灌水量對包氣帶水分運移與滯留影響過程研究

劉秀花，王　蕊

(1.長安大學環境科學與工程學院， 陜西 西安 710054; 2.長安大學旱區地下水文與生態效應教育部重點實驗室, 陜西 西安 710054)

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灌水量對包氣帶水分運移與滯留影響過程研究

劉秀花1,2，王蕊1

(1.長安大學環境科學與工程學院， 陜西 西安 710054; 2.長安大學旱區地下水文與生態效應教育部重點實驗室, 陜西 西安 710054)

包氣帶水是支持植被生長的關鍵因子，也是聯系地表水與地下水、以及補給地下水的重要水源，為了解地表灌溉量和歷時對包氣帶水分運移和滯留過程的影響，在陜西省涇惠渠試驗站開展了夏玉米和冬小麥畦灌試驗，應用實測數據和Hydrus-1D模型模擬包氣帶0～6 m土壤水分運移滯留過程, 并對其水分平衡進行定量分析計算，結果表明：不同的灌水量、進水流量和灌溉歷時會引起明顯土壤水分運移滯留變化。夏玉米模擬期采用大流量、快速灌溉，剖面底部的滲漏量大，占地表總入水量的24.88%；冬小麥模擬期灌溉流量小、歷時長，底部滲漏量小，占地表灌溉量的2.29%；夏玉米試驗期內蒸發蒸騰量大于冬小麥，分別占地表總入水量的32.32%和27.33%，棵間蒸發量占蒸發蒸騰量的比例分別為18.15%和16.92%；夏玉米與冬小麥試驗期內包氣帶土壤水分滯留比例分別為42.8%和70.38%，灌溉進水流量和歷時是控制包氣帶水分滯留和進入地下水的關鍵因素。

畦灌；水分運移與滯留；HYDRUS-1D模型；土壤水分平衡；滲漏；蒸發；蒸騰

包氣帶是位于地表以下、潛水面毛細帶以上的地質介質，是地下水的天然屏障，也是地表、土壤污染物進入地下水的通道。聯系地表水與地下水的包氣帶水是支持地表植被生長和改變包氣帶水文生態環境的關鍵因子，也是補給地下水的重要水源。在干旱、半干旱地區，包氣帶土壤水是農作物生存和生長的最大限制因子，農業生產活動中必不可少的基本條件。因此，研究包氣帶土壤水的動態特征對于農業節水和地下水資源評價與保護都具有重要意義。

自從PhiliP 1966年首次對土壤-植物-大氣連續體(Soil-Plant-Atmosphere Continuum)概念的提出[1]以來，國內外學者對包氣帶耕作層水分的定量模擬作了大量研究。康紹忠[2]研究了土壤-植物-大氣連續體(SPAC)中的勢場與水勢分布、水流阻力與水容的組成和量級，SPAC中的水流通量計算，SPAC中水分傳輸動力學模擬模型及水分傳輸動力學在農田節水灌溉和田間水量轉化與水量平衡研究中的應用等問題；劉昌明等[3]側重探討了蒸發與蒸騰的過程及其定量，包括(SPAC)綜合模型、各種蒸散發參數的確定、作物蒸騰量的確定、棵間土壤表面蒸發量的確定、以及用實際觀測資料進行驗算得出比較符合實測過程的蒸發和蒸騰計算結果；朱首軍[4]應用土壤水動力學方法對渭北旱塬農林復合系統水量平衡要素的變化規律進行了試驗研究；畢經偉等[5]應用HYDRUS-1D模型對黃淮海平原典型土壤中土壤水滲漏動態進行了模擬分析；劉玉春等[6]建立了層狀土壤條件下地下滴灌水氮運移模型等，通過室內土柱模擬或耕作層田間實測分析水分在土壤剖面中的運移獲得了大量研究成果。然而，對于揭示包氣帶深層土壤水分收支平衡、地下水-土壤-植物-大氣連續體系統內各項水分的動態特征的研究需進一步深入。因此，結合實際農業生產需求，本文通過給定不同灌溉條件，探討灌溉量與進水流量對水分運移與滯留的影響，研究包氣帶水分含量時空變化動態特征，并結合Hydrus-1D模擬以及水量平衡原理，分析土水勢和土壤導水率對水分運移與滯留的影響，獲得相應的深層滲漏量、潛在與實際地表蒸發、蒸騰量、滯留量，為指導關中地區的農田灌溉、正確評價其水資源提供依據。

1　研究區概況與研究方法

1.1研究區概況

本次實驗地選在陜西省涇惠渠試驗站農田，位于關中平原中部，土地肥沃，水利條件較好。冬季干燥寒冷，雨量稀少，蒸發作用較強烈；夏季炎熱，雨量多而集中，屬于大陸性半干旱氣候。多年平均降雨量533.2 mm，7—9月降水量占年降水量的50%～60%。年平均氣溫13.6℃，最高氣溫42℃(1966年)，最低氣溫-24℃(1955年)，年日照時數1 915 h，無霜期215 d；年蒸發量1 212 mm。

1.2田間試驗

選擇試驗站農田189 m2作為實驗模擬區域，供試土壤為粉質粘土，試驗時間為2013年7月28日至8月7日夏玉米種植期和2014年3月29日至4月8日冬小麥種植期，玉米和小麥灌水量分別為2100、1400 m3·hm-2，灌水試驗采用畦灌方式。

實驗區整理出深6 m的土壤剖面，分別在10、20、40、70、100、150、250、300、400、600 cm深度安裝10個Hydra Probe II(SDI-12)自動檢測探頭，實時監測各土層深度的土壤體積含水率、溫度和電導率。在整理剖面的同時，用環刀在相應深度采集土壤樣品，分析容重、孔隙比、孔隙度以及粒徑組成等指標。灌溉試驗周期內氣象資料由站內測得。

1.3模型建立

1.3.1水分運動方程水分檢測傳感器位于試驗地的中心位置，所以本次模擬水分下滲主要為垂向，忽略水平和側向水流運動，僅考慮一維垂向運移。取地表為坐標原點，向下為正。假定土壤介質和水均不可壓縮，則水分運動模型為[7]：

(1)

式中，θ為體積水分含量(cm3·cm-3)；Dw(θ)為非飽和土壤水分擴散度(cm2·d-1)；K(θ)為非飽和土壤導水率(cm·d-1)；S(z，t)為單位時間單位體積土壤中根系吸水率(cm3·cm-3·d-1)；t為時間(d)；z為土壤深度(cm)。

1.3.2作物根系吸水模式采用Feddes函數[8]來計算根系的實際吸水量：

S=?(h,z)Sp

(2)

其中：

Sp=βzTp

(3)

式中，S為根系實際吸水量，Sp為潛在根系吸水量，?(h,z)為水分脅迫函數，h為土壤基質勢，βz為根系吸水分布函數(cm-1)，Tp為作物潛在蒸騰量(cm·d-1)，如不計作物本身貯水，作物實際蒸騰量為根系實際吸水量。

1.3.3作物蒸散量的確定根據試驗期站內氣象資料，應用Penman-Montheith公式計算每天的參考作物潛在蒸散量ET0[9]：

(4)

式中，ET0為參考作物潛在蒸散量(mm·d-1)，Rn為凈輻射(MJ·m-2·d-1)，G為土壤熱通量(MJ·m-2·d-1)，γ為濕度計常數，T為2m高度日平均氣溫(℃)，u2為2m高度處風速(m·s-1)，es、ea為飽和水汽壓和實際水汽壓(kPa)，Δ為飽和水汽壓曲線斜率(kPa·℃-1)。

參考作物潛在蒸散量ET0乘以最大作物系數Kc即得作物潛在蒸散量ETp[10]，其表達式為：

ETp=Kc×ET0

(5)

利用有效葉面積指數(LAI)將作物潛在蒸散量ETp劃分為潛在土壤蒸發Ep和潛在作物蒸騰Tp[11-12]，其表達式為：

Tp=ETp(1-e-kLAI)

(6)

Ep=ETpe-kLAI

(7)

式中，Ep為潛在土壤蒸發，Tp為潛在作物蒸騰，k為消光系數(取0.463)，表征太陽光的衰減程度。

實際土壤蒸發Ea計算采用[13]：

(8)

式中，θt為田間持水量(cm3·cm-3)，θr為萎蔫含水量(cm3·cm-3)，1/3θr為蒸發完全停止時的土壤含水量。

1.3.4邊界條件試驗地地下水位埋深為15～16 m，地表地勢平坦，外圍有畦，上邊界給定為地表大氣邊界可積水條件，受降水、蒸發、灌溉和蒸騰等隨時間變化，葉面攔截雨量忽略不計；通過分析1年多灌溉、地表降雨、蒸發作用，6 m處土壤含水量響應變化不大，同時包氣帶質地組成變化小，故將下邊界選定為6 m、自由排水邊界。

2　結果與分析

2.1包氣帶土壤水力參數確定

根據水分檢測深度，將土壤自上而下劃分為10層，依據土壤實測的容重、粒徑等參數，應用RETC模型和實測水分數據反求擬合，計算出各土層的水力參數，見表1。

表1　擬合后的各土壤層水力參數值

注：θr為土壤萎蔫含水量(cm3·cm-3)，θs為土壤飽和含水量(cm3·cm-3)，α、n為水力特征曲線的形狀參數，l為孔隙連通性，Ks為飽和滲透系數(cm·d-1)。

Note: Whereθris the residual water content (cm3·cm-3),θsis the saturated water content (cm3·cm-3),αandnare shape parameters,lis a pore connectivity parameter, andKsis the saturated hydraulic conductivity(cm·d-1).

2.2模型的可靠性驗證

根據公式(1)～(8)，模擬計算不同深度的土壤水分運移過程，見圖1。由模擬值與實測值相關分析(Pearson相關系數)和線性回歸的R2，可知試驗期內夏玉米(圖1(a),(b),(c))水分擬合程度普遍高于冬小麥(圖1(d),(e),(f))。原因是受土壤結構非均值性的影響所致，由于土壤參數樣采于夏玉米試驗鉆孔中，冬小麥試驗取樣孔距夏玉米1.2 m，而模擬計算采用同一組水力參數，所以對冬小麥水分模擬結果產生一定影響。而各時間模擬與實測值絕對相關系數R2夏玉米在0.874～0.90之間，冬小麥介于0.727～0.852之間，表明模擬結果能較準確反映實測情況。

2.3土壤水分響應過程

在灌溉、降水和蒸發蒸騰的綜合作用下，引起土壤剖面含水量的明顯變化。圖2為夏玉米和冬小麥生長試驗期內土壤含水量在空間上的動態變化特征。

圖1夏玉米(a,b,c)，冬小麥(d,e,f)試驗期內土壤水分的模擬值與實測值比較

Fig.1The simulated and the measured values of soil moisture in summer corn(a,b,c) and winter wheat(d,e,f) in experiment period

由圖2(a)可見：夏玉米試驗期內，0～100 cm剖面上土壤含水量隨深度的增加而由低變高，這是由于玉米根系主要分布于這一土壤層內，根系吸水量大，同時夏日溫度較高、日照充足，表層土壤由于蒸發量較大而含水量較低；100～300 cm內含水量較為穩定，變化較小，受地表和作物吸水影響微弱；在200 cm處出現一個凹面，是150 cm處土壤飽和滲透系數較大，導水性較好所致；由于250、300 cm處土壤飽和滲透系數均小于150 cm處，在200～300 cm處土壤含水量呈上升趨勢，出現水分滯留；在300～600 cm內，土壤含水量急劇下降，這一土壤層內土壤導水性良好，殘余含水量隨深度而減小，同時由于底部自由排水，故產生這一趨勢，而在500 cm處產生的凹面，可能是土壤導水性所致。

圖2夏玉米(a)、冬小麥(b)試驗期不同時間土壤含水量動態變化

Fig.2Soil moisture dynamic of summer corn (a) and winter wheat (b) during the experiment periods

與夏玉米相比，冬小麥試驗期內，0～100 cm剖面內土壤含水量變化比較復雜，見圖2(b)，其變化趨勢為先升高再下降后又升高。第一天灌溉后，土壤含水量急劇增強，因期間溫度較低，根系分布淺，葉面積指數小，從而蒸發蒸騰量較小，致使淺層土壤含水量明顯高于夏玉米試驗期灌溉后第一天；同時，小麥根系主要分布于20～50 cm處，所以這一層水分出現下降趨勢，且在50 cm處產生一個凹面；100～600 cm剖面內，土壤水分變化趨勢與夏玉米相似，但含水量高，產生明顯的水分滯留。

對比圖2(a)、(b) 兩實驗期土壤初始含水量可知：除100～150 cm水分分布不同外，其余剖面土壤含水量分布規律相似。由于前期降雨，在0～200 cm土壤內，實驗期前夏玉米土壤含水率略高于冬小麥，而200～600 cm土壤層中，兩實驗期土壤含水量相近。

表2　夏玉米與冬小麥試驗期灌溉后土壤含水量漲幅變化

在包氣帶水分對灌溉的響應時間上，夏玉米試驗期內，0～150 cm土壤含水量響應為灌溉后第2天>第4天>第11天，該層土壤含水量在時間上的變化是灌溉活動在表層土壤上的直觀反映。由表2可知，兩試驗期灌后第2天土壤含水量都增加，漲幅在表層土壤最大并隨土層加深而減小，冬小麥實驗期內灌前與灌后最大漲幅達0.271 cm3·cm-3，夏玉米最大漲幅為0.09 cm3·cm-3。

夏玉米相鄰兩次觀測值之間差距較小，可能是由于灌水試驗采用大流量、快速的方式，灌水強度超過表層土壤的入滲能力，并在地表形成積水層(目測5 cm)；同時0～150 cm內根系吸水和蒸發蒸騰作用強烈，含水量相近并隨時間增大而減少；300～600 cm土壤含水量變化為灌溉后第4天>第11天>第2天，灌溉后第4天300 cm水分有響應，土壤含水量在第11天時大致恢復到灌前水平，表明夏季土壤水分消耗速率較快、需水量較大，水分滯留量較小。

而在冬小麥試驗期內，其土壤含水量變化大致表現為第2天>第4天>第11天>灌溉前第1天，灌水后深層土壤的含水率持續增加時間長，皆大于灌溉前土壤含水量。不同深度含水率變化幅度較大，其中灌水前與灌水后第二天淺層(0～70 cm)以及深層土壤(400～500 cm)的含水率變化幅度差距最為明顯。其原因可能是小麥灌水試驗單位流量較小，歷時長(8 h)，同時因溫度較低，蒸發蒸騰作用較弱，所以土壤剖面的含水率變化幅度大。由表2可知在整個冬小麥實驗期，灌后土壤含水量均大于灌溉前，包氣帶水分的響應時間長，發生水分滯留，尤其在300 cm以下滯留明顯。

圖3夏玉米(a)、冬小麥(b)試驗期水勢梯度變化

Fig.3The water potential gradients of summer corn (a) and winter wheat (b) during the experiment periods

灌后包氣帶水勢變化特征見圖3，圖3(a)表明：夏玉米表層土壤在灌溉和降雨的補給下，水分由上而下運動，屬于入滲型，而進水流量較小的降雨更易入滲；在沒有水分補給時，水頭梯度減小至負值，此時水分由下而上運動，屬于蒸發型。試驗期內深層土壤水勢梯度變化較大，水分皆由上而下運動。由圖3(b)可知，冬小麥在70～150 cm土壤吸水能力較強，且到第6天150 cm處土壤仍有 ，表明進水流量較小，歷時長使灌溉水更易入滲，對灌溉水的持續響應時間長。

上述現象表明，灌水量、灌溉進水流量、灌溉歷時、以及地表積水灌溉、作物的蒸發和蒸騰都會影響包氣帶水分的運移和滯留過程，從根層以下深度看，灌溉量與灌溉流量是決定水分深部運移的關鍵因素，灌溉歷時長、灌溉進水流量低，灌溉水充分入滲，灌溉更有效，水分在包氣帶滯留響應時間長。

2.4土壤水分收支平衡

應用水量平衡方程計算土體內土壤水儲量的變化，表3、表4分別表示夏玉米和冬小麥試驗期內土壤水分收支平衡計算結果。水量平衡方程[14]可表示為：

ΔW=P+I-ETa-D600

(9)

式中，ΔW為600cm土體內土壤水儲量的變化(mm)；P為降水量(mm)；I為灌溉量(mm)；ETa為實際蒸散量(mm)；D600為計算時段內600cm深處土壤水滲漏量(mm)。

根據田間觀測數據計算600 cm土體內土壤水儲量的變化，與HYDRUS-1D模型計算結果比較可知，兩種方法計算的土壤水儲量的變化值非常接近，這進一步證明HYDRUS-1D模型計算土壤水滲漏量的可靠性，模型選用的參數較準確。

兩次試驗各層的初始含水量值變化不大，由于灌水總量不同，所以采用百分比比較。對比表3、表4得：夏玉米模擬期剖面底部下邊界每日滲漏量較大，最大達7.96 mm，滲漏量占地表總入水量的24.88%；而冬小麥底部每日滲漏量較小，最大為0.297 mm，滲漏量占地表總入水量的2.29%。夏玉米和冬小麥試驗期蒸發蒸騰量占地表總入水量的比例分別為32.32%和27.33%，棵間蒸發量占蒸發蒸騰量的比例分別為18.15%和16.92%，土壤水分滯留比例分別為42.8%和70.38%。表明冬小麥蒸發蒸騰量及底部滲漏量皆小于夏玉米，而水分滯留量遠遠大于夏玉米，且水分滯留時間長，表明灌水量和進水流量對水分下移和滯留有明顯的影響。

3　結　論

1) 夏玉米與冬小麥的底部滲漏量占地表總入水量分別為24.88%、2.29%，土壤水分滯留比例分別為42.8%和70.38%，表明灌溉歷時長、灌溉進水流量低，灌溉水充分入滲，灌溉更有效，水分在包氣帶滯留時間長，下滲量小，對地下水的補給比例小，同時灌水量和歷時可使土壤含水量對作物產生脅迫作用。

表3　夏玉米試驗期內土壤水分收支平衡計算結果/(mm·d-1)

注：+表示流入，-表示流出。下同。

Note: + inflow, - outflow. The same below.

表4　冬小麥試驗期內土壤水分收支平衡計算結果/(mm·d-1)

2) 夏玉米和冬小麥試驗期內蒸發蒸騰量占地表總入水量的比例分別為32.32%和27.33%，棵間蒸發量占蒸發蒸騰量的比例分別為18.15%和16.92%，夏玉米蒸發蒸騰量大于冬小麥，溫度、濕度以及作物根系和葉面積都影響著蒸發蒸騰量。

3) 本次試驗表明，不同的地表灌水流量和歷時對包氣帶水分滯留與運移影響較大，對地下水影響明顯不同，這些運移方式會對溶質在包氣帶的運移，以及地下水環境產生影響。

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Research on impact process of irrigation amount on moisture migration and retention in vadose zone

LIU Xiu-hua1,2, WANG Rui1

(1.College of Environmental Science and Engineering, Chang’an University, Xi'an, Shaanxi 710054, China;2.KeyLaboratoryofSubsurfaceHydrologyandEcologicalEffectinAridRegionofMinistryofEducation,Chang'anUniversity,Xi'an,Shaanxi710054,China)

In vadose zone, soil water is the key factor supporting vegetation growth, the connection between surface water and groundwater, and the important water source for groundwater recharge. In order to understand the impact process of moisture migration and retention by surface irrigation amount and duration in the vadose zone, field irrigation experiments were conducted on the summer corn and winter wheat in the Jinghuiqu Experimental Station. By sample collection and moisture determination using Hydrus-1D model, the process of soil moisture migration and retention at underground 0～6 m depth was simulated, and the water balance was analyzed quantitatively. The results showed that different irrigation amounts, influent flows, and durations caused obvious changes of soil moisture migration and retention in the vadose zone. In the corn test, big influent flow and rapid irrigation were adopted, and there were large amount of seepage at the bottom of boundary, accounted for 24.88% of the total infiltrated water. In the winter wheat test, small irrigation flow and long duration were used and the leakage quantity at the bottom was small, accounted for 2.29% of the surface irrigation quantity. The winter wheat test had a much longer moisture retention time than the core one. The evapotranspiration during summer corn experiment period was greater than that during the winter wheat, accounted for 32.32% and 27.33% of the infiltrated water, respectively, and 18.15% and 16.92% of the evapotranspiration, respectively. The soil water retention ratios during the summer corn and winter wheat experiment periods were 42.8% and 70.38%, respectively. Thus, this indicates that in vadose zone the irrigation influent flow and duration time are the key factors leading the soil water retention and entry into the groundwater.

border irrigation; moisture migration and retention; Hydrus-1D model; soil water balance; leakage; evaporation; transpiration

1000-7601(2016)05-0262-07

10.7606/j.issn.1000-7601.2016.05.40

2015-10-18

國家自然科學基金資助項目(41273104)；陜西省自然基金(2012K12-03-06)；高等學校學科創新引智計劃(111計劃)資助項目(B08039)

劉秀花(1968—)，教授，碩士生導師，主要從事水文地球化學研究。E-mail：liuxh68@chd.edu.cn。

S274.1

A