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。邓西民等[7]在实验室对北京壤质黏土犁底层原状土柱进行模拟冻融处理，观测冻融对其容重、孔隙度、导水率的影响。研究结
果表明，冻融处理后犁底层土壤饱和导水率提高
1.4~7.7倍；Larson研究表明冻融会改变土壤结构、构造和其他物理形状，对土壤饱和导水率由增加的作用。秦耀东等[8]对土壤中大孔隙流进行研究，并用一种简单的方法对土壤内的大孔隙和中小孔隙的饱和导水率进行分析，结果表明，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，也就是在其质域范围内，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；陈风琴等研究了缙云山常绿阔叶林下土壤饱和导水率和土壤大孔隙的关系，结果表明，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。
2 材料与方法
2.1 研究区概况
气候特征：邵阳市位于湖南省西南部，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，四季分明，气候温和，夏少酷热，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。境内年平均气温16. 1~17. 1C，无霜期272~304天，日照1347.3~1615.3小时，降水量1218.5~1473.5毫米；雨水大多集中在4~6月，易遇夏秋连旱。
地貌地势：邵阳市属江南丘陵大地形区。地形地势的基本特点是：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。邵阳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。邵阳境内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。最高峰为城步苗族自治县东部二宝顶，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%。境内溪河密布，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，流域面积遍及市辖9县3区。巫水源出城步，横贯绥宁，西入沅江，为境内西南部的主要水道。
生物资源：邵阳位于南岭山脉、雪峰山脉与云贵高原余脉三大植物区系交会地带，是湖南四大林区之一。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。邵阳市植物种类多达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
本次试验共在邵阳市七里坪邵阳学院周边典型坡地(50m×360m)范围进行网格(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。采样点的基本情况如下:
一号点：经纬度27°11.494N，111°26.749E；高程为350m±4m 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0—10cm，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27°11.438N，111°26.687E；高程330±3m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27°11.409N，111°26.652E；高程310±3m；坡向为SW210°环刀编号 5、6；土壤类型为红壤，半腐殖质层厚度
为1cm，采样深度为0—8cm，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27°11.398N，111°26.578E；高程 290 ±3m；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0—4cm根系较多，土质疏松，采样深度为7—13cm。采样
时间为2012年4月1日16：00。
五号点：经纬度27°11.220N，111°26.620E；高程270±3m；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4—9cm，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27°13.219N，111°25.408E；高程230±4m；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0—10cm，10cm—20cm；
第一个样（环刀11号）4—10cm 土壤黏性较大。第二个样（环
刀12号）15—20cm表层与下层无区别，20cm内质地均一，没
有挖到沙粒石层。
采样时间2012年4月3日15：50。
七号点：经纬度27°13.232N，111°25.409E；高程210±3m；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4—10cm 环刀14采样深度14—20cm；采样时间 2012年4月3日16：
00。
八号点：经纬度327°10.713N，111°25.92E；高程250±4m；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0—10cm，10—20cm，20—30cm；环刀15、16采样
深度2—8cm；采样时间 2012年4月5日16:00。
2.3 室内分析
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0～30cm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,带回室内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内为退耕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,所处区域20d内无降雨记录,因而土壤含水量较低。实验样本采集完毕后我们将其带回邵阳学院城市建设系土壤实验室进行进一步的分析。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净水，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净水。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始用秒表计时，每隔5秒更换漏斗下的烧杯（间隔时间短的，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：
)
1(t ????????????????????=h S L Q K 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 （2cm ）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，2cm ； 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、结构、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 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，2cm ）取值为202cm ；本次试验的土样分析与
测定均是在邵阳学院城市建设系土壤实验室完成。
3 结果与分析
3.1 时间间隔和质量差的测定
将实验样本带回邵阳学院城市建设系土壤实验室，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
1
2
3 4 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
5
11.21
5
19.86
5
79.79
10 1.95 5 10.98 5 20.17 5 79.39 10 2.07 5 10.76 5 20.01 5 79.68 10 1.99 5 10.9 5 19.45 5 79.72 10 2.07 5 10.45 5 19.52 5 80.27 10 2.09 5 10.53 5 19.93 5 80.59 10 1.98 5 10.28 5 19.67 5 80.85 10 1.97 5 10.27 5 19.90 5 81.2 10 1.88 5 10.22 5 19.44 5 81.81 10 1.89 5 10.33 5 19.41 5 82.25 10 1.82 5 10.34 5 19.40 5 80.88
表1-2 时间差与质量差测量数据
5 6 7 8
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)
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 4.3
6 5 78.08 5 65.33 5 46.98 5 4.34 5 78.0
7 5 64.55
表1-3 时间差与质量差测量数据
9 10 11 12
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)
5 187.55 5 132.1
6 5 2.9
7 5 4.15 5 185.4 5 128.5
8 5 2.98 5 4.12 5 183.5
9 5 126.36 5 3.05 5 4.02 5 182.66 5 124.16 5 2.95 5 3.79 5 181.23 5 122.19 5 2.86 5 3.74 5 180.3 5 143.57 5 3.03 5 3.71 5 180.11 5 145.55 5 3.19 5 3.5 5 180.13 5 143.44 5 3.2 5 3.5 5 180.09 5 145.88 5 3.17 5 3.48 5 181.01 5 146.45 5 3.19 5 4.15 5 180.98 5 146.13 5 3.18 5 4.12
表1-4 时间质量差与质量差测量数据
13 14 15 16
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 1.57 5 20.24 5 32.51 5 47.12 10 1.55 5 20.02 5 31.34 5 45.69 10 1.53 5 19.46 5 30.59 5 44.49 10 1.53 5 18.46 5 30.45 5 43.17 10 1.55 5 18.5 5 28.4 5 42.42
10 1.55 5 18.26 5 28.18 5 41.41
10 1.33 5 17.96 5 27.94 5 40.58
10 1.35 5 18.05 5 27.55 5 39.45
10 1.34 5 17.61 5 27.48 5 38.75
10 1.4 5 17.52 5 27.14 5 37.95
10 1.39 5 17.72 5 27.02 5 37.21
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行整合得出质量差
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。
为保证实验的精确性，在饱和导水率的计算过程中要使用达到稳定的数据进行计算（单位时间内渗出水量相等为止），所以在表1-1到表1-4中要选择相对稳定的数据进行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11.21-10.28之间的数据；3号样本采取的数据为19.86-19.67之间的数据；4号样本采取的数据为79.79-80.85之间的数据；5号样本数据基本稳定，所以全部采用；6号样本数据基本稳定，因此全部采用；7号样本数据基本稳定，因此全部采用；8号样本采取的数据为66.22-65.33之间的数据；9号样本采用的是数据为187.55-180.30之间的数据；10号样本采用的数据为132.16-122.19之间的数据；11号样本所有数据基本稳定，因此全部采用；12号样本采用的数据为4.15-3.48之间的数据；13号样本所有数据基本稳定，因此全部采用；14号样本采用的数据为
18.46-17.72之间的数据；15号样本采用数据为28.40-27.02之间的数据；16号样本数据基本稳定，因此全部采用。
数据采集完毕后将稳定数据带入公式（1）中进行土壤饱和导水率的计
算，算得数据如下表：
表2各样本土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
350m
1.3662 0.2542
2 1.4141 0.5961
二号点3
330m
1.2221 0.5851 4 1.2309
2.9374
三号点5
310m
1.3489 1.6793 6 1.4024 0.1642
四号点7
290m
1.0778 3.2881 8 1.0778 3.2891
五号点
9
270m
1.0837 7.0561 10 1.1195 3.9590
六号点11
230m
1.2359 0.1250 12 1.2008 0.0001
七号点13
210m
1.0462 0.0292 14 0.9783 0.7504
八号点15
250m
0.8788 0.9223 16 0.8875 0.3674
测得样本土壤饱和导水率后，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 350m 1.3901 0.4252
二号点 330m 1.2265 1.7612
三号点 310m 1.3757 0.9218
四号点 290m 1.0778 3.2885
五号点 270m 1.1016 5.5076
六号点 230m 1.2184 0.0626
七号点 210m 1.0123 0.3898
八号点 250m 0.8832 0.6440
3.3 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行一次相关系数的比较分析。
首先进行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)
350 0.4252
330 1.7612
310 0.9218
290 3.2885
270 5.5076
230 0.0626
210 0.3898 250
0.6449
图1 高程和土壤饱和导水率对比分析曲线图
由表1-4和图1的对比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：
5
7.13.3789177.351729.00005.079.6101.423456+-+-+--+--=x x x x x x y
注：关系式中x 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：R 2
=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行了相关系数的分析，具体内容如表4-2和图2：
表4-2 土壤容重和饱和导水率
土壤容重(g/cm 3
) 土壤饱和导水率(cm/s) 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对比分析曲线图
由表4-2和图2的相关性对比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:
y2-
.
+
-
=x
x
33
.
328
39
501
74
.
124
计算得出;R2=0.2792;式中x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：
我们对邵阳市邵阳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行测定。期间在邵阳市七里坪邵阳学院周边典型坡地(50 m×360m)范围进行网格(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，带回邵阳学院城市建设系土壤实验室进行饱和导水率的测定分析。本次试验我们通过渗透筒法，测量了邵阳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，结果表明低山林地不同海拔高度表层土壤饱和导水率的变化范围为0.06255-5.5075815cm/s
,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:
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[2] 刘洪禄、杨培岭等.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的研究[J].灌溉排水学报，2001，18(3)：19-22
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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。然后将接合的环刀放到漏斗上，漏斗下面用100mL烧杯承接。 ?4.3????向上面的空环刀中加水，水面比环刀口低1mm，水层厚5cm。??? 4.4????加水后，自漏斗下面滴下第一滴水时用秒表计时，每隔1、2、3、5、10……tnmin更换漏斗下的烧杯（间隔时间的长短，视渗透快慢而定），并分别用100mL或10mL量筒计量渗出水量Q1、Q2、Q3……Qn。每更换一次烧杯，要将上面环刀水面加至原来高度，并用温度计记录水温。??? 4.5????试验一般持续时间约1h才开始稳定。如果仍不稳定，应继续延长时间直到单位时间内渗出水量相等时为止。 5．计算结果 5.1渗出水总量按式（2）计算： (2) 式中：? Q——渗出水总量，mm；? Q1、Q2、Q3……Qn——每次渗出水量，mL，即cm3；? S——渗透筒的横截面积，cm2； 10——由cm换算成mm所乘倍数。 5.2 渗透速度按式（3）计算： (3) ?式（3）中：?
FHZDZTR0020 土壤 饱和导水率（渗透系数）的测定 渗透筒法 F-HZ-DZ-TR-0020 土壤—饱和导水率（渗透系数）的测定—渗透筒法 1 范围 本方法适用于田间土壤饱和导水率（渗透系数）的测定。 2 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，土壤的饱和导水率（渗透系数）是根据达西（H. Darcy ）定律： K =h t S L Q ×××……（1） 式（1）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 （cm 2）的水量，mL ； L ——饱和土层厚度，渗透经过的距离，cm ； S ——渗透筒的横截面积，cm 2； 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）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。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。 图1 渗透筒Q =K ×S ×t ×h /L 3 仪器 3.1 渗透筒（图1）。 3.2 量筒，500mL 。 3.3 烧杯，400mL 。 3.4 漏斗。 3.5 秒表。 3.6 温度计。 4 操作步骤 4.1 测定深度：根据土壤发生层次（A 、B 、C ）进行测定，每一层次要重复 测定5次。 A 层测定主要用作设计防止土壤侵蚀的措施及制定灌溉制度。 B 层测定用作设计防止土壤侵蚀的措施及预测该层土壤水分可能停滞的 情况，鉴定该层的坚实度和碱化度，并可鉴定该层是否适于作临时灌溉和固 定灌溉渠槽。 C 层测定结果可以提供土壤保水情况及鉴定是否可以作为大型灌溉渠 道、渠槽的资料。 4.2 在选定的试验地上，用渗透筒采取原状土，取土深度为10cm ，将垫有滤 纸的底筛网盖好，带回室内待测定。 4.3 将渗透筒浸入水中，注意水面不要超过土柱。一般砂土浸4h~6h ，壤土浸8h~12h ，粘土浸24h 。 4.4 在预定时间将渗透筒取出，挂在适当位置，待重力水滴完后装上漏斗，漏斗下接一烧杯。
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).
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。邓西民等[7]在实验室对北京壤质黏土犁底层原状土柱进行模拟冻融处理，观测冻融对其容重、孔隙度、导水率的影响。研究结
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。 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。然后将接合的环刀放到漏斗上，漏斗下面用100mL烧杯承接。 4.3向上面的空环刀中加水，水面比环刀口低1mm，水层厚5cm。 4.4?加水后，自漏斗下面滴下第一滴水时用秒表计时，每隔1、2、3、5、10……tnmin更换漏斗下的烧杯（间隔时间的长短，视渗透快慢而定），并分别用100mL或10mL量筒计量渗出水量Q1、Q2、Q3……Qn。每更换一次烧杯，要将上面环刀水面加至原来高度，并用温度计记录水温。 4.5?试验一般持续时间约1h才开始稳定。如果仍不稳定，应继续延长时间直到单位时间内渗出水量相等时为止。 5．计算结果 5.1渗出水总量按式（2）计算： K=(Q1+Q2+Q3+?+Qn)×10 (2) S 式中： Q——渗出水总量，mm；
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 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。 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。然后将接合的环刀放到漏斗上，漏斗下面用100mL烧杯承接。 向上面的空环刀中加水，水面比环刀口低1mm，水层厚5cm。 加水后，自漏斗下面滴下第一滴水时用秒表计时，每隔1、2、3、5、10……tnmin更换漏斗下的烧杯（间隔时间的长短，视渗透快慢而定），并分别用100mL 或10mL量筒计量渗出水量Q1、Q2、Q3……Qn。每更换一次烧杯，要将上面环刀水面加至原来高度，并用温度计记录水温。 试验一般持续时间约1h才开始稳定。如果仍不稳定，应继续延长时间直到单位时间内渗出水量相等时为止。
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。 4.4 用水位电测计准确测量集水圆筒内、外的水头差。再用温度计测量水温。
FHZDZTR0021 土壤饱和导水率（渗透系数）的测定环刀法 F-HZ-DZ-TR-0021 土壤—饱和导水率（渗透系数）的测定—环刀法 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 用环刀取原状土样，浸水后，在单位水压梯度下，根据达西定律，求得通过垂直于水流方向的单位土壤截面积的水流速度，称为土壤的饱和导水率或渗透系数。 3 仪器 3.1 环刀，容积100 cm3或200cm 3。 3.2 量筒，100mL 、10mL 。 3.3 烧杯，100mL 。 3.4 漏斗。 3.5 秒表。 3.6 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。然后将接合的环刀放到漏斗上，漏斗下面用100mL 烧杯承接。 4.3 向上面的空环刀中加水，水面比环刀口低1mm ，水层厚5cm 。 4.4 加水后，自漏斗下面滴下第一滴水时用秒表计时，每隔1、2、3、5、10……t n min 更换漏斗下的烧杯（间隔时间的长短，视渗透快慢而定），并分别用100mL 或10mL 量筒计量渗出水量Q 1、Q 2、Q 3……Q n 。每更换一次烧杯，要将上面环刀水面加至原来高度，并用温度计记录水温。 4.5 试验一般持续时间约1h 才开始稳定。如果仍不稳定，应继续延长时间直到单位时间内渗出水量相等时为止。 5 结果计算 5.1 渗出水总量按式（1）计算： Q =S Q Q Q Q n 10 (321×+++L L ……（1）式（1）中： Q ——渗出水总量，mm ； Q 1、Q 2、Q 3……Q n ——每次渗出水量，mL ，即cm 3； S ——环刀横截面积，cm 2； 10——由cm 换算成mm 所乘倍数。 5.2 渗透速度按式（2）计算： V = S t Q n n ××10……（2）式（2）中： V ——渗透速度，mm/min；
土壤饱和导水率测定环 刀法 Document serial number【UU89WT-UU98YT-UU8CB-UUUT-UUT108】
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 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。 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。然后将接合的环刀放到漏斗上，漏斗下面用100mL烧杯承接。 向上面的空环刀中加水，水面比环刀口低1mm，水层厚5cm。 加水后，自漏斗下面滴下第一滴水时用秒表计时，每隔1、2、3、5、10……tnmin更换漏斗下的烧杯（间隔时间的长短，视渗透快慢而定），并分别用 100mL或10mL量筒计量渗出水量Q1、Q2、Q3……Qn。每更换一次烧杯，要将上面环刀水面加至原来高度，并用温度计记录水温。 试验一般持续时间约1h才开始稳定。如果仍不稳定，应继续延长时间直到单位时间内渗出水量相等时为止。
第20卷第6期2006年12月 水土保持学报 Jour nal of Soil and Water Co nser vation V ol.20N o.6 D ec.,2006 土石混合介质饱和导水率的研究X 周蓓蓓1,2,邵明安1,2,* (1.西北农林科技大学资源环境学院,陕西杨陵712100; 2.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,陕西杨陵712100) 摘要:采用恒定水头法对土石混合介质的饱和导水率进行测定,分析不同碎石含量及碎石直径对饱和导水率的 影响,同时利用实测值对Peck-W atson及Bo uw er-R ice两个传统估算方程的估测精度进行比较。结果表明:(1)饱 和导水率随碎石含量先增大后减小,且两者呈二项式关系;(2)饱和导水率随碎石直径增大而减小,两者呈幂函数 关系;(3)碎石直径介于1.0～5.0cm时,Bouw er-Rice和P eck-W atso n方程对饱和导水率的估算结果均大于实测 值。 关键词:碎石直径; 碎石含量; P eck-W atso n方程; Bouw er-Rice方程 中图分类号:S152.7 文献标识码:A 文章编号:1009-2242(2006)06-0062-05 Study on S aturated Hydraulic Conductivity of Soil S tone Mixtures ZHOU Bei-bei1,2,SHAO M ing-an1,2,* (1.College of Resources and Environment,N or thw est Sci-T ech U niv er sity of A gr icultur e and For estr y,Y ang ling,Shaanx i712100; 2.State K ey Labor ator y of Soil Er osion and D r y land Far ming on the L oess Plateau,I nstitute of Soil and W ater Conserv ation, Chinese A cademy of Science and M inistr y of W ater Resour ces,Y ang ling,S haanx i712100) Abstract:Based on the experim ent of the constant head method for saturated hydraulic conductivity,the effects of soil-stone ratios and stone sizes on K s w ere studied.Meanw hile,we calculated the K s w ith Peck-Watson and Bouw er-Rice equations respectively,then compared the results with the m easured data.The results show that:K s firstly decreases with the increases of the stone contents,and then increases.The relation betw een them follows binomial function;K s decreases w ith the increases of the mean diam eters of the stones;the relation betw een them follow s index function.T he values calculated by the equation of Peck-Watson and Bouw er-Rice are m uch g reater than measured data w hen the stone sizes are betw een1.0～5.0cm. Key words:stone sizes; stone contents; Peck-Watson equation; Bouw er-Rice equation 在计算土壤剖面水的通量及灌溉、排水系统工程中,饱和导水率是一个重要的参数[1,2,3]。目前,国内众多学者已经就饱和导水率进行了大量的研究,主要集中在直径小于2m m的土样[4,5,6]。事实上,进行水利工程的河道或土壤由于搬运和沉积作用经常含有不同含量及直径的碎石。碎石的存在改变了土壤水分的运动通道和过水断面,理论上土石混合介质的水分运移过程较均质土壤更为复杂。针对这一状况,国内学者根据土石混合介质基本物理性质,如容重、孔隙度、水分含量等对混合介质的饱和导水率进行了研究,其中作为重要影响因素之一的碎石含量逐渐受到人们的重视。Petersen(1968)年曾指出,碎石含量较其他影响因素更能影响土壤水分特性[6]。然而因为取样土壤的空间变异性及碎石含量、物理性质的差异性使所得结果不一致,甚至相互矛盾。Peck和Watson(1979)首先利用互不发生反应的球型介质对饱和导水率进行分析,发现随碎石含量增加饱和导水率逐渐减小[7]。吕国安等(2000)研究表明,碎石含量较多的偏壤土饱和导水率较小[3]。Sauer和Logsdon (2002)利用单环和盘式入渗仪测定了碎石岩石土壤的导水能力,结果表明饱和导水率随碎石含量的增加而增加[9]。同时对于碎石直径对饱和导水率影响的研究较少。由于混合介质需要较长时间才能达到稳定水流状态,费时耗力。因此,国外学者们提出了针对混和介质饱和导水率估算的研究理论,其中Peck和Watson(1976)推出了以碎石体积百分比估算饱和导水率的方程,Bouw er和Rice(1984)提出了利用孔隙比估算饱和导水率的Bouw er-Rice方程[10],使饱和导水率的试验研究简单化,但其估算结果精确性尚不清楚。 因此,本文以土石混合介质为研究对象,旨从试验上综合地揭示碎石含量及直径对土石混合介质饱和导水率的影响,为进一步开展土石混合介质水分养分运移的深入研究提供参考。同时,利用Peck-Watson方程及 X收稿日期:2006-06-08 *通讯作者 基金项目:国家自然科学基金资助项目(50479063,40025106和90102012) 作者简介:周蓓蓓,女,生于1982年,博土研究生。研究方向为农业生态学。