基于核磁共振技術(shù)的孔隙水形態(tài)及土壤滲透性分析

董均貴，呂海波，陳國強(qiáng)

（1.華南理工大學(xué)土木與交通學(xué)院,廣州510641；2.賀州學(xué)院建筑工程學(xué)院，賀州542889；3.桂林理工大學(xué)土木與建筑工程學(xué)院，桂林541004）

0 引 言

土是松散堆積體組成的多孔隙介質(zhì)，土壤孔隙中的水通常可根據(jù)儲存形態(tài)分為束縛水、毛細(xì)水、重力水。毛細(xì)水和重力水在一定壓力下可以向土壤深層入滲，而束縛水則緊緊地吸附在土顆粒表面，通常不參與水體入滲過程，故而也有學(xué)者將孔隙水劃分為束縛水和可動水（毛細(xì)水和重力水）[1]?？紫端膬Υ嫘螒B(tài)差異直接關(guān)系著土壤的滲透特性，在逐漸增加的水力梯度下，參與到入滲中的可動水逐漸增多，帶走更多的土壤養(yǎng)分[2-3]。滲透性的大小是影響土壤養(yǎng)分流失和水分向深層滲漏的重要因素，直接關(guān)系著土壤肥力保持和農(nóng)作物的健康生長[4-5]。了解孔隙水儲存形態(tài)有助于正確揭示土壤肥力流失規(guī)律及其內(nèi)在機(jī)理。

自然界的蒸發(fā)-降雨現(xiàn)象必然導(dǎo)致淺層土壤經(jīng)歷干濕循環(huán)過程[6]，該過程中水體反復(fù)入滲和流出作用導(dǎo)致土壤孔隙周期性擴(kuò)張-閉合，對土壤的孔隙結(jié)構(gòu)和顆粒表面物理化學(xué)性質(zhì)都造成嚴(yán)重影響[7-8]，也改變了孔隙水的儲存形態(tài)。干濕循環(huán)作用對農(nóng)田土壤特性的影響，一直是國內(nèi)外諸多學(xué)者關(guān)注的熱點(diǎn)話題之一。楊松等[9]認(rèn)為，干燥過程中土壤的固-液接觸角會逐漸減小，且黏土和砂土在干燥過程中的固-液接觸角存在明顯差異。基于室內(nèi)模型和圖像處理技術(shù)，李文杰等[10-11]探究了干濕循環(huán)過程中農(nóng)田土裂隙產(chǎn)生、發(fā)展、閉合過程，對循環(huán)過程中的裂隙進(jìn)行了定量表征，促進(jìn)了農(nóng)田土優(yōu)先流和精確灌溉理論研究。Guney等[12-13]的研究得出了經(jīng)歷干濕循環(huán)后土壤膨脹潛勢和膨脹壓力特性的變化規(guī)律，為農(nóng)田坡地的穩(wěn)定性分析提供參考。張雁等[14]研究了煤矸石改良黏土在干濕循環(huán)影響下的孔隙結(jié)構(gòu)、膨脹特性和抗剪強(qiáng)度特征，評價了改性黏土對農(nóng)業(yè)生態(tài)環(huán)境的影響。核磁共振（nuclear magnetic resonance，NMR）作為一種快速、無損的檢測技術(shù)，已廣泛應(yīng)用于醫(yī)學(xué)、井水勘探、石油勘探、農(nóng)業(yè)工程等領(lǐng)域[15-16]。付大其等[17]用不同氣壓力驅(qū)趕低滲性巖樣中的可動水，通過不斷增大的壓力得到束縛水與可動水的橫向弛豫時間（T2）界限值。巖石試樣存在較大的封閉孔隙，被封閉的可動水不能在高壓力下排出，而呈現(xiàn)出較大的T2值，影響束縛水和可動水界限的劃分。而土壤中除了團(tuán)粒內(nèi)部微孔隙外，多為連通孔隙，可以得到更合理的束縛水和可動水T2界限值。孔超等[18-19]利用核磁共振技術(shù)，研究了水稻土和蔬菜地土壤的孔隙分布，分析二者在脫水過程中的孔隙組成特征，得到了可動水更容易失去的結(jié)論，也進(jìn)一步驗證了核磁共振技術(shù)在土壤孔隙測定方面的優(yōu)勢；對于水稻土轉(zhuǎn)化來的蔬菜地土壤，隨著轉(zhuǎn)化時間的延長，土壤孔隙結(jié)構(gòu)和水分形態(tài)都存在明顯差異，直接影響土壤養(yǎng)分遷移特性?？v觀當(dāng)前研究成果，對于農(nóng)田土干濕循環(huán)特性或核磁共振技術(shù)的單一研究成果較多。然而，基于核磁共振技術(shù)，從細(xì)觀角度探究干濕循環(huán)影響下土壤孔隙水儲存形態(tài)及其對土壤滲透性影響的研究仍較為匱乏。

本文基于低場核磁共振技術(shù)，測定土壤濕潤過程和經(jīng)歷不同干濕循環(huán)次數(shù)后的橫向弛豫時間曲線，采用“飽和-吸力”聯(lián)測方法確定土壤孔隙水的T2閾值，對孔隙水儲存形態(tài)進(jìn)行劃分，分析土壤濕潤過程中孔隙水形態(tài)的變化特征以及干濕循環(huán)作用對孔隙水儲存形態(tài)的影響規(guī)律，引入經(jīng)典的孔隙水形態(tài)-土壤滲透率模型，建立干濕循環(huán)與土壤滲透率的數(shù)學(xué)聯(lián)系，以期為揭示自然干濕作用下土壤水分、養(yǎng)分遷移機(jī)制，為土壤肥力保持方案的制定提供理論支持。

1 材料與方法

1.1 土樣及試樣制備

土壤取自廣西崇左某水稻田地，取土深度為地表以下約0.4 m。該土為灰色強(qiáng)塑性黏質(zhì)土，含水率高，含少量鐵錳結(jié)核、有機(jī)質(zhì)等。試驗前去除土中鐵錳結(jié)核、植物根系等。該黏土的液限為47.56%，塑限為24.31%，塑性指數(shù)為23.25%，土壤自由膨脹率為50.2%，粒徑＜0.005 mm的土粒占比為46.2%。

以重塑土為研究對象，為消除金屬環(huán)刀對磁場的影響，采用Φ40 mm×40 mm的聚四氟乙烯環(huán)刀代替?zhèn)鹘y(tǒng)的鋼制環(huán)刀。制樣前，先制備含水率約為8.0%的濕土，并在密封袋中封存至少48 h，以得到含水率均勻的土壤。經(jīng)歷了1次循環(huán)的干燥試樣體積縮小、土顆?？拷?，試樣干密度增大至1.8 g/cm3左右。所以，使用靜壓法制取干密度為1.8 g/cm3、直徑為40.0 mm、高度為40.0 mm的試樣，共制取12個試樣。其中2個試樣用于測定土壤束縛水和可動水的T2閾值；3個平行試樣用于測定不同含水率下的核磁共振T2曲線，另外3個試樣用于0～4次干濕循環(huán)后的核磁共振T2曲線測試。

1.2 土壤濕潤及干濕循環(huán)過程

為探究降雨過程土壤孔隙水形態(tài)的變化，3個試樣被放入蒸餾水槽中自由吸水濕潤。水槽中水面與試樣下底面相平，通過多次稱質(zhì)量來計算試樣實時含水率。試樣初始含水率約為8.0%，緩慢吸水至含水率10%、13%、16%、19%、22%、25%、28%來模擬土壤逐漸濕潤過程。當(dāng)試樣到達(dá)預(yù)定含水率點(diǎn)時，取出試樣并放在密封袋中保存1 d以上使試樣含水率均勻恒定，隨后進(jìn)行核磁共振測試。完成后再將這3個試樣放入水槽中，繼續(xù)吸水潤濕至下一個預(yù)定含水率值，重復(fù)上述操作，從而獲得土壤濕潤過程中孔隙水形態(tài)的T2信息。

對于0～4次干濕循環(huán)后核磁共振測試的3個試樣，試樣由干燥-吸水飽和-核磁測試-干燥視為1次循環(huán)過程，完成預(yù)定循環(huán)次數(shù)后再將試樣吸水飽和，進(jìn)行核磁共振試驗。吸水飽和過程中，試樣被裝入聚四氟乙烯環(huán)刀，并置于水槽中。加入蒸餾水至覆蓋試樣上表面約5.0 mm，以確保水能自由進(jìn)入試樣。定時稱量環(huán)刀和試樣的質(zhì)量，以計算試樣含水率。當(dāng)間隔2 h的相鄰2次含水率保持不變時，認(rèn)為試樣飽和過程完成。在試樣飽和狀態(tài)下測定核磁共振T2曲線，測試完成后進(jìn)行脫水干燥過程。干燥過程中，試樣被置于溫度為40℃、相對濕度為50%的恒溫恒濕箱內(nèi)脫水干燥至預(yù)定質(zhì)量（含水率約為5%）。至此，完成1個干濕循環(huán)過程。試樣后續(xù)干濕循環(huán)及核磁共振測試過程與上述相似，在此不再贅述。

1.3 核磁共振試驗

1.3.1 核磁共振原理

核磁共振是指在外磁場作用下原子核在能級之間的共振躍遷。在給定的磁場中，得到質(zhì)子數(shù)和質(zhì)子偏轉(zhuǎn)后又恢復(fù)初始平衡狀態(tài)所需要的自旋軸弛豫時間，該恢復(fù)數(shù)量可以表示為T2曲線的面積分布。通過對1H質(zhì)子核磁共振測試，可以反映土壤孔隙水的弛豫情況，從而計算出孔隙水的儲存形態(tài)及其占比[20]。土壤大孔隙儲水較多，且多為可移動的水；小孔隙中則主要含有不可移動的束縛水。當(dāng)孔隙為柱狀時，弛豫時間與孔隙表面和孔隙半徑通過式（1）[21]相聯(lián)系：

式中T2為流體橫向弛豫時間，ms；ρ2為常數(shù)[22]，表示土壤的表面弛豫強(qiáng)度，μm/ms；r表示試樣孔隙半徑，μm；S/V是孔隙表面積與其內(nèi)部流體體積之比，cm-1；Fs是孔隙形狀因子（對柱狀孔，F(xiàn)s=2）；C為某一常數(shù)。

1.3.2 T2閾值確定

本節(jié)中使用了2個飽和試樣進(jìn)行平行試驗。由Young-Laplace方程（式（2））可知，一定吸力條件下，土壤大孔隙中的水將率先被排出，然后微孔隙中的水才排出。核磁共振測試得到的T2曲線反映了土壤水分的真實儲存狀態(tài)。測定不同吸力下的T2曲線，相當(dāng)于得到了不同孔徑對應(yīng)的T2值，從而獲得土壤孔徑與T2的一一對應(yīng)關(guān)系。當(dāng)吸力增大到臨界值（閾值）時，孔隙中可被驅(qū)趕的水已經(jīng)全部排出，剩下緊緊吸附在土顆粒表面的束縛水。在T2曲線中，T2閾值（T2C）被定義為束縛水和可動水的臨界值。文獻(xiàn)[23-24]中使用“飽和—離心聯(lián)測方法”求得T2C，它是以Washburn公式為理論基礎(chǔ)。該方法認(rèn)為飽和試樣的T2曲線包含了所有形態(tài)水的信息，而在臨界離心力作用后的試樣排出了可動水（重力水+毛細(xì)水），剩下的則是束縛水。與之類似，本研究采用“飽和-吸力聯(lián)測方法”來求得T2C。Washburn公式和Young-Laplace公式的原理本質(zhì)是相同，且2種方法都是通過改變孔隙水液面壓力差來將孔隙水逐漸排出，本文方法僅是使用基質(zhì)吸力代替離心力來改變液面壓力差。本文“飽和-吸力聯(lián)測方法”包括2個部分：獲取飽和試樣的T2累計曲線；獲取臨界吸力作用后非飽和試樣的T2累計曲線。這2條T2累計曲線的交點(diǎn)代表了束縛水和可動水所占比例的分界點(diǎn)；而這2條累計曲線交點(diǎn)對應(yīng)的T2值，就是束縛水和可動水之間的臨界值（閾值，T2C）。文中采用逐漸增大吸力（21.82、38.00、48.42、71.12、113.50、149.51 MPa）的方法排出孔隙中的水，束縛水和可動水在某個臨界吸力下被分離，從而達(dá)到閾值T2C。弛豫時間較低（T2＜T2C）的水為束縛水，弛豫時間較高（T2≥T2C）的水為可動水。

式中ΔP是液面壓力差，MPa；rc是該液面壓力差下所能排出水的最小孔隙半徑，μm；σ是液體表面張力0.072 8 N/m；θ為土壤固-液接觸角 40°[9]。

1.3.3 核磁共振測試過程

使用蘇州紐邁分析儀器有限公司生產(chǎn)的Minimr-60低場核磁共振儀。儀器磁場強(qiáng)度為0.52 T，磁體溫度保持在（32±0.01）℃，試管有效檢測面積為Φ60 mm×100 mm。試驗步驟如下：1）測試土樣制備（Φ40 mm×40 mm）；2）試樣達(dá)到預(yù)定含水率或者完成了預(yù)定干濕循環(huán)次數(shù)并飽和；3）進(jìn)行核磁共振弛豫時間測試；4）測試數(shù)據(jù)的收集和分析。

2 結(jié)果與分析

2.1 計算閾值T2C

圖1顯示了隨著吸力的增加，黏土試樣含水率的變化規(guī)律。當(dāng)吸力從21.82 MPa增加到149.51 MPa時，試樣含水率減小了約71%；而吸力達(dá)到71.12 MPa時，試樣含水率已經(jīng)衰減了約64%；吸力介于71.12～149.51 MPa之間時，試樣含水率減小緩慢并趨于恒定。由式（2）計算出儲存束縛水的孔隙的半徑，結(jié)合文獻(xiàn)[23]可知，71.12 MPa可以被認(rèn)為是束縛水和可動水之間的臨界吸力值，但該臨界吸力值對應(yīng)的T2值尚未得到。分別測試飽和狀態(tài)和臨界吸力（71.12 MPa）作用狀態(tài)下試樣的2條T2曲線，并將T2曲線轉(zhuǎn)化為T2累計曲線。利用這2條T2累計曲線的交點(diǎn)得到用T2表示的束縛水和可動水的閾值T2C。

圖1 不同吸力下試樣含水率Fig.1 Water content of specimen with different suctions

如圖2所示，與“飽和-吸力聯(lián)測方法”相對應(yīng)，黏土試樣的飽和狀態(tài)定義為Sw，71.12 MPa吸力作用后的狀態(tài)表示為Sd。核磁共振弛豫時間與水的儲存形態(tài)直接相關(guān)，束縛水的弛豫時間T2較小，而可動水的T2較大。Sw狀態(tài)的T2累計曲線包含了束縛水和可動水信息，而Sd狀態(tài)的T2累計曲線僅包含束縛水信息。這2條累計曲線的交點(diǎn)表示束縛水和可動水之間的T2閾值（T2C=1.96 ms）。結(jié)合式（1） 和式（2） 可知，與Sd相對應(yīng)的臨界孔隙半徑為1.56 nm，可認(rèn)為束縛水膜厚度約為1.56 nm，這與前人研究結(jié)果相近[25]。在所測試的土樣中，從T2累計曲線上可以觀察到約49.49%的束縛水（T2＜T2C），而剩余的50.51%為可動水（T2≥T2C）。吸力作用下，土壤孔隙明顯收縮，孔隙側(cè)壁對孔隙水的束縛力增強(qiáng)，T2時間處于0.1～1.96 ms的水量要多于飽和狀態(tài)（圖2）。

圖2 束縛水和可動水間閾值T2C的確定Fig.2 Determination of critical value T2Cbetween absorbed and movable water

2.2 不同含水率的T2曲線

對含水率為10%～28%的試樣進(jìn)行核磁共振測試，獲取不同含水率下的T2曲線，并在圖3中對束縛水和可動水進(jìn)的變化特征行對比分析。

圖3 濕潤過程中不同含水率下的T2曲線Fig.3 T2curves of soils with different water content during wetting process

弛豫時間T2與孔隙水受到的束縛力反相關(guān)，T2值越大表示該部分水受到的束縛力越小，恢復(fù)初始平衡狀態(tài)需要時間越長；T2值越小則說明該部分水受到較大的束縛力作用，能快速恢復(fù)初始平衡位置；T2曲線的積分面積表示該段T2時間內(nèi)的水含量[20]。T2＜1.96 ms的曲線段積分面積代表束縛水，可動水則是T2≥1.96 ms的曲線段積分面積（圖3）。不同含水率（10%～28%）的T2曲線都只觀察到1個波峰，集中在0.76～2.31 ms之間。T2主要分布在 0.04～10.72 ms之間，很少有 T2＜0.04 ms或者 T2＞10.72 ms的弛豫信號。當(dāng)試樣含水率＜19%時，T2曲線之間的幅值增量明顯，而T2值跨度區(qū)間變化不大（0.040～7.05 ms）；含水率19%～22%之間，T2曲線的幅值和跨度都出現(xiàn)1個明顯的跳躍式增長；含水率介于22%～28%的試樣T2曲線間形狀相似，且幅值和T2最大值都逐漸增大。

根據(jù)圖3中T2曲線變化幅度，表1中列出了含水率10%、13%、19%、22%、28%的T2曲線的具體形態(tài)特征參數(shù)，不同弛豫時段T2曲線的積分面積可以表示該試樣中不同形態(tài)水分含量的相對大小。

表1 不同含水率下T2曲線特性參數(shù)Table 1 Characteristic parameters of T2curve for different water content

表1顯示，隨著含水率的增加，T2最小值基本不變（0.035～0.040 ms）；T2峰值和最大T2值均向右移動，這種右移表明，隨著含水率的增加，束縛水和可動水均增加，而可動水增加的比例更大。在試樣吸水濕潤過程中，觀察到T2曲線積分面積之間存在不可忽略的差異。當(dāng)試樣含水率低于13%時，束縛水（T2＜1.96 ms，AWS）與可動水（T2≥1.96 ms，MWS）的量比較接近；當(dāng)含水率從13%增加到28%時，可動水量迅速增加，增加了5.32倍，而束縛水的增加量有限。

2.3 不同干濕循環(huán)次數(shù)的T2曲線

經(jīng)歷0～4次干濕循環(huán)的試樣T2曲線呈單峰形（圖4），隨著干濕循環(huán)次數(shù)的增加，各曲線波峰T2值變化不明顯，但T2曲線的積分面積逐漸增大。各條曲線的T2值主要分布在0.03～37.65 ms之間。隨著循環(huán)次數(shù)的增加，T2曲線的右側(cè)（超過1.96 ms部分）明顯向右移動。T2＜0.43 ms的水在多次循環(huán)作用下幾乎未發(fā)生變化，該部分水可能為黏土團(tuán)粒內(nèi)部水，未參與干濕循環(huán)過程的水分交換；0.43～10.72 ms之間的水是對干濕循環(huán)變化最敏感的部分，不同循環(huán)次數(shù)下該T2區(qū)間的水量都有顯著增加；T2＞10.72 ms的水是由干濕循環(huán)作用引起的，是因為土壤孔隙擴(kuò)大導(dǎo)致孔壁對孔隙中心的水體的約束力降低，弛豫時間更大。

圖4 經(jīng)歷干濕循環(huán)后土壤的孔隙水形態(tài)Fig.4 Pore-water form in soil after drying-wetting cycle

計算圖4各條T2曲線積分面積和T2=1.96 ms兩側(cè)的曲線的積分面積，分析出各次干濕循環(huán)后T2曲線的特性參數(shù)變化如表2所示。經(jīng)歷1～4次循環(huán)的曲線峰值點(diǎn)T2值相同，且略大于0次循環(huán)的T2曲線峰值；各條曲線最大幅值總體呈增大趨勢，0次循環(huán)的T2曲線最大幅值明顯較小，而1～4次循環(huán)之間的最大幅值相差不大；0次循環(huán)下T2最大值為16.29 ms，而4次循環(huán)之后T2最大值線性增大到38.72 ms；不同循環(huán)次數(shù)下，T2最小值沒有變化。經(jīng)歷4次干濕循環(huán)之后，束縛水的積分面積略有波動（約8%）；可動水的面積增加了約150%（從1 646.56增加到4 109.75），且增加趨勢與T2曲線總面積趨勢相同。

表2 不同循環(huán)下T2曲線特性參數(shù)Table 2 Characteristic parameters of T2curve under different cycles

顯然，可動水含量對干濕循環(huán)作用更加敏感，它是干濕循環(huán)過程中孔隙水的主要儲存形態(tài)（表2），也是影響土壤滲透性的關(guān)鍵因素?？蓜铀乃急壤龑?yīng)于可動水飽和度“FFI”，束縛水所占比例對應(yīng)于束縛水飽和度“BVI”，二者的比值(FFI/BVI)i與循環(huán)次數(shù)的關(guān)系可用式（3）表示：

式中FFI為可動水飽和度，BVI為束縛水飽和度，(FFI/BVI)0為可動水與束縛水的初始比值(本文中為2.40)，N為循環(huán)次數(shù)；R2為相關(guān)系數(shù)平方。表2中，土壤含水量（相當(dāng)于孔隙度）也與干濕循環(huán)次數(shù)呈線性關(guān)系。初始孔隙度Φ0定義為0次干濕循環(huán)狀態(tài)下的歸一化處理后核磁共振總含水率，本文中為1.13。將不同循環(huán)的試樣孔隙度進(jìn)行歸一化處理后，孔隙度與循環(huán)次數(shù)的關(guān)系可表示為

式中Φi為第i個循環(huán)后的孔隙度。

3 討 論

3.1 不同含水率的T2曲線

土顆粒-水分子間的靜電引力影響水分遷移和水膜厚度，進(jìn)而導(dǎo)致了不同含水率下T2曲線存在差異。土顆粒表面對水分子的束縛力越小，弛豫時間T2越大；束縛力越大，弛豫現(xiàn)象越弱[26]。土壤濕潤過程中，水沿著孔隙迅速進(jìn)入試樣，在孔隙側(cè)壁上產(chǎn)生膨脹力，致使一些微孔轉(zhuǎn)變?yōu)槟苋菁{更多可動水的大孔隙[27-29]。如圖3所示，隨著含水率的增大，T2曲線峰值和最大值向右移動，較大T2值的水逐漸占主導(dǎo)地位，而且土壤孔隙的增大也使得孔隙中心的水弛豫時間T2更長。這說明土壤濕潤過程是個束縛水和可動水同時存在的動態(tài)過程，也是水分?jǐn)U散和孔隙膨脹的過程。在這一過程中，水首先與土顆粒接觸，在土顆粒表面形成束縛水膜，后續(xù)增加的水從水膜之間的空隙穿過，繼續(xù)向土壤干燥區(qū)域擴(kuò)散。有研究提出，薄壁束縛水模型[30]是更加符合研究結(jié)果和實際情況的束縛水體積模型。該模型認(rèn)為孔隙表面為親水性，含有1層束縛水,距孔隙表面距離越遠(yuǎn)的水，其流動性越好；即在土壤中不論大孔隙小孔隙都含有一層束縛水。束縛水膜在固-液接觸角很小的情況下具有較高的擴(kuò)散速率，而受重力影響的可動水?dāng)U散速率較低[31-32]。在濕潤過程初期(含水率＜13%)，進(jìn)入土壤的水量較少，僅部分孔隙中存在可動水，束縛水和可動水所占比例接近。隨著含水率增大，土顆粒表面都已經(jīng)被水膜包裹，則束縛水的量增加緩慢并趨于穩(wěn)定，后續(xù)進(jìn)入土樣的水主要以可動水的形態(tài)儲存（表1）。此外，束縛水膜厚度的增加，增大了土顆粒之間的距離，也為可動水提供了一定的儲存空間。

3.2 不同循環(huán)次數(shù)的T2曲線

如圖4所示，可動水（T2≥1.96 ms）受干濕循環(huán)的影響明顯，而束縛水（T2＜1.96 ms）對循環(huán)變化并不敏感。這可能是由于干濕循環(huán)使得土壤孔隙結(jié)構(gòu)發(fā)生了變化，不同循環(huán)后試樣內(nèi)部S/V值不再相同，最終導(dǎo)致弛豫時間T2的差異。孔隙水形態(tài)的變化一般有2個原因：1）土顆粒之間的位置或接觸方式改變；2）水溶性鹽形成的膠結(jié)物溶解。在干濕循環(huán)過程中，土-水系統(tǒng)間的物理化學(xué)作用加速了膠結(jié)物的溶解，使孔隙發(fā)生膨脹并變得更光滑[33-34]。因此，土壤的孔隙結(jié)構(gòu)和孔隙水儲存形態(tài)都會發(fā)生了變化。黏土微粒絮凝后形成團(tuán)粒結(jié)構(gòu)，團(tuán)粒內(nèi)的水與團(tuán)粒間的孔隙水之間交換過程緩慢，且干濕循環(huán)作用并不足以破壞團(tuán)粒結(jié)構(gòu)的完整性，因而T2＜0.43ms的水并未受干濕循環(huán)的影響（圖4）。對于0次干濕循環(huán)的試樣，土壤持水能力受到均勻孔隙結(jié)構(gòu)的制約，其T2曲線特性參數(shù)值均較小（表2）。經(jīng)歷多次干濕循環(huán)之后，土顆粒表面所能提供的靜電約束力幾乎不變，而儲存可動水的孔隙被擴(kuò)大。另外，干濕循環(huán)影響下，土壤內(nèi)部會產(chǎn)生微裂隙。水進(jìn)入裂隙時形成楔入作用，使得裂隙擴(kuò)寬、延長；干燥脫水時，裂隙又會閉合，但是裂隙兩側(cè)的聯(lián)結(jié)作用已經(jīng)喪失；當(dāng)水體再次進(jìn)入該裂隙時，會更容易擴(kuò)寬、延長該裂隙[10]。裂隙的擴(kuò)寬和延長同時增加了束縛水和可動水的儲存空間，但可動水增加量更大?？梢哉J(rèn)為，干濕循環(huán)作用主要影響可動水，對束縛水的影響可以忽略不計（表2）。可見，自然界的干濕交替作用會顯著增加可動水含量和占比，使得土壤在較小的水力梯度下就會發(fā)生滲透，且可參與入滲的水量增加。因此，干濕循環(huán)作用會增加土壤入滲的可能性，損害土壤的持水能力。

3.3 孔隙水形態(tài)與滲透性關(guān)系

干濕循環(huán)作用后的孔隙結(jié)構(gòu)為水分滲流提供了更大的通道，顯著的影響著黏土的滲透性。Coope模型[35]（式（5））是基于核磁共振計算土壤滲透率的經(jīng)典模型

式中K為計算滲透率，Φ為孔隙度，“FFI”為可動水飽和度，“BVI”為束縛水飽和度，這些參數(shù)都可通過試驗得到。

對本研究所用黏土而言，經(jīng)歷多次干濕循環(huán)作用后，束縛水的比例（BVI）可近似看作常數(shù)（圖4）。但隨著干濕循環(huán)的繼續(xù)，可動水（FFI）的比例卻呈線性增加。結(jié)合式（3）和（4），可將式（5）改寫為式（6）：

K=((0.257N+Φ0)/10)4·(0.861N+(FFI/BVI)0)2（6）式（6）中包含初始孔隙度Φ0、循環(huán)次數(shù)N和FFI/BVI 3個參數(shù)，對于給定土壤，只有循環(huán)次數(shù)N是變量，它是一個評價干濕循環(huán)作用下土壤滲透性的簡單模型。對于文中0～4次干濕循環(huán)后的土樣，循環(huán)次數(shù)的增加顯著增大了土壤的滲透性。因為滲透率K與初始孔隙度的4次方、與循環(huán)次數(shù)的6次方均成正比?？梢姡?jīng)歷干濕循環(huán)的黏土更容易發(fā)生滲流，導(dǎo)致農(nóng)田土養(yǎng)分流失、肥力下降?，F(xiàn)有研究已證明，通常在經(jīng)歷4～8次干濕循環(huán)后，土壤的孔隙率、變形、強(qiáng)度等性能趨于穩(wěn)定。筆者將在后續(xù)的研究中再重點(diǎn)討論多次循環(huán)下農(nóng)田土孔隙水儲存形態(tài)的變化規(guī)律。

4 結(jié) 論

基于核磁共振技術(shù)獲取的橫向弛豫時間（T2）曲線，分析了不同含水率和不同干濕循環(huán)次數(shù)下土壤孔隙水儲存形態(tài)，從細(xì)觀角度探究了自然界中的干濕循環(huán)現(xiàn)象對農(nóng)田土滲透性的影響機(jī)制。對本研究所用水稻田土壤可以得到以下結(jié)論。

1）根據(jù)核磁共振試驗，T2閾值為1.96 ms被認(rèn)為是所用土壤束縛水和可動水的T2閾值，束縛水膜厚度約為1.56 nm。土壤潤濕過程中，可動水的變化更明顯；當(dāng)土壤含水率較低時，束縛水與可動水量接近；當(dāng)含水率超過13%時，可動水量迅速增加，而束縛水量增加較少。

2)在0～4次干濕循環(huán)內(nèi)，土壤可動水量（T2≥1.96 ms）隨循環(huán)次數(shù)線性增加，而束縛水（T2＜1.96 ms）幾乎沒有變化。干濕循環(huán)使孔隙中含有更多參與入滲的可動水，導(dǎo)致土壤在較低水力梯度下就發(fā)生入滲，加劇土壤肥力流失。

3）基于束縛水和可動水的劃分，推導(dǎo)出不同干濕循環(huán)次數(shù)下黏土滲透率的預(yù)測模型；經(jīng)歷0～4次干濕循環(huán)的土壤，滲透率與循環(huán)次數(shù)的6次方正相關(guān)。該簡化模型只包含土壤初始狀態(tài)的孔隙組成和循環(huán)次數(shù)，可為自然界干濕交替作用下土壤滲透率的計算提供理論參考，模型的準(zhǔn)確性仍需進(jìn)一步驗證。