基于Hydrus-1D的黃河泥沙充填復墾土壤夾層結構優(yōu)化

王曉彤，胡振琪，梁宇生

（1. 北京大學城市與環(huán)境學院，北京 100080；2. 中國礦業(yè)大學環(huán)境與測繪學院，徐州 221116；3. 中國礦業(yè)大學（北京）土地復墾與生態(tài)重建研究所，北京 100083）

0 引 言

黃河流域分布有寧東、神東、陜北、晉北、晉中、黃隴、晉東、河南、魯西9大煤炭基地，涉及58個全國規(guī)劃礦區(qū)，總面積約為13.62萬km。煤炭開采后，在濱黃河礦區(qū)產生了大面積的采煤沉陷地甚至積水區(qū)，生態(tài)修復任務艱巨。采用黃河泥沙充填復墾采煤沉陷地，既疏浚了黃河下游淤積的泥沙，又實現了土地的綜合整治，具有顯著的社會及生態(tài)效益。目前，黃河泥沙充填復墾采煤沉陷地常采用一次性充填技術，形成“上土下沙”土壤剖面構型。采用該技術復墾后的土壤漏水漏肥，農作物單產低，然而在黃河泥沙充填層中夾土壤層后，能有效提高農作物產量。土壤水分是影響植被生長的重要因素之一，是恢復重構土壤耕作水平的基礎。土壤剖面構型由簡單到復雜的改變，有效改善了土壤水分的運動過程。

國內外對于層狀土壤水分運動的研究，多采用入滲與蒸發(fā)試驗，多集中于研究夾砂層、不同土層排序、覆蓋層厚度等對土壤水分特性的影響。王春穎等通過室內入滲試驗對具有夾砂層結構的土體進行研究，結果表明基質吸力較大的砂夾層能夠促進土壤水分的入滲。李毅等通過研究不同夾砂層位置（5～10、10～15、20～25 cm）對水分入滲的影響，結果表明夾砂層的存在改變了土壤的入滲率，且夾砂層位置越深，對入滲率的改變越明顯。Romano等提出不同土層排列順序能夠影響土壤水分的再分布及土壤的持水能力。Si等進行田間試驗研究分析發(fā)現層狀土壤在降低土壤水分下滲速率的同時，田間持水量得到有效提高。Huang等通過對層狀土壤水分蒸發(fā)及再分布過程研究表明，不同類型層狀土壤結構的水分蒸發(fā)特性不同。宋日權等通過對上覆砂土結構的研究表明，對于層狀土壤結構，砂夾層對土壤水分蒸發(fā)影響較大。

已有研究采用室內入滲、蒸發(fā)試驗證明了黃河泥沙夾層式土壤剖面構型能夠改善上土下沙土壤剖面構型的水分特性，并通過室內入滲試驗進行了關于黏土夾層位置對黃河泥沙填復墾土壤水分入滲過程影響的分析。然而物理模擬試驗存在人力、物力及時間等的局限性，近年來相關軟件的開發(fā)應用為描述土壤水分運移提供了有利的工具。其中，Hydrus軟件采用有限元法求解，以Richards方程為基礎，能夠為研究者提供一種快速準確的方式模擬土壤水分的運移過程，因其模型邊界條件靈活，在不同結構和不同質地土壤水分運動的相關研究中得到了較為廣泛的應用。王成文、肖慶禮等驗證了Hydrus-1D模擬不同結構和質地的土壤水分運動的適應性。范嚴偉等模擬了夾層質地、埋深、厚度、壓力水頭及初始含水率對入滲特性的影響。Wang等模擬了黏土中夾砂的層狀土壤入滲特性，證明了粗質夾層能夠促進入滲。Wang等模擬了具有不同斥水性及不同夾層位置的土壤剖面構型的水分特性，結果表明夾層的斥水性相對于夾層位置而言作用更顯著。Jia等通過Hydrus-1D擬合分析了由砒砂巖和風沙土構建的不同結構的重構土體對水分運動參數的影響。吳奇凡等利用Hydrus-1D模擬分析了由沙土、砒砂巖、黃綿土和紅黏土構成的不同結構層狀土的入滲特征，結合晉陜蒙接壤區(qū)自然條件，評價適合排土場建設的層狀土體。

目前，國內外針對自然農業(yè)土壤和重構土壤的土層覆蓋順序、砂夾層結構等的水分運動機理的研究較多，而對于黏土夾層對重構土壤水分運動的影響研究甚少。另外，數值模擬方法在國內外各個領域得到了廣泛的應用，然而采用數值模擬分析不同夾層結構的土壤水分運動并指導黃河泥沙充填復墾土壤剖面優(yōu)化設計有待探究。相關研究表明在一次性充填復墾后覆蓋土層厚度達到70 cm才能滿足玉米生長的基本需求。然而，在某些土壤資源緊缺的礦區(qū)，該技術的推廣應用受限。本研究采用實測試驗優(yōu)化的模型參數，建立Hydrus土壤水分運動模型，以復墾土壤總厚度60 cm為例，綜合考慮夾層厚度、位置和數量的交互作用，進行模擬剖面設計，模擬分析具有不同夾層結構的黃河泥沙充填復墾土壤的水分入滲和蒸發(fā)特性，以期為黃河泥沙夾層式土壤剖面優(yōu)化設計提出一種經濟時效的方法。

1 材料與方法

1.1 試驗材料

試驗材料包括表土、心土和黃河泥沙。表土（0～20 cm）和心土（>20～60 cm）均采自山東省德州市齊河縣邱集煤礦采煤沉陷地（36°28′52″N，116°28′03″E）。黃河泥沙采自山東省德州市齊河縣邱集靳莊引黃干渠（36°29′40″N，116°28′54″E），距采煤沉陷地1.89 km。樣品采集運回實驗室后，在晾曬板上風干后，經碾壓、磨碎、過2 mm篩，分別混合均勻后備用。表土、心土和黃河泥沙的容重用環(huán)刀法田間實測獲得，分別為1.35、1.43、1.50 g/cm；顆粒組成采用吸管法測定，表土質地為粉黏壤含黏粒20.43%、粉粒70.16%、砂粒9.42%，心土質地為黏土，含黏粒62.54%、粉粒33.16%、砂粒4.3%，黃河泥沙質地為壤砂土，含黏粒20.43%、粉粒70.16%、砂粒9.42%；初始含水率和飽和含水率均采用時域反射（Time-Domain Reflectometer，TDR）并結合烘干法進行校準對比獲得，初始含水率分別為0.067、0.083、0.024 cm/cm；飽和含水率0.48、0.49和0.42 cm/cm；飽和導水率采用定水頭滲透筒法測定，分別為0.011、0.004和0.160 cm/min；水分特征曲線采用壓力膜法測定，如圖1所示。

圖1 土壤水分特征曲線 Fig.1 Soil water characteristic curve

1.2 實測試驗設計

實測試驗用以確定模型參數，并證明優(yōu)化后的模型參數能夠較好地模擬黃河泥沙充填復墾所形成的全土、上土下沙及夾層式土壤的水分運動特性。實測試驗剖面共設計3個處理，如圖2所示，每個處理設置3個重復。其中，a.全土表示未損的農田土壤剖面構型，是由20 cm厚的表土層覆蓋在100 cm厚的心土層上構成；b.上土下沙表示黃河泥沙一次性充填復墾所形成的土沙雙層剖面構型，由20 cm表土層及20 cm心土層依次覆蓋在黃河泥沙充填層上構成；c.夾層式表示在黃河泥沙充填層中夾心土層形成的夾層式土壤剖面構型，黃河泥沙充填層中夾20 cm心土夾層并由20 cm表土層及20 cm心土層依次覆蓋后構成。

圖2 實測試驗土壤剖面示意圖 Fig.2 Diagram of different soil profiles for measured experiment

試驗過程分為入滲和蒸發(fā)兩個階段，試驗裝置如圖3所示。有機玻璃管內徑為19 cm，高為130 cm（填裝土柱高度為120 cm）。根據表土容重為1.35 g/cm、心土容重為1.43 g/cm、黃河泥沙容重為1.50 g/cm，按每層5 cm稱取相應質量進行分層填裝，層間打毛。各處理均在10、30、45、55、75、85、95、105及115 m插水分傳感器EC-5。土柱填裝完成后，土表覆蓋濾紙，靜置48 h。調整馬氏瓶的高度，保持恒定水頭3 cm，開始入滲試驗。試驗按照時間由密到疏，記錄濕潤鋒的位置及通過馬氏瓶讀取累積入滲量，同時設定數據采集器步長為5 min自動記錄土壤水分傳感器探頭處土壤含水率隨時間的變化。直至濕潤鋒到達土柱最底部，停止馬氏瓶供水，入滲試驗結束。

圖3 試驗裝置 Fig.3 Experimental devices

蒸發(fā)試驗在入滲試驗完成后進行。首先稱取每根土柱的質量，然后將土柱置于275 W燈下30 cm處。室溫維持在24.5±0.5 ℃，相對濕度保持在25%～30%左右。光照時段設置為每天早上8:00到下午17:00，平均日蒸發(fā)量為0.94 cm/d。蒸發(fā)過程中數據采集器的測量時間步長設定為30 min，自動記錄土柱每層含水率隨時間變化狀況。蒸發(fā)過程持續(xù)30 d，每天17:00 稱取土柱質量。

1.3 模擬試驗設計

采用實測試驗優(yōu)化后的模型參數，根據沉陷區(qū)的實際情況，綜合考慮夾層厚度、位置和數量的交互作用，進行模擬剖面設計，通過Hydrus-1D模擬與正交試驗分析，探明不同夾層處理對土壤水分運動影響，實現夾層式剖面的優(yōu)化設計。本研究以沉陷區(qū)可供利用的土壤總厚度60 cm為例，綜合考慮夾層式復墾的技術可實踐性及各因素間的相互作用，并參考任露泉編著的《試驗優(yōu)化設計與分析》，以黃河泥沙充填層中土壤夾層的厚度、位置、和數量為試驗因素，每個因素選取2個水平，不同夾層厚度20和30 cm，不同夾層位置（所在黃河泥沙充填層中的位置，即為第一層黃河泥沙層的厚度）為20和30 cm，不同夾層數量為1層和2層，因素水平表如表1所示，正交試驗設計見表2。

表1 因素水平表 Table 1 Levels of factors

表2 正交試驗設計表 Table 2 Orthogonal experimental design table

依據國家土地復墾質量控制標準（TD/T 1036-2013）并結合黃河泥沙充填復墾工藝，選定120 cm土層厚度作為模擬土壤入滲和蒸發(fā)試驗土柱長度。模擬試驗共設計8個處理，如圖4所示。CK1為未損毀的農田土壤剖面構型，CK2為一次性充填黃河泥沙后覆蓋土壤層形成的上土下沙土壤剖面構型。T1～T8為黃河泥沙夾層式土壤剖面構型，依據正交表L8（2）設計得到。在確定模型參數的基礎之上，利用Hydrus-1D模型模擬研究不同土壤剖面構型中的土壤水分入滲和蒸發(fā)特性，依據可供利用土源數量，因地制宜為采煤沉陷地優(yōu)選黃河泥沙充填復墾土壤剖面構型。

圖4 模擬試驗土壤剖面示意圖 Fig.4 Diagram of soil profiles for simulation test

模擬垂直一維土壤入滲和蒸發(fā)過程，可選用一維的Richards方程作為土壤剖面水流運動的控制方程。

式中為垂向坐標，規(guī)定向上為正，cm；為基質勢，cm；為時間，min（入滲）或d（蒸發(fā)）；為土壤含水率，cm/cm；土壤導水率，cm/min（入滲過程）或cm/d（蒸發(fā)過程）。

式（1）中涉及非飽和土壤水力特性()和()采用van Genuchten方程表示，van Genuchten運用Mualem孔徑分布模型得到非飽和導水率函數的預測方程。脫水時，某一基質勢對應的含水率比吸水系統的含水率高，因此在蒸發(fā)過程中的水分運動存在一定的滯后現象。

式中θ為滯留含水率（吸水過程用θ 表示，脫水過程用θ 表示），cm/cm；θ為飽和含水率，cm/cm；（吸水過程用α表示，脫水過程用α表示）為進氣吸力的倒數、為土壤的孔隙體積大小分布指數；為 VG 方程參數；反映了土壤孔隙的連接性，通常取值為0.5；K為飽和導水率，cm/min（入滲過程）或cm/d（蒸發(fā)過程）；S為無量綱的有效水分含量。

入滲試驗初始條件假定每層土壤初始含水率均勻分布，根據表土、心土、黃河泥沙的初始含水率分別計算每層的基質勢。

式中為模擬土柱的長度，cm；根據初始含水率計算所得的基質勢；向下為正方向，=0為土表，cm。

入滲試驗邊界條件為上邊界水頭值為3 cm，入滲試驗土柱為120 cm，模擬地段山東省德州市齊河縣平均地下水位在200 mm左右。本研究中不考慮地下水位對土壤水分運動過程的影響，因此下邊界自由排水。

式中()為蒸發(fā)通量，cm/d；()為初始狀態(tài)的土壤剖面含水率，cm/cm；上界面大氣蒸發(fā)量計算公式如下所示

式中E=()為土表的實際蒸發(fā)率，cm/d；E為土表的潛在蒸發(fā)速率，cm/d，其采用直徑為20 cm蒸發(fā)皿測定潛在蒸發(fā)量，蒸發(fā)皿與土柱表面離紅外燈的距離相同。h為表表最小水勢值，cm。

Hydrus-1D在進行數值求解的過程中采用有限差分法，因此需要對模型進行時間和空間的離散化處理。時間離散設計的合理性，與數值模型計算的收斂性、計算的速度和計算的穩(wěn)定性密切相關。參考物理模擬試驗過時間分布情況，入滲過程最終時間設定為6 000 min，初始時間步長為0.1 min，最小步長為0.000 1min，最大時間步長為120 min，輸出時間點數量為50個。蒸發(fā)過程最終模擬時間為30 d，初始時間步長為0.01 d，最小時間步長為0.000 1 d，最大時間步長為1 d，輸出時間點數量為30個?？臻g離散設計中，土壤剖面模型深度為=120 cm，土壤的種類分為三種，根據圖1進行不同處理土壤剖面建模。首先對土壤剖面進行離散化，為了分層方便設定剖面節(jié)點為121個，空間步長為?=1 cm。

2 結果與分析

2.1 模型參數的確定

首先，對反演的模型參數進行賦初值，飽和導水率K及飽和含水率θ通過實測獲得，θ、、依據實測均質表土、心土和黃河泥沙的水分特征曲線，利用van Genuchten模型進行相應水力參數進行擬合獲得，其中飽和含水率采用實測值。模擬結果表明，通過水分特征曲線擬合獲得的水力學參數，模擬效果不佳，不同處理入滲與蒸發(fā)過程的剖面含水率實測與模擬值相對誤差較高，在20%左右。其主要原因是由于層狀土壤的水分運動過程較均質土壤存在較大的差異。為解決誤差較大的問題，采用入滲實測土壤剖面含水率隨時間的變化反演土壤水力參數是可行性的。

根據實測全土、上土下沙及夾層式重構土壤入滲和蒸發(fā)試驗剖面含水率的動態(tài)變化數據，反演求解土壤水力參數，并結合濕潤鋒、累積入滲量及累積蒸發(fā)量等指標進行反復率定。優(yōu)化后的水力參數，模擬效果良好，不同處理入滲與蒸發(fā)過程剖面含水率實測與模擬值相對誤差降低到10%以內。土壤水力參數優(yōu)化值如表3所示。其中，飽和導水率K實測與優(yōu)化值存在較大的差異，不同材料的導水率均得到了不同程度的減小，尤其是黃河泥沙的導水率縮小至1/8，其原因是由于裝土過程中黃河泥沙的容重不易控制，導致層狀結構土壤不同層位黃河泥沙的飽和導水率與均質土壤實測飽和導水率存在較大的差異。Huang等在模擬非均質土壤水分入滲時，也得出了類似的結論，假定K為最大的誤差源，不確定性遠大于θ、θ、，把K作為校驗變量，取得較好的模擬結果。在土壤水分運動過程中吸水和脫水過程中存在的滯后作用是不可忽略的，通常采用α、θ 表示吸濕過程，采用α、θ 表示脫濕過程。有學者研究表明，可允許土壤水分入滲和蒸發(fā)過程中水力參數θ、K、保持一致，通過不同取值α、θ 和α、θ 進行區(qū)分，可在一定程度上簡化模型的計算。

表3 土壤水力參數優(yōu)化值 Table 3 Optimized values of soil hydraulic parameters

全土、上土下沙及夾層式重構土壤的累積入滲量、濕潤鋒及累積蒸發(fā)量的實測值與模擬值如圖5所示，通過對比發(fā)現，優(yōu)化后的參數總體模擬效果較好。各處理累積入滲量和濕潤鋒的模擬值總體略高于實測值，累積蒸發(fā)量的模擬效果最佳。優(yōu)化后的水力參數模擬效果評價指標中均大于0.997，RRMSE均小于0.167，NSE均大于0.912（NSE值越接近1，表示模型可信度高），模擬效果較好。其中，各處理濕潤鋒的模擬值與實測值偏差稍大，主要原因是由于Hydrus-1D對于濕潤鋒模擬判斷的敏感度稍差一點。

在初始水權劃定之后，就要把水權作為產權對待，保護水權的合法權益。水權不能被隨意剝奪或變更，水權所有者擁有水權的收益權、處置權。對于水權所有者節(jié)水節(jié)省的水量，不但允許用戶獲得水費節(jié)約收益，還應當允許其出售水權而獲得收益。

圖5 累積入滲量、濕潤鋒和累積蒸發(fā)量實測值和模擬值 Fig.5 Observed and simulated value of cumulative infiltration, wetting front, and cumulative evaporation

2.2 夾層對水分入滲的影響

入滲階段各處理累積入滲量和濕潤鋒隨時間的變化如圖6所示。CK1累積入滲量隨時間的變化為非線性關系，整個過程中入滲率隨時間的增加而逐漸減少。其余處理在濕潤鋒穿過上覆表土和心土層后，累積入滲量曲線發(fā)生轉折而后隨時間呈線性變化。對于T1～T8，由于黃河泥沙層中心土夾層的存在，濕潤鋒的運移曲線將發(fā)生多次轉折。在濕潤鋒未到達第一個“沙-土”界面前，由黃河泥沙的基質勢較高而心土層中的基質勢較低，泥沙初始狀態(tài)所含的水分會逐漸向心土層中轉移，直至濕潤鋒到達“沙-土”界面，此時黃河泥沙中的基質勢隨含水率的增加而迅速增加，但由于大毛管接在小毛管之上形成了一定的毛管障礙，導致水分在上界面處聚積，造成基質吸力值的波動。與心土夾層上界面不同的是濕潤鋒運移至“土-沙”界面處，由于小毛管較大毛管的吸力大，在基質吸力的作用下，濕潤鋒的運移會出現短暫的停頓。此時，心土層的含水率因吸收了黃河泥沙中的水分而增加，當土壤水分在穿越“土-沙”界面后，濕潤鋒的運移速率將迅速增大，這一規(guī)律與王春穎等的研究較為符合。由于夾層式土壤剖面處理中夾層位置、厚度和數量不同，對累積入滲量的影響程度亦不相同。當濕潤運移至土柱底端120 cm時，CK1、CK2及T1～T8累積入滲量分別為45.17、37.48、39.69，40.18、40.53、40.56、40.39、41.60、41.77和42.24 cm。CK2的累積入滲量最低，入滲過程中土壤持水能力差。T1～T8入滲過程的持水量較CK2分別提高了5.98%、7.29%、8.22%、8.30%、7.85%、11.08%、11.54%和12.79%，說明夾層厚度、數量和位置的增加，均能在一定程度上提高重構土壤入滲過程的持水量。

圖6 模型模擬各處理累積入滲量和濕潤鋒 Fig.6 Cumulative infiltration and wetting front of each treatment simulated by the model

入滲階段各處理剖面含水率隨時間的動態(tài)變化模擬結果如圖7所示。CK1的土壤剖面含水率分布比較均勻，與其相比，黃河泥沙重構土壤入滲過程較為復雜，重構土壤剖面含水率分布具有不連續(xù)的特性。CK2的剖面含水率高低分層明顯，由于入滲過程中覆蓋的土壤層含水率隨濕潤的推進很快達到飽和，而下層黃河泥沙的含水率較低，在整個入滲過程中一直處于非飽和的狀態(tài)。將CK2覆蓋土壤層的一部分心土作為夾層，所形成的黃河泥沙夾層式土壤剖面構型（T1～T8），因黃河泥沙充填層中心土層的存在，形成了不同程度的水流障礙，有效提高了心土層上方黃河泥沙層的含水率，隨著濕潤鋒的推進甚至能夠達到飽和。Hammecker等在進行層狀土壤入滲試驗的研究中，同樣發(fā)現表層土壤達到飽和而砂土層的土壤處于非飽和的狀態(tài)。Cui等研究表明，導致這一現象的原因是上層較細的土壤對下層較粗的土壤起到了一定的水分下滲限制作用。夾層式剖面構型中，通過設置在泥沙層中的觀測點可以看出，心土層上方的泥沙層含水率曲線均出現兩次上升的現象，說明由泥沙層中大孔隙的存在出現優(yōu)先流，使得一部分泥沙優(yōu)先濕潤，然而由于其下方心土夾層的存在，形成了一定的阻水障礙，導致水分在其“沙-土”界面上方聚積，造成了泥沙層的二次濕潤。Wang等研究發(fā)現了類似的現象，認為其原因是因為濕潤峰在分層界面處暫時停止，而入滲過程仍在繼續(xù)進行，因此水分向上再次濕潤砂土層。

圖7 入滲階段各處理不同深度剖面含水率隨時間的變化 Fig.7 Change of water content in different depth profiles of each treatment at infiltration stage

2.3 夾層對水分蒸發(fā)的影響

各處理累積蒸發(fā)量的模擬結果如圖8所示，累積蒸發(fā)量在蒸發(fā)的第一個階段主要受到大氣蒸發(fā)強度的影響，大量的土壤水分因蒸發(fā)而損失，各處理變化較為一致。差異主要出現在蒸發(fā)的第12天，CK1率先進入蒸發(fā)的第二個階段，隨后T1～T8相繼進入蒸發(fā)的第二個階段，累積蒸發(fā)量隨時間的變化逐漸趨于穩(wěn)定。而CK2累積蒸發(fā)量隨時間變化呈線性關系的持續(xù)時間最長，最晚進入蒸發(fā)第二個階段的。對比發(fā)現夾層式剖面構型（T1～T8）的累積蒸發(fā)量曲線均介于CK1和CK2之間。蒸發(fā)至第30天，CK1的累積蒸發(fā)量最低為17.14 cm，CK2的累積蒸發(fā)量最高為20.16 cm，在相同蒸發(fā)條件下，累積蒸發(fā)量較CK1高出18%。說明黃河泥沙充填復墾上土下沙土壤剖面構型促進了土壤水分的蒸發(fā)，不利于水分的保持。夾層式土壤剖面構型（T1～T8）較CK2的累積蒸發(fā)量分別較低了5.10%、5.34%、4.52%、4.43%、10.09%、9.51%、8.96%、7.57%，說明夾層厚度的增加能夠有效抑制土壤水分的蒸發(fā)。李韻珠等研究得出了類似的規(guī)律，黏土夾層愈厚則蒸發(fā)速率愈低。

圖8 模型模擬各處理累積蒸發(fā)量 Fig.8 Cumulative evaporation of each treatment simulated by the model

蒸發(fā)階段各處理土壤剖面含水率隨時間的動態(tài)變化規(guī)律如圖9所示。蒸發(fā)初期存在土壤剖面的內部排水過程，水分在土水勢的作用進行重新分配，下層的土壤含水率會明顯提高，變化最大的是115 cm處的觀測點，該層位處含水率在短時間內迅速增加，而后隨蒸發(fā)進行逐漸減少。CK1在蒸發(fā)過程中 10 cm土層處的水分蒸發(fā)量最大，說明該構型水分蒸發(fā)主要來源于表土層，其心土層水分分布比較均勻，含水率在 0.30～0.35 cm/cm之間維持穩(wěn)定。CK2在蒸發(fā)過程中表土層、心土層和黃河泥沙層的含水率的分層較為明顯。在蒸發(fā)的前15 d左右，表土層和黃河泥沙層的含水率迅速減少，而心土層由于得到來自于黃河泥沙層的水分補給，含水率降低緩慢；蒸發(fā)進入第二階段，表土和黃河泥沙中的含水率逐漸穩(wěn)定，而心土層的含水率開始逐漸降低。T1～T8由于黃河充填層中夾層的存在，不同深度的含水率較CK2均在一定程度上得到了提高。

圖9 蒸發(fā)階段各處理不同深度剖面含水率隨時間的變化 Fig.9 Change of water content in different depth profiles of each treatment at evaporation stage

2.4 正交分析夾層對持水能力的影響

本研究參考Xing等的研究，引入持水系數（Water Retention Coefficient，）綜合入滲和蒸發(fā)兩個過程黃河泥沙夾層式重構土壤的持水量，定量分析重構土壤的持水能力。為蒸發(fā)后的土壤持水量占入滲后的土壤持水量的百分比，其值越大土壤的保水能力越好，反之土壤的持水能力越差。根據入滲和蒸發(fā)試驗設計，入滲結束時垂直剖面的土壤水分可以看作是蒸發(fā)的初始土壤水分。由表4可以看出，CK1的持水系數最大（=62.05%），而CK2的持水系數最小（=46.20%）僅為CK1的74.45%。CK2的持水性差，不利于復墾農田土壤水分的保持，在農業(yè)生產實踐中，若與未損毀農田同樣澆水量的情況下，“上土下沙”土壤剖面的復墾農田持水量可能僅為未損毀農田的一半左右，造成水資源的浪費。

表4 不同處理重構土壤的持水參數 Table 4 Water retention parameters of reconstructed soil with different treatments

黃河泥沙夾層式充填復墾提高了重構土壤的持水能力，T1～T8 的值分別為51.78%、52.50%、52.49%、55.11%、56.14%、56.05%和55.96%。當夾層位置為20 cm 時(T1、T2、T5、T6)的值較CK2分別提高了12.08%、13.63%、19.29%、21.51%，說明增加夾層厚度及夾層數量均能在一定程度上提高持水系數；當夾層位置為30 cm時（T3、T4、T7、T8）的值較CK2分別提高了13.62%、13.61%、21.32%和21.14%，說明增加夾層厚度能夠提高持水系數，而增加分層數對持水系數的改變不大。

根據試驗設計方案，模擬分析了夾層厚度、位置和數量不同水平組合下的土壤水分入滲和蒸發(fā)特性。不同處理夾層結構對黃河泥沙夾層式重構保水性的影響，可采用持水系數定量表示。以持水系數作為指標，正交試驗結果分析表如表5所示?！?”和“2”分別代表各因素的兩種不同水平，為極差，12為各因素不同水平的均值。對于交互作用的三列：A×B、A×C 和B×C 所在列的數字沒有實際意義，但它們對于值的計算具有統計意義，可根據極差的大小，排出主次順序。

表5 正交試驗結果 Table 5 Results of orthogonal test

根據主次因素的排序可得出，夾層厚度對持水系數的影響最大。而夾層位置與數量的交互作用，較夾層厚度與位置以和夾層厚度與數量的交互作用而言影響更大。由于B×C對試驗指標的影響大于因素B、C對試驗指標的影響，因素A和C是對試驗指教具有較大影響的主要因素，所以可以直接用A和C的最優(yōu)水平作為A×C 的優(yōu)搭配，為AC。對于具有最大交互作用的B×C，不可直接根據單因素的單獨作用確定最優(yōu)水平，因此采用二元表進行計算分析如表6所示，考慮因素間的優(yōu)搭配，最終確定最優(yōu)搭配為BC。綜合考慮A的優(yōu)水平，可確定最優(yōu)組合為ABC，即處理T6（夾層厚度為30 cm、夾層位置為20 cm、夾層數量為2層）剖面保水性要優(yōu)于其他試驗處理。

表6 B×C 二元表 Table 6 B×C binary table

3 結 論

本研究模擬分析了不同夾層厚度、數量和位置的改變對黃河泥沙充填復墾土壤水分入滲及蒸發(fā)特性的影響，研究結論如下：

1）黃河泥沙夾層式土壤剖面構型能夠有效改善“上土下沙”土壤剖面構型的水分入滲特性，T1～T8由于黃河泥沙充填層中心土夾層的存在，形成了不同程度的水流障礙，有效提高了心土層上方黃河泥沙層的含水率。

2）黃河泥沙夾層式土壤剖面構型能夠有效改善“上土下沙”土壤剖面構型的水分蒸發(fā)特性，隨著夾層厚度的增加能夠有效的抑制土壤水分的蒸發(fā)，而夾層的位置和厚度對累積蒸發(fā)量大小的改變關系不明顯。在蒸發(fā)過程中表層土壤及黃河泥沙層中的水分先丟失，充填層中心土夾層在整個蒸發(fā)過程中都保持較高的含水率。

3）黃河泥沙夾層式土壤剖面構型能夠有效改善“上土下沙”土壤剖面構型的保水性，持水系數較CK2可提高21.51%。分析表明夾層厚度為主要影響因素，夾層位置對持水系數的影響最小，夾層位置和夾層數量的組合具有最強的交互效應，最終確定處理T6（夾層厚度為30 cm、夾層位置為20 cm、夾層數量為2層）的夾層式土壤剖面的保水性最佳。

本研究為黃河泥沙夾層式土壤剖面優(yōu)化設計，提出了一種經濟時效的方法。這對探明黃河泥沙充填復墾土壤夾層結構的作用機理，并促進黃河泥沙夾層式充填復墾技術在黃河流域采煤塌陷地的推廣應用具有重要意義。