層狀紅壤水分入滲特征試驗與模擬

涂安國，聶小飛，李英，李洪任*

(1. 江西省土壤侵蝕與防治重點實驗室，江西 南昌 330029； 2. 江西省水土保持科學研究院，江西 南昌 330029； 3. 中國科學院教育部水土保持與生態(tài)環(huán)境研究中心，陜西 楊凌 712100)

異質(zhì)的土壤架構(gòu)如何控制水文過程是水文土壤學研究的熱點問題之一[1].由于自然成土過程和人為耕作作用，自然界中土壤大都呈現(xiàn)為交錯分布的層狀結(jié)構(gòu)，形成復雜多變的土壤剖面結(jié)構(gòu).層狀土內(nèi)產(chǎn)生了微觀損傷與宏觀斷裂面，因而水力特性不同于單層均質(zhì)土壤.試驗研究表明，不同質(zhì)地層狀土壤水分運動明顯不同于均質(zhì)土壤，主要表現(xiàn)為層狀土壤分層界面處存在毛管障礙，降低了土壤水分下滲速率[2-3].層狀土壤質(zhì)地的不均勻性使得土水勢在界面處發(fā)生突變[4]，因而入滲水分在界面處的運動方式也發(fā)生相應(yīng)的變化.層狀界面對土壤水分運動的影響是由于土體剖面非均質(zhì)性造成了水流阻滯效應(yīng)[5-6].基于均質(zhì)土入滲理論，國內(nèi)外很多學者對不同條件下不同質(zhì)地組成的層狀土壤入滲過程中濕潤鋒和累積入滲量進行了大量試驗和理論研究[7-9]，但對運移過程中剖面含水量的試驗觀測和比較分析較少，尤其對相同質(zhì)地不同土壤容重組成的層狀土入滲研究還不多.

數(shù)學模型是研究層狀土壤水分遷移規(guī)律的有效工具.前人在描述層狀土壤水分遷移轉(zhuǎn)化規(guī)律時為了簡便起見，一般都設(shè)定土壤為單一土層分別模擬計算，再將土壤分層界面處設(shè)為一節(jié)點，界面處的參數(shù)分別按上、下兩層參數(shù)的幾何或算術(shù)平均計算，然后再人為地組合起來作為整體系統(tǒng)[10-11].這種方法對于解決飽和土壤中水分遷移轉(zhuǎn)化取得了良好的效果，但對于非飽和土壤，由于受土層排序和耦合方式的影響[12]，組合起來的整體效果較差.楊艷等[13]求解對流-彌散方程得出，層狀土的水動力彌散系數(shù)不是均質(zhì)土水動力彌散系數(shù)的平均值.因此，層狀土壤入滲過程及水分再分配模擬計算也不同于均質(zhì)土壤.

南方第四紀紅黏土典型土體構(gòu)型為Ah-Bs-Csq型，土層自上而下土壤容重逐漸增加，土壤剖面結(jié)構(gòu)分層明顯.尤其是紅壤坡耕地，其表層為耕作層，該土層比較疏松，土壤容重較小，透水透氣性能較好；耕作層之下為犁底層，土層比較密實，水分滲透系數(shù)較小.因此，要精確地描述紅壤入滲水分的遷移過程，必須要考慮土壤剖面容重分層問題.

文中通過室內(nèi)土柱積水入滲試驗和構(gòu)建水分入滲數(shù)學模型，研究第四紀紅黏土不同土壤容重的均質(zhì)土及其組成的層狀土壤的入滲特征和水分再分布過程.研究成果將不僅有助于揭示紅壤丘陵區(qū)季節(jié)性干旱的形成機理，而且有助于促進非飽和帶土壤水分入滲和遷移理論研究的發(fā)展，同時可為綜合評價地表水、地下水資源、水土保持提供科學依據(jù).

1 試驗與方法

1.1 試驗土樣

試驗土壤于2018年3月采集于江西省九江市德安縣江西水土保持生態(tài)科技園內(nèi).該園區(qū)位于中國紅壤的中心區(qū)域(115°23′～115°53′ E，29°10′～29°5′ N)，地貌類型屬低丘崗地，海拔30～100 m，土壤類型為第四紀紅黏土發(fā)育的紅壤.試驗將坡耕地0～40 cm表土取回至室內(nèi)風干混合均勻，去除石礫和植物根系、枯枝落葉等雜質(zhì)，過2 mm篩備用.采用EyeTech激光粒度分析儀測定試驗土壤機械組成，測定結(jié)果為砂粒[2，0.05)mm含量17.43%，粉粒[0.05，0.002]mm含量60.43%，黏粒(<0.002 mm)含量22.14%，土壤為粉質(zhì)黏壤土.

1.2 土層構(gòu)型設(shè)計

試驗土柱設(shè)計深度為40 cm，容重分別為1.35 g/cm3(A)和1.55 g/cm3(B)2種均質(zhì)剖面土壤結(jié)構(gòu)，以及上層20 cm厚容重為1.35 g/cm3和下層20 cm厚容重為1.55 g/cm3組合而成的層狀土壤結(jié)構(gòu)(AB)，每個處理重復3次.試驗土柱采用干堆法分層裝填.在每次裝入W(g)土壤后，利用壓實器進行土壤壓實，使其達到規(guī)定的土壤土柱高度h.為了避免試驗過程中土柱出現(xiàn)分層現(xiàn)象，需要把土層表面抓毛，再填下一層.裝填后土壤A和B的初始體積含水率分別為8.35%和9.45%.

1.3 試驗裝置與過程

土壤入滲試驗裝置由帶刻度供水容器(馬氏瓶)、供水管、帶刻度有機玻璃柱和土樣組成，如圖1所示，馬氏瓶內(nèi)徑為8 cm，有機玻璃柱內(nèi)徑18 cm.馬氏瓶與有機玻璃柱之間用連接管連接，調(diào)節(jié)馬氏瓶位置及內(nèi)管高度，保證恒定水頭2 cm連續(xù)供水.柱底加一反濾體，其底部設(shè)有滲透收集裝置.同時，在透明有機玻璃土柱側(cè)面每間隔5 cm開孔插入TDR土壤水分傳感器探頭(LP/ms傳感器)，連接數(shù)據(jù)采集器(TDR-MUX)用以每1 min自動記錄入滲過程中土壤剖面含水率隨時間的變化.當土柱底部出口有水流出時，停止供水，結(jié)束試驗.為了克服馬氏瓶刻度讀數(shù)誤差，試驗過程中將馬氏瓶放置在一個測量精度為0.1 g的電子秤上，試驗進行時，電子秤的示數(shù)減小代表下滲的水量變化情況.根據(jù)由密至疏的時間原則記錄電子秤讀數(shù).

圖1 土柱入滲試驗裝置

1.4 模型模擬

采用HYDRUS-1D軟件對3組試驗土柱入滲過程進行數(shù)學模擬.若將坐標原點選在地面，取z軸向下為正，且忽略空氣和溫度對土壤水流運動的影響，則土柱一維薄層積水入滲非飽和土壤水分運移基本方程為

(1)

式中：θ為土壤體積含水率，%；t為時間，min；h為土壤基質(zhì)勢，cm；k(h)為土壤導水率，cm/min.

在對式(1)數(shù)值求解中，采用常用的van-Genuchten模型確定土壤水分特征曲線，其表達式為

(2)

(3)

(4)

m=1-1/n，

(5)

式中：θr為土壤殘余體積含水率，%；θs為土壤飽和體積含水率，%；ks為土壤飽和導水率，cm/min；n為土壤形狀參數(shù)；α為進氣吸力；l為經(jīng)驗參數(shù)，一般取值為0.5.

模型初始條件根據(jù)TDR探頭測定的土壤體積含水率設(shè)置；模型的上邊界設(shè)為入滲過程中定壓力水頭(2 cm)，下邊界條件設(shè)為自由排水.

2 結(jié)果分析

2.1 層狀紅壤水分入滲及運移過程模擬

根據(jù)實測土壤機械組成和裝填土壤容重數(shù)據(jù)，利用HYDRUS-1D中的 Rasetta 人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模塊預測各層van-Genuchten模型中土壤水力學參數(shù)并作為初始值.由于人工填土過程中，可能會造成下層土壤容重增大，而土壤飽和導水率隨著容重增加呈現(xiàn)冪函數(shù)形式遞減[14-16].因而，需要根據(jù)實際觀測的土壤水分數(shù)據(jù)反演優(yōu)化土壤飽和導水率ks[17-19]，從而得到各試驗土柱的土壤水力學參數(shù)，見表1，表中ρ為土壤容重.

表1 各土柱土壤水力學參數(shù)

圖2為層狀土積水入滲水分再分布模擬結(jié)果，圖中h′為土壤深度，向下為正.由圖可知，均質(zhì)土柱各層土壤水分觀測值與模擬值間具有很好的一致性.容重為1.35和1.55 g/cm3土柱各層土壤水分的總體決定系數(shù)R2分別可達0.85和0.92，均方根RMSE誤差分別為3.2%和1.8%，這表明HYDRUS-1D軟件能較好地模擬均質(zhì)紅壤積水入滲過程及水分再分布規(guī)律.研究還發(fā)現(xiàn)，利用HYDRUS-1D對土壤水分再分布進行模擬時，在深層和土壤水分較高時誤差較大.這可能是由于構(gòu)建的HYDRUS-1D模型沒有考慮土壤中滯錮空氣作用造成的.隨著水分入滲深度推進，滯錮土壤空氣壓力對入滲水流產(chǎn)生頂托與阻力作用越強.李援農(nóng)等[20]和孫美等[21]已證實當土壤內(nèi)部排氣不暢時，易導致土壤水分模擬值與實測值之間存在較大差異.

圖2 層狀土積水入滲水分再分布模擬結(jié)果

對于層狀土壤，簡單組合均質(zhì)1.35 g/cm3和1.55 g/cm3的土壤水力參數(shù)，模擬效果較差，各層土壤水分的總體決定系數(shù)僅為0.30，均方根誤差達15%.吳奇凡等[9]研究也發(fā)現(xiàn)，利用均質(zhì)土體反演的土壤水力參數(shù)直接模擬層狀土體的入滲過程效果不理想.而對進氣吸力參數(shù)α優(yōu)化后，土壤水分模擬效果得到大幅提升，各層土壤水分的總體相關(guān)系數(shù)達0.87，均方根誤差僅為2.8%.由此得出，對于層狀紅壤，積水入滲水分再分布模擬由各均質(zhì)土水力參數(shù)簡單組合起來的整體效果較差，需要對各層的進氣吸力參數(shù)進行優(yōu)化.參數(shù)α值越小，土壤進氣值越大，土壤持水性能越大.與均質(zhì)土壤的α值相比，層狀上層土壤α值減少了2.24倍，下層土壤減少了1.49倍.由此可知，層狀土壤結(jié)構(gòu)使得土壤的進氣值增大，土壤持水性能越大，尤其是對上層土壤.

2.2 層狀紅壤入滲特征

累積入滲量I和入滲速率i是表征土壤水分入滲能力的2個重要指標.均質(zhì)型土壤的土壤水分累積入滲量和入滲率隨時間變化過程均為連續(xù)平滑曲線，如圖3所示.

圖3 不同土壤結(jié)構(gòu)下水分累積入滲量和入滲速率過程

層狀土入滲過程可明顯分為入滲水分到達分層界面之前和之后2個階段.第一階段，開始時層狀土壤累積入滲量和入滲速率隨時間呈非線性增長，與上層均質(zhì)土入滲過程基本無差異.第一階段大致表示的是上層土壤的入滲性能曲線，也即土壤入滲性能還沒有受到下層土壤影響.第二階段，入滲水分通過分層界面后，累積入滲量隨時間變化曲線發(fā)生了轉(zhuǎn)折并趨于直線，土壤水分入滲率突發(fā)下降，然后趨于下層土壤穩(wěn)定入滲率，土壤入滲進入下層土壤入滲階段.該階段上層土壤完全飽和，入滲性能完全由下層土壤控制.這是由于下層土壤容重突然變大，水分受土壤水勢及下層土壤空氣阻力影響下滲減慢.與均質(zhì)土相比，上松下密層狀土顯著地提高了下層土壤的初始入滲速率，而對上層的入滲率和穩(wěn)定入滲率影響不大.這是由于上層土壤容重小，土壤孔隙大，土壤水分傳輸能力大，能夠快速為下層土壤供給水分.孫蓓等[22]對具有犁底層的農(nóng)田入滲試驗也發(fā)現(xiàn)，其水分入滲過程存在明顯的耕層入滲階段和犁底層入滲階段.這與本試驗得出的現(xiàn)象相一致.

進一步統(tǒng)計結(jié)果表明，均質(zhì)型土壤累積入滲量與入滲時間的平方根呈顯著線性關(guān)系，但組合后的層狀土實測值與擬合曲線發(fā)生了明顯偏離.均質(zhì)土壤入滲速率與時間呈顯著的冪函數(shù)關(guān)系(P<0.01)，但層狀土的冪函數(shù)關(guān)系顯著性有所減弱.

2.3 層狀土壤水分再分布特征

水分再分布是土壤中的水分在水勢梯度作用下的重新分布過程，是水分入滲的后續(xù)過程.圖4為不同土壤結(jié)構(gòu)的土壤水分分布.由圖可知，在土壤質(zhì)地和初始含水量相同的情況下，土壤容重對土壤水分入滲再分布模式影響微弱，均為隨著水分入滲過程進行，各土柱從上至下土層含水率依次為陡升并趨于平穩(wěn)的趨勢.隨著土壤重容增加，相同時間內(nèi)土柱濕潤體體積變小，土壤水分再分布過程變慢.例如積水入滲10 min后5 cm處，容重為1.35 g/cm3的體積含水率達35.06%，而容重為1.55 g/cm3的體積含水率僅為20.58%.

圖4 不同土壤結(jié)構(gòu)的土壤水分分布

層狀土壤結(jié)構(gòu)在濕潤鋒到達土層界面之前，土壤水分分布曲線形狀與上層均質(zhì)土壤基本一致.當濕潤鋒遷移至土壤分層界面處，土壤水分曲線出現(xiàn)不連續(xù)的突變現(xiàn)象，且上層土壤水分含量基本達到飽和.當土壤水分穿過分層界面后，土壤水分分布曲線形狀與下層均質(zhì)土類似.根據(jù)BODMAN等[23]的研究，當?shù)乇碛蟹e水入滲時，典型土壤水分再分布剖面由上而下可分為4個區(qū)，即表層飽和帶、含水率變化大的過渡帶、含水率分布均勻的傳導層和濕潤程度隨深度減小的濕潤層.隨著入滲時間延續(xù)，傳導層會不斷向深層發(fā)展，濕潤層和濕潤鋒也會下移，含水率分布曲線逐漸變平緩.由圖4可知，紅壤在初始較干旱的條件下，土壤表層的水勢梯度較陡，入滲速率較大.在重力勢、壓力勢和基質(zhì)勢的共同作用下，濕潤鋒遷移至分層界面時，土壤的基質(zhì)吸力尚大于土層的進水吸力，其濕潤鋒在此出現(xiàn)停滯.隨著入滲水量的補給，濕潤鋒處的土壤含水量逐漸增加，基質(zhì)吸力逐漸降低，直到達到下層土的進水吸力時，濕潤鋒才開始穿過界面進入下層土體.在濕潤鋒到達土柱底部時，土壤內(nèi)部的水分運動并沒有結(jié)束，土壤水分在重力和基質(zhì)勢的綜合作用下，由土水勢高的地區(qū)繼續(xù)向土水勢低的地區(qū)運移.與均質(zhì)土相比，層狀結(jié)構(gòu)土壤顯著提高了上層土壤含水量.例如1.35 g/cm3均質(zhì)土壤入滲30 min后10 cm處土壤體積含水率為19%，而組合層狀土壤入滲30 min后10 cm處土壤體積含水量可達29%.這主要是上下層土壤容重差異導致滲透性、持水能力不同，在土層突變界面處產(chǎn)生水力阻滯作用.

3 結(jié) 論

1) HYDRUS-1D可很好地模擬均質(zhì)土壤積水入滲過程中土壤水分的再分布過程.對于層狀土壤，直接組合均質(zhì)的土壤水力參數(shù)模擬效果較差，需要對進氣吸力進行參數(shù)優(yōu)化，優(yōu)化后模擬結(jié)果良好.

2) 層狀土壤積水入滲速率曲線可明顯分為上層入滲階段和下層入滲階段.濕潤鋒在到達分層界前，土壤入滲率呈非線性減少；在達到界面后，土壤入滲曲線發(fā)生了轉(zhuǎn)折，進入下層入滲階段，并逐漸達到下層穩(wěn)定入滲率.與均質(zhì)土相比，層狀土輕微降低了上層的入滲速率和提高了下層初始速率，但對下層的穩(wěn)定入滲率影響不大.

3) 土壤容重對均質(zhì)土壤水分入滲再分布模式影響微弱.與均質(zhì)土相比，層狀土壤可提高上層土壤含水量，且水分再分配過程在界面處發(fā)生了突變.