导热系数；Q 为热量（kJ）；为温度梯度（℃/m）；ΔF 为面积（m2）；t 为时间（h）。式（1.21）表明导热系数的实质为，当温度梯度为1℃/m时，每小时通过1 m2面积土体上的热量。土壤的导热系数是干容重、含水（冰）率和温度的函数，并与土的矿物成分和结构构造有关。晶体物质的导热系数随温度的降低而增大，无定形物质的导热系数随温度的降低而减小，水和大多数液体和气体的导热系数与无定形物质的基本相同。由于土壤为各种成分组成的不均匀多相系统，其导热系数随温度的变化没有统一的规律可循，在一定温度范围内，融土的导热系数随温度的变化很小（通常可忽略不计），主要取决于土壤的含水率、干容重和构成固体颗粒的分散程度。在其他条件相同的情况下，土壤的导热系数随着干容重。土壤水分特征曲线的测定在室内采用张力计称重法，用张力计（负压计）测定土壤负压h，用称重法测定相应的含水率θ，试验装置如图2.3.1所示。通过试验获得了主脱湿过程的实验数据，采用Van Genuchten（Van Genuchten，1980）模型来描述主脱湿曲线（MDC）（沈荣开1993），模型如下：图2.3.1 试验装置示意图土壤水盐运移数值模拟式中：S为饱和度（表示孔隙被水充满的程度，等于水的体积与孔隙体积之比，cm3/cm3）；θ为含水率（cm3/cm3）；θr为残留含水率（cm3/cm3）；θs为饱和含水率（cm3/cm3）；h（hH2O）为负压（cm）；α，n，m表示土壤水分特征曲线形状的参数。Van Genuchten模型含有四个参数（即α，n，m（含 n），θr，θs），所以，计算较为复杂，但一般情况下，θr和θs可由室内外试验给出，这样，模型中只剩α和 n 两个参数（其中 m 可利用 m=1-1/n求得），为求出这两个参数，一般根据最小二乘原理，用实验数据拟合的方法确定（沈荣开，1987）。1.线性迭代法（一参数迭代）公式（2.3.1）可变换为：土壤水盐运移数值模拟由于负压h的绝对值为一正值，所以可用吸力代替（这里仍取为h，推导时去掉了绝对值符号）。将上式两边取对数得：土壤水盐运移数值。土壤含水率计算公式是什么？ 土壤含水2113量=（烘干前铝盒及土样5261质量-烘干后铝盒及4102土样质量）/（烘干后铝盒及土样质量1653-烘干空铝盒质量）*100%。土壤含水率是农业生产中一重要参数，其主要方法有称重法，张力计法，电阻法，中子法，r-射线法，驻波比法，时域反射击法及光学法等。土壤中水分含量称之为土壤含水率（Soil Moisture Content），是由土壤三相体（固相骨架、水或水溶液、空气）中水分所占的相对比例表示的，通常采用重量含水率（θg）和体积含水率（θv）两种表示方法。扩展资料：注意事项：1、称重法具有各种操作不便等缺点，但作为直接测量土壤水分含量的唯一方法，在测量精度上具有其它方法不可比拟的优势，因此它作为一种实验室测量方法并用于其它方法的标定将长期存在。2、张力计法由于其测量的直接对象为土壤基质势，因此在更大程度和其它土壤水分测量方法相结合用于测定土壤水分特征曲线。3、电阻法由于标定复杂，并且随着时间的推移，其标定结果将很快失效，而且由于测量范围有限，精度不高等一系列原因，已经基本上被淘汰。4、基于辐射原理的中子法和γ-射线法虽然有着高精度，快速度等优点，但是由于它们共同存在着对人体健康造成危害的致命缺陷，近年来已经在。

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