1樓：匿名使用者
對於滯後現象有不同的解釋，較常見的是瓶頸理論：由於土壤中大小孔隙相間分佈，土壤內部形成許多肚大口小的孔隙。土壤吸水過程中，小孔隙先充水，基質勢逐漸增加，但基質勢未達到大孔隙所對應的基質勢水平，大孔隙就無法充水。
直到基質勢達到大孔隙對應的水平，大孔隙就開始正常充水。這種小孔隙對大孔隙充水時的限制作用，就是瓶頸作用。在土壤水分特徵曲線中表現為，剛開始吸水時基質勢升高（土壤水吸力下降）較快而含水量升高較慢，即滯後。
土壤脫水過程相反，隨著基質勢下降（土壤水吸力上升），大孔隙中的水由於小孔隙的瓶頸作用，而不能排出。直到基質勢達到小孔隙對應水平，土壤孔隙才開始正常排水。在土壤水分特徵曲線中表現為，剛開始脫水時，基質勢上升（土壤水吸力下降）較快而含水量降低較慢。
根據自己理解純手打
2樓：
這是plc硬體的問題，因為plc輸入輸出的電路都是採取光耦隔離電路設計，在光耦的控制端有並聯一個十幾皮法的抗干擾的電容，在抗干擾的作用中同時也有滯後的影響，還有一個滯後的原因就是光耦本身的響應時間。一般的plc都有幾個高速輸入輸出接點，用於高速計數輸入和高速脈衝輸出。如果是多臺plc連線控制，需要高速響應，要在程式上做中斷優先掃描處理
土壤水分特徵曲線的曲線特點
3樓：百度使用者
滯後現象：相同吸力下的土壤水分含量，釋水狀態要比吸水狀態大，即為水分特徵曲線的滯後現象。
土壤水分特徵曲線的拐點只有級配較好的沙性土比較明顯，說明土壤水分狀態的變化不存在嚴格界限和明確標誌，用土壤水分特徵曲線確定其特徵值，帶有一定主觀性。
土壤水分特徵曲線反映了土壤水的哪些特徵和指標
4樓：匿名使用者
土壤水分特徵曲線
一般也叫做土壤特徵曲線或土壤pf曲線,它表述了土壤含水量和土壤吸力之間的關係.
通常土壤含水量q以體積百分數表示,土壤吸力s以大氣壓表示.由於在土壤吸水和釋水過程中土壤空氣的作用和固、液而接觸角不同的影響,實測土壤水分特徵曲線不是一個單值函式曲線.
相同吸力下的土壤水分含量,釋水狀態要比吸水狀態大,即為水分特徵曲線的滯後現象.土壤水分特徵曲線可反映不同土壤的持水和釋水特性,也可從中瞭解給定土類的一些土壤水分常數和特徵指標.
曲線的斜率稱為比水容量,是用擴散理論求解水分運動時的重要引數.曲線的拐點可反映相應含水量下的土壤水分狀態,如當吸力趨於0時,土壤接近飽和,水分狀態以毛管重力水為主；吸力稍有增加,含水量急劇減少時,用負壓水頭表示的吸力值約相當於支援毛管水的上升高度；吸力增加而含水量減少微弱時,以土壤中的毛管懸著水為主,含水量接近於田間持水量；飽和含水量和田間持水量間的差值,可反映土壤給水度等.故土壤水分特徵曲線是研究土壤水分運動、調節利用土壤水、進行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具.
但土壤水分特徵曲線的拐點只有級配較好的沙性土比較明顯,說明土壤水分狀態的變化不存在嚴格界限和明確標誌,用土壤水分特徵曲線確定其特徵值,帶有一定主觀性.
土壤水分特徵曲線的介紹
5樓：晚晚
土壤水分特徵曲線一般也叫做土壤特徵曲線或土壤pf曲線，它表述了土壤水勢（土壤水吸力）和土壤水分含量之間的關係。通常土壤含水量q以體積百分數表示，土壤吸力s以大氣壓表示。由於在土壤吸水和釋水過程中土壤空氣的作用和固、液而接觸角不同的影響，實測土壤水分特徵曲線不是一個單值函式曲線。
土壤水分特徵曲線
6樓：中地數媒
土壤水分特徵曲線的測定方法有很多，有負壓計法（或張力計法）、沙性漏斗法、壓力儀法、穩定土壤含水率剖面法等。其中，負壓計法適用於低吸力0～0.08mpa負壓的測定，壓力儀法可用於高吸力＞0.
1～1.5mpa負壓的測定。由於負壓計法可用於室內擾動土和原狀土樣的測定，也可用於田間土壤水吸力的測定，且試驗裝置和操作都比較簡單，測定範圍能夠涵蓋田間絕大多數土壤狀況，在實際工作中被廣泛採用，故選用負壓計法在室內測定土壤水分特徵曲線。
實驗土樣為永樂店沙壤土和粉沙土，均為擾動土，分別做了脫溼過程和吸溼過程的試驗。
1.沙壤土水分特徵曲線
根據實測資料分段分過程進行了曲線迴歸，通過迴歸擬合的經驗公式如下：
脫溼過程：
土壤水鹽運移數值模擬
式中：θ為體積含水率（cm3/cm3）；h（hh2o）為負壓（cm）。
吸溼過程：
土壤水鹽運移數值模擬
實測值與擬合值的比較見圖1.2.2。
2.粉沙土水分特徵曲線
對於粉沙土根據實測資料分段分過程進行了曲線迴歸，擬合的經驗公式下：脫溼過程：
土壤水鹽運移數值模擬
吸溼過程：
土壤水鹽運移數值模擬
實測值與擬合值的比較見圖1.2.2。
圖1.2.2 永樂店h—θ曲線
另外，採用van genuchten經驗公式（沈榮開，1987）：
土壤水鹽運移數值模擬
式中：θs為飽和含水率（cm3·cm-3）；θr為殘留含水率（cm3·cm-3）；α、m、n為經驗係數。
利用最小二乘法對脫溼過程進行曲線擬合，擬合的van genuchten經驗公式為：
沙壤土：
土壤水鹽運移數值模擬
粉沙土：
土壤水鹽運移數值模擬
通過對比，用分段函式擬合水分特徵曲線實測值與擬合值的擬合誤差較小，而van genuchten方法對於有些點擬合誤差相對較大。但分段函式在分段點不連續，而van genu⁃chten方法擬合出的經驗公式無間斷點，為一連續曲線，能夠用一個函式來描述整個水分特徵曲線。
什麼是土壤水分特徵曲線？如何應用
7樓：匿名使用者
土壤水分特徵曲線是描述土壤水勢（土壤水吸力）和土壤水分含量之間關係的曲線。
土壤水分特徵曲線是研究土壤水分運動、調節利用土壤水、進行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具。
曲線的斜率倒數稱為比水容量，是用擴散理論求解水分運動時的重要引數。曲線的拐點可反映相應含水量下的土壤水分狀態，如當吸力趨於0時，土壤接近飽和，水分狀態以毛管重力水為主；吸力稍有增加，含水量急劇減少時，用負壓水頭表示的吸力值約相當於支援毛管水的上升高度；吸力增加而含水量減少微弱時，以土壤中的毛管懸著水為主，含水量接近於田間持水量；飽和含水量和田間持水量間的差值，可反映土壤給水度等。
土壤水分特徵曲線的測定
8樓：中地數媒
土壤水分特徵曲線的測定在室內採用張力計稱重法，用張力計（負壓計）測定土壤負壓h，用稱重法測定相應的含水率θ，試驗裝置如圖2.3.1所示。
通過試驗獲得了主脫溼過程的實驗資料，採用van genuchten（van genuchten，1980）模型來描述主脫溼曲線（mdc）（沈榮開1993），模型如下：
圖2.3.1 試驗裝置示意圖
土壤水鹽運移數值模擬
式中：s為飽和度（表示孔隙被水充滿的程度，等於水的體積與孔隙體積之比，cm3/cm3）；θ為含水率（cm3/cm3）；θr為殘留含水率（cm3/cm3）；θs為飽和含水率（cm3/cm3）；h（hh2o）為負壓（cm）；α，n，m表示土壤水分特徵曲線形狀的引數。
van genuchten模型含有四個引數（即α，n，m（含 n），θr，θs），所以，計算較為複雜，但一般情況下，θr和θs可由室內外試驗給出，這樣，模型中只剩α和 n 兩個引數（其中 m 可利用 m=1-1/n求得），為求出這兩個引數，一般根據最小二乘原理，用實驗資料擬合的方法確定（沈榮開，1987）。
1.線性迭代法（一引數迭代）
公式（2.3.1）可變換為：
土壤水鹽運移數值模擬
由於負壓h的絕對值為一正值，所以可用吸力代替（這裡仍取為h，推導時去掉了絕對值符號）。將上式兩邊取對數得：
土壤水鹽運移數值模擬
令 ，b0=nlnα，b1=n，x=lnh，則上式變為一元迴歸模型：
y=b0+ b1x （2.3.4）
因此，可用求解一元迴歸方程的方法確定b0、b1，進而求出α、n：
，n=b1，從而可得
。具體計算時需要用迭代的方法來求解。首先給出初值m（0），並將實測資料含水率θ、負壓h代入求解迴歸方程的係數b0、b1，從而可求得第一次迭代值m（1），再將m（1）代入，得出第二次迭代值m（2），……，依次迭代，直到第p+1次迭代與第p次迭代值之差的絕對值小於預先給定的常數e（e為一充分小的正數）為止。
收斂標準（迭代控制）用公式表示如下：
土壤水鹽運移數值模擬
滿足收斂標準時，由第p+1次迭代求出的迴歸係數b0、b1，即可確定出引數α、n。
2.非線性迭代法（二引數迭代）
由van genuchten模型變形為
θ-θr=（θs-θr）［1 +（αh）n］-m （2.3.6）
即（θr-θ）+（θs-θr）［1 +（αh）n］-m=0 （2.3.7）
將實測資料：含水率θi、負壓hi（i=1，2，…，n，n為觀測點個數）代入上式得：
（θr-θi）+（θs-θr）［1 +（αhi）n］-m=εi（i=1，2，…，n）（2.3.8）
由最小二乘原理
土壤水鹽運移數值模擬
令 z=e（α，m，n），z為α、n的二元函式，m為中間變數。求多元函式z的極值：
土壤水鹽運移數值模擬
令土壤水鹽運移數值模擬
其中w、x為α，n的二元函式。
為了簡化推導，求出w、x，令
θs-θr=θ1
θi-θr=θ2
（αhi）n=xi
推導時略去角標i，則
土壤水鹽運移數值模擬
先求w：
土壤水鹽運移數值模擬
因x=（αh）n，
，所以上式為
土壤水鹽運移數值模擬
再求x：
土壤水鹽運移數值模擬
所以土壤水鹽運移數值模擬
式（2.3.11）為一組非線性方程，非線性方程的求根可運用牛頓迭代法。
牛頓迭代法其基本思想是：將非線性方程逐步歸結為某種線性方程來求解。其幾何解釋為，方程的根，用其切線方程的根來逼近，由於這種幾何背景，牛頓法亦稱切線法。
由牛頓法迭代公式（李慶揚、王能超、易大義，1991.9）：
土壤水鹽運移數值模擬
改寫為如下形式
δxf′（x）=-f（x） （2.3.20）
對於多元函式，牛頓迭代公式可擴充套件為：
f′x（x，y）δx+f′y（x，y）δy=-f（x，y） （2.3.21）
則式（2.3.11）的牛頓迭代公式表示為：
土壤水鹽運移數值模擬
也即土壤水鹽運移數值模擬
下面的任務就是求方程式（2.3.23）左端各偏導數項，根據多元複合函式的求導法則，首先求第一個方程各偏導數項。
土壤水鹽運移數值模擬
考慮到，則土壤水鹽運移數值模擬
所以土壤水鹽運移數值模擬
土壤水鹽運移數值模擬
因為nln（αh）=lnx，所以上式
土壤水鹽運移數值模擬
土壤水鹽運移數值模擬
因為 ，
，所以土壤水鹽運移數值模擬
則土壤水鹽運移數值模擬
然後求式（2.3.23）第二個方程各偏導數項。根據二階混合偏導數在連續的條件下與求導的次序無關，則
土壤水鹽運移數值模擬
而土壤水鹽運移數值模擬
式（2.3.32）右端共有4項，需求4項偏導數。
第1項偏導數
土壤水鹽運移數值模擬
因 ，所以上式
土壤水鹽運移數值模擬
第2項偏導數
土壤水鹽運移數值模擬
第3項偏導數
土壤水鹽運移數值模擬
將 代入得
土壤水鹽運移數值模擬
所以土壤水鹽運移數值模擬
第4項偏導數
土壤水鹽運移數值模擬
綜合上述4項偏導數得
土壤水鹽運移數值模擬
令土壤水鹽運移數值模擬
則式（2.3.40）簡記為：
土壤水鹽運移數值模擬
所有偏導數求出後，解方程組
土壤水鹽運移數值模擬
得土壤水鹽運移數值模擬
迭代公式為
土壤水鹽運移數值模擬
式中：p為迭代次數。
具體計算時，首先給出引數的迭代初值α（0），n（0），並由實測資料計算出相應的偏導數值，然後按照式（2.3.45）依次進行迭代。迭代控制標準為：
土壤水鹽運移數值模擬
式中：e為給定的充分小的正數。滿足上述迭代標準的α（p+1）和n（p+1）就是所求的引數α和n的值。
根據牛頓迭代法的區域性收斂性，一般的說，牛頓法的收斂性依賴於初值的選擇，如果初值偏離所求的根比較遠，則牛頓法可能發散。為保證牛頓法的收斂性，首先用線性迭代法對引數進行估計，然後將線性迭代法估計的引數作為非線性牛頓迭代法的初值進行迭代。
3.土壤水分特徵曲線測定結果
2023年10月於長江河口地區採集了 3 個土樣，寅陽 1＃（lxg-1）粉砂壤土（1998.10.23），大興2＃（stg-2）粉砂壤土（1998.
10.24），興隆沙1＃（xls-1）粉質粘壤土（1998.10.
25），取樣時均去除表土20cm。所取土樣的機械組成見表2.3.
1。土壤水分特徵曲線的測定在室內採用張力計稱重法，為了保證裝土的初始含水率均勻、密度一致，土樣經過粉碎和過篩（20目）處理，然後按一定的幹容重灌填土樣，裝好的土樣經過充分飽和後開始脫溼試驗，試驗於2023年4月16日開始，5月15日結束，脫溼過程的實驗資料見表2.3.
2。表2.3.1 土樣顆粒分析結果（美國製）
表2.3.2 水分特徵曲線實測資料
續表根據實測資料，通過vb程式設計計算，運用線性迭代法得到的上述三個土樣，寅陽1＃（lxg-1）粉砂壤土，大興2＃（stg-2）粉砂壤土，興隆沙1＃（xls-1）粉質粘壤土的van genuchten模型引數見表2.3.3。
其擬合曲線見圖2.3.2。
表2.3.3 水分特徵曲線引數
圖2.3.2 水分特徵曲線
將這些引數代入 van genuchten模型，即可根據不同的負壓值來計算其相應的含水率
土壤水鹽運移數值模擬
對上式求導可得到容水度c（h）
土壤水鹽運移數值模擬
如果已知飽和水力傳導度ks，還可得到mualem模型（mualem，1984）的非飽和水力傳導度
土壤水鹽運移數值模擬
根據長江河口地區土壤水分特徵曲線的實測資料，選擇vg（van genuchten）模型，用一個函式較好地描述了脫溼過程，比起用分段函式來描述，具有明顯的優越性。通過計算表明，線性迭代法簡單實用，同時也具有相當的精度，基本可以滿足實際需要。本次試驗由於沒有電子天平，而使用普通天平（感量2g），因而給含水量的觀測帶來一定的誤差，但通過實測值與計算值的比較含水率最大絕對誤差小於2%。
乾燥土壤水分測定方法
國內外目前應用的定點土壤水分測定方法很多，主要包括烘乾稱重法 張力計法 射線法 包括中子儀法 射線法 計算機斷層掃描法等 介電特性法 時域反射儀 tdr 法 頻域反射儀 fdr 法 探地雷達 gpr 法 土壤水分感測器法 如 陶瓷水分感測器 電解質水分感測器 高分子感測器 壓阻水分感測器 光敏水分感...
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