土壤饱和导水率是土壤重要的物理性质之一，它是计算土壤剖面中水的通量和设计灌溉、排水系统工程的一个重要土壤参数，也是水文模型中的重要参数，它的准确与否严重影响模型的精度。下文介绍了确定饱和导水率的三类方法：按公式计算，实验室测定和田间现场测定，并对其研究现状进行分析，对同类研究有重要的参考价值。饱和导水率由于土壤质地、容重、孔隙分布以及有机质含量等空间变量的影响空间变异强烈。 王小彬等
[1]
研究了容重及粒径大小对土壤持水性的影响，并对各种物
料处理（或措施）的保水效果及其对土壤持水特征的影响进行了探讨。研究结果表明，随着容重的增大，土壤的饱和导水率迅速下降；刘洪禄、杨培岭等
[2]
研究了波涌灌溉土壤表面密实层饱和导水率k与土壤机械组成、土
壤容重、供水中断时间的定量关系。研究结果表明，随着容重的增加，饱和导水率逐渐减小，但随着黏粒含量的增加，饱和导水率的变化率变小；吕贻忠等
[3]
针对鄂尔多斯沙地生物结皮进行调查，利用人工喷水模拟降雨分
析结皮对土壤入渗性能的影响。结果表明，3种土壤的饱和导水率随着土壤剖面深度的增加呈现出上土层高中间土层低、底土层又升高的趋势，扰动土与原状土的饱和导水率差异较大，达到显著水平，土壤容重、孔隙度、有机质含量、黏粒含量和全盐含量等均对土壤饱和导水率有一定的影响；
Helalia认为有效孔隙率与土壤饱和导水率相关性明显。
单秀枝
[4]
通过测定并分析不同有机质含量的壤质土样的饱和导水率、
水分特征曲线、水分扩散率及几个水分常数，研究结果表明，随着有机质含量的增加，土壤饱和导水率呈抛物线变化，当有机质含量为15 g/kg时，饱和导水率达到最大值。汪志荣、张建丰等
[5]
根据不同温度条件下的入渗资
料，分析了活塞（Green Ampt）公式在温度场中的适用性，认为
Green-Ampt公式适用于温度场影响下的土壤水分运动；Hopmans和
Duley[6]研究了土壤温度对土壤特性的影响，结论表明，随着温度的增加，
土壤饱和导水率增大。邓西民等
[7]
在实验室对北京壤质黏土犁底层原状土柱
进行模拟冻融处理，观测冻融对其容重、孔隙度、导水率的影响。研究结果表明，冻融处理后犁底层土壤饱和导水率提高~倍；Larson研究表明冻融会改变土壤结构、构造和其他物理形状，对土壤饱和导水率由增加的作用。秦耀东等
[8]
对土壤中大孔隙流进行研究，并用一种简单的方法对土壤内
的大孔隙和中小孔隙的饱和导水率进行分析，结果表明，造成土壤导水率较大空间变异的主要原因是土壤大孔隙分布的不均一性，一旦土样剔除大孔隙的影响，也就是在其质域范围内，土壤中小孔隙分布相对较为均一，
因而其饱和导水率的变异性也就大大变小；陈风琴等研究了缙云山常绿阔叶林下土壤饱和导水率和土壤大孔隙的关系，结果表明，饱和导水率具有较大的空间变异性，变异系数达67%，其大小不仅取决于总孔隙度，更取决于能导水的大孔隙的数量和大小，饱和导水率的变化对大孔隙变化具有高度依赖性，且与半径大于 cm的大孔隙体积有较好的相关性。
2 材料与方法
研究区概况
气候特征：邵阳市位于湖南省西南部，为半山半丘陵区，属中亚热带季风湿润气候，光照充足，水雨丰沛，四季分明，气候温和，夏少酷热，冬少严寒。受地貌多样、高差悬殊影响，气候既有东、西部的地域差异，又有山地与丘平区的垂直差异，形成一定的小气候环境和立体气候效应。境内年平均气温16. 1~17. 1C，无霜期272~304天，日照~小时，降水量~毫米；雨水大多集中在4~6月，易遇夏秋连旱。
地貌地势：邵阳市属江南丘陵大地形区。地形地势的基本特点是：地形类型多样，山地、丘陵、岗地、平地、平原各类地貌兼有，以丘陵、山地为主，山地和丘陵约占全市面积的三分之二，大体是“七分山地两分田，一分水、路和庄园，东南、西南、西北三面环山，南岭山脉最西端之越城岭绵亘南境，雪峰山脉耸峙西、北，中、东部为衡邵丘陵盆地，顺势向中、东部倾斜，呈向东北敞口的筲箕形。邵阳市为江南丘陵向云贵高原的过渡地带，西部雪峰山脉、系云贵高原的东缘，东、中部为衡邵丘陵盆地的西域。市境北、西、南面高山环绕，中、东部丘陵起伏，平原镶嵌其中，呈由西南向东北倾斜的盆地地貌。邵阳境内系江南丘陵向云贵高原过渡地带，南岭山脉绵亘南境，雪峰山脉耸峙西、北，横邵丘陵盆地展布中、东部。整个地势西南高而东北低，顺势向中、东部倾斜，呈东北向敞口的筲箕形。最高峰为城步苗族自治县东部二宝顶，海拔2021米；最低处是邵东县崇山铺乡珍龙村测水岸边，海拔仅125米，地势比降为%。境内溪河密布，有5公里以上的大小河流595条，分属资江、沅江、湘江与西江四大水系。资江干流两源透巡，支派纵横，自西南向东北呈“Y”字型流贯全境，流域面积遍及市辖9县3区。巫水源出城步，横贯绥宁，西入沅江，为境内西南部的主要水道。
生物资源：邵阳位于南岭山脉、雪峰山脉与云贵高原余脉三大植物区系交会地带，是湖南四大林区之一。1990年，全市林地面积为万亩，活立木总蓄积量达2843万立方米，森林覆盖率为%。其中绥宁县活立木蓄积量
1050万立方米，人均32. 94立方米，森林覆盖率为%，均居全省各县之
首，有“神奇的绿洲”之誉。植物种类繁多，珍稀树种丰富。邵阳市植物种类多达2826种，分属245科，792属，其中被子植物105科372属
1659种，裸子植物8科33属67种，自然分布和引进栽培的木本植物115科409属1726种，用材林树种210种，以杉木、马尾松和阔叶用材林为大宗。经济林树种432种，楠竹、油茶、油桐、漆树、板栗、乌桕、白蜡
树、山苍子树等成片分布。 材料方法
本次试验共在邵阳市七里坪邵阳学院周边典型坡地(50m×360m)范围进行网格(10m×10m)取样,共布设8个采样点，每个采样点采集两个土壤样本。采样点的基本情况如下:
一号点：经纬度27°，111°；高程为350m±4m
该坡坡向为NE60°；环刀编号 1、2；土地类型：林地一号点表层为枯枝落叶层，半分解腐殖质层，腐殖质层厚度为2cm，采样深度为0—10cm，10cm以下为半风化母质层。 采样时间为：2012年4月1日15：00。
二号点：经纬度 27°，111°；高程330±3m该坡坡向为 SE150°；
环刀编号 3、4；该处土壤较疏松，为半阳坡，表层为枯枝落叶层， 半分解腐殖质层，腐殖质厚约1cm，土壤粗骨性强，采样为半腐殖质层；采样时间为：2012年4月1日 15：18。
三号点：经纬度 27°，111°；高程 310±3m；坡向为 SW210°环刀编
号 5、6；土壤类型为红壤，半腐殖质层厚度为1cm，采样深度为
0—8cm，采的是淋溶层植物根系较多，石头也较多，粗骨性较强。采样时间2012年4月1日15：40。
四号点：经纬度 27°，111°；高程 290 ±3m；环刀编号 7、8；植被
类型为菜地，采的是菜地耕作土，该点位于坡底，三面环山，出口处走向为 正南180°，距上瑞高速120m，表层0—4cm根系较多，土质疏松，采样深度为 7—13cm。采样时间为2012年
4月1日16：00。
五号点：经纬度 27°，111°；高程 270±3m ；坡向为正北；环刀编
号 9、10；植被类型为桔林，土壤中植物根系较多，土壤较疏松，比菜地紧，表层为苔藓，没有枯枝落叶层，半分解腐殖质层为1cm，采样深度为4—9cm，土壤粗骨性不明显，无石头，根系较多。 采样时间 2012年4月1日16：25。
六号点：经纬度 27°，111°；高程 230±4m；环刀编号 11、12；白
田洲中部偏东，植被类型为灌丛，顶级演替植物为构树，下层为蒿草，腐殖质层厚度为2cm，并有蜗牛，千足虫，蚂蚁，根系较少，采样深度分别为0—10cm，10cm—20cm；第一个样（环刀
11号）4—10cm 土壤黏性较大。第二个样（环刀12号）15—20cm 表层与下层无区别，20cm内质地均一，没有挖到沙粒
石层。
采样时间 2012年4月3日 15：50。
七号点：经纬度27°，111°；高程210±3m；环刀编号 13、14与上
点直线距离大概20m，白田洲河漫滩草地，植被类型为杂草，表层为腐殖质层，下层有蚯蚓，土狗，土壤湿润，30cm以上为黏土，以下为细砂，土壤较潮湿；环刀13采样深度4—10cm环刀14 采样深度14—20cm；采样时间 2012年4月3日 16：00。
八号点：经纬度 327°，111°；高程 250±4m；土地类型为稻田表层
秸秆较多，下层土壤中根系较多，有蜗牛，蚯蚓，昆虫，腐殖质较厚，20cm以上为次表层，以下为泥底层，采样深度分别为
0—10cm，10—20cm，20—30cm；环刀15、16采样深度2—8cm；采样时间 2012年4月5日16:00。
室内分析
对上述8个采样点，每个采样点采集两个土壤样本。用烘干法测定表层0～30cm土壤含水量。每个采样点用环刀采原状土(为了减少表层枯枝落叶等杂物的影响,采样在表层5cm以下) ,重复2次,带回室内用定水头法测定土壤饱和导水率。采样区山体走向为东西方向,整个坡面除距坡顶110m处较陡外,其他坡度为20°左右,坡上位110 m内为退耕20 a的苜蓿地,坡中位是退耕5a的杏树林地,坡下位为农田和少量杏树。因采样前农田谷物已收割,
退耕杏树林地种植较为稀疏,苜蓿地退耕年限较长,苜蓿的生产力很低,因而土壤表层含水状况均不考虑植被影响。在采样期间,所处区域20d内无降雨记录,因而土壤含水量较低。实验样本采集完毕后我们将其带回邵阳学院城市建设系土壤实验室进行进一步的分析。首先在选定的实验地上，用环刀采取原状土，将垫有滤纸的低筛网盖好，并将环刀浸入事先准备装有水的容器中，注意水面不要超过换刀。然后统一饱和12个小时。其次在预定时间（12小时）将换刀取出，置于事先准备好的支架上，与此同时准备马氏瓶4-5个，根据实验要求在马氏瓶中装一定量的纯净水，并在马氏瓶出水口套好橡皮管。将橡皮管一头放入换刀中并通入纯净水。待重力水滴完后在环刀下部装上漏斗，漏斗下接一烧杯，待稳渗后并记录环刀水头高度。
待漏斗下面滴下滴一滴水时开始用秒表计时，每隔5秒更换漏斗下的烧杯（间隔时间短的，视渗漏快慢而定）并分别用事先准备好的量筒计算对应时间的渗出水量，并用温度计记录水温。
土壤饱和导水率系数在单位水压梯度下，通过垂直于水流方向的单位土壤截面积的水流速度，又称土壤渗透系数。在饱和水分的土壤中根据达西（）定律得出土壤饱和导水率公式为：
QLK(1)Sth 式（1）中：
K—饱和导水率（渗透系数），cm/s；
Q—流量，渗透过的一定截面积S（cm2）的水量，ml； L—饱和土层厚度，渗透经过的距离，cm； S—渗透管的横截面积，cm2；
t —渗透过水量Q时所需要的时间，S； h—水层厚度，水头（水位差），cm。
饱和导水率（渗透系数）与土壤孔隙数量、土壤质地、结构、盐分含量、含水量、和温度等有关。饱和导水率（渗透系数）K的量纲为cm/s或
mm/min或cm/h或m/d。
在本次试验当中其中L（饱和土层厚度，渗透经过的距离，cm)取值为5cm；S（渗透管的横截面积，cm2）取值为20cm2；本次试验的土样分析与
测定均是在邵阳学院城市建设系土壤实验室完成。
3 结果与分析
时间间隔和质量差的测定
将实验样本带回邵阳学院城市建设系土壤实验室，采用渗桶法测得质量差数据如下表：
表1-1 时间差与质量差测量数据
1
时间间隔（min) 10 10 10 10 10
质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5
2
质量差（g
时间间隔（min) 5 5 5 5 5
3 质量差（g)
时间间隔（min)
5 5 5 5 5
4 质量差（g)
10 10 10 10 10 10
5 5 5 5 5 5
5 5 5 5 5 5
5 5 5 5 5 5
表1-2 时间差与质量差测量数据
5
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
6 质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
7 质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
8 质量差（g)
表1-3 时间差与质量差测量数据
9
10
11
12
时间间质量差时间间隔（min)
5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
质量差（g)
时间间隔（min)
5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
质量差（g)
时间间质量差
隔（min) （g)
5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
隔（min) （g)
5 5 5 5 5 5 5 5 5 5 5
表1-4 时间质量差与质量差测量数据
13
时间间隔（min) 10 10 10 10 10 10 10 10 10
质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5
14
质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5
15
质量差（g)
时间间隔（min) 5 5 5 5 5 5 5 5 5
16
质量差（g)
10 10
5 5
5 5
5 5
注：其中1号土壤样本和13号土壤样本因其土质较黏着，里面粘土较多，因此测量时间采取10分钟每次。其他土样统一5分钟每次。 土壤容重和饱和导水率的计算
通过采用渗桶法测得八个点共十三个样本数据后进行整合得出质量差如表1-1到1-4所示。质量差数据测定完毕后，将环刀取下，放入烘箱中
105℃烘干8个小时，等土壤冷却至室温后，将样本过秤测得1-13号样本的
土壤容重。
为保证实验的精确性，在饱和导水率的计算过程中要使用达到稳定的数据进行计算（单位时间内渗出水量相等为止），所以在表1-1到表1-4中要选择相对稳定的数据进行土壤饱和导水率的计算。其中1号样本测得数据相对稳定，因此全部采用并带入公式（1）计算出饱和导水率；2号样本采取的数据为之间的数据；3号样本采取的数据为之间的数据；4号样本采取的数据为之间的数据；5号样本数据基本稳定，所以全部采用；6号样本数据基本稳定，因此全部采用；7号样本数据基本稳定，因此全部采用；8号样本采取的数据为之间的数据；9号样本采用的是数据为之间的数据；10号样本采用的数据为之间的数据；11号样本所有数据基本稳定，因此全部采用；
12号样本采用的数据为之间的数据；13号样本所有数据基本稳定，因此全部采用；14号样本采用的数据为之间的数据；15号样本采用数据为之间的数据；16号样本数据基本稳定，因此全部采用。
数据采集完毕后将稳定数据带入公式（1）中进行土壤饱和导水率的计
算，算得数据如下表：
表2 各样本土壤容重和土壤饱和导水率计算表
样点 一号点
编号
1 2 3 4 5
高程（m) 土壤容重(g/cm3) 350m
土壤饱和导水率(cm/s)
二号点 三号点
330m 310m
6
四号点
7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
290m
五号点 270m
六号点 230m
七号点 210m
八号点 250m
测得样本土壤饱和导水率后，将一号点到八号点中包含样本的容重和土壤饱和导水率求平均值获得一号点到八号点土壤容重和土壤饱和导水率，如下表：
表3 土壤容重和土壤饱和导水率
高程(m)
土壤容重(g/cm)
3
土壤饱和导水(cm/s)
一号点 350m
二号点 330m
三号点 310m
四号点 290m
五号点 270m
六号点 230m
七号点 210m
八号点 250m
相关性分析
测得以上数据后我们对一至八号点的高程与土壤饱和导水率和土壤容重与饱和导水率进行一次相关系数的比较分析。
首先进行一至八号点高程与土壤饱和导水率相关性分析，如表4-1和图
1：
表4-1 高程和土壤饱和导水率记录表 高程(m) 350 330 310 290 270 230 210 250
土壤饱和导水率(cm/s)
图1 高程和土壤饱和导水率对比分析曲线图
由表1-4和图1的对比分析中我们看出低山林地不同海拔高度表层土壤
高程与土壤饱和导水率的相关关系较为明显。其关系式为： y4.110x66.97x50.0005x40.1729x335.177x23789.3x1.75 注：关系式中x为高程，y为低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率； 计算得出：R=；由此可以看出高程与低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率成明显的线性正相关关系。
同时我们也对一至八号点的土壤容重和土壤饱和导水率进行了相关系数的分析，具体内容如表4-2和图2：
表4-2 土壤容重和饱和导水率
土壤容重(g/cm3)
土壤饱和导水率(cm/s)
2
图2 土壤容重和饱和导水率对比分析曲线图
由表4-2和图2的相关性对比分析我们可以看出土壤容重与低山林地表层土壤饱和导水率无明显的线性相关性。其关系式为:
y33.124x274.501x39.328
计算得出;R
2
=;式中x为土壤容重，y为低山林地不同海拔高度表层土壤
饱和导水率。
4 结论与讨论：
我们对邵阳市邵阳学院七里坪校区附近的低山林地不同还把高度表层土壤饱和导水率进行测定。期间在邵阳市七里坪邵阳学院周边典型坡地(50
m×360m)范围进行网格(10m ×10m)取样,共布设8个采样点，每个采样
点采集两个土壤样本，带回邵阳学院城市建设系土壤实验室进行饱和导水率的测定分析。本次试验我们通过渗透筒法，测量了邵阳学院七里坪校区附近低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率，结果表明低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率的变化范围为其中海拔高度为270m的五号点植被类型为桔林，土壤中植物根系较多，粗骨性不明显，所含石头等颗粒较少，土质较疏松，因此五号点的土壤保和导水率较高。而高程为230m的六号点由于土壤植物根系较少，粘土多土壤粘性较大，因此导致土壤饱和导水率偏低。通过对高程和土壤饱和导水率，土壤容重和土壤饱和导水率之间的线性相关性分析我们了解到，高程和低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率成线性正相关关系，而土壤容重与低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率无明显的线性相关性。
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毕业设计(论文)附录
目 录
1. 原始数据……………………………………………..17
2. 文献综述……………………………………………..18 3. 外文原文……………………………………………..22 4. 外文译文……………………………………………..28
附录1:原始数据
饱和导谁率原始记录数据
1 水头
(cm) 温度
20
(℃) 土重(g) 时间 0＇00 10＇00 20＇00 30＇00 40＇00 50＇00 60＇00 70＇00 80＇00 90＇00 100＇00
重量(g)
(℃) 土重(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重量(g)
(cm) 温度
20
(℃) 土重(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重量(g)
2 水头
(cm) 温度
(℃) 土重(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重(g)
3 水头
(cm) 温度
20
4 水头
5
6
7
8
水头
(cm) 温度
20
(℃) 土重
(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重量(g)
水头
(cm) 温度
19
(℃) 土重
(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重量(g)
水头
(cm) 温度
19
(℃) 土重
(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重量(g)
水头
(cm) 温度
20
(℃) 土重
(g) 时间 0＇00 5＇00 10＇00 15＇00 20＇00 25＇00 30＇00 35＇00 40＇00 45＇00 50＇00
重量(g)
附录2:文献综述
低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率文献综述
1 引言：
土壤饱和导水率是土壤重要的物理性质之一，它是计算土壤剖面中水的通量和设计灌溉、排水系统工程的一个重要土壤参数，也是水文模型中的重要参数，它的准确与否严重影响模型的精度。下文介绍了确定饱和导水率的三类方法：按公式计算，实验室测定和田间现场测定，并对其研究现状进行分析，对同类研究有重要的参考价值。饱和导水率由于土壤质地、容重、孔隙分布以及有机质含量
等空间变量的影响空间变异强烈。土壤饱和导水率ks是单位土水势梯度下的土壤水通量，在水势用水势头表示时，饱和导水率的单位与通量单位相同，都是
cm/s，或m/d。饱和导水率综合反映了多孔介质对某种流体在其中流动阻碍作
用，因此ks值一方面取决于孔隙介质的基质特征，同时，也和流体的某些物理性质，如粘度和密度有关。曾有人将 ks分成两个因子，土壤内透水率k和反映流体流动性的参数f，这样有：ks=kf（1）这种将ks分解为两个因子的方法在理论上是可能的，也有一定实意义，但由于我们主要兴趣只是研究水这种流体在土壤介质中的运动，而且在绝大多数情况下不去专门考虑温度对水的物理性质的影响，所以认为水的物理性质接近于恒量，因此不将ks分解为两个因素来研究。
2土壤饱和导水率的确定方法
确定饱和导水率的方法大致可分为以下三类：按公式计算、实验室测定和田间现场测定。
公式计算确定饱和导水率的公式都是经验性的，因为影响饱和导水率的因素很复杂，许多试图发现普遍可应用的函数关系迄今为止得到的结果都令人失望，这些公式只能在极有限的条件下应用而无普遍意义，因为我们对饱和导水率的研究不应集中在这方面，这里不作详细介绍。
实验室测定实验室测定饱和导水率的仪器类似Darcy的实验仪器，测得水头损失ΔH和流量Q后，如果实验中的土壤服从线性定律，则可求得到饱和导水率
ks。k=-Qω·荦H（2）其中：ω为土壤横断面面积，荦H=ΔHΔZ为水力
势梯度。实际测定应在几个不同的水力势梯度下进行，为此实验设备需略加改进，使水头损失在一定范围内变化，具体做法是改进口土层的水头。用这种方法测定，由于测定过程中进口土层的水头都是不变的，因此这种方法称为定水头法。另一种实验室较常用的测定方法称为变水头法，这种方法测定颗粒较细的土壤的饱和导水率较为合适。无论是定水头还是变水头，如何使测定土样有足够的代表性是应用这些方法测定必须考虑的一个问题。 田间现场测定。
双环法双环法是使用直径不同的两个圆环（钢板或硬塑料）；降雨模拟法目前，降雨模拟器的种类很多，大都为手提式的，因此田间应用相当方便。在做试验前，应先平整试验地块，然后插入铁制框架（1 m2左右）以分割开各重复处理区域。准备好后，装上降雨模拟器，以特定降雨强度均匀喷洒。各处理地块分别在一定时间间隔内测量径流量，在达到稳定径流量后，即可停止试验。从降雨强度中减去径流量即为土壤入渗率，然后按照双环入渗法分析计算，即可求得饱和导水率。此方法虽然达到稳定流所需时间较短，但若加上前期准备工作，则完成每次试验
所需时间和双环入渗法大体相当。以上两种方法都是按照一维垂直入渗解进行计算的，因此为了获得更为精确的饱和导水率值，必须努力使试验条件满足假定条件，避免水分侧向运动。圭尔夫渗透仪法。圭尔夫渗透仪是根据三维稳定入渗原理研制而成，主要由供水与量测系统、支架和入渗部件组成。供水部分按照马氏瓶原理，由同心双管组成。内管为进气管，外管为供水管，用以测定维持某一水位时所需的稳定流流量；入渗部件指与土壤施测面直接联系的部分，水通过该部分形成入渗。测孔深达欲测土层，即可测定该层饱和导水率。圭尔夫入渗仪法圭尔夫入渗仪法用于测定土壤表层饱和导水率，是圭尔夫渗透仪的一种特例，即测孔中水深为零的情况（实际测定时，一般需有2~3 mm深水位，以保持充分湿润）。此种方法的试验数据处理及参数求解与圭尔夫渗透仪法相同。 圭尔夫渗透仪法及入渗仪法具有操作简单、试验所需时间较短、用水量少等优点。以上介绍的测定方法只能测定个别点的土壤饱和导水率，对大面积农田土层的平均饱和导水率的测定，一般要在现场挖测试坑或打测试井，然后用注水或抽水的方法测定其流量、水势等数值，再根据达西定律求得平均饱和导水率，这种方法在水文地质、水利工程部门用得较多。
3土壤饱和导水率研究现状
土壤容重、孔隙性及颗粒组成对土壤饱和导水的影响
王小彬等研究了容重及粒径大小对土壤持水性的影响，并对各种物料处理（或措施）的保水效果及其对土壤持水特征的影响进行了探讨。研究结果表明，随着容重的增大，土壤的饱和导水率迅速下降；刘洪禄、杨培岭等研究了波涌灌溉土壤表面密实层饱和导水率与土壤机械组成、土壤容重、供水中断时间的定量关系。研究结果表明，随着容重的增加，饱和导水率逐渐减小，但随着黏粒含量的增加，饱和导水率的变化率变小；吕贻忠等针对鄂尔多斯沙地生物结皮进行调查，利用人工喷水模拟降雨分析结皮对土壤入渗性能的影响。利用圆盘入渗仪测定有结皮和无结皮条件下的土壤饱和导水率表明，固定沙丘间地有生物结皮的土壤饱和导水率范围为~ mm/h，半固定沙丘有微弱结皮时饱和导水率~ mm/h，去掉结皮后土壤的饱和导水率可显著上升数倍，无结皮的流沙的饱和导水率最高；邓建才等）对黄淮海平原3种主要土壤饱和导水率进行研究，结果表明，3种土壤的饱和导水率随着土壤剖面深度的增加呈现出上土层高、中间土层低、底土层又升高的趋势，扰动土与原状土的饱和导水率差异较大，达到显著水平，土壤容重、孔隙度、有机质含量、黏粒含量和全盐含量等均对土壤饱和导水率有一定的影响；Helalia认为有效孔隙率与土壤饱和导水率相关性明显。 土壤中有机质含量对土壤饱和导水率的影响
单秀枝通过测定并分析不同有机质含量的壤质土样的饱和导水率、水分特征
曲线、水分扩散率及几个水分常数，阐明了土壤有机质含量与水动力学参数的关系，从动力学角度探讨了有机质影响水分运动的机理。研究结果表明，随着有机质含量的增加，土壤饱和导水率呈抛物线变化，当有机质含量为15 g/kg时，饱和导水率达到最大值。 土壤温度对土壤饱和导水率的影响
汪志荣、张建丰等根据不同温度条件下的入渗资料，分析了活塞（Green
Ampt）公式在温度场中的适用性，认为Green-Ampt公式适用于温度场影响下
的土壤水分运动。指出土壤饱和导水率受土壤温度影响较大。温度升高，饱和导水率增大；土壤饱和导水率与土壤温度基本呈幂指数关系，低温段的温度效应大于高温段的温度效应；Hopmans和Duley研究了土壤温度对土壤特性的影响，结论表明，随着温度的增加，土壤饱和导水率增大。
4土壤饱和导水率的影响因素和特性。
冻融对土壤饱和导水率的影响
邓西民等在实验室对北京壤质黏土犁底层原状土柱进行模拟冻融处理，观测冻融对其容重、孔隙度、导水率的影响。研究结果表明，冻融处理后犁底层土壤饱和导水率提高~倍；Larson研究表明冻融会改变土壤结构、构造和其他物理形状，对土壤饱和导水率由增加的作用。 土壤饱和导水率的空间变异性
秦耀东等对土壤中大孔隙流进行研究，并用一简单的方法对土壤内的大孔隙和中小孔隙的饱和导水率进行分析，结果表明，造成土壤导水率较大空间 变异的主要原因是土壤大孔隙分布的不均一性，一旦土样剔除大孔隙的影响，也就是在其质域范围内，土壤中小孔隙分布相对较为均一，因而其饱和导水率的变异性也就大大变小；陈风琴等研究了缙云山常绿阔叶林下土壤饱和导水率和土壤大孔隙的关系，结果表明，饱和导水率具有较大的空间变异性，变异系数达67%，其大小不仅取决于总孔隙度，更取决于能导水的大孔隙的数量和大小，饱和导水率的变化对大孔隙变化具有高度依赖性，且与半径大于 cm的大孔隙体积有较好的相关性.
参考文献
[1 ] 胡伟,邵明安,王全九. 黄土高原退耕坡地土壤水分空间变异的尺度性研究. 农业工程学报,2005 ,21 (8) :11 -16
[2 ] 王政权. 地统计学及在生态学中的应用. 北京:科学出版社,1999 [3 ] 吕殿青,邵明安,刘春平. 容重对土壤饱和水分运动参数的影响. 水土保持学报,2006 ,20 (3) :154 - 157
[4 ] 何其华,何永华,包维楷. 干旱半干旱区山地土壤水分动态变化. 山地
学报,2003 ,21 (2) :149 - 156
附录3：英文原文
Soil saturated hydraulic conductivity field determination
Take to:
This paper introduces the disc ( disc permeameter ) under field conditions for determination of soil saturated hydraulic conductivity principle and method. The method in the determination of soil saturated hydraulic conductivity with a negative pressure w o, which can control the soil infiltration pore size of the aperture, eliminating soil cracks and holes on the determination of the effects of earthworm, and has the advantages of simple operation, high measuring precision Key words: the disc; saturated soil hydraulic conductivity field; determination;
Soil saturated hydraulic conductivity of soil is one of the important physical properties (1). It is the calculation of soil water flux and irrigation, drainage system design of engineering is an important soil parameters (2). However, in field measurement of soil saturated hydraulic conductivity ( Ks ) has been the soil water dynamics in a major problem, time-consuming effort, to the soil water dynamics of inconvenience. At present, soil saturated hydraulic conductivity determination method, indoor have constant head permeability instrument method, variable head permeameter method in field measurement; comparison method is successful Using Double-Ring method, this method is generally used only for determination of surface soil infiltration capacity (3), but the water consumption is large, the actual operation is trouble. The disc ( disc permeameter ) was used for determination of soil saturated hydraulic conductivity, the
former is through field sampling, then completed in the laboratory. However, because of the spatial variability of soil, it is often difficult to get precise results, so how to make the experiment of soil column within the soil and natural condition, as well as how to make the soil sample is sufficiently representative is an application of this method to determination of must carefully consider the question (3). Using the disc ( disc permeameter ) in field in situ determination of soil saturated hydraulic conductivity is a convenient and practical new method, basically solved the soil saturated hydraulic conductivity in the field measurement of difficult problem. The method requires determination of the point of region than smaller loop method, and time saving, water saving, generally a day can measure10o'clock, and above the underground water level can be measured at any depth in soil saturated hydraulic conductivity. And removal of soil crack, earthworm Kong Jigen holes and other large pore on the determination of the effects of. The method has been widely used in Australia, here Sydney Australia production CSIRO disc (Figure 1) in the field of soil saturated hydraulic conductivity of the basic principle and the method are briefly introduced in the paper. And through to the Henan Fengqiu area of field data analysis, introduces a kind of on soil saturated hydraulic conductivity of simple calculation method. The method for determination of soil in our country the application just started soon, with the in-depth study of the water-saving agriculture, as well as for the sustainable development of agriculture and improve the field environment of the solute transport in soil and groundwater pollution research continuously, fast, convenient, accurate monitoring of soil saturated hydraulic conductivity has become an urgent problem. Therefore, the authors believe that, with the disc field determination of soil saturated hydraulic conductivity in soil water dynamics research in the field of application will be more
extensive.
The 1disc in the field measurement of soil saturated hydraulic conductivity principle and method principle
The method generally used only for the determination of 20cm depths of soil water infiltration characteristics, deep soil by digging section determination. Apparatus consists of a vacuum tube ( bubble tower ), a water storage pipe ( water reservoir ) and a disk ( disc ) ( Figure 1). The actual measurement, the water through the disc into soil in two dimensional infiltration, soon in the disc is formed below a zone of saturation, stability, water supply rate and Ks have the following relations:
Qss = r2bKs+4Ks y B alpha (1)
Type : Qss ( cm3min-1) for water flux; Ks is cm min-1dimensional soil saturated hydraulic conductivity; gamma B (CM ) apparatus for disc radius; alpha ( cm-1) and soil structure and capillary suction related factor, we set a =. In formula (1), the first for the gravitational potential, the second as the base model study. When the water flow in the three dimensional infiltration, soil water supply apparatus to rate depends on the pressure force, gravitational potential and the base model3 kinds of potential effect (4), the instrument disc layer is very thin, so the pressure potential is negligible. In this way, by (1) type can get the soil saturated hydraulic conductivity ( mm Ks h-1):
Ks =600Qss2b+4B PI gamma gamma alpha (2)
In (2) type, Qss can be carried by each accumulated infiltration amount ( Vi ) and each reading of the cumulative time Ti ( min ) regression curve of the linear part of the curve, the slope is the water flux Qss ( cm3min-1). The accumulated infiltration amount ( Vi ) is given by
Vi = r2R ( H0-Hi ) ( cm3) (3)
Type: H0 is a water reservoir in the water column height of
initial readings ( CM ); Hi I for the secondary reservoir water in the water column height readings ( CM ); rR for storing pipe diameter radius, and there is rR = . In the method, a predetermined negative pressure W0, it is in order to exclude the soil infiltration of cracks and some influences of macropores. If w = 0, in addition to being air occluded pore and those structures are unstable soil section of the pore, almost all of the pore water can enter; when w < 0, was excluded from the pores effective equivalent aperture of re at a temperature of 20DEG C can be determined by the following formula:
Re = ( w4)
Type RE and W0units of mm, with the capillary diameter at the air-water interface tension related numerical value is also different, different temperature. This method neglects the pressure potential role, and given the negative pressure W0 excludes soil cracks and earthworm holes and other effects of the pore, the determination of the soil saturated hydraulic conductivity is the actual soil saturated hydraulic conductivity of an approximation, however, due to the pressure of potential effects were minimal, the negative pressure is given high, thus they have little effect on the determination of value.
Determination of
(1) a reasonable choice of measuring points, . on the determination of reasonable arrangement position of regional; (2) remove the determination of soil surface vegetation, to expose the surface of not more than 2mm, and surface leveling, measuring point radius is greater than 10cm;
(3) to a diameter of about 3mm20cm high steel ring is placed on the measuring point and pressing, ring sieve sand or quartz sand, the sand surface level ( level detection ) and carefully pull out steel ring;
(4) is composed of an air inlet pipe to the negative pressure
pipe adding proper amount of water, using a syringe connected to a hose adjusting the height of water column ( usually 20mm ), the height of water column from the inlet end to the water surface calculation. (5) place the apparatus in a water bucket, opening a water valve, vacuum pump (or mouth suction ) which is filled with water, is closing valve;
(6) records the water storage pipe column of the initial height ( H0), and the apparatus carefully placed in the measuring point, and the sand surface in close contact;
(7) observation after the start, the general recommendations to every 30 seconds reading time, reading10 times; then every 2 minutes reading time, reading5 times; then every 5 minutes reading time, reading9 times; then every 10 minutes reading time, until the infiltration stability (at least5 readings time ). Of course, the specific reading time interval, based on the water infiltration rate of soil structure, soil texture, identify themselves. correction
Because the soil saturated hydraulic conductivity and viscosity of water inversely, and the viscosity of water and temperature inversely related, so in order to facilitate the study of permeability under different temperature conditions, should be measured soil saturated hydraulic conductivity are converted into the same temperature saturated hydraulic conductivity. More generally converted to 10DEG C saturated hydraulic conductivity. The formula for change: K2K1= N 2/ N 1(5)
Type : K1, K2respectively standard temperature and test temperature measured under the saturated hydraulic conductivity; n 1, N 2respectively standard temperature and experimental temperature when the viscosity of water. Application of 2
experimental results
Test in Henan province Fengqiu County pan family Dryland Soil on soil, test is divided into 3 layers, since the surface below are sandy loam, clay and silty sand, we dug through profiles were measured by 3kinds of soil saturated hydraulic conductivity. The following example only in sandy loam ( - W0 = 20mm ). From table 1 we can make the infiltration time and cumulative infiltration related curve: get the regression equation: V =+ = 9962Qss = min for CSIRO disc, rR =, Rb =10cm, generally make a = , such that, by the formula (2) can be get to the point of saturated soil hydraulic conductivity of Ks = H-1, because of the experiment when a temperature of DEG C, after correction for temperature,10 degrees C saturated hydraulic conductivity of K10= h-1. The water conductivity for sandy loam somewhat low, because of, corn harvested just some, soil compaction. The 3Result Analysis
In order to test the reliability of data is determined, we also did additional test, . on the experimental area the porosity of soil were determined, the results are as follows: the soil porosity, f = = , and after the determination of instantaneous surface soil volumetric water content was / cm3, then the soil pore water filling pore / =, soil saturated, indicating that the method for the determination of soil saturated hydraulic conductivity or more reliable. Corwin offered.
1 Chen Xiaomin, King Kong Dafeng. Experimental station of coastal saline soil saturated hydraulic conductivity in preliminary research. Journal of Nanjing Agricultural University,1994,17(4) : 134~ 137
2 Kammar R S, Rizvi H A, Ahmed M, et of field-saturated hydraulic conductivity by usingGuelph and of the ASAE,1989, 1890
In 3, Wang Jian and. Soil physics. Beijing : Kasetsart University press,1993284 ~285,82~ 84
4 Rrynoids W D et measurement of field-saturated hydraulic conductivity sorptivity and the aypa-ramete using the . Soil Sci,1985,140(4) : 292~ 302
附录4：中文翻译
土壤饱和导水率的田间测定
摘 要:
本文简述了圆盘渗透仪(disc permeameter)在田间条件下测定土壤饱和导水率的原理及方法。该方法在测定时田间土壤饱和导水率附加了一个负压Ψo,因而可以控制土壤入渗孔隙的孔径大小、排除土壤裂缝和蚯蚓孔洞对测定的影响,具有操作简便,测定精度高等优点。
关键词 圆盘渗透仪;土壤饱和导水率;田间;测定 土壤饱和导水率是土壤重要的物理性质之一〔1〕。它是计算土壤剖面中水的通量和设计灌溉、排水系统工程的一个重要土壤参数〔2〕。但是,田间现场测定土壤饱和导水率(Ks)一直是土壤水动力学研究中的一大难题,耗时费力,给土壤水
动力学特性的研究带来诸多不便。目前,土壤饱和导水率测定的方法很多,室内有定水头渗透仪法、变水头渗透仪法等;田间现场测定比较成功的方法是采用双环法,该方法一般只用于测定表土层的入渗能力〔3〕,但耗水量大,实际操作很麻烦。圆盘渗透仪(disc permeameter)用来测定土壤饱和导水率,前人都是通过田间取样,然后在实验室内完成。但是,由于土壤的空间变异性较大,往往不易得到精确的结果,因此如何使实验土柱内的土样和天然情况下一致,以及如何使土样有足够的代表性是应用此方法进行测定必须慎重考虑的问题〔3〕。用圆盘渗
透仪(disc permeameter)在田间现场测定土壤饱和导水率是一种方便实用的新方法,基本上解决了土壤饱和导水率在田间测定难的问题。该方法需要测定点的区域比双环法更小,且省时、省力、省水,一般一天能测10个点左右,而且可以测定地下水位以上的任意深度土层的饱和导水率。并能排除土壤裂缝、蚯蚓孔及根孔等大孔隙对测定的影响。该方法在澳大利亚已经得到广泛应用,这里就澳大利亚悉尼生产的CSIRO圆盘渗透仪(如图1)在田间测定土壤饱和导水率的基本原理和方法作一简单介绍。并通过对河南封丘地区的田间实测数据的分析,介绍一种关于土壤饱和导水率的简单计算方法。这种测定方法在我国土壤方面的应用刚刚开始不久,随着节水农业研究的不断深入,以及为农业可持续发展和改善农田环境而进行的土壤溶质运移与地下水污染研究的不断展开,快速、方便、准确地监测田间土壤饱和导水率已成为急需解决的问题。因此,作者相信,用圆盘渗透仪测定田间土壤饱和导水率的方法在土壤水动力学研究领域中的应用将会越来越广泛。
1 圆盘渗透仪在田间测定土壤饱和导水率的原理和方法
1.1 测定原理
该方法一般只用于测定20cm深度土层的土壤水入渗特征,深层土壤可以通过挖剖面测定。仪器由负压管(bubble tower)、储水管(water reservoir)和一圆盘(disc)组成(如图1)。实际测定时,水通过圆盘向土壤中呈三维入渗,很快就在圆盘下方形成一个饱和区,稳定后,供水速率与Ks有以下的关系:
Qss=πr2bKs+4Ksγbα(1)
式中:Qss(cm3min-1)为水流通量;Ks是以cm min-1为量纲的土壤饱和导水率;γb(cm)为仪器圆盘半径;α(cm-1)为与土壤结构和毛管吸力有关的因子,我们给定α=。在公式(1)中,右边第一项为重力势项,第二项为基模势项。当水流呈三维入渗时,仪器向土壤的供水速率取决于压力势、重力势和基模势3种水势的作用〔4〕,由于该仪器圆盘下的水层极薄,故压力势可以忽略不计。这样,
由(1)式就可以得到土壤的饱和导水率
Ks(mm h-1):Ks=600Qssπγ2b+4γbα(2)
在(2)式中,Qss可由每次累计入渗水量( Vi)与每次读数的累计时间ti(min)作回归曲线求得,曲线的线性部分的斜率即为水流的通量Qss(cm3min-1)。累计入渗水量( Vi)由下式给出
Vi=πr2R(H0-Hi) (cm3) (3)
式中:H0是储水管中水柱高度的初始读数(cm);Hi为第i次储水管中水柱高度的读数(cm);rR为储水管内径的半径,且有rR=。在本方法中,有一个预先给定的负压Ψ0,这是为了在入渗时排除土壤裂缝和某些大孔隙的影响。当Ψ≥0
时,除被空气闭塞的孔隙和那些结构很不稳定土壤的部分孔隙外,几乎所有的孔隙水都可以进入;当Ψ<0时,被排除在外的孔隙的有效当量孔径re在温度为
20℃时可以由下面的公式给出:
re=Ψ0(4)
式中re和Ψ0的单位为mm,是与毛管孔径的水气界面张力有关的数值,温度不同值亦不同。该方法由于忽略了压力势的作用,而且给定的负压Ψ0排除了土壤裂缝和蚯蚓孔等大孔隙的影响,故所测定的土壤饱和导水率只是实际土壤饱和导水率的一个近似值,但是,由于压力势作用极小,给定的负压又很高,因而它们对测定值的影响很小。 测定步骤
(1)合理选择测定点,即对测定区域合理布置点位;
(2)除去测定点土壤表层植被,使其露出地表不超过2mm,并将地表整平,测定点半径要大于10cm;
(3)将一直径为20cm高约3mm左右的钢环放置于测定点上并压紧,环内铺满过筛的河砂或石英砂,使砂表面水平(用水平仪检测)并小心将钢环取出;
(4)由进气管向负压管内加入适量水,用注射器连接一胶管调节水柱高度(一般为
20mm),水柱高度从进气管未端到水面计算.
(5)将仪器放于一盛水的水桶内,打开储水管阀门,用真空泵(或用口吸)使其充满水,充满后即关闭阀门;
(6)记录储水管内水柱的初始高度(H0),并将仪器小心放在测定点上,使其与砂表面紧密接触;
(7)观测开始后,一般情况下建议开始每30秒读数一次,读数10次;再每2分钟读数一次,读数5次;接下来每5分钟读数一次,读数9次;然后每10分钟读数一次,直至入渗稳定(至少要读数5次)。当然,具体读数时间间隔,可根据水的入渗速度、土壤质地、土壤结构等情况自行确定。 温度校正
因土壤的饱和导水率与水的粘滞系数成反比,而水的粘滞系数又与温度成反相关,
所以为了便于研究渗透性能,应将不同温度条件下测得的土壤饱和导水率换算成同一温度下的饱和导水率。一般多换算成10℃时的饱和导水率。其换算式为:
K1=K2·η2/η1(5)
式中:K1,K2分别为标准温度和实验温度下测得的饱和导水率;η1,η2分别为标准温度和实验温度时水的粘滞系数。
2 应用
试验结果
试验在河南省封丘县潘店乡旱地土壤上进行,试验地土壤分为3层,自表层以下分别为砂壤土、粘土和粉砂土,我们通过挖剖面分别测定了3种土壤的饱和导水率。下面仅以砂壤土为例(—Ψ0=20mm)。由表1我们可以作出入渗时间与累计入渗量的相关曲线:得到其回归方程如下:V=+ R2=9962即Qss=min对于
CSIRO圆盘渗透仪,rR=,rb=10cm,一般令α=,这样,由公式(2)可得到该点的
土壤饱和导水率Ks= h-1,因实验时温度为℃,经过温度校正,10℃时饱和导水率K10= h-1。该导水率对于砂壤土来说有些偏低,因为测定时,玉米刚刚收割,土壤有些板结。
3 结果分析
为了验正测定数据的可靠性,我们另外又做了附加试验,即对实验区域土壤的孔隙度进行了测定,结果如下:,土壤孔隙度f==,而测定后瞬间表层土壤体积含水量为cm3,则土壤孔隙中充水孔隙的比例为=,土壤基本达到饱和,这表明该方法测定土壤饱和导水率还是比较可靠的。
参 考 文 献
1 陈效民等.大丰王港实验站滨海盐渍土饱和导水率的初步研究.南京农业大学学报,1994,17(4)∶134~137
2 Kammar R S, Rizvi H A, Ahmed M, et of field-saturated hydraulic conductivity by usingGuelph and Velocity of the ASAE, 1989, , 1885~1890 3 华孟、王坚.土壤物理学.北京农业大学出版社,1993,284~285,82~84 4 Rrynoids W D et measurement of field-saturated hydraulic conductivity sorptivity and the aypa-ramete using the . Soil Sci, 1985, 140(4)∶292~302
致 谢
在此次论文的写作中，我非常感谢伍铁牛指导老师对我论文的指导，他在我的论文写作时给予了一些很有建设性的意见和建议，让我能够在这么快的时间内写完毕业论文。其次我还要感谢班上同学给予我的鼓励和帮助。在王老师和同学们的帮助下，是我得论文能够顺利完。
王晓强 2012年5月20日
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