土壤容重對海涂墾區粉砂土水分垂直入滲特征的影響研究

佘冬立 ，劉營營 ，劉冬冬 ，徐翠蘭 ，曲 欣 ，陳友林 ，鄧凌云 ，俞雙恩

（1.河海大學，南方地區高效灌排與農業水土環境教育部重點實驗室，江蘇南京210098；2.江蘇省土地開發整理中心，江蘇南京210024）

入滲過程是田間土壤水分循環的一個重要環節，主要受供水強度和土壤入滲能力的影響，而土壤入滲能力主要決定于土壤自身特性，如土壤容重、土壤質地和土壤結構等[1]。容重是土壤最基本的物理性質之一，其本質是通過影響土壤孔隙狀況來影響土壤水分入滲規律和溶質運移特征[2]。土壤吸水膨脹容重減小，失水收縮容重增大，使得土壤水動力學特征發生改變，水動力彌散系數隨容重的下降而減小[3]。因此，研究土壤容重對水分入滲過程的影響不僅有助于進行土壤水分的定量分析、建立土壤水鹽運移模型和促進土壤非飽和帶物質遷移理論研究的發展，而且是合理確定農田灌排技術參數的必要依據[4]。

在降雨量豐富的沿海圍墾區，關于粉砂土水分入滲過程的研究隨著該區域土壤脫鹽改土的需要而逐步引起關注。由于成陸過程中受海水滲雜影響，灘涂圍墾區土壤積鹽過程先于成土過程，土壤主要為高鈉鹽粉砂土，土壤貧瘠且土壤容重的空間異質性大。根據土壤入滲規律提出適宜的農田灌排技術模式，是灘涂圍墾開發利用必須解決的重要問題[5]。但現階段關于海涂粉砂土不同容重下土壤入滲過程規律的研究較少。針對該問題，通過室內模擬試驗研究了圍墾區粉砂土不同容重對一維垂直積水入滲特征和土壤水分剖面分布的影響，從而為從入滲特征推求容重與土壤水分運動參數的關系提供定量分析依據，以便為該區域異質性土壤灌排工程（如暗管）脫鹽改堿提供理論依據和技術參數。

1 材料與方法

試驗土壤采自江蘇南通市如東縣九龍墾區，地理坐標為北緯 32°12′-32°36′，東經 120°42′-121°22′，瀕臨黃海，屬典型的粉砂淤泥質海岸。該區地勢平坦，于2007年圍墾，未種植作物，除零星的耐鹽植物外，全為裸露地面。供試土壤經自然風干，去除石塊等雜質后過1mm篩備用。另外選取河海大學水利部節水園區典型菜地土壤作為對照，土壤類型為黃棕壤。

試驗在河海大學南方地區高效灌排與農業水土環境教育部重點實驗室進行。采用一維垂直積水入滲法測定土壤入滲過程。試驗裝置由試驗土柱和供水系統2部分組成。土柱采用直徑為50mm、高為400mm的透明有機玻璃圓柱體。試驗采用馬氏瓶供水并控制其水位，水位控制在30mm左右。為消除溫度的影響，實驗室室內溫度控制在22℃-25℃左右。按照預先設定的容重計算出每層裝土的質量，并以每層裝土高度為50mm均勻裝入有機玻璃圓柱體內（表1）。有機玻璃筒底部填放濾紙和紗布，防止土樣流失。土柱表面填放濾紙，防止表層土壤受到強烈沖擊。在試驗過程中觀測入滲距離和累積入滲量，濕潤鋒到達土柱底部約50mm處結束試驗。試驗觀測時間間隔按先密后疏的原則，試驗結束后迅速用量筒測量表層積水水量，并分層采取土樣，用烘干法測定土壤質量含水量。試驗重復2次，試驗數據處理采用SPSS 13.0和Sigmaplot 10.0統計軟件。

表1 試驗土壤容重水平

2 結果與分析

2.1 容重對入滲速率的影響

入滲率反映土壤入滲性能，為單位時間內通過地表單位面積滲入到土壤中的水量[1]。圍墾區粉砂土和南京黃棕壤的入滲率隨時間的變化如圖1所示。不同容重下2種土壤入滲率隨入滲時間的變化趨勢相同。在初始入滲階段由于土壤基質勢梯度大，入滲過程受重力勢影響相對微弱，初始入滲速率均保持較高水平；起始入滲5min內，入滲速率急劇降低，土壤基質勢梯度不斷減小，重力勢影響逐漸增大；但隨入滲時間延長，入滲率緩慢減小，最終趨于穩定，此時土壤基質勢梯度趨近為零，土壤入滲率即為穩定入滲率。方差分析結果顯示，土壤類型和土壤容重對土壤入滲特征參數具有顯著影響（P＜0.05）。相同容重下，粉砂土初始入滲率和穩定入滲速率均顯著高于黃棕壤，而土壤容重與穩定入滲率呈顯著對數負相關關系（P＜0.05）(圖 2)。粉砂土裝土容重從 1.2 g/cm3增大到1.5 g/cm3，穩定入滲速率從3.46 mm/min遞減到 0.92 mm/min；黃棕壤裝土容重從1.2 g/cm3增大到1.4 g/cm3，穩定入滲速率從0.64 mm/min遞減到0.14 mm/min。水分在土壤中的運動過程決定于土壤固、液、氣三相組成，隨著容重增加，土壤孔隙率不斷降低，土壤水分運動空間減小，土壤通道受阻排氣不暢，因此阻礙水分的運動[6]。

圖1 不同容重土壤入滲速率隨時間變化

圖2 土壤容重與穩定入滲速率關系

2.2 容重對累積入滲量的影響

圖3為2種土壤不同容重下累積入滲量隨時間的變化曲線。累積入滲量是表征土壤水分入滲能力的一個重要指標，是入滲率關于時間的積分[1]，因此，不同土壤類型和容重下入滲速率的差異也即決定了累積入滲量差異的顯著性。從圖4可看出，2種土壤入滲過程中各時段累積入滲量均隨容重增大遞減，容重與累積入滲量呈極顯著線性負相關（P＜0.05）（圖4）。圍墾區粉砂土裝土容重從1.2 g/cm3增大到1.5 g/cm3，入滲時間在25 min時的累積入滲量從150.1 mm減少到69.0 mm；而對照土黃棕壤，裝土容重為1.2 g/cm3、1.3 g/cm3和1.4 g/cm3，入滲時間為160min時的累積入滲量分別為123.5mm、84.2mm和56.5 mm（圖3）。

采用Kostiakov入滲經驗公式分別對入滲試驗實測結果進行擬合：

圖3 不同容重土壤累積入滲量隨時間變化

圖4 土壤容重與累積入滲量的關系

式中i為入滲速率（mm/min）；i1為第一時間單位末時的入滲速率（mm/min）；t為入滲歷時（mi n）；I為累積入滲量(mm)；模型中K為經驗入滲系數，其物理意義是入滲開始后第一個單位時段末的累積入滲量，在數值上等于第一個單位時段內的土壤平均入滲速率（mm/min）；a為經驗入滲指數，反映土壤入滲能力的衰減速度，a值越大，入滲能力衰減速度越快，反之則越慢，K/a將反映整個入滲過程。擬合的結果見表2。在置信區間為95%的水平上，擬合相關系數R2均在0.95以上，擬合精度較高。相同容重下粉砂土模型擬合參數K和a均顯著高于對照黃棕壤（P＜0.05），且隨著容重增大，2種土壤入滲模型參數K呈顯著遞減，而a值未表現出顯著差異（P＜0.05）。

表2 不同容重對Kostiakov入滲公式擬合結果

2.3 容重對濕潤鋒距離的影響

濕潤鋒為入滲過程中土壤濕潤區的前緣，指示水分入滲的最大深度。水分入滲過深易于導致深層滲漏產生，而過淺則不能滿足作物根系吸水要求，因此研究入滲過程中濕潤鋒推移過程對于農田灌排具有重要指導意義[7]。土體濕潤深度的變化趨勢與累積入滲量一致，均隨入滲時間的延長而增大，且在入滲初期增長較快，隨后逐漸減慢，最終趨于平緩（圖5）。2種土壤容重一致下，相同時間內水分入滲濕潤距離差異顯著（P＜0.05），其主要原因顯然與粉砂土高入滲能力有關。粉砂土粉粒礦物組成和物理性質一般與砂粒相似，顆粒相對較小，具有更大的外表面積和水分入滲通道[8]。在一定范圍內，隨著土壤容重的增大，相同時段內入滲水分在土壤內濕潤距離縮小。濕潤鋒的變化速率可以反映土壤的輸水能力，容重增加，減弱土壤通透性，不利于土壤的輸水。

圖5 不同容重土壤濕潤鋒深度隨時間變化

根據Philip垂直入滲方程的冪級數解的前2項對濕潤鋒y與時間t的關系進行擬合：

式中λ和χ是含水量θ函數，右邊第一項表示重力場未起作用下的入滲，反映基質勢梯度變化對入滲的影響，第二項可看作基質勢梯度引起的重力對吸收增強的修正項[9]。從表3可以看出，簡略的Ph i l i p入滲方程的冪級數解可以很好地擬合2種土壤濕潤鋒深度隨時間的變化過程，擬合的參數和變化規律表明隨著容重的增大，基質勢梯度、重力作用都呈逐漸減弱的趨勢。

表3 不同容重土壤濕潤鋒深度隨時間變化擬合結果

2.4 土壤含水率垂直分布特征及其代數計算

圖6顯示的是裝土容重對粉砂土入滲結束后各層土壤含水率垂直分布的影響。可以看出，各裝土容重土柱中土壤含水率隨土層深度的增加而逐漸減少，不同容重處理的土柱入滲后土壤水分剖面差異顯著。依據土壤水分運動的Richards方程，王全九等推求出了描述均值土壤在穩定水頭下的一維積水入滲過程的代數模型如下[10-12]：

式中I為累積入滲量（mm），z f為濕潤鋒距離（mm），θs為飽和含水量（%），θr為滯留含水率（%），θi為初始含水量（%），θ為土壤含水率（%），z為垂直坐標（mm），β定義為土壤水分特征曲線和非飽和導水率綜合形狀系數式。根據以上代數模式可知，在分析土壤水分運動特征時僅需獲得θs、θr和θi等參數，而θs、θr和θi為土壤水分特征值，根據水分特征曲線和初始條件獲得。本試驗實測粉砂土初始含水率為2.98%，裝土容重為 1.2 g/cm3、1.3 g/cm3、1.4 g/cm3和 1.5 g/cm3下土壤飽和含水量分別為41.8%、37.3%、32.7%和30.2%。各裝土容重下滯留含水率均小于1%，因此，本計算中各容重下滯留含水率均取1%。根據式（4）和（5）計算出入滲結束時土壤剖面的含水率，并與實測結果進行對比（圖6）。從圖6可以看出，一維代數模型對粉砂土不同容重處理入滲后剖面含水率擬合結果較好，但在濕潤鋒處計算含水量與實測含水量有一定的誤差。裝土容重為 1.2 g/cm3、1.3 g/cm3、1.4 g/cm3和 1.5 g/cm3下入滲剖面含水率模型計算值與實測值之間相關系數分別為0.849、0.937、0.997和 0.977，均方根差分別為 31.4%、7.6%、0.5%和1.8%，相對平均絕對誤差分別為12.1%、6.4%、2.0%和4.9%。粉砂土裝土容重為1.2 g/cm3時，土壤疏松，遇水作用后土壤孔隙度發生較大變化，因此在利用一維代數模型模擬入滲過程時產生較大誤差。隨著容重的增加，模型擬合的精度更高。

圖6 粉砂土入滲結束時土壤剖面水分分布特征及其一維代數模型計算結果

3 結論與討論

3.1 結論

容重對土壤入滲過程有顯著影響。海涂圍墾區粉砂土穩定入滲率和累積入滲量均顯著高于黃棕壤，且2種試驗土壤穩定入滲率與容重之間呈顯著對數負相關關系，累積入滲量與土壤容重之間呈顯著線性負相關。土壤類型和容重對考斯加科夫入滲模型參數有較大影響。相同容重下粉砂土模型擬合參數K和a均顯著高于對照黃棕壤（P＜0.05），而隨著容重增大，2種土壤入滲模型參數K呈顯著遞減，而a值未表現出顯著差異（P＜0.05），說明土壤初始入滲能力隨容重增大遞減，入滲能力衰減速度隨容重增大而變化不明顯。土體濕潤鋒深度的變化趨勢與累積入滲量一致，均隨入滲時間的延長而增大，且在入滲初期增長較快，隨后逐漸減慢，最終趨于平緩。在一定范圍內，隨著土壤容重增大，相同時段內入滲水分在土壤內濕潤距離縮小。濕潤鋒的變化速率可以反映土壤的輸水能力，容重增加，減弱土壤通透性，不利于土壤的輸水。簡略的Philip入滲方程的冪級數解可以很好地擬合2種土壤濕潤鋒深度隨時間變化過程，擬合的參數λ和χ變化規律表明隨著容重的增大，基質勢梯度、重力作用都呈逐漸減弱的趨勢。采用一維代數模型對不同裝土容重下粉砂土入滲過程進行模擬發現，土壤容重越大，土壤剖面含水率模擬精度越高。

3.2 討論

前人研究表明，容重對入滲能力的影響本質上是通過對大孔隙數量的影響實現[4]。根據非飽和土壤達西滲流定律可知，土壤水分入滲量決定于土壤水力傳導度和土水勢梯度，而土壤水力傳導度主要決定于土壤質地、容重、結構、含水率和基質勢等[13]。土壤質地和容重主要通過對土壤孔隙尺寸和分布的影響來影響土壤水力傳導度，特別是通過影響大孔隙與傳導孔隙實現。相關研究表明，砂壤容重從1.33 g/cm3增加到1.85 g/cm3，大孔隙含量從28.2%減少到11.8%，而累積入滲量則從6.577cm減少到1.733cm，大孔隙含量和累積入滲量與砂壤容重之間均呈顯著的冪函數負相關關系[4]。入滲初始階段，Kostiakov入滲模型中參數起主導作用[4，14]。表層土壤中大孔隙先充滿水，水分在重力作用下向深層土體流動。砂性強和容重小的土壤因其大孔隙多，土壤氣相比例較大而在入滲開始時刻存蓄大量水分，初始入滲能力強；而隨著土壤質地變細和容重逐漸增大，土壤大孔隙逐漸減少，入滲初期入滲能力逐漸減弱。反映到入滲模型參數上就是粉砂土參數K顯著高于黃棕壤，且隨著容重的增大遞減。隨著入滲過程的持續進行，Kostiakov入滲模型中參數則成為影響入滲大小的主要因素。a值的大小主要決定于由于土地濕潤而引起的土壤結構的改變[13]。粉砂土結構性差，遇水作用后溶化的粉砂粒往往沉積在一些大的孔隙中，特別是淤積于土壤表面，形成一層很薄的致密層，土壤內部的連通性變差，土體氣相比例較小，孔隙內部的氣體排出困難而導致入滲受到較大的氣相阻力[14，15]，所以入滲能力的衰減速度大于黃棕壤，反映到Kostiakov模型參數上就是粉砂土入滲模擬參數a顯著高于黃棕壤。

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