土壤非飽和水力傳導度野外試驗方法

宋長虹，王影桃

(黑龍江水利水電勘測設計研究院，哈爾濱 150080)

土壤非飽和水力傳導度野外試驗方法

宋長虹，王影桃

(黑龍江水利水電勘測設計研究院，哈爾濱 150080)

非飽和水力傳導度是多孔介質中水流運動的重要參數之一，在進行較大區域尺度土壤水動力學模型模擬時，選擇客觀準確而實用的試驗方法對其進行測量顯得尤為重要。對國內外非飽和水力傳導度的試驗方法進行了充分的調研，比較了各種主流試驗方法的原理和實用范圍，并分析了各自的優缺點，突出闡述了適用于野外試驗的方法。為進行較大區域尺度土壤水動力學模型模擬奠定了基礎。

非飽和水力傳導度；野外試驗；飽和水力傳導度；空間變異性

0 前 言

傳統的地面灌溉中肥料隨著水流從地表到土壤再到地下水發生淋失現象，是地下水污染的主要原因之一。由于肥料在土壤中的運移離開土壤水流的作用，故在研究肥料在土壤中的遷移時，常以土壤中水流運動為基礎。土壤非飽和水力傳導度野外測試方法作為區域施肥對地下水造成面源污染的主要影響因素之一，其檢測評定手段和客觀依據的客觀準確及實用性顯得尤為重要。

測量非飽和水力傳導度的方法分為間接法和直接法。間接法計算在已知土壤水分運移的其他參數(如水分特征曲線、飽和水力傳導度、水分擴散率等)后，通過它們相互之間固有的關系，來間接推求非飽和水力傳導度。間接法分為通過水分特征曲線和通過水分特征曲線及水分擴散率推求非飽和水力傳導度兩類。直接法分為室內及野外測量兩類。室內測量主要有穩定入滲法、穩定蒸發法及非穩定流瞬時剖面法等，野外試驗主要有零通量面法和瞬時剖面法兩種。由于室內試驗法無法滿足較大區域尺度的測量需要，故在研究區域較大，需要考慮區域空間變異性時，通常采用野外試驗的方法。

文章主要介紹了幾種間接測量非飽和水力傳導度的野外試驗方法。即通過測量水分特征曲線，根據非飽和水力傳導度與其之間的相互固有關系，求非飽和水力傳導度。并討論了各種方法的優缺點及其代表性。

1 相關試驗方法調研

1.1 相關試驗方法概述

常用的水分特征曲線擬合方法有3類：

1)Jackson(1972)公式

(1)

式中：θs為飽和含水量；i為水分特征曲線θ和φ對應的某點編號(θi,φi)；m為實測點總數；j為求和下標；p為經驗系數，其值在0.74-1.24之間，Jackson建議去p=1(文獻引用)。

2)Campbell公式

土壤水分特征曲線和非飽和水力傳導度分別為：

(2)

式中：φc為進氣值；b為擬合參數；B=2b+2+p；p為經驗常數，p=0(Child，時間)、1(Jackson，時間；Campbell，時間)或10.5b(Ghosh，1976)。

3)vanGenuchten公式

vanGenuchten土壤水分特征曲線表達成如下形式：

(3)

式中：θr為殘留含水量；α、m、n為擬合參數；其余各符號意義同前。

關于飽和水力傳導度的野外試驗方法已經較為成熟，為采用間接法測量非飽和水力傳導度提供了有利的先決條件。下面就介紹幾種野外測量飽和水力傳導度或直接測量非飽和水力傳導度的試驗方法。

1.2 典型野外試驗方法

1.2.1 雙環測量法

雙環入滲法是測量土壤入滲性能最有影響力，也是較早開始使用的方法之一。1986年，Bouwer首先提出了采用雙環測量儀測量土壤入滲性能的方法。1992年Prieksat對試驗裝置進行了改進，2006年，Milla和Kish再次對該裝置進行了改進，得到了現今常用的雙環入滲儀[1-3]。

測量方法：在測量時同時往內、外鐵環內注水，并保持內外環的水柱都保持在同一高度，通過記錄觀測時間及入滲水量，來推求飽和水力傳導系數，再根據飽和水力傳導系數推求非飽和水力傳導系數。

試驗結果代表性：使用雙環入滲儀測量需要考慮兩方面的區域代表性。①測得結果能否代表所測范圍的入滲性能。關于該方面，國內外學者做了大量研究。2006年，WuestSB通過比較內環直徑為20cm、30cm、45cm的雙環試驗，得出平均入滲率與內環直徑成正比，且由于空間變異性，測試區域的面積增量并不直接等于平均入滲增量[4]2010年，任理等為了研究雙環內徑與土壤入滲空間變異性的相關性，設置了4組內徑不同的雙環入滲儀，在此基礎上，通過設置不同的內外徑比例，獲得不同的緩沖指標，進行了16組入滲試驗[5]。以上研究表明，雙環內環直徑較小時，其所測內環區域的土壤入滲性能會受到空間變異性的影響，不能反映測點的真實入滲性能；②所選測點的入滲性能是否具有區域代表性。該特性主要受到試驗方案設計的影響，不是由儀器及方法本身所引起，固在此不詳細敘述。

雙環測量法所需的儀器設備比較簡單，便于操作。且較單環入滲法而言，排除了側向入滲的影響，從而測量結果精度較高。但為了保證單次試驗結果不受空間變異性的影響，應保證內環直接不小于80cm，這又使得雙環入滲試驗儀器設備體積較大，不便于攜帶；且在研究區域面積較大時，試驗效率較低。

1.2.2 人工模擬降雨法

1986年，Peterson等提出了室內進行人工模擬降雨法測量入滲的思路；1997年，Odgen等提出了模擬降雨法進行入滲測量的裝置。1999年，Singh等(1999)對該方法進行了改進。人工模擬降雨法較雙環入滲測量法而言不存在選取測點的問題，測得結果直接代表區域的入滲均值[6-9]。(該方法能否用于野外試驗。若能，存在何種缺陷？)

用人工降雨量和觀測的徑流資料推求入滲曲線，即降雨徑流和入滲關系，如式(4)：

P-R=F+Vd+Da+Is

(4)

式中：P為降雨量；R為地面徑流量；F為入滲量；Vd為洼地積水量；Da為地表滯水量；Is為植物截留水量。單位均為mm，各量均為累計值。

試驗結果代表性：人工模擬降雨法不存在測量值能否代表所測區域入滲性能的情況。因為，該方法所測得結果即為測量區域的均值，一般測量范圍大于120cm，故避免了測量區域較小，受到空間變異性影響，測得結果不具有代表性的問題。同理，在進行較大區域尺度試驗時，也不能直接對整個大區域進行試驗，也需要選擇具有代表性的小區域進行人工模擬降雨試驗，故也存在所選小區域是否具有區域代表性的問題。

人工模擬降雨法較雙環法而言，單次試驗區域較大，能夠避免單次試驗結果受到空間變異性影響。但由于受降雨強度限制，在土壤入滲初期入滲率等于降雨強度，無法觀測到初始時期較高的土壤入滲能力，且當降雨強度較大時，土壤快速濕潤會形成地表結皮，雨滴對地表的打擊作用又會破壞土壤結構，且會導致土壤入滲性能降低。使用該方法測量得到的結果與真實情況存在誤差，且不便于區域試驗時使用。

1.2.3 圓盤入滲儀測量方法

圓盤入滲儀法是目前國內外應用較為廣泛的方法之一[16-20]。圓盤入滲儀由入滲盤、蓄水管、恒壓管組成。入滲盤與儲水管固定連接并通過橡膠管連接調壓管來控制恒定負水頭，其中，調壓管是根據馬氏瓶原理制作而成。

Smettem和Haverkamp等(1994)提出了圓盤入滲問題的近似解，建立了如下具有物理意義的近似求解公式：

(5)

(6)

式中：I1D和I3D分別為一維與三維入滲過程的入滲率；rd為入滲盤的半徑，cm；θ0 和θn分別為土壤初始與最終含水率，cm3/cm3；K為供水與初始條件下的非飽和導水率；γ是忽略重力作用后的常數，取值0.6-0.8，通?？扇?.75；β為常數，取值0-1，常取0.6。

采用HYDRU-3D進行模擬，提出了稱作NSH的方法來估算土壤基質勢與水力傳導度。其估算的基質勢與DL方法相差無幾，但NSH方法能以更高的效率和精度估算出水力傳導度。

代表性：使用圓盤入滲儀進行試驗時，測點的布置方案與雙環入滲儀相類似，同樣存在著測得結果能否代表所測范圍的入滲性能及所選測點的入滲性能是否具有區域代表性的問題。目前關于圓盤直徑取值受空間變異性的研究較少，試驗中常用的圓盤入滲儀直徑為10cm及20cm兩種，均視其測量結果不受小范圍的空間變異性影響，能真實反映所測區域土壤入滲特性。

1.2.4 表層結殼穩定流法(簡稱結殼法)

結殼法最早由Hillel和Gardner提出并用于室內(年代)，1983年，Bouma等(1983)改善引人到室外田間[27]。許迪(1996)驗證了該方法在分層較為復雜土壤中的適用性。隨著雙環入滲試驗及圓盤入滲儀測量技術的發展，結殼法在田間試驗中應用較少[1,19]。

方法原理：在周壁隔絕而底部與下層土壤保持連續的土柱試樣表面人為地建立表層結殼，由量水設施控制經頂端結殼層向土柱供水人滲，隨著時間延長通過結殼的人滲水流逐漸接近穩定狀態，若認為土壤非常均質,則土柱內單位水勢梯度條件存在，即⊿H/⊿z=1，此時土壤的非飽和導水率就近似認為等于結殼的人滲通量，K(h)=q。結殼的人滲通量取決于結殼的密度，在具有不同結殼密度的若干土柱上重復該試驗過程，就可得到非飽和導水率系列，進而獲得一定土壤負壓范圍內原狀土壤的非飽和導水性能和參數。

代表性：該方法與人工模擬降雨法類似。在進行較大區域試驗時，存在所選小區域是否具有區域代表性的問題。

方法原理：表層結殼穩定流法是在土壤吸濕過程中且人滲水流被近似認為達到穩定流條件下，觀測得到土壤的導水率點據，嚴格地講其導水率函數僅描述了土壤吸濕條件下的非飽和導水特性。但是，由于土壤水分滯后效應對土壤水分特性曲線的形狀影響較大，而對導水率函數則較小，因此，由該法確定的非飽和導水率參數亦可用于田間土壤脫濕一吸濕循環過程的模擬中。

與其它同類田間試驗相比，表層結殼穩定流法具有試驗邊界條件容易控制，試驗地點選擇適應性強且機動靈活等特點，土壤吸力變化范圍較窄(0-700cm)，導致實測的土壤非飽和特性具有范圍局限性[28]。

1.2.5 線源入滲測量法

2007年，雷霆武(2007)提出了測量坡地土壤入滲性能的線源入滲測量方法。

方法原理：在水量平衡原理的基礎上，利用線源徒留水流在土壤表面濕潤面積隨時間變化的規律，同時假設土壤均質下，推到得出了由水流推進過程計算土壤入滲性能的計算模型[29]。與其類似的還有雷霆武提出的點源入滲測量法，二者原理類似。如式(7)。

由水量平衡得到入滲過程中入滲率與供水流量的關系：

(7)

式中：q為供水流量，mm3/h；i為入滲率，mm/h；A為濕潤面積，mm2。

代表性：該方法與人工模擬降雨法類似。在進行較大區域試驗時，存在所選小區域是否具有區域代表性的問題。

線源入滲法能在坡地等條件下獲取包含初始入滲率的土壤入滲過程，有效克服了降雨器測量方法和雙環入滲儀的缺陷。該法具有原理簡單，省水，對地表要求較低，野外適應力較強，測量精度較高等特點，克服了降雨法雨滴打擊或雙環法快速濕潤土壤所產生結皮對入滲的影響。因此，測量得到的是土壤本身所固有的入滲性能。

2 各野外試驗方法比較

對文章所介紹的幾種試驗方法試驗代表性，測得參數，單次試驗周期等進行比較，比較結果如表1所示。

表1 非飽和水力傳導度野外試驗方法比較概要

由表1可知，雙環測量法和圓盤入滲儀法具有試驗方法較為簡單和單次試驗周期短的顯著特點。圓盤入滲儀在國內外測量非飽和水力傳導度中應用越來越廣泛。圓盤入滲儀法及表層結殼穩定流法，可直接測出非飽和水力傳導系數，其他幾種方法均需測出飽和水力傳導度，根據VG模型進行轉化。五種方法都不能直接應用于較大區域內土壤入滲性能分析。在進行較大區域土壤非飽和水力傳導度試驗時，需要選擇具有代表性的小區域。

3 結論及建議

1)雙環測量法目前仍是最常用的野外試驗方法，其次為圓盤入滲儀法。人工模擬降雨法、表層結殼穩定流法和線源入滲法的應用較少。

2)圓盤入滲儀可直接模擬土壤三維入滲非飽和水力傳導度，隨著計算機模及模擬方法的發展，未來發展前景廣闊。故在進行較大區域土壤水動力學模型模擬時，可考慮采用圓盤入滲儀測量非飽和水力傳導系數。通過對三維非飽和水力傳導度公式的改進，可更為真實的模擬土壤中水流的運動情況。

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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

黑龍江省灌溉與排水兩用渠道設計實用技術研究(201307)

宋長虹(1978-)，男，內蒙古赤峰人，高級工程師；王影桃(1980-)，女，黑龍江安達人，高級工程師。

S152.7

B