黃河三角洲濕地土壤毛管水運動特性研究*

李 鵬，潘英華，何福紅，譚麗麗，季樹新

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黃河三角洲濕地土壤毛管水運動特性研究*

李 鵬，潘英華**，何福紅，譚麗麗，季樹新

（魯東大學資源與環(huán)境工程學院，煙臺 264025）

以黃河三角洲濕地土壤為研究對象，采用土柱實驗方法，設置1.3、1.4、1.5g·cm-3共3個容重處理，實驗時長120min，定時測定濕地鹽堿土毛管水運動過程及積水入滲過程各指標，并通過Philip模型和Kostiakov模型擬合其動態(tài)規(guī)律性，以此了解黃河三角洲濕地土壤毛管水過程與運動特性。結(jié)果表明，不同容重條件下，濕地鹽堿土毛管吸水過程各指標動態(tài)變化規(guī)律與非鹽堿土一致；同等條件下，積水入滲過程各指標值均大于毛管吸水過程，各容重土壤積水入滲的初始入滲率和穩(wěn)定入滲率分別在0.87～1.93cm·min-1和0.028～0.051cm·min-1，毛管吸水過程的相應指標值分別在0.32～0.43cm·min-1和0.025～0.034cm·min-1，入滲60min時，各容重積水入滲濕潤鋒距離和累積入滲量分別達到13.58～17.62cm和4.95～6.99cm，是同時刻毛管吸水的1.19～1.22倍和1.13～1.29倍。在實驗觀測的120min內(nèi)，3種容重土壤毛管水上升高度與入滲濕潤鋒、累積毛管吸水量與累積入滲量間均存在顯著的正相關(guān)關(guān)系（P＜0.05）。利用Philip模型、Kostiakov模型對土壤毛管吸水過程和積水入滲過程進行模擬，兩種模型對3種容重土壤均具有良好的適應性，但Philip模型對毛管吸水過程的模擬效果最佳，其R2值均大于0.9639，Kostiakov模型則更適于積水入滲過程的模擬，其R2值大于0.8819。

濕地土壤；入滲；毛管吸水；黃河三角洲；不同容重；模型擬合

濕地是全球重要的生態(tài)系統(tǒng)，近年來，在全球氣候變化及人為因素的影響下，濕地出現(xiàn)了諸如面積縮減、水污染、生物多樣性銳減等問題，嚴重阻礙著濕地功能的正常發(fā)揮并影響人類的生存環(huán)境。因此，合理利用和保護濕地生態(tài)系統(tǒng)，維持濕地正常的生態(tài)功能具有重要意義。自然狀態(tài)下，濕地土壤總要經(jīng)歷季節(jié)性積水和退水過程，適應這樣的季節(jié)性變化，依其生存的生物也出現(xiàn)或興起、或衰亡或遷徙的生物節(jié)律。由此可見，與積水和退水過程相關(guān)的土壤水分運動和傳輸特性也就成為影響濕地生態(tài)功能的重要因素。土壤毛管吸水是濕地地下水轉(zhuǎn)化為土壤水的重要過程，土壤毛管吸水特性直接影響植物生長發(fā)育、土壤鹽分累積及水鹽運移性能[1-2]。濕地地下水位偏高，在光照、風、土壤、植物蒸騰等因素的影響下，地表水分蒸發(fā)較快，鹽分也會隨之迅速向表土聚集，而水分蒸發(fā)的過程除與自然因素有密切關(guān)系外，土壤也是其中的重要因素。自然降水在土壤界面發(fā)生分配和轉(zhuǎn)化，部分水分通過土壤孔隙滲入土體，鹽分溶解其中，并隨水分移動、擴散。因此，土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)及孔隙狀況是影響濕地土壤水鹽運移的重要過程。

由于長期滯水-退水的交替進行，黃河三角洲濕地土壤含鹽量較高，是典型鹽漬土。鹽分積累是自然因素和人為因素相互疊加作用的結(jié)果[3]，黃河三角洲的沉積環(huán)境、氣候條件、土壤母質(zhì)以及地下水埋深和礦化度等決定了區(qū)域內(nèi)原生鹽堿土廣泛分布。同時，流域內(nèi)伴隨著重灌輕排的耕作方式、平原水庫的修建和人口增加等，土壤次生鹽堿化日趨加劇。而土壤鹽漬化的發(fā)生發(fā)展以及加劇與土壤水分運動和傳輸性能密切相關(guān)[4-5]。

目前，國內(nèi)外對非鹽堿土毛管吸水和積水入滲過程研究較多[6-8]，理論基礎較完善，但對濕地土壤水分運動特性仍需進一步研究。其中，對土壤積水入滲的研究主要集中在土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)、入滲水頭、保水劑、容重[9-11]、生物炭[12-15]和初始含水率[16]、溫度[17]等因素對入滲過程的影響及水分運行機理。尹娟等[18-20]設置不同的試驗條件研究了土壤毛管水運動特性。對土壤毛管吸水特性的研究，主要涉及毛管水上升高度、毛管吸水量和吸水速率的動態(tài)變化等方面[18]，其影響因素包括土壤結(jié)構(gòu)、初始含水率、地下水埋深[19]、隔水層、沙層[20-21]以及無機鹽和有機質(zhì)[22]等。

濕地土壤積水入滲及毛管吸水過程與土壤脫鹽-積鹽過程緊密相連，明確土壤水分運行特征及其規(guī)律性是掌控濕地土壤鹽分動態(tài)的關(guān)鍵，因此，本文以黃河三角洲濕地土壤為主要研究對象，著重研究黃河三角洲濕地土壤毛管水運動特征，并分析擬合其規(guī)律性。同時，鑒于自然狀態(tài)下，土壤毛管水運動過程的不可見性，將毛管水運動過程與積水入滲過程進行比較分析，期望借助一定的數(shù)學方法定量表達兩者的聯(lián)系，以方便在實際應用過程中，根據(jù)土壤積水入滲過程及其特性推測土壤的毛管水運動特性及其瞬時狀態(tài)。

1 材料與方法

1.1 供試材料與實驗設計

實驗用土取自中國科學院黃河三角洲濱海濕地生態(tài)試驗站0-50cm土層，土壤含砂粒29.68%，粉粒65.47%，黏粒4.85%，電導率為1.90mS·cm-1，含鹽量為7.77g·kg-1。土樣風干、碾壓后過1mm篩。自然狀態(tài)下，試驗區(qū)土壤容重在1.4～1.6g·cm-3，因此，本實驗設置3種容重處理，分別為1.3、1.4、1.5g·cm-3。土柱高22cm，內(nèi)徑5.4cm，底部鋪濾紙，外壁設垂直刻度，以便水分運行過程中觀測濕潤鋒深度。按設置容重計算每2cm裝土質(zhì)量，分層裝填土柱至20cm，每個容重處理重復3次，故毛管吸水和積水入滲實驗共18個土柱，且入滲實驗土柱上部留2cm設置積水入滲水頭。

1.2 研究方法與數(shù)據(jù)分析

1.2.1 實驗裝置

土壤毛管吸水和一維定水頭積水入滲實驗裝置均由供水系統(tǒng)和滲水系統(tǒng)組成（圖1）。

毛管吸水實驗的供水系統(tǒng)由馬氏瓶和燒杯組成，馬氏瓶的主要作用是供水并控制供水位，外壁貼有垂直刻度尺，以便觀測水位變化情況，進而通過水位變化差和馬氏瓶橫截面積計算出土柱的水分入滲量；燒杯內(nèi)裝一定深度的砂礫石（2mm＜d＜4mm），表面壓平并放一層濾紙，灌水使水面剛剛沒過砂礫層，以模擬地下飽和含水層。實驗開始前，調(diào)整馬氏瓶導氣管底端高度使之與燒杯內(nèi)砂礫石最上部齊平，實驗開始時將輸水軟管插入砂礫石中，馬氏瓶中導氣管正常冒氣泡時，開始進行實驗觀測，實驗過程中保持供水位不變[7]。一維定水頭積水入滲仍由相同的馬氏瓶供水系統(tǒng)完成，實驗土柱頂端留有2cm空間設置積水入滲水頭，調(diào)整馬氏瓶導氣管底端高度使之高出土柱中土壤表面1cm，輸水軟管連接馬氏瓶和土柱。實驗開始前在土柱中土壤表面放一層塑料薄膜，待積水入滲水頭達到1cm時，迅速抽離薄膜且馬氏瓶中導氣管正常冒氣泡開始進行實驗觀測。實驗過程中控制土柱表面水頭高度為1cm，且毛管吸水實驗（圖1左側(cè)部分）和積水入滲實驗（圖1右側(cè)部分）單獨進行，圖1為簡化裝置圖，只設置了一個馬氏瓶，實際實驗過程中，毛管吸水實驗和積水入滲實驗由兩套供水裝置分別完成。

1.2.2 觀測項目

積水入滲過程主要觀測記錄入滲量和濕潤鋒深度，毛管吸水實驗觀測記錄吸水量及毛管水上升高度。濕潤峰深度通過土柱外壁濕潤峰刻度差進行計算，入滲量通過馬氏瓶中水位變化差和馬氏瓶橫截面積進行計算。根據(jù)土壤入滲過程的變化規(guī)律，設置記錄時間間隔，實驗開始后，0～10min內(nèi)每分鐘記錄一次馬氏瓶水位及濕潤鋒位置，10～20min內(nèi)每2min記錄一次，20min后每5min記錄一次，直至實驗結(jié)束，實驗總時長120min。

1.2.3 數(shù)據(jù)分析與處理

對非鹽堿土入滲過程的模擬通常采用Green-Ampt模型、Philip模型、Kostiakov模型，由于Green-Ampt模型中濕潤鋒吸力（Sf）在通常情況下難以確定，因此，本文嘗試采用以下2種常用經(jīng)驗模型對濕地土壤的積水入滲過程及毛管水運動過程進行擬合。

（1）Philip模型

式中，i(t)為入滲率（cm·min-1）；t為入滲時間（min）；S為土壤吸濕率（cm·min-0.5）；A為穩(wěn)定入滲率，在數(shù)值上接近土壤的水力傳導度（cm·min-1）。

（2）Kostiakov模型

f(t)=at-b（2）

式中，f(t)為入滲率（cm·min-1）；t為入滲時間（min）；a、b為經(jīng)驗參數(shù)。

2 結(jié)果與分析

2.1 濕地土壤毛管水動態(tài)變化特點分析

2.1.1 毛管水上升高度（Hc）動態(tài)

由圖2可見，毛管水上升高度的動態(tài)變化過程與非鹽堿土相似[18]。毛管水在實驗初期上升較快，曲線斜率較大，隨后上升幅度逐漸變小并趨于平緩。不同容重處理的毛管水上升高度存在差異，容重越小毛管水上升高度越大。

比較分析各容重處理主要時刻毛管水上升高度，結(jié)果見表1。由表中可見，各處理毛管水上升高度10min內(nèi)差異不顯著，隨著處理時間的延長，毛管水上升高度均顯著增加，不同處理間差異也隨之增大，60min時，各處理間差異達顯著水平（P＜0.05），90min時，毛管水上升高度最高值（1.3g·cm-3處理）17.93cm，最低值 (1.5g·cm-3處理)13.70cm，兩者相差4.23cm。

2.1.2 毛管吸水量（Ic）及吸水速率(ic)動態(tài)

由圖3a可見，毛管吸水量與毛管水上升高度的動態(tài)變化規(guī)律一致，各處理毛管吸水量的差異也隨處理時間延長而愈加顯著，其動態(tài)變化曲線差距也持續(xù)加大。不同容重處理的毛管吸水速率比較表明（圖3b），土壤容重較大的處理吸水速率較小，容重1.3g·cm-3處理的初始毛管吸水速率較高，為0.43cm·min-1，1.5g·cm-3處理為0.33cm·min-1，且各處理初期毛管吸水速率均較高，其后迅速下降；處理50min后，隨著處理時間的延長，毛管吸水速率變幅縮小并逐漸趨于穩(wěn)定，土壤容重1.3、1.4、1.5g·cm-3處理的穩(wěn)定毛管吸水速率分別為0.034、0.027、0.025cm·min-1。由圖還可見，不同容重土壤的毛管吸水速率差異，隨著處理時間的推移逐漸變小，但實驗期內(nèi)各處理間差異并不顯著。

表1 三種容重土壤毛管水上升高度的比較（cm）

注：小寫字母表示三種容重土壤間在0.05水平上的差異顯著性。

Note：Lowercase indicates the difference significance among three kinds of bulk density soils at 0.05 level.

2.1.3 毛管水上升高度（Hc）與毛管累積吸水量（Ic）的關(guān)系

根據(jù)Green-Ampt對入滲過程的分析與模擬，一維入滲情況下，非鹽漬土累積入滲量與濕潤鋒運行距離存在極顯著的線性關(guān)系[23]，即，其中，I為累積入滲量（cm）；與分別為土壤飽和含水率與初始含水率（cm3·cm-3）；Lf為濕潤鋒深度（cm）。現(xiàn)將I作為Ic，Lf看作Hc，假定二者存在線性關(guān)系，對土壤毛管水上升高度（Hc）與毛管累積吸水量（Ic）的相互關(guān)系進行分析，結(jié)果見圖4。

由圖中可見，3種容重處理土壤的毛管水上升高度與毛管累積吸水量間也存在非常顯著的線性關(guān)系，決定系數(shù)R2值均在0.99以上。對應于1.3、1.4、1.5g·cm-3容重的直線斜率分別為0.4161、0.3866、0.3675，說明濕潤鋒變化量相同的情況下，容重較大的土壤毛管累積吸水量較小，土壤含水率的變化值也較低。

2.2 濕地土壤毛管吸水過程與積水入滲過程比較

由圖5可見，濕潤鋒與毛管水上升高度、累積毛管吸水量與積水入滲量均同向增長，且線性關(guān)系極顯著。圖5a中，3種容重處理的線性方程斜率均大于1，且有隨容重增大而增大的趨勢，1.3、1.4、1.5g·cm-3容重土壤的擬合直線斜率分別為1.1119、1.1502和1.179，表明在相同的實驗條件下，積水入滲的濕潤鋒推進距離要明顯大于毛管水上升高度。圖5b中，1.3、1.4、1.5g·cm-3容重土壤的擬合直線斜率分別為0.9889、1.1027和1.0192，接近于1，說明各時刻累積入滲量與毛管累積吸水量接近。

將不同時段的累積入滲量與累積毛管吸水量、濕潤鋒與毛管水上升高度、毛管水上升速率及積水入滲率列于表2。由表可見，10、20、30和60min時段，3個處理的累積入滲量始終大于毛管累積吸水量，且差異顯著（P＜0.05）。各時段不同容重土壤的濕潤鋒距離在5.92～17.62cm，是同時刻毛管吸水濕潤鋒距離的1.20～1.42倍，土壤毛管水上升高度與濕潤鋒距離也存在顯著性差異（P＜0.05）。

比較積水入滲與毛管吸水過程的水分運行速率可知，積水入滲過程的初始入滲率和穩(wěn)定入滲率均大于毛管吸水過程的初始吸水速率和穩(wěn)定吸水速率。各處理土壤積水入滲的初始入滲率在0.87～1.93cm·min-1，毛管初始吸水速率在0.32～0.43cm·min-1，積水入滲初始入滲率是毛管初始吸水速率的2.64～6.03倍。各處理積水入滲的穩(wěn)定入滲率在0.028～0.051cm·min-1，毛管穩(wěn)定上升速率在0.025～0.034cm·min-1，積水入滲穩(wěn)定入滲率是毛管穩(wěn)定吸水速率的1.12～1.89倍。三種容重積水入滲和毛管吸水過程初始入滲率的差異較大，穩(wěn)定入滲率差異較小，但兩者的差異統(tǒng)計分析結(jié)果均不顯著。

2.3 濕地土壤水分運行規(guī)律的動態(tài)模擬

研究表明，非鹽堿土積水入滲過程可以使用Philip模型、Kostiakov模型等進行擬合，且擬合效果較好[10、23]。本文亦用這2個模型對濕地鹽堿土毛管吸水速率和積水入滲率動態(tài)原始數(shù)據(jù)進行擬合，并分析各模型的適宜性（表3）。由表3可見，根據(jù)決定系數(shù)R2及標準估計誤差，Philip模型對毛管吸水過程的模型效果最好，其R2均大于0.96，且標準估計誤差最小。Kostiakov模型對毛管吸水過程擬合效果相對較差，但它對積水入滲率的模擬效果最好，其R2值較高，標準估計誤差較低。從模型參數(shù)的基本情況可以看出，對毛管吸水過程，Philip模型中參數(shù)S（0.4461、0.3561、0.3230）和A（0.034、0.027、0.025）值均隨容重增大而減小，Kostiakov模型中的a值也有相同的變化趨勢；對積水入滲過程，除容重1.4g·cm-3處理的Philip模型參數(shù)與Kostiakov模型中b參數(shù)的變化規(guī)律略有不同，其它各參數(shù)也均隨容重增大而減小。比較Kostiakov模型參數(shù)，毛管吸水過程的a值在0.3237～0.4833，b值在0.5296～0.5514；積水入滲過程的a值在0.4699～0.6396；，b值在0. 6068～0.6353，積水入滲過程的參數(shù)值均高于同條件下的毛管吸水過程參數(shù)值。Philip模型的參數(shù)對于兩個水分運行過程也有相同的規(guī)律。

表2 濕地土壤毛管吸水過程（A）與積水入滲過程（I）各指標的比較

注：BD為容重（g·cm-3），WMP為水分運行過程，WMR為水分運行速率，IR為初始速率，SR為穩(wěn)定速率。小寫字母表示毛管吸水與積水入滲過程的各指標間在0.05水平上的差異顯著性。

Note: BD isbulk density(g·cm-3), WMP is water movement process, WMR is water movement rate, IR is initial rate, SR is steady rate. Lowercase indicates the difference significance among indices of soil capillary absorbed water process（A）and infiltration process（I） at 0.05 level.

表3 濕地土壤水分運行速率的動態(tài)模擬

注：ic為毛管吸水速率（cm·min-1）；i為積水入滲率（cm·min-1）；t為時間（min）。

Note: icis the capillary water absorption rate (cm·min-1); iis the infiltration rate (cm·min-1); t is time (min).

對土壤毛管累積吸水量與累積入滲量、毛管水上升高度與濕潤鋒動態(tài)變化過程進行模擬分析，結(jié)果顯示（表4），Philip模型可以較好地模擬毛管累積吸水量的動態(tài)變化過程，R2均在0.998以上。而Kostiakov模型更適于累積入滲量的動態(tài)變化模擬，這一結(jié)果與水分運行速率的分析結(jié)果相符。毛管水上升高度與濕潤鋒的動態(tài)變化過程均可以用冪函數(shù)進行擬合，R2在0.998以上，只是毛管吸水過程和積水入滲過程的參數(shù)存在差異。

表4 濕地土壤毛管吸水量、積水入滲量、毛管水上升高度和入滲濕潤鋒動態(tài)模擬

注：Ic為累積毛管吸水量（cm）；I為累積積水入滲量（cm）；Hc為毛管水上升高度（cm）；H為累積入滲濕潤鋒深度（cm）；t為時間（min）。

Note: Icis cumulative capillary water absorption(cm); Iis cumulative infiltration(cm); Hcis capillary water uprising height(cm); H is cumulative wetting front depth(cm); t is time(min).

3 結(jié)論與討論

3.1 討論

（1）不同容重濕地土壤毛管水運行規(guī)律

研究結(jié)果顯示，濕地鹽堿土毛管吸水過程的毛管水上升高度、毛管吸水速率及毛管累積吸水量與非鹽堿土[18]有相同的變化規(guī)律，而容重對毛管吸水過程的影響也不失一般規(guī)律性。潘云等[16]在容重對土壤水分入滲特性影響研究中表明，同一入滲時間，容重越大，入滲率、累積入滲量及濕潤鋒深度均越?。环€(wěn)定入滲率有隨土壤容重的增加而減小的趨勢。由分析可見，對濕地鹽堿土而言，容重對毛管吸水過程各指標影響較大，各指標均隨容重增大而減小，隨著入滲時間的推進，不同土壤容重處理的毛管水上升高度、毛管累積吸水量差異顯著性增大，而水分運行速率的差異則不顯著。主要原因可能是容重越大，土壤孔隙率越小，土壤顆粒的緊密接觸使部分孔隙封閉，孔隙連通性降低，土壤導水性變差，水分推進緩慢[9-10]。

（2）黃河三角洲濕地土壤毛管吸水與積水入滲過程的聯(lián)系與區(qū)別

尹娟等[18，20]在均質(zhì)土和層狀土的毛管吸水實驗研究中表明，毛管水上升高度和毛管吸水量均隨入滲時間逐漸增加，土壤毛管水上升高度和毛管吸水量與時間之間均為冪函數(shù)關(guān)系。王春穎等[24]在層狀夾沙土柱積水入滲實驗研究中表明，均質(zhì)土入滲率隨時間呈持續(xù)下降趨勢，且層狀土柱與均質(zhì)土柱累計入滲量隨時間逐漸增加。本文對毛管吸水和積水入滲過程各項指標進行對比分析，結(jié)果表明，積水入滲過程的水分運行速率比毛管吸水過程大。同一時刻，各容重土壤積水入滲的濕潤鋒距離、累計入滲量和水分遷移速率均大于毛管吸水的各項指標，各處理濕潤鋒距離和累計入滲量之間均存在顯著性差異，而水分遷移速率差異不顯著。分析其原因可能是，土壤機械組成、容重、含鹽量等因素都影響土壤水分運行。在對毛管吸水特性和積水入滲的研究中，許多學者提到土水勢，土水勢包括重力勢、壓力勢、基質(zhì)勢、溶質(zhì)勢和溫度勢。毛管吸水過程與積水入滲過程各項指標的變化規(guī)律相同，水分運行方向相反，因此，兩過程的壓力勢不同，毛管水上升過程的壓力勢小于0，而積水入滲過程的壓力勢則大于0。壓力勢可能會影響土壤水運移狀況，壓力勢大于0導致積水入滲加快[25]。所以，壓力勢的不同是導致二者水分運行速率及入滲量與吸水量產(chǎn)生差異的主要原因[15]。另外，在毛管水上升過程中，吸水量越多，水分的重力作用越大，也是影響毛管水的上升速率的重要因素。本文分析結(jié)果顯示，與積水入滲過程相比，毛管吸水過程中毛管水上升高度、毛管吸水量和毛管吸水速率的穩(wěn)定均較慢，這可能與兩者水分運行過程中趨動力不同有很大關(guān)系。

數(shù)據(jù)分析結(jié)果顯示，相同容重土壤毛管水上升高度和濕潤鋒深度、毛管累積吸水量和累積入滲量之間存在極顯著的正相關(guān)關(guān)系，模型參數(shù)的變化也呈現(xiàn)出隨容重而變化的規(guī)律性，且尤以吸水過程的毛管吸水量與積水入滲過程的濕潤鋒深度擬合方程參數(shù)更為明顯。

（3）濕地鹽堿土毛管吸水過程的動態(tài)模擬

傳統(tǒng)入滲模型以Green-Ampt模型、Philip模型、Horton模型、Kostiakov模型和通用模型為典型代表。樊貴盛等[23]在原生鹽堿荒地入滲實驗研究中表明，對于原生鹽堿荒地土壤的入滲過程，用Kostiakov兩參數(shù)入滲模型來描述可以獲得滿意的精度。劉目興等[15]在不同初始含水率黏質(zhì)土壤入滲過程研究中顯示，物理模型Horton方程和經(jīng)驗模型Kostiakov方程對林地和草地下土壤入滲過程擬合效果較好，雖然Philip模型的參數(shù)也具有物理意義，但是對入滲過程的擬合效果較差。本文的研究結(jié)果顯示，Philip模型和Kostiakov模型對濕地鹽堿土毛管吸水和積水入滲過程的入滲率動態(tài)變化過程擬合效果均較好，不失一般性，但Philip模型更適于毛管吸水速率的動態(tài)模擬，其R2＞0.9639，而Kostiakov模型更適合于對積水入滲率動態(tài)變化過程的模擬，其R2＞0.8819且均大于Philip模型的R2。不同容重處理的模型參數(shù)也有所不同，參數(shù)變化基本符合隨容重增大而減小的規(guī)律。

3.2 結(jié)論

不同容重處理情況下，黃河三角洲濕地鹽堿土毛管吸水過程各指標的動態(tài)變化規(guī)律與非鹽堿土相同，且容重對于吸水入滲過程各指標影響較大，各指標均隨容重增大而減小。

毛管吸水與積水入滲過程比較，毛管吸水過程水分運行要慢于積水入滲過程，且積水入滲的濕潤鋒距離、入滲量和水分遷移速率始終大于毛管吸水過程的各指標。在本實驗條件下，相同容重土壤毛管水上升高度和濕潤鋒深度、毛管累積吸水量和累積入滲量之間均存在極顯著的正相關(guān)關(guān)系，且上述各指標隨時間擬合模型參數(shù)的變化也呈現(xiàn)出隨容重增大而減小的規(guī)律性。

Philip模型和Kostiakov模型均可以很好地模擬濕地土壤毛管水上升速率動態(tài)變化過程。但是兩模型模擬結(jié)果比較，Kostiakov模型更適于對積水入滲過程動態(tài)變化過程的模擬，而Philip模型更適于毛管吸水過程的動態(tài)模擬。

自然條件下，土壤毛管水上升過程受氣候、土壤、地形、水文等因素的影響，表現(xiàn)出一定的復雜性，而本研究僅限于土壤因素中的容重對毛管吸水過程的影響，所以，毛管吸水過程與積水入滲過程各項指標雖然表現(xiàn)出較強的線性關(guān)系，但僅憑借土壤容重和積水入滲過程還不足以完全反映土壤的毛管吸水特性。后續(xù)研究還應關(guān)注其它各因素對毛管吸水過程的影響，并與自然條件下土壤的積水入滲過程、蒸發(fā)過程相結(jié)合，研究各項水分運動過程的聯(lián)系，得出更加準確的結(jié)論。

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Research on Capillary Water Absorption Characteristics of Yellow River Delta Wetland Soil

LI Peng, PAN Ying-hua, HE Fu-hong, TAN Li-li, JI Shu-xin

（School of Resource and Environment Engineering, Ludong University, Yantai 264025, China）

The Yellow River Delta wetland soil was taken as the research object, and indoor soil column experiment method was used to set 1.3, 1.4, 1.5g·cm-3for 3 different bulk densities, and the experimental duration was 120min. The capillary water absorption and infiltration processes of wetland saline alkali soil were measured, and the dynamic regularity was also fitted by Philip model and Kostiakov model to understand the characteristics of soil capillary water process and movement in the wetland saline alkali soil of the Yellow River Delta. The results showed that under different bulk density conditions, the dynamic changes of capillary absorbed water for wetland saline alkali soil were the same as those of non-saline-alkali soils. Under the same conditions, the index values of infiltration process were greater than the capillary absorbed water process. The initial infiltration rate and steady infiltration rate of infiltration for different bulk density soils were 0.87-1.93cm·min-1and 0.028-0.051cm·min-1, respectively. And the corresponding indices of capillary water absorption were 0.32-0.43cm·min-1and 0.025-0.034cm·min-1, respectively. At 60min, wetting front depth and cumulatively infiltration of infiltration reached 13.58-17.62cm and 4.95-6.99cm for different bulk density soils, which is 1.19-1.22 times and 1.13-1.29 times of capillary absorbed water at the same time. In the 120min experiment, there was a significant positive correlation between capillary water rising height and wetting front depth of infiltration, cumulative absorbed water amount and infiltration amount(P＜0.05). Using the Philip model and the Kostiakov model simulated the capillary water absorption and infiltration process. And the two models have good adaptability for three kinds of bulk density soils, but the Philip model was the best to simulate the capillary absorbed water process, the R2values were greater than 0.9639. And the Kostiakov model was more suitable for the simulation of infiltration process, the R2values were greater than 0.8819.

Wetland soil; Infiltration; Capillary absorbed water; The Yellow River Delta; Different bulk density; Model simulation

10.3969/j.issn.1000-6362.2017.06.006

2016-10-26

國家水體污染控制與治理科技重大專項（2015ZX07203-007）；山東省高等學校優(yōu)勢學科人才團隊培育計劃“藍黃兩區(qū)濱海資源與環(huán)境團隊”項目；山東省自然科學基金項目（ZR2013DM010）

李鵬（1991-），碩士生，主要從事區(qū)域水土資源利用與調(diào)控研究。E-mail: 694354652@qq.com

李鵬,潘英華,何福紅,等.黃河三角洲濕地土壤毛管水運動特性研究[J].中國農(nóng)業(yè)氣象,2017,38(6):378-387

**通訊作者。E-mail : panxingxing@126.com