土壤水分特征曲线测定实验
水分特征曲线的测定
土壤水特征曲线的测定[压力膜（板）法]土壤水特征曲线是土壤水管理和研究最基本的资料，是非饱情况下，土壤水分含量与土壤基质势之间的关系曲线。
完整的土壤水特征曲线应由脱湿曲线和吸湿曲线组成，即土壤由饱逐步脱水，测定不同含水量情况下的基质势，由此获得脱湿曲线；另外，土壤可以由气干逐步加湿，测定不同含水量情况下的基质势，由此获得吸湿曲线。
这两条曲线是不重合的，我们把这种现象称为土壤水特征曲线的滞后作用。
通常情况下，由于吸湿曲线较难测定，且在生产与研究中常用脱湿曲线，所以只讨论脱湿曲线的测定。
土壤水特征曲线反映了非饱和状态下土壤水的数量和能量之间的关系，如果不考虑滞后作用，通过土壤水特征曲线可建立土壤含水量和土壤基质势之间的换算关系。
这样做，有时会带来一定的误差，但在大多数情况下，一场降雨或灌溉后，总是有很长时间的干旱过程，在这种情况下，由脱湿曲线建立的两参数之间的换算关系有一定可靠性。
如果将土壤孔隙概化为一束粗细不同的毛细管。
在土壤饱和时，所有的孔隙都充满水，而在非饱和情况下，只有一部分孔隙充满水。
通过土壤水特征曲线可建立土壤基质势与保持水分的最大土壤孔隙的孔径的函数关系，由此可推算土壤孔径的分布。
必须指出，由于我们将土壤孔隙概化为一束粗细不同的毛细管，与实际土壤孔隙不完全相同，因此称为实效孔径分布。
土壤水特征曲线的斜率反映了土壤的供水能力，即基质势减少一定量时土壤能施放多少水量，这在研究土壤与作物关系时有很大作用。
测定原理如图所示，将土样置于多孔压力板上，多孔压力板根据其孔径大小分为不同规格，压力板孔径大的承受较小的气压，孔径小的能承受较大的气压。
将压力板和土样加水共同饱和，将压力板置于压力容器内，加压，这时有水从土样中排出，并保持气压不变，等不再有水从土样中排出，打开容器，测定土样水分含量。
如所加气压值为P(Mpa)，土壤基质势为ψm，则ψm =－P，调整气压，继续实验，由此获得土壤基质势为ψm和其对应的土壤含水量θV由此获得若干对（ψm，θ），将这些测定值点绘到直角坐标系中，根据这些散V点可求得土壤水特征曲线。
田间土壤水分曲线
田间土壤水分曲线
田间土壤水分曲线（Soil Water Retention Curve）是描述土壤
含水量与毛细力之间的关系曲线。
它是农业、水资源等领域中土壤水
分管理的关键指标之一，对于评估土壤水分状况和确定灌溉和排水策
略具有重要意义。
土壤水分曲线实验通常是在实验室进行的。
实验过程中，会先将
土壤样品粉碎成细小颗粒，并排除其中颗粒直径大于2mm的碎块和杂质。
然后，将制备好的土壤样品放置于标准吸附器内，盖好盖子，进
行固定负压试验。
通过不同负压下土壤样品所抽取的水分量，可以得
到不同毛细力下的土壤含水量数据，从而绘制出土壤水分曲线。
土壤水分曲线通常呈现为下凸的曲线形状。
当毛细力较小时，曲
线较平缓，表示土壤含水量较高；当毛细力逐渐增大时，曲线变陡，
表示土壤含水量逐渐减少。
在毛细力达到一定值时，曲线会出现拐点，称为枯竭点。
枯竭点以下的土壤毛细力太大，水分已经达到临界点，
无法再被植物吸收。
通过研究土壤水分曲线，可以了解土壤中的水分状况，并可以探
究灌溉的最佳时间和水量，进行合理使用水资源，提高作物的生长和
产量。
同时，对于防止水logging、减少水土流失等方面也具有重要作用。
因此，土壤水分曲线的研究不仅对于农业、水资源等领域有着理
论指导意义，而且在实践中具有十分广泛的推广和应用价值。
《非饱和风积沙路基土土-水特征曲线试验研究与模型修正》范文
《非饱和风积沙路基土土-水特征曲线试验研究与模型修正》篇一摘要本文以非饱和风积沙路基土为研究对象，通过土-水特征曲线试验，探讨了其水分迁移与保持特性。
同时，结合现有模型，对试验数据进行模型修正，旨在为非饱和风积沙路基的工程设计与施工提供理论依据。
一、引言非饱和风积沙路基土作为常见的工程地质材料，其土-水特征曲线是反映其水分迁移与保持特性的重要参数。
了解这一特性对于确保路基的稳定性及持久性至关重要。
近年来，虽然针对该领域的研究已取得了一定的成果，但随着工程技术的不断发展，对于其土-水特征曲线的深入研究和模型修正显得尤为迫切。
二、试验方法与材料本文采用室内试验的方法，选取特定地区的非饱和风积沙路基土作为研究对象。
试验中，通过控制变量法，系统地改变土样的含水率、干密度等参数，并利用压力板仪进行土-水特征曲线的测定。
试验材料主要选用当地风积沙路基土样。
三、试验过程与结果分析在试验过程中，我们详细记录了不同含水率及干密度条件下，非饱和风积沙路基土的吸力和体积含水率变化情况。
通过绘制土-水特征曲线，可以清晰地看到水分在土壤中的迁移和保持情况。
此外，我们还发现土样的物理性质如颗粒大小、结构等对土-水特征曲线也有显著影响。
四、模型修正针对非饱和风积沙路基土的土-水特征曲线，我们采用了目前较为流行的Van Genuchten模型进行拟合。
在拟合过程中，我们根据试验数据对模型参数进行了修正，使得模型更加贴近实际土壤的水分迁移与保持特性。
修正后的模型不仅提高了预测精度，还为非饱和风积沙路基的工程设计提供了更为可靠的依据。
五、结论与展望通过本文的试验研究与模型修正，我们得到了以下结论：1. 非饱和风积沙路基土的土-水特征曲线受含水率、干密度、颗粒大小及结构等因素的影响。
2. Van Genuchten模型能够较好地描述非饱和风积沙路基土的水分迁移与保持特性，但需根据实际试验数据进行参数修正。
3. 修正后的模型能够提高预测精度，为非饱和风积沙路基的工程设计与施工提供更为可靠的依据。
土壤水分特征曲线实验
土壤水分特征曲线实验
土壤水分特征曲线实验是一种常用的研究土壤水分运动规律的方法。
该实验通过测量土壤含水量与土壤水势之间的关系，得出土壤水分特征曲线，从而了解土壤水分的分布和运移特性。
在实验中，首先需要采集待测土壤样品，并进行筛分、烘干等处理，以去除杂质和调整土壤质量。
然后，将土壤样品装入特制的容器中，并按照一定的加水量进行灌溉，使土壤达到不同的含水状态。
接着，使用仪器测量不同含水状态下的土壤水势和含水量，记录数据并进行统计分析。
最后，根据实验结果绘制出土壤水分特征曲线图。
通过分析土壤水分特征曲线，可以得出以下结论：
1. 土壤水分特征曲线呈现出一个“S”形曲线，即随着土壤含水量的增加，土壤水势先逐渐降低，然后迅速升高，最后趋于稳定。
这是因为土壤中的水分分子会形成不同的聚集体，如单粒团、微团粒等，这些聚集体会影响土壤水的运动和分布。
2. 土壤水分特征曲线可以分为两个阶段：第一阶段是快速下降期，此时土壤含水量较高，但土壤水势仍然较低；第二阶段是缓慢下降期，此时土壤含水量较低，但土壤水势已经趋于稳定。
这两个阶段的转折点称为“拐点”。
3. 土壤水分特征曲线的形状和位置受到多种因素的影响，如土壤类型、质地、温度、湿度等。
因此，在进行实验时需要严格控制这些因素的变化范围，以确保实验结果的准确性和可靠性。
土壤 水分特征曲线
土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线，即土壤水的基质势（或土壤水吸力）随土壤含水量而变化，是描述土壤水状态的重要工具。
在农业科学、环境科学、土壤物理学以及水利工程等多个领域，它都发挥着至关重要的作用。
本文将深入探讨土壤水分特征曲线的内涵、测定方法、影响因素以及实际应用。
一、土壤水分特征曲线的基本概念土壤水分特征曲线反映了土壤水的能量状态和数量之间的关系。
通常，土壤水的基质势随土壤含水量的增加而降低，二者呈负相关。
当土壤含水量很高时，土壤颗粒表面的水膜较厚，土壤水吸力较低，基质势较高；而随着土壤水分的蒸发和植物吸收，土壤含水量逐渐降低，土壤颗粒表面对水分的吸附力增强，土壤水吸力增大，基质势降低。
二、土壤水分特征曲线的测定方法实验室内测定土壤水分特征曲线的方法主要有压力膜法、离心机法、砂性漏斗法、张力计法等。
其中，压力膜法和离心机法是最常用的两种方法。
1. 压力膜法：通过在封闭的压力室内对土壤样品施加一系列递增的压力，迫使土壤水分在不同的基质势下排出，从而得到土壤水分特征曲线。
2. 离心机法：将土壤样品置于特制的离心管中，通过离心作用产生的离心力使土壤水分排出。
通过改变离心机的转速，可以得到不同基质势下的土壤含水量。
三、影响土壤水分特征曲线的因素土壤水分特征曲线受多种因素影响，主要包括土壤类型、土壤结构、土壤有机质含量、土壤盐分等。
1. 土壤类型：不同土壤类型的土壤颗粒组成、孔径分布等物理性质不同，导致土壤水分特征曲线存在显著差异。
例如，砂土的土壤颗粒较粗，孔径较大，对水分的吸附力较弱，其土壤水分特征曲线较陡；而黏土的土壤颗粒较细，孔径较小，对水分的吸附力较强，其土壤水分特征曲线较平缓。
2. 土壤结构：土壤结构是指土壤颗粒的排列方式和孔隙状况。
良好的土壤结构有利于水分在土壤中的运动和储存。
土壤团聚体的形成和稳定性对土壤水分特征曲线有重要影响。
团聚体含量高的土壤通常具有较好的持水能力和水分传导性能。
3. 土壤有机质含量：有机质是土壤中的重要组成部分，对土壤水分特征曲线具有显著影响。
土壤水分特征曲线测定
土壤水分特征曲线测定实验一、实验原理土壤水分特征曲线（又称持水曲线，见图1）是土壤含水量与土壤水吸力的关系曲线，该曲线能够间接反映土壤孔隙大小的分布，分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性等，在水文学、土壤学等学科的研究与实践中都具有重要作用。
目前，负压计法是测量土壤水吸力最简单、最直观的方法，而时域反射仪（TDR）是测量土壤体积含水率的最常用、最便捷的方法之一。
图1 土壤水分特征曲线（一）负压计负压计由陶土头、腔体、集气管和真空（负压）表等部件组成（见图2）。
陶土头是仪器的感应部件，具有许多微小而均匀的孔隙，被水浸润后会在孔隙中形成一层水膜。
当陶土头中的孔隙全部充水后，孔隙中水就具有张力，这种张力能保证水在一定压力下通过陶土头，但阻止空气通过。
将充满水且密封的负压计插入不饱和土样时，水膜就与土壤水连接起来，产生水力上的联系。
土壤系统的水势不相等时，水便由水势高处通过陶土头向水势低处流动，直至两个的系统的水势平衡为止。
总土水势包括基质势、压力势、溶质势和重力势。
由于陶土头为多孔透水材料，溶质也能通过，因此内外溶质势相等，陶土头内外重力势也相等。
非饱和土壤水的压力势为零，仪器中无基质，基质势为零。
因此，土壤水的基质势便可由仪器所示的压力（差）来量度。
非饱和土壤水的基质势抵于仪器里的压力势，土壤就透过陶土头向仪器吸水，直到平衡为止。
因为仪器是密封的，仪器中就产生真空，这样仪器内负压表的读数这就是土壤的吸力。
土壤水吸力与土壤水基质势在数值上是相等的，只是符号相反，在非饱和土壤中，基质势为负值，吸力为正值。
图2 负压计结构图（二）TDR土壤水分对土壤介电特性的影响很大。
自然水的介电常数为80.36，空气介电常数为1，干燥土壤为3~7之间。
这种巨大差异表明，可以通过测量土壤介电性质来推测土壤含水量。
时域反射仪以一对平行棒（也叫探针）作为导体，土壤作为电介质，输出的高频电磁波信号从探针的始端传播到终端，由于终端处于开路状态，脉冲信号被反射回来。
土壤水分特征曲线测定实验
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，相等。
坐标0点选在陶土头中心，则陶内外溶质势Φs相等。
仪器内外温度相等，温度势ΦT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式中，ΔPD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。
－zS=－Φms＝－ΔPD），则S=P－z如果负压表读数记为P（大于0，即P＝－ΔPD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/cm33. 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。
不同土地利用类型土壤水分特征曲线研究
不同土地利用类型土壤水分特征曲线研究黄朗１，２，３王醒１，２，３黄卉１，２，３方荣杰１，２，３（１．桂林理工大学环境科学与工程学院；２．桂林理工大学广西环境污染控制理论与技术重点实验室；３．桂林理工大学岩溶地区水污染控制与用水安全保障协同创新中心，广西桂林５４１００４）中图分类号：Ｓ１５７．２ 文献标志码：Ａ ｄｏｉ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．１６７３－５３６６．２０２０．０６．０２摘要：以喀斯特地区典型峰丛坡地不同土地利用类型为例，结合野外调查与室内分析方法，应用Ｖａｎ－Ｇｅｎｕｃｈｔｅｎ模型研究灌木林地、橘子园地、西瓜耕地３种土地利用类型的土壤水分特征曲线，分析在不同土地利用类型下的土壤持水性能。
结果表明：喀斯特典型峰丛坡地土壤黏粒含量和密度大小依次为西瓜耕地＞橘子园地＞灌木林地，总孔隙度则呈相反趋势。
灌木林地土壤持水量显著高于橘子林地和西瓜耕地，且与坡位高低呈正比。
土壤持水能力与黏粒含量、土壤密度呈正相关趋势，与土壤总孔隙度呈负相关趋势，与坡位呈负相关趋势。
西瓜耕地的持水能力最强，橘子园地其次，灌木林地最弱。
土地利用类型是土壤水分特征曲线的主要影响因子。
关键词：喀斯特；土地利用类型；Ｖａｎ－Ｇｅｎｕｃｈｔｅｎ模型；水分特征曲线 中国西南喀斯特地区是全球喀斯特的集中区，主要集中分布在滇、黔、桂３省区，面积约３３．６万ｋｍ２，由于其二元结构特征，形成了脆弱的生态环境［１］。
生态环境变异敏感度高，稳定性差，成土缓慢导致土层浅薄且分布不均，地表与地下并存的二元结构导致雨水和地表水强烈渗漏，地表生境处于长期干旱状态。
土壤水是陆地植物赖以生存的原动力，也是提高农业生产种植的驱动力。
土壤水分特征曲线是描述土壤水分能量和数量的关系曲线，反映了土壤水基质势与土壤水含量的函数关系，对研究土壤水滞留与运移有重要作用［２，３］。
很多学者已经对土壤水分特征曲线进行了大量的研究，研究表明土壤水分特征曲线受到多重影响因子的制约，其中包括土壤颗粒的机械组成［４，５］、密度［６］、土壤结构［７］３大主要理化性质。
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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ΦT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）：项目干容重罐体积初始质量含水率
表达式γc V θg
单位g/cm3cm3%
数值待定待定待定
（2）配置土样到预期体积含水量θV，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Mg。
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Mt。
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。