土壤非饱和导水率模型中参数的敏感性分析

非饱和土水特征曲线模型参数反演辨识研究随着城市化进程的加快，土地利用和建设活动频繁进行，土壤水分特征曲线的研究与应用已受到广泛关注。

非饱和土水特征曲线是描述土壤水分状态的重要工具，它包括入渗、渗透性、蒸发等诸多过程，对于地下水资源管理、土地利用规划以及水文模型等方面都具有重要的意义。

本文旨在研究非饱和土水特征曲线模型参数反演辨识方法，并探究其应用。

1、非饱和土水分特性与特征曲线土壤由颗粒、孔隙和土壤水三部分构成，其水分状态由干燥到饱和分别分为三部分，分别为毛细吸附水、重力排水水和流失水。

非饱和土指含有干燥状态和毛细吸附水的土壤。

非饱和土水分特性曲线（Water Retention Curve, WRC）是描述非饱和土体含水量与土壤水势之间关系的重要工具。

WRC曲线反映了非饱和土结构、类型、饱和度等因素的相互作用对水分含量及其对应水势的影响，也是研究非饱和土水力学性质的基础。

非饱和土水分特征曲线模型是通过实验或模拟建立非饱和土水分含量与水势关系的数学模型，常见的模型有van Genuchten模型、Brooks-Corey模型和Kosugi模型等。

其中van Genuchten模型是较为常用的一种模型，它可以描述土壤水分与土壤饱和度之间的关系，并被广泛应用于土壤水分运移方面的研究。

非饱和土水分特征曲线模型的参数反演是指通过对非饱和土的实测数据进行计算，反演得到最适合该土壤的模型参数。

非饱和土水分特征曲线模型参数反演可以采用多种方法，主要包括试错法、梯度法、最小二乘法、马尔可夫蒙特卡罗模拟等。

试错法是一种传统的方法，通过不断调整模型参数，使模型拟合效果不断提高；梯度法是一种基于函数变化率的优化方法，利用曲线斜率信息寻找最佳模型参数值；最小二乘法是利用误差平方和最小的原则进行拟合，可以求出最小二乘解；马尔可夫蒙特卡罗模拟是利用随机梯度法结合马尔可夫链的方法，能够在全局搜索中找到较好的参数。

这些方法各有优劣，选择适合自己的方法可以更好地实现非饱和土水分特征曲线模型的参数反演辨识。

土壤非饱和导水率的测定
土壤非饱和导水率是衡量土壤比重、结构、养分供应和土壤水分持有能力的重要指标之一，在土壤农业工程中被广泛应用，对控制土地利用管理和水分循率利用有重要的意义。

土壤非饱和导水率的测定，可以把流压力用简单的比值表示，从而清楚地反映土壤含水量、比重和水分流失等指标。

土壤非饱和导水率的测定是以水分来调控土壤饱和状态，以产生一定的水压力。

测试采用抵抗率法，在样品移至不同水压力下，将其通过抵抗率补偿过程进行计算，以确定样品的渗透系数。

此外，在土壤非饱和导水率的测定中，空气压力也是一个重要的影响因素。

当湖水的空气压力发生改变时，将产生不同的土壤水分流失，影响其浸渍率，从而影响导水率测量结果。

总之，土壤非饱和导水率的测定，涉及多个元素，影响重要，精准度较高。

因此，测试时，应当掌握各个元素的误差，以确保精准的测试结果。

土壤非饱和导水率模型中参数的敏感性分析李　毅1,2,邵明安1,2,王文焰3,王全九3(1.中国科学院地理科学与资源研究所,北京　100101;2.中国科学院水利部水土保持研究所,陕西杨凌　712100;3.西安理工大学水资源研究所,陕西西安　710048)摘要:针对邵明安根据再分布过程得出的非饱和导水率模型,对其中参数的敏感性进行分析,通过实测资料计算非饱和导水率对不同参数的敏感度,对比参数对非饱和导水率的影响程度。

研究表明采用线性关系表示土壤湿润剖面的平均湿度和湿润锋处湿度之间的关系时,非饱和导水率对参数的敏感性比其他参数高得多。

关　键　词:土壤;非饱和导水率模型;敏感性分析;参数中图分类号:S152 文献标识码:A 文章编号:1001-6791(2003)05-593-05收稿日期:2002-06-10;修订日期:2002-10-20基金项目:国家自然科学基金重大研究计划(90102012);国家杰出青年科学基金资助项目(40025106);黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室基金资助项目(10501)作者简介:李　毅(1974-),女,陕西武功人,中国科学院地理科学与资源研究所博士后。

主要从事微观水土过程的研究。

E -mail :liyimm @土壤导水参数的推求目前已有不少方法,用入渗、蒸发及再分布过程均可求得土壤导水参数[1～4]。

邵明安[3]忽略滞后效应,假定土壤湿润剖面的平均湿度和湿润锋处湿度之间存在某种确定的函数关系且土壤水分运动参数只是含水率的函数,推求了垂直一维和水平一维再分布条件下的导水率函数。

经过不同非饱和导水率测定方法的对比,证明该方法不但具有一定的理论性,而且有较高的准确度,测定的范围也较宽[4]。

垂直一维再分布条件下的邵明安导水率模型表示为[3]k (θ)=-ΔθC (θ)V zθ z-C (θ)(1)图1　非饱和导水率的比较Fig .1Comparison of k (θ)邵明安采用3种函数形式表示了土壤湿润剖面的平均湿度和湿润锋处湿度之间的关系。

土壤水分运动参数研究摘要求解非饱和土壤水分运动方程进而预报非饱和土壤水分运动，必须首先获得土壤水分运动参数。

参数的准确性决定于与这些参数相关的水分运动模型的可靠性。

介绍了土壤水分入渗模型，概括了描述土壤水分运动的基本参数：土壤导水率（K）、土壤水分扩散率（D）、土壤比水容重（C）即水分特征曲线等。

其中水分特征曲线被认为是土壤最基本的导水参数之一。

关键词土壤水分运动；基本参数；水分特征曲线1土壤水分入渗模型研究1.1水分运动基本方程Darcy（1856）通过饱和砂层的渗透试验，得出通量q 和水力梯度成正比，即达西定律：q=Ks ΔH/L，式中，L为渗流路径的直线长度，H为总水头，ΔH为渗流路径始末断面总水头差，ΔH/L是相应的水力梯度，Ks为饱和导水率。

Richards（1931）将达西定律引入非饱和土壤水流动，表示为：q=-K（Ψm）?塄Ψ或q=-K（θ）?塄Ψ，式中，K（θ）为非饱和导水率，?塄Ψ为总水势梯度。

它成为研究非饱和土壤水流动的基本定律。

达西定律是多孔介质中液体流动所应满足的运动方程，质量守恒是物质运动和变化普遍遵循的基本原理，将质量守恒原理具体应用在多孔介质中的液体流动即为连续方程。

将土壤视为一种固相骨架不变形、各向同性的多由于滞后作用，基质势Ψm 和土壤含水量θ不是单值函数，土壤吸湿过程和脱湿过程不同，Richards 基本方程只用于吸湿和脱湿的单一过程。

运用上述基本方程解决实际问题时，根据实际情况的不同及求解方便，基本方程可以有多种形式：（1）以基质势Ψm为因变量的基本方程。

非饱和土壤导水率K 和比水容量C 均可表示为土壤含水量θ的函数K（θ）（2）以土壤含水量θ为因变量的基本方程。

非饱和土壤水分扩散率D（θ）定义为非饱和土壤导水率K（θ）和比水水分运动参数，用解析或数值方法对基本方程求解，就可得到土壤含水量θ或基质势Ψm 的空间分布及随时间的变化，即水分运动模型。

1.2Green-Ampt（1911）模型Green-Ampt模型研究初始干燥土壤在薄层积水条件下入渗问题。

非饱和土水特征曲线的温度效应非饱和土水特征曲线是描述土壤水分保持性能的一种重要参数，其受到许多因素的影响，其中之一就是温度。

本文将从理论和实验两个方面探讨非饱和土水特征曲线的温度效应。

一、理论分析1. 水分吸附理论根据传统的水分吸附理论，土壤中的吸附水分主要是通过毛细力保持的。

而随着温度的升高，土壤的毛细力会降低，从而使得土壤的水分保持力下降。

因此，非饱和土水特征曲线在较高温度下应向右上方移动，即水分保持力降低，导致土壤的蓄水能力增加。

2. 细观结构理论温度对土壤颗粒间的吸附力也有一定影响。

在较高温度下，土壤颗粒的活动性增加，其间的吸附力会减小，导致水分在土壤颗粒间的持续力减小。

这将导致非饱和土水特征曲线的斜率变大，即水分吸附速度加快。

3. 降雨入渗理论温度对土壤的水分入渗也有一定的影响。

较高温度下，土壤颗粒活动性增加，土壤颗粒之间间隙增大，导致土壤的孔隙率增大。

这将使得土壤的渗透能力增强，降雨入渗速度加快。

因此，较高温度下，非饱和土水特征曲线的渗透能力增强。

二、实验研究1. 室内试验通过控制温度，利用室内试验研究土壤水分特征曲线的温度效应。

实验发现，在较高温度下，土壤的持水能力增强，饱和含水量增加，临界含水量减小，且曲线的斜率增大。

这与理论分析的结果相吻合。

2. 田间试验在野外具有不同温度条件的地区进行试验研究，结果表明，温度的升高会增加土壤的渗透能力，加快降雨入渗速度。

这意味着在较高温度下，土壤的蓄水能力增加，同时水分在土壤中的运动速度也加快。

三、结论和意义温度对非饱和土水特征曲线有显著的影响，其主要表现在土壤的水分保持力、渗透能力和输送速度等方面。

在较高温度下，土壤的蓄水能力增强，水分保持力下降，同时水分在土壤中的渗透速度加快。

这对于土壤保持水分平衡、提高土壤的水资源利用率具有重要意义。

此外，温度对非饱和土水特征曲线的温度效应也可以用于农业生产中的灌溉管理。

在温度较高的地区，可以通过增加灌溉量、降低灌溉频率等方式，使土壤的蓄水能力增加，提高灌溉效果。

土壤非饱和导水率机理的探讨暖,F7J劈班璺蟮水利{未1994年12月SHUILIXUEBAO第12期土壤非饱和导水率机理的探讨王印杰王玉珉—西石广一提要/YO?本文从土壤微观结构的统计学角度出发,提出各向均一土壤孔径统计分布曲线的幂函数表达式.由此论证了土壤非饱和导水率随含水率而变的统计特征和物理机理,导出了相应函数关系.用文献【1]提供的萨疵(sarpy)壤土和吉~(Geary)粉壤土实验成果,对上述关系做了验证关蝴土壤物理学,非饱和水分运动,土壤孔径级配,统计分布,土壤导水率’农业灌溉,土壤物理,水利工程和水文产流计算等应用和研究领域,都需要知道非饱和土壤水分运动的规律,1931年理查兹(Richards)用实验证明:土壤非饱和渗流仍符合达西(Darcy)定律,并导出理查兹方程1948年蔡尔兹(Chitds>和乔治(G~orge)引入扩散率,使理查兹方程具有了扩散方程的形式:’:旦fD(们]一—aK—(O),’(1),gta=LazJa:aft,(臼)式中,D(O)=口)—,称为扩散率日为土壤容积含水率.为时间,:为距基准面a的距离,向上为正.(日)为由土壤基质或毛管作用引起的基质势,或称基横势或毛管势,(日)为土壤非饱和导水率,即沿水流方向土水势梯度椰/a=:1时的通量密度,土水势被定义为单位土壤水分所具有的势能包括基质势和重力势,即=+.实验资料表明:(日),(,D(口)都是含水率的连续增函数;且土壤在润湿和风干过程中,(口)存在滞后现象对这种变化的机理,曾有过水断面增大,渗流路径变短和瓶颈理论等文字说明,但未能给出数学表达式.所以,在应用式(1)解决土壤非饱和水分运动的各类实际问题时,通常是将问题进行简化,其中包括对,(,D(口)做出某些假设,如采用经验公式,或直接使J~K(O)一0,(0)一0表列数值关系进行迭代计算.常见的经验公式有:,.(口)=aln一日)日,(威塞尔1966)一(=AO,(加德纳1970),=(H/脚,本文于1992年5B21日收到-——78-——re=l--[(鲁)+-]~exp[一(鲁)].I1--0.014(鲁)/1一,¨3…]c1…l,(Kovaes,1981)’=.?m(3m一2)一2(1一m)LN(1一Ⅲ)’(c.中阿维里扬诺夫,l949)=Km,(A.布达戈夫斯基),=aO一,=a?exp(一c,D(o)=a?EXp(b.上面诸式中,m=(0—0,)/(日一0,)’称为有效饱和度.H=一中(/Pg,为毛管水上升高度.日,日为饱和含水率和无效含水率.为土壤孔隙度.K为土壤饱和导水率.为平均毛管水上升高度.为进气压.其余为经验参数.由此可知,提高式(1)的精度,简化计算手续,统计分布曲线的形态,不仅与土壤的基质保持着密切关系,同时还依赖于土壤的结构状态.只有同质同态下,不同切片的统计分布曲线在”土壤各向均一的假定意义上才被认为是相同的.当土壤含有水分0或充水度=0/”时,土水问出现作用力.使水质点在力的作用下发生分配一部分水被分子力吸附在土壤骨架颗粒表面,成为不受重力和毛管力影响,难于移动,不参与渗流活动的结合水,其占据的孔隙面积,与毛管孔径大小关系不大,它的作用是填塞”死角,称为无效水分.相应的充水度B=0./称为无效充水度.在土壤孔径统计分布曲线上,=的点称为无效水分临界点.多于辟的水分,则被毛管力吸持在水力半径R≤R)的孔隙中,成为宏观上非饱和土壤中的微观饱和孔晾,而R>R()的孔隙中,则没有可以自由移动的水分,除结合水外,完全由气体占据,是宏观上非饱和土壤中的微观”干燥孔隙.两者随机配置表现为宏观上土壤的非饱和.随着充水度的增加,充水的毛管即微观饱和的孔隙会愈来愈多,克气的C晾即微观干燥孔隙则逐渐减少.直至干燥孔隙完全充水,宏观上才显现饱和.因此,E,将土壤孔径统计分布曲线分为三段:无效段,充水段或微观饱和段及充气段或微观干燥段.如图1所示.充水段的孔隙是土壤非饱和时的导水通道,呈现微观饱和状态,基一79—质势应为0;充气段的L隙无水可导,基质势大小取决于R>R(功的那部分孔隙毛管力.故它们分别制约着导水率和基质势的消长现在用充水度的变化来阐明土壤非饱和导水率日)与含水率0之间的内在机理联系.r1.C列宾逊于1947年曾导出任意形状断面微细孔隙中液体层流的真实流速是:一鲁.,口”△z将压力梯度Ap/△z用势梯度代替,并记为微分式:R.一一=_?..(3J12,v为动力和运动粘滞系数,a为与孔径断面形状有关的参数.在各向均一充水度为的渗流介质中,充水的孔隙面积即有水可导的面积为(一),而不是全部孔隙n或A.在有水可导的面积中,任取垂直流线的微分面积dA—ndB,单位时间内通过d的水量为咖=?v?拈于是,由式2),(3)得通量密度:目f:～堕B:r.旭.目Jq～—j口‘‘令式中神/a01,然后积分整理,即得土壤非饱和导水率:(B):一j(B’～B:)’.∥”)令一1,则得饱和导水率:.K(1)=一ngR.i/(2c+D,ay-(1一晟.),.(5)式(4),(5)相除,得导水率的相对值:11B..㈣)一.’’…因为c>1,B,《1,≈0(可忽略不计),故导水率:‘.(=K(1)B.’(7):.其中)—?l(8)上式清楚表明:土壤非饱和导水率的大小,不仅依赖于流体粘滞性v,土壤物理特性,口,RH和孔径级配”统计特征n还随克水度的增加而加大,是充水度或含水率的非线性增函数.变域为0--K0).这种变化的机理,表面上似乎是导水面积指数(研/A或导水面积(研随充水度B的增减而线性改变的结果.但实际过程,并非如此简单.因为它不仅包含土壤水搔毛管力大小分布,渗速依水力半径二次亲增加等动态规律,同时还包括土壤L径随机分布的统计规律.是两种规律共同袁配的结.其过程是:充水度B加大一导水面积线性增加一新增面积孔隙水力_半径按的f次幂渐增一导水率依的二次幂递增.式【7)中的非线性指数,集中反映了这一过程.代表孔径随机分布的统计规律,2代表渗速与水力半径问的动态规律,1来自对礅观的求积.由式(7)可知,当土壤的饱和导水率积1)和孔径级配参数c为已知时,导水率)与充水度或含水率0的函数关系便确定.用土壤物理学方法对1)进行定量测试,一8O一不存在困难.问题是如何确定统计参数c.由于式(2)反映的不是由物理定律决定的动态规律,而是随机现象的统计规律.希望通过对土样孔径的实际观察或测试而得到它是存在困难的.可行的办法是通过对,o的对应测试结果进行代入式(2)并变形为R/R=口,以此绘制的萨庇壤土和吉里粉壤土相对.,JJ孔径统计分布曲线如图2(b).图2显示出c值随着土壤颗粒粗细或牯性不同而有明显差异.壤土较粉壤土有较小的c值.这预示随土壤牯性的增加,会使微细孔隙面积在总孔隙中的比重加大.导水性能则随之降低.当已知c和K(1)后,土壤非饱和导水率可用式(7)进行理论模拟,如图3.为避免实测饱和导水率可能存在的误差影响模拟效果,模拟过程中可把它视为能在实渊值附近进行必要调整的优选参数,而不必绝对拘泥于实测值.有时为了整体拟台最优需要,尉1)的优化结果与实测值之间,可能存在比较太的出入.如萨庇壤土1)的实测值为120era/d,优选结果l10cm/出吉里粉壤土实测饱和导水率为95cm/d,优选值是22cm/d.这种局部差异不会影响对土壤非饱和渗流规律的整体分析和认识.n一一一—奇…_.——图3萨庇壤土和古里粉壤土导水率的模捌一由图3可知,在充水度相同的条件下,粘性较大的粉壤土比粘性相对小些的壤土具有较差的导水性.产隙随机并存于一体表现出的含水特征.非饱和是普遍的,饱和是充水度为l的特殊状态.土壤非饱和导水率随含水率大小而变化的机理,不单纯是导水面积的简单改变,它还涉及因毛管力差异}起的水分在不同孔径毛管中的随机分布,单孔导水能力与水力半径的非线性关系.笔者用土壤孔径统计分布曲线做为概化这一随机物理过程的工具,力图从机理和统计学两个方面阐明其内在联系,进而建立了土壤非饱和导水率与充水度或含水率之问的函数关系.值得商讨的是式(2)亦带有经验性;上述两种土壤的模拟结论能否推而广之,还有待研究.参考文献(1)R.J.汉克斯.G.L_阿希克洛夫特,应用土壤物理水利电力出版社,1984年(2)RH布朗等,地下水研究.学术书刊出版社,t989年.1O月. Characteristicfunotionofsoilmoisture andanalyticalsolutionofrichardsequationwgY.mji.wn罟Yi”TheCeneralHydrologicalStationofShanxiProvince)AbstractFromthestatistica1microconstructionpointofvi,astafistica1distribution expressionwithpowerfunctionfromofhomogenoussoilporeisproposed;the physicalmechanismoftherelationshipbetweenthesoilmoistureandtransmi~ivityiSdemonatrationed.TheanalyticalsolutionofRichardsequationforone dimensionalhorizontalseepageflowintheconditionofwatersuppliedsuffiee ntlyandtheqvasi-analyticalsolutionforonedimensionalverticalseepageflowar ede-rived.Tberelationshipandsolutionshavebeenverifiedbyexperimentalresul tsforSarpy1oamandGeaytime-loam.Keywordssoilphysics,unsaturatedmoisturemoving,pore—sizedistribu- fioncurveinsoil,statistica1distributionofsol1water,soi1conductivity.一82—。

非饱和土壤导水率试验计算与模拟分析胡钜鑫;虎胆·吐马尔白;穆丽德尔·托伙加;杨未静【摘要】以非饱和土壤导水率作为研究对象,用瞬时剖面法计算两种土壤非饱和土壤导水率,并与RETC中不同模型的模拟结果进行对比,研究瞬时剖面法计算结果的可靠性.结果表明:两种土壤的K-h与lgK-h模拟曲线和实测值均吻合较好,实测值和不同模型的模拟值均属于高度性相关,且K-θ实测曲线与各模型的模拟曲线变化规律相似,处于各模拟曲线之间.综上所述,瞬时剖面法计算结果与模拟结果相似,具有一定的准确性,可以直接使用在实际生产运用过程中.【期刊名称】《石河子大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2019(037)001【总页数】7页(P105-111)【关键词】非饱和土壤导水率;瞬时剖面法;van Genuchten模型;Mualem模型【作者】胡钜鑫;虎胆·吐马尔白;穆丽德尔·托伙加;杨未静【作者单位】新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052;水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏南京,210098;新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052;新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052;新疆农业大学水利与土木工程学院,新疆乌鲁木齐市,830052【正文语种】中文【中图分类】S152.7非饱和土壤土导水率K 是土壤水分参数中的重要参数之一，它反⒊了土壤中的水分在非饱和状态下的运动规律。

非饱和土壤导水率的测定方法包括直接法和间接法，直接法又分为田间测定和室内测定。

田间测定方法包括结壳法[1]、圆盘入渗法[2-4]、双环法[5]等，室内测定方法包括瞬时剖面法、垂直下渗通量法、零通量法[6]等。

其中直接测量法通常耗时耗力，不易测量，因此大部分学者常选⒚间接方法求取非饱和导水率，包括土壤水分再分布法[7-8]，或者通过水分特征曲线C 和水平扩散度D 公式推求非饱和土壤导水率K[9]，另外通过模拟软件[10]，例如Hydrus 和RETC 通过土壤质地资料推求非饱和导水率[11-13]。

第43卷第11期•1〇〇 • 2 0 1 7 年 4 月山西建筑SHANXI ARCHITECTUREVol.43 No. 11Apr.2017文章编号：1009-6825 (2017) 11-0100-04非饱和膨胀土强度及土水特性室内试验研究郭震山(山西省交通科学研究院黄土地区公路建设与养护技术交通行业重点实验室，山西太原030006)摘要:依托某浅埋膨胀土隧道工程，制备不同含水率的土样进行直剪试验,建立了膨胀土强度参数随含水率变化的经验公式，采 用滤纸法测得膨胀土在吸湿过程中基质吸力随含水率的变化规律，并依据试验数据对土一水特征曲线按V-G模型进行拟合并确 定拟合参数，结果表明:现场膨胀土属于低压缩性土，具有中等膨胀潜势，土体摩擦角随含水率的增加呈线性减小,黏聚力随含水 率的增加呈二次抛物线形减小，土一水特征曲线与V-G模型拟合程度较好。

关键词:膨胀土，室内试验，强度参数，基质吸力中图分类号:TU411 文献标识码:A膨胀土在我国分布广泛且种类较多[1’2]，同时膨胀土具有显 著的地域差异性，不同地区膨胀土的工程特性不尽相同。

工程中 遇到的膨胀土多为非饱和土,其对环境中湿度的变化非常敏感，遇水膨胀、失水收缩，同时其强度参数和基质吸力也随土体中含 水率的变化而发生显著的改变。

在外界雨水补给条件下,膨胀土 含水率升高，土体发生软化膨胀，非饱和区基质吸力降低,导致膨 胀土抗剪强度降低，从而诱发膨胀土路基不均匀沉降[3]、膨胀土 边坡失稳破坏[4]、膨胀土隧道坍塌[5_7]等严重工程事故的发生。

1研究进展目前，国内学者已经对膨胀土进行了大量的室内和现场试 验，以研究膨胀土的工程特性。

项伟等[8]通过室内试验研究了南 水北调潞王坟段膨胀土的膨胀变形特性。

刘鹏[9]和杨庆等[1°]对 膨胀土抗剪强度随含水率的变化关系进行了试验研究，并得到了 抗剪强度参数随含水率的变化关系。

周葆春等[11]和黄志全等[12]采用滤纸法对非饱和膨胀土的土一水特征曲线进行了测定。

第43卷第1期2021年3月南昌大学学报(工科版)Journal of Nanchang University(Engineering&Technology)Vol.43No.1Mar.2021文章编号：1006-0456（2021）01-0001-10非饱和土渗透系数试验与模型预测及验证刘小文，罗海林，陈嘉帅（南昌大学建筑工程学院，江西南昌330031）摘要:为探究不同方法的适用性，通过压力板仪对江西某地区红土进行土-水特征曲线试验，结合动态多步溢岀法、一维土柱试验的湿润锋前进法、CCG模型预测和VGM模型预测4种方法，获得土体在不同压实度下渗透系数与饱和度的关系。

利用有限元软件Geo-Studio对一维土柱试验进行仿真分析,将采用VG模型拟合的土-水特征曲线及4种不同方法计算得到的渗透系数函数作为边界条件，得到了相应条件下的浸润锋时程曲线。

分析模拟与试验结果发现:CCG模型预测的非饱和土渗透系数与动态多步溢岀法计算的结果较为接近且略小于实际渗流情况。

由于湿润锋前进法土柱试样较大，其渗透系数较动态多步溢岀法大10倍左右，且最接近于土柱试验实际渗流情况。

关键词:一维土柱试验;渗透系数;湿润锋前进法;多步溢岀法;土-水特征曲线中图分类号:TU443文献标志码:APermeability coefficient test and model prediction andverification of unsaturated soilLIU Xiaowen,LUO Hailin,CHEN Jiashuai(School of Civil Engineering and Architecture,Nanchang University,Nanchang330031,China) Abstract：In order to explore the applicability of different methods,a pressure plate instrument was used to test the soil-water characteristic curve of the red soil in a certain area of Jiangxi,combining the dynamic multi-step spill­over method,wetting front advancing method of one-dimensional soil column test,CCG model prediction and VGM model prediction four commonly used methods,the relationship between permeability coefficient and saturation of soil under different compaction degrees was obtained.The finite element software Geo-Studio was used to simulate and analyze the one-dimensional soil column test.Taking the soil-water characteristic curve fitted by the VG model and the permeability coefficient function calculated by four different methods as boundary conditions,the time histo­ry curve of the infiltration front under the corresponding conditions was obtained.Analysis of simulation and test re­sults found that the permeability coefficient of unsaturated soil predicted by the CCG model was close to the result calculated by the dynamic multi-step overflow method and slightly smaller than the actual seepage.Due to the large soil column sample of the wet peak advancing method,its permeability coefficient was about10times larger than that of the dynamic multi-step overflow method,and it was closest to the actual seepage condition of the soil column test.Key Words:one-dimensional soil column test;permeability coefficient;wetting front advancing method;multi­step spillover method;soil water characteristic curve自然界中地表土体绝大多数处于非饱和状态,土体中包含着固、液、气三相,渗流可认为是液相在土体中动态迁移的过程，且不同于饱和土体，在多相的相互影响下，非饱和土的渗流过程十分复杂。