Variation Law and Influencing Factors of Soil Saturated Hydraulic Conductivity in Jianghan Plain
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摘要: 目前对影响土壤饱和渗透系数规律的机理缺乏深刻认识.以不同沉积环境、不同岩性及不同土地利用方式的江汉平原汉江下游浅层土壤为对象，采用改进的TST-55型土壤渗透仪开展室内变水头达西实验.结果表明，研究区内土壤饱和渗透系数平均值为4.94×10-5cm/s，服从对数-正态分布；粉砂壤土冲积物和湖积物的饱和渗透系数平均值为3.53×10-5cm/s和1.98×10-5cm/s，粉砂质粘壤土中，两者分别为8.13×10-7cm/s和5.88×10-7cm/s，同一岩性冲积物的饱和渗透系数较湖积物大；冲积物中，砂壤土、粉砂壤土和粉砂质粘壤土饱和渗透系数平均值为1.98×10-5 cm/s、3.53×10-5 cm/s和8.13×10-7 cm/s，表现为砂壤土>粉砂壤土>粉砂质粘壤土；耕作土壤中，粉砂壤土、粉砂质粘壤土的饱和渗透系数平均值为3.75×10-5 cm/s和8.11×10-7cm/s，非耕作土壤中，两者分别为1.88×10-6cm/s、5.93×10-7cm/s，同一岩性耕作土壤饱和渗透系数较非耕作土壤大.Abstract: At present,there is no deep understanding of the mechanism that affects the law of soil saturated hydraulic conductivity. The shallow soils in the lower reaches of Hanjiang River in Jianghan Plain from different sedimentary environment,lithologies and land use were sampled to carry out the variable head Darcy experiment by improved soil permeation instrument (TST-55).The results show that the mean soil saturated hydraulic conductivity is 4.94×10-5cm/s with log-normal distribution. In silty loam,the mean value of soil saturated hydraulic conductivity for alluvium and lacustrine deposits are 3.53×10-5cm/s and 1.98×10-5cm/s respectively,and the mean value for them is 8.13×10-7cm/s and 5.88×10-7cm/s in silty clay loam. For the same lithology,soil saturated hydraulic conductivity of alluvial sediments is obviously larger than that of lacustrine sediment. The average soil saturated hydraulic conductivity of sandy loam,silty loam and silty clay loam from high to low are 1.98×10-5cm/s,3.53×10-5cm/s and 8.13×10-7cm/s,respectively. The mean soil saturated hydraulic conductivities of silty loam and silty clay loam in cultivated soil are 3.75×10-5cm/s and 8.11×10-7cm/s,while the mean value of them are 1.88×10-6cm/s and 5.93×10-7cm/s in non-cultivated soil. The soil saturated hydraulic conductivity of cultivated soils is also higher than that of non-cultivated soils.
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0. 前言
土壤饱和渗透系数是研究植物可获取水分、地表水与地下水水分交替、溶质及污染物运移等土壤水分运移过程的基础(庄心善等，2013；Ma et al., 2016).饱和土壤的渗透系数控制着降雨入渗量及地表径流量，是农业不可或缺的参数(王健等，2020).土壤饱和渗透系数受多方面因素的影响，研究表明影响土壤饱和渗透系数的主要因素是土壤自身性质，包括土壤质地、容重、孔隙度、大于0.25mm水稳性团粒等(陈明珠等，2008).莫斌等(2016)研究发现，土壤容重越低，孔隙度越大，其渗透性能越强.深度及沉积环境也会对土壤渗透性能造成影响，蔡焕杰等(2016)发现，随着深度的增加，土壤容重增加，水稳性团粒逐渐瓦解，孔隙度及饱和渗透系数逐渐下降.赵建芳等(2019)通过室内外渗透实验认为相同岩性的冲积土壤饱和渗透系数较湖积物大.除去土壤自身因素外，植物体生长及利用方式的差异也会影响土壤渗透性能，Petersson et al.(1987)发现，表层土壤饱和渗透系数与植物根系的数量有极其显著的相关性；许明祥等(2002)利用圆盘入渗法研究了不同利用类型的土壤，发现土壤饱和渗透系数呈现出农地＞灌木＞草地＞林地的规律.由此可以看出，土壤质地、沉积环境、植物体生长及人为生产活动都会对土壤渗透性能产生重要影响，并在这些因素的共同作用下，土壤饱和渗透系数表现为较强的空间变异性.
目前的研究大多集中在土壤饱和渗透系数单一要素，或将土壤饱和渗透系数的影响因素作为补充研究，仅作规律性的阐述，对影响土壤饱和渗透系数规律的机理缺乏深刻认识.另外，在包气带水文学中，饱和渗透系数被认为是土壤重要的物理参数之一，也是包气带水分及溶质运移模拟不可或缺的参数；了解区域上土壤的渗透性能，对于因地制宜地种植作物、调节灌溉排水模式及合理规划土地利用方式，都具有重要意义.因此，迫切需要开展不同岩性、沉积环境以及不同土地利用条件下土壤饱和渗透系数分布规律及其机理研究，揭示土壤饱和渗透系数的空间变异性及其变化机理，并为包气带水分、溶质及污染物模拟提供数据支撑.
在过去的十几年中，土壤饱和渗透系数的确定包括现场原位测试(Perroux and White, 1988；林鸿州等，2017)、室内实验及数学模型预测等(胡顺军等，2011；Ilek and Kucza, 2014)，现场原位试验主要包括钻孔注水试验、双环入渗试验及Guelph入渗试验等(吕杰等，2013)，室内实验主要包括常规渗透实验、太沙基固结实验、三轴渗透实验及溶质示踪法等(Chapuis，2012；朱熹文等，2014).
研究区位于江汉平原汉江流域，考虑研究区内地下水位埋深小，一般小于2 m，采用现场原位试验并不理想；而且土壤岩性以粘性土为主，渗透能力弱，利用一般的TST-55型土壤渗透仪开展实验时水力梯度较小，测量周期较长，测量范围有限，受温度和蒸发的影响较为严重，精确度较低.张婧玮等(2017)在TST-55型土壤渗透仪的基础上加装气压改进装置，利用气压改变水力梯度，加速实验的进程，使得测量的渗透系数范围更大，结果更为准确.故采用改进后的TST-55型土壤渗透仪更有利于区内土壤饱和渗透系数的测定.
论文以江汉平原汉江下游不同岩性、不同沉积环境以及不同土地利用方式的耕作或非耕作土壤为研究对象，采用加入气压改进装置的TST-55型土壤渗透仪开展室内变水头达西实验，获取土壤饱和渗透系数、干密度、孔隙度、粒度等物理参数，以揭示不同岩性、不同沉积环境以及不同土地利用方式下土壤饱和渗透系数的变化规律及其影响因素，探讨土壤饱和渗透系数的变化机理.研究结果可为江汉平原土壤水分和溶质运移研究提供重要的参数支撑.
1. 实验原理和方法
实验采用的实验装置如图 1(张婧玮等，2017)所示，水柱开始高度接近供水箱顶部，于23cm刻度处.实验开始后，当单位时间内接水瓶所接水量和供水箱所排水量相同时，试样达到饱和.此后，任一时间t(s)作用于试样的水头Ht(cm)为：
$$ H_{t}=h_{t}+10^{2} \times P / \rho \mathrm{g}, $$ (1) 
图 1 加装气压改进装置的TST-55型土壤渗透仪Fig. 1. TST-55 soil permeometer with air pressure improvement device其中，ht为t时刻供水箱水柱高度(cm)，P为供水箱气压压强(Pa)，$ \rho $为流体密度(kg/m3)，g为重力加速度(N/kg).
根据达西定律，在t至t+dt时间内，作用于试样的水力梯度$i=H_{t} / L $，L(cm)为试样高度，流经试样的水量dQ1(cm3)为：
$$ \mathrm{d} Q_{1}=k i A \mathrm{~d} t, $$ (2) 其中，k为土壤饱和渗透系数(cm/s)，A为试样横切面积(cm2).
同时，在该时间段内，供水箱水柱下降高度为dh(cm)，则流入试样的水量dQ2(cm3)为：
$$ \mathrm{d} Q_{2}=a \mathrm{d} h \mathrm{d} t, $$ (3) 其中，a为供水箱横切面积(cm2).
此时实验处于饱和状态，即dQ1=dQ2，结合公式(1)~(3)得：
$$ \mathrm{d} t=a L \mathrm{~d} h / k A\left(h+10^{2} \times P / \rho \mathrm{g}\right), $$ (4) 设开始时间为t1，水柱高度为h1，作用于试样的水头$ H_{1}=h_{1}+10^{2} \times P / \rho \mathrm{g}$；结束时间为t2，水柱高度为h2，作用于试样的水头$ H_{2}=h_{2}+10^{2} \times P / \rho \mathrm{g}$.则：
$$\begin{array}{l} \int_{t_{1}}^{t_{2}} \mathrm{~d} t=\int_{H_{1}}^{H_{2}} \frac{L}{k A h} a \mathrm{~d} h, \end{array} $$ (5) $$ t_{2}-t_{1}=\frac{a L}{k A} \ln \frac{H_{1}}{H_{2}} $$ (6) 试样渗透系数k为：
$$ k=2.3 \times \frac{a L}{A\left(t_{2}-t_{1}\right)} \lg \frac{H_{1}}{H_{2}}. $$ (7) 气压式变水头实验装置中供水箱内径d2=5.05cm，横切面积a=38.48cm2；环刀高度L=4cm，内径d2=6.18cm，横切面积A=29.98cm2.
由于不同温度下测得的试样饱和渗透系数存在差异，利用修正公式统一修正为20℃下试样饱和渗透系数，以方便之后对比及分析.修正公式如下：
$$k_{20}=k_{T} \frac{\eta_{T}}{\eta_{20}}, $$ (8) 其中，kT为T ℃下试样的饱和渗透系数(cm/s)，${{\eta _T}} $、${{\eta _{20}}}$分别为T℃、20℃下流体的动力粘滞系数(10-6 kPa·s).
实验时用削土刀将所取得的原装样顶、底面削至与环刀平齐，连同环刀装入上述改进后的TST-55实验装置中，并用螺丝拧紧，避免漏水、漏气.加气压后按固定时间记录进水量、出水量、供水箱水柱高度及所加气压值，当进水量与出水量大致相等时，试样达到饱和；在相同的时间间隔内，连续记录5组上述数据后结束实验.利用公式(7)及公式(8)计算土壤饱和渗透系数并修正，饱和后的5组数据计算的渗透系数在允许误差范围内时计算其平均值，实验结束.
2. 研究区及采样概况
2.1 研究区概况
研究区位于江汉平原腹部(图 2)，涉及汉江与长江夹道南缘8个1∶5万标准图幅，沿汉江自西向东展布并向长江流域纵向延展至长江南岸赤壁，西起荆门、东至仙桃，面积约3 760km2，区内234、318、240国道，106、247省道等多条道路交错分布，交通十分便利.地形低洼平坦，地面高程(1954年黄海高程)在21~33m之间，地势整体西高东低，沿江河地区高，滨湖泊低，地貌形态简单，主要为河流及湖泊堆积地貌(王露霞等，2020).冲积平原位于汉江和长江沿岸，为一级阶地，由全新统冲积砂质砾石、淤泥质粉砂及粘土组成，多呈条带状分布于区内主要河流周缘.湖积平原多呈环带状分布于湖滨地带，由全新统湖积淤泥及淤泥质粘土组成，分布于汉江流域工作区湖泊较多的中部和东南侧及长江流域工作区的中部地区.
图 2 采样点分布及沉积环境分区Fig. 2. Sampling point distribution and sedimentary environment zoning研究区气候类型属于亚热带季风气候区，全年气候温和，雨量充沛，多年平均降雨量约950mm，降雨分布不均，主要集中在5~8月份(邢雯慧等，2019).研究区内河渠湖泊纵横交错，地表水系十分发育，汉江为区内最大的地表水系，自北西向南东方向贯穿研究区，是控制该区域地表水与地下水的重要因素(陈芳等，2014).研究区土壤类型较为简单，在长江和汉江沿岸的冲积平原、河流阶地、河漫滩地及滨湖地区广阔的低平地带主要分布潮土，水稻土则广泛分布在常年水稻种植区.
2.2 供试土壤
为探究土壤饱和渗透系数的变化规律，在2015~2018年7~8月份，针对沉积环境的不同，选取120组实验点采集样品，其中冲积物和湖积物分布区分别采集了100组及20组.在每个实验点上挖取一个长、宽、高分别为50cm、50cm和25cm的浅坑(图 3)，利用环刀(高度4cm，面积$ 29.98$cm2)取得固定深度25~30cm处原状土样.并在对应深度上取得50g扰动土采用激光粒度仪(美国贝克曼公司，型号LS13320)进行粒度分析，并依据美国农业部的定名标准识别土壤岩性.其中，考虑土地利用方式的差异，在耕地(包括黄豆地、玉米地、棉花地、芝麻地、甘蔗地、油菜地、小麦地及水稻田等)和非耕地(包括草地、林地等)分别采集了104组和16组实验样品，采样时黄豆、玉米、棉花等旱地作物生长周期长，临近成熟；江汉平原水稻为一年两熟，水稻田中布置的实验点在水稻收获后，秸秆留存土地翻耕前采集样品，从而避免不同作物生长对土壤饱和渗透系数的影响遭到较为严重的人为破坏，且播种前及作物生长周期内农业生产活动对饱和渗透系数的影响得到保留.不同图幅取样时间存在较大差异，由于每年样品采集区域均为常年农作物及林木生长区域，即使在不同的时间，也可在相似的土地利用类型及沉积环境开展取样，因此可认为样品采集时间差异不会成为影响土壤饱和渗透系数的主要因素.
图 2为各采样点的空间分布，采样点的布置不仅选取在常年农作物及林木生长区域，还对研究区不同水系沉积物在平面上进行控制.区内主要水系包括汉江、长江、东荆河、通顺河及内荆河，他们将研究区划分为许多大小不一的地块单元，充分考虑地块单元大小规划相应数量的采样点，使采样点尽可能均匀地分布，从而获得在空间上较为完整的数据.
3. 结果与分析
3.1 统计分析
基于室内变水头达西实验，获得原状土饱和渗透系数、孔隙度及干密度；通过粒度分析实验，以美国农业部标准识别土壤岩性，实验成果统计见表 2.
表 1 研究区实验点分布情况Table Supplementary Table Basic information of the study area沉积类型 样品数(个) 土地利用类型 样品数(个) 冲积物 100 耕地 11 非耕地 89 湖积物 20 耕地 15 非耕地 5 表 2 实验成果统计Table Supplementary Table The statistical experiment results最小值 最大值 平均值 CV(%) 粘粒含量(%) 0.04 26.51 5.77 105.1 粉粒含量(%) 10.70 95.11 70.51 24.9 砂粒含量(%) 3.27 84.66 23.55 76.5 孔隙度 0.40 0.59 0.48 6.4 干密度(g/cm3) 1.05 1.62 1.37 8.5 饱和渗透系数(cm/s) 3.21×10-7 1.28×10-3 4.94×10-5 270.5 注：CV为变异系数. 从表 2可以看出，研究区内土壤粉粒含量最高，达70.51%，其次为砂粒和粘粒含量，分别为23.55%和5.77%；土壤孔隙度平均值为0.48，干密度平均值为1.37g/cm3，变异系数分别为6.4%和8.5%，变异性较小；土壤饱和渗透系数值在3.21×10-7~1.28×10-3cm/s之间，相差约4个数量级，平均值为4.94×10-5cm/s，变异系数大，达到270.5%，说明土壤饱和渗透系数具有较大的空间变异性.
土壤饱和渗透系数的统计分布一般包括正态分布、对数-正态分布、双峰或多峰分布及Levy标准分布，其分布特征主要取决于土壤岩性组成及其不均匀程度(Chen，2005；张抒等，2018).低渗透性的细孔隙介质多适用于正态分布及Levy标准分布，双峰分布通常适用于渗透系数差异较大的不均匀介质(砂粒、粉粒及粘土的混合)；对数-正态分布在均质及非均质介质中均能良好地适用，运用最广泛，但相较而言其对大孔隙介质具有最好的拟合效果(Rehfeldt et al., 1992).将研究区内耕作及非耕作土壤饱和渗透系数对数化后进行正态性检验，其显著性分别为p=0.67及p=0.31，均大于0.05，可认为研究区内土壤饱和渗透系数均服从对数-正态分布特征(图 4).
图 4 耕作(a)和非耕作(b)土壤饱和渗透系数分布特征Fig. 4. The distribution characteristics of saturated hydraulic conductivity of cultivated soil(a) and non-cultivated soil(b)3.2 空间分布规律
汉江流域及长江流域采集的样品数分别为89组及21组，结果显示汉江流域与长江流域岩性存在明显的差别，汉江流域岩性主要为砂壤土及粉砂壤土，长江流域主要为粉砂壤土及粉砂质粘壤土(图 5).其中，砂壤土分布于沿汉江的冲积区内，呈分散的扇状分布，粉砂质粘壤土则仅在长江流域东荆河和内荆河下游的河间地块分布，汉江流域的沉积物颗粒较长江流域明显更粗.
同为粉砂壤土，汉江冲积物粘粒含量的平均值为3.94%，而长江流域冲积物粘粒含量高达12.36%.沉积物颗粒的粗细也导致了土壤物理性质的差异，同为冲积成因的粉砂壤土，汉江流域的土壤饱和渗透系数、干密度、孔隙度的平均值分别为3.62×10-5cm/s、1.36g/cm3及0.49(图 6)，长江流域的土壤饱和渗透系数、干密度、孔隙度的平均值分别为5.71×10-6cm/s、1.49g/cm3及0.43(图 6).汉江流域土壤饱和渗透系数、孔隙度较长江流域更大，干密度较长江流域更小.
图 6 汉江流域和长江流域冲积成因粉砂壤土参数对比Fig. 6. Comparison of parameters of silty loam in alluvial sendiments between Hanjiang River basin and Yangtze River basin3.3 不同条件下土壤饱和渗透系数变化规律及其影响因素
3.3.1 不同条件下土壤饱和渗透系数变化规律
(1)沉积环境.考虑岩性的影响，分别统计各岩性不同类型沉积物的土壤饱和渗透系数.在粉砂壤土中，湖积物的饱和渗透系数平均值为1.98×10-5cm/s；冲积物的平均值为3.53×10-5cm/s(图 7)，约为湖积物的2倍.粉砂质粘壤土中冲积物和湖积物的饱和渗透系数平均值分别为8.13×10-7cm/s和5.88×10-7cm/s(图 7)，冲积物的饱和渗透系数亦较湖积物偏大，但均在一个数量级内变化.
图 7 不同沉积类型土壤饱和渗透系数Fig. 7. Soil saturated hydraulic conductivity of different sedimentary types另外，对于相同岩性不同沉积环境的土壤，粉砂壤土冲积物及湖积物变化范围分别为4.24×10-7~3.28×10-4cm/s及3.80×10-7~1.52×10-4cm/s(图 7)，粉砂质粘壤土冲积物及湖积物变化范围分别为3.31×10-7~1.59×10-6cm/s及3.21×10-7~8.55×10-7cm/s(图 7)，冲积物土壤饱和渗透系数的空间变异性明显较湖积物大.
(2) 土壤质地.土壤岩性与饱和渗透系数密切相关，从图 7中可以看出，在冲积物中，砂壤土、粉砂壤土和粉砂质粘壤土的饱和渗透系数平均值分别为1.98×10-4 cm/s、3.53×10-5cm/s和8.13×10-7cm/s，呈现出砂壤土 > 粉砂壤土 > 粉砂质粘壤土的规律，粉砂质粘壤土的土壤饱和渗透系数明显偏小，较砂壤土和粉砂壤土小2~3个数量级.在湖积物中，粉砂壤土和粉砂质粘壤土饱和渗透系数平均值分别为1.95×10-5cm/s和5.88×10-7cm/s，呈现出粉砂壤土 > 粉砂质粘壤土的规律.
总体上，砂壤土及粉砂壤土饱和渗透系数空间变异性大，其变化在2~3个数量级之间；而粉砂质粘壤土饱和渗透系数空间变异性较小，在一个数量级内变化.
(3) 农业耕作.图 8为耕作与非耕作土壤饱和渗透系数的对比，粉砂壤土中，耕作土壤饱和渗透系数平均值为3.75×10-5cm/s，最大值为3.28×10-4cm/s，最小值为6.35×10-7cm/s，最大值与最小值相差3个数量级；非耕作土壤饱和渗透系数平均值为1.88×10-6cm/s，最大值、最小值分别为8.39×10-6、3.80×10-7cm/s，最大值与最小值相差1个数量级.
图 8 耕作与非耕作土壤的饱和渗透系数Fig. 8. Saturated hydraulic conductivity of cultivated and noncultivated soils粉砂质粘壤土中，耕作土壤饱和渗透系数平均值为8.11×10-7cm/s，最大值为1.59×10-6cm/s，最小值为3.21×10-7cm/s，最大值与最小值相差1个数量级；非耕作土壤饱和渗透系数平均值为5.93×10-7cm/s，最大值、最小值分别为8.55×10-7、3.31×10-7cm/s，在同一数量级内变化.同一岩性耕作土壤的饱和渗透系数较非耕作土壤大，而且其空间变异性较大，粉砂壤土较粉砂质粘壤土更为显著.
(4) 土地利用类型.粉砂壤土样品数量较多，达99组，涉及的土地利用类型多样，包括黄豆地、玉米地、棉花地、芝麻地、水稻5种耕作土壤及林地、草地2种非耕作土壤.
粉砂壤土不同土地利用类型的土壤饱和渗透系数如图 9，从图中可以看出，耕作土壤中旱地(黄豆地、玉米地、棉花地、芝麻地)的饱和渗透系数平均值差异不大，在3.47×10-5~5.76×10-5cm/s范围内变化，水稻、林地、草地土壤饱和渗透系数分别为1.25×10-5、2.21×10-6、6.60×10-7cm/s，整体上呈现出旱地 > 水田 > 林地 > 草地的规律.
图 9 粉砂壤土不同土地利用类型的土壤饱和渗透系数Fig. 9. Saturated hydraulic conductivity of silt loam with different land uses3.3.2 影响因素探讨
土壤饱和渗透系数在不同沉积环境、不同岩性、不同土地利用类型下均显示出明显的规律性变化，为深入研究其变化机理，现从沉积环境、土壤物理性质、农业耕作以及土地利用类型方面，探讨土壤饱和渗透系数的影响因素.
(1) 沉积环境.沉积环境对土壤饱和渗透系数的影响主要表现为颗粒的大小和分选程度.研究区内沉积物主要为冲积物和湖积物，湖积物为静水沉积，颗粒分选好，粒度相对较小；冲积物形成时水动力条件相对较强，沉积物颗粒较粗，但分选较差.
研究区内冲积成因土壤主要有砂壤土、粉砂壤土和粉砂质粘壤土，湖积成因土壤主要为粉砂壤土和粉砂质粘壤土.在冲积物中，土壤饱和渗透系数整体上呈现出砂壤土 > 粉砂壤土 > 粉砂质粘壤土的规律；在湖积物中，呈现出粉砂壤土 > 粉砂质粘壤土的规律.对于不同沉积环境，土壤岩性对饱和渗透系数的影响具有一致性，粗粒土较细粒土具有更大的饱和渗透系数，这与Alyamani and Şen(1993)的研究结果一致.
对于相同岩性土壤，冲积物(粉砂壤土和粉砂质粘壤土)的饱和渗透系数亦较湖积物偏大，这可能与不同沉积物的土壤粒径分布有关；黄德良等(2018)研究发现，砂粒含量低的土壤饱和渗透系数较小.张国祥等(2016)认为土壤中水流运移主要依靠的是传导孔隙及大孔隙，土壤中粘粒含量越高，粒间孔隙就越小，土壤入渗能力也就越弱.在粉砂壤土中，冲积物及湖积物中砂粒含量平均值分别为19.13%及10.33%，粘粒含量分别为4.89%及5.80%.在粉砂质粘壤土中，冲积物及湖积物中砂粒含量平均值分别为13.18%及9.49%，粘粒含量分别为20.51%及23.80%.区内冲积物较湖积物的砂粒含量更高，粘粒含量更低，使得冲积土壤的饱和渗透系数较湖积土壤偏大.
(2) 土壤物理性质.除沉积环境外，土壤物理性质也会对土壤饱和渗透系数产生影响.Taylor(1948)和Tavenas et al.(1983)研究发现土壤饱和渗透系数与孔隙度或孔隙比存在良好的相关性；郭鸿等(2009)发现土壤饱和渗透系数会随着围压及干密度的增加而减小；Bagarello et al.(2019)的研究表明，孔隙度、孔径、水稳性团粒含量均会影响土壤饱和渗透系数.选择干密度及孔隙度这两个能反映土壤物理性质的参数来分析其对土壤饱和渗透系数的影响方式.
研究区内不同质地土壤的物理性质差异明显，砂壤土孔隙度最大、干密度最小，粉砂质粘壤土孔隙度最小、干密度最大，砂壤土、粉砂壤土及粉砂质粘壤土孔隙度平均值分别为0.51、0.48及0.45，干密度分别为1.33g/cm3、1.37g/cm3及1.45g/cm3.从图 10可以明显看出，不论是同一岩性土壤或是不同岩性土壤之间，土壤饱和渗透系数整体上均与孔隙度呈正相关，随孔隙度的增大而增大；与干密度呈负相关，随干密度增大而减小.对于孔隙度较大、干密度较小的土壤，孔隙更加发育，也更为疏松，更有利于水分的运移，土壤饱和渗透系数也更大.
图 10 不同岩性土壤饱和渗透系数与孔隙度(a)和干密度(b)的关系Fig. 10. The relations between saturated hydraulic conductivity and soil porosity (a) and bulk density (b) of different lithologies(3) 农业耕作.在0~30cm耕作层，农业活动如翻耕、锄地等会使得农地土质较为疏松，土壤干密度下降(万能等，2020)，以农业生产为目的对土壤进行改造，通常会使得土壤通透性增加，孔隙、裂隙及微裂隙更加发育，从而使得同一岩性耕作土壤饱和渗透系数较非耕作土壤偏大.研究区粉砂壤土中耕地、非耕地的孔隙度平均值分别为0.49及0.46(图 11a)，干密度平均值分别为1.35g/cm3、1.45g/cm3(图 11b)；粉砂质粘壤土中耕地、非耕地的孔隙度平均值分别为0.45及0.43(图 11a)，干密度分别为1.43g/cm3、1.49g/cm3(图 11b).对于同种土壤质地，耕地的干密度明显较非耕地小，孔隙度较非耕地大，这也与易扬等(2013)的研究结果一致.
图 11 耕作与非耕作土壤孔隙度(a)和干密度(b)Fig. 11. Porosity (a) and bulk density (b) of cultivated and non-cultivated soils为了揭示农业耕作对土壤饱和渗透系数的影响，开展了非耕作土壤和耕作土壤孔隙度、干密度、孔隙比与饱和渗透系数的皮尔逊相关分析(表 3).结果表明，对于非耕作土壤，饱和渗透系数与干密度呈显著负相关(相关系数为-0.70)，与孔隙度及孔隙比呈显著正相关(相关系数分别为0.63和0.68)，说明非耕作土壤饱和渗透系数与孔隙度、干密度以及孔隙比等土壤物性参数之间的相关性好；在耕作土壤中，土壤饱和渗透系数与孔隙度、干密度以及孔隙比等参数之间无显著的相关性，说明农业耕作破坏了土壤饱和渗透系数与物理参数之间的相关性，对土壤饱和渗透系数的影响较大.
表 3 耕作与非耕作土壤饱和渗透系数与各影响因素的相关性Table Supplementary Table The correlation between saturated hydraulic conductivity of cultivated and non-cultivated soils and influencing factors影响因素 非耕作土壤饱和渗透系数(n=16) 耕作土壤饱和渗透系数(n=104) 孔隙度 0.63* (0.016) -0.02 (0.79) 干密度 -0.70* (0.048) -0.22 (0.08) 孔隙比 0.68** (0.007) -0.01 (0.93) 注：*、**分别表示变量在5%、1%的统计水平上显著. 另外，耕作方式、施肥方式等也会对土壤理化性质造成不同程度的改变.周艳丽(2019)发现，对于深度在30cm左右的耕层，深松耕地较旋耕地孔隙比更大，容重更低，通透性更好.刘继龙等(2019)研究认为，有机肥处理的土壤能够明显改善土壤结构、优化孔隙分布；向土壤中施加绿肥、有机肥、泥炭等，能够促进土壤团聚化，增加土壤有机质含量，降低土壤容重，提高土壤孔隙度.正是这些不同改造方式具有不同的改造效果，土壤孔隙大小及裂隙张开程度具有极大的不确定性，使得土壤饱和渗透系数空间变异性较大.
(4) 土地利用类型.土地利用类型对土壤饱和渗透系数的影响主要表现在植被类型，不同植被类型的根系发育情况显著影响土壤空隙的发育，进而影响土壤的渗透性.研究区土壤饱和渗透系数整体上呈现出旱地 > 水田、林地 > 草地的规律.王国梁和刘国彬(2009)发现，植物根长及密度分布是影响表层土壤渗透性能的因素之一，土壤的渗透性能随着根长密度的减少而下降.水稻根系主要集中在0~10cm土层中(朱德峰等，2002)，旱地作物为获取更多水分往往扎根较深，在30cm左右的土层具有更大的根长密度，故旱地较水田的土壤饱和渗透系数偏大.林地与草地的土壤饱和渗透系数也显示出相似的结论，石辉和刘世荣(2005)研究发现林地根系主要集中在0~30cm土层中，胡中民等(2005)研究发现草地根系主要集中在0~20cm土层中，由于林地因植物根系在0~30cm产生的大孔隙较草地多，土壤也更为疏松，使得研究区林地的土壤饱和渗透系数明显较草地大.
4. 结论
(1) 采用加入气压改进装置的TST-55型土壤渗透仪开展室内变水头达西实验，结果表明研究区土壤饱和渗透系数变化范围在3.21×10-7~1.28×10-3cm/s之间，平均值为4.94×10-5cm/s，土壤饱和渗透系数呈现明显的对数正态分布.
(2) 同为冲积成因的粉砂壤土，汉江流域土壤饱和渗透系数、孔隙度较长江流域更大，干密度较长江流域更小.
(3) 冲积物的饱和渗透系数明显较湖积物大，其空间变异性也较湖积物大.相同的沉积环境下，不同的土壤质地，土壤饱和渗透系数差别较大，表现为砂壤土 > 粉砂壤土 > 粉砂质粘壤土的变化规律，且砂壤土及粉砂壤土饱和渗透系数的空间变异性较粉砂质粘壤土大2~3个数量级.另外，同一岩性不同土地利用方式，耕作土壤饱和渗透系数较非耕作土壤大，而且其空间变异性较大.相同岩性不同土地利用方式土壤饱和渗透系数表现为旱地 > 水田 > 林地 > 草地的规律.
(4) 土壤饱和渗透系数受沉积环境、土壤物理性质、农业耕作以及土地利用类型等影响，具有极强的空间变异性.
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图 1 加装气压改进装置的TST-55型土壤渗透仪
Fig. 1. TST-55 soil permeometer with air pressure improvement device
图 2 采样点分布及沉积环境分区
Fig. 2. Sampling point distribution and sedimentary environment zoning
图 4 耕作(a)和非耕作(b)土壤饱和渗透系数分布特征
Fig. 4. The distribution characteristics of saturated hydraulic conductivity of cultivated soil(a) and non-cultivated soil(b)
图 6 汉江流域和长江流域冲积成因粉砂壤土参数对比
Fig. 6. Comparison of parameters of silty loam in alluvial sendiments between Hanjiang River basin and Yangtze River basin
图 7 不同沉积类型土壤饱和渗透系数
Fig. 7. Soil saturated hydraulic conductivity of different sedimentary types
图 8 耕作与非耕作土壤的饱和渗透系数
Fig. 8. Saturated hydraulic conductivity of cultivated and noncultivated soils
图 9 粉砂壤土不同土地利用类型的土壤饱和渗透系数
Fig. 9. Saturated hydraulic conductivity of silt loam with different land uses
图 10 不同岩性土壤饱和渗透系数与孔隙度(a)和干密度(b)的关系
Fig. 10. The relations between saturated hydraulic conductivity and soil porosity (a) and bulk density (b) of different lithologies
图 11 耕作与非耕作土壤孔隙度(a)和干密度(b)
Fig. 11. Porosity (a) and bulk density (b) of cultivated and non-cultivated soils
表 1 研究区实验点分布情况
Table 1. Basic information of the study area
沉积类型 样品数(个) 土地利用类型 样品数(个) 冲积物 100 耕地 11 非耕地 89 湖积物 20 耕地 15 非耕地 5 
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表 2 实验成果统计
Table 2. The statistical experiment results
最小值 最大值 平均值 CV(%) 粘粒含量(%) 0.04 26.51 5.77 105.1 粉粒含量(%) 10.70 95.11 70.51 24.9 砂粒含量(%) 3.27 84.66 23.55 76.5 孔隙度 0.40 0.59 0.48 6.4 干密度(g/cm3) 1.05 1.62 1.37 8.5 饱和渗透系数(cm/s) 3.21×10-7 1.28×10-3 4.94×10-5 270.5 注：CV为变异系数.
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表 3 耕作与非耕作土壤饱和渗透系数与各影响因素的相关性
Table 3. The correlation between saturated hydraulic conductivity of cultivated and non-cultivated soils and influencing factors
影响因素 非耕作土壤饱和渗透系数(n=16) 耕作土壤饱和渗透系数(n=104) 孔隙度 0.63* (0.016) -0.02 (0.79) 干密度 -0.70* (0.048) -0.22 (0.08) 孔隙比 0.68** (0.007) -0.01 (0.93) 注：*、**分别表示变量在5%、1%的统计水平上显著.
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