鹽漬土水分下滲能力及水鹽動態(tài)運移試驗

孫曉慶，卞建民，趙玉紅，楊 平，孟修敬

（1.吉林大學(xué)新能源與環(huán)境學(xué)院，長春 130021；2.中兵勘察設(shè)計研究院有限公司，北京 100053）

0 引言

在世界干旱和半干旱地區(qū)分布著大面積的鹽漬土，且在原來沒有鹽漬化土壤的地區(qū)，由于農(nóng)業(yè)灌區(qū)灌排管理不當?shù)仍?，在特定地質(zhì)條件下同樣易引起土壤次生鹽漬化問題，嚴重影響農(nóng)業(yè)的可持續(xù)發(fā)展，土壤鹽漬化防治已成為農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中的重要問題之一。鹽漬土在灌溉或降雨等條件下的水鹽動態(tài)和水鹽運動規(guī)律已成為防止鹽漬土產(chǎn)生及其防治的重要理論研究基礎(chǔ)［1-3］，更是研究鹽漬土的形成，沖洗、排水與種稻等改良措施效果的前提條件，具有重要的實際意義［4-7］。

土壤水鹽動態(tài)運移規(guī)律研究，首先要了解水分的運移動態(tài)規(guī)律，目前已有很多學(xué)者采用不同的方法對于土壤水分入滲規(guī)律展開了大量研究，總結(jié)了眾多土壤水分入滲模型，主要分為三類：基于物理意義的模型，包括Green-Ampt 模型、Philip 公式（1957）、Smith模型、Smith-Parlange 入滲公式；半經(jīng)驗?zāi)Ｐ停℉orton 模型、Holtan 模型、Overton 模型、Singh-Yu 模型；經(jīng)驗?zāi)Ｐ停↘ostiacov 模型、Huggins-Monke 模型、修正的Kostiacov模型、Collis-George 模型等。其中Kostiacov模型是最簡單的入滲模型，雖然其參數(shù)沒有明確的物理意義，但由于其形式簡單與計算方便，且沒有太多的條件要求，所以應(yīng)用比較廣泛［8-12］。

在土壤水分下滲模型研究的基礎(chǔ)上，針對鹽漬土區(qū)的水鹽動態(tài)展開研究。趙永敢等通過土柱模擬試驗，對比研究了秸稈隔層及其構(gòu)成因素對土壤水分入滲、蒸發(fā)過程，毛管水運動和潛水蒸發(fā)特性的影響，揭示了“上膜下秸”對土壤水鹽運移的調(diào)控過程與機理，表明入滲過程中，秸稈隔層與土層交際面處的水勢逆差使隔層對其上土壤具有長期的儲水作用，同時促使土壤中可溶性鹽充分溶解后隨水下滲，降低了隔層以上土壤含鹽量［13-21］。趙文娟等對寧夏銀北地區(qū)典型試驗區(qū)在春夏季的鹽漬土水鹽動態(tài)變化進行試驗研究，在整個試驗監(jiān)測期內(nèi)，淺表層土壤的水鹽動態(tài)變化最為劇烈。在淺層土壤水平斷面中，土壤含水率呈現(xiàn)出東北高西南低的曲面形態(tài)，這一曲面隨時間而波動，變幅隨深度的增加而減小。與土壤含水率變化規(guī)律相反，監(jiān)測期內(nèi)土壤水鹽動態(tài)變化劇烈［22-29］。綜合上述研究，學(xué)者針對鹽漬土區(qū)特定的水土環(huán)境進行水鹽動態(tài)運移規(guī)律的研究，論述了不同農(nóng)業(yè)區(qū)域，土壤水分和鹽分的動態(tài)分布及耦合作用。

不同鹽漬土土壤結(jié)構(gòu)影響土壤水鹽的動態(tài)分布，同時也具有不同的水分下滲規(guī)律。在以往研究基礎(chǔ)上。本文設(shè)計定水頭分層土壤水分下滲試驗和變水頭土壤剖面水分下滲試驗，針對吉林西部鹽漬土區(qū)不同深度與不同結(jié)構(gòu)的土壤剖面，展開灌溉條件下定水頭與變水頭供水時水分下滲規(guī)律、下滲能力及水鹽動態(tài)運移規(guī)律研究，為區(qū)域鹽漬土的演變和防治研究提供重要的理論基礎(chǔ)。

1 材料與方法

1.1 試驗土樣

試驗土樣取自吉林西部大安地區(qū)，為鹽漬土。分5 個剖面進行取樣，深度合計100 cm，每個剖面20 cm，剖面由上之下依次記為P1、P2、P3、P4、P5。土壤理化性質(zhì)測定結(jié)果見表1。采用激光粒度儀進行土樣顆粒分析，結(jié)果見表2。

表1 土樣理化性質(zhì)測定結(jié)果

表2 土樣顆粒分析結(jié)果 %

1.2 試驗設(shè)備

土壤試驗裝置分為定水頭供水下滲裝置和變水頭供水下滲裝置，見圖1。定水頭供水下滲裝置用于進行分層土壤水分下滲實驗，識別每層土壤的下滲能力及土壤水分分布，主要由可控制定水頭的馬里奧特供水裝置、裝樣桶兩部分構(gòu)成；變水頭供水下滲裝置用于下滲水分和鹽分在土壤100 cm 剖面的動態(tài)運移規(guī)律識別試驗，裝置設(shè)置兩排觀測孔，一排用于安裝土壤負壓計，測負壓水頭；另一排用于安裝多參數(shù)測定儀，測定土壤含水率、孔隙水電導(dǎo)率、土壤體電導(dǎo)率指標。

圖1 試驗裝置示意圖

1.3 試驗方案設(shè)計

本試驗主要從定水頭和變水頭供水兩個角度對鹽漬化土壤水鹽下滲規(guī)律進行研究，通過測量不同深度土壤的含水率及電導(dǎo)率值，分析鹽漬土不同土壤層的貯存和攔截水分的能力，以及土壤水分形態(tài)，總結(jié)100cm深度剖面土壤水分下滲過程中水鹽運移動態(tài)規(guī)律。試驗方案見表3。

表3 土壤水鹽下滲試驗方案

1.4 試驗步驟

（1）采用5 個定水頭供水下滲試驗裝置，按照P1～P5 每層的實際干容重（見表1）分別裝樣，供水箱裝滿水，連接好儀器，地表供水水深恒定2 cm，進行方案1 的下滲實驗。

（2）采用變水頭供水下滲試驗裝置，按照P1～P5每層的實際干容重（見表1）裝樣，由下至上浸潤土柱，測量不同觀測點的含水率，滿足采集土壤初始含水率后開始實驗，初始地表供水水深5 cm，進行方案2 的下滲實驗。

（3）定水頭下滲濕潤鋒到達剖面底部試驗即終止，測定P1～P5 土柱表面以下4、7 cm處土壤含水率；當變水頭供水的水深在蒸發(fā)和下滲共同作用下，水深為0 時停止試驗，實驗中測定不同觀測點（20、40、60、80、100 cm）不同時間（間隔20 h 測量1 次，合計22次）的下滲率、孔隙水及土壤體電導(dǎo)率。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤水分下滲規(guī)律

根據(jù)定水頭下滲實驗，測試P1～P5 土壤剖面入滲率及累積下滲量（以供水水箱的下降刻度cm表示）隨時間變化數(shù)據(jù)，繪制兩者變化曲線，見圖2。根據(jù)變水頭供水下滲實驗數(shù)據(jù)，繪制入滲率、累積入滲量隨時間的變化曲線，見圖3。

圖2 定水頭下滲實驗各層剖面土壤入滲率與累積下滲量隨時間變化

圖3 變水頭下滲實驗土壤入滲率及累積入滲量隨時間變化曲線

土壤入滲率及累積入滲量隨時間變化曲線擬合的函數(shù)關(guān)系符合冪函數(shù)，與分層下滲實驗中各剖面的下滲變化規(guī)律相同，均符合積水入滲Kostiakov模型，

式中：i為入滲率；I為累積入滲量；a、n是與土壤質(zhì)地、初始含水率等有關(guān)的參數(shù)；t是積水時間。

根據(jù)試驗數(shù)據(jù)，獲得土壤入滲率、累積下滲量隨時間變化趨勢線函數(shù)式，擬合Kostiakov 入滲模型，得到定水頭供水下滲P1～P5 及變水頭下滲模型具體函數(shù)關(guān)系式及參數(shù)a、n值，見表4。

根據(jù)實驗實測值與模型模擬值擬合，繪制圖4。圖4（a）～（e）與圖4（a1）～（e1）分別為定水頭供水土壤下滲實驗的入滲率及入滲量實測值與Kostiakov 模型模擬值擬合效果，圖4（f）與圖4（f1）分別為變水頭供水土壤下滲實驗的入滲率及入滲量實測值與Kostiakov模型模擬值擬合效果。由圖可知，擬合效果較好。根據(jù)試驗結(jié)果，定水頭分層土壤水分下滲及變水頭供水土壤水分下滲兩種試驗方案條件下，水分下滲過程均符合積水入滲Kostiakov模型。

2.2 土壤水分動態(tài)規(guī)律

對于農(nóng)田灌溉，土壤對水分的攔截能力是水土保持能力的重要指標。在下滲規(guī)律探討的基礎(chǔ)上，進行土壤下滲過程中水分形態(tài)的闡述，及各層土壤水分攔截能力分析。下滲過程中土壤剖面不同位置，土壤水分處于不同的水分分帶，水分存在形式不同，反映了不同剖面處土壤攔截貯存水分的能力。

表4 P1～P5 土壤入滲率及累積下滲量Kostiakov模型及相關(guān)參數(shù)

圖4 供水土壤剖面入滲率、累積入滲量模擬值與實測值對比

一般情況下，土壤水分分布帶分為結(jié)合水帶、孔角毛細水帶、懸掛毛細水帶、支持毛細水帶及飽水帶。隨著土壤水分下滲階段的不同，土壤含水率、水分存在形式及下滲水分的主要受力作用都均不同，詳見表5。

表5 土壤水分下滲過程水分存在形式和受力分析

下滲過程的滲潤階段，下滲水分受分子力的作用遠大于毛管力，結(jié)合水使土壤產(chǎn)生較強吸收水分的能力，當接受外源補給，含水率顯著增加，土壤結(jié)合水帶外層，增加孔角毛細水，結(jié)合水和孔角毛細水的存在，外源補水入滲至此，不易向下運移，停留在該土壤層，起到貯存水分的作用，土壤具有較強的攔截和貯存入滲水分的能力。當土壤水分達到最大分子持水量時，下滲水分僅受毛管力作用，滲潤階段終止，開始進入滲漏階段。隨著毛管懸掛帶向下擴展，水分不斷下滲，當土壤含水量接近或超過孔角毛細水的最大含水率界限時，土壤水進入支持毛細水范圍，入滲水分能比較順利的對潛水進行補給，起到傳輸水分的作用。當土壤水分達到飽和態(tài)時，下滲水分僅受重力作用，進入下一個滲透階段，水分傳輸作用最強，為支持毛細水帶，與飽水帶相連緊密。重力遠小于分子力和毛管力，且穩(wěn)定、不會消失，因此，滲透階段土壤水分下滲強度小且穩(wěn)定。

本實驗中采用土壤多參數(shù)測定儀，進行定水頭供水下滲實驗終止時刻不同深度土壤含水率測定。根據(jù)實驗結(jié)果，P4 和P5 兩個剖面分別在實驗進行第8 070 min和1 316 min后，裝置底部發(fā)生滲水，定水頭供水下滲實驗結(jié)束后，P1～P5 不同深度（4 cm 及7 cm）含水率隨著土壤深度的增加而增加。P1～P5 同一深度的含水率變化依次為P5 ＞P4 ＞P3 ＞P2 ＞P1，見表6。根據(jù)各剖面的土壤顆粒分析結(jié)果，P1、P2 屬于粉質(zhì)黏土，P3～P5 則屬于黏土，結(jié)合土壤含水率變化與粘性土土壤水分動態(tài)的分布關(guān)系，分析P1～P5 土壤入滲實驗結(jié)束后土壤水分的存在形式。

表6 分層下滲實驗土壤水分存在形式對比

根據(jù)定水頭充分供水的下滲試驗，0～40 cm（P1～P2）土層土壤水分由結(jié)合水帶擴展至懸掛毛細水帶的時間大于40～100 cm（P4～P5）土層，在0～40 cm土層具有較強的攔截和貯存入滲水分的能力。

2.3 土壤鹽分運移趨勢

變水頭供水條件下，土壤水分下滲影響著土壤剖面鹽分的再分配狀態(tài)。根據(jù)實驗結(jié)果，不同土壤剖面孔隙水電導(dǎo)率及土體電導(dǎo)率變化，見圖5。

由圖5 可見，入滲過程中，僅P1～P2 剖面土壤孔隙水電導(dǎo)率變化具有對數(shù)函數(shù)減小變化規(guī)律，P1、P2趨勢線函數(shù)決定系數(shù)分別為0.911 4、0.694 0，P1 函數(shù)匹配相關(guān)性極強，P2 較弱，P3～P5 剖面變化不大，基本平穩(wěn)。說明在實驗過程中，土壤表層（0～40 cm）土壤孔隙水鹽分變化較為明顯，P1 呈對數(shù)函數(shù)關(guān)系顯著減小，P2 在波動幅度較大的情況下逐漸減小，減小程度弱于P1。深層土壤（40～100 cm）孔隙水鹽分含量大小順序為P3 ＞P4 ＞P5，且每層數(shù)值基本保持平穩(wěn)。

圖5 P1～P5土壤孔隙水電導(dǎo)率變化圖

與土壤孔隙水電導(dǎo)率值變化對比，P2 土壤體電導(dǎo)率值同樣波動幅度最大，無規(guī)律可循，說明P2 為土壤體鹽分變動帶。P1、P3～P5 剖面的土壤體電導(dǎo)率值呈對數(shù)函數(shù)減小，見圖6。

圖6 P1～P5土壤體電導(dǎo)率變化圖

由上述分析，在變水頭供水條件下，隨著入滲的進行，土壤孔隙水的鹽分運動顯著區(qū)集中在0～40 cm土層處。土壤體鹽分在0～100 cm土層均逐漸減少。綜合土壤孔隙水和土壤體鹽分運移，P2 均在波動較大的范圍內(nèi)逐漸減小。P1 鹽分減少的幅度大于P2，且土壤孔隙水鹽分減少幅度大于土壤體。P3～P5 土壤孔隙水的鹽分基本平穩(wěn)，而土壤體的鹽分呈對數(shù)下降趨勢，由此分析，P3～P5 土壤孔隙水鹽分下滲運移通量得到了土壤體鹽分的補充，下滲與補給兩者達到動態(tài)平衡。因此，P3～P5 土壤孔隙水的鹽分含量表現(xiàn)一定范圍內(nèi)的平穩(wěn)狀態(tài)。

3 結(jié)語

定水頭供水分層鹽漬化土壤下滲及變水頭供水土壤剖面下滲試驗中，水分下滲率及累積下滲量的變化規(guī)律均可由積水入滲Kostiakov 模型來刻畫。定水頭供水土壤分層下滲試驗結(jié)果，顯示鹽漬土淺層土壤（0～40 cm）相對于深層土壤（40～60 cm）具有較強的攔截和貯存入滲水分的能力。由變水頭供水下滲試驗結(jié)果，鹽漬土土壤鹽分變動帶位于淺層0～40 cm，且20～40 cm的土壤鹽分波動幅度較大。深層土壤（40～60 cm）孔隙水溶液下滲鹽分通量由土壤體鹽分補充，二者達到動態(tài)平衡，深層土壤（40～60 cm）孔隙水溶液鹽分在試驗中數(shù)值相對平穩(wěn)。變水頭與定水頭相結(jié)合的土壤水分下滲實驗。