土壤非饱和水力传导度野外试验方法

宋长虹，王影桃

(黑龙江水利水电勘测设计研究院，哈尔滨 150080)

土壤非饱和水力传导度野外试验方法

宋长虹，王影桃

(黑龙江水利水电勘测设计研究院，哈尔滨 150080)

非饱和水力传导度是多孔介质中水流运动的重要参数之一，在进行较大区域尺度土壤水动力学模型模拟时，选择客观准确而实用的试验方法对其进行测量显得尤为重要。对国内外非饱和水力传导度的试验方法进行了充分的调研，比较了各种主流试验方法的原理和实用范围，并分析了各自的优缺点，突出阐述了适用于野外试验的方法。为进行较大区域尺度土壤水动力学模型模拟奠定了基础。

非饱和水力传导度；野外试验；饱和水力传导度；空间变异性

0 前 言

传统的地面灌溉中肥料随着水流从地表到土壤再到地下水发生淋失现象，是地下水污染的主要原因之一。由于肥料在土壤中的运移离开土壤水流的作用，故在研究肥料在土壤中的迁移时，常以土壤中水流运动为基础。土壤非饱和水力传导度野外测试方法作为区域施肥对地下水造成面源污染的主要影响因素之一，其检测评定手段和客观依据的客观准确及实用性显得尤为重要。

测量非饱和水力传导度的方法分为间接法和直接法。间接法计算在已知土壤水分运移的其他参数(如水分特征曲线、饱和水力传导度、水分扩散率等)后，通过它们相互之间固有的关系，来间接推求非饱和水力传导度。间接法分为通过水分特征曲线和通过水分特征曲线及水分扩散率推求非饱和水力传导度两类。直接法分为室内及野外测量两类。室内测量主要有稳定入渗法、稳定蒸发法及非稳定流瞬时剖面法等，野外试验主要有零通量面法和瞬时剖面法两种。由于室内试验法无法满足较大区域尺度的测量需要，故在研究区域较大，需要考虑区域空间变异性时，通常采用野外试验的方法。

文章主要介绍了几种间接测量非饱和水力传导度的野外试验方法。即通过测量水分特征曲线，根据非饱和水力传导度与其之间的相互固有关系，求非饱和水力传导度。并讨论了各种方法的优缺点及其代表性。

1 相关试验方法调研

1.1 相关试验方法概述

常用的水分特征曲线拟合方法有3类：

1)Jackson(1972)公式

(1)

式中：θs为饱和含水量；i为水分特征曲线θ和φ对应的某点编号(θi,φi)；m为实测点总数；j为求和下标；p为经验系数，其值在0.74-1.24之间，Jackson建议去p=1(文献引用)。

2)Campbell公式

土壤水分特征曲线和非饱和水力传导度分别为：

(2)

式中：φc为进气值；b为拟合参数；B=2b+2+p；p为经验常数，p=0(Child，时间)、1(Jackson，时间；Campbell，时间)或10.5b(Ghosh，1976)。

3)vanGenuchten公式

vanGenuchten土壤水分特征曲线表达成如下形式：

(3)

式中：θr为残留含水量；α、m、n为拟合参数；其余各符号意义同前。

关于饱和水力传导度的野外试验方法已经较为成熟，为采用间接法测量非饱和水力传导度提供了有利的先决条件。下面就介绍几种野外测量饱和水力传导度或直接测量非饱和水力传导度的试验方法。

1.2 典型野外试验方法

1.2.1 双环测量法

双环入渗法是测量土壤入渗性能最有影响力，也是较早开始使用的方法之一。1986年，Bouwer首先提出了采用双环测量仪测量土壤入渗性能的方法。1992年Prieksat对试验装置进行了改进，2006年，Milla和Kish再次对该装置进行了改进，得到了现今常用的双环入渗仪[1-3]。

测量方法：在测量时同时往内、外铁环内注水，并保持内外环的水柱都保持在同一高度，通过记录观测时间及入渗水量，来推求饱和水力传导系数，再根据饱和水力传导系数推求非饱和水力传导系数。

试验结果代表性：使用双环入渗仪测量需要考虑两方面的区域代表性。①测得结果能否代表所测范围的入渗性能。关于该方面，国内外学者做了大量研究。2006年，WuestSB通过比较内环直径为20cm、30cm、45cm的双环试验，得出平均入渗率与内环直径成正比，且由于空间变异性，测试区域的面积增量并不直接等于平均入渗增量[4]2010年，任理等为了研究双环内径与土壤入渗空间变异性的相关性，设置了4组内径不同的双环入渗仪，在此基础上，通过设置不同的内外径比例，获得不同的缓冲指标，进行了16组入渗试验[5]。以上研究表明，双环内环直径较小时，其所测内环区域的土壤入渗性能会受到空间变异性的影响，不能反映测点的真实入渗性能；②所选测点的入渗性能是否具有区域代表性。该特性主要受到试验方案设计的影响，不是由仪器及方法本身所引起，固在此不详细叙述。

双环测量法所需的仪器设备比较简单，便于操作。且较单环入渗法而言，排除了侧向入渗的影响，从而测量结果精度较高。但为了保证单次试验结果不受空间变异性的影响，应保证内环直接不小于80cm，这又使得双环入渗试验仪器设备体积较大，不便于携带；且在研究区域面积较大时，试验效率较低。

1.2.2 人工模拟降雨法

1986年，Peterson等提出了室内进行人工模拟降雨法测量入渗的思路；1997年，Odgen等提出了模拟降雨法进行入渗测量的装置。1999年，Singh等(1999)对该方法进行了改进。人工模拟降雨法较双环入渗测量法而言不存在选取测点的问题，测得结果直接代表区域的入渗均值[6-9]。(该方法能否用于野外试验。若能，存在何种缺陷？)

用人工降雨量和观测的径流资料推求入渗曲线，即降雨径流和入渗关系，如式(4)：

P-R=F+Vd+Da+Is

(4)

式中：P为降雨量；R为地面径流量；F为入渗量；Vd为洼地积水量；Da为地表滞水量；Is为植物截留水量。单位均为mm，各量均为累计值。

试验结果代表性：人工模拟降雨法不存在测量值能否代表所测区域入渗性能的情况。因为，该方法所测得结果即为测量区域的均值，一般测量范围大于120cm，故避免了测量区域较小，受到空间变异性影响，测得结果不具有代表性的问题。同理，在进行较大区域尺度试验时，也不能直接对整个大区域进行试验，也需要选择具有代表性的小区域进行人工模拟降雨试验，故也存在所选小区域是否具有区域代表性的问题。

人工模拟降雨法较双环法而言，单次试验区域较大，能够避免单次试验结果受到空间变异性影响。但由于受降雨强度限制，在土壤入渗初期入渗率等于降雨强度，无法观测到初始时期较高的土壤入渗能力，且当降雨强度较大时，土壤快速湿润会形成地表结皮，雨滴对地表的打击作用又会破坏土壤结构，且会导致土壤入渗性能降低。使用该方法测量得到的结果与真实情况存在误差，且不便于区域试验时使用。

1.2.3 圆盘入渗仪测量方法

圆盘入渗仪法是目前国内外应用较为广泛的方法之一[16-20]。圆盘入渗仪由入渗盘、蓄水管、恒压管组成。入渗盘与储水管固定连接并通过橡胶管连接调压管来控制恒定负水头，其中，调压管是根据马氏瓶原理制作而成。

Smettem和Haverkamp等(1994)提出了圆盘入渗问题的近似解，建立了如下具有物理意义的近似求解公式：

(5)

(6)

式中：I1D和I3D分别为一维与三维入渗过程的入渗率；rd为入渗盘的半径，cm；θ0 和θn分别为土壤初始与最终含水率，cm3/cm3；K为供水与初始条件下的非饱和导水率；γ是忽略重力作用后的常数，取值0.6-0.8，通常可取0.75；β为常数，取值0-1，常取0.6。

采用HYDRU-3D进行模拟，提出了称作NSH的方法来估算土壤基质势与水力传导度。其估算的基质势与DL方法相差无几，但NSH方法能以更高的效率和精度估算出水力传导度。

代表性：使用圆盘入渗仪进行试验时，测点的布置方案与双环入渗仪相类似，同样存在着测得结果能否代表所测范围的入渗性能及所选测点的入渗性能是否具有区域代表性的问题。目前关于圆盘直径取值受空间变异性的研究较少，试验中常用的圆盘入渗仪直径为10cm及20cm两种，均视其测量结果不受小范围的空间变异性影响，能真实反映所测区域土壤入渗特性。

1.2.4 表层结壳稳定流法(简称结壳法)

结壳法最早由Hillel和Gardner提出并用于室内(年代)，1983年，Bouma等(1983)改善引人到室外田间[27]。许迪(1996)验证了该方法在分层较为复杂土壤中的适用性。随着双环入渗试验及圆盘入渗仪测量技术的发展，结壳法在田间试验中应用较少[1,19]。

方法原理：在周壁隔绝而底部与下层土壤保持连续的土柱试样表面人为地建立表层结壳，由量水设施控制经顶端结壳层向土柱供水人渗，随着时间延长通过结壳的人渗水流逐渐接近稳定状态，若认为土壤非常均质,则土柱内单位水势梯度条件存在，即⊿H/⊿z=1，此时土壤的非饱和导水率就近似认为等于结壳的人渗通量，K(h)=q。结壳的人渗通量取决于结壳的密度，在具有不同结壳密度的若干土柱上重复该试验过程，就可得到非饱和导水率系列，进而获得一定土壤负压范围内原状土壤的非饱和导水性能和参数。

代表性：该方法与人工模拟降雨法类似。在进行较大区域试验时，存在所选小区域是否具有区域代表性的问题。

方法原理：表层结壳稳定流法是在土壤吸湿过程中且人渗水流被近似认为达到稳定流条件下，观测得到土壤的导水率点据，严格地讲其导水率函数仅描述了土壤吸湿条件下的非饱和导水特性。但是，由于土壤水分滞后效应对土壤水分特性曲线的形状影响较大，而对导水率函数则较小，因此，由该法确定的非饱和导水率参数亦可用于田间土壤脱湿一吸湿循环过程的模拟中。

与其它同类田间试验相比，表层结壳稳定流法具有试验边界条件容易控制，试验地点选择适应性强且机动灵活等特点，土壤吸力变化范围较窄(0-700cm)，导致实测的土壤非饱和特性具有范围局限性[28]。

1.2.5 线源入渗测量法

2007年，雷霆武(2007)提出了测量坡地土壤入渗性能的线源入渗测量方法。

方法原理：在水量平衡原理的基础上，利用线源徒留水流在土壤表面湿润面积随时间变化的规律，同时假设土壤均质下，推到得出了由水流推进过程计算土壤入渗性能的计算模型[29]。与其类似的还有雷霆武提出的点源入渗测量法，二者原理类似。如式(7)。

由水量平衡得到入渗过程中入渗率与供水流量的关系：

(7)

式中：q为供水流量，mm3/h；i为入渗率，mm/h；A为湿润面积，mm2。

代表性：该方法与人工模拟降雨法类似。在进行较大区域试验时，存在所选小区域是否具有区域代表性的问题。

线源入渗法能在坡地等条件下获取包含初始入渗率的土壤入渗过程，有效克服了降雨器测量方法和双环入渗仪的缺陷。该法具有原理简单，省水，对地表要求较低，野外适应力较强，测量精度较高等特点，克服了降雨法雨滴打击或双环法快速湿润土壤所产生结皮对入渗的影响。因此，测量得到的是土壤本身所固有的入渗性能。

2 各野外试验方法比较

对文章所介绍的几种试验方法试验代表性，测得参数，单次试验周期等进行比较，比较结果如表1所示。

表1 非饱和水力传导度野外试验方法比较概要

由表1可知，双环测量法和圆盘入渗仪法具有试验方法较为简单和单次试验周期短的显著特点。圆盘入渗仪在国内外测量非饱和水力传导度中应用越来越广泛。圆盘入渗仪法及表层结壳稳定流法，可直接测出非饱和水力传导系数，其他几种方法均需测出饱和水力传导度，根据VG模型进行转化。五种方法都不能直接应用于较大区域内土壤入渗性能分析。在进行较大区域土壤非饱和水力传导度试验时，需要选择具有代表性的小区域。

3 结论及建议

1)双环测量法目前仍是最常用的野外试验方法，其次为圆盘入渗仪法。人工模拟降雨法、表层结壳稳定流法和线源入渗法的应用较少。

2)圆盘入渗仪可直接模拟土壤三维入渗非饱和水力传导度，随着计算机模及模拟方法的发展，未来发展前景广阔。故在进行较大区域土壤水动力学模型模拟时，可考虑采用圆盘入渗仪测量非饱和水力传导系数。通过对三维非饱和水力传导度公式的改进，可更为真实的模拟土壤中水流的运动情况。

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Field Experiment Method of Unsaturated Soil Hydraulic Conductivity

SONG Chang-hong and WANG Ying-tao

(Heilongjiang Provincial Water Conservancy & Hydroelectric Power Investigation,Design and Research Institute, Harbin 150080, China)

Unsaturated soil hydraulic conductivity is one of the important parameters of water flowing movement in multi-holes medium, to select a correct and practical experiment method appears particularly important for survey as simulating the soil hydraulic model in big area. Overseas and home experiment methods of unsaturated soil hydraulic conductivity were studied fully in this paper, through comparing the theory and suitable scope of each major experiment methods and analyze their own advantage and shortage, the method suitable for field experiment was described in details to lay a foundation for soil hydraulic model in the big area.

unsaturated soil hydraulic conductivity; field experiment; saturated soil hydraulic conductivity;special variability

1007-7596(2017)07-0008-05

2017-06-21

黑龙江省灌溉与排水两用渠道设计实用技术研究(201307)

宋长虹(1978-)，男，内蒙古赤峰人，高级工程师；王影桃(1980-)，女，黑龙江安达人，高级工程师。

S152.7

B