土壤饱和导水率研究现状分析

樊艺峰

（运城市水利勘测设计研究院，山西 运城 044000）

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：

这种将ks分解为两个因子的方法在理论上是可能的，也有一定实际意义，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。

2.1 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。

2.2 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。

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。

2.3 田间现场测定

2.3.1 双环法

双环法是使用直径不同的两个圆环（钢板或硬塑料板做成），高30 cm左右，将两个环同心插入地表达10 cm深，用马里奥特筒保持环内水层2～3 cm，外环水层主要是为了防止内环水的侧渗，经过一段时间，待内环入渗稳定后可开始测定，根据马氏筒在一定时段内水位的下降可求得饱和导水率ks值。

其中，W为入渗水量，由马氏筒水位变化求得，Δt为测定时段，ω为内环横截面面积。

双环法一般只用于地表饱和导水率（又称稳定入渗率）的测定，此方法简单实用，但需水量稍多，实验时间较长（一般需2 h左右）。如果对某一非地表土壤的饱和导水率进行测定，可用环刀取样后在实验室测定，也可用某些专门的仪器，如Guelph渗透仪进行测定。

2.3.2 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。

2.3.3 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。

2.3.4 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

3.1 土壤容重、孔隙性及颗粒组成对土壤饱和导水率的影响

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ks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29.10～82.21 mm/h，半固定沙丘有微弱结皮时饱和导水率143.54～230.25 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。

3.2 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。

3.3 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。

3.4 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1.4～7.7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。

3.5 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0.1 cm的大孔隙体积有较好的相关性。