土壤导水性，即土壤传输水分的能力，对几乎所有土壤应用都有影响。它对了解完整的水平衡至关重要，也用于估算地下水通过软弱带的补给量。水文学家需要水力传导性数值来建模，研究人员则用它来确定土壤健康状况或预测水在不同田间地点如何流经土壤。农业决策基于水力传导性来确定灌溉率或预测侵蚀或养分沥滤。此外，它还用于确定垃圾填埋场的覆盖效果。岩土工程师在设计蓄水池、路基、雨水花园或任何旨在收集径流的系统时都需要它。它还可用于了解无土基质中植物的可用水量。基本上，如果您想预测水在土壤系统中的流动情况，就需要了解导水性，因为它决定着水的流向。如何测量？本文将探讨如何测量水导率、水导率是什么以及常用方法的优缺点。
在科学术语中，导水性被定义为多孔介质（例如土壤）在饱和或接近饱和的条件下传输水的能力。公式 1 说明了这一含义。如果i表示水流量（单位时间内单位面积的水量），则等于K（水力传导性）乘以水头梯度dh/dz。水头梯度（或水势梯度）是导致水在土壤中流动的力。K是该驱动力与土壤中水流量之间的比例系数。
水头（水势）可扩展为两个主要部分。m是母水头（母势），而hg是重力水头（重力势能）。换句话说，导致水在土壤中流动的既有母力，也有重力。
重力梯度dhg/dz等于1。最初，当水施加到土壤中时，母力会将水迅速吸入土壤（见下图2）。但如果渗入时间较长，土壤非常潮湿，则水头就会变为 0。
因此，在延长时间内，渗透率与导水率大致相等。由此可以了解土壤导水性的含义。如果长时间施水，水渗入土壤的速度将大致等于导水率。
导水性取决于土壤质地、颗粒大小分布、粗糙度、迂回度、形状和导水孔隙的相互连接程度等因素。如果只考虑土壤质地，质地较粗的土壤通常比质地较细的土壤具有更高的导水率。然而，土壤结构和孔隙结构会对土壤的导水能力产生重大影响。
有结构的土壤通常含有较大的孔隙，而无结构的土壤则孔隙较小。图 1（下图）说明了结构良好的粘性土与结构不良的粘性土之间的区别，以及结构对导水率的重要性，尤其是在饱和或接近饱和时。
生物孔隙、根系通道或动物洞穴如果含有水，就会增加饱和导水性。如果因为没有到达地表而没有充满水，则会降低导流能力。另一个影响因素是土壤的压实度或密度，以及土壤的含水量或水势。
土壤要么是饱和的，要么是非饱和的，因此土壤导水性被称为饱和导水性 (Ks/Kfs) 或非饱和导水性 (K(Ψ))。研究人员使用实验室仪器KSAT和 HYPROP）绘制出水力传导性曲线，图中显示了特定土壤在不同饱和/不饱和度下的传导性值。这些曲线可以预测不同水势下各类土壤中的水流量。
图 1 显示了三种不同土壤的导水曲线。纵轴为 0 水头（水势）。右侧的值表示饱和导流值。左边的值表示非饱和值。结构不良的粘性土壤（下线）的饱和导流系数比沙质土壤低得多。这是因为粘质土壤的孔隙较小，流动路径受到较大限制。但是，如果粘质土壤（虚线）具有良好的结构（即含有聚集体，聚集体之间有较大的孔隙，从而形成较好的流道），那么其饱和导水性可能会高于砂土的导水性。
在图 1 的左侧，水头（水势）为负值，土壤开始脱饱和，孔隙变空。随着孔隙（尤其是大孔隙）被掏空，导水率急剧下降。因此，非饱和导流率总是较低，在大多数情况下，比土壤饱和时的导流率低几个数量级。
请注意，结构不良的粘性土和结构良好的粘性土的非饱和导水性最终会相遇。这是因为在某一点上，大孔隙不再对水流起作用，而只在土壤颗粒之间的中孔隙中流动。另外需要注意的是，无结构砂土的非饱和导水性曲线一开始高于粘性土，但随着土壤的干燥，非饱和导水性会变得低于粘性土。
饱和导水力（Ks）与实地饱和导水力（Kfs）不同。这是因为在实验室测量饱和导水系数时，土壤岩心可以达到完全饱和。但在野外，很难使土壤达到完全饱和。为什么呢？通常情况下，从顶部渗透时，空气没有地方排出，因此土壤中最终会夹带空气（图 2）。
这就造成了不完全饱和的情况，因此称为实地饱和导水性（Kfs）。由于夹带的空气会减缓水流速度，Kfs通常低于Ks。
研究人员使用许多不同的实验室和现场技术测量饱和和非饱和土壤的导水率。本文将探讨一些最常用的方法。
流动池测量通常是在带到实验室的土壤岩心上进行的。它们可以测量未扰动或扰动的土壤样本，但样本大小取决于流动池的设计。它们可以使用恒定水头或下降水头测量技术。
图 3 显示了典型流动池的工作原理（还有其他设计）。土芯在插入流动池之前已经饱和。来自水源的水通过土芯顶部，然后测量稳态流速。然后利用该值确定渗透率。根据恒定水头和下降水头技术进行修正，从i（渗透率）到Ks值（代表 0 压力水头影响）。
| 优势 | 缺点 |
|---|---|
| 简单计算 | 膨胀性土壤受限 |
| 不对三维流动进行修正 | 数值可能与实地方法不同 |
| 区分不同的视野 | 需要额外的自动化设备 |
| 可同时测量多个样品 | 专用实验室空间 |
| 设置相对简单 | 表面积小 |
流动池的计算很简单，因为水是通过已知区域渗入的，消除了三维（横向）流动。另一个优点是土壤层可以分开--您可以从不同的土壤层取样，以确定哪一层可能是限制因素。
流式细胞仪易于安装，但设备的自动化则较为复杂。它需要专门的实验室空间，因为大型自动化设备需要保持设置状态。流动池的另一个局限性是，当膨胀性土壤被润湿时，它会在封闭的土壤核心中膨胀，从而压缩土壤孔隙，改变土壤性质。这可能会导致土壤导水性被低估。为克服这一问题，应在土壤接近饱和时取样。
流动池（以及所有实验室技术）的一个问题是实验室数值与实地数值不同。在采集土壤岩芯时，野外封闭的大孔隙可能会被打开。由于水流更容易通过开放的孔隙，因此有可能高估导水率。此外，一个小的土芯无法考虑空间变化。因此，需要采集更多的样本才能准确反映实地情况。
测量仪的 KSAT与流动池类似，但它简化并加快了测量过程，因为自动化功能已内置在设备中。
它既能采用下降技术，也能采用恒定水头技术。KSAT 使用一个小土芯，它有一个带滴定管的水柱来控制水流（图 4）。
水流通过滴定管，进入样品底部，然后从样品顶部流出。KSAT 使用压力传感器自动测量来自水柱的压头。计算机读取压力传感器的读数，软件自动进行计算，并根据不同温度下水的粘度变化进行校正。使用水头下降技术时，压力传感器测量水柱的变化，软件计算出该样本的流速和水力传导率。
与流动池一样，KSAT的局限性也是由于其表面积较小，而且是密闭采样。因此，在为该设备取样时也要考虑到这一点。
该 KSAT的最大优点是一切都自动化，节省时间，而且不需要太多的实验室空间。此外，它还可以与 HYPROP自动生成饱和及非饱和导水曲线上的点。观看视频，了解如何操作。
实地技术能更好地反映实地实际情况。环形渗透仪是一个薄壁开口圆筒，插入土壤一定深度（通常约 5 厘米），用于测量田间饱和导水性。使用恒定水头或下降水头技术，水会从环形渗入。这可以手动完成，也可以自动完成，这样就可以同时进行多次测量。有多种圆筒排列方式，包括单环和双环（或同心环）渗透仪。
单环渗透仪使用一个测量筒（图 5），通过恒定水头或下降水头技术将水渗入测量筒。在使用恒定水头技术时，通常会使用一个带有马里奥特气泡器的蓄水池来控制环内的流量和水位。当水渗入圆环时，会在水平方向和垂直方向向土壤移动，因此必须对三维流动进行修正。
单环渗透仪的直径从 10 厘米到 50 厘米不等。环直径越大，意味着可测量的面积越大，从而能更好地反映空间变化。
双环（或同心环）渗透仪有一个测量筒，放置在一个较大的缓冲筒内。缓冲筒的作用是防止水流偏离测量筒，以简化分析。理论上，测量筒只测量垂直方向的水流，不测量水平方向的水流。这种方法使用下降水头或恒定水头技术，两个圆筒内必须保持相同的水位，以获得相同的压力梯度，这通常需要大量的水。
环形渗透仪的环形面积较大，考虑到了更多的空间变化，因此比实验室仪器更能代表实地情况，这意味着它们更有助于建模。不过，测量需要大量的水--假设渗透率约为 30 厘米/小时，每小时需要 60 至 100 升水（高电导率土壤可能需要 300 多升/小时），很难拖运。而且测量也很耗时，根据测量环的大小，需要两到三个小时。
另一个问题是需要估算土壤宏观毛细管长度系数（简称 Alpha），以校正三维流动。有一些表格可以估算 Alpha 参数，但如果估算错误，就会导致对水力传导性的估算不准确。
而且，缓冲筒往往不能有效阻止横向流动。通过实验室和建模分析，这一点已在文献中得到证实。因此，假设只有垂直方向的水流，计算结果可能会高估。
METER 的 SATURO自动采用了行之有效的双压头法，在两个不同的压头下测量渗透情况，从而简化了测量过程，避免了潜在的人为误差。
它在土壤顶部蓄水，利用气压形成两个压力头，水泵自动保持正确的水位。其内部处理器可自动计算现场饱和导水性，无需对数据进行后期处理。
该系统 SATURO将自动化和简化的数据分析集于一身。它只需一个人携带和安装，由于能自动保持正确的水位，因此无需不断测量和调整。
测量需要一些时间，但比环形渗透仪要短得多，而且可以在无人看管的情况下操作。您可以同时使用多台仪器，而且无需估算阿尔法系数，消除了常见的误差来源。它使用两个 20 升的水袋，但需要的水量比双环渗透仪少 得多，因为它不需要一个大的外环。
在下面的网络研讨会中，Gaylon S. Campbell 博士将讲授水力传导性的基础知识以及SATURO 自动双水头渗透仪背后的科学原理。
压力浸润器与单环浸润器类似，只是环顶部有一个附件，可以控制施加在环上的压头（图 8）。
用户在一定时间内使用单一压头，然后在设定的时间间隔内切换到较高的压头，再在设定的时间间隔内切换回较低的压头。如此反复，直到两个压头的渗透率都达到准稳定状态。不同压头下的渗透率可用来估算 Alpha 值或吸水率等数值。
| 优势 | 缺点 |
|---|---|
| 测量 (𝛂) 可以改进Kfs分析 | 更复杂的测量仪器 |
| 还可用于测定吸水率和母质通量电位 | 多头技术需要更多时间 |
| 非自动化--需要更多工作 |
这项技术可让您进行多水头分析，从而进行其他测量，如吸水率和母质通量势能。此外，您还可以测量宏观毛细管长度因子（阿尔法值）而不是估算，这样就消除了三维流动校正时的潜在误差来源。
但这是一种更复杂的测量设备。需要更多的自动化，尤其是切换压力头。而且在两个压力头达到稳定的渗透率也很耗时。
钻孔渗透仪的设计有多种（不在本文讨论范围内），但我们在此探讨其基本原理。
钻孔渗透仪采用恒定水头法，以避免因检查钻孔内水的高度而产生误差。使用钻孔渗透仪时，先将钻孔钻至所需深度，将渗透仪安装在井上，然后插入马里奥特气泡器，以保持钻孔内的恒定水头。然后计算流入量，等待稳定状态，并利用这些值计算水力传导率，之后进行三维流动校正。通过改变钻孔内的水位和压头，可以进行单水头和多水头分析。
| 优势 | 缺点 |
|---|---|
| 测量 (𝛂) 可以改进Kfs分析（仅在使用多头分析时）。 | 表面积小 |
| 不同土层的分析 | 测量时间长 |
| 可用于测定吸水率和基质通量电位 | 潜在的淤积和淤塞 |
| 测量表面不可见 |
如果使用多水头分析法，渗透仪可以测量阿尔法，消除潜在的误差来源，还可以确定吸水率和母质通量潜势。此外，它还更容易测量不同的土层，因为只需钻一个小孔，而环形渗透仪则需要大面积挖掘。
渗透仪只能测量较小的表面积，因此需要进行更多的测量才能获得实地情况。而且测量时间较长，尤其是在进行多头分析时。
另一个问题是钻孔内的涂抹和淤积（即钻进时可能会涂抹地表）。这会封闭孔隙，使其无法导水，从而导致估算偏低。由于不可见，很难判断是否发生了涂抹或淤积。不过，有一些方法可以减少这些问题。
流动池也可用于测量非饱和水力传导性（K(Ψ)），但与饱和水力传导性不同，测量需要使用张力计（图 10）。
水从水源流出，流经样本，然后流出土芯。两个张力计监测水势，用户控制从低到高的流速，使土壤在非饱和条件下透水。保持恒定的流速，直到两个张力计读出相同的水势（土壤吸力）。这些测量值和流速用于确定特定水势下的非饱和导水性。为了获得保留特性，用户还要测量土壤核心含水量。重复上述步骤可确定非饱和导水曲线上的不同点。
| 优势 | 缺点 |
|---|---|
| 同时具有透水性和保水性 | 需要一种保持恒定流量的方法 |
| 估算同一土柱上的饱和流和非饱和流参数 | 复杂的操作 |
流动池可让您同时测量非饱和水力传导性和滞留特性，从而生成部分土壤水分释放曲线。此外，您还可以测量同一土柱的饱和与非饱和流动参数。
然而，这种技术需要用泵来控制和改变流速，操作复杂。流动池也需要实验室空间，而且自动化需要复杂的仪器。
蒸发法由 Wind 于 1968 年首次提出。该方法需要在不同深度插入带有张力计的土芯。最初饱和的土芯顶部是开放的，底部是封闭的，只允许从表面蒸发。这就在土芯中形成了一个母势梯度。随着时间的推移，水分蒸发，土壤岩心的质量和梯度也会随之测量，从而计算出垫流势或非饱和导水性。这种技术需要恒定的蒸发率，以便同时测量水头和含水量，从而测量非饱和导水率并生成土壤水分释放曲线。
METER's HYPROP是一种基于简化版 Wind/Schindler 蒸发技术的实验室仪器。
HYPROP 内有两个不同高度的张力计，位于一个只在表面开放的土芯内（图 11）。
HYPROP 位于天平上，测量土壤核心随时间蒸发的质量。它可生成土壤保留特性和非饱和导水性。非饱和水力传导性是通过反演达西方程（公式 4）计算得出的。
| 优势 | 缺点 |
| 同时具有透水性和保水性 | 接近饱和时的 K(Ψ) 数据不可靠 |
| 自动测量 | 学习曲线 |
| 出色的测量分辨率 | 只有解吸特性 |
HYPROP HYPROP 可在您做其他事情时自动生成非饱和导水性曲线，从而节省时间。除接近饱和状态外，它还能同时提供高分辨率（200 多个数据点）的透水性和保水性。将它与 （用于曲线的饱和端）和水势仪（用于干土）结合使用，可同时生成非饱和导水率曲线。KSAT WP4C水势仪（干燥土壤）相结合，生成完整的土壤水分释放曲线。 通过以下视频了解有关土壤水分释放曲线的更多信息。
张力计 HYPROP它确实有一个学习曲线，但一旦你 学习了如何填充张力计，它的设置就会变得很简单。一旦安装完毕，它就可以完全自动化。请注意，HYPROP 只测量解吸（失水）特性，因为它是一种蒸发方法，所以可能与吸附（加水）特性存在差异。
张力渗透仪只能测量非饱和导水性。在土壤上放置一块多孔板（图 12），水在吸力作用下被抽出，吸力由一个装有马略特气泡器的塔控制。
它通过将气泡管更深地插入水中来控制负吸力，从而提高吸入空气所需的能量，以取代通过该装置吸入的水。这种技术允许使用瞬态或稳态方法进行分析。
瞬态法：测量随时间变化的渗透率，并推断出稳定状态。
稳态法：随着时间的推移，达到渗透率稳态。
张力渗透仪在施加吸力的情况下将水渗入土壤，因此您可以测量不同负吸力下的渗透率，以区分孔隙大小。吸力越大，孔隙就必须越小，才能将水吸出。这也是一种三维渗透技术，因此需要对水流进行三维分析。
| 优势 | 缺点 |
|---|---|
| 可控吸力 | 稳态方法耗时长 |
| 较大的磁盘会产生更多的空间变化 | 需要估算土壤特性，以校正三维流动 |
| 吸附性和排斥性的估算 |
张力渗透仪的优势在于，通过控制吸力可以测量特定母势下的非饱和水力传导性。使用较大的圆盘可以考虑更多的空间变化。不过，这可能并不重要，因为大孔隙是空间变化的主要来源，而且它们的排水吸力很低。张力渗透仪还可用于估算吸水率和排斥率，这对森林火灾后的疏水性研究非常有用。
其局限性在于稳态法耗时较长，而且与瞬态法一样，可能会出现误差（尤其是在初始渗透率较高的非常干燥的土壤中）。因此，最好进行多次测量。该技术需要对阿尔法进行估算，以校正三维流动--这是一个潜在的误差来源。但总的来说，这是一项很好的实地技术。
不要以为在田地中的同一土壤类型中可以使用相同的土壤导水力值。事实并非如此，尤其是在土地用途和景观位置不同的情况下。一位研究人员发现，同一土壤类型的水力特性发生了巨大变化。他的研究地点从原生草原、改良牧场到传统耕作，三块田地的景观位置都发生了很大变化。
图 13 显示了山顶、背斜和山脚的牧场和草原的相同趋势。背坡的土壤导水率值较高，而坡脚的土壤导水率值最低。这部分是由于卡蒂娜效应（由于山顶的溶质沥滤和山脚的溶质沉淀，土壤的水力特性和化学组成发生了变化）造成的。有趣的是，这种趋势在传统耕作地点并不明显，这可能是由于该地点受到了干扰（定期翻耕）。
一种策略是测量整个田块的体积导电率，以估算实际的空间变异性。有了这些信息，您就可以决定在哪里进行测量，以及需要测量多少次才能涵盖田间的空间变化。图 14 是使用 EM38 设备测量大量导电率后生成的田间导电率图。
该地图有助于研究人员将实地划分为不同区域，并决定在哪里进行测量。在这种情况下，研究人员选择在每个选定的点（白叉）对实地饱和水力传导性进行一式三份的测量。
六段简短的视频将向您传授有关土壤含水量和土壤水势的所有知识--以及为什么要同时测量它们。 此外，您还可以掌握土壤导水性的基础知识。
我们的科学家拥有数十年帮助研究人员和种植者测量土壤-植物-大气连续体的经验。
了解有关测量土壤湿度的更多信息。下载 "研究人员土壤水分完整指南"。
要了解土壤水分和土壤水势如何共同作用，请下载 "研究人员的水势完整指南"。
由于特定土壤的阿尔法估算误差和三维流动缓冲不足，饱和水力传导系数（Kfs）测量不准确的情况很常见。
世界著名的土壤物理学家盖伦-坎贝尔博士（Dr. Gaylon Campbell）将向您传授土壤水过程简单模型所需的知识。
大多数人只从一个变量--含水量--来看待土壤湿度。但要描述土壤中水的状态，需要两种变量。
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