地下水淺埋下層狀土壤波涌畦灌間歇入滲模型研究

陳 琳 費良軍 傅渝亮 鐘 韻

(1.西安理工大學(xué)水利水電學(xué)院, 西安 710048; 2.省部共建西北旱區(qū)生態(tài)水利工程國家重點實驗室, 西安 710048)

0 引言

波涌灌溉條件下的土壤水分入滲屬于間歇入滲，國內(nèi)外學(xué)者在其節(jié)水機理、入滲特性、水流運動特性和數(shù)值模擬，以及波涌灌適應(yīng)性、灌溉實施方案及灌溉效益分析方面，對均質(zhì)土下波涌灌溉間歇入滲理論和技術(shù)進(jìn)行了大量研究，這些研究主要在土壤質(zhì)地相對簡單的均質(zhì)土進(jìn)行[1-8]。在實際農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中，由于氣象、水文、地質(zhì)和生物過程的作用，土壤并非簡單的均一物質(zhì)，大都呈現(xiàn)為交錯分布的層狀結(jié)構(gòu)。如在沖積平原地區(qū)，由于河流的砂粘交錯沉積，形成復(fù)雜多變的土壤剖面結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致田間土壤大都呈現(xiàn)為層狀結(jié)構(gòu)，其土壤孔隙結(jié)構(gòu)的不均勻性使得水力特性在土層面處發(fā)生了突變，因而與均質(zhì)土連續(xù)入滲相比，對波涌灌條件下的層狀土間歇入滲土壤水分運動特性的變化研究顯得更加復(fù)雜[9]。根據(jù)土壤水能量原理，水在層狀結(jié)構(gòu)的土體內(nèi)入滲時，無論夾層土壤的質(zhì)地粗或細(xì)，土體內(nèi)的夾層均會對下滲水流起到阻水的作用[10-15]。目前，對波涌灌條件下的夾砂層層狀土壤間歇入滲水分運移特性研究較少，僅王丁[16]對不同含砂層埋深下波涌灌技術(shù)要素對層狀土壤間歇入滲水分分布特性進(jìn)行了初步研究和分析，且未對影響層狀土入滲時水分運動參數(shù)的確定進(jìn)行分析，對土壤水進(jìn)入夾砂層時穩(wěn)滲率的確定也僅局限于連續(xù)入滲過程。因此，本文針對層狀土壤條件開展波涌灌間歇入滲水分運動特性及影響參數(shù)的研究，對進(jìn)一步發(fā)展波涌灌灌溉理論與技術(shù)、提高水分利用率、減少水分流失具有重要的理論價值和實際意義。

1 材料與方法

1.1 試驗裝置與方法

試驗在西安理工大學(xué)西北旱區(qū)生態(tài)水利工程國家重點實驗室進(jìn)行。采用傅渝亮等[5]開發(fā)的間歇入滲設(shè)備進(jìn)行灌水試驗，并觀測地下水埋深下間歇供水入滲量及剖面水分動態(tài)。試驗裝置由土柱、地下水控制系統(tǒng)和入滲供水系統(tǒng)組成，如圖1所示。

試驗土柱由高210 cm、內(nèi)徑15 cm的有機玻璃管制成。土柱底部60 cm深度內(nèi)裝粒徑為3～7 mm的砂礫石模擬地下飽和含水層，上部150 cm為非飽和層狀土壤，兩部分間墊以彈性較差的薄海棉或過濾紙，以免上層土壤進(jìn)入砂礫層。沿土柱垂向設(shè)4排取土孔，孔徑1.5 cm，用橡皮塞封堵，孔中心間距為5 cm，相鄰兩排取土孔以垂直孔距2.5 cm交叉布置。土柱上部設(shè)加水斗，供水開始時先向加水斗供水，以免水流沖擊破壞土柱表土致密層，并且在供水停水時便于盡快排凈土柱上表面水層。土柱下部20 cm范圍內(nèi)，每5 cm設(shè)排水口一個，共4個，試驗前排水口用膠皮管和夾子封堵，避免漏水。

圖1 試驗裝置示意圖Fig.1 Schematic diagram of experimental apparatus1.馬氏瓶1 2.加水口 3.夾砂層 4.土層 5.粗砂層 6.排水匯流管 7.地下水供水口 8.馬氏瓶2 9.取土孔 10.進(jìn)水口

1.2 供試土樣

試驗土壤采用粉壤土，夾砂層采用砂壤土，土樣經(jīng)過風(fēng)干、碾壓、過篩、配水得到試驗土樣，初始土壤飽和導(dǎo)水率采用南-55型滲透儀測定，土壤pH值采用定性pH試紙測定，觀測過程中，入滲量通過馬氏瓶進(jìn)行控制和計量(單位：cm)；土壤采用小型土鉆采取土樣，用干燥法測定土壤含水率。土壤顆粒分析使用英國馬爾文公司的Mastersizer-2000型激光粒度儀測定，顆粒組成和初始理化參數(shù)如表1所示。

1.3 試驗方案

室內(nèi)試驗?zāi)M地下水位為150 cm條件下，肥液質(zhì)量濃度為200 mg/L，周期數(shù)i為3、循環(huán)率r為1/2，停水時間為40 min，含砂層埋深為20 cm，夾砂層厚度D為5 cm，并以均質(zhì)土處理作對比，進(jìn)行土壤入滲特性室內(nèi)試驗。每個處理3次重復(fù)，其觀測指標(biāo)取平均值。由馬氏瓶2供給地下水，待上升毛管水分布穩(wěn)定之后，進(jìn)行間歇入滲試驗。

表1 試驗土壤顆粒組成和初始理化參數(shù)Tab.1 Particle gradation and initial physicochemical parameters

2 理論分析

2.1 濕潤鋒面水吸力與濕潤深度的關(guān)系

當(dāng)?shù)乇硐麓嬖诼裆钶^淺的地下水位時，則地下水位以上土壤剖面的土壤含水率呈非線性分布。設(shè)地下水位為H，則

H=φ(θ)+z

(1)

式中z——位置水頭，cm

φ——位置水頭z處相應(yīng)的基質(zhì)吸力，cm

θ——含水率，cm3/cm3

為了確定土壤剖面初始土壤含水率分布，確定體積土壤含水率與基質(zhì)吸力之間的關(guān)系，采用BROOKS等[6]所提出的土壤水分特征曲線擬合公式

(2)

其中

式中K(θ)——非飽和導(dǎo)水率，cm/min

Θ——相對土壤含水率

θr——土壤滯留含水率，cm3/cm3

φb——土壤進(jìn)氣吸力，cm

n——形狀系數(shù)，反映土體孔徑的分布特征

l——彎曲度，一般取1[18]

結(jié)合式(1)和式(2)，淺埋地下水條件下的均質(zhì)土土壤初始含水率分布計算式可寫成

(3)

則累積入滲量I可以表示為

I=(θs-θi)zf

(4)

式中zf——濕潤鋒運移距離，cm

由質(zhì)量守恒定律可知，式(4)可寫為

(5)

將式(3)代入式(5)，則有

(6)

變形得

(7)

其微分形式為

(8)

由Green-Ampt入滲模型可知

(9)

式中Sf——濕潤鋒面處水吸力，cm

h——壓力水頭，cm

q——地表水分通量(入滲率)，cm/min

結(jié)合式(7)和式(9)，并代入式(8)變形可得

(10)

(11)

當(dāng)Sf確定時，便可以利用五階Runge-Kutta法[19]求解微分方程式(11)中時間t以及相應(yīng)濕潤鋒運移距離zf。

根據(jù)BOUWER[4]研究結(jié)果可將概化的濕潤鋒面水吸力Sf表示為非飽和土壤導(dǎo)水率的函數(shù)，即

(12)

式(12)并非理論推導(dǎo)得出，MEIN等[20]則進(jìn)一步提出用土壤水吸力的加權(quán)平均值來表示，即

(13)

其中

Kr=K(θ)/Ks

式中Kr——相對滲透系數(shù)

MOORE等[21]將上述濕潤鋒面處概化水吸力Sf修正為

(14)

通過比較分析，可采用式(14)計算Sf，則聯(lián)立式(2)和式(3)并代入式(14)可得

(15)

若φb、n、H一定，則式(15)為Sf與濕潤鋒運移距離zf為z時的函數(shù)關(guān)系式。其中式(15)的參數(shù)φb、n可根據(jù)不同土壤的性質(zhì)進(jìn)行確定。顯然，當(dāng)土壤剖面的初始土壤含水率θi沿深度方向為一常量時(均質(zhì)土)，則式(15)中的H-z為一定值，即初始含水率θi對應(yīng)的φi為一常數(shù)，此時對應(yīng)的Sf也為常量。

2.2 層狀土連續(xù)入滲模型

對于連續(xù)入滲過程中的層狀土的入滲變化特性，入滲過程可分為非線性自由入滲與線性穩(wěn)滲兩個階段[22]，第1階段：在入滲鋒面未到達(dá)層狀土上層之前，實際上是一個均質(zhì)土的積水入滲問題，其入滲量I隨時間的變化均為一個非線性變化關(guān)系，可根據(jù)式(7)、(10)、(15)分別對連續(xù)入滲的zf、I與t進(jìn)行求解，隨著入滲濕潤鋒的下移，當(dāng)土壤濕潤鋒剖面達(dá)到層狀土上層時，由于阻水作用，導(dǎo)致濕潤鋒暫時停止運移，但濕潤鋒位置處的土壤含水率逐漸增加，相應(yīng)基質(zhì)水吸力逐漸降低，直到達(dá)到砂土的進(jìn)水吸力時，濕潤鋒才開始穿過含砂層上表面并進(jìn)入到含砂層，入滲過程迅速進(jìn)入了第2階段——穩(wěn)滲階段，穩(wěn)滲率q*可改寫為

(16)

式中q*——穩(wěn)滲率，cm/min

K′(θs)——上層壤土近似土壤飽和導(dǎo)水率，cm/min

對于參數(shù)K′(θs)的確定，范嚴(yán)偉等[13]通過含砂層土壤Green-Ampt入滲模型的改進(jìn)與驗證結(jié)果發(fā)現(xiàn)，引入導(dǎo)水度系數(shù)Cw來量化上層壤土達(dá)到接近飽和時的飽和導(dǎo)水率K′(θs)與飽和時Ks之間的關(guān)系，可用K′(θs)=CwKs表示，并通過分析得到適宜的Cw平均值為0.95。

對于再次穿過含砂層下層并進(jìn)入到壤土中的濕潤鋒運移距離變化定量計算，可對式(11)進(jìn)行修正，因濕潤鋒運移速率實際受到上層含砂層穩(wěn)滲率和壤土質(zhì)地共同影響，其中式(11)的Ks值不應(yīng)是其飽和導(dǎo)水率，而由含砂層確定了的穩(wěn)滲率q*控制，則水分由含砂層進(jìn)入壤土階段的濕潤鋒模型修正式為

(17)

2.3 層狀土間歇入滲模型

(18)

2.4 參數(shù)確定

2.4.1水分運動方程

假定土壤為均質(zhì)、各向同性的多孔介質(zhì)，忽略溫度與土壤中的氣相對土壤水分的影響，不考慮根系吸水與源匯項。考慮到研究飽和-非飽和流動問題，在直角坐標(biāo)系對垂直積水入滲的水分運動數(shù)學(xué)模型以負(fù)壓水頭h作為基本方程因變量，其中，模擬過程中的土壤水力特征參數(shù)選擇BROOK-COREY(B-C)[6]模型，其表達(dá)形式見式(2)。控制方程Richards方程為

(19)

式中C(h)——比水容重，cm-1

hf——土壤吸力，cm

2.4.2初始條件與邊界條件

取地表為零基準(zhǔn)面，坐標(biāo)軸(z軸)向上為正。模擬剖面水流模型可概化為：大氣蒸散量、降水入滲量取零。孫西歡等[23]、王志濤等[24]研究表明，壓力水頭在0～10 cm之間對累計入滲量的影響較小；另一方面，為達(dá)到短時間內(nèi)及時排空土柱表面積水，避免因表面積水排出時間過長影響間歇階段脫失過程的進(jìn)行。故確定上邊界定壓力水頭供水hg為2.5 cm；間歇停止時，上邊界定通量邊界q為0。下邊界為負(fù)壓水頭，始終為0。模擬區(qū)域為：Z0≤z≤0，其中地下水埋深Z0為-150 cm。模擬供水時間ton為40 min，循環(huán)率r為1/2，周期數(shù)i為3。

第1周期供水階段：

初始條件為

h(z,t)=h(z,tG1)=hG1(z) (Z0≤z≤0，t=tG1=0)

(20)

上邊界條件為

h(z,t)=h(tG1)=hG(z=0，0

(21)

下邊界條件為

h(z,t)=hb(Z0,tG1)=hb(z=Z0)

(22)

第1周期間歇階段：

初始條件為

h(z,t)=h(z,tJ1)=hJ1(z) (Z0≤z≤0，tJ1=ton)

(23)

上邊界條件為

(24)

下邊界條件為

h(z,t)=hb(Z0,tJ1)=hb(z=Z0)

(25)

第i周期(i=2，3)供水階段：

初始條件為

h(z,t)=h(z,tG1)=hGi(z) (Z0≤z≤0,tGi=0)

(26)

上邊界條件為

(27)

下邊界條件為

h(z,t)=hb(Z0,tGi)=hb(z=Z0)

(28)

第i周期(i=2，3)間歇階段:

初始條件為

h(z,t)=h(z,tJi)=hJi(z) (Z0≤z≤0,tJi=ton)

(29)

上邊界條件為

(30)

下邊界條件為

h(z,t)=hb(z0,tJi)=hb(z=Z0)

(31)

式中hG1(z)——第1周期剖面初始土壤吸力，cm

hJ1(z)——第1周期供水結(jié)束時剖面土壤吸力，cm

hGi(z)——第i-1周期間歇階段結(jié)束時剖面土壤吸力，cm

hJi(z)——第i周期供水階段結(jié)束時剖面土壤吸力，cm

hb——地下水埋深處土壤吸力，cm

hb(t)——隨時間變化的地下水埋深處土壤吸力，cm

tJ1、tG1——第1周期間歇階段停水持續(xù)時間和第1周期供水階段供水持續(xù)時間，min

tc——周期時間，min

2.4.3數(shù)值求解方法

Hydrus-1D模型[25-26]主要用于變量飽和多孔介質(zhì)的水流和溶質(zhì)運移。本文以各供水周期的土壤含水率剖面實測數(shù)據(jù)作為輸入項，結(jié)合Hydrus-1D模型自帶的Inverse反推模塊，采用Levenberg-Marquardt迭代(LM算法)反推最優(yōu)土壤水分運動參數(shù)，當(dāng)壓力水頭允許偏差小于0.1 cm，且土壤含水率容許偏差小于0.001 cm3/cm3時，迭代結(jié)束，便得到各供水周期內(nèi)的土壤水分運動參數(shù)最優(yōu)解。模擬時段按間歇入滲周期進(jìn)行設(shè)定。采用變時間步長劃分方法，設(shè)定初始時間為0 min，進(jìn)一步調(diào)整模擬時間步長，本文設(shè)定時間最小步長為0.001 min，最大步長為0.005 min。

3 結(jié)果與分析

3.1 模型驗證

3.1.1穩(wěn)滲率的確定

表2 穩(wěn)滲率實測值與簡化模型計算值比對Tab.2 Comparison of steady infiltration rate between measured and calculated values

3.1.2土壤水分運動參數(shù)的確定

利用Hydrus-1D對基于Brook-Corey模型下的均質(zhì)土和層狀土各供水周期對應(yīng)的土壤水分運動參數(shù)θr、θs、α(α=1/φb)、n值進(jìn)行求解，最終得到各供水周期間歇入滲土壤水分運動參數(shù)，見表3。由方差分析結(jié)果可以看出，層狀土間歇入滲過程中的粉壤土與均質(zhì)土間歇入滲過程中的土壤水分運動參數(shù)基本一致，其滯留土壤含水率θr和土壤形狀系數(shù)n值隨周期數(shù)變化的差異性均不明顯(P>0.05)，但飽和土壤含水率θs、進(jìn)氣吸力及飽和導(dǎo)水率Ks均隨周期數(shù)改變呈極顯著性差異(P<0.01)，相比均質(zhì)土，砂壤土(含砂層)僅對進(jìn)氣吸力隨周期數(shù)的變化呈極顯著性差異(P<0.01)，而對其他參數(shù)的影響差異性均不顯著(P>0.05)。

表3 入滲階段Brooks-Corey模型參數(shù)模擬值Tab.3 Parameter simulation value of Brooks-Corey model in infiltration stage

注：同一列數(shù)據(jù)后不同小寫字母表示不同周期數(shù)的差異顯著；** 表示p<0.01水平上差異極顯著。

利用式(7)、(16)、(18)分別將均質(zhì)土及層狀土的各周期內(nèi)累計入滲量計算值和實測值對比，并將基于電容充電理論模擬計算的入滲量同時與實測值

表4 供水周期穩(wěn)滲率實測值與模型計算值對比Tab.4 Comparison of steady infiltration rate between measured and calculated values in each cycle

進(jìn)行對比，結(jié)果如圖2、3所示。圖2為均質(zhì)土第1、第2、第3供水周期基于Brook-Covey結(jié)合Green-Ampt模型(簡寫為BC-GA模型)計算的入滲量和基于電容充電理論模型計算的入滲量和實測值對比圖，圖3為層狀土第1、第2、第3供水周期基于BC-GA模型計算的入滲量和基于電容充電模型計算的入滲量與實測值對比圖。

由圖2、3可看出，兩個入滲模型對均質(zhì)土和層狀土計算的入滲量與實測值的變化趨勢基本一致，BC-GA模型與電容充電模型計算的入滲量相比，整體更接近于實測值。進(jìn)一步給出了兩種方法的計算值與實測值對比結(jié)果。圖4a表示基于BC-GA模型計算值與實測值之間的對比，圖4b表示基于電容充電模型擬合值與實測值之間的對比。

圖2 均質(zhì)土各供水周期入滲量變化Fig.2 Changes of infiltration with time of homogenous soil under all water supply cycle

圖3 層狀土各供水周期入滲量變化Fig.3 Changes of infiltration with time of layered soil under all water supply cycle

圖4 入滲量計算值、模擬值與實測值對比Fig.4 Comparison of calculated, simulated and measured infiltration volumes

從不同模型對比結(jié)果可以看出，根據(jù)BC-GA模型模擬的入滲量與實測值相比，其決定系數(shù)R2為0.993，相應(yīng)平均絕對誤差MAE為0.038 cm，均方根誤差RMSE為0.065 cm，而根據(jù)電容充電模型擬合的入滲量計算值與實測值相比，其決定系數(shù)R2也達(dá)到0.973，相應(yīng)平均絕對誤差MAE為0.070 cm，均方根誤差RMSE為0.122 cm，說明不論均質(zhì)土還是層狀圖，兩種模型均可以定量地反映波涌畦灌間歇入滲實際入滲量隨時間變化規(guī)律，但與電容充電入滲模型相比，BC-GA模型更接近于實際情況，雖然基于BC-GA模型擬合度較高，但取決于Hydrus-1D反推迭代的好壞，特別是在模擬過程中，對土柱離散步長還有時間離散步長的選取是提高BC-GA模型估算精度的關(guān)鍵。

圖5為基于BC-GA模型濕潤鋒運移距離隨時間變化計算值。可以看出，與均質(zhì)土相比，在濕潤鋒運移到含砂層上邊界之前，屬于均質(zhì)土自由入滲階段，因此濕潤鋒運移距離隨時間變化規(guī)律應(yīng)與均質(zhì)土基本一致，當(dāng)濕潤鋒運移距離達(dá)到含砂層上邊界時，因阻滲作用提前達(dá)到穩(wěn)滲狀態(tài)，濕潤鋒運移距離陡然減小，周期數(shù)越大，與均質(zhì)土濕潤鋒運移距離差距越大，當(dāng)達(dá)到第2、第3供水周期時，層狀土濕潤鋒面運移距離均未超過30 cm，而均質(zhì)土相同供水周期的運移距離分別達(dá)到51 cm和73.5 cm，說明層狀土間歇入滲可顯著抑制濕潤鋒運移距離的發(fā)展。

圖5 層狀土與均質(zhì)土各供水周期濕潤鋒計算值對比Fig.5 Comparison of wetting front calculated values between layered soil and homogeneous soil in each water supply cycle

為對比層狀土不同供水周期對含砂層的入滲特征影響，將各周期濕潤鋒到達(dá)和穿過夾層界面的時間和累積入滲量列于表5。可以看出，到達(dá)含砂層上邊界所經(jīng)歷的時間t1隨周期數(shù)的增大逐漸減小，達(dá)到含砂層下邊界所經(jīng)歷的時間t2同樣隨周期數(shù)的增大逐漸減小，結(jié)合圖2、3和表5可以看出，濕潤鋒面運移距離由含砂層上邊界到達(dá)含砂層下邊界所經(jīng)歷的歷時(Δt=t2-t1)隨著周期數(shù)的增加顯著減小，對應(yīng)的累積入滲量變化量(ΔI=I2-I1)同時也減小。

3.2 模型應(yīng)用

表5 各供水周期濕潤鋒到達(dá)土層界面的時間及對應(yīng)累積入滲量Tab.5 Time and cumulative infiltration when wetting frontreached interface of layers under each water cycle

注：“已穿過”代表供水周期開始時的濕潤鋒運移位置大于含砂層上邊界或下邊界；“未穿過”代表供水周期結(jié)束時的濕潤鋒運移位置小于含砂層上邊界或下邊界。

為對比不同含砂層埋深對供水周期內(nèi)間歇入滲的變化特性，將各供水周期不同含砂層埋深的濕潤鋒到達(dá)和穿過夾層界面的時間和累積入滲量列于表7。

表6 各入滲周期不同含砂層埋深對應(yīng)的穩(wěn)滲率Tab.6 Steady infiltration rate of each supply water cycle under different sand buried depths

表7 不同含砂層埋深處理供水周期濕潤鋒到達(dá)土層界面的時間及對應(yīng)累積入滲量Tab.7 Time and cumulative infiltration when wetting front reached interface of layers under different sand buried depths in each cycle

圖6 各供水周期濕潤鋒運移距離變化Fig.6 Variation of distance of wetting front with time under all water supply cycle

由表7可看出，相同供水周期內(nèi)，無論是含砂層上邊界還是下邊界，到達(dá)對應(yīng)邊界位置的時間隨著埋深的增加呈滯后的趨勢，即埋深越深，到達(dá)上、下邊界所需時間越久，第1供水周期，埋深15、20 cm在供水周期時間內(nèi)均已穿過含砂層上邊界，但25 cm并未到達(dá)含砂層上邊界z1，因此含砂層水分未發(fā)生改變。但3個埋深水平在供水周期時間內(nèi)均未穿過含砂層下邊界z2；當(dāng)達(dá)到第2供水周期時，到達(dá)含砂層上、下邊界的歷時時間要比第1供水周期的顯著縮短，僅埋深25 cm入滲結(jié)束時未達(dá)含砂層下邊界；當(dāng)達(dá)到第3供水周期時，3個埋深水平均穿過含砂層上邊界和下邊界，且歷時時間最短。

圖7 各供水周期累積入滲量變化Fig.7 Variation of infiltration with time under all water supply cycle

根據(jù)BC-GA模型計算結(jié)果，圖6為不同含砂層埋深下間歇入滲的濕潤鋒運移距離隨時間變化關(guān)系對比圖，圖7為不同含砂層埋深下間歇入滲的累積入滲量隨時間變化關(guān)系對比圖。可以看出，相同含砂層埋深條件下，隨著周期數(shù)的增加，層狀土整體濕潤鋒運移距離隨之增大，不同的是當(dāng)供水周期結(jié)束時，不同含砂層埋深之間的濕潤鋒運移相對距離對比差異性變化隨周期數(shù)的增加而逐漸減小，當(dāng)達(dá)到第3供水周期結(jié)束時，不同含砂層埋深處理之間的濕潤鋒運移距離分別達(dá)到27.96 cm(埋深為25 cm)、27.03 cm(埋深為20 cm)、26.55 cm(埋深為15 cm)，含砂層埋深越淺，濕潤鋒運移距離越小。

相對于濕潤鋒，不論是均質(zhì)土還是層狀土，相同埋深條件下的累積入滲量整體隨著周期數(shù)的增加而增大，而相同周期內(nèi)，含砂層埋深越淺，其累積入滲量越小，當(dāng)達(dá)到第3供水周期結(jié)束時，不同埋深下的累積入滲量基本接近平均值0.42 cm，差異不明顯，說明在周期數(shù)和含砂層埋深兩者共同影響下，當(dāng)周期數(shù)不大時，埋深不同對累積入滲量差異性影響明顯，當(dāng)?shù)?供水周期結(jié)束時，由于含砂層埋深導(dǎo)致的累積入滲量的差異性基本不大，含砂層埋深對累積入滲量差異性影響較小。

3 結(jié)論

(1)將層狀土間歇入滲過程分為兩階段描述，即自由入滲和穩(wěn)定入滲，建立了層狀土間歇入滲各供水周期內(nèi)入滲量與時間變化的函數(shù)關(guān)系，不論均質(zhì)土還是層狀土，擬合后的決定系數(shù)均高于0.97，均方根誤差均在0.13 cm以內(nèi)，符合實際情況。

(2)通過理論分析，結(jié)合Brook-Corey和Green-Ampt兩模型共同建立了基于地下水淺埋影響下的層狀土(均質(zhì)土)間歇入滲模型，推導(dǎo)出各供水周期濕潤鋒面處水吸力與濕潤鋒運移深度的函數(shù)關(guān)

系式，并求得層狀土各供水周期穿過含砂層時的穩(wěn)滲率，通過與實測值對比驗證，表明所建立模型和求解方法適用于描述波涌畦灌層狀土間歇入滲過程。

(3)在周期數(shù)和含砂層埋深共同影響下，周期數(shù)增加，相同埋深下的累積入滲量越小，而濕潤鋒運移距離越大；隨著含砂層埋深的增加，相同周期內(nèi)穿過含砂層歷時時間越久，對應(yīng)的累積入滲量計算值越大，當(dāng)達(dá)到第3供水周期結(jié)束時，含砂層埋深的不同對其濕潤鋒運移距離和累積入滲量變化差異性影響不如第1、第2供水周期結(jié)束時明顯，因此周期數(shù)越大，含砂層埋深對其濕潤鋒運移距離及累積入滲量的影響越不明顯。

(4)由于試驗數(shù)據(jù)在室內(nèi)理想環(huán)境下得到，且層狀土間歇入滲水頭為靜水水頭入滲，而實際大田土壤質(zhì)地更為復(fù)雜，灌溉時灌溉水流始終處于流動推進(jìn)狀態(tài)，傳統(tǒng)估算入滲量和濕潤鋒運移距離不易觀測，且估算方法費時費力。可將觀測點不同時刻土壤剖面含水率分布與Hydrus-1D反推模塊相結(jié)合，間接求得層狀土間歇入滲不同供水周期土壤入滲水分運動參數(shù)，并通過BC-GA模型估算出各供水周期的入滲量和濕潤鋒運移距離，為波涌灌技術(shù)的應(yīng)用提供理論依據(jù)。