典型地塊粉砂壤土水分?jǐn)U散率測定

穆麗德爾·托伙加，虎膽·吐馬爾白，李卓然

(新疆農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木工程學(xué)院，新疆 烏魯木齊 830052)

0 引 言

土壤水分?jǐn)U散率D(θ)是研究土壤水鹽運(yùn)移理論最為重要的參數(shù)之一，它是非飽和介質(zhì)中導(dǎo)水速率的重要體現(xiàn)[1-4]。D(θ)表征了土壤本身的性質(zhì)和特征，是應(yīng)用數(shù)學(xué)物理方法定量分析研究必不可少的資料，也是進(jìn)行土壤水分運(yùn)動數(shù)學(xué)模擬必不可少的依據(jù)。水平土柱法是研究土壤水分?jǐn)U散率D(θ)的重要方法[5]。Warrick[6]用土壤水分分布數(shù)據(jù)估計土壤水力函數(shù)參數(shù)，然后利用水力函數(shù)與水分?jǐn)U散率的關(guān)系計算出土壤水分?jǐn)U散率。魏颯等[7]通過研究不同土層水分?jǐn)U散率，得出耕作層水分?jǐn)U散率最大的結(jié)論，并且采用經(jīng)驗方程D(θ)=aebθ擬合效果最佳。劉彩虹等[8]研究表明40～60 cm土層水分?jǐn)U散速度最快，剩余土層水分?jǐn)U散速度依次為0～20、20～40、80～100、60～80 cm。石玉潔等[9]討論了不同質(zhì)地、不同孔隙度對土壤水分?jǐn)U散率的影響。古萊姆拜爾等[10]結(jié)果表明不同粒徑砂壤土的水分?jǐn)U散率大小依次是：0.5～1.0 mm>1.0～2.0 mm>0.5 mm。吳鳳平等[11]結(jié)果顯示砂石含量越高，濕潤鋒推移速度越慢并且隨著砂石含量的增大水分?jǐn)U散率值也增大。田丹等[12]研究生物炭含量對粉砂壤土與粉砂土水分?jǐn)U散率的影響。鄭子成等[13]研究表明設(shè)施土壤擴(kuò)散率大于露地土壤是因為黏粒含量較高，水分?jǐn)U散率越低。為了進(jìn)一步模擬北疆石河子墾區(qū)土壤水鹽運(yùn)移規(guī)律，首先確定土壤水分運(yùn)動參數(shù)，如D(θ)等。因此，本文通過試驗數(shù)據(jù)分析揭示不同深度粉砂壤土水分?jǐn)U散率的變化，從而為更好的模擬區(qū)域水鹽動態(tài)提供可靠地數(shù)據(jù)。

1 材料與方法

1.1 土壤物理參數(shù)

試驗于2017年1月在新疆農(nóng)業(yè)大學(xué)農(nóng)業(yè)水利工程實驗室進(jìn)行的，試驗所用土樣采自新疆石河子市121團(tuán)耕種年限達(dá)18年的滴灌棉田土壤。為了分析作物主要根系層范圍內(nèi)土壤水鹽運(yùn)移規(guī)律，在滴頭下、膜下、膜間取深度分別為0～20，20～40，40～60 cm三個土層土樣，并進(jìn)行3 次重復(fù)取樣，取樣后將各層土樣混合均勻并測定其機(jī)械組成，結(jié)果見表1。由表1中土壤砂粒、粉粒和黏粒試驗數(shù)據(jù)來分析，參照土壤質(zhì)地三角圖[14]，最終確定土壤質(zhì)地為粉砂壤土。

表1 試驗機(jī)械組成與土壤容重

1.2 試驗原理及試驗方法

采用水平土柱進(jìn)行土壤水分?jǐn)U散率D(θ)的測定[15]，通常情況下一維水分吸滲運(yùn)動(忽略重力作用)。其方程及定解條件表述為：

θ(x,t)=θ0；x>0,t=0

θ(x,t)=θs；x=0,t>0

(1)

引入Boltzmann變換參數(shù)η(θ)則有：

η(θ)=xt-1/2

(2)

式中：θ0為初始土壤含水率，cm3/cm3；θs為飽和土壤含水率，cm3/cm3；x為水平入滲距離，cm；t為水分?jǐn)U散的總時間，min；D(θ)為非飽和土壤水分?jǐn)U散率，cm2/min。

通過引人波爾茲曼變量η(θ)對公式(1)進(jìn)行變換，轉(zhuǎn)換為常微分方程求解得到D(θ)的計算公式為：

(3)

應(yīng)用式(3)可計算D(θ)。為了便于計算，通常采用如下所示的差分形式計算D(θ)：

(4)

非飽和土壤水分?jǐn)U散率采用水平土柱吸滲法，試驗裝置如圖1所示。水平土柱全長約48 cm，由12個有機(jī)玻璃制成的圓筒組成，每節(jié)長為4 cm、內(nèi)徑為4.6 cm。水室段長10 cm，供水段連接馬氏瓶供水，控制水室內(nèi)液面與試樣段土壤樣品的高度相同，以消除重力勢和壓力勢對土壤水分?jǐn)U散的影響，以及保證水頭恒定。

采集的土樣經(jīng)過風(fēng)干、磨碎及過2 mm孔徑篩，然后按照田間實測容重將供試土樣填裝到水平擴(kuò)展槽試樣段內(nèi)(3個重復(fù))，將螺桿旋緊后水平放置；瞬時給進(jìn)水室充水并使供水裝置定位，記錄起始時間，同時記下供水箱初始水位；待濕潤峰到達(dá)土柱末端，此時關(guān)閉供水閥并記錄試驗結(jié)束時間，松開堅固螺桿，按節(jié)取出土壤用稱重法測定土壤含水率，記下試驗中水平距離開始擴(kuò)散到擴(kuò)散完的累計時間及總?cè)霛B水量。

圖1 土壤水分?jǐn)U散率實驗裝置示意圖

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤含水率與Boltzmann參數(shù)間關(guān)系

水平入滲距離、土壤含水率、Boltzmann參數(shù)對照見表2。由表2分析可知，Boltzmann參數(shù)隨著土壤含水率的減少而增大。其中40～60 cm土層隨著含水率的減少，Boltzmann參數(shù)變幅為最明顯。各深度土層入滲時間也各不相同，其中40～60 cm深度土層入滲時間最短，僅為1 475 min，0～20 cm土層入滲時間最長，為5 085 min。這是由于土壤容重不同導(dǎo)致的，土壤容重越小，則土壤顆粒間孔隙較大，水分通過能力較強(qiáng)，入滲時間短。根據(jù)修正后的數(shù)據(jù)，計算并擬合土壤含水率與Boltzmann參數(shù)曲線，相關(guān)分析結(jié)果顯示二者均符合多項式函數(shù)關(guān)系，擬合效果較好見表3。

表2 水平入滲距離、土壤含水率、Boltzmann參數(shù)對照表

表3 Boltzmann參數(shù)擬合情況表

2.2 土壤水分?jǐn)U散率的測定

不同深度土壤水平擴(kuò)散率變化情況見表4。由表4可以看出，0～20 cm土層變化范圍在0.006～0.371 cm2/min，20～40 cm土層變化范圍在0.003～0.255 cm2/min，40～60 cm土層變化范圍在0.010～0.727 cm2/min。從整體上看，在含水率相同條件下，土壤水分?jǐn)U散率分布存在明顯變化：0～20 cm與20～40 cm土壤水分?jǐn)U散率幾乎沒有差別，但根系層(40～60 cm)土壤水分?jǐn)U散率變化范圍遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于其他兩層(0～20，20～40 cm)。這是由于容重不同所導(dǎo)致的，容重越小，水分含量越高，水分?jǐn)U散速率越快。從不同深度來看，40～60 cm土壤水分?jǐn)U散率在土壤含水率增加的情況下，水分?jǐn)U散率有大幅度的增長。而0～20和20～40 cm土層隨著含水率的增加，水分?jǐn)U散率增長幅度較為穩(wěn)定，均維持在一個均衡水平。

表4 不同深度土壤水分?jǐn)U散率變化情況

2.3 土壤水分?jǐn)U散率隨土壤含水率變化曲線擬合分析

通過對實測的土壤水分?jǐn)U散率數(shù)據(jù)分析，利用RETC軟件提供的Brooks and Corey Mualem(簡稱BCM)模型與VanGenuchten- Mualem(簡稱VGM)模型進(jìn)行擬合，最終確定的土壤水分運(yùn)動參數(shù)見表5。VGM模型與BCM模型的模擬值與實測值對比圖如圖2和圖3所示。

表5 土壤水分運(yùn)動參數(shù)

注：θr為土壤殘余含水率；θs為土壤飽和含水率；a為土壤進(jìn)氣值的倒數(shù)；n為形狀系數(shù)；Ks為飽和水力傳導(dǎo)度。

圖2 土壤水分?jǐn)U散率 與含水率 用VGM模型模擬擬合結(jié)果

圖3 土壤水分?jǐn)U散率 與含水率 用BCM模型模擬擬合結(jié)果

由圖2和圖3來分析，土壤水分?jǐn)U散率D(θ)，BCM模型擬合結(jié)果優(yōu)于VGM模型擬合結(jié)果。除了VGM模型40～60 cm土層均方根誤差值為0.155較大外，0～20，20～40 cm土層均方根誤差均小于0.02。而BCM模型0～20、20～40、40～60 cm土層均方根誤差均小于0.02，表明實測值與擬合值非常接近，擬合效果較高，因此BCM模型的擬合結(jié)果作為本研究的粉砂壤土土壤水分?jǐn)U散率 較為合理。

3 結(jié) 語

(1)從整體變化情況來看，隨著土壤含水率的減少，Boltzmann參數(shù)逐漸增加。40～60 cm土層Boltzmann參數(shù)變化浮動最為明顯，其余兩層變化波動較小。在相同水平入滲距離情況下，各土層入滲時間不同。容重越小，入滲時間越短。其累計入滲時間長短關(guān)系為：40～60 cm>20～40 cm>0～20 cm。

(2)土壤容重對土柱含水率分布有一定影響，容重越大水平土柱的含水率分布就越小。土樣剖面在含水率相同時土壤水分?jǐn)U散率均不相同，其擴(kuò)散率大小關(guān)系為：40～60 cm>0～20cm>20～40 cm。這是由于膜下滴灌棉花土壤鹽分主要集中在20～40 cm深度范圍內(nèi)，除了土壤容重、土壤顆粒組成有影響外，土壤鹽分對于土壤水分?jǐn)U散率有抑制作用，因此20～40 cm土壤水分?jǐn)U散率相對上下層較小，從而也進(jìn)一步說明長期連作膜下滴灌后棉花耕作層出現(xiàn)土壤鹽分累積過程的問題。

(3)將室內(nèi)試驗數(shù)據(jù)分別與VGM和BCM模型進(jìn)行模擬并分析比較，得出BCM模型模擬結(jié)果較為符合實際。

參考文獻(xiàn)：

[1] 雷志棟,楊詩秀,謝傳森.土壤水動力學(xué)[M].北京:清華大學(xué)出版社,1988.

[2] 邵明安,王全九,黃明斌.土壤物理學(xué)[M].北京:高等教育出版社,2006.

[3] Yuyang Shan,Quanjiu Wang．Simulation of salinity distribution in the overlap zone with double-point-source drip irrigation using hydrus-3d[J]．Aust JCrop Sci，2012，6(2)：238-247．

[4] WANG Quanjiu, ZHANG Jianghui,FAN jun．An analyticalmethod for relationship between hydraulic diffusivity andsoil sorptivity[J]．Pedosphere，2006，16(4)：444-450．

[5] 鄧友生,何 平,周成林,等.非飽和含鹽土壤水?dāng)U散系數(shù)試驗研究[J].冰川凍土,2006(6):818-822.

[6] WARRICK A W．Soil water diffusivity estimates from onedimensional absorption experiments[J]．Soil Sci．Soc Am J，1994，58(1)：72-77．

[7] 魏 颯,任樹梅.承德圍場地區(qū)土壤水分?jǐn)U散率的研究[J].中國農(nóng)村水利水電,2007(1):55-56,61.

[8] 劉彩虹,張 琳,卞建民.大安灌區(qū)鹽堿土土壤水分?jǐn)U散特征研究[J].節(jié)水灌溉,2012(10):34-37,40.

[9] 石玉潔,楊新民,史竹葉.黃土高原幾種質(zhì)地土壤的水分?jǐn)U散率[J].中國科學(xué)院西北水土保持研究所集刊(土壤分水與土壤肥力研究專集),1985,(2):29-37.

[10] 古萊姆拜爾·艾爾肯,虎膽·吐馬爾白,吳永濤.不同粒徑沙壤土水分?jǐn)U散率測定[J].新疆農(nóng)業(yè)大學(xué)學(xué)報,2015,38(5):426-430.

[11] 吳鳳平,王 輝,盧 霞,等.砂石含量及粒徑對紅壤水分?jǐn)U散率的影響[J].水土保持學(xué)報,2009,23(2):228-231.

[12] 田 丹,屈忠義,勾芒芒,等.生物炭對不同質(zhì)地土壤水分?jǐn)U散率的影響及機(jī)理分析[J].土壤通報,2013,44(6):1 374-1 378.

[13] 鄭子成,李廷軒,李 衛(wèi).設(shè)施土壤水分?jǐn)U散率變化特征[J].排灌機(jī)械工程學(xué)報,2013,31(1):87-92.

[14] 秦耀東.土壤物理學(xué)[M].北京:高等教育出版社,2003．

[15] 楊詩秀,雷志棟.水平土柱入滲法測定土壤導(dǎo)水率[J].水利學(xué)報,1991,22(5):1-7.