孫曉慶，卞建民，趙玉紅，楊 平，孟修敬

（1.吉林大學(xué)新能源與環(huán)境學(xué)院，長(zhǎng)春 130021；2.中兵勘察設(shè)計(jì)研究院有限公司，北京 100053）

0 引言

在世界干旱和半干旱地區(qū)分布著大面積的鹽漬土，且在原來(lái)沒(méi)有鹽漬化土壤的地區(qū)，由于農(nóng)業(yè)灌區(qū)灌排管理不當(dāng)?shù)仍?，在特定地質(zhì)條件下同樣易引起土壤次生鹽漬化問(wèn)題，嚴(yán)重影響農(nóng)業(yè)的可持續(xù)發(fā)展，土壤鹽漬化防治已成為農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中的重要問(wèn)題之一。鹽漬土在灌溉或降雨等條件下的水鹽動(dòng)態(tài)和水鹽運(yùn)動(dòng)規(guī)律已成為防止鹽漬土產(chǎn)生及其防治的重要理論研究基礎(chǔ)［1-3］，更是研究鹽漬土的形成，沖洗、排水與種稻等改良措施效果的前提條件，具有重要的實(shí)際意義［4-7］。

土壤水鹽動(dòng)態(tài)運(yùn)移規(guī)律研究，首先要了解水分的運(yùn)移動(dòng)態(tài)規(guī)律，目前已有很多學(xué)者采用不同的方法對(duì)于土壤水分入滲規(guī)律展開(kāi)了大量研究，總結(jié)了眾多土壤水分入滲模型，主要分為三類：基于物理意義的模型，包括Green-Ampt 模型、Philip 公式（1957）、Smith模型、Smith-Parlange 入滲公式；半經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?，包括Horton 模型、Holtan 模型、Overton 模型、Singh-Yu 模型；經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?，包括Kostiacov 模型、Huggins-Monke 模型、修正的Kostiacov模型、Collis-George 模型等。其中Kostiacov模型是最簡(jiǎn)單的入滲模型，雖然其參數(shù)沒(méi)有明確的物理意義，但由于其形式簡(jiǎn)單與計(jì)算方便，且沒(méi)有太多的條件要求，所以應(yīng)用比較廣泛［8-12］。

在土壤水分下滲模型研究的基礎(chǔ)上，針對(duì)鹽漬土區(qū)的水鹽動(dòng)態(tài)展開(kāi)研究。趙永敢等通過(guò)土柱模擬試驗(yàn)，對(duì)比研究了秸稈隔層及其構(gòu)成因素對(duì)土壤水分入滲、蒸發(fā)過(guò)程，毛管水運(yùn)動(dòng)和潛水蒸發(fā)特性的影響，揭示了“上膜下秸”對(duì)土壤水鹽運(yùn)移的調(diào)控過(guò)程與機(jī)理，表明入滲過(guò)程中，秸稈隔層與土層交際面處的水勢(shì)逆差使隔層對(duì)其上土壤具有長(zhǎng)期的儲(chǔ)水作用，同時(shí)促使土壤中可溶性鹽充分溶解后隨水下滲，降低了隔層以上土壤含鹽量［13-21］。趙文娟等對(duì)寧夏銀北地區(qū)典型試驗(yàn)區(qū)在春夏季的鹽漬土水鹽動(dòng)態(tài)變化進(jìn)行試驗(yàn)研究，在整個(gè)試驗(yàn)監(jiān)測(cè)期內(nèi)，淺表層土壤的水鹽動(dòng)態(tài)變化最為劇烈。在淺層土壤水平斷面中，土壤含水率呈現(xiàn)出東北高西南低的曲面形態(tài)，這一曲面隨時(shí)間而波動(dòng)，變幅隨深度的增加而減小。與土壤含水率變化規(guī)律相反，監(jiān)測(cè)期內(nèi)土壤水鹽動(dòng)態(tài)變化劇烈［22-29］。綜合上述研究，學(xué)者針對(duì)鹽漬土區(qū)特定的水土環(huán)境進(jìn)行水鹽動(dòng)態(tài)運(yùn)移規(guī)律的研究，論述了不同農(nóng)業(yè)區(qū)域，土壤水分和鹽分的動(dòng)態(tài)分布及耦合作用。

不同鹽漬土土壤結(jié)構(gòu)影響土壤水鹽的動(dòng)態(tài)分布，同時(shí)也具有不同的水分下滲規(guī)律。在以往研究基礎(chǔ)上。本文設(shè)計(jì)定水頭分層土壤水分下滲試驗(yàn)和變水頭土壤剖面水分下滲試驗(yàn)，針對(duì)吉林西部鹽漬土區(qū)不同深度與不同結(jié)構(gòu)的土壤剖面，展開(kāi)灌溉條件下定水頭與變水頭供水時(shí)水分下滲規(guī)律、下滲能力及水鹽動(dòng)態(tài)運(yùn)移規(guī)律研究，為區(qū)域鹽漬土的演變和防治研究提供重要的理論基礎(chǔ)。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)土樣

試驗(yàn)土樣取自吉林西部大安地區(qū)，為鹽漬土。分5 個(gè)剖面進(jìn)行取樣，深度合計(jì)100 cm，每個(gè)剖面20 cm，剖面由上之下依次記為P1、P2、P3、P4、P5。土壤理化性質(zhì)測(cè)定結(jié)果見(jiàn)表1。采用激光粒度儀進(jìn)行土樣顆粒分析，結(jié)果見(jiàn)表2。

表1 土樣理化性質(zhì)測(cè)定結(jié)果

表2 土樣顆粒分析結(jié)果 %

1.2 試驗(yàn)設(shè)備

土壤試驗(yàn)裝置分為定水頭供水下滲裝置和變水頭供水下滲裝置，見(jiàn)圖1。定水頭供水下滲裝置用于進(jìn)行分層土壤水分下滲實(shí)驗(yàn)，識(shí)別每層土壤的下滲能力及土壤水分分布，主要由可控制定水頭的馬里奧特供水裝置、裝樣桶兩部分構(gòu)成；變水頭供水下滲裝置用于下滲水分和鹽分在土壤100 cm 剖面的動(dòng)態(tài)運(yùn)移規(guī)律識(shí)別試驗(yàn)，裝置設(shè)置兩排觀測(cè)孔，一排用于安裝土壤負(fù)壓計(jì)，測(cè)負(fù)壓水頭；另一排用于安裝多參數(shù)測(cè)定儀，測(cè)定土壤含水率、孔隙水電導(dǎo)率、土壤體電導(dǎo)率指標(biāo)。

圖1 試驗(yàn)裝置示意圖

1.3 試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)

本試驗(yàn)主要從定水頭和變水頭供水兩個(gè)角度對(duì)鹽漬化土壤水鹽下滲規(guī)律進(jìn)行研究，通過(guò)測(cè)量不同深度土壤的含水率及電導(dǎo)率值，分析鹽漬土不同土壤層的貯存和攔截水分的能力，以及土壤水分形態(tài)，總結(jié)100cm深度剖面土壤水分下滲過(guò)程中水鹽運(yùn)移動(dòng)態(tài)規(guī)律。試驗(yàn)方案見(jiàn)表3。

表3 土壤水鹽下滲試驗(yàn)方案

1.4 試驗(yàn)步驟

（1）采用5 個(gè)定水頭供水下滲試驗(yàn)裝置，按照P1～P5 每層的實(shí)際干容重（見(jiàn)表1）分別裝樣，供水箱裝滿水，連接好儀器，地表供水水深恒定2 cm，進(jìn)行方案1 的下滲實(shí)驗(yàn)。

（2）采用變水頭供水下滲試驗(yàn)裝置，按照P1～P5每層的實(shí)際干容重（見(jiàn)表1）裝樣，由下至上浸潤(rùn)土柱，測(cè)量不同觀測(cè)點(diǎn)的含水率，滿足采集土壤初始含水率后開(kāi)始實(shí)驗(yàn)，初始地表供水水深5 cm，進(jìn)行方案2 的下滲實(shí)驗(yàn)。

（3）定水頭下滲濕潤(rùn)鋒到達(dá)剖面底部試驗(yàn)即終止，測(cè)定P1～P5 土柱表面以下4、7 cm處土壤含水率；當(dāng)變水頭供水的水深在蒸發(fā)和下滲共同作用下，水深為0 時(shí)停止試驗(yàn)，實(shí)驗(yàn)中測(cè)定不同觀測(cè)點(diǎn)（20、40、60、80、100 cm）不同時(shí)間（間隔20 h 測(cè)量1 次，合計(jì)22次）的下滲率、孔隙水及土壤體電導(dǎo)率。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤水分下滲規(guī)律

根據(jù)定水頭下滲實(shí)驗(yàn)，測(cè)試P1～P5 土壤剖面入滲率及累積下滲量（以供水水箱的下降刻度cm表示）隨時(shí)間變化數(shù)據(jù)，繪制兩者變化曲線，見(jiàn)圖2。根據(jù)變水頭供水下滲實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)，繪制入滲率、累積入滲量隨時(shí)間的變化曲線，見(jiàn)圖3。

圖2 定水頭下滲實(shí)驗(yàn)各層剖面土壤入滲率與累積下滲量隨時(shí)間變化

圖3 變水頭下滲實(shí)驗(yàn)土壤入滲率及累積入滲量隨時(shí)間變化曲線

土壤入滲率及累積入滲量隨時(shí)間變化曲線擬合的函數(shù)關(guān)系符合冪函數(shù)，與分層下滲實(shí)驗(yàn)中各剖面的下滲變化規(guī)律相同，均符合積水入滲Kostiakov模型，

式中：i為入滲率；I為累積入滲量；a、n是與土壤質(zhì)地、初始含水率等有關(guān)的參數(shù)；t是積水時(shí)間。

根據(jù)試驗(yàn)數(shù)據(jù)，獲得土壤入滲率、累積下滲量隨時(shí)間變化趨勢(shì)線函數(shù)式，擬合Kostiakov 入滲模型，得到定水頭供水下滲P1～P5 及變水頭下滲模型具體函數(shù)關(guān)系式及參數(shù)a、n值，見(jiàn)表4。

根據(jù)實(shí)驗(yàn)實(shí)測(cè)值與模型模擬值擬合，繪制圖4。圖4（a）～（e）與圖4（a1）～（e1）分別為定水頭供水土壤下滲實(shí)驗(yàn)的入滲率及入滲量實(shí)測(cè)值與Kostiakov 模型模擬值擬合效果，圖4（f）與圖4（f1）分別為變水頭供水土壤下滲實(shí)驗(yàn)的入滲率及入滲量實(shí)測(cè)值與Kostiakov模型模擬值擬合效果。由圖可知，擬合效果較好。根據(jù)試驗(yàn)結(jié)果，定水頭分層土壤水分下滲及變水頭供水土壤水分下滲兩種試驗(yàn)方案條件下，水分下滲過(guò)程均符合積水入滲Kostiakov模型。

2.2 土壤水分動(dòng)態(tài)規(guī)律

對(duì)于農(nóng)田灌溉，土壤對(duì)水分的攔截能力是水土保持能力的重要指標(biāo)。在下滲規(guī)律探討的基礎(chǔ)上，進(jìn)行土壤下滲過(guò)程中水分形態(tài)的闡述，及各層土壤水分?jǐn)r截能力分析。下滲過(guò)程中土壤剖面不同位置，土壤水分處于不同的水分分帶，水分存在形式不同，反映了不同剖面處土壤攔截貯存水分的能力。

表4 P1～P5 土壤入滲率及累積下滲量Kostiakov模型及相關(guān)參數(shù)

圖4 供水土壤剖面入滲率、累積入滲量模擬值與實(shí)測(cè)值對(duì)比

一般情況下，土壤水分分布帶分為結(jié)合水帶、孔角毛細(xì)水帶、懸掛毛細(xì)水帶、支持毛細(xì)水帶及飽水帶。隨著土壤水分下滲階段的不同，土壤含水率、水分存在形式及下滲水分的主要受力作用都均不同，詳見(jiàn)表5。

表5 土壤水分下滲過(guò)程水分存在形式和受力分析

下滲過(guò)程的滲潤(rùn)階段，下滲水分受分子力的作用遠(yuǎn)大于毛管力，結(jié)合水使土壤產(chǎn)生較強(qiáng)吸收水分的能力，當(dāng)接受外源補(bǔ)給，含水率顯著增加，土壤結(jié)合水帶外層，增加孔角毛細(xì)水，結(jié)合水和孔角毛細(xì)水的存在，外源補(bǔ)水入滲至此，不易向下運(yùn)移，停留在該土壤層，起到貯存水分的作用，土壤具有較強(qiáng)的攔截和貯存入滲水分的能力。當(dāng)土壤水分達(dá)到最大分子持水量時(shí)，下滲水分僅受毛管力作用，滲潤(rùn)階段終止，開(kāi)始進(jìn)入滲漏階段。隨著毛管懸掛帶向下擴(kuò)展，水分不斷下滲，當(dāng)土壤含水量接近或超過(guò)孔角毛細(xì)水的最大含水率界限時(shí)，土壤水進(jìn)入支持毛細(xì)水范圍，入滲水分能比較順利的對(duì)潛水進(jìn)行補(bǔ)給，起到傳輸水分的作用。當(dāng)土壤水分達(dá)到飽和態(tài)時(shí)，下滲水分僅受重力作用，進(jìn)入下一個(gè)滲透階段，水分傳輸作用最強(qiáng)，為支持毛細(xì)水帶，與飽水帶相連緊密。重力遠(yuǎn)小于分子力和毛管力，且穩(wěn)定、不會(huì)消失，因此，滲透階段土壤水分下滲強(qiáng)度小且穩(wěn)定。

本實(shí)驗(yàn)中采用土壤多參數(shù)測(cè)定儀，進(jìn)行定水頭供水下滲實(shí)驗(yàn)終止時(shí)刻不同深度土壤含水率測(cè)定。根據(jù)實(shí)驗(yàn)結(jié)果，P4 和P5 兩個(gè)剖面分別在實(shí)驗(yàn)進(jìn)行第8 070 min和1 316 min后，裝置底部發(fā)生滲水，定水頭供水下滲實(shí)驗(yàn)結(jié)束后，P1～P5 不同深度（4 cm 及7 cm）含水率隨著土壤深度的增加而增加。P1～P5 同一深度的含水率變化依次為P5 ＞P4 ＞P3 ＞P2 ＞P1，見(jiàn)表6。根據(jù)各剖面的土壤顆粒分析結(jié)果，P1、P2 屬于粉質(zhì)黏土，P3～P5 則屬于黏土，結(jié)合土壤含水率變化與粘性土土壤水分動(dòng)態(tài)的分布關(guān)系，分析P1～P5 土壤入滲實(shí)驗(yàn)結(jié)束后土壤水分的存在形式。

表6 分層下滲實(shí)驗(yàn)土壤水分存在形式對(duì)比

根據(jù)定水頭充分供水的下滲試驗(yàn)，0～40 cm（P1～P2）土層土壤水分由結(jié)合水帶擴(kuò)展至懸掛毛細(xì)水帶的時(shí)間大于40～100 cm（P4～P5）土層，在0～40 cm土層具有較強(qiáng)的攔截和貯存入滲水分的能力。

2.3 土壤鹽分運(yùn)移趨勢(shì)

變水頭供水條件下，土壤水分下滲影響著土壤剖面鹽分的再分配狀態(tài)。根據(jù)實(shí)驗(yàn)結(jié)果，不同土壤剖面孔隙水電導(dǎo)率及土體電導(dǎo)率變化，見(jiàn)圖5。

由圖5 可見(jiàn)，入滲過(guò)程中，僅P1～P2 剖面土壤孔隙水電導(dǎo)率變化具有對(duì)數(shù)函數(shù)減小變化規(guī)律，P1、P2趨勢(shì)線函數(shù)決定系數(shù)分別為0.911 4、0.694 0，P1 函數(shù)匹配相關(guān)性極強(qiáng)，P2 較弱，P3～P5 剖面變化不大，基本平穩(wěn)。說(shuō)明在實(shí)驗(yàn)過(guò)程中，土壤表層（0～40 cm）土壤孔隙水鹽分變化較為明顯，P1 呈對(duì)數(shù)函數(shù)關(guān)系顯著減小，P2 在波動(dòng)幅度較大的情況下逐漸減小，減小程度弱于P1。深層土壤（40～100 cm）孔隙水鹽分含量大小順序?yàn)镻3 ＞P4 ＞P5，且每層數(shù)值基本保持平穩(wěn)。

圖5 P1～P5土壤孔隙水電導(dǎo)率變化圖

與土壤孔隙水電導(dǎo)率值變化對(duì)比，P2 土壤體電導(dǎo)率值同樣波動(dòng)幅度最大，無(wú)規(guī)律可循，說(shuō)明P2 為土壤體鹽分變動(dòng)帶。P1、P3～P5 剖面的土壤體電導(dǎo)率值呈對(duì)數(shù)函數(shù)減小，見(jiàn)圖6。

圖6 P1～P5土壤體電導(dǎo)率變化圖

由上述分析，在變水頭供水條件下，隨著入滲的進(jìn)行，土壤孔隙水的鹽分運(yùn)動(dòng)顯著區(qū)集中在0～40 cm土層處。土壤體鹽分在0～100 cm土層均逐漸減少。綜合土壤孔隙水和土壤體鹽分運(yùn)移，P2 均在波動(dòng)較大的范圍內(nèi)逐漸減小。P1 鹽分減少的幅度大于P2，且土壤孔隙水鹽分減少幅度大于土壤體。P3～P5 土壤孔隙水的鹽分基本平穩(wěn)，而土壤體的鹽分呈對(duì)數(shù)下降趨勢(shì)，由此分析，P3～P5 土壤孔隙水鹽分下滲運(yùn)移通量得到了土壤體鹽分的補(bǔ)充，下滲與補(bǔ)給兩者達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡。因此，P3～P5 土壤孔隙水的鹽分含量表現(xiàn)一定范圍內(nèi)的平穩(wěn)狀態(tài)。

3 結(jié)語(yǔ)

定水頭供水分層鹽漬化土壤下滲及變水頭供水土壤剖面下滲試驗(yàn)中，水分下滲率及累積下滲量的變化規(guī)律均可由積水入滲Kostiakov 模型來(lái)刻畫。定水頭供水土壤分層下滲試驗(yàn)結(jié)果，顯示鹽漬土淺層土壤（0～40 cm）相對(duì)于深層土壤（40～60 cm）具有較強(qiáng)的攔截和貯存入滲水分的能力。由變水頭供水下滲試驗(yàn)結(jié)果，鹽漬土土壤鹽分變動(dòng)帶位于淺層0～40 cm，且20～40 cm的土壤鹽分波動(dòng)幅度較大。深層土壤（40～60 cm）孔隙水溶液下滲鹽分通量由土壤體鹽分補(bǔ)充，二者達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡，深層土壤（40～60 cm）孔隙水溶液鹽分在試驗(yàn)中數(shù)值相對(duì)平穩(wěn)。變水頭與定水頭相結(jié)合的土壤水分下滲實(shí)驗(yàn)。