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(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(jiǎn)單、運(yùn)行成本低、易于實(shí)施等優(yōu)點(diǎn),同時(shí)也存在灌水質(zhì)量不高的問(wèn)題[1-2]。在畦灌過(guò)程中,土壤水分入滲與地表水流運(yùn)動(dòng)同時(shí)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(dòng)作用下從畦首順坡降流向畦尾。在我國(guó)半干旱半濕潤(rùn)地區(qū)以及濕潤(rùn)地區(qū),降雨亦會(huì)通過(guò)畦田的自然坡降發(fā)生入滲以及產(chǎn)生徑流,若降雨歷時(shí)過(guò)長(zhǎng)或雨強(qiáng)過(guò)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(zhǎng)方向會(huì)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(jì)的相關(guān)研究表明土壤入滲的空間變異性對(duì)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(huì)通過(guò)影響土壤入滲性能進(jìn)而影響畦灌水流運(yùn)動(dòng)特性,使得按一般情況設(shè)計(jì)的畦灌技術(shù)要素不能滿(mǎn)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(yàn)觀(guān)測(cè)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(yùn)動(dòng)的有效手段。畦灌模型模擬可以減少試驗(yàn)次數(shù),通過(guò)數(shù)值計(jì)算的方式很好地描述和再現(xiàn)畦灌水流運(yùn)動(dòng)過(guò)程,幫助學(xué)者對(duì)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(duì)于灌水質(zhì)量的影響問(wèn)題[2, 16-19]。針對(duì)土壤入滲性能的空間變異性,已有學(xué)者對(duì)不同土壤入滲性能條件下的畦灌灌水質(zhì)量進(jìn)行評(píng)價(jià)以及對(duì)灌水技術(shù)要素進(jìn)行設(shè)計(jì)[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(lái)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)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(duì)于畦灌水流運(yùn)動(dòng)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(duì)畦田作物耗水強(qiáng)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(wèn)題還有待進(jìn)一步探討。因此,針對(duì)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(kāi)展一維土柱入滲試驗(yàn)、二維土槽灌溉試驗(yàn),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\(yùn)動(dòng)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(duì)畦田灌水技術(shù)要素進(jìn)行調(diào)控。具體來(lái)說(shuō),開(kāi)展一維土柱入滲試驗(yàn),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(shí),在土槽中開(kāi)展含水率沿程不均勻條件下的畦灌試驗(yàn),觀(guān)測(cè)田面水流運(yùn)動(dòng)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(jì)算沿程入滲量,并對(duì)不同處理下的灌水質(zhì)量進(jìn)行評(píng)價(jià);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(duì)土槽試驗(yàn)中的畦灌水流運(yùn)動(dòng)進(jìn)行模擬,對(duì)比實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)與模擬數(shù)據(jù),對(duì)模型進(jìn)行驗(yàn)證;最后,設(shè)置不同畦灌技術(shù)要素組合,利用驗(yàn)證好的WinsSRFR模型開(kāi)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(duì)由降雨產(chǎn)流導(dǎo)致的畦田水分不均勻狀態(tài),對(duì)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(yàn)設(shè)計(jì)

試驗(yàn)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(yàn)場(chǎng)(31°86′N(xiāo),118°60′E)開(kāi)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(yàn)采用直徑10 cm、高100 cm的有機(jī)玻璃土柱以及直徑15 cm的馬氏瓶開(kāi)展;一維土柱入滲試驗(yàn)共設(shè)置8個(gè)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(shí)長(zhǎng)為70 min;試驗(yàn)過(guò)程中實(shí)時(shí)觀(guān)測(cè)并記錄馬氏瓶水位變化。

土槽畦灌試驗(yàn)裝置長(zhǎng)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(jì)算田面糙率為0.20。土槽試驗(yàn)共設(shè)置3個(gè)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(yàn)過(guò)程中觀(guān)測(cè)累積灌水量、田面水流推進(jìn)及消退時(shí)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(jì)算

采用Koistiakov模型進(jìn)行一維土壤入滲量計(jì)算,其公式為

I=A(θ0)tα(θ0)

(1)

式中I——累積入滲量,m

t——入滲時(shí)間,s

α(θ0)——入滲指數(shù)

A(θ0)——入滲系數(shù)

通過(guò)一維土柱入滲試驗(yàn)得到不同初始含水率下的累積入滲量,對(duì)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(jì)算土槽試驗(yàn)中土槽沿程各點(diǎn)的累積入滲量,并對(duì)比各點(diǎn)累積入滲量與計(jì)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(yùn)動(dòng)模擬軟件,它可以通過(guò)數(shù)值分析的方法,模擬地面灌溉過(guò)程的進(jìn)行動(dòng)態(tài),直觀(guān)地反映田面水流的推進(jìn)和消退過(guò)程,且能夠較準(zhǔn)確地評(píng)價(jià)灌水質(zhì)量。該軟件輸入數(shù)據(jù)有:田塊規(guī)格(田塊的長(zhǎng)、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(jì)劃灌水量、單寬流量和灌水時(shí)間(改水成數(shù)))。輸出結(jié)果包括:田面水流推進(jìn)、消退曲線(xiàn),入滲水深和累積入滲量沿程分布情況,灌水效率以及儲(chǔ)水效率等數(shù)據(jù)。對(duì)比土槽試驗(yàn)中實(shí)測(cè)的田面水流推進(jìn)時(shí)間、消退時(shí)間及灌水質(zhì)量指標(biāo)與WinSRFR模擬結(jié)果,計(jì)算決定系數(shù)R2和均方根誤差(RMSE),對(duì)WinSRFR模型進(jìn)行驗(yàn)證。

1.2.2灌水技術(shù)要素優(yōu)化

選擇常見(jiàn)的灌水效率Ea、灌水均勻度Ed和儲(chǔ)水效率Es3個(gè)指標(biāo)對(duì)土槽試驗(yàn)中不同處理的灌水質(zhì)量進(jìn)行評(píng)價(jià),其公式分別為

(2)

式中Ws——灌后計(jì)劃濕潤(rùn)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(jì)劃濕潤(rùn)層理論需水量,mm

從式(2)可知,灌水均勻度Ed無(wú)法準(zhǔn)確反映灌后土壤水分分布的均勻情況,而針對(duì)初始含水率不均勻分布的畦灌來(lái)說(shuō)灌后水分的均勻程度尤為重要,因此針對(duì)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(duì)灌水質(zhì)量進(jìn)行評(píng)價(jià),其公式為

(3)

其中Zi=Z+θih

式中Zi——觀(guān)測(cè)點(diǎn)總水深,觀(guān)測(cè)點(diǎn)沿畦長(zhǎng)方向均勻分布,mm

n——觀(guān)測(cè)點(diǎn)總數(shù),根據(jù)畦田長(zhǎng)度,每1.0 m取一個(gè)觀(guān)測(cè)點(diǎn)

Z——觀(guān)測(cè)點(diǎn)累積入滲量,mm

θi——觀(guān)測(cè)點(diǎn)初始含水率,m3/m3

h——計(jì)劃濕潤(rùn)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(píng)價(jià)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(rùn)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?shí)際情況,選擇入畦單寬流量q、畦田長(zhǎng)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(gè)水平、畦田長(zhǎng)度平均分為9個(gè)水平、改水成數(shù)平均分為5個(gè)水平,一共315種灌水技術(shù)要素組合,利用驗(yàn)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(shí)現(xiàn)對(duì)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(duì)入滲性能的影響

圖2a(圖中ob表示觀(guān)測(cè)值;sim表示Koistiakov模型模擬值)中散點(diǎn)表示不同初始含水率狀態(tài)下土壤累積入滲量的實(shí)測(cè)值,試驗(yàn)結(jié)果顯示不同初始含水率條件下累積入滲量隨時(shí)間的推移而逐漸增加,先表現(xiàn)為非線(xiàn)性特征,而后逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榫€(xiàn)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(shí)間逐漸提前,說(shuō)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(shí)間越短。當(dāng)初始含水率大于等于0.25 m3/m3(T8處理)時(shí),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(xiàn)可近似為一條直線(xiàn)。在入滲試驗(yàn)的0～20 min之間,T1～T6處理的累積入滲量差異不大;試驗(yàn)開(kāi)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(shí)刻的累積入滲量越高。圖2a中不同顏色直線(xiàn)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(shí)測(cè)值R2分別為0.994、0.987、0.982、0.994、0.969、0.945、0.890、0.899,可見(jiàn)Koistiakov模型適用于本試驗(yàn)。

圖2 不同土壤初始含水率條件下累積入滲量隨時(shí)間變化曲線(xiàn)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(shí),入滲系數(shù)A從11.10減小至4.49,減小幅度為59.5%,可見(jiàn)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(duì)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(shí),入滲系數(shù)A減小的趨勢(shì)會(huì)趨于平緩。進(jìn)一步對(duì)入滲系數(shù)A與初始體積含水率θ0進(jìn)行對(duì)數(shù)擬合,擬合公式為A(θ0)=-7.04ln(100θ0)+27.51,擬合曲線(xiàn)的決定系數(shù)R2為0.98,說(shuō)明入滲系數(shù)A與初始體積含水率θ0之間符合對(duì)數(shù)關(guān)系,擬合公式的可信度較高,可用于推測(cè)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(duì)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(shí),入滲指數(shù)α從0.578 3增長(zhǎng)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(mǎn)足對(duì)數(shù)關(guān)系,其擬合公式為α(θ0)=0.16ln(100θ0)+0.183 9,擬合曲線(xiàn)的R2為0.99,可信度較高,表明本公式可用于推測(cè)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\(yùn)動(dòng)的影響

圖3a散點(diǎn)表示土槽試驗(yàn)過(guò)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(huì)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(yàn)開(kāi)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(yàn)開(kāi)始后6.42 min完成推進(jìn)過(guò)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(yàn)開(kāi)始后7.11 min推進(jìn)至土槽末端。觀(guān)察田面水流推進(jìn)曲線(xiàn),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(wú)明顯差距,水流推進(jìn)超過(guò)3 m后,田面水流推進(jìn)速度開(kāi)始出現(xiàn)差距,其速度由大到小依次為T(mén)C3、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(kuò)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(shí)間減少。當(dāng)改水成數(shù)不變時(shí),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(jiàn)當(dāng)土壤初始含水率沿程增加時(shí),原定灌水方案將會(huì)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(yàn)水流推進(jìn)及消退曲線(xiàn)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(shí)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(shí)間差變大,為12.08 min,超過(guò)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(shí)才可實(shí)現(xiàn)完全消退,且首尾消退時(shí)間差進(jìn)一步拉大,達(dá)到27.27 min,約為T(mén)C1處理的5倍。

圖3b為土槽試驗(yàn)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(zhǎng)方向整體上均呈下降趨勢(shì),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(mǎn)足了計(jì)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(guò)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(jiàn),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(huì)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(qiáng),田面水位下降速度快,停止灌水后,田面水流會(huì)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(guò)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(gè)處理,平均入滲深度為60 cm,距畦首2.0 m處入滲深度超過(guò)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(píng)價(jià)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(píng)價(jià)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(chǔ)水效率均保持在一個(gè)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(shuō)明TC1處理對(duì)灌入水分的利用效率最高,灌溉水量沿畦長(zhǎng)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(píng)價(jià)指標(biāo)最高(97.86%),TC3處理最低(91.85%)。由此可見(jiàn),土壤初始含水率沿程增加時(shí),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(huì)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(yàn)證

基于土槽試驗(yàn)土壤初始含水率分布情況,結(jié)合土柱試驗(yàn)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(yàn)中的田面水流運(yùn)動(dòng),模擬結(jié)果如圖3a實(shí)線(xiàn)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(shí)測(cè)值小于模擬值,這是由于試驗(yàn)過(guò)程中田面實(shí)際水深大于試驗(yàn)設(shè)計(jì)值,導(dǎo)致實(shí)際土壤入滲能力大于理論計(jì)算值,使得田面水流推進(jìn)實(shí)際速度小于模擬值。而同樣在土槽中后段,實(shí)測(cè)水流消退速度較模擬結(jié)果更快,這是因?yàn)閃inSRFR數(shù)學(xué)模型假定只存在垂向入滲,實(shí)際試驗(yàn)中存在的水平入滲使得消退速度變快。TC1處理實(shí)測(cè)和模擬水流推進(jìn)、消退曲線(xiàn)均屬于強(qiáng)相關(guān)性,R2均大于0.99,兩者推進(jìn)時(shí)間的RMSE僅有0.41 min,占整體推進(jìn)時(shí)間的5.77%,消退曲線(xiàn)RMSE為0.56 min,占總時(shí)間的3.16%;TC2處理實(shí)測(cè)和模擬水流推進(jìn)、消退曲線(xiàn)也屬于強(qiáng)相關(guān)性,R2均大于0.99,其水流推進(jìn)模擬與實(shí)測(cè)RMSE為0.46 min,占整體推進(jìn)時(shí)間的7.29%,TC2處理田面水流消退模擬與實(shí)測(cè)RMSE為0.82 min,占總時(shí)間的2.98%;TC3處理實(shí)測(cè)和模擬水流推進(jìn)、消退曲線(xiàn)相關(guān)性良好,R2均大于0.99,其水流推進(jìn)模擬與實(shí)測(cè)RMSE為0.38 min,占整體推進(jìn)時(shí)間的7.13%,TC3處理田面水流消退模擬與實(shí)測(cè)RMSE為1.55 min,占總時(shí)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(shí)測(cè)值,其誤差均在5%以?xún)?nèi),均方根誤差分別為1.49%、1.65%和0.97%。綜合田面水流運(yùn)動(dòng)及灌水質(zhì)量評(píng)價(jià)指標(biāo)模擬與實(shí)測(cè)對(duì)比結(jié)果可見(jiàn),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(lái)模擬畦灌田面水流運(yùn)動(dòng)以及評(píng)價(jià)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(yùn)動(dòng)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(yàn)得到入滲系數(shù)和入滲指數(shù)與土壤初始含水率的對(duì)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(zhǎng)度L在 80～100 m之間時(shí),灌水質(zhì)量綜合評(píng)價(jià)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(zhǎng)度L在75～100 m之間時(shí),畦田灌水質(zhì)量綜合評(píng)價(jià)指標(biāo)均在75.0%以上;相同畦田長(zhǎng)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(zhǎng)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(shí),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(zhǎng)度L宜設(shè)定為80～100 m之間。當(dāng)畦田長(zhǎng)度L為85 m、單寬流量q為7 L/(m·s)、改水成數(shù)G為6時(shí),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(chǔ)水效率Es為100%,其灌水質(zhì)量綜合評(píng)價(jià)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(qiáng)偉等[29]的試驗(yàn)結(jié)果一致,可見(jiàn)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(guò)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(shí),水分入滲主要靠土壤基質(zhì)勢(shì)以及毛管力驅(qū)動(dòng),即因灌溉來(lái)水,上層土壤含水率快速升高,與下層土壤間形成較大水勢(shì)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(shí),土壤團(tuán)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(shì)、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(shì)是影響入滲系數(shù)的唯一因素,而土壤水勢(shì)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(yùn)動(dòng)可近似看成飽和土壤水分運(yùn)動(dòng)[35];當(dāng)過(guò)水面積不變時(shí),土壤入滲通量由水勢(shì)梯度決定,而在此條件下水勢(shì)梯度由土壤含水率決定,初始含水率越低水勢(shì)梯度越高,入滲系數(shù)越大。入滲指數(shù)反映入滲過(guò)程中土壤入滲能力的衰減情況,其值與土壤水勢(shì)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(shì)的影響。水分入滲過(guò)程中,土壤初始含水率越高,過(guò)水?dāng)嗝嫔舷碌暮什钪翟叫?水勢(shì)梯度越小,入滲過(guò)程越難,土壤入滲能力衰減得更加明顯,入滲指數(shù)會(huì)有所增大[38]。

畦灌水流運(yùn)動(dòng)可分為沿畦長(zhǎng)方向推進(jìn)以及向下入滲兩部分,水流運(yùn)動(dòng)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(guò)程[42]。本研究中土槽試驗(yàn)結(jié)果顯示,在土槽相同位置上田面水流消退時(shí)間由小到大依次為T(mén)C1、TC2、TC3(圖3a),且各處理間消退時(shí)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(shí),畦田土壤初始含水率沿程增加,會(huì)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(yàn)還發(fā)現(xiàn),初始含水率較高時(shí),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(yùn)移阻力[43],加之初始含水率較高處水流消退速度較慢,會(huì)導(dǎo)致此處土壤表面受水時(shí)間過(guò)長(zhǎng),即入滲過(guò)程偏長(zhǎng),但由于初始含水率升高會(huì)降低土壤的入滲能力,故初始含水率對(duì)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(yùn)動(dòng),進(jìn)一步會(huì)影響灌后土壤水分分布情況;灌水效率、灌水均勻度、儲(chǔ)水效率等畦灌評(píng)價(jià)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(shuō)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(huì)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(zhǎng)度大于80 m時(shí)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(guò)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(shí)畦田初始含水率沿程增加又會(huì)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(zhǎng)度30 m內(nèi)單寬流量對(duì)灌水質(zhì)量無(wú)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?yàn)檫x擇較大的單寬流量可以克服田面糙率對(duì)灌水質(zhì)量造成的不利影響,加強(qiáng)水流對(duì)地面的沖刷作用,促進(jìn)土壤顆粒運(yùn)移從而提高田面平整度,進(jìn)而改善灌水質(zhì)量[47],但實(shí)際灌溉中盲目加大入畦流量不僅會(huì)增加滲漏風(fēng)險(xiǎn)還易破壞作物,因此,仍需依據(jù)實(shí)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(yàn)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(guò)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(píng)價(jià)[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(zhǎng)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(shí)可獲得最優(yōu)灌水質(zhì)量。

4 結(jié)束語(yǔ)

本文結(jié)合一維土柱入滲試驗(yàn)及二維土槽灌溉試驗(yàn)數(shù)據(jù),利用WinSRFR模型模擬降雨產(chǎn)流后畦灌過(guò)程,獲取灌水質(zhì)量評(píng)價(jià)指標(biāo),從而對(duì)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(huì)引起灌水質(zhì)量下降;通過(guò)灌溉技術(shù)要素優(yōu)化可得,當(dāng)畦田長(zhǎng)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(shí),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(chǔ)水效率Es為100%,綜合灌水質(zhì)量為84.5%。