水平土柱法測定非飽和土壤水力擴散度實驗

申云云，朱樹輝

( 青縣水利局，河北 青縣062650)

1 概 述

我國是農業大國，如何保持農業的可持續發展、提高水資源的有效利用率、確保水土和水與環境之間的平衡是亟待解決的問題［1］，研究土壤水分運移特性和參數成為農業可持續發展不可或缺的因素［2］。

1.1 水力擴散度

土壤水力擴散是土壤水力傳導度與土壤比容水度的比值，量綱為［L2T－1］，常以符號D( θ) 表示，它是為簡化非飽和土壤水流方程而設置的一個參數。

非飽和土壤水力擴散度，又叫擴散率或擴散系數，水力擴散度是非飽和土壤水分運動的一個重要指標。對于地表水—土壤水—地下水轉化規律的研究、農田土壤水分預測預報、區域水鹽運動規律的研究等，它是一個必不可少的參數，其值的大小對計算結果有較大影響［3－4］; 它是運用土壤水動力學基本原理建立土壤水運動的數學模型，模擬不同降雨或灌溉強度下土壤含水量的一維空間分布、入滲、徑流過程和產流總量以及溶質運動、污染物遷移等水分運動過程研究中必不可少的重要參數［5］。

1.2 常用的測定方法

非飽和土壤水分運動擴散度的計算早已為人們所重視。用水平土柱測定非飽和土壤水分擴散度實驗，普遍使用的方法是Bruse 和Klute(1956年) 提出的，即利用一個半無限長水平土柱吸滲實驗，忽略重力作用，根據一維水平流動的偏微分方程和定解條件，引入Boltzmann 變換后，將偏微分方程化為常微分方程，用解析法求得計算公式，再由實驗資料列表計算D( θ) 值。此法不失為室內測定D( θ) 的重要方法之一。在非飽和土壤水分運動研究中起到了重要的作用。水平土柱法是實驗室測定土壤水力擴散度D( θ) 的非穩定流方法，最早由Bruse 和Klute(1956) 提出。該方法是依據土壤水分在較長的( 水平半無限邊界) 均質土柱中發生水平運動的情況進行分析計算的，本文中即采用此方法［6］。

2 實驗裝置及原理

2.1 實驗原理

水平土柱法是實驗室測定土壤水力擴散度D( θ) 的非穩定流方法，最早由Bruse 和Klute(1956) 提出。該方法是依據土壤水分在較長的( 水平半無限邊界) 均質土柱中發生水平運動的情況進行分析計算的［7］，其裝置如圖1 所示。

2.2 實驗裝置

實驗裝置的構件與土壤水力傳導度測定實驗基本相同，包括水勢、水量及溫度的傳感器，且數量也完全相同，因此，兩個參數的測定實驗采用一套主機，兩套輸入系統的方法，所以整個數據自動采集系統的工作原理完全一致，測定實圖見圖2。

圖1 水平土柱法實驗室測定原理示意圖Fig.1 Diagram of principle mensuration with the horizontal soil column method in laboratory

圖2 水平土柱法實驗室測定實圖Fig. 2 Diagram of practical mensuration with the horizontal soil column method in laboratory

3 實驗步驟

1) 制備土樣及裝填土柱，準備好足夠的具有風干含水量的實驗土樣，按一定容重裝填，將螺桿旋緊然后水平放置。

2) 瞬時給進水室充水，并使供水平水裝置定位。

3) 開始計時并記下馬氏瓶中水位的初始讀數。

4) 經過一段時間( 濕潤鋒未到達土柱末端之前) 后，記錄水勢傳感器讀數，即可停止供水，結束實驗，記下整個實驗的歷時及總入滲水量。

4 實驗結果分析

以某區原位砂土深30 cm和黏土深60 cm兩種土壤為實驗對象，分別作3個平行實驗，實驗結果見表1。

表1 不同土樣的非飽和水力擴散度表Table 1 The table of unsaturated hydraulic diffusivity in different soil

4.1 沙土30 cm非飽和擴散度

沙土30 cm非飽和擴散度試驗結果見表2。

表2 砂土30 cm的非飽和水力擴散度表Table 2 The table of 30 cm sand unsaturated hydraulic diffusivity

圖3 沙土30 cm－A 水力擴散度與土壤含水量關系圖Fig 3 The relational chart of 30 cm sand hydraulic diffusivity and soil water content.

圖4 沙土30 cm－B 水力擴散度與土壤含水量關系圖Fig 4 The relational chart of 30 cm sand hydraulic diffusivity and soil water content.

圖5 沙土30 cm－C 水力擴散度與土壤含水量關系圖Fig 5 The relational chart of 30 cm sand hydraulic diffusivity and soil water content.

4.2 黏土60 cm非飽和擴散度

表3 黏土60 cm的非飽和水力擴散度表Table 3 The table of 60 cm sand unsaturated hydraulic diffusivity

圖6 黏土60 cm－A 水力擴散度與土壤含水量關系圖Fig 6 The relational chart of 60cmsand hydraulic diffusivity and soil water content.

圖7 黏土60 cm－B 水力擴散度與土壤含水量關系圖Fig 7 The relational chart of 60cmsand hydraulic diffusivity and soil water content.

圖8 黏土60 cm－C 水力擴散度與土壤含水量關系圖Fig 8 The relational chart of 60cmsand hydraulic diffusivity and soil water content.

5 結束語

通過分析比較可以看出:

1) 由于3 次實驗采用同一裝置進行測定，實驗時間及入滲水量均相同，影響實驗結果的主要因素就是土壤含水率的測定，在實驗結束的瞬間從各測點取土烘干( 在105℃～110℃的烘箱中烘干至恒重，約6 ～8 h) 來測定其含水率分布。實驗結果表明，3 次實驗所得含水率分布曲線基本吻合。

2)3 次實驗配線結果基本吻合，但從配線圖可以看出，在θ 較小時，測定結果比較精確，而在高含水率情況下擴散度均出現較大波動。

3) 水平土柱法是實驗室測定土壤水力擴散度D( θ) 的非穩定流方法，通過對某區土壤水運動參數的實驗室測定過程，可以肯定水平土柱法具有較高的直觀性，方便快捷。

［1］鄒朝望. 土壤水動力參數的測定及數值模擬分析［D］. 武漢:武漢大學，2004.

［2］徐紹輝，劉建立. 土壤水力性質確定方法研究進展［J］. 水科學進展，2003(4) : 494－501.

［3］程金茹，郭擇德. 非飽和土壤特性參數獲取方法［J］. 水文地質工程地質，1996(2) :56－58.

［4］沈榮開，張瑜芳，王富慶. 確定土壤水分運動參數的短柱試驗分析法［J］. 武漢水力電力大學學報，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］張蔚臻. 地下水與土壤水動力學［M］. 北京: 中國水利水電出版社，1996:165－169.

［7］中國科學院南京土壤研究所. 土壤物理性質測定法［M］. 北京:科學出版社，1978.