土壤饱和导水率
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。
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。
全球土壤水力参数
全球土壤水力参数
全球土壤水力参数是指描述土壤水分运动和保持能力的一系列参数。
这些参数包括：
1. 田间持水量：土壤在饱和状态下能够保持的水分量，通常以毫米或千克水/千克干土表示。
2. 枯萎点：土壤中水分含量低于该点时，作物无法从土壤中吸取足够的水分，导致枯萎。
通常以毫米或千克水/千克干土表示。
3. 田间持水能力：土壤在田间持水量和枯萎点之间的有效水分容量，表示土壤可以供应给植物使用的水分量。
4. 孔隙度：土壤颗粒之间的空隙占总体积的比例，反映了土壤的孔隙结构和通气性。
5. 饱和导水率：土壤在饱和状态下单位时间内通过单位面积的水分流动速率，表示土壤的透水性。
6. 毛管力：土壤中水分上升或下降的能力，反映了土壤的毛细管作用。
7. 水力传导率：土壤中水分运动的速率，受到土壤孔隙度、孔隙连通性和水分能量梯度的影响。
8. 水力梯度：单位长度内水分势的变化，驱动水分在土壤中流动的力量。
这些参数对于土壤水分管理、农业生产和水资源管理等都具有重要意义。
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。
渗透桶法测定土壤饱和导水率的改进
Ｉ ｐｒ ｖ ｍ ｅ ｆＳａ ｕｒ ｔ ｄ Ｓｏ ｌＨｙ ｒ ｕ ｉ ｎ ｃ ｉ ｉｙ Ｍ ｅ ｓ ｅ ｍ ｏ ｅ ｎｔｏ ｔ ａ ｅ ｉ ｄ ａ ｌｃ Ｃｏ ｄｕ ｔｖ ｔ ａ ｕｒ ｄ
ｂｙ Ｕｓｎ ｅ ｈ ｄ ｏ ｒ ｅ ｔｎｇ Ｂｕ ｋ ｔ ｉ ｇ Ｍ ｔ ｏ ｆＰｅ ｍ ａ ｉ ｃ ｅ
２ Ｈ ｄｏｏｉ ｌ ｎ ａｅ ｅ ｕｃｓ ｅａｔｅｔ ｅｏ ｉ ｒＣ ｎｅ ａ ｃ ｅｈ ｉ ｌ ｎｔ￣ｅ Ｋ ｎ ７ ０４，Ｃ ｉ ） ． ｙ ｒｌ ｃ ｄｗ ｔｒ ｓ ｒｅ Ｄｐ ｒ ｎ，Ｙｌｗ Ｒｖ ｏｓｒ ｎｙＴｃｎｃ ［ ｉ ， ａ ｇ４ ５０ ｇａａ Ｒ ｏ ｍ ｌ ｅ ｖ ａ ｓ ｔ ｈｎ ａ
摘
要 ： 透桶法测定土壤饱和 导水率所需仪器 少、 渗 价格低 、 作简单 ， 工作繁 杂、 度不 高， 了减 少工作量 ， 高试 操 但 精 为 提
验精度 ， 于马 氏瓶定水 头供 水原理 ， 基 对渗透桶 法进行 了改进 ， 改进后 可明显减 小工作强度 、 高试验精 度 ， 提 不仅 能 测定
土壤饱 和导水率又称土壤 渗透 系数 ， 为单 位水压 梯度下 通
过垂直 于水 流方向的单位土壤截 面水流速度 。土壤饱 和导水率 是研究 、 设计水利工程 、 田排水 系统 ， 农 以及研 究土壤 水分移 动 等工作 的重 要参 数之一 ， 同时也 是 比较农 业 土壤渗透 性能好 坏 的一个指标 ， 直接影响作物 的生长发育 。
第３ ３卷第 ８期
２ １ 年 ８月 ０１
人
民 黄
河
Ｖｏ ． ３． ． １ ３ Ｎｏ ８
Ａｕ ．， ０１ ｇ ２ １
ＹＥＬＬ０Ｗ
ＲＩ ＶＥＲ
【 溉 ・ 水】 灌 供
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。
饱和导水率跟渗滤率的关系
饱和导水率跟渗滤率的关系
饱和导水率和渗滤率都是水文地质领域中重要的参数，它们在地下水开采和工程水文方面起着至关重要的作用。
饱和导水率和渗滤率之间存在着紧密的关系，它们有着密切的联系和相互影响。
饱和导水率是指岩石或土壤在饱和状态下的渗透能力，也称为绝对渗透率。
常用的单位是米/秒，它反映了岩石或土壤在饱和状态下水分传递的速度。
饱和导水率的大小与岩石或土壤的孔隙度、孔径分布、孔隙连接性等因素有关。
渗透率是指某一单位时间内单位面积的水通过土壤或岩石的渗透能力，常用的单位是米/天或米/小时。
渗透率是考虑土壤或岩石非饱和状态下水的渗透能力，它受到土壤或岩石的饱和度、土壤或岩石的渗透性质等因素的影响。
在水文地质领域中，广泛使用的是饱和导水率，但在实际工程中，需要考虑到土壤或岩石在非饱和状态下的水的渗透能力，因此需要对渗透率进行监测和测定。
饱和导水率和渗透率之间的关系是紧密联系的。
在一定的条件下，饱和导水率越大，渗透率也越大。
这是因为，在饱和状态下，岩石或土壤中的孔隙已经全部被水填满，孔隙中的水分是紧密联系和连通的，从而形成了更加便于传递水分的通道。
因此，在水分条件相同的情况下，饱和导水率越大，水分流动的速度就越快，对应的渗透率也就越大。
当孔隙度和孔径分布相同的时候，渗透率还受到渗透层的饱和度的影响。
在非饱和状态下，因为孔隙中存在着气体，形成的通道比饱和状态下要复杂，导致水分流动的速度变慢，因此渗透率会比饱和状态下低。
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。
饱和导水率名词解释
饱和导水率名词解释饱和导水率名词解释【导言】饱和导水率是土壤力学中一个重要的概念，用于描述土壤中孔隙饱和状态下的水的通透性能。
它是指单位时间内穿过单位截面积的水流量，通常以单位时间内通过土壤垂直截面的厚度为单位进行衡量。
在本文中，我们将深入探讨饱和导水率的定义、计算方法、影响因素以及其在工程实践中的重要性。
【1. 饱和导水率的定义】饱和导水率是指当土壤全部饱和时，单位时间内通过单位截面积的水流量。
饱和导水率可以用数学公式Ks来表示，即Ks = Q/A，其中Ks 代表饱和导水率，Q代表单位时间内通过土壤截面的水流量，A代表单位截面积。
【2. 饱和导水率的计算】饱和导水率的计算可以通过不同的方法进行，包括实验室试验和推算公式两种主要方法。
2.1 实验室试验法实验室试验法是通过模拟土壤饱和状态下的水流过程，测量单位时间内通过单位截面积的水流量来计算饱和导水率。
常用的实验室试验方法包括恒水头法、贯入法和压片法等。
2.2 推算公式法推算公式法是通过土壤颗粒组成、孔隙度、孔径分布等参数来推算饱和导水率。
常用的推算公式有Carman公式、Kozeny-Carman公式等。
【3. 饱和导水率的影响因素】饱和导水率受多种因素的影响，包括土壤颗粒的性质、孔隙度、孔隙结构、土壤湿度等。
3.1 土壤颗粒的性质土壤颗粒的性质包括颗粒大小、形状、粒度分布等。
颗粒越粗大，颗粒间的间隙就越大，导致饱和导水率增大。
3.2 孔隙度孔隙度是指土壤中的孔隙空间的占比。
孔隙度越大，孔隙间的连通性越好，饱和导水率也就越大。
3.3 孔隙结构孔隙结构是指土壤孔隙的排列和连接方式。
如果土壤中的孔隙结构复杂多样、连通性良好，饱和导水率相对较大。
3.4 土壤湿度土壤湿度是指土壤中含水量的程度。
通常情况下，土壤湿度越高，饱和导水率也就越大。
【4. 饱和导水率在工程实践中的重要性】饱和导水率在工程实践中具有重要的实际意义，主要体现在以下几个方面：4.1 地下水开采与补给饱和导水率直接影响地下水的补给和开采。
土壤水导水率
土壤水导水率（Soil water conductivity 或Hydraulic Conductivity）是指在单位时间内、单位面积的土壤垂直截面上，在单位水势梯度作用下，通过单位厚度土壤的水量。
它反映了土壤允许水分流动的能力，是衡量土壤透水性能的重要指标。
土壤水导水率用K表示，其单位通常为厘米每秒（cm/s），或者在农业和土壤科学中常用毫米每小时（mm/h）或米每昼夜（m/d）。
影响土壤水导水率的因素很多，包括但不限于：
土壤质地：粘土、壤土和砂土的颗粒大小和形状直接影响孔隙结构和连通性，砂质土壤因其较大的粒径和较为开放的孔隙结构通常具有较高的导水率。
粒径分布：土壤中的大孔隙数量越多，相对而言，土壤水更容易流动，因此导水率较高。
孔隙状况：饱和状态下，所有孔隙都充满水分，此时的导水率称为饱和导水率（Saturated Hydraulic Conductivity, Ksat）。
非饱和状态下，由于毛细管力的影响，只有部分孔隙含有水分，导水率随着土壤含水量的变化而变化，这时的导水率为非饱和导水率，与土壤含水率θ有关，记作K(θ)。
土壤结构：良好的团粒结构可以改善土壤内部的孔隙连接性，提高导水率。
土壤有机质含量：适量的有机质可以改善土壤结构，增加孔隙度，从而可能提高土壤的导水能力。
测量土壤导水率的方法有实验室方法和现场试验方法，例如常压入渗法、恒定头入渗法、瞬态波动法等。
这些方法都是通过观察在特定条件下的水分渗透过程来间接推算出土壤的导水性能。
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=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。
饱和导水率和渗滤率
饱和导水率和渗滤率饱和导水率什么是饱和导水率？饱和导水率是指土壤或岩石在饱和状态下通过单位面积的时间内流过的水量。
它是描述土壤或岩石渗透性能的重要指标，用于评估土壤或岩石的水分传递能力。
影响因素1.土壤或岩石的孔隙度孔隙度是指单位体积土壤或岩石中的孔隙空间所占的比例。
孔隙度越大，饱和导水率越高。
2.孔隙结构土壤或岩石的孔隙结构决定了水分在其中的流动路径和速度。
孔隙结构越复杂，饱和导水率越低。
3.土壤或岩石的颗粒大小和形状颗粒大小和形状会影响孔隙分布和连通性，从而影响饱和导水率。
颗粒越大，孔隙分布越稀疏，饱和导水率越低。
测量方法测量饱和导水率常用的方法有以下几种：•关闭式水箱法：通过将土样置于封闭的水箱中，给予一定压力，测量单位时间内流出的水量。
•压头试验法：在试验装置中施加一定的压力，测量单位时间内通过试样的流量。
•水桶试验法：将带孔的水桶埋入土壤中，测量单位时间内进入的水量。
测量方法的选择应根据具体情况和试验要求来确定。
渗滤率什么是渗滤率？渗滤率是指单位时间内单位面积的水量通过土壤的能力。
它是描述土壤透水性的指标，用于评估土壤的排水能力和防渗能力。
影响因素1.土壤的孔隙度和孔隙结构孔隙度和孔隙结构直接影响土壤的渗透性。
孔隙度越大，孔隙结构越连通，渗滤率越大。
2.土壤的压实度土壤的压实度越大，渗滤率越低。
因为压实会导致土壤孔隙变小，孔隙连通性降低。
3.土壤的颗粒大小和形状颗粒大小和形状对土壤的渗透性有重要影响。
颗粒越大，渗滤率越大。
测量方法常用的渗滤率测量方法包括：•斜管渗透法：将土壤样品置于斜管中，通过测量单位时间内水位下降的量来计算渗滤率。
•淋洗法：将一定量的水通过土壤样品，测量单位时间内渗出的水量，从而计算渗滤率。
•孔隙板法：通过钻孔在土壤中嵌入孔隙板，在单位时间内测量渗入和渗出的水量，计算渗滤率。
不同的测量方法适用于不同类型的土壤和应用需求。
饱和导水率与渗滤率的关系饱和导水率和渗滤率都是描述土壤或岩石渗透性能的指标，但从不同的角度进行评估。
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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；洪禄、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、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。
耀东等[8]对土壤孔隙流进行研究，并用一种简单的方法对土壤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，也就是在其质域围，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；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：市位于省西南部，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：市属江南丘陵形区。
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。
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。
境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，为境西南部的主要水道。
生物资源：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。
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市七里坪学院周边典型坡地(50m×360m)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。