土壤饱和导水率的田间测定
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。
土壤饱和导水率的田间测定
土壤饱和导水率的田间测定① 朱安宁 张佳宝 陈德立(南京农业大学资源与环境科学学院 南京 210095) (中国科学院南京土壤研究所) (澳大利亚墨尔本大学)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(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〔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。
土壤的饱和导水率
土壤的饱和导水率土壤的饱和导水率是指在土壤完全饱和状态下，单位时间内通过单位面积的水分量。
它是土壤水分传输的重要指标之一，对于土壤水分管理和农田排水设计具有重要意义。
饱和导水率与土壤的孔隙度和孔隙结构密切相关。
孔隙度是指土壤中孔隙的体积与总体积之比，是衡量土壤孔隙性能的指标。
孔隙结构则是指不同大小孔隙之间的分布和连接情况。
在土壤完全饱和状态下，土壤中的所有孔隙都被水填满，水分的运动主要是通过孔隙之间的连接通道进行。
而饱和导水率正是衡量这种通道的通透性的指标。
饱和导水率越大，说明土壤中的通道越畅通，水分运动的速度越快。
土壤的饱和导水率与土壤类型、土壤组成、孔隙度等因素密切相关。
不同类型的土壤具有不同的饱和导水率。
例如，砂质土壤由于其颗粒粗大，孔隙间隙大，因此其饱和导水率较高。
而黏土质土壤由于颗粒细小，孔隙间隙小，饱和导水率较低。
此外，土壤中有机质的含量也会影响饱和导水率，有机质含量高的土壤往往具有较高的饱和导水率。
饱和导水率的测定方法主要有试验室测定和现场测定两种。
试验室测定方法通常采用常见的渗透试验，通过测量单位时间内水分通过土壤柱的高度变化，计算出饱和导水率。
现场测定方法则需要在实际土壤中进行，常用的方法有灌水法、渗透试验法等。
饱和导水率的研究对于农田水分管理和排水设计具有重要意义。
在农业生产中，合理的水分管理对于农作物的生长发育至关重要。
而饱和导水率的大小直接影响土壤中水分的运动速度和分布情况，进而影响作物根系对水分的吸收能力。
合理的排水设计则可以有效地防止土壤水分过多，避免水分积渍对作物生长的不利影响。
土壤的饱和导水率是衡量土壤水分传输能力的重要指标之一。
它与土壤孔隙度和孔隙结构密切相关，受到土壤类型、土壤组成、有机质含量等因素的影响。
饱和导水率的测定对于农田水分管理和排水设计具有重要意义，能够为农作物的生长提供合理的水分环境。
因此，进一步研究和应用饱和导水率对于促进农业生产具有重要意义。
定水头法和降水头法测定黄土的饱和导水率
根据式 （ ） 得 定水 头条 件 下 饱 和导 水 率 的计 １， 算公 式为 ：
＝
３ 实验 结 果及 数 据分 析
３ １ 定 水 头法与 降水 头法 结 果 比较 ．
（） ２
将 图 １中的 阀 门打开 ， 出流稳 定后 ， 进行 定 待 先 水头实验 。然后将 阀 门关 闭 ， 行降水头 实验 。并 将 进
因的 ， 目前 尚不 多见 。
图 １ 饱和导水率测定实验装 置
Ｆ ｇ １ Ｅｘ ｅ ｉ ｅ ｔｅ ｕ ｐ ｎ ｆｓ ｔ ｒ ｔｄ ｉ ． ｐ ｒｍ ｎ ｑ ｉ ｍｅ ｔｏ ａ ｕ ａ ｅ
ｈ ｙｄｒ ｌｃｃ ｎｄｕｃ ｉｉｙ ｅ ｓ ｉ ａｕ ｉ ｏ ｔｖ ｔ ｍ ａ ｕｒ ｎｇ
文章 编号 ：６３— ０７ ２ １ ）３— ２６— ４ １７ ２５ （００ ０ ０ ５ ０
定 水 头 法 和 降水 头 法 测 定 黄 土 的 饱 和 导 水 率
霍 丽娟 ， 李一菲 ， 钱天伟
（ 太原科技 大学环境科 学研究所 ， 太原 ００２ ） ３０４
摘 要 ： 用定水头和降水头两种方法分别测定 了某黄 土的饱和 导水率。结果表 明定 水头法测得 使
的饱和导水率之间相差较大。沈建ｕ 则通过定水
头 与变水 头 实验 ， 测定 不 同岩 土 的 渗 透 系 数 ， 出 得
在 渗透性较 强 岩 土层 中用 定水 头 注 水 试 验 较 为 可
行 。然而 国 内外 分别 采 用 定 水 头 法 和 变 水 头 法 对 黄 土的饱和导 水率 实验 进行 研究 ， 讨 论其 差 异 原 并
第 ３ 卷第 ３ １ 期
所不 。
霍丽娟， ： 等 定水头法和降水头法测定黄土的饱和导水率
土壤物理性质测量
土壤物理性质的测定1、土壤密度=土壤比重的测定（比重瓶法）(密度=比重*1000 kg/m3)仪器设备：比重瓶（50ml或100ml），天平（感量0.001g），电炉或砂浴，滴管。
测定步骤：将比重瓶盛满无二氧化碳的水（煮沸5分钟后冷却的水），静置10分钟加塞，使多余的水从瓶塞毛细管中溢出，用滤纸擦干比重瓶外壁、称重（W1）。
然后将比重瓶中的水倒出一半，将通过1mm筛孔的10g风干土土样用小漏斗小心装入比重瓶中，轻轻摇动，使土样与水充分混合；为了除去土和水中的空气，须将比重瓶加热煮沸1小时，在煮沸过程中经常晃动比重瓶，以驱除水及土样中的空气，使水和土更好的接触。
冷却后，用滴管加满无二氧化碳的水，在室温下再静置10min，加塞，使多余的水从瓶塞毛细管中溢出，用滤纸擦干比重瓶外壁，称量（W2)。
结果计算 d=W/(W+W1-W2)式中：d—－土壤比重，g／cm3W—－烘干土样质量，gW1—－加满水的比重瓶质量，gW2—－加有水和士样的比重瓶质量，g注：①含可溶性盐较多的土样，需用非极性液体（如汽油、媒油等）代替水，用其空抽气法排除土中空气。
②本方法中加入风干样在计算时需换算成烘干样，即需测定风干样中吸湿水含量，计算其水分换算系数（K）按下式计算、K= m/m1式中：m—－烘干样（土）质量，gm1—－风干样（土）质量，g2、土壤容重的测定（环刀法）仪器设备:200cm3环刀（高5．2cm ，半径3．5cm ）或其他规格的环刀、天平（感量0.0lg 及0.lg ）、小刀、铁锹、烘箱、铝盒、瓷盘、滤纸等。
测定步骤：选定代表性测定地点，挖掘土壤剖面，根据剖面发生层次或机械分层，用环刀采取土样，每层土壤应不少于三个重复。
采样过程中必须保持环刀内土壤结构不受破坏，注意环刀内不要有石块或粗根侵入，如果土壤过份紧实，可垫上木板轻轻打入。
待取出环刀后，用锋利的削刀切去环刀两端多余的土，使环刀内的土壤体积与环刀容积相等，最后将环刀两端用盖子盖好，分别放入塑料袋内并写好标签，带回室内备用。
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。
农田土壤表层饱和导水率的条件模拟
用模 拟结果 ，而不是 插值结 果 ．Ｒ ｓ ｕｓ ｏ对灌水 后 盐 分 的淋 洗情 况 进 行 了条 件 模拟 ，并 提 出 了台 理 的 灌溉 管理措 施 ．国内有 人 用 转 向 带 法 模 拟 了 土 壤 中微 量 元 素 的 空 间 分 布 和 水 盐 空 间变 异 性 的 监
测 ．
农业耕 作 所导 致的表 层饱 和导水 率 的差 异更大 ．因此 ，本文 以农 田土壤 表层饱 和导水 率 为例 ，应用 地 统计模 拟 中的序 贯高 斯方法 对其 进 行 了条 件 模 拟 ，并 将 条 件模 拟 与 克 立 格插 值 的结果 进 行 了对 比分
析．
收 稿 日期 ：２０ －Ｉ１ ００１ ３ 基 垒 项 目 ：国 家 重 点 基 础 研究 发 展 规 ｊ项 目 （ Ｉ９ １７ ９ 和 中澳 合 作 Ａ ＩＲ 项 目 （ＷＲｌ ６１４ ｌ Ｉ Ｇ ９￣ １０ ） ＣＡ Ｌ Ｉ ／６ ）资 助 ９
作 者简介：李保 国 （９４ ，男 、山西襄汾人 教授 ，博士 ，从事水土资探昔理 和赍再环境信息技术方面 柏研究和教学工作 １ 一） ６
维普资讯
１ 基 本 原 理
序贯模 拟 方法 是数理 统 计 中一种重 要方法 ，其 主要 特 点是样 本量 不 是固定 不变 的 ，而 是 随着分析 的进 行不 断调 整 ．序贯 高斯模 拟方 法 是 贝叶斯理 论 的一 个应 用 ，此 方 法根 据 现有数 据 计 算特 模 拟 点值 的条 件 概率分 布 ，从该 分布 中随机取一 值作 为模 拟现 实 ．每得 出一个 模拟 值 ，就把 它连 同原始数 据 、此前 得 到 的模 拟数 据一 起作 为条 件数 据 ，进入 下一 点的模 拟 ，因此 随着模 拟 的进行 ，条件 数据 集
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土壤饱和导水率的田间测定① 朱安宁 张佳宝 陈德立(南京农业大学资源与环境科学学院 南京 210095) (中国科学院南京土壤研究所) (澳大利亚墨尔本大学)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(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〔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①ACIAR项目资助(L WR1/96/164)和国家重点基础研究发展规划项目资助(G1999011803).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K s有以下的关系:Q ss=πr2b K s+4K sγbα(1)式中:Q ss(cm3min-1)为水流通量;K s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=0.2cm-1。
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K s(mm h-1):K s=600Q ssπγ2b +4γbα(2)在(2)式中,Q ss可由每次累计入渗水量(V i)与每次读数的累计时间t i(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Q ss(cm3min-1)。
累计入渗水量(V i)由下式给出:V i=πr2R(H0-H i) (cm3)(3)式中:H0是储水管中水柱高度的初始读数(cm);H i为第i次储水管中水柱高度的读数(cm);r R为储水管内径的半径,且有r R=2.35cm。
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r e在温度为20℃时可以由下面的公式给出:r e=14.8-Ψ0(4)式中r e和Ψ0的单位为mm,14.8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。
1.2 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0. 25mm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(如图1);图1 CSIRO 圆盘入渗仪(disc permeameter )示意图(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(H 0),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。
1.3 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:K 1=K 2・η2/η1(5)式中:K 1,K 2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2.1 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 )(见表1)。
由表1我们可以作出入渗时间与累计入渗量的相关曲线(见图2):得到其回归方程如下:V =3.114t +10.148 R 2=9962即Q ss =3.114cm 3/min 对于CSIRO 圆盘渗透仪,r R =2.35cm ,r b =10cm ,一般令α=表1 CSIRO 圆盘入渗仪测定结果 t (min )H (cm )H 0-H i (cm )17.353(H 0-H i )(cm 3)12357911152025303540506070809010084.3084.0583.7583.5083.0082.5082.0581.6080.7579.8078.8077.9077.0076.1074.4572.7571.1069.5067.9066.300.000.250.550.801.301.802.252.703.554.505.506.407.308.209.8511.5513.2014.8016.4018.000.004.349.5413.8822.5631.2339.0446.8561.5978.0895.43111.04126.66142.27170.90200.39229.02256.78284.54312.30图2 砂壤土累计渗量与时间的相关曲线0.2cm -1,这样,由公式(2)可得到该点的土壤饱和导水率K s =3.634mm h -1,因实验时温度为12.5℃,经过温度校正,10℃时饱和导水率K 10=3.380mm 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。
2.2 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:表2 附加试验测定结果盒重(g )盒+湿土样重(g )盒+干土样重(g )体积含水量(cm 3/cm 3)容重(g/cm 3)密度(g/cm 3)64.38108.3398.430.242 1.46 2.65由表2可见,土壤孔隙度f =1-1.46/2.65=0.449,而测定后瞬间表层土壤体积含水量为0.424cm 3/cm 3,则土壤孔隙中充水孔隙的比例为0.424/0.449=0.944,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)∶134～1372 K ammar R S ,Rizvi H A ,Ahmed M ,et al.Measurement of field -saturated hydraulic conductivity by usingGuelph and Velocity permeameters.Transactions of the ASAE ,1989,Vol.32No.6,1885～18903 华孟、王坚.土壤物理学.北京农业大学出版社,1993,284～285,82～844 Rrynoids W D et al.Institu measurement of field -saturated hydraulic conductivity sorptivity and the aypa 2ramete using the Guelph.permeamenter.S oil Sci ,1985,140(4)∶292～302。