土壤饱和导水率

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1、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，并对其研究现状进展分析，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展了探讨。研究结果说明，随着容重的增大，土壤的饱和导水率迅速下降；洪禄、培岭等2研究了波涌灌溉土壤外表密

2、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。研究结果说明，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展调查，利用人工喷水模拟降雨分析结皮对土壤入渗性能的影响。结果说明，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，到达显著水平，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

3、率、水分特征曲线、水分扩散率及几个水分常数，研究结果说明，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，饱和导水率到达最大值。汪志荣、建丰等5根据不同温度条件下的入渗资料，分析了活塞GreenAmpt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Duley6研究了土壤温度对土壤特性的影响，结论说明，随着温度的增加，土壤饱和导水率增大。邓西民等7在实验室对壤质黏土犁底层原状土柱进展模拟冻融处理，观测冻融对其容重、孔隙度、导水率的影响。研究结果说明，冻融处理后犁底层土壤饱和导水率提高1.47.7倍；Lars

4、on研究说明冻融会改变土壤构造、构造和其他物理形状，对土壤饱和导水率由增加的作用。耀东等8对土壤孔隙流进展研究，并用一种简单的方法对土壤的大孔隙和中小孔隙的饱和导水率进展分析，结果说明，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，也就是在其质域围，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；风琴等研究了*山常绿阔叶林下土壤饱和导水率和土壤大孔隙的关系，结果说明，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

5、于0.1 cm的大孔隙体积有较好的相关性。2 材料与方法2.1 研究区概况气候特征：市位于省西南部，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，四季清楚，气候温和，夏少炎热，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。境年平均气温16. 117. 1C，无霜期272304天，日照1347.31615.3小时，降水量1218.51473.5毫米；雨水大多集中在46月，易遇夏秋连旱。地貌地势：市属江南丘陵形区。地形地势的根本特点是：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

6、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。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。境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。最顶峰为城步苗族自治县东部二

7、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10.25%。境溪河密布，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，流域面积普及市辖9县3区。巫水源出城步，横贯绥宁，西入沅江，为境西南部的主要水道。生物资源：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，是四大林区之一。1990年，全市林地面积为1588.89万亩，活立木总蓄积量达2843万立方米，森林覆盖率为42.7%。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67.7%，均

8、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。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。2.2 材料方法本次试验共在市七里坪学院周边典型坡地(50m360m)围进展网格(10m10m)取样,共布设8个采样点，每个采样点采集两个土壤样本。采样点的根本情况如下:一号点：经纬度2711.494N，11126.749E；

9、高程为350m4m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010cm，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 2711.438N，11126.687E；高程3303m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 2711.409N，11126.652E；高程 3103m；坡向为 SW210环刀编号 5

10、、6；土壤类型为红壤，半腐殖质层厚度为1cm，采样深度为08cm，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 2711.398N，11126.578E；高程2903m；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04cm根系较多，土质疏松，采样深度为 713cm。采样时间为2012年4月1日16：00。五号点：经纬度 2711.220N，11126.620E；高程 2703m ；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

11、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49cm，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 2713.219N，11125.408E；高程 2304m；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010cm，10cm20cm；第一个样环刀11号410cm 土壤黏性较大。第二个样环刀12号1520cm 表层与下层无区别，20cm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

12、点：经纬度2713.232N，11125.409E；高程2103m；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410cm环刀14 采样深度1420cm；采样时间 2012年4月3日 16：00。八号点：经纬度 32710.713N，11125.92E；高程 2504m；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010cm，1020cm，2030cm；环刀15、16采样

13、深度28cm；采样时间 2012年4月5日16:00。2.3 室分析 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030cm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

14、区域20d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学院城市建立系土壤实验室进展进一步的分析。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洁水，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洁水。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场用秒表计时，每隔5秒更换漏斗下的烧杯间隔时间

15、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H.Darcy定律得出土壤饱和导水率公式为： 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，； 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、构造、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

16、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，取值为20；本次试验的土样分析与测定均是在学院城市建立系土壤实验室完成。3 结果与分析3.1 时间间隔和质量差的测定 将实验样本带回学院城市建立系土壤实验室，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1234时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)10 2.09 511.215 19.86 579.7910 1.95 510.985 20.17 579.3910 2.07 510.765

17、 20.01 579.6810 1.99 510.95 19.45 579.7210 2.07 510.455 19.52580.2710 2.09 510.535 19.93 580.5910 1.98 510.285 19.67 580.8510 1.97510.275 19.90 581.210 1.88510.225 19.44 581.8110 1.89510.335 19.41 582.2510 1.82510.345 19.40 580.88表1-2 时间差与质量差测量数据5678时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差

18、g)5 47.09 5 4.33 5 80.80 5 62.77 5 47.21 5 4.25 5 74.22 5 62.25 5 46.97 5 4.33 5 75.02 5 61.03 5 47.08 5 4.17 5 78.87 5 66.22 5 47.10 5 4.27 5 77.88 5 65.79 5 46.97 5 4.32 5 77.79 5 66.45 5 46.99 5 4.27 5 78.01 5 65.70 5 45.88 5 4.33 5 78.11 5 65.48 5 47.88 5 4.34 5 78.09 5 65.52 5 46.99 5 4.36 5 78

19、.08 5 65.33 5 46.98 5 4.34 5 78.07 5 64.55 表1-3 时间差与质量差测量数据9101112时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)5187.555132.1652.9754.155185.45128.5852.9854.125183.595126.3653.0554.025182.665124.1652.9553.795181.235122.1952.8653.745180.35143.5753.0353.715180.115145.5553.1953.55180.135143.4453.

20、253.55180.095145.8853.1753.485181.015146.4553.1954.155180.985146.1353.1854.12表1-4 时间质量差与质量差测量数据13141516时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)时间间隔min)质量差g)101.57520.24532.51547.12101.55520.02531.34545.69101.53519.46530.59544.49101.53518.46530.45543.17101.55518.5528.4542.42101.55518.26528.18541.41101

21、.33517.96527.94540.58101.35518.05527.55539.45101.34517.61527.48538.75101.4517.52527.14537.95101.39517.72527.02537.21 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。3.2 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展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。

22、为保证实验的准确性，在饱和导水率的计算过程中要使用到达稳定的数据进展计算单位时间渗出水量相等为止，所以在表1-1到表1-4中要选择相对稳定的数据进展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号样本数据根本稳定，所以全部采用；6号样本数据根本稳定，因此全部采用；7号样本数据根本稳定，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号样本所有数据根本稳定，因此全部采用；12号样本采

23、用的数据为之间的数据；13号样本所有数据根本稳定，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号样本数据根本稳定，因此全部采用。 数据采集完毕后将稳定数据带入公式1中进展土壤饱和导水率的计算，算得数据如下表：表2 各样外乡壤容重和土壤饱和导水率计算表样点编号高程m) 土壤容重(g/cm3)土壤饱和导水率(cm/s)一号点1 350m1.36620.254221.41410.5961二号点3 330m1.22210.585141.23092.9374三号点5 310m1.34891.679361.40240.1642四号点7 290m1.07783.288

24、181.07783.2891五号点9 270m1.08377.0561101.11953.9590六号点11 230m1.23590.1250121.20080.0001七号点13 210m1.04620.0292140.97830.7504八号点15 250m0.87880.9223160.88750.3674测得样外乡壤饱和导水率后，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/cm3) 土壤饱和导水(cm/s)一号点 350m1.3901 0.4252二号点 330m1

25、.2265 1.7612三号点 310m1.3757 0.9218四号点 290m1.0778 3.2885五号点 270m1.1016 5.5076六号点 230m1.2184 0.0626七号点 210m1.0123 0.3898八号点 250m0.8832 0.64403.3 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展一次相关系数的比拟分析。 首先进展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)土壤饱和导水率(cm/s)3500.42523301.76123100.9218290

26、3.28852705.50762300.06262100.38982500.6449图1 高程和土壤饱和导水率比照分析曲线图 由表1-4和图1的比照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： 注：关系式中*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：R2=0.9395；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展了相关系数的分析，具体容如表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)

27、1.3902 0.4252 1.2265 1.7612 1.3757 0.9218 1.0778 3.2885 1.1016 5.5076 1.2184 0.0626 1.0123 0.3898 0.8832 0.6449图2 土壤容重和饱和导水率比照分析曲线图 由表4-2和图2的相关性比照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:计算得出;R2=0.2792;式中*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： 我们对市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展测定。期间在市七里坪学院周边典型坡地(50

28、m360m)围进展网格(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，带回学院城市建立系土壤实验室进展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，结果说明低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率的变化围为,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

29、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。参考文献:1王小彬,叶元林,王安明,等.容重及粒径大小对土壤持水性的影响研究J.灌溉排水学报, 2003, 22(3): 15-18.2 洪禄、培岭等.波涌灌溉土壤外表密实层饱和导水率k与土壤机械组成、土壤容重、供水中断时间的定量关系的研究J.灌溉排水学报，2001，18(3)：19-223单秀枝.土壤有机质与水动力学的研究M.:科学,2002.4吴华山,效民,叶民标,等.太湖地区主要水稻土的饱和导水率及其影响因素研究J.灌溉排水学报,2006,

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31、ctions of the ASAE, 1989,32(6):1885-18908华孟、王坚.土壤物理学.农业大学,1993,284285,82849Rrynoids W D et al.Institu measurement of field-saturated hydraulic conductivity sorptivity and the aypa-ramete using the Guelph.permeamenter. Soil Sci, 1985, 140(4)292-30210樊艺峰，土壤饱和导水率研究现状分析，2001，18(3):11-1311许一飞,雷廷武.降水入渗过程的

32、模型研究J.农业工程大学学报,1993,13(4):39-46.12许迪,蔡林根.冬小麦夏玉米种植模式下的农田水量平衡模拟及入渗补给规律分析J.水利学报,1997,12:.13周择福,洪玲霞.不同林地土壤水分入渗和入渗模拟的研究J.林业科学,1997,33(1):9-17.14郝振纯.黄土地区降雨入渗模型初探J.水科学进展,1994,5(3):186-193.15郭维东.坐水播种时耕层土壤水分入渗的二维数值模拟J.农业工程学报,2001,17(2):24-27.16何园球,等.红壤丘岗区人工林土壤水分、养分流失动态研究J.水土保持学报,2002,16(4):91-93.17鸿杰,杜历.土壤水、

33、盐、入渗变异特性及其相互关系的空间序列分析J.土壤学报,1993,30(1):60-68.18贤,康绍忠,等.黄土区坡地降雨人渗产流中的滞后机制及其模型研究J.农业工程学报,1999,15(4):95-99.19田瑾,项静恬,等.经济、环境等非线性系统的预测和调控M.:中国统计,2001，30(1):55-58毕业设计(论文)附录目 录 1. 原始数据.172. 文献综述.183. 外文原文.224. 外文译文.28附录1:原始数据饱和导谁率原始记录数据1234水头(cm)0.2水头(cm)0.9水头(cm)1.7水头(cm)1.3温度()20温度()20温度()122.21温度()20土重(

34、g)136.62土重(g)141.41土重(g)122.21土重(g)123.09时间重量(g)时间重量(g)时间重量(g)时间重(g)00096.78000102.64000 102.83 000155.87 100098.87500113.85500 123.32 500230.39 2000100.821000124.831000 143.18 1000304.38 3000102.891500135.591500 163.35 1500377.58 4000104.882000146.492000 183.36 2000450.36 5000106.952500156.942500 2

35、02.81 2500523.17 6000109.043000167.473000 222.33 3000595.42 7000111.023500177.753500 242.26 3500667.42 8000111.014000177.744000 261.93 4000738.89 9000110.124500177.774500 281.83 4500 96.83 10000110.885000177.565000 301.27 5000809.78 5678水头(cm)1.4水头(cm)1.3水头(cm)0.7水头(cm) 1.0 温度()20温度()19温度()19温度()20土

36、重(g)134.89土重(g)140.24土重(g)107.78土重(g)103.0 时间重量(g)时间重量(g)时间重量(g)时间重量(g) 000 102.59 000 96.76 000 155.94 000101.64500 149.29 500 100.96 500 224.90 500101.851000 196.38 1000 105.29 1000 305.70 1000102.831500 243.59 1500 109.54 1500 379.92 1500103.592000 290.56 2000 113.87 2000 454.94 2000102.492500 33

37、7.64 2500 118.04 2500 533.81 2500103.943000 384.74 3000 122.31 3000 533.01 3000103.473500 431.71 3500 126.63 3500 532.77 3500102.754000 432.01 4000 130.90 4000 532.12 4000103.744500 431.88 4500 130.33 4500 532.09 4500103.775000 431.78 5000 130.43 5000 532.98 5000102.56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

38、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，并对其研究现状进展分析，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一样，都是cm/s，或m/d。饱和导水率综合反映了多孔介质对*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

39、质的基质特征，同时，也和流体的*些物理性质，如粘度和密度有关。曾有人将 ks分成两个因子，土壤透水率k和反映流体流动性的参数f，这样有：ks=kf1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土壤饱和导水率确实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历性的，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

40、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H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=-Q荦H2其中：为土壤横断面面积，荦H=HZ为水力势梯度。实际测定应在几个不同的水力势梯度下进展，为此实验设备需略加改良，使水头损失在一定围变化，具体做法是改良口土层的水头。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

41、种方法测定颗粒较细的土壤的饱和导水率较为适宜。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。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测量径流量，在到达稳定径流量后，即可停顿试验。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。此方法虽然到达稳定流所需时

42、间较短，但假设加上前期准备工作，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展计算的，因此为了获得更为准确的饱和导水率值，必须努力使试验条件满足假定条件，防止水分侧向运动。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。供水局部按照马氏瓶原理，由同心双管组成。管为进气管，外管为供水管，用以测定维持*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局部，水通过该局部形成入渗。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，

43、即测孔中水深为零的情况实际测定时，一般需有23 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一样。 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

44、水效果及其对土壤持水特征的影响进展了探讨。研究结果说明，随着容重的增大，土壤的饱和导水率迅速下降；洪禄、培岭等研究了波涌灌溉土壤外表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。研究结果说明，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展调查，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说明，固定沙丘间地有生物结皮的土壤饱和导水率围为29.1082.21 mm/h，半固定沙丘有微弱结皮时饱和导水率143.54230.25 mm/h，去掉结皮后土

45、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展研究，结果说明，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，到达显著水平，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，说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

46、讨了有机质影响水分运动的机理。研究结果说明，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，饱和导水率到达最大值。3.3土壤温度对土壤饱和导水率的影响 汪志荣、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根本呈幂指数关系，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，结论说明，随着温度的增加，土壤饱和导水率增大。4土壤

47、饱和导水率的影响因素和特性。4.1冻融对土壤饱和导水率的影响 邓西民等在实验室对壤质黏土犁底层原状土柱进展模拟冻融处理，观测冻融对其容重、孔隙度、导水率的影响。研究结果说明，冻融处理后犁底层土壤饱和导水率提高1.47.7倍；Larson研究说明冻融会改变土壤构造、构造和其他物理形状，对土壤饱和导水率由增加的作用。4.2土壤饱和导水率的空间变异性 耀东等对土壤孔隙流进展研究，并用一简单的方法对土壤的大孔隙和中小孔隙的饱和导水率进展分析，结果说明，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，也就是在其质域围，土壤中小孔隙分布相对较为均一，因而其饱和导水

48、率的变异性也就大大变小；风琴等研究了*山常绿阔叶林下土壤饱和导水率和土壤大孔隙的关系，结果说明，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.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 -162 王政权. 地统计学及在生态学中的应用. :科学,19993 吕殿青,邵明安,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 (

49、3) :154 - 1574 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 determinationTake to:This paper introduces the disc ( disc permeameter ) under field conditions for determination of soil saturated hydraulic conductivity principle and metho

50、d. 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,

51、 high measuring precisionKey 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 flu* and irrigation, drainage system design of engineering is an

52、 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 metho

53、d, indoor have constant head permeability instrument method, variable head permeameter method in field measurement; parison 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 larg

54、e, 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 pleted in the laboratory. However, because of the spatial variability of soil, it is often difficult to get precise result

55、s, so how to make the e*periment 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

56、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

57、saving, water saving, generally a day can measure10oclock, 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 kin