Ⅰ ds是什麼
DS-CDMA技術遵循ITU規定的IMT-2000規格，並以W-CDMA方式為基礎的一種通信技術。該技術能夠利用5MHz的信道提供高達2Mbps的數據速度，同時能夠擴大系統容量，提高通話時的語音質量，降低通話的掉線率，支持IP數據服務。DS-CDMA技術除了能提供窄帶業務(如話音業務)之外，還能提供多種用戶速率通信、VOD帶寬的能力，以及根據不同業務提供不同服務等級的能力。
在CDMA標准中，DS-CDMA技術是其中的重要部分，是實現無線多媒體通信的關鍵。DS-CDMA技術最早起源於歐洲和日本的第三代無線研究活動，GSM的巨大成功對第三代系統在歐洲的標准化產生重大影響。在1996年，日本推出了一套DS-CDMA的實驗系統方案，並得到了當時世界上主要的移動設備製造商的支持。1998年12月成立的3GPP（第三代夥伴項目）極大地推動了DS-CDMA技術的發展，加快了DS-CDMA的標准化進程，並最終使DS-CDMA技術成為ITU批準的國際通信標准。
DS-CDMA基於ANSI-41核心網，它使用新的頻帶，採用FDD工作方式，碼片速率為3.84Mbps。DS-CDMA有更大的覆蓋范圍，採用自適應天線及多用戶檢測等新技術，並可支持頻率間切換。由DS-CDMA技術組成的通信系統通常包括無線基地局裝置、無線網路控制裝置、多媒體信號處理裝置。DS-CDMA系統的空中連接採用5MHz、10MHz或20MHz的無線信道。
參考資料：http://www.czfdcw.net/sj/article/list.asp?id=21
Ⅱ 水動力彌散系數的測定
目前，就非飽和土壤水動力彌散系數的測定來看，還沒有公認而成熟的方法和規范可尋，當然，國內外一些學者在這方面也做了不少探索和研究。Yule和Gardner（1978）在假設彌散系數與速度成比例關系以及含水量均勻的前提下，進行室內短柱試驗求得非飽和縱向和橫向彌散系數，但由於假設偏於理想化，求得的參數難以體現實際情況。Smiles和Philip（1978），Smiles等（1978）求得水平吸水過程中溶質運移問題的半解析解，通過一維水平吸水實驗，認為彌散系數僅為含水量的函數，與流速無關。De Smedt和Wierenga（1979，1984）在長30cm的一維垂直土柱中對兩種不同粒徑的玻璃球進行實驗，認為彌散系數與平均孔隙流速呈線性關系。Jones和Watson（1982）用沙進行一維吸水實驗，通過計算結果分析，當取彌散系數與平均流速呈線性關系時，計算結果完全落在實驗結果的范圍之內。楊金忠（1986）利用水平土柱試驗，由數值方法反求參數，是個較有效的方法，但是求解非線性水流方程和對流彌散方程的復雜性，使之難以推廣應用。黃康樂（1987，1988）基於質量守恆原理，借鑒求解水力傳導度的瞬時剖面方法，提出了一種在實驗和計算上都較為簡單的室內和野外試驗方法，並通過室內、野外試驗證明該方法是較有效、精確的。石元春、李韻珠和陸錦文等（1986）以及清華大學的謝森傳、楊詩秀和雷志棟（1989）進行了水平土柱的入滲試驗，並根據試驗結果求得了以含水率為變數的水動力彌散系數。張瑜芳、張蔚榛和沈榮開等（1997）提出，若已知土壤水、鹽運動過程中某兩個時刻的剖面分布，從質量守恆原理建立起剖面上各點的水分及鹽分均衡方程，從而求出剖面上各點的彌散系數，此結果與根據實驗用數值方法反求參數的結果相一致。
圖2.3.3 擴散度擬合曲線
目前，對水動力彌散系數的結構形式的認識尚不統一（王亞東、胡毓騏，1992）。從理論上講，水動力彌散系數Dsh為分子擴散系數Ds和機械彌散系數Dh之和。一般將溶質在土壤中的分子擴散系數僅表示為含水率的函數，而與溶質的濃度無關，常用經驗公式來表示（雷志棟，楊詩秀，謝森傳，1988）。用經驗公式表示的分子擴散系數Ds為：
Ds=D0αebθ （2.3.55）
式中：Ds分子擴散系數（cm2/min）；D0溶質在自由水體中的擴散系數（cm2/min）；θ土壤含水率（cm3/cm3）；α、b均為經驗常數。
據文獻介紹（Olsen 和Kemper，1968），當土壤水吸力在0.3～15atm 的范圍內變化時，上述經驗公式中b=10 比較適合，α的變化范圍為0.005～0.001（沙壤土-粘土），土壤粘性愈大，α值愈小。
一般認為，一維流情況下，機械彌散系數 Dh與平均孔隙流速 υ 的一次方成正比（Bear，1972）
Dh=α｜υ｜ （2.3.56）
式中：Dh機械彌散系數（cm2/min）；υ平均孔隙流速（cm/min）；α彌散度（為經驗常數）（cm）。
綜上所述，彌散系數Dsh表示為分子擴散系數Ds和機械彌散系數Dh之和，即
Dsh=D0αebθ+α｜υ｜ （2.3.57）
當對流速度相當大時，機械彌散的作用會大大超過分子擴散作用，以致於水動力彌散中只需考慮機械彌散作用；反之，當土壤溶液靜止時，則機械彌散完全不起作用，而只剩下分子擴散了。一般情況下，土壤中的溶質運移，都同時存在分子擴散和機械彌散作用，但實際上很難區分開來，因此，將分子擴散和機械彌散綜合統稱為水動力彌散。實際應用中，有的學者將水動力彌散系數表示為形如分子擴散系數形式的指數函數，如 Smiles 和 Philip（1978），謝森傳、楊詩秀和雷志棟（1989），認為縱向彌散系數對孔隙水流速不敏感，因此，Dsh可以單獨作為含水率的函數來對待。但從文獻資料看，目前不少學者將水動力彌散系數表示為形如機械彌散系數形式的線性函數，認為Dsh與平均孔隙流速υ的一次方成正比。本文所測定的水動力彌散系數取前一種形式。測定方法有水平土柱法和垂直土柱法。
圖2.3.4 垂直土柱試驗裝置示意圖
（一）垂直土柱法
試驗裝置如圖2.3.4 所示，土柱上裝有負壓計和鹽分感測器以測定土壤負壓和土壤溶液濃度，供試溶液由馬氏瓶從底部進入土柱。為了計算水動力彌散系數（Hydrodynamic Dispersion Coefficiet），首先計算水分通量，然後計算鹽分通量，最後由水分通量和鹽分通量計算水動力彌散系數。
1.水分通量
若已知溶液從底部補給土柱的水量，以及不同時刻剖面含水率的分布，則由水量均衡原理，土柱上任一截面z處的水分通量qz可表示為：
土壤水鹽運移數值模擬
即
土壤水鹽運移數值模擬
式中：qz為任一截面z處的水分通量（cm/d），q0為土柱底部的進水量（cm/d），θ為體積含水率（cm3/cm3），Δt=t2-t1為時段（d）。
上式（2.3.59）寫為離散格式：
土壤水鹽運移數值模擬
式中：k為時段數。
2.鹽分通量
若已知土柱底部溶質通量，以及不同時刻剖面含水率和溶質濃度的分布，則任一截面z處的溶質通量Jz由質量守恆原理得：
土壤水鹽運移數值模擬
土壤水鹽運移數值模擬
式中：Jz為任一截面 z 處的溶質通量（g/cm2·d）；J0為土柱底部的溶質通量（g/cm2·d）；c為土壤溶質濃度（g/cm3）；θ為體積含水率（cm3/cm3）；Δt=t2-t1為時段（d）。
式（2.3.62）寫為離散格式為：
土壤水鹽運移數值模擬
3.水動力彌散系數
根據水動力彌散原理，溶質通量等於水動力彌散通量與對流通量之和，即：
土壤水鹽運移數值模擬
土壤水鹽運移數值模擬
式中：J 為溶質通量（g/cm2·d）；Dsh為水動力彌散系數（cm2/d）；c 為溶質濃度（g/cm3）；θ為體積含水率（cm3/cm3）；Δt=t2-t1為時段（d）。
式（2.3.65）寫為離散格式為：
土壤水鹽運移數值模擬
將前面計算出的
（二）水平土柱吸滲法
試驗裝置如圖2.3.5所示，溶液由馬氏瓶從土柱一端水平滲入，土柱為初始含水率和鹽分含量均勻一致的半無限土柱，這個問題可以用如下的水鹽運移方程進行描述。
圖2.3.5 水平土柱試驗裝置示意圖
水分方程：
基本方程，
土壤水鹽運移數值模擬
式中：D（θ）為水分擴散度（cm2/min）；θ為與輸入端（進水邊界）的水平距離為x處的體積含水率（cm3/cm3）。
定解條件，
土壤水鹽運移數值模擬
式中：θi為初始體積含水率（cm3/cm3）；θs飽和體積含水率（開始試驗後在邊界處瞬時形成）。
鹽分運移方程：
基本方程，
土壤水鹽運移數值模擬
式中：Dsh為水動力彌散系數（cm2/min）；c為與輸入端（進水邊界）的水平距離為x處的溶質濃度（g/cm3）；q為水流通量（cm/min）；θ為體積含水率（cm3/cm3）。
定解條件，
土壤水鹽運移數值模擬
式中：ci為初始土壤溶液濃度（g/cm3）；c0為所供給溶液濃度（g/cm3）。
由水分方程可以解出擴散度：
土壤水鹽運移數值模擬
由鹽分方程可以解出水動力彌散系數，由於，
土壤水鹽運移數值模擬
所以鹽分運移的基本方程式（2.3.69）可以展成：
土壤水鹽運移數值模擬
採用 Boltzmann 變換，將上述偏微分方程化為常微分方程，令
土壤水鹽運移數值模擬
將
土壤水鹽運移數值模擬
令
土壤水鹽運移數值模擬
將式（2.3.71）代入式（2.3.76）得：
土壤水鹽運移數值模擬
將上式寫為離散格式為：
土壤水鹽運移數值模擬
式（2.3.75）可寫為：
土壤水鹽運移數值模擬
Boltzmann變換後鹽分運移問題的定解條件變為：
土壤水鹽運移數值模擬
將上式（2.3.79）兩邊在區間［c，ci］上積分，求出水動力彌散系數：
土壤水鹽運移數值模擬
寫為離散格式為：
土壤水鹽運移數值模擬
根據試驗數據用式（2.3.82）即可計算水動力彌散系數Dsh。
（三）水動力彌散系數測定結果
本書採用水平土柱吸滲法進行水動力彌散試驗。由於不同溶質在土壤中的彌散系數基本相同（張瑜芳、張蔚榛和沈榮開等，1997）；通過不同濃度的入滲試驗證明，入滲溶液濃度和初始含水量對Dsh影響不明顯（石元春、李韻珠和陸錦文等，1986）；理論分析和實驗證明，入滲溶液的濃度對土壤水分的運動影響很小（謝森傳、楊詩秀和雷志棟，1989）。因此，本書選用氯化鈉溶液作為供水水源進行彌散試驗。
試驗裝置為分節的有機玻璃圓柱（圖 2.3.5），柱長 70cm，內徑 2.5cm，每節長3.5cm，節與節之間為鍾罩式連接，柱的一端裝有多孔板，供水裝置為馬氏瓶。測試土樣同前，為寅陽1＃粉砂壤土，大興2＃粉砂壤土，興隆沙1＃粉質粘壤土，土壤含鹽量及離子組成見表2.3.5。其中寅陽1＃砂壤土，興隆沙1＃粉質粘壤土的土壤鹽分均以氯化鈉為主，Cl-和Na+的含量占絕對優勢，而大興2＃砂壤土離子含量則以
表2.3.5 土樣含鹽量及離子組成
試驗結束後，迅速將土柱按節拆開取樣。土壤含水率採用烘乾法測定，土壤含鹽量採用電導率儀測定。通過實驗數據擬合的電導率與土壤含鹽量的換算關系為
s=2.8882Ec+ 0.1016 （2.3.83）
式中：s為土壤含鹽量（單位質量干土所含鹽分的質量（g/kg））；Ec為電導率（土水比為1：5的浸提液，標准為103檔下的讀數（mS/cm））。
土壤溶液濃度c與土壤含鹽量s的換算關系為：
θc=γs （2.3.84）
式中：c為土壤溶液濃度（g/L）；θ土壤含水率（cm3/cm3）；γ 為干土容重（g/cm3）；s土壤含鹽量（g/kg）。
根據試驗的實測數據，按照上述演算法進行計算。擬合的水動力彌散系數的經驗公式如下：
寅陽1＃（相關系數R=0.987）
Dsh（θ）=8×10-6e30.187θ （2.3.85）
大興2＃（相關系數R=0.981）
Dsh（θ）=4×10-8e47.965θ （2.3.86）
興隆沙1＃（相關系數R=0.993）
Dsh（θ）=0.0061e12.448θ （2.3.87）
主要計算圖件及擬合曲線見圖2.3.6至圖2.3.8。
圖2.3.6 寅陽1＃曲線圖
圖2.3.7 大興2＃曲線圖
圖2.3.8 興隆沙1＃曲線圖
Ⅲ 有沒有物理高手可以教教我「液體表面張力方向與液面相切」這個「液面」到底指的是什麼啊
「液體表面張力方向與液面相切」這個「液面」，指的就是液體與空氣接觸的那個面，通常我們叫液體表面。如果是水，那就是指水面。如果是水銀那就是指水銀表面。如果液體是盛在容器里，那這個面就在上面，如果是某個平面上的一滴液體，那這個面就是除了底面以外剩下的那些露在空氣中的部分，當然如果懸空，那它的所有表面就都是所指的液體表面了。
「表面張力的方向和液面相切，並和兩部分的分界線垂直」這個「兩部分」、「分界線」又是什麼意思啊？。那先要理解表面張力。
關於表面張力：
液體表面是有收縮趨勢的。一滴水銀滴在玻璃上；一滴滴在表面有油漆的紙或布上的水，再比如草葉上、荷葉上的水珠，他們都是扁球形對吧？如果這一點你認可就好辦了。他們之所以呈這種扁球形地聚攏在一起而沒有平攤開，就是因為他們的表面有一個膜，好比一個氣球包著他們一樣，這完全可以理解，不包著，就散開，沒散開就包著嘍，對吧？
這個液體表面，我們暫且管他叫液體表面膜，比如露珠，它的表面膜，也是水，它包著內部的水。表面的水和內部的水分子間的情形不一樣了，不一樣的原因是它與空氣接觸，有分子擴散到空氣中，使它的分子密度變小，這樣分子間距離就變大，分子間的力就呈引力，就跟氣球被吹鼓後氣球的膜分子間的情形相似。
吹鼓的氣球有收縮趨勢對吧？氣往外推氣球，氣球往裡壓氣體，就有收縮趨勢嘛！
在液體表面的這個曲面上用刀切一下，就是劃一條線。能想像出來吧？這一條線，就把液面分成了兩個部分，好比在蒸好的發糕表面切一刀一樣，發糕就成了兩部分了。這樣你說的「分界線」和「兩部分」就出來了，對吧？
液體的這兩部分之間，就有互相拉伸的力，對吧？都往自己那面拉。正是這個力，使液體表面收縮嘛！
在你劃的那條線上任意找一點，那這兩個部分在此點的作用情形是什麼？也是互相拉嘛！就跟拉繩子的時候，繩子上的一點處，兩部分的繩子相互拉，一樣。
在液面上的這條線上的這個點處，兩面各自往自己的方向拉，這個拉力的方向，就是面在這一點的切線方向，就跟你剛才劃的那條線垂直。那兩部分中，一部分拉另一部分的力，就叫張力，當然另一部分也在拉這一部分，也是張力，和上面說的那個是作用力與反作用力。因為是液體表面兩部分的相互作用力，就叫液體表面張力。這個張力的方向與分界線垂直——任一點都垂直，與液體表面相切——在任一點都相切。
希望能幫到你。