李 航,鄭麗萍,甘永德,王尚濤,吳玉帥,李潤杰,郭 立
(1. 青海大學水利電力學院/黃河上游生態(tài)保護與高質量發(fā)展實驗室,青海 西寧 810016;2. 四川大學水力學與山區(qū)河流開發(fā)保護國家重點實驗室/水利水電學院,四川 成都 610065)
在自然條件下,膨脹性土壤吸水膨脹,失水干縮開裂,嚴重影響土壤的水力特征[1-3]。土壤的干縮裂隙會影響降雨在陸地水文的循環(huán)過程,裂隙的存在會加快水分和營養(yǎng)物質的下滲速度,降低灌溉效率,污染地下水[4-6],對提高我國農業(yè)發(fā)展和水資源的可持續(xù)利用產生不利影響。因此開展膨脹性土壤干縮裂隙對入滲產流的影響研究,可以促進對干縮裂隙土壤水分入滲過程的認識,對我國農業(yè)節(jié)水和面源污染的防治具有一定的理論指導意義。
土壤膨脹性極大地影響著入滲產流過程,邵麗媛等[7]開展了膨脹性土壤垂向變形對降雨入滲產流的影響試驗。司曼菲等[8]研究膨脹性土壤垂向變形對土壤飽和水分運動參數(shù)的影響。LEI 等[9]研究了華南地區(qū)膨脹土邊坡對入滲和產流的影響。劉海瀅等[10]通過考慮土壤膨脹性對降雨入滲的影響,應用流域分布式水文模型WEP-L 模型擬合南小河溝流域降雨入滲過程,具有較好的適用性。以上的研究主要集中在土壤的垂向變形,未考慮土壤干縮開裂影響。MCGARRY 等[11]通過研究土壤含水量和土壤形變量之間的關系,提出了描述土壤濕脹干縮變化特征的三直線模型。黃傳琴等[12]研究了干濕交替過程中膨脹性土壤的脹縮特性。LIU 等[13,14]針對開裂稻田,研究了其水分入滲速率,并建立簡單模型模擬入滲過程,結果闡明了干縮開裂稻田的不飽和水分運動過程。R?MKENS等[15]提出一個考慮土壤膨脹/收縮/開裂的降雨入滲預測模型。ZHANG 等[16]研究了土壤干縮裂隙幾何特征對入滲的影響,提出以表面裂縫面積率作為裂縫對入滲影響程度的表征指標。WEI 等[17]研究了膨脹性土壤在不同的灌溉方式下的裂隙變化和入滲規(guī)律,對提高灌溉效率有顯著影響。羅瑩麗等[18]研究了埂坎裂隙發(fā)育程度對土壤入滲性能的影響。土壤干縮裂隙大小與土壤含水量有關,以上研究尚未開展干縮裂隙對入滲產流影響。
本文針對干縮裂隙對入滲產流的影響,開展了室內降雨入滲產流試驗,并測定土壤水分運動參數(shù),研究了在不同初始含水量條件下干縮裂隙對入滲產流過程的影響。
本次試驗采用青海湖流域常見的膨脹性土壤—栗鈣土,土壤經風干后,過(4 mm)篩備用,用環(huán)刀法測定干容重、用烘干法測定飽和體積含水量、用定水頭法測定飽和導水率、用吸管法測定土壤顆粒組成、用作圖法確定液塑限界限含水量[19],其基本的物理性質如表1所示。
表1 試驗土樣物理性質Tab.1 Physical properties of test soil samples
膨脹性土壤吸水膨脹,在干縮過程中會產生大量裂隙。為了定量分析干縮裂隙對入滲產流的影響,試驗采用3 組不同土壤初始含水量(剖面平均含水量),分別為0.24、0.27、0.31 cm3/cm3(見表2),每組3個重復。
表2 試驗土壤初始含水量表Tab.2 Table of initial water content of test soil
本次試驗裝置由降雨器、變坡鋼槽和EM50 土壤水分傳感器組成。鋼槽的規(guī)格為1 m×0.9 m×0.6 m,坡度為5 ℃。降雨器規(guī)格為1.8 m×1 m×0.2 m,使用自制針頭型降雨器,并采用自吸泵供水,水頭保持恒定,雨強保持在0.07 cm/min。土壤經4 mm篩后,按照1.25 g/cm3的土壤容重,以10 cm 為界限,分層裝填,土壤下部為紗網和沙層。試驗期間,在土壤的中間位置自上到下依次為5、15、25、35 和45 cm 處安裝EM50 土壤水分傳感器,測定土壤水分動態(tài)過程。試驗于2021 年7 月至11 月在青海大學理工樓水利大廳進行,試驗進行前,向土槽中注入足夠水量(土壤達到田間持水量以上,并產生大量壤中流后靜置),待其膨脹量達到相應土壤含水量最大膨脹量。然后靜置自然風干,達到相應的初始含水量后,開展降雨入滲產流試驗。試驗開始前采用高清相機拍照,記錄表層裂隙分布(圖1)。試驗過程中,使用降雨器進行人工降雨,每次降雨歷時控制在165 min 左右。同時,對地表徑流量進行收集、測量。
圖1 不同含水量下土壤表面裂隙圖Fig.1 Soil surface crack map with different water content
為了便于分析土壤含水量與裂縫特征之間的關系,采用直徑為13.8 cm,高度為2.5 cm 的不銹鋼盤,在盤中裝入土壤(1.25 g/cm3),用刀削平后飽和(0.48 cm3/cm-3)并稱重,做3 個重復。將土盤放入溫度為105 ℃的烘箱,每隔1 h 對其稱重并拍照(見圖2),將土壤裂隙圖片導入到Photoshop CS6軟件中進行校正并二值化處理,使用matlab R2018b 軟件將二值圖轉化為信息矩陣,導出數(shù)據(jù),計算膨脹特征曲線、裂隙面積率等,并進行擬合(見圖3)。針對鋼槽中的土壤表面裂隙照片,為了避免鋼槽邊壁等影響,取照片中部尺寸為40 cm×40 cm 的部分,采用上述方法計算表面裂隙面積率,并采用matlab R2018b軟件提取裂隙骨架計算裂隙線密度(表3)。變坡鋼槽中裂隙面積率實測值與擬合值存在差異(圖3),原因在于含水量較高的土壤裂隙發(fā)育程度低,圖片中的裂隙分布不明顯,因此在處理時可能會低估裂隙面積。
圖2 膨脹性土壤干縮過程Fig.2 Swelling soil shrinkage process
圖3 表面裂縫面積率-土壤含水量關系曲線Fig.3 The surface crack ratio per unit area-soil water content relationship curve
表3 表面裂隙形態(tài)特征Tab.3 The surface morphological characteristics of crack
(1)表面裂隙面積率。
式中:Rcr為表面裂隙面積率,%;Acr為裂隙總面積,cm2;A為土壤表面總面積,cm2。
(2)線密度。
式中:LA為線密度,cm/cm2。
通過裂隙面積變化,計算土壤收縮特征曲線,并采用三直線模型[11]進行擬合:
式中:v為比容積,cm3/g;U為質量含水量,g/g;r、n、s為土壤收縮特征曲線的斜率;UA、UB、US分別為拐點處質量含水量;a、b、c是經驗常數(shù)。擬合參數(shù)值見表4。
表4 三直線模型擬合參數(shù)Tab.4 Trilinear model fitting parameters
土壤累積入滲量隨時間變化關系如圖4 所示。可以看出,土壤累計入滲量均隨時間的增大而單調增加。降雨歷時165 min 時,不同水分處理間土壤累計入滲量在53.71~80.74 mm 之間,其中最大的為0.24 cm3/cm3,其次是0.27 cm3/cm3,最小的為0.31 cm3/cm3(表5)。說明同一入滲時刻,土壤初始含水量越低,累計入滲量越大。由三直線擬合結果,以及圖2結果可知,土壤在干縮過程中,會產生大量干縮裂隙,且裂隙面積隨著含水量的減少而增大。裂隙的發(fā)育能提高土壤滲透性,增加土壤入滲率與累計入滲量[18]。并且土壤初始含水量越小,基質吸力越大,累計入滲量越大[20]。因此土壤初始含水量越低,土壤裂隙發(fā)育程度越高,土壤累計入滲量越大。
圖4 土壤累計入滲量隨時間變化關系Fig.4 Cumulative infiltration changed over time
表5 不同初始含水量的土壤入滲參數(shù)Tab.5 Soil infiltration parameters for different initial water contents
初始入滲率指0~5 min 的平均入滲率,初始含水量為0.24和0.27 cm3/cm3的土壤在0~5 min 內未產生徑流,因此取雨強(0.07 cm/min)作為初始入滲率。穩(wěn)定入滲率為趨于穩(wěn)定時的入滲速率;平均入滲率為達到穩(wěn)滲時的累積入滲量與時間的比值。不同初始含水量的土壤入滲特征值見表5??梢钥闯觯煌痔幚黹g穩(wěn)定入滲率大小順序為0.24 cm3/cm3>0.27 cm3/cm3>0.31 cm3/cm3,其中含水量為0.24 cm3/cm3的土壤穩(wěn)滲率較0.27 和0.31 cm3/cm3的土壤分別增加了14.29%、26.19%。平均入滲率的大小順序為0.24 cm3/cm-3>0.27 cm3/cm3>0.31 cm3/cm3,其中含水量為0.24 cm3/cm3的土壤平均入滲率較0.27 和0.31 cm3/cm3的土壤分別增加了24.39%、29.41%。含水量為0.31 cm3/cm3的土壤初始入滲率較0.24 cm3/cm3的土壤下降了27.14%。不同水分處理間的初始入滲率、穩(wěn)定入滲率以及平均入滲率均表現(xiàn)為0.24 cm3/cm3>0.27 cm3/cm3>0.31 cm3/cm3。
土壤徑流強度隨時間變化過程見圖5,可以看出,初始含水量為0.24、0.27、0.31 cm3/cm3的土壤表面產流時間較降雨滯后57、15、0 min,這是由于坡面土壤裂隙在降雨重新分配中起重要作用,裂隙提高了土壤水分入滲量,減少地表徑流量,延緩了地表徑流的形成時間[21]。說明土壤初始含水量越小,裂隙發(fā)育程度越高,地表產流較降雨滯后時間越長。初始含水量為0.24 cm3/cm3的土壤徑流強度在出現(xiàn)產流后25 min 左右開始趨于穩(wěn)定值,徑流強度在0.019~0.027 cm/min 之間變化,但穩(wěn)定持續(xù)時間較短,45 min 后徑流強度出現(xiàn)劇烈波動;含水量為0.27 cm3/cm3的土壤徑流強度在出現(xiàn)產流后19 min 左右開始趨于穩(wěn)定值,徑流強度在0.037~0.046 cm/min 之間變化,穩(wěn)定時間持續(xù)70 min 左右,之后徑流強度出現(xiàn)劇烈波動;初始含水量為0.31 cm3/cm3的土壤徑流強度在產流開始0~5 min 內徑流強度迅速遞增,之后逐漸趨于穩(wěn)定,徑流強度在0.032~0.046 cm/min 之間變化,穩(wěn)定持續(xù)時間150 min 左右。由此可知,隨著土壤初始含水量的升高,徑流強度趨于穩(wěn)定的時間越短,且穩(wěn)定持續(xù)時間越長,這種變化趨勢與張向炎等[22]研究紅壤上的結果一致。在降雨試驗后期,初始含水量為0.24和0.27 cm3/cm3的土壤徑流強度出現(xiàn)了陡升陡降的趨勢。在降雨試驗過程中,土壤容易被雨滴擊濺侵蝕,濺蝕過程中土壤的干縮裂隙會遭到壓實或被濺散的細顆粒土壤封堵而破壞[23]。因此經長時間降雨,土體自身的干縮裂隙和與容器邊壁產生的裂隙出現(xiàn)塌落、堵塞、閉合等情況,進而引起徑流強度陡升,當堵塞裂隙在降雨徑流的沖刷下再次貫通時,則會引起徑流強度陡降。
圖5 徑流強度隨時間變化關系Fig.5 The runoff intensity changed over time
土壤剖面水分動態(tài)隨時間變化如圖6所示,降雨90 min時,初始含水量為0.24 cm3/cm3的土壤在0~10 和30~40 cm 的土層處含水量均出現(xiàn)明顯增幅,平均含水量變化率分別為54%和24%,在10~20、20~30 和40~50 cm 的土層處含水量增幅較小,平均含水量變化率分別為10%、1%和9%,此外,平均含水量變化率隨深度的增加呈現(xiàn)先下降后上升再下降的趨勢,原因在于膨脹性土壤的干縮裂隙會促進優(yōu)先流的發(fā)育,部分土壤水分入滲可繞過土壤基質沿裂隙快速下滲[27]補給深層土壤,導致10~30 cm 的土層處含水量增幅較小,而30~40 cm 處含水量增幅明顯,當土壤水分到達裂隙底端時會進一步入滲,此時的含水量增幅程度會隨著深度的增加緩慢下降,因此40~50 cm 的土層處含水量增幅較?。怀跏己繛?.27 cm3/cm3的土壤在0~10 cm的土層處含水量增幅明顯,平均含水量變化率為44%,在10~50 cm 的土層處含水量增幅較小,其中30~40 cm 處平均含水量變化率為5%,由于干縮裂隙發(fā)育程度低,優(yōu)先流強度小,導致在30~40 cm 處含水量增幅??;初始含水量為0.31 cm3/cm3的土壤在0~10 和10~20 cm 的土層處含水量增幅明顯,平均含水量變化率分別為32%和24%,原因在于土壤初始含水量高,裂隙發(fā)育程度低,且土壤基質吸力小,導致水分入滲能力差,大部分水分入滲只集中在土壤的0~25 cm 處,只有少量水分可以通過裂隙下滲,因此在30~40 cm 的土層處平均含水量變化率只有2%,在40~50 cm 處含水量增幅不明顯。降雨165 min 時,初始含水量為0.24和0.27 cm3/cm3的土壤剖面含水量增幅程度基本一致,由于表層0~10 cm 的土壤在90 min 時已達到田間持水量以上,因此土壤含水量在90~165 min 內增幅不明顯,在10~50 cm 處,初始含水量為0.24和0.27 cm3/cm3的土壤含水量增幅程度,隨著深度的變化逐漸減??;初始含水量為0.31 cm3/cm3的土壤剖面含水量變化不明顯。0~165 min 土壤剖面含水量變化率如圖7 所示,不同水分處理間土壤剖面含水量增幅最大的為0.24 cm3/cm3,其次是0.27 cm3/cm3,最小的為0.31 cm3/cm3,且平均含水量變化率均隨深度的增加呈現(xiàn)先下降后上升再下降的趨勢。說明膨脹性土壤的干縮裂隙會促進優(yōu)先流的形成,土壤初始含水量越低,干縮裂隙發(fā)育程度越高,土壤水分對深層土壤的補給能力越強。
圖6 土壤剖面水分動態(tài)變化圖Fig.6 Dynamic variation of water in soil profile
圖7 0~165 min土壤剖面含水量變化率Fig.7 0~165 min Rate of change in soil profile water content
膨脹性土壤的干縮裂隙提高了土壤水分入滲的能力,本試驗中,初始、穩(wěn)定、平均入滲率的最大值均出現(xiàn)在初始含水量為0.24 cm3/cm3的土壤上,最小值均在0.31 cm3/cm3的土壤。陳璽等[20]指出土壤初始含水量越小,基質勢越小即基質吸力越大,土壤入滲量越大。并且初始含水量越低,土壤的干縮裂隙發(fā)育程度越高,裂隙的存在有助于促進優(yōu)先流的發(fā)育,使部分土壤水分繞過土壤基質區(qū),并沿著裂隙快速下滲[24]。因此土壤初始入滲率和平均入滲率可以得到明顯提升。LIU等[13]在研究水稻土裂隙中發(fā)現(xiàn),當土壤遇水膨脹導致裂縫閉合后,土壤的穩(wěn)定入滲率會降低甚至低于未開裂土壤。CHENG 等[25]的研究指出裂隙土的穩(wěn)定入滲率隨著初始含水量的增加而增加,且不受裂隙影響。然而本研究結果表明穩(wěn)定入滲率會隨著裂隙發(fā)育程度的提高而增加,這與羅瑩麗等[18]的研究結果一致,與上述[13,25]的研究結果存在差異。印家旺等[26]的研究結果表明穩(wěn)定入滲率與土壤的非毛管孔隙度間呈顯著正相關,因此產生差異的原因可能與穩(wěn)滲階段土壤內部的非毛管孔隙度有關。段赫等[27]在研究稻田土壤裂隙開閉規(guī)律時發(fā)現(xiàn),裂隙的形成和閉合過程之間不可逆,裂隙在增濕后不能完全閉合,并且土壤干燥時間越長,通過增濕閉合的難度越高。GREV[28]的研究結果也表明,即使土壤表面裂隙閉合,仍存在優(yōu)先流路徑。因此,達到穩(wěn)滲階段的土壤,其內部裂隙并未完全閉合,仍有裂隙為水分下滲提供通道。所以裂隙發(fā)育程度越高,穩(wěn)定入滲率越大。
土壤剖面水分動態(tài)隨時間變化規(guī)律顯示,土壤表層0~15 cm 處主要為基質流作用,15~50 cm 主要為優(yōu)先流作用,當土壤初始含水量越低時,土壤水分運移表現(xiàn)出明顯的優(yōu)先流特征,說明裂隙能夠促進水分入滲。表面裂隙率與累計入滲量具有較好的相關關系,相關系數(shù)為0.99,線密度與累計入滲量的相關程度良好,相關系數(shù)為0.87。說明表面裂隙面積率和線密度越大,裂隙對入滲的作用越顯著,這與張展羽等[29]等的研究一致。另外在降雨歷時90 min 時,30~50 cm 深的土層處,初始含水量為0.24 cm3/cm-3的土壤含水量提高了17%,0.27 cm3/cm3的土壤含水量提高了3%;90~180 min 時,30~50 cm 深的土層處,初始含水量為0.24 cm3/cm3的土壤含水量提高了2%,0.27 cm3/cm3的土壤含水量提高了3%。導致初始含水量為0.24 cm3/cm3的土壤在90~165 min 內含水量增幅程度大幅減弱的原因可能是,土壤在自重應力作用下,發(fā)生了側向變形,導致干縮裂隙閉合,并且含水量越大,側向變形越大。在第90 min,初始含水量為0.24 和0.27 cm3/cm-3的土壤在30~50 cm 深處含水量為0.33和0.32 cm3/cm3。因此在相同的自重力作用下,含水量越高,側向變形越大,導致土壤水分入滲能力變差。
(1)土壤初始含水量越小,土壤干縮裂隙發(fā)育程度越高,土壤的入滲能力越強。裂隙發(fā)育能提高土壤滲透性,增加土壤入滲率與累積入滲量,且增幅隨裂隙發(fā)育程度的提高而增大。
(2)土壤干縮裂隙發(fā)育程度越高,產流時刻越遲,產流量越小,徑流強度達到穩(wěn)定的時間越長,且持續(xù)時間越短;土壤干縮裂隙有利于優(yōu)先流形成,裂隙發(fā)育程度越高,土壤水分對深層土壤的補給能力越強。