考慮初始含水率沿程不均勻分布的畦灌技術(shù)要素調(diào)控

李 江 黃增健 李 濤 繳錫云,2 史傳萌 張狀狀

(1.河海大學(xué)農(nóng)業(yè)科學(xué)與工程學(xué)院, 南京 210098; 2.河海大學(xué)水文水資源與水利工程國家重點實驗室, 南京 210098)

0 引言

畦灌是常用的地面灌水方式之一,具有田間設(shè)施簡單、運行成本低、易于實施等優(yōu)點,同時也存在灌水質(zhì)量不高的問題[1-2]。在畦灌過程中,土壤水分入滲與地表水流運動同時進(jìn)行,兩者密切聯(lián)系、相互作用,共同影響灌水質(zhì)量。田面坡降是畦田的自然特征,自然坡降使得灌溉水在重力及水流推動作用下從畦首順坡降流向畦尾。在我國半干旱半濕潤地區(qū)以及濕潤地區(qū),降雨亦會通過畦田的自然坡降發(fā)生入滲以及產(chǎn)生徑流,若降雨歷時過長或雨強過大,在封閉畦田的尾部還可能形成積水,降雨產(chǎn)流之后的畦田沿畦長方向會出現(xiàn)一定程度上的土壤水分分布不均勻現(xiàn)象[3]。土壤水分狀態(tài)是影響土壤入滲性能以及農(nóng)田作物耗水的重要因素,早期關(guān)于畦灌技術(shù)要素設(shè)計的相關(guān)研究表明土壤入滲的空間變異性對灌水質(zhì)量的影響尤為顯著[4-5]。因此,降雨產(chǎn)流所形成的土壤水分空間變異,將會通過影響土壤入滲性能進(jìn)而影響畦灌水流運動特性,使得按一般情況設(shè)計的畦灌技術(shù)要素不能滿足灌水質(zhì)量最高的要求。

畦田規(guī)格、田面坡度、入畦流量、改水成數(shù)等灌水技術(shù)要素是影響畦灌灌水質(zhì)量的重要因素[6-11],試驗觀測與模型模擬是研究不同技術(shù)要素控制條件下畦灌水流運動的有效手段。畦灌模型模擬可以減少試驗次數(shù),通過數(shù)值計算的方式很好地描述和再現(xiàn)畦灌水流運動過程,幫助學(xué)者對比大量預(yù)設(shè)灌水技術(shù)條件下的灌水質(zhì)量,并從中推薦較優(yōu)的灌水技術(shù)方案[12-15]。目前常用的畦灌模擬軟件有WinSRFR和SIRMOD,二者被廣泛地應(yīng)用于解決不同單寬流量、改水成數(shù)、土壤特性、畦田規(guī)格等因素對于灌水質(zhì)量的影響問題[2, 16-19]。針對土壤入滲性能的空間變異性,已有學(xué)者對不同土壤入滲性能條件下的畦灌灌水質(zhì)量進(jìn)行評價以及對灌水技術(shù)要素進(jìn)行設(shè)計[20-22]。

然而,現(xiàn)有考慮土壤入滲性能空間變異性的研究多是將土壤入滲性能作為土壤的固定屬性來進(jìn)行統(tǒng)計上的分析,并且假定灌水前畦田土壤初始含水率為均勻的分布狀態(tài),很少考慮初始土壤水分空間變異性對于畦灌水流運動以及灌水質(zhì)量的影響。降雨產(chǎn)流等因素導(dǎo)致的畦田土壤含水率分布不均勻,及其對畦田作物耗水強度、灌水前土壤入滲性能以及灌水質(zhì)量的影響等相關(guān)問題還有待進(jìn)一步探討。因此,針對降雨產(chǎn)流后畦田土壤初始含水率沿程不均勻分布的情況,本研究開展一維土柱入滲試驗、二維土槽灌溉試驗,進(jìn)一步結(jié)合WinSRFR地面灌溉模擬模型,探討初始含水率沿程不均勻?qū)ζ韫嗵锩嫠鬟\動和灌水質(zhì)量的影響規(guī)律,優(yōu)化求解畦灌技術(shù)要素,以期為土壤初始含水率沿程不均勻條件下畦灌技術(shù)要素調(diào)控提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

本研究首先獲取不同初始含水率條件下的入滲參數(shù),進(jìn)一步對畦田灌水技術(shù)要素進(jìn)行調(diào)控。具體來說,開展一維土柱入滲試驗,確定Koistiakov模型中入滲參數(shù)隨初始含水率的變化關(guān)系式;同時,在土槽中開展含水率沿程不均勻條件下的畦灌試驗,觀測田面水流運動狀況,利用擬合好的入滲參數(shù)隨初始含水率變化的函數(shù)計算沿程入滲量,并對不同處理下的灌水質(zhì)量進(jìn)行評價;其次,將擬合的入滲參數(shù)隨初始含水率的變化關(guān)系式代入WinSRFR模型,對土槽試驗中的畦灌水流運動進(jìn)行模擬,對比實測數(shù)據(jù)與模擬數(shù)據(jù),對模型進(jìn)行驗證;最后,設(shè)置不同畦灌技術(shù)要素組合,利用驗證好的WinsSRFR模型開展初始含水率沿程不均勻條件下的畦灌技術(shù)要素優(yōu)化,最終針對由降雨產(chǎn)流導(dǎo)致的畦田水分不均勻狀態(tài),對畦灌技術(shù)要素進(jìn)行調(diào)控。具體研究方法如圖1所示。

1.1 不同初始含水率條件下入滲參數(shù)獲取

1.1.1試驗設(shè)計

試驗于2021年6月在河海大學(xué)節(jié)水園區(qū)節(jié)水與農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗場(31°86′N,118°60′E)開展,供試土壤為粉砂壤土,其砂粒、粉粒、黏粒質(zhì)量分?jǐn)?shù)分別為17.92%、80.97%、1.11%,容重1.30 g/cm3,電導(dǎo)率2.18 dS/m。土柱試驗采用直徑10 cm、高100 cm的有機玻璃土柱以及直徑15 cm的馬氏瓶開展;一維土柱入滲試驗共設(shè)置8個處理,其初始土壤體積含水率分別為0.11、0.15、0.17、0.19、0.20、0.22、0.23、0.25 m3/m3(T1～T8);各處理入滲水深均為20 mm;入滲時長為70 min;試驗過程中實時觀測并記錄馬氏瓶水位變化。

土槽畦灌試驗裝置長10 m、寬1.5 m、高1.05 m,土槽內(nèi)土壤深度85 cm、表面坡度0.2%、灌水定額40 mm,入畦單寬流量q為1.0 L/(m·s),改水成數(shù)G為9.0,根據(jù)曼寧公式計算田面糙率為0.20。土槽試驗共設(shè)置3個處理(TC1、TC2、TC3),各處理畦首土壤初始體積含水率均為0.17 m3/m3,其初始體積含水率沿程每2.5 m增加0、3%、5%。試驗過程中觀測累積灌水量、田面水流推進(jìn)及消退時間以及土槽底部深層滲漏量。

1.1.2入滲參數(shù)擬合及累積入滲量計算

采用Koistiakov模型進(jìn)行一維土壤入滲量計算,其公式為

I=A(θ0)tα(θ0)

(1)

式中I——累積入滲量,m

t——入滲時間,s

α(θ0)——入滲指數(shù)

A(θ0)——入滲系數(shù)

通過一維土柱入滲試驗得到不同初始含水率下的累積入滲量,對入滲系數(shù)A(θ0)及入滲指數(shù)α(θ0)進(jìn)行公式擬合,將擬合的公式代入Kostivakov模型,計算土槽試驗中土槽沿程各點的累積入滲量,并對比各點累積入滲量與計劃灌水量之間的關(guān)系。

1.2 畦灌技術(shù)要素調(diào)控

1.2.1WinSRFR模型應(yīng)用

WinSRFR[23]是基于零慣性量模型的田面水流運動模擬軟件,它可以通過數(shù)值分析的方法,模擬地面灌溉過程的進(jìn)行動態(tài),直觀地反映田面水流的推進(jìn)和消退過程,且能夠較準(zhǔn)確地評價灌水質(zhì)量。該軟件輸入數(shù)據(jù)有:田塊規(guī)格(田塊的長、寬和田面坡度)、土壤參數(shù)(入滲參數(shù)和田面糙率)、灌溉管理參數(shù)(計劃灌水量、單寬流量和灌水時間(改水成數(shù)))。輸出結(jié)果包括:田面水流推進(jìn)、消退曲線,入滲水深和累積入滲量沿程分布情況,灌水效率以及儲水效率等數(shù)據(jù)。對比土槽試驗中實測的田面水流推進(jìn)時間、消退時間及灌水質(zhì)量指標(biāo)與WinSRFR模擬結(jié)果,計算決定系數(shù)R2和均方根誤差(RMSE),對WinSRFR模型進(jìn)行驗證。

1.2.2灌水技術(shù)要素優(yōu)化

選擇常見的灌水效率Ea、灌水均勻度Ed和儲水效率Es3個指標(biāo)對土槽試驗中不同處理的灌水質(zhì)量進(jìn)行評價,其公式分別為

(2)

式中Ws——灌后計劃濕潤層水量,用水深表示,mm

Wf——灌入田間總水量,mm

Zav——畦田平均入滲深度,mm

Zmin——畦田最小入滲深度,mm

Zr——計劃濕潤層理論需水量,mm

從式(2)可知,灌水均勻度Ed無法準(zhǔn)確反映灌后土壤水分分布的均勻情況,而針對初始含水率不均勻分布的畦灌來說灌后水分的均勻程度尤為重要,因此針對初始含水率沿程不均勻的情況,引入灌后土壤水分均勻度Eu對灌水質(zhì)量進(jìn)行評價,其公式為

(3)

其中Zi=Z+θih

式中Zi——觀測點總水深,觀測點沿畦長方向均勻分布,mm

n——觀測點總數(shù),根據(jù)畦田長度,每1.0 m取一個觀測點

Z——觀測點累積入滲量,mm

θi——觀測點初始含水率,m3/m3

h——計劃濕潤層深度,取500 mm

初始含水率沿程不均勻條件下畦田灌水技術(shù)要素調(diào)控的目標(biāo)函數(shù)為

maxEm=max(aEa+bEu+cEs)

(4)

式中Em——灌水質(zhì)量綜合評價指標(biāo),其與Ea、Eu、Es均是關(guān)于灌水技術(shù)要素組合的函數(shù)

a、b、c——權(quán)重系數(shù),取值均為1/3

本文選擇位于半濕潤半干旱地區(qū)的河北省滄州市為研究區(qū),根據(jù)當(dāng)?shù)氐膶嶋H情況,選擇入畦單寬流量q、畦田長度L和改水成數(shù)G作為灌水技術(shù)要素變量,其取值范圍分別為:3～9 L/(m·s)、60～100 m、6～8,在各取值范圍內(nèi)將單寬流量平均分為7個水平、畦田長度平均分為9個水平、改水成數(shù)平均分為5個水平,一共315種灌水技術(shù)要素組合,利用驗證好的WinSRFR模型進(jìn)行模擬,尋求畦田土壤初始含水率沿程增加情況下的最優(yōu)灌水技術(shù)要素組合,最終實現(xiàn)對由降雨徑流產(chǎn)生的初始含水率沿程不均勻分布下的畦田灌水技術(shù)要素調(diào)控。

2 結(jié)果與分析

2.1 初始含水率對入滲性能的影響

圖2a(圖中ob表示觀測值;sim表示Koistiakov模型模擬值)中散點表示不同初始含水率狀態(tài)下土壤累積入滲量的實測值,試驗結(jié)果顯示不同初始含水率條件下累積入滲量隨時間的推移而逐漸增加,先表現(xiàn)為非線性特征,而后逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榫€性變化,即土壤入滲由非穩(wěn)定入滲階段變?yōu)榉€(wěn)定入滲,且隨著初始含水率的增加達(dá)到穩(wěn)定入滲的時間逐漸提前,說明初始含水率越高土柱內(nèi)形成穩(wěn)定入滲通道所需要的時間越短。當(dāng)初始含水率大于等于0.25 m3/m3(T8處理)時,入滲很快達(dá)到穩(wěn)定入滲狀態(tài),圖2a中該處理累積入滲量的曲線可近似為一條直線。在入滲試驗的0～20 min之間,T1～T6處理的累積入滲量差異不大;試驗開始20 min后各處理表現(xiàn)出明顯差異,初始含水率越低,同一時刻的累積入滲量越高。圖2a中不同顏色直線表示用Koistiakov模型模擬的不同初始含水率條件下的累積入滲量,T1～T8下Koistiakov模型模擬累積入滲量與實測值R2分別為0.994、0.987、0.982、0.994、0.969、0.945、0.890、0.899,可見Koistiakov模型適用于本試驗。

圖2 不同土壤初始含水率條件下累積入滲量隨時間變化曲線和入滲系數(shù)、入滲指數(shù)隨初始含水率的變化關(guān)系Fig.2 Cumulative irrigation,changes of irrigation coefficients and indexes under various initial soil moisture conditions

圖2b表示入滲系數(shù)A、入滲指數(shù)α與土壤初始體積含水率θ0的關(guān)系,結(jié)果顯示當(dāng)初始體積含水率θ0從11.14%增加到25.45%時,入滲系數(shù)A從11.10減小至4.49,減小幅度為59.5%,可見在相同土壤容重、灌水深度以及土壤質(zhì)地條件下,初始體積含水率θ0對Koistiakov模型入滲系數(shù)A的影響較大,入滲系數(shù)A隨初始體積含水率θ0的增大而下降,且當(dāng)初始體積含水率θ0增大到一定程度時,入滲系數(shù)A減小的趨勢會趨于平緩。進(jìn)一步對入滲系數(shù)A與初始體積含水率θ0進(jìn)行對數(shù)擬合,擬合公式為A(θ0)=-7.04ln(100θ0)+27.51,擬合曲線的決定系數(shù)R2為0.98,說明入滲系數(shù)A與初始體積含水率θ0之間符合對數(shù)關(guān)系,擬合公式的可信度較高,可用于推測不同初始含水率條件下Koistiakov模型的入滲系數(shù)A。入滲指數(shù)α與土壤初始體積含水率θ0的變化結(jié)果顯示,初始體積含水率θ0對入滲指數(shù)有較大影響,入滲指數(shù)α隨初始體積函數(shù)率θ0的增大而增大,當(dāng)初始體積含水率θ0從11.14%增大到25.45%時,入滲指數(shù)α從0.578 3增長至0.710 5,增大幅度為22.86%。入滲指數(shù)α與初始體積含水率θ0滿足對數(shù)關(guān)系,其擬合公式為α(θ0)=0.16ln(100θ0)+0.183 9,擬合曲線的R2為0.99,可信度較高,表明本公式可用于推測不同初始含水率條件下Koistiakov模型的入滲指數(shù)α。

2.2 初始含水率沿程不均勻?qū)ζ韫嗵锩嫠鬟\動的影響

圖3a散點表示土槽試驗過程中不同初始含水率分布情況下的田面水流推進(jìn)與消退情況,結(jié)果顯示土槽初始含水率分布會影響田面水流推進(jìn)情況,TC3處理的初始含水率沿程增加幅度最大,其田面水流推進(jìn)速度也最快,在試驗開始后5.41 min推進(jìn)至土槽末端;TC2處理田面水流推進(jìn)速度稍慢于TC3處理,在試驗開始后6.42 min完成推進(jìn)過程;而TC1處理土壤初始含水率為均勻分布,其田面水流推進(jìn)速度最慢,試驗開始后7.11 min推進(jìn)至土槽末端。觀察田面水流推進(jìn)曲線,可以發(fā)現(xiàn)3種處理在土槽0～3 m處田面水流推進(jìn)速度無明顯差距,水流推進(jìn)超過3 m后,田面水流推進(jìn)速度開始出現(xiàn)差距,其速度由大到小依次為TC3、TC2、TC1,且隨著田面水流繼續(xù)向前推進(jìn),田面水流推進(jìn)的差距逐漸擴大。由此可以看出,隨著初始含水率的增加,田面水流推進(jìn)速度也隨之變大,水流推進(jìn)至末端所需時間減少。當(dāng)改水成數(shù)不變時,土壤初始含水率越高,聚積在土槽末端的水量越大,容易形成深層滲漏,可見當(dāng)土壤初始含水率沿程增加時,原定灌水方案將會造成畦田灌水質(zhì)量下降。

圖3 不同初始含水率條件下土槽試驗水流推進(jìn)及消退曲線和累積入滲量分布Fig.3 Advances and recessions of border irrigation, and cumulative irrigation along soil box under various initial soil moisture conditions

各處理田面水流消退狀況均是土槽首部最先完全消退、末端后消退。田面水流消退速度受土槽土壤初始含水率的影響較大,TC1處理的土槽土壤初始含水率最低,且沿程均勻分布,其田面水流消退速度最快,在17.52 min左右完全消退,土槽首尾消退時間差只有5.77 min;TC2處理的田面水流消退速度相較于TC1出現(xiàn)了明顯降低,在27.48 min左右完全消退,土槽首尾消退時間差變大,為12.08 min,超過TC1處理的2倍;TC3處理土壤初始含水率沿程增加幅度最大,該處理田面水流消退速度較TC1處理下降更為劇烈,在46.41 min時才可實現(xiàn)完全消退,且首尾消退時間差進(jìn)一步拉大,達(dá)到27.27 min,約為TC1處理的5倍。

圖3b為土槽試驗不同處理的累積入滲情況,結(jié)果顯示各處理累積入滲量沿畦長方向整體上均呈下降趨勢,其中TC1處理累積入滲量分布更加均勻,最大、最小值分別為43.57 mm和35.97 mm,差距僅為7.60 mm,但是僅距畦首5.5 m處滿足了計劃灌水需求;TC2處理下最大、最小累積入滲量分別為51.82、29.48 mm,兩者差值為22.34 mm,其中土槽前0～7.5 m部分超過了灌水定額;TC3處理最大累積入滲量高達(dá)62.60 mm,累積入滲量最小值僅為18.01 mm,差距高達(dá)44.59 mm,該處理也能保證土槽前7.5 m處的灌水量。由此可見,土壤初始含水率沿程增加的條件下,隨著土壤初始含水率的升高,田面水流雖然會向土槽末端匯聚,但由于土槽首部初始含水率低,土壤入滲能力更強,田面水位下降速度快,停止灌水后,田面水流會出現(xiàn)倒流現(xiàn)象,首尾初始含水率差值越大,倒流現(xiàn)象越明顯,因此累積入滲量差值也越大,換言之當(dāng)土壤初始含水率沿程增加的幅度越大,其灌水均勻性越差。

2.3 初始含水率沿程不均勻?qū)ζ杼锕嗨|(zhì)量的影響

灌溉后不同處理土槽土壤含水率分布如圖4a所示,結(jié)合土槽土壤初始含水率分布情況分析可知,灌溉后各處理土槽首部表層土壤含水率最高(體積含水率均超過0.50 m3/m3)。TC1處理土壤初始含水率較低且沿程均勻分布,其入滲深度較為均勻,均在 40 cm 左右;TC2處理距畦首1.0 m處入滲深度達(dá)到55 cm,而9～10 m處入滲深度較小,僅為 35 cm;TC3處理整體入滲深度大于前2個處理,平均入滲深度為60 cm,距畦首2.0 m處入滲深度超過70 cm,可形成深層滲漏。

圖4 不同處理灌后土槽土壤水分分布和灌水質(zhì)量評價指標(biāo)Fig.4 Distributions of soil moisture and evaluation indexes of irrigation quality under different experiment treatments

不同處理灌水質(zhì)量評價結(jié)果顯示(圖4b),在灌水技術(shù)要素保持不變的條件下,各處理儲水效率均保持在一個較高的水平,分別為98.57%、97.12%和100%;TC1處理灌水效率和灌水均勻度最高,分別為100%和92.50%,TC3處理最低,灌水效率和灌水均勻度分別為91.56%和45.50%,說明TC1處理對灌入水分的利用效率最高,灌溉水量沿畦長方向上分布更加均勻。綜合灌水質(zhì)量指標(biāo)Em結(jié)果顯示,TC1處理灌水質(zhì)量綜合評價指標(biāo)最高(97.86%),TC3處理最低(91.85%)。由此可見,土壤初始含水率沿程增加時,按初始含水率均勻分布狀態(tài)下的灌水技術(shù)要素組合進(jìn)行灌溉會導(dǎo)致灌水質(zhì)量下降,且土壤初始含水率沿程增幅越大,灌水質(zhì)量下降越明顯。

2.4 土壤初始含水率沿程不均勻條件下畦灌技術(shù)要素優(yōu)化

2.4.1WinSRFR模型驗證

基于土槽試驗土壤初始含水率分布情況,結(jié)合土柱試驗得到的入滲系數(shù)、入滲指數(shù)與土壤初始含水率關(guān)系式,得到WinSRFR模型所需的模擬參數(shù)(表1)。利用WinSRFR模型模擬土槽灌溉試驗中的田面水流運動,模擬結(jié)果如圖3a實線所示,結(jié)果顯示,各處理土槽中后段田面水流推進(jìn)速度實測值小于模擬值,這是由于試驗過程中田面實際水深大于試驗設(shè)計值,導(dǎo)致實際土壤入滲能力大于理論計算值,使得田面水流推進(jìn)實際速度小于模擬值。而同樣在土槽中后段,實測水流消退速度較模擬結(jié)果更快,這是因為WinSRFR數(shù)學(xué)模型假定只存在垂向入滲,實際試驗中存在的水平入滲使得消退速度變快。TC1處理實測和模擬水流推進(jìn)、消退曲線均屬于強相關(guān)性,R2均大于0.99,兩者推進(jìn)時間的RMSE僅有0.41 min,占整體推進(jìn)時間的5.77%,消退曲線RMSE為0.56 min,占總時間的3.16%;TC2處理實測和模擬水流推進(jìn)、消退曲線也屬于強相關(guān)性,R2均大于0.99,其水流推進(jìn)模擬與實測RMSE為0.46 min,占整體推進(jìn)時間的7.29%,TC2處理田面水流消退模擬與實測RMSE為0.82 min,占總時間的2.98%;TC3處理實測和模擬水流推進(jìn)、消退曲線相關(guān)性良好,R2均大于0.99,其水流推進(jìn)模擬與實測RMSE為0.38 min,占整體推進(jìn)時間的7.13%,TC3處理田面水流消退模擬與實測RMSE為1.55 min,占總時間的3.36%。

表1 WinSRFR模擬所需入滲參數(shù)Tab.1 List of parameters for irrigation in WinSRFR model

由圖4b可知,Ea、Eu和Es的模擬值均高于實測值,其誤差均在5%以內(nèi),均方根誤差分別為1.49%、1.65%和0.97%。綜合田面水流運動及灌水質(zhì)量評價指標(biāo)模擬與實測對比結(jié)果可見,將本研究得到的土壤初始含水率與入滲指數(shù)、入滲系數(shù)關(guān)系式代入WinSRFR模型來模擬畦灌田面水流運動以及評價畦灌灌水質(zhì)量的準(zhǔn)確性良好,結(jié)果可靠,可用于進(jìn)行初始含水率沿程不均勻的畦灌水流運動模擬及灌水技術(shù)要素優(yōu)化。

2.4.2降雨后畦田參數(shù)分布

參考文獻(xiàn)[24-28],假定畦田降雨產(chǎn)流后土壤含水率沿程均勻增加,并且設(shè)定畦首土壤含水率為0.189 0 m3/m3,畦尾土壤含水率為0.464 3 m3/m3,則畦田土壤初始含水率分布函數(shù)為

(5)

式中θ0(x)——與畦首距離x處土壤初始體積含水率,m3/m3

x——與畦首距離,m

將降雨后畦田土壤初始體積含水率分布函數(shù)(式(5))代入土柱試驗得到入滲系數(shù)和入滲指數(shù)與土壤初始含水率的對數(shù)關(guān)系式,得到降雨產(chǎn)流后畦田入滲參數(shù)分布情況,即

(6)

式中A(x)——與畦首距離x處土壤入滲系數(shù)

α(x)——與畦首距離x處土壤入滲指數(shù)

2.4.3畦灌技術(shù)要素優(yōu)化

圖5表示不同灌水技術(shù)要素組合下,降雨產(chǎn)流導(dǎo)致的畦田初始含水率不均勻情況下的灌水質(zhì)量模擬結(jié)果。如圖5所示,在畦田土壤初始含水率沿程增加的條件下,當(dāng)改水成數(shù)G在6.0～6.5、單寬流量q在5～9 L/(m·s)、畦田長度L在 80～100 m之間時,灌水質(zhì)量綜合評價指標(biāo)均高于80.0%;當(dāng)改水成數(shù)G在7～8、單寬流量q在 4～5 L/(m·s)、畦田長度L在75～100 m之間時,畦田灌水質(zhì)量綜合評價指標(biāo)均在75.0%以上;相同畦田長度L和入畦單寬流量q條件下,畦田灌水質(zhì)量隨著改水成數(shù)G的增大而逐漸減小,相同改水成數(shù)G和單寬流量q條件下,畦田灌水質(zhì)量隨著畦田長度L的增加而增加。當(dāng)土壤初始體積含水率沿程由0.189 0 m3/m3均勻增加至0.464 3 m3/m3時,為保證畦田灌水質(zhì)量、提高水分利用率,改水成數(shù)G宜取6.0～6.5、單寬流量q應(yīng)控制在5～9 L/(m·s)之間,畦田長度L宜設(shè)定為80～100 m之間。當(dāng)畦田長度L為85 m、單寬流量q為7 L/(m·s)、改水成數(shù)G為6時,土壤初始含水率沿程增加的畦田灌水質(zhì)量最高,其灌水效率Ea為75.0%,土壤水分均勻度Eu為78.3%,儲水效率Es為100%,其灌水質(zhì)量綜合評價指標(biāo)為84.5%。

圖5 不同灌水技術(shù)要素組合下灌水質(zhì)量分布圖Fig.5 Irrigation quality distribution under different combinations of irrigation technical factors

3 討論

土壤累積入滲量可反映土壤入滲能力,本研究發(fā)現(xiàn)入滲初期累積入滲量隨初始含水率的增大而減小,這與張強偉等[29]的試驗結(jié)果一致,可見土壤初始含水率是影響水分入滲能力的關(guān)鍵因素[30]。在土壤水分入滲初期,本研究各組初始體積含水率差異較大,隨著入滲過程的推進(jìn)各組含水率差異逐漸縮小,累積入滲量之間的差異也隨之減小。當(dāng)土壤初始含水率較低且處于非飽和狀態(tài)時,水分入滲主要靠土壤基質(zhì)勢以及毛管力驅(qū)動,即因灌溉來水,上層土壤含水率快速升高,與下層土壤間形成較大水勢梯度,進(jìn)而促進(jìn)水分入滲[31]。當(dāng)土壤初始含水率較高時,土壤團聚體遇水易出現(xiàn)膨脹崩解現(xiàn)象使得土壤孔隙度降低,形成不透水結(jié)皮,從而降低土壤入滲速率[32]。

Koistivakov模型的入滲系數(shù)與土壤水勢、結(jié)構(gòu)和質(zhì)地有關(guān)[33]。在土壤結(jié)構(gòu)和質(zhì)地相同的條件下,土壤水勢是影響入滲系數(shù)的唯一因素,而土壤水勢與土壤含水率之間存在函數(shù)關(guān)系[34]。土壤水分入滲中后期,表層土壤迅速飽和,水分運動可近似看成飽和土壤水分運動[35];當(dāng)過水面積不變時,土壤入滲通量由水勢梯度決定,而在此條件下水勢梯度由土壤含水率決定,初始含水率越低水勢梯度越高,入滲系數(shù)越大。入滲指數(shù)反映入滲過程中土壤入滲能力的衰減情況,其值與土壤水勢以及土壤質(zhì)地有關(guān)[36-37]。在土壤質(zhì)地相同的條件下,入滲指數(shù)只受土壤水勢的影響。水分入滲過程中,土壤初始含水率越高,過水?dāng)嗝嫔舷碌暮什钪翟叫?水勢梯度越小,入滲過程越難,土壤入滲能力衰減得更加明顯,入滲指數(shù)會有所增大[38]。

畦灌水流運動可分為沿畦長方向推進(jìn)以及向下入滲兩部分,水流運動受畦田坡度、田面糙率以及畦田初始含水率等因素影響[39-41]。土壤初始含水率是影響土壤入滲性能的關(guān)鍵因素,入滲速率影響畦灌水流消退過程[42]。本研究中土槽試驗結(jié)果顯示,在土槽相同位置上田面水流消退時間由小到大依次為TC1、TC2、TC3(圖3a),且各處理間消退時間差隨著位置逐漸向土槽末端靠近而逐漸變大。這是由于初始含水率越高土壤入滲能力越低,當(dāng)灌水定額和改水成數(shù)一定時,畦田土壤初始含水率沿程增加,會導(dǎo)致畦灌水流入滲逐漸受阻,田面水流消退沿程逐漸變慢。本試驗還發(fā)現(xiàn),初始含水率較高時,畦灌水流推進(jìn)速度較快,這是由于高含水率條件下土壤顆粒蓄水能力較弱,土壤水力傳導(dǎo)度提高,減少了水流在水平方向上的運移阻力[43],加之初始含水率較高處水流消退速度較慢,會導(dǎo)致此處土壤表面受水時間過長,即入滲過程偏長,但由于初始含水率升高會降低土壤的入滲能力,故初始含水率對畦田灌水質(zhì)量的影響還有待進(jìn)一步研究。畦田初始含水率影響畦田水流運動,進(jìn)一步會影響灌后土壤水分分布情況;灌水效率、灌水均勻度、儲水效率等畦灌評價指標(biāo)均與灌后土壤含水率有關(guān)[44]。在畦灌技術(shù)要素相同的情況下,畦田含水率沿程越不均勻,灌水質(zhì)量越低(圖4b),說明在初始含水率不均勻的條件下,若依然按照畦田初始含水率均勻條件制定的畦灌技術(shù)要素進(jìn)行灌溉會降低灌水質(zhì)量。

本研究發(fā)現(xiàn),在畦田初始含水率沿程增加的條件下,當(dāng)畦田長度大于80 m時灌水質(zhì)量較優(yōu),這與聶衛(wèi)波等[45]的結(jié)論一致;這是由于畦田過短,畦田末端易出現(xiàn)壅水現(xiàn)象,進(jìn)而增大田間滲漏,同時畦田初始含水率沿程增加又會加重這一現(xiàn)象,進(jìn)一步降低灌水質(zhì)量。有研究[46]認(rèn)為,畦田長度30 m內(nèi)單寬流量對灌水質(zhì)量無顯著影響,而本研究結(jié)果顯示,在改水成數(shù)為6的情況下,高單寬流量可以取得較高灌水質(zhì)量,這可能是因為選擇較大的單寬流量可以克服田面糙率對灌水質(zhì)量造成的不利影響,加強水流對地面的沖刷作用,促進(jìn)土壤顆粒運移從而提高田面平整度,進(jìn)而改善灌水質(zhì)量[47],但實際灌溉中盲目加大入畦流量不僅會增加滲漏風(fēng)險還易破壞作物,因此,仍需依據(jù)實際情況制定畦灌技術(shù)要素。本研究認(rèn)為畦田灌水質(zhì)量隨著改水成數(shù)G的增大而逐漸減小,該結(jié)論與王洋等[48]的試驗結(jié)果存在差異,這是由于在土壤含水率沿程增加的條件下,過晚的改水易使畦田末端產(chǎn)生壅水,發(fā)生深層滲漏,降低灌水效率以及灌水均勻度,進(jìn)而影響灌水質(zhì)量評價[49]。綜上,本研究認(rèn)為在畦田土壤初始含水率沿程增加的模擬條件下,畦田長度L為85 m、單寬流量q為 7.0 L/(m·s)、改水成數(shù)G為6時可獲得最優(yōu)灌水質(zhì)量。

4 結(jié)束語

本文結(jié)合一維土柱入滲試驗及二維土槽灌溉試驗數(shù)據(jù),利用WinSRFR模型模擬降雨產(chǎn)流后畦灌過程,獲取灌水質(zhì)量評價指標(biāo),從而對畦灌技術(shù)要素進(jìn)行調(diào)控優(yōu)化。結(jié)果表明,在相同土壤容重、灌水深度以及土壤質(zhì)地條件下,入滲系數(shù)隨土壤初始含水率的增大而減小,入滲指數(shù)隨土壤初始含水率的增大而增大;土壤初始含水率沿程增加的條件下,畦田田面水流推進(jìn)速度加快,消退速度減緩,畦田首尾入滲不均勻,若以正常灌水技術(shù)要素組合進(jìn)行灌溉會引起灌水質(zhì)量下降;通過灌溉技術(shù)要素優(yōu)化可得,當(dāng)畦田長度L為85 m、單寬流量q為7.0 L/(m·s)、改水成數(shù)G為6時,土壤初始含水率沿程增加的畦田灌水質(zhì)量最高,其灌水效率Ea為75.0%,土壤水分均勻度Eu為78.3%,儲水效率Es為100%,綜合灌水質(zhì)量為84.5%。