申云云，朱树辉

( 青县水利局，河北 青县062650)

1 概 述

我国是农业大国，如何保持农业的可持续发展、提高水资源的有效利用率、确保水土和水与环境之间的平衡是亟待解决的问题［1］，研究土壤水分运移特性和参数成为农业可持续发展不可或缺的因素［2］。

1.1 水力扩散度

土壤水力扩散是土壤水力传导度与土壤比容水度的比值，量纲为［L2T－1］，常以符号D( θ) 表示，它是为简化非饱和土壤水流方程而设置的一个参数。

非饱和土壤水力扩散度，又叫扩散率或扩散系数，水力扩散度是非饱和土壤水分运动的一个重要指标。对于地表水—土壤水—地下水转化规律的研究、农田土壤水分预测预报、区域水盐运动规律的研究等，它是一个必不可少的参数，其值的大小对计算结果有较大影响［3－4］; 它是运用土壤水动力学基本原理建立土壤水运动的数学模型，模拟不同降雨或灌溉强度下土壤含水量的一维空间分布、入渗、径流过程和产流总量以及溶质运动、污染物迁移等水分运动过程研究中必不可少的重要参数［5］。

1.2 常用的测定方法

非饱和土壤水分运动扩散度的计算早已为人们所重视。用水平土柱测定非饱和土壤水分扩散度实验，普遍使用的方法是Bruse 和Klute(1956年) 提出的，即利用一个半无限长水平土柱吸渗实验，忽略重力作用，根据一维水平流动的偏微分方程和定解条件，引入Boltzmann 变换后，将偏微分方程化为常微分方程，用解析法求得计算公式，再由实验资料列表计算D( θ) 值。此法不失为室内测定D( θ) 的重要方法之一。在非饱和土壤水分运动研究中起到了重要的作用。水平土柱法是实验室测定土壤水力扩散度D( θ) 的非稳定流方法，最早由Bruse 和Klute(1956) 提出。该方法是依据土壤水分在较长的( 水平半无限边界) 均质土柱中发生水平运动的情况进行分析计算的，本文中即采用此方法［6］。

2 实验装置及原理

2.1 实验原理

水平土柱法是实验室测定土壤水力扩散度D( θ) 的非稳定流方法，最早由Bruse 和Klute(1956) 提出。该方法是依据土壤水分在较长的( 水平半无限边界) 均质土柱中发生水平运动的情况进行分析计算的［7］，其装置如图1 所示。

2.2 实验装置

实验装置的构件与土壤水力传导度测定实验基本相同，包括水势、水量及温度的传感器，且数量也完全相同，因此，两个参数的测定实验采用一套主机，两套输入系统的方法，所以整个数据自动采集系统的工作原理完全一致，测定实图见图2。

图1 水平土柱法实验室测定原理示意图Fig.1 Diagram of principle mensuration with the horizontal soil column method in laboratory

图2 水平土柱法实验室测定实图Fig. 2 Diagram of practical mensuration with the horizontal soil column method in laboratory

3 实验步骤

1) 制备土样及装填土柱，准备好足够的具有风干含水量的实验土样，按一定容重装填，将螺杆旋紧然后水平放置。

2) 瞬时给进水室充水，并使供水平水装置定位。

3) 开始计时并记下马氏瓶中水位的初始读数。

4) 经过一段时间( 湿润锋未到达土柱末端之前) 后，记录水势传感器读数，即可停止供水，结束实验，记下整个实验的历时及总入渗水量。

4 实验结果分析

以某区原位砂土深30 cm和黏土深60 cm两种土壤为实验对象，分别作3个平行实验，实验结果见表1。

表1 不同土样的非饱和水力扩散度表Table 1 The table of unsaturated hydraulic diffusivity in different soil

4.1 沙土30 cm非饱和扩散度

沙土30 cm非饱和扩散度试验结果见表2。

表2 砂土30 cm的非饱和水力扩散度表Table 2 The table of 30 cm sand unsaturated hydraulic diffusivity

图3 沙土30 cm－A 水力扩散度与土壤含水量关系图Fig 3 The relational chart of 30 cm sand hydraulic diffusivity and soil water content.

图4 沙土30 cm－B 水力扩散度与土壤含水量关系图Fig 4 The relational chart of 30 cm sand hydraulic diffusivity and soil water content.

图5 沙土30 cm－C 水力扩散度与土壤含水量关系图Fig 5 The relational chart of 30 cm sand hydraulic diffusivity and soil water content.

4.2 黏土60 cm非饱和扩散度

表3 黏土60 cm的非饱和水力扩散度表Table 3 The table of 60 cm sand unsaturated hydraulic diffusivity

图6 黏土60 cm－A 水力扩散度与土壤含水量关系图Fig 6 The relational chart of 60cmsand hydraulic diffusivity and soil water content.

图7 黏土60 cm－B 水力扩散度与土壤含水量关系图Fig 7 The relational chart of 60cmsand hydraulic diffusivity and soil water content.

图8 黏土60 cm－C 水力扩散度与土壤含水量关系图Fig 8 The relational chart of 60cmsand hydraulic diffusivity and soil water content.

5 结束语

通过分析比较可以看出:

1) 由于3 次实验采用同一装置进行测定，实验时间及入渗水量均相同，影响实验结果的主要因素就是土壤含水率的测定，在实验结束的瞬间从各测点取土烘干( 在105℃～110℃的烘箱中烘干至恒重，约6 ～8 h) 来测定其含水率分布。实验结果表明，3 次实验所得含水率分布曲线基本吻合。

2)3 次实验配线结果基本吻合，但从配线图可以看出，在θ 较小时，测定结果比较精确，而在高含水率情况下扩散度均出现较大波动。

3) 水平土柱法是实验室测定土壤水力扩散度D( θ) 的非稳定流方法，通过对某区土壤水运动参数的实验室测定过程，可以肯定水平土柱法具有较高的直观性，方便快捷。

［1］邹朝望. 土壤水动力参数的测定及数值模拟分析［D］. 武汉:武汉大学，2004.

［2］徐绍辉，刘建立. 土壤水力性质确定方法研究进展［J］. 水科学进展，2003(4) : 494－501.

［3］程金茹，郭择德. 非饱和土壤特性参数获取方法［J］. 水文地质工程地质，1996(2) :56－58.

［4］沈荣开，张瑜芳，王富庆. 确定土壤水分运动参数的短柱试验分析法［J］. 武汉水力电力大学学报，1996，29(1) :7－10.

［5］Waston K K. An instantaneous profiles method of determining the hydraulic conductivity of unsaturated porous material［J］. Water Resources Research，1966(2) :709－715.

［6］张蔚臻. 地下水与土壤水动力学［M］. 北京: 中国水利水电出版社，1996:165－169.

［7］中国科学院南京土壤研究所. 土壤物理性质测定法［M］. 北京:科学出版社，1978.