樊藝峰

（運城市水利勘測設計研究院，山西 運城 044000）

1 引言

土壤飽和導水率是土壤重要的物理性質(zhì)之一，它是計算土壤剖面中水的通量和設計灌溉、排水系統(tǒng)工程的一個重要土壤參數(shù)，也是水文模型中的重要參數(shù)，它的準確與否嚴重影響模型的精度。下文介紹了確定飽和導水率的三類方法：按公式計算，實驗室測定和田間現(xiàn)場測定，并對其研究現(xiàn)狀進行分析，對同類研究有重要的參考價值。

飽和導水率由于土壤質(zhì)地、容重、孔隙分布以及有機質(zhì)含量等空間變量的影響空間變異強烈。土壤飽和導水率ks是單位土水勢梯度下的土壤水通量，在水勢用水勢頭表示時，飽和導水率的單位與通量單位相同，都是cm/s，或m/d。飽和導水率綜合反映了多孔介質(zhì)對某種流體在其中流動阻礙作用，因此ks值一方面取決于孔隙介質(zhì)的基質(zhì)特征，同時，也和流體的某些物理性質(zhì)，如粘度和密度有關。曾有人將ks分成兩個因子，土壤內(nèi)透水率k和反映流體流動性的參數(shù)f，這樣有：

這種將ks分解為兩個因子的方法在理論上是可能的，也有一定實際意義，但由于我們主要興趣只是研究水這種流體在土壤介質(zhì)中的運動，而且在絕大多數(shù)情況下不去專門考慮溫度對水的物理性質(zhì)的影響，所以認為水的物理性質(zhì)接近于恒量，因此不將ks分解為兩個因素來研究。

2 土壤飽和導水率的確定方法

確定飽和導水率的方法大致可分為以下三類：按公式計算、實驗室測定和田間現(xiàn)場測定。

2.1 公式計算

確定飽和導水率的公式都是經(jīng)驗性的，因為影響飽和導水率的因素很復雜，許多試圖發(fā)現(xiàn)普遍可應用的函數(shù)關系迄今為止得到的結果都令人失望，這些公式只能在極有限的條件下應用而無普遍意義，因為我們對飽和導水率的研究不應集中在這方面，這里不作詳細介紹。

2.2 實驗室測定

實驗室測定飽和導水率的儀器類似Darcy的實驗儀器，測得水頭損失ΔH和流量Q后，如果實驗中的土壤服從線性定律，則可求得到飽和導水率ks。

另一種實驗室較常用的測定方法稱為變水頭法，這種方法測定顆粒較細的土壤的飽和導水率較為合適。無論是定水頭還是變水頭，如何使測定土樣有足夠的代表性是應用這些方法測定必須考慮的一個問題。

2.3 田間現(xiàn)場測定

2.3.1 雙環(huán)法

雙環(huán)法是使用直徑不同的兩個圓環(huán)（鋼板或硬塑料板做成），高30 cm左右，將兩個環(huán)同心插入地表達10 cm深，用馬里奧特筒保持環(huán)內(nèi)水層2～3 cm，外環(huán)水層主要是為了防止內(nèi)環(huán)水的側滲，經(jīng)過一段時間，待內(nèi)環(huán)入滲穩(wěn)定后可開始測定，根據(jù)馬氏筒在一定時段內(nèi)水位的下降可求得飽和導水率ks值。

其中，W為入滲水量，由馬氏筒水位變化求得，Δt為測定時段，ω為內(nèi)環(huán)橫截面面積。

雙環(huán)法一般只用于地表飽和導水率（又稱穩(wěn)定入滲率）的測定，此方法簡單實用，但需水量稍多，實驗時間較長（一般需2 h左右）。如果對某一非地表土壤的飽和導水率進行測定，可用環(huán)刀取樣后在實驗室測定，也可用某些專門的儀器，如Guelph滲透儀進行測定。

2.3.2 降雨模擬法

目前，降雨模擬器的種類很多，大都為手提式的，因此田間應用相當方便。在做試驗前，應先平整試驗地塊，然后插入鐵制框架（1 m2左右）以分割開各重復處理區(qū)域。準備好后，裝上降雨模擬器，以特定降雨強度均勻噴灑。各處理地塊分別在一定時間間隔內(nèi)測量徑流量，在達到穩(wěn)定徑流量后，即可停止試驗。從降雨強度中減去徑流量即為土壤入滲率，然后按照雙環(huán)入滲法分析計算，即可求得飽和導水率。此方法雖然達到穩(wěn)定流所需時間較短，但若加上前期準備工作，則完成每次試驗所需時間和雙環(huán)入滲法大體相當。

以上兩種方法都是按照一維垂直入滲解進行計算的，因此為了獲得更為精確的飽和導水率值，必須努力使試驗條件滿足假定條件，避免水分側向運動。

2.3.3 圭爾夫滲透儀法

圭爾夫滲透儀是根據(jù)三維穩(wěn)定入滲原理研制而成，主要由供水與量測系統(tǒng)、支架和入滲部件組成。供水部分按照馬氏瓶原理，由同心雙管組成。內(nèi)管為進氣管，外管為供水管，用以測定維持某一水位時所需的穩(wěn)定流流量；入滲部件指與土壤施測面直接聯(lián)系的部分，水通過該部分形成入滲。測孔深達欲測土層，即可測定該層飽和導水率。

2.3.4 圭爾夫入滲儀法

圭爾夫入滲儀法用于測定土壤表層飽和導水率，是圭爾夫滲透儀的一種特例，即測孔中水深為零的情況（實際測定時，一般需有2～3 mm深水位，以保持充分濕潤）。此種方法的試驗數(shù)據(jù)處理及參數(shù)求解與圭爾夫滲透儀法相同。圭爾夫滲透儀法及入滲儀法具有操作簡單、試驗所需時間較短、用水量少等優(yōu)點。

以上介紹的測定方法只能測定個別點的土壤飽和導水率，對大面積農(nóng)田土層的平均飽和導水率的測定，一般要在現(xiàn)場挖測試坑或打測試井，然后用注水或抽水的方法測定其流量、水勢等數(shù)值，再根據(jù)達西定律求得平均飽和導水率，這種方法在水文地質(zhì)、水利工程部門用得較多。

3 土壤飽和導水率研究現(xiàn)狀

3.1 土壤容重、孔隙性及顆粒組成對土壤飽和導水率的影響

王小彬等研究了容重及粒徑大小對土壤持水性的影響，并對各種物料處理（或措施）的保水效果及其對土壤持水特征的影響進行了探討。研究結果表明，隨著容重的增大，土壤的飽和導水率迅速下降；劉洪祿、楊培嶺等研究了波涌灌溉土壤表面密實層飽和導水率ks與土壤機械組成、土壤容重、供水中斷時間的定量關系。研究結果表明，隨著容重的增加，飽和導水率逐漸減小，但隨著黏粒含量的增加，飽和導水率的變化率變小；呂貽忠等針對鄂爾多斯沙地生物結皮進行調(diào)查，利用人工噴水模擬降雨分析結皮對土壤入滲性能的影響。利用圓盤入滲儀測定有結皮和無結皮條件下的土壤飽和導水率表明，固定沙丘間地有生物結皮的土壤飽和導水率范圍為29.10～82.21 mm/h，半固定沙丘有微弱結皮時飽和導水率143.54～230.25 mm/h，去掉結皮后土壤的飽和導水率可顯著上升數(shù)倍，無結皮的流沙的飽和導水率最高；鄧建才等）對黃淮海平原3種主要土壤飽和導水率進行研究，結果表明，3種土壤的飽和導水率隨著土壤剖面深度的增加呈現(xiàn)出上土層高、中間土層低、底土層又升高的趨勢，擾動土與原狀土的飽和導水率差異較大，達到顯著水平，土壤容重、孔隙度、有機質(zhì)含量、黏粒含量和全鹽含量等均對土壤飽和導水率有一定的影響；Helalia認為有效孔隙率與土壤飽和導水率相關性明顯。

3.2 土壤中有機質(zhì)含量對土壤飽和導水率的影響

單秀枝通過測定并分析不同有機質(zhì)含量的壤質(zhì)土樣的飽和導水率、水分特征曲線、水分擴散率及幾個水分常數(shù)，闡明了土壤有機質(zhì)含量與水動力學參數(shù)的關系，從動力學角度探討了有機質(zhì)影響水分運動的機理。研究結果表明，隨著有機質(zhì)含量的增加，土壤飽和導水率呈拋物線變化，當有機質(zhì)含量為15 g/kg時，飽和導水率達到最大值。

3.3 土壤溫度對土壤飽和導水率的影響

汪志榮、張建豐等根據(jù)不同溫度條件下的入滲資料，分析了活塞（Green Ampt）公式在溫度場中的適用性，認為Green-Ampt公式適用于溫度場影響下的土壤水分運動。指出土壤飽和導水率受土壤溫度影響較大。溫度升高，飽和導水率增大；土壤飽和導水率與土壤溫度基本呈冪指數(shù)關系，低溫段的溫度效應大于高溫段的溫度效應；Hopmans和Duley研究了土壤溫度對土壤特性的影響，結論表明，隨著溫度的增加，土壤飽和導水率增大。

3.4 凍融對土壤飽和導水率的影響

鄧西民等在實驗室對北京壤質(zhì)黏土犁底層原狀土柱進行模擬凍融處理，觀測凍融對其容重、孔隙度、導水率的影響。研究結果表明，凍融處理后犁底層土壤飽和導水率提高1.4～7.7倍；Larson研究表明凍融會改變土壤結構、構造和其他物理形狀，對土壤飽和導水率由增加的作用。

3.5 土壤飽和導水率的空間變異性

秦耀東等對土壤中大孔隙流進行研究，并用一種簡單的方法對土壤內(nèi)的大孔隙和中小孔隙的飽和導水率進行分析，結果表明，造成土壤導水率較大空間變異的主要原因是土壤大孔隙分布的不均一性，一旦土樣剔除大孔隙的影響，也就是在其質(zhì)域范圍內(nèi)，土壤中小孔隙分布相對較為均一，因而其飽和導水率的變異性也就大大變??；陳風琴等研究了縉云山常綠闊葉林下土壤飽和導水率和土壤大孔隙的關系，結果表明，飽和導水率具有較大的空間變異性，變異系數(shù)達67%，其大小不僅取決于總孔隙度，更取決于能導水的大孔隙的數(shù)量和大小，飽和導水率的變化對大孔隙變化具有高度依賴性，且與半徑大于0.1 cm的大孔隙體積有較好的相關性。