中子仪的标定及其在小流域土壤水分监测中的应用

中子仪是目前广泛用于土壤水分动态监测的重要仪器。中子水分仪的优点是方便、快速、不扰动土壤,可在同一地点进行多次测量,测量水分的范围宽,不受滞后影响,还可与自动记录系统和计算机连接,但率定工作曲线确定具有一定的难度,深度分辩不够准确,对表层土壤水分的测定精度低以及具有一定的辐射危害性等。通过在神木六道沟小流域的研究,表明中子仪经过不同质地的土壤标定后,完全可以用于具有不同土壤质地的小流域土壤水分的动态监测。本文在介绍中子仪野外表达常用方法的基础上,在小流域三种不同类型土壤上对中子仪进行了标定。研究结果表明,通过分层标定法中子仪可以得到精确的标定并可应用于小流域不同类型土壤水分动态的准确测量。     

应用时域反射仪测定农田土壤水分

介绍了时域反射仪(TDR)测定农田土壤水分的方法及其应用,包括测定农田根系层土壤含水量和一定深度范围内土体贮水量,TDR自动、连续监测土壤水分,用TDR实测土壤水分来估算作物不同生长发育期内农田实际蒸散量以及用于探讨农田水分空间变异性。还对TDR、中子仪和土钻法测定的土壤含水量进行了比较,结果表明,应用TDR测定农田土壤水分要优于中子仪和土钻法。     

黄土地区抽水过程中土壤水分运动的初步分析

文中主要介绍在黄土地区进行抽水试验过程中,利用中子水分仪观测潜水面以上非饱和带土壤含水率的变化状况。通过对试验结果的初步分析与讨论可知,在黄土地区进行抽水过程时,潜水面以上的土壤释水过程主要受潜水面的变化控制,土壤含水率的变化也是在较短的时间完成的。这一初步进一步研究黄土地区潜水含 水层的给水度将具有重要意义。     

中子测水技术的应用

土壤水储量的计算及其变化规律分析研究在水均衡计算及四水转化关系研究中有着极其重要的意义,中子水分仪依其不破坏土壤原状结构、不受环境因素制约、便于携带、快捷方便等特点,而成为现今土壤水分测量中的主要仪器.本文从笔者十多年中子仪观测和中子仪野外标定的实践经验出发,简要阐述了中子测水原理、中子测水实例、标定实践中几个关键问题及标定成果等,并对标定方程使用中的不适应性做了说明和探讨.     

滇石林石漠化与次生林的土壤含水率时空变化比较研究

土壤水分是植被发育和生态恢复的关键。降雨、植被等影响着土壤含水率的时空异质性等的变化,这种作用在西南喀斯特地区尤为显著。以云南石林为例,选取典型石漠化样地及次生林样地,利用PR2(PR2-UM-2.0)传感器于每月月末对两类样地中0~1 000 mm土层的土壤含水率进行测定。结果表明：（1）石漠化样地各土层的土壤含水率在1年测定时间范围内均显著高于次生林样地,这与非喀斯特区域植被-土壤含水率关系不同;（2）两类样地的1年内各月土壤含水率之间差异显著,雨季各层土壤含水率高且波动较旱季小;（3）土壤含水率随土层深度增加而增加,400~600 mm范围增幅最大,600 mm以下的土壤含水率增幅会逐渐减小。     

用中子水分仪研究降雨补给地下水过程中土壤水分的变化

本文主要介绍利用包气带和饱水带连系在一起的物理模型,通过中子水分仪对土壤水分含量变化过程的测定,研究降雨入渗补给地下水的机制。 中子水分仪是研究土壤水分运动的理想仪器。据测定,试验系统所提供的起始土壤水分的垂向分布,是由饱水带,支持毛管水带、田间持水量带和表层缺水带等四个区段构成的。此种模型在地下水位埋藏较浅的平原地区具有普遍意义。 试验结果表明,降雨的初渗主要发生在表层缺水带。在此范围内,即使降雨强度不变,含水率也在逐步增加,直至超过田间持水率。稳渗则发生在处于田间持水量状态的区段,土壤水分含量的增加,说明入渗水流是以锋面运动的形式均匀缓慢地向下移动的。当入渗锋面到达支持毛管水带之后,不待完成全区段的土壤含水率增加过程,就发生了地下水位抬升和水平流动。可见,入渗锋面到达支持毛管水带上缘之时就是降雨入渗直接补给地下水的开始。次降雨量降了产生地表径流和补充不足田间持水量的亏缺部分外,其余入渗水量都将成为地下水的补给量。所以,产生入渗补给的首要条件是降雨量必须大于土层缺水量。实际补给量的多少,则与土壤前期含水量、地下水埋藏深度、降雨特性等因素有关。     

用中子水分仪研究降雨补给地下水过程中土壤水分的变化

本文主要介绍利用包气带和饱水带连系在一起的物理模型,通过中子水分仪对土壤水分含量变化过程的测定,研究降雨入渗补给地下水的机制。 中子水分仪是研究土壤水分运动的理想仪器。据测定,试验系统所提供的起始土壤水分的垂向分布,是由饱水带,支持毛管水带、田间持水量带和表层缺水带等四个区段构成的。此种模型在地下水位埋藏较浅的平原地区具有普遍意义。 试验结果表明,降雨的初渗主要发生在表层缺水带。在此范围内,即使降雨强度不变,含水率也在逐步增加,直至超过田间持水率。稳渗则发生在处于田间持水量状态的区段,土壤水分含量的增加,说明入渗水流是以锋面运动的形式均匀缓慢地向下移动的。当入渗锋面到达支持毛管水带之后,不待完成全区段的土壤含水率增加过程,就发生了地下水位抬升和水平流动。可见,入渗锋面到达支持毛管水带上缘之时就是降雨入渗直接补给地下水的开始。次降雨量降了产生地表径流和补充不足田间持水量的亏缺部分外,其余入渗水量都将成为地下水的补给量。所以,产生入渗补给的首要条件是降雨量必须大于土层缺水量。实际补给量的多少,则与土壤前期含水量、地下水埋藏深度、降雨特性等因素有关。     

水文地质工作中的中子测水技术

利用水对快中子的慢化效应来测量土壤水份这一原理,是在二十世纪四十年代首次被提出来的,国外五十年代初就开始研究测量土壤水份的中子仪,到一九七○年,插入式中子仪的原理才基本清楚。从那时起,土壤中子水份仪迅速发展起来,相继出现了数字     

干旱区农田灌溉地下水与土壤水转化及入渗系数计算

在新疆三工河流域地面灌溉条件下,采用负压计、中子仪开展灌溉入渗实验,根据零通量面 ZFP,结合中子水分仪观测数据,采用分层差分求和计算方法,较准确地描述灌溉水在土壤中的分布运动情况及地下水与土壤水的相互转化关系,零通量面的形成变化规律,同时计算出灌溉水的入渗补给量和地下水对土壤水的补给量,得出灌溉期入渗系数和灌水量的关系.     

非饱和土壤水分运动参数的测定

正 五十年代以来,应用能量观点研究非饱和土壤（包气带）水分运动,有了很大的发展。在应用这个理论对土壤水分运动进行定量分析时,求其基本方程的解或数值解,都离不开方程中出现的几个基本参数——导水率K（θ）（又叫水力传导度或非饱和土渗透系数）、扩散率D（θ）（又叫扩散度或扩散系数）和容水度C（θ）（又叫比水容量）。而且,对于某种密度的同一种土壤,它们都不是常数,是随土壤含水率θ（体积比）而变化的。另外,研究土壤水运动,对土壤水的相对能量值（土水势）的测定也是不可缺少的资料,     

利用土壤温度估算土壤有效热导系数和水流通量

土壤有效热导系数和水流通量是研究大气-土壤系统水分转化的重要变量。采用动态回归模型（DHR）获取土壤温度的振幅和相位变化,联合土壤水热耦合方程的解析解估算土壤有效热导系数和土壤水流通量,并将该方法应用于毛乌素沙地的土壤水流通量估算中。结果显示,实例研究估算获得的有效热导系数在10-7m2/s数量级变化,且随振幅比的增加呈指数增加,随相位差的增加呈指数衰减。当土壤含水率小于0.08时,有效热导系数呈线性增加;当土壤含水率大于0.08时,接近恒定值（定量0.08）,土壤水流通量随土壤含水率的变化无明显的线性关系。     

利用土中水分蒸发特性和微观孔隙分布规律确定SWCC残余含水率

残余含水率在非饱和土渗流理论、强度理论等方面都是重要的参数,然而土-水特征曲线（SWCC）试验测量时一般难以达到残余阶段,常常通过经验法（包括模型拟合法）估算残余含水率,方法的适用性值得论证。以武汉黏性土为研究对象,制备不同初始孔隙比试样,利用压力板仪测量SWCC,通过模型拟合的方法计算残余含水率;进行自然状态下水分蒸发试验,根据失水速率定义了临残时间,依据临残时间确定残余含水率;利用核磁共振技术研究微观孔隙分布特性,解释控制残余含水率大小的微观规律。研究结果表明：模型拟合的方法可估算残余含水率,但准确性与模型选择及残余含水率初步范围的限定直接相关;水分蒸发试验是确定残余含水率有效可行的直接方法;武汉黏性土微观孔隙呈三峰分布,残余含水率与第1峰之前的微观孔隙水分紧密相关,依据弛豫时间小于0.267 38 ms的T2谱面积可较为准确地预测残余含水率,对于其他土体该方法需要进一步论证与完善。     

冻融期东北农田土壤温度和水分变化规律及影响因素分析

为了更好地认识季节性冻融区冻融过程对农田土壤温度和水分的影响, 以吉林省长春市黑顶子河流域为研究对象, 监测了冻融期流域内玉米田和水稻田土壤温度和水分的变化过程。结果表明： 冻融期表层土壤温度主要受积雪厚度影响, 深层土壤温度主要受土壤初始含水率影响。冻结期, 冻结层含水率几乎都呈增加趋势, 其中浅层土壤增幅最大; 冻结速度慢、 初始含水量低、 相邻土层含水量高的土层冻结过程水分增加量更大, 反之则小。融化期, 各下垫面、 土层土壤含水率基本呈下降趋势, 且主要集中在表层0 ~ 30 cm, 水分损失以蒸发为主, 冻结层对土壤蒸发有抑制作用; 冻结层的融化是造成各下垫面不同土层土壤含水率差异, 以及各土层在不同融化阶段土壤含水率差异的主要原因。     

微波炉法测定遗址土含水率的可靠性研究

古代土遗址病害发展与土的含水率变化密切相关,但土遗址保护现场快速准确测定土的含水率不是一件容易的事。选择遗址土、含盐土、黄土等进行对比试验,研究分析微波炉烘干法（简称微波炉法）测遗址土含水率结果的可靠性。在测定试验土样界限含水率和易溶盐含量的基础上,对比分析微波炉法、烘箱法两种方法测定土含水率的误差来源。试验结果表明,土的塑性对微波炉法的测定有一定影响,但测定误差均在2%以内;土的含盐量影响水分的蒸发速度,不影响微波炉法的测定结果;微波法测定遗址土含水率准确,且具有快速、便捷等优势,值得在土遗址保护工程中推广使用。     

不同含水率条件下土壤中赤霉酸自然衰减规律研究

作为一种施用范围广、用量大的微毒农药,赤霉酸（GA3）的高溶解度会造成其在土壤中的弱吸附和强迁移并伴随强烈的自然衰减,且受到间歇性灌溉过程中变化土壤含水率的影响,因此有必要系统研究不同含水率条件下土壤中GA3的自然衰减规律。通过设置10%、20%、30%的3种土壤含水率,研究了不同土壤含水率条件下GA3的自然衰减规律,分析了土壤微生物对GA3自然衰减过程的影响,定性识别了GA3自然衰减产物。结果表明：（1）实验结束（34 d）时初始含水率为10%、20%和30%的灭菌组和未灭菌组土壤中GA3的自然衰减率分别为87.77%、89.70%、90.70%和87.70%、94.47%、95.87%,其自然衰减半衰期分别为12.38,12.16,12.60 d和8.56,6.80,7.07 d;（2）含水率对灭菌组土壤GA3的自然衰减速率无显著影响,未灭菌组在不同土壤含水率条件下GA3自然衰减速率有差异（20%土壤含水率最大）;（3）在水解作用的基础上,土壤微生物降解进一步促进了GA3的自然衰减,且生物降解贡献率为39.62%±7.58%;（4）GA3主要自然衰减产物为异构赤霉酸与赤霉烯酸（其中异构赤霉酸占比更大）,未来需要进一步关注GA3自然衰减产物在环境中的生物毒性与环境风险。上述研究结果有助于进一步深入理解农业生产过程土壤中GA3的环境行为,并为其环境毒性及潜在风险评估与管控提供数据支撑。     

利用中子探测岩石中的生命

据美国《加州大学戴维斯分校校刊》（UniversityofCalifornia—Davis，２００２－０５－２３）报道，美国加州大学的地质学家利用核子反应器的中子束来穿透岩石，在不破坏岩石的状态下探测其中是否有生物．这种方法除了可以应用在检测地球上的古老岩石，也能够侦测火星岩石中是否隐藏生命．这种侦侧方法称为“中子成像法”（neutrontomography），利用这种方式，能够得出岩石三度空间的结构影像，而又不需要将岩石切开．除了地质学上的运用，中子成像法还可能应用在生物学上．例如，探测植物体内水分的流动状况．中子对于水和氢与碳等轻元…     

祁连山黑河上游多年冻土区不同植被类型土壤有机碳密度分布特征

山地多年冻土的异质性影响其植被类型的分布特征,且对有机碳的分布也具有重要影响。通过采集黑河上游多年冻土区三种典型植被类型（高寒沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原）8个活动层的土壤样品,测定其土壤有机碳密度及其理化性质。结果表明：高寒沼泽草甸土壤有机碳密度最高（49.50 kg·m^-2）,高寒草甸次之（11.22 kg·m^-2）,高寒草原最低（7.30 kg·m^-2）。土壤有机碳密度的剖面垂直分布特征具有差异性,高寒沼泽草甸土壤有机碳密度随深度变化不明显,高寒草原和高寒草甸土壤有机碳密度随深度逐渐减小,存在显著的表层聚集性。有机碳密度与土壤含水率和细粒含量呈显著正相关,与pH值呈显著负相关关系。一般线性模型结果表明土壤含水率、pH值和土壤颗粒组成解释了96.39%的有机碳密度变异,其中土壤含水率贡献了81.53%,pH值和土壤粒度分别贡献了9.33%和4.75%。研究表明多年冻土区不同植被类型土壤有机碳密度分布特征具有明显差异,山地多年冻土土壤含水率是控制有机碳密度分布特征的重要影响因素。     

无结构土壤非饱和水分函数解析

文中从土壤微观统计学角度出发，用各向均一无结构土壤切片孔径级配幂函数构建的统计平行毛管束模型，统一论证了水分统计分布与水分函数依含水率、土壤基质而变的机理和规律，给出了相应函数式和可操作的参数确定方法．把迄今水分函数研究的纯经验相关现状提高到理论分析水平，使建立理论公式成为现实。用文献［１］提供的Ｓａｒｐｙ壤土和Ｇｅａｒｙ粉壤土实验成果，对文中结论做了验证。     

岩溶地区中子水分仪的野外标定

论述了在岩溶平原区对粘土进行中子仪野外标定的必要性;指出在不均质土体中标定时需采用掘开式取样法;通过标定实践,首次给出了岩溶区三种岩性(亚粘土、粘土、铁锰结核粘土)的标定方程,并尝试建立了含水率与中子计数率、干容重的二元回归方程。      

紫色土水分特征曲线室内测定方法的对比

为探寻全吸力范围内土壤水分特征曲线的可靠测定方法,采用沙箱排水法、Hyprop仪蒸发法、压力膜仪排水法和露点水势仪蒸发法分吸力段测定盐亭紫色土耕地表层2~7 cm和亚表层7~12 cm土壤的水分特征曲线,对比测定结果的方法间差异,并分析其原因。结果表明:对于表层和亚表层土壤,低吸力段(h >-100 cm)水分特征曲线的沙箱法和Hyprop仪法的均方根误差E_RMS (θ)均较小,在0.026~0.082 cm3/cm3范围内,确定系数R2均大于0.962,说明这两种方法测定结果之间差异不大。高吸力段(h <-330 cm)的压力膜仪法与露点仪法测定结果之间的差异较大,E_RMS (θ)为0.062~0.097 cm3/cm3,R2较低,为0.775~0.952。因此,全吸力范围内水分特征曲线测定方法的选择与组合应考虑土壤孔径分布特征和研究目的。