青岛土壤饱和导水率的田间实验研究
土壤的饱和导水率
土壤的饱和导水率土壤饱和导水率是土壤的一个重要物理性质，它描述了土壤在饱和状态下的水分传递能力。
土壤饱和导水率是指单位时间内单位面积土壤在饱和状态下通过的水量。
它是土壤水分运动的基本参数之一，对于土壤水分管理和水文循环具有重要的意义。
土壤饱和导水率受到多种因素的影响，其中最主要的因素是土壤孔隙度和孔隙连通度。
土壤孔隙度是指土壤中孔隙所占的体积比例，孔隙连通度是指土壤孔隙之间是否连通。
孔隙度和孔隙连通度越大，土壤饱和导水率越高；反之，孔隙度和孔隙连通度越小，土壤饱和导水率越低。
土壤饱和导水率还受到土壤类型、土壤颗粒大小和土壤结构的影响。
不同类型的土壤具有不同的饱和导水率。
例如，砂土的饱和导水率通常比黏土高，因为砂土的孔隙度较大，孔隙连通度较好。
土壤颗粒越细，饱和导水率越低，因为细颗粒土壤中的孔隙度较小，孔隙连通度较差。
土壤结构良好的土壤，其饱和导水率通常比土壤结构较差的土壤高，因为土壤结构良好的土壤中孔隙度较高，孔隙连通度较好。
土壤饱和导水率的测定可以通过实验室试验或现场观测来进行。
常用的实验室试验方法包括滴水法、压滤法和浸水法。
滴水法是在土壤样品上滴水并测量水分渗透速率来计算饱和导水率；压滤法是通过施加一定的压力使水分渗透土壤样品来计算饱和导水率；浸水法是将土壤样品浸泡在水中，测量一定时间内土壤中水分的增加量来计算饱和导水率。
现场观测可以通过安装土壤水分传感器来实时监测土壤饱和导水率的变化。
土壤饱和导水率的大小直接影响土壤的水分运动和保水能力。
饱和导水率越大，土壤的排水性越好，容易排除多余的水分，从而避免土壤积水和根部缺氧的问题。
饱和导水率越小，土壤的保水能力越强，能够更好地保持土壤中的水分，供给植物生长和生态系统的需要。
土壤饱和导水率的研究对于农业、水资源管理和环境保护具有重要意义。
在农业方面，了解土壤饱和导水率可以帮助农民合理安排灌溉和排水，提高农田的水分利用效率。
在水资源管理方面，了解土壤饱和导水率可以指导水库调度和水资源分配。
土壤饱和导水率测定——环刀法
土壤饱和导水率测定——环刀法1．测定意义：土壤饱和导水率（土壤渗透率）：单位水势梯度下水分通过垂直于水流方向的单位截面积饱和土壤水的流速。
土壤处水饱和状态时，便需用饱和导水率计算其通量。
饱和导水率也是土壤最大可能导水率，常以它作为参比量，比较不同湿度条件下土壤的导水性能。
土壤渗透性是土壤重要的特性之一，它与大气降水和灌溉水几乎完全进入土壤，并在其中贮存起来，而在渗透性不好的情况下，水分就沿土表流走，造成侵蚀。
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。
2. 测定原理土壤饱和导水率系在单位水压梯度下，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。
本法可在田间进行测定，但易受下层土体性质的影响。
在饱和水分的土壤中，土壤饱和导水率（渗透系数）根据达西（H.Darcy）定律：K=Q×L (1)S×t×h公式中：K——饱和导水率（渗透系数），cm/s；Q——流量，渗透过一定截面积S（cm2）的水量，mL；L——饱和土层厚度，渗透经过的距离，cm；S——环刀横截面积，cm2；t——渗透过水量Q时所需的时间，s；h——水层厚度，水头（水位差），cm。
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。
从达西定律可以看到，通过某一土层的水量，与其截面积、时间和水层厚度（水头）呈正比，与渗透经过的距离（饱和土层厚度）呈反比，所以饱和导水率（渗透系数）是土壤所特有的常数。
3. 仪器环刀（容积100cm3），量筒（100mL、10ml），烧杯（100mL），漏斗，秒表，温度计。
4.操作步骤4.1在室外用环刀取原状土样，带回室内浸入水中。
一般砂土浸4h~6h，壤土浸8h~12h，粘土浸24h。
浸水时要保持水面与环刀上口平齐，勿使水淹到环刀上口的土面。
4.2在预定时间将环刀取出，除去盖子，在上面套上一个空环刀，接口处先用胶布封好，再用熔蜡粘合，严防从接口处漏水。
利用精确的田间实验资料对几个常用根系吸水模型的评价与改进
利用精确的田间实验资料对几个常用根系吸水模型的评价与改进罗毅，于强，欧阳竹，唐登银，谢贤群中国科学院地理研究所、禹城综合试验站摘要：本文利用大型蒸渗仪测得的作物腾发量、中子水分仪观测的土壤水分和准确测定的根系密度分布资料，对常用的几个宏观的权重因子类的根系吸水模型-Molz-Remson(1970)模型，Feddes(1978)模型，Selim-Iskan-dar(1978)模型以及作者对上述模型进行修正所得的几个根系吸水模型进行了验证和评价；利用修正的Feddes模型的计算结果对根系从不同土层吸水的分布进行了分析。
结果表明，Molz-Remson(1970)模型、Feddes模型以及Selim-Iskandar模型模拟根系吸水所得的土壤水分剖面与实测值之间存在比较严重的偏差；利用Feddes模型中的土壤水势影响函数(Feddes reduction function)对Molz-Remson模型和Selim-Iskandar模型进行修正后结果没有得到改善；利用根系密度函数对Feddes模型进行修正后，计算结果与实测值吻合很好，总体偏差由修正前的24.7%降低为5.7%.关键词：根系吸水模型；土壤水；冬小麦；蒸腾本文于1999年9月8日收到，国家自然科学基金9.5重大项目资助(49890330)；中国博士后基金资助；中科院特别支持项目资助(KZ95-A1-301,KZ95T-04-01)植被覆盖区构成了地球水文系统的重要组成部分，而植物根系与土壤界面是重要的水文界面。
超过蒸发量50%的水量要流经根土界面[1］。
研究根系吸水具有重要的水文学意义。
描述根系吸水的数学模型分为微观模型与宏观模型两类。
在实际应用中，微观模型存在许多困难，而宏观模型具有许多优越性[2］。
在目前开展土壤植物大气连续体的模拟研究中，根系吸水在水流连续方程中常作为一个吸水项处理，即广泛采用根系吸水的宏观模型。
宏观模型又大体上可以分为两类。
土壤饱和导水率的实验室测定
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。
但是,田间现场测定土壤饱和导水率(K s)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,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。
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。
土壤饱和导水率
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。
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。
土壤的渗水性实验 (1)
青岛版科学三年级上册科学实验
土壤的渗水性实验
活动目的：探究不同类型的土壤的渗水性。
实验材料：沙质土、粘质土、壤土，3个同样大的去底塑料瓶、细纱布、3个同样大小的烧杯、支架（或3个铁架台）、水、3个标签。
实验步骤：1、把3个同样大小的去底塑料瓶用苫布扎好口，倒放在支架上，并分别加入同样多的沙质土、粘质土、壤土，贴好标签。
2 、取3个同样大小的烧杯，分别放在3个瓶子的下面。
3、向3个瓶内同时倒进同样多的水，观察3中土壤渗水的快慢。
实验现象：沙质土渗水最快，粘质土渗水最慢，壤土渗水适中。
实验结论：沙质土，渗水快，保水性能差。
壤土，渗水速度适中，保水性能适中。
黏质土，渗水慢，保水性能好。
土壤饱和导水率(渗透系数)测定、渗透仪法
FHZDZTR0022 土壤饱和导水率（渗透系数）的测定饱和导水率仪法F-HZ-DZ-TR-0022土壤—饱和导水率（渗透系数）的测定—饱和导水率仪法1 范围本方法适用于室内土壤饱和导水率（渗透系数）的测定。
2 原理应用饱和导水率仪在被测土样（水饱和）上下两端保持一定的压力差，使水流自下而上流经土样，测定一定时间间隔流经土样的水量，根据达西定律即可计算出土壤饱和导水率（渗透系数）。
对于一般土壤，采用恒水头装置的饱和导水率仪测定，其水头差保持不变，流经土样的水流速度是稳定的。
对导水率小的粘质土壤，采用变水头装置的饱和导水率仪测定，在土样的两端造成较大的压力差，其压力差随时间的推移而变化。
3 仪器3.1 恒水头饱和导水率测定仪（图1）。
图1 恒水头饱和导水率仪3.2 水位电子测计。
3.3 集水圆筒。
3.4 温度计。
3.5 环刀，容积100cm3或250cm3。
4 操作步骤4.1 采样：用环刀在表层或分层采集有代表性的土样，砂土重复取样3个~5个，粘土取样5个~10个。
取好的土样要避免运输时的振动和水分的损失。
粘土土样需用刀尖小心将土样底部剔毛，以恢复土壤的自然结构。
4.2 浸泡：在土样底部放一层滤纸，用纱布小心地将土样的底部包扎好，上端套上集水圆筒，放入水槽中浸泡使之饱和。
槽中的水平面约高出土样顶部1cm，浸泡1d~3d，浸泡时间视土质而定，土质粘重的土壤时间需长些。
4.3 测定：将饱和后的土样置于容器的托板上。
用水位调节器上下移动调节至水位调节器的水位和容器中的水位一致，使集水圆筒内、外保持一个固定水头差（仪器水头差范围2mm~20mm），其大小视土壤质地而定，粘重土壤水头差应大些。
当土样顶部出现水层时，连接虹吸管（管内充满水，且不能有气泡），将集水圆筒内的水导入漏斗，流入量管。
取一定时间间隔（根据流速自行确定），记录不同时段内量管中的水量，直到单位时间流量基本稳定时，该水量为恒定的水流量，此时记录3次~5次作计算用。
土壤饱和导水率
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。
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，达到显着水平，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。
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◆ 其中，h表示施加在土壤表面的张力，将公式1-（ 2）加到公式1-（1）得： 4 Q(h1 ) r 2 K sat exp( h1 )[1 ] ◆ 1-（3） r 4 ◆ 1-（4） Q(h2 ) r 2 K sat exp( h2 )[1 ] r ◆ 由式2-（3）和式2-（4）可以得出： ln Q ( h ) / Q ( h ) ◆ 1-（5） h h ◆ 本实验中，采用的是5.0 cm和15.0 cm两个张力， 将求出后，带入公式1-（3），即可得出Ksat： Q(h ) K ◆ 1-（6） 4
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选用圆盘渗透仪的原因
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圆盘渗透仪由3部分组成：负压管（bubble tower）、圆盘（disc）、 储水管（water reservoir）
圆盘式渗透仪测定土壤保和导水率的原理
◆ 土壤饱和导水率的计算采用Wood于1968年提出半径为R的 土壤上稳态入渗速率的计算公式： ◆ Q r 2 K (h) 1 4 1-（1） r
◆ 式中，Q表示单位时间内渗入土壤的水分体积（cm3﹒h-1） ，为与土壤结构和毛管吸力有关的因子（cm-1），K(h)表 示导水率（cm﹒h-1），r表示储水管内径（cm），本实验 中r=2.35 cm。 ◆ 导水率K (h)由Gardner公式表示： ◆ K (h) K sat exp( h) 1-（2）
2 1 2 1
1
sat
r 2 exp( h1 ) 1
r
圆盘式渗透仪测定土壤饱和倒水率的步骤
◆ 选定测定点，除去表层土壤的植被和石头等杂物，使其露出地表不超 过2.0 mm，将地表整平，测定点的半径要大于10.0 cm； ◆ 将一直径为 20.0 cm 高约 3.0 mm 左右的钢环放置于测定点上并压 紧， 环 内铺满过 0.25 mm筛的河砂或石英砂。 用钢尺将其刮平并 小心将钢环取出； ◆ 由进气管向负压管内注入适量水，由注射器连接胶管调节水柱高度， 水柱高度的确定是从进气管末端到水面之间距离确定； ◆ 将仪器放于一盛水的水盆内，打开储水管阀门， 用嘴吸使储水管内 充满水，充满后关闭阀门； ◆ 将仪器小心的放在测量点上，使其与砂面紧密接触，并记录储水管内 水面初始高度H0； ◆ 开始测定后，入渗初期应该尽量增加读数，开始30 s记一次数，10次 左右后1 min读一次数，入渗速度变慢后5 min读一次数，直至稳定， 具体的读数间隔与读数个数根据具体的土壤入渗状况决定。
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ห้องสมุดไป่ตู้验布点
研究区长度290m,宽度275m，共计120亩
盘式渗透仪测定土壤饱和导水率的结果
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结果分析
◆ 实验区农田土壤为普通棕壤，共分3层，表层为砂 壤土，厚度在30.0 cm左右，中层为轻粘土，厚度 在25.0-30.0 cm左右，底层为壤砂土。本次野外 共在试验区内完成了24个土壤饱和导水率的测定 ，试验结果如表2.1，从表中可以看出，表层土壤 水的饱和导水率普遍较小，中层高于表层，底层 最大，可能的原因是试验田内机械施工将表层土 壤压实造成的，一般情况下，中间黏土层饱和导 水率较小。但3层土壤的饱和导水率均较大，不易 形成地面积水。
土壤饱和导水率的田间试验研究
成员：熊奇桂、石素梅、李泽梅、田丽丽
目录
一、土壤饱和导水率研究的目的和意义 二、选用圆盘渗透仪的原因 三、圆盘式渗透仪测定土壤保和导水率的原理
四、圆盘式渗透仪测定土壤饱和倒水率的步骤
五、圆盘式渗透仪测定土壤饱和导水率的结果分析
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土壤饱和导水率研究的目的和意义
◆ 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。 土壤渗透性越好，土壤的饱和导水率越 高，地表径流就会越少，土壤流失量就 相应减少。
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