田间测定土壤导水率的方法研究进展
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。
青岛土壤饱和导水率的田间实验研究
◆ 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
3
选用圆盘渗透仪的原因
4
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。
饱和导水率测量方法
土壤饱和导水率与测定方法
（1）测定原理与方法：土壤饱和导水率是土壤被水饱和时，单位水势剃度下单位时间内通过单位面积的水量。
它是一个重要的土壤水分运动参数，主要反映土壤入渗和透水性能，同时也是估算非饱和导水率，模拟土壤水分运动和溶质运移的重要参数之一。
土壤饱和导水率测定的基本原理是根据饱和状态下多孔介质的达西定律，其基本公式为：
s q K L ∆H =
式中：q 表示土壤水流通量；△H 表示总水势差；L 为水流路径的直线长度；K s 为土壤饱和导水率。
根据这一原理，实验采用变水头方法。
在试验中记录试验土柱高度L ，土柱半径r ，水柱半径R ，测量开始时头H ∆(mm)，测量结束时的水头h ∆以及测量时间t ∆(天),按以下方式计算饱和导水率：
h H t R L
r K ∆∆∆=ln ...22ππ
由于温度对土壤饱和导水率会产生影响，为便于比较不同温度下所测土壤饱和导水率，一般以水温为10℃时的饱和导水率（K 10）为标准，因此将测试所得的土壤饱和导水率按照以下公式换算公式为10℃时的值：
t K K t 03.07.010+=
上式中K 10为温度为10℃时的土壤饱和导水率；K t 为温度为t ℃时的饱和导水率；t 为测定时的温度。
（2）样品采集与处理：各处理土样过2mm 筛，风干，按容重1.45g/cm3装入环刀或圆柱筒，每个土样作4次重复，用水浸泡24小时以上至土壤饱和，将土柱固定在测定装置中进行测量。
土壤饱和导水率测定环刀法精修订
土壤饱和导水率测定环刀法标准化管理部编码-[99968T-6889628-J68568-1689N]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=K×K (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。
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。
土壤饱和导水率测定——环刀法精编版
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： (1)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8 h~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。
土壤饱和导水率研究现状分析
土壤饱和导水率研究现状分析樊艺峰【摘要】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。
系统地介绍了确定土壤饱和导水率的三种方法——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归纳分析,旨在为相关研究提供参考。
【期刊名称】《山西水利》【年(卷),期】2011(027)005【总页数】3页(P43-44,60)【关键词】土壤;饱和导水率;土壤参数【作者】樊艺峰【作者单位】运城市水利勘测设计研究院,山西运城044000【正文语种】中文【中图分类】S1521 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。
国内外土壤水分研究现状与进展
国内外土壤水分研究现状与进展Ξ马履一(北京林业大学,北京100083)摘要 该文论述了国外在土壤水分入渗、土壤—植物—大气连续体中水流的运动、土壤水分运动的数值模拟、土壤水分运动参数的确定和土壤水分测试技术等方面的研究进展。
文中指出,进入80年代以后,我国土壤水分的研究,在理论、方法和手段方面都逐步与国际趋同,如土壤水势理论已作为土壤水分定量化研究的理论基础,测定土壤水势的方法和仪器已日趋完善,土壤水分运动数值模拟得到了广泛应用。
我国在森林土壤坡地三维渗透条件下土壤水分运动的定量化研究方面取得了较大的进展,如利用数学物理方法和计算机数值技术计算山坡林地顺坡方向和垂直方向的水量,并将所涉及的数据处理、计算和多维图形制作作为一个完整的系统编制成计算机软件。
在这方面已经具有较高的水平。
关键词 土壤水分运动 土壤水分参数 森林土壤水分世界上1 3的地区,包括我国华北、西北和青藏高原的绝大部分,处于干旱和半干旱地带,水分的缺乏严重困扰着这些地区的经济发展,因此,土壤水分研究已成为当今土壤物理学中最为活跃的研究领域。
世界一些国家,如美国、澳大利亚、前苏联、巴西、印度以及部分中东干旱地区的国家对土壤水分研究投入较多,具有较强的实力。
1 国外土壤水分研究现状与进展长期以来,人们仅能够通过D arcy 定律对饱和土壤水分做定量研究,对非饱和土壤水分主要采用形态学的观点进行定性地描述或分析土壤中发生的物理现象和过程。
进入80年代,随着测试手段和计算机应用的发展,以及学科间的相互渗透,土壤水分的研究由经验到理论、定性到定量发生了质的转变,并为相关应用学科的发展提供了理论基础。
目前,国外土壤水分的研究主要集中在下述领域。
1.1 土壤水分的入渗目前,土壤水分入渗研究主要集中在Green 2Аm p t 模型的修正以及Ph ili p 和Par 2lange 入渗方程的求解两方面。
经过修正的Green 2Am p t 模型能较好地说明非匀质土壤的降水入渗过程。
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问很难达到，他们推荐使用单水头度方法进行研究，
这就需要单独确定［１０｜。圭夫仪也可以测定坡地土
壤导水率，由于测定打一定深度的测井，测定并非土
壤表层入渗率，浅层土壤的层次性会显著影响土壤 导水率测定结果，特别是存在耕作土壤耕层，而更深
层的测定不会受到影响。这个方法经过大量的田间
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
实验与理论发展，已成为商品化仪器，在美国、澳大
ＤｅＶｅＩｏｐｍｅｎｔ ａｂｏｕｔ ｍｅｔｈｏｄｓ ｏｆ ｓ枷ｈｙｄｒａｌｎｉｃ ｃｏＩＭｌｕｃｔｉ订ｔｙ ｄｅｔｅｒｌｎｉｎａｔｉ仰ｉｎ ６ｅｌｄｓ
ＦａＩｌ Ｊｕｎｌ，Ｓｈａｏ Ｍｉｎｇ明１”，Ｗ锄ｇ Ｑｕａｎｊｉｕｌ
（１．Ｎｏｒｔ｝ｎ陀８ｔ Ａ＆Ｆ ＵＩｌｉｖｅ玛ｉｔｙ，Ｓｔａｔｅ Ｋｅｙ ｈｂ鲫ｎｏｒｙ ０ｆ Ｓ０ｉｌ ＥｒｏＢｉｏｎ舳ｄ Ｄｒｙｌ明ｄ Ｆａｒ】【曲ｌｇ伽ｔｌＩｅ ｋｅ鲴Ｐｌ砒ｅ¨，Ｉｎ缸ｔｌｌｔｅ ０ｆ Ｓｏｉｌ锄ｄ Ｗａｔｅｒ Ｃｏｎ鲫Ⅳ“ｏｎ，Ｃｌｌｉｎｅ∞ＡｃａｄｅⅡｌｉｃ ｏｆ ｓｃｉｅｍ髓明ｄ Ｍｉｌｌｉｓｔｒｙ ０ｆ Ｗａｔｅｒ Ｒｅ８删帆档，７１２１００，Ｙ明ｇｌｉＩｌｇ，Ｓｈ删１ｘｉ； ２．Ｉｎ撕ｔＩｌｔｅ ０ｆ Ｇｅｏｇｒａｐｌｌｉｃａｌ Ｓｃｉｅｎｃｅ８卸ｄ ＮａｔＩｌ】ｄ ｍ舯ｕｒｃｅｓ，１００１０１，Ｂｅ巧ｉｎｇ：Ｃｌｌｉ眦）
Ａｂｓ仃ａｃｔ Ｓｏｉｌ ｈｙｄｒａｕｌｉｃ ｃｏｎｄｕｃｔｉｖｉｔｙ ｉｓ ａＩｌ ｉｍｐｏｒｔａＩｌｔ ｆ如ｔｏｒ ｆｏｒ ｄｅｔｅｒＩＩｌｉｎ砒ｉｏｎ ｏｆ ｐｒｏｐｏｒｔｉｏｎ ０ｆ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｉｎ·
ｆｉｈｒａｔｉｏｎ ｔｏ ｍｎｏｆｆ ｉｎ ｓｌｏｐｅ，ａＩｌｄ ｗｈｉｃｈ ｉｓ ａ ｋｅｙ ｐａｒａｍｅｔｅｒ ｉｎ ｓｏｉｌ ｍＤｉｓｔｕｒｅ ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎ ａｎｄ ｓｏｉｌ ｅｍｓｉｏｎ ｍｏｄｅｌｓ．
方程的近似解来处理测井中的稳定流问题∽Ｊ：
２丁ｃ日２Ｋ＋Ｃ丁ｃｒ２Ｋ＋２丌丑簪。＝ＣＱ
（３）
式中：９为稳定入渗率，Ｌ３Ｔ－。；日为水深，Ｌ；ｒ为测
井半径，Ｌ；Ｃ为与日／ｒ相关的量纲一常数。
利用Ｇａｒｄｎｅｒ的≯。与Ｋ（＾）的关系【９０
足（＾）＝Ｋｅｘｐ（口＾）‘
（４）
Ｏ＜ａ＜∞且＿｝ｌ≤０，ａ是ｌｎＫ与＾的斜率，Ｌ－。；Ｋ（危）
可以用来根据盘式入渗仪入渗过程估计土壤导水参
数，根据早期的人渗过程可以计算吸渗率Ｓ。
，（ｆ）＝＆１／２‘
（７）
式中：，（￡）为人渗率，ＬＴ。１；Ｓ为吸渗率，Ｌ／Ｔ∽；ｆ为
时间，Ｔ。对于较长时间的入渗过程有ｗｏｏｄｉｎｇ’ｓ方
程［２７１。
Ｑ＝７ｃｒ３Ｋ。。。ｌ １＋凳Ｉ
（８）
‘
…Ｕ ｏ
式中：Ｋ。。为对应水头下的导水率，ＬＴ。１；Ａ。为大毛
ｄｉｓａｄ咖ｔａｇｅｓ ａｎｄ
ｄｅｔｅ删ｎａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｏｓｅ ｍｅｔｈｏｄｓ ａｒｅ ａ１１ａｌｙｚｅｄ．Ｂ五ｅｆ ａｎｄ ｃｌｉｐｐｉｎｇ ａｐｐａｒａｔｕｓ ｏｆ
ｓｏｉｌ ｈｙｄｒａｕｌｉｃ
ｃｏｎｄｕｃｔｉｖｉｔｙ ｗｏｕｌｄ ｂｅ印ｐｌｉｅｄ ｇｒａｄｕａｌｌｙ，ａＩｌｄ ｔｌｌｅ ｍｅｔｌｌｏｄ ｏｆ ｒｅｄｕｃｉｎｇ ｈｅａｄ ｏｆ ｅＩＩｌｉｔｔｅｒ ｗｏｕｌｄ ｂｅ印ｐｌｉｅｄ诵ｄｅｌｙ
公式的形式，无实际意义。
测定时在２个水头下获得稳定入渗率，代人方 程计算。其优点是快速而简单的测定过程；缺点是
尺寸小，插入环时对土壤的扰动，及沿环壁的边际流 等影响。尽管单环法被认为适合农业土壤导水率的
测定，但是迄今受到很少关注，和其他方法的比较更
少№Ｊ。Ｂａｇａｒｅｌｌｏ比较了单环方法，发现１．５ ａ前安装
Ａ ｇｒｅａｔ ｄｅａｌ ｏｆ ｔｈｅｏｒｉｅｓ ａｎｄ ｍｅｔｈｏｄｓ ａｂｏｕｔ ｉｔ ｗｅｒｅ ｓｔｕｄｉｅｄ ｉｎ ｔｈｅ ｗｏｄｄ．Ｔｈｅ ｔｈｅｏＩｉｅｓ ａｎｄ印ｐｌｉｃ砒ｉｏｎ ａｂｏｕｔ
ｍｅｔｌｌｏｄｓ ｏｆ ｐａｍｍｅｔｅｒ ｄｅｔｅ功＿ｌｉｎａｔｉｏｎ ｏｎ ｓｏｉｌ ｈｙｄＥａｕｌｉｃ ｃｏｎｄｕｃｔｉＶｉｔｙ ｉｎ ｆｉｅｌｄｓ ａｒｅ ｒｅｖｉｅｗｅｄ，ａＩｌｄ ｔｌｌｅ ａｄＶａｎｔａｇｅｓ
将环打人土壤的一定深度，然后在环中加一定 体积的水，测定加水到水渗完的时间，并测定土壤初
始与最后含水量及根据估计的ｄ［１ ０。，基于‰ｅｎ—
Ａｍｐｔ假设的公式计算饱和导水率［１８］。这种方法可 以测定土壤表层导水率，而Ｐｈｉｌｉｐ－Ｄｕｎｎｅ方法测定土 壤导水率并非表层，这对那些土壤质地不均一、分层 明显的土壤会得出不同的结果，同时本方法需要单 独估计口值。
由于双环田间操作较费时费力，于是采用单环 方法，省去双环法的外环，应用公式为№］：
ｇ＝Ｋ（·＋羔）＋嘉 ㈩
Ｇ：０．３１６互＋Ｏ．１８４
（２）
ｒｄ
式中：口为稳定入渗率，ＬＴ－。；Ｋ为田间饱和导水率，
ＬＴ‘１；日为水头高度，Ｌ；ｒｄ为环的半径，Ｌ；≠。为基
质势通量，Ｌ２Ｔ～；＾为环插入地的深度，Ｌ；Ｇ为简化
刻土壤湿润球体的半径，有方程［１４］
７ｃＺＲ（Ｒ—ｒｏ）ｄＲ 哆＋＾ｏ＋７ｃ２／８ Ｒ３一ｒ８，。
８ｒｎＫ
ｄｆ一
△口
一
３ｉ
、”，
初始条件为Ｒ（Ｏ）＝ｒｏ；９为湿润锋吸力，Ｌ；△ｐ为 初始与最后含水量差值，Ｌ３Ｌ～。方程可以积分得到 湿润球体半径与水深危的关系，用ｔｍｅｄ和￡。。与土 壤前后的体积含水量计算饱和导水率与湿润锋吸 力［１引。这种方法由于非常简单，用水少，现在国外 已有较多应用［１５。１ ７｜。尽管测定结果变异程度较大， 但是测定快速简单，可以进行更多的测定重复，提高 结果的可信度。 ２．２简单降水头方法
为非饱和导水率，ＬＴ＿。；＾为水头高度，Ｌ。Ｒｅｙｎｏｌｄｓ 等得到以下关系哺Ｊ：
Ｋ／≯。＝口
（５）
在田间测定时２种方法可以采用，即单水头法
和多水头法，多水头法是同时测定２个或多个水深
下的稳定入渗率，求解式（３）得到田间饱和导水率与
基值势通量。Ｅｌｒｉｃｋ和Ｒｅｙｎｏｌｄｓ认为本方法假设达
到稳定入渗率的２个土壤湿润球体是均一的，在田
２００６年４月 ４（２）：１１４—１１９
中国水土保持科学 ｓｃｉｅｎｃｅ ｏｆ ｓｏｉｌ肌ｄ Ｗａｔｅｒ Ｃｏｎｓｅｎｒ“ｏｎ
Ｖ０１．４ Ｎｏ．２ Ａｐｒ．２００６
田间测定土壤导水率的方法研究进展
樊军１，邵明安１，甜，王全九１
（１．西北农林科技大学，中国科学院水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室， ７１２１００，陕西杨凌；２．中国科学院地理科学与资源研究所，１００１０１，北京）
土壤导水率受土壤特性的影响，也与水本身的 性质有关。影响导水率的土壤性质是孔隙的几何形
状，即总孔隙度、孔隙大小分布及弯曲度。土壤饱和 导水率是土壤中的孔隙全部被水充满，土壤水分连 续性最好，基质势为零，如果不考虑溶质势和温度 势，饱和土壤具有两种势的作用即压力势与重力势， 且这种势的梯度为正，在土壤结构和质地不变情况 下是一个定值；但是，非饱和土壤水受负基质势、重 力势的作用，往往负基质势起主导作用，非饱和土壤 导水率是土壤含水量或吸力的函数ｕ Ｊ。因为田问土
ｐｏｒｔａｂｌｅ印ｐ眦ｔｕｓ，ｔｈｅ ｂｅｃａｕｓｅ ０ｆ ｓａ、ｒｉｎｇ ｗａｔｅｒ ａｎｄ ｄｅｔｅｎｎｉｎａｔｉｏｎ ｓｐｅｅｄｉｎｅｓｓ．Ｄｉｓｃ ｉⅢｉｌｔｒｏＩｎｅｔｅｒ ｉｓ ａ
Ｉｎｏｒｅ ｉｎ—
ｆｏｍａｔｉｏｎ ａｎｄ ｄａｔａ ｃ叫ｌｄ ｂｅ ｓｅｌｅｃｔｅｄ ｂｙ ｗＩｌｉｃｈ，ａｎｄ ｗｈｉｃｈ ｃｏｕｌｄ ｂｅ ｕｓｅｄ ｉｎ ｄｅｔｅＨＩｌｉｎａｔｉｏｎ《ｓｏｉｌ ｈｙｄｒａｕｌｉｃ ｃｏｎ—
具有内径ｒ０的透明塑料管，垂直埋人土壤一定 深度，内部充满水到危。（￡＝０），人渗过程中记下人 渗到（１／２）＾。与管中水全部入渗完的时间，入渗前 后测定土壤水分含量，即可计算土壤饱和入渗 率［１ ３｜。
为了计算饱和导水率，Ｐｈｉｌｉｐ通过将圆形供水面
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中国水土保持科学
２００６年
简化为等面积的球形，ｒｏ＝ｒｆ，如果Ｒ＝Ｒ（ｆ）是ｆ时
３盘式入渗仪
盘式入渗仪被用来测定土壤接近饱和时的导水
率［１９啦］、土壤吸水率［２１｜、两区模型的参数［２２］及导水
孔隙度［２３谢］。由于盘式入渗仪测定导水率快速简
单，因此，越来越多的研究者用它来研究土壤表层导
水率的空间变异性［１７，蚓。【Ｄｇｓｄｏｎ等认为研究空间
变异时采用较小的盘径更为合适［蚓。有很多方法
环的测定结果比测定时安装环的结果高１．８—３．５
万方数据
倍，相对湿的土壤结果的变异更大一些，显然环的打
入扰动了土壤，而１．５ ａ前打人环的土壤结构有一个
恢复过程［７］。单环方法可以快速测定土壤表层的导
水率，也可以应用于坡地土壤导水率的测定。
１．２圭夫仪法
Ｇｕｅｌｐｈ人渗仪法可利用Ｒｅｙｎｏｌｄｓ等对Ｒｉｃｈａｒｄｓ
１恒定水头入渗
这种方法是在一定的土壤接触面根据马氏瓶原 理保持恒定水头入渗，直到达到稳定（或接近稳定） 人渗率，根据理论公式进行计算。双环法是最传统 的测定方法之一，国内也有广泛应用Ｈ吲。由２个 不同直径的内外金属环组成，实验时将两个同心环 打入土壤一定深度，然后给２环供水，根据供水量与 时间计算入渗能力，这个方法费力费时，且很难应用 于坡地上；因此，在坡地水循环与土壤侵蚀研究中， 寻求合适的方法来测定坡地土壤导水率一直受到研 究者的重视。 １．１单环入渗法
利亚等国家应用较多，我国已有一些应用［１１。１２］。
２降水头入渗法
无论单环方法、双环方法还是Ｇｕｅｌｐｈ仪方法测 定都需要达到稳定入渗状态，这在导水率较低的土 壤需要很长的时间，在导水率高的土壤需要大量的 水来达到稳定入渗率，于是研究者寻求在短时间、少 量水的情况下测定土壤的导水率，降水头方法就是 此类方法。 ２．１ ｎ曲ｐ－Ｄ咖ｍ入渗仪