典型地塊粉砂壤土水分擴散率測定

穆麗德爾·托伙加，虎膽·吐馬爾白，李卓然

(新疆農業大學水利與土木工程學院，新疆 烏魯木齊 830052)

0 引 言

土壤水分擴散率D(θ)是研究土壤水鹽運移理論最為重要的參數之一，它是非飽和介質中導水速率的重要體現[1-4]。D(θ)表征了土壤本身的性質和特征，是應用數學物理方法定量分析研究必不可少的資料，也是進行土壤水分運動數學模擬必不可少的依據。水平土柱法是研究土壤水分擴散率D(θ)的重要方法[5]。Warrick[6]用土壤水分分布數據估計土壤水力函數參數，然后利用水力函數與水分擴散率的關系計算出土壤水分擴散率。魏颯等[7]通過研究不同土層水分擴散率，得出耕作層水分擴散率最大的結論，并且采用經驗方程D(θ)=aebθ擬合效果最佳。劉彩虹等[8]研究表明40～60 cm土層水分擴散速度最快，剩余土層水分擴散速度依次為0～20、20～40、80～100、60～80 cm。石玉潔等[9]討論了不同質地、不同孔隙度對土壤水分擴散率的影響。古萊姆拜爾等[10]結果表明不同粒徑砂壤土的水分擴散率大小依次是：0.5～1.0 mm>1.0～2.0 mm>0.5 mm。吳鳳平等[11]結果顯示砂石含量越高，濕潤鋒推移速度越慢并且隨著砂石含量的增大水分擴散率值也增大。田丹等[12]研究生物炭含量對粉砂壤土與粉砂土水分擴散率的影響。鄭子成等[13]研究表明設施土壤擴散率大于露地土壤是因為黏粒含量較高，水分擴散率越低。為了進一步模擬北疆石河子墾區土壤水鹽運移規律，首先確定土壤水分運動參數，如D(θ)等。因此，本文通過試驗數據分析揭示不同深度粉砂壤土水分擴散率的變化，從而為更好的模擬區域水鹽動態提供可靠地數據。

1 材料與方法

1.1 土壤物理參數

試驗于2017年1月在新疆農業大學農業水利工程實驗室進行的，試驗所用土樣采自新疆石河子市121團耕種年限達18年的滴灌棉田土壤。為了分析作物主要根系層范圍內土壤水鹽運移規律，在滴頭下、膜下、膜間取深度分別為0～20，20～40，40～60 cm三個土層土樣，并進行3 次重復取樣，取樣后將各層土樣混合均勻并測定其機械組成，結果見表1。由表1中土壤砂粒、粉粒和黏粒試驗數據來分析，參照土壤質地三角圖[14]，最終確定土壤質地為粉砂壤土。

表1 試驗機械組成與土壤容重

1.2 試驗原理及試驗方法

采用水平土柱進行土壤水分擴散率D(θ)的測定[15]，通常情況下一維水分吸滲運動(忽略重力作用)。其方程及定解條件表述為：

θ(x,t)=θ0；x>0,t=0

θ(x,t)=θs；x=0,t>0

(1)

引入Boltzmann變換參數η(θ)則有：

η(θ)=xt-1/2

(2)

式中：θ0為初始土壤含水率，cm3/cm3；θs為飽和土壤含水率，cm3/cm3；x為水平入滲距離，cm；t為水分擴散的總時間，min；D(θ)為非飽和土壤水分擴散率，cm2/min。

通過引人波爾茲曼變量η(θ)對公式(1)進行變換，轉換為常微分方程求解得到D(θ)的計算公式為：

(3)

應用式(3)可計算D(θ)。為了便于計算，通常采用如下所示的差分形式計算D(θ)：

(4)

非飽和土壤水分擴散率采用水平土柱吸滲法，試驗裝置如圖1所示。水平土柱全長約48 cm，由12個有機玻璃制成的圓筒組成，每節長為4 cm、內徑為4.6 cm。水室段長10 cm，供水段連接馬氏瓶供水，控制水室內液面與試樣段土壤樣品的高度相同，以消除重力勢和壓力勢對土壤水分擴散的影響，以及保證水頭恒定。

采集的土樣經過風干、磨碎及過2 mm孔徑篩，然后按照田間實測容重將供試土樣填裝到水平擴展槽試樣段內(3個重復)，將螺桿旋緊后水平放置；瞬時給進水室充水并使供水裝置定位，記錄起始時間，同時記下供水箱初始水位；待濕潤峰到達土柱末端，此時關閉供水閥并記錄試驗結束時間，松開堅固螺桿，按節取出土壤用稱重法測定土壤含水率，記下試驗中水平距離開始擴散到擴散完的累計時間及總入滲水量。

圖1 土壤水分擴散率實驗裝置示意圖

2 結果與分析

2.1 土壤含水率與Boltzmann參數間關系

水平入滲距離、土壤含水率、Boltzmann參數對照見表2。由表2分析可知，Boltzmann參數隨著土壤含水率的減少而增大。其中40～60 cm土層隨著含水率的減少，Boltzmann參數變幅為最明顯。各深度土層入滲時間也各不相同，其中40～60 cm深度土層入滲時間最短，僅為1 475 min，0～20 cm土層入滲時間最長，為5 085 min。這是由于土壤容重不同導致的，土壤容重越小，則土壤顆粒間孔隙較大，水分通過能力較強，入滲時間短。根據修正后的數據，計算并擬合土壤含水率與Boltzmann參數曲線，相關分析結果顯示二者均符合多項式函數關系，擬合效果較好見表3。

表2 水平入滲距離、土壤含水率、Boltzmann參數對照表

表3 Boltzmann參數擬合情況表

2.2 土壤水分擴散率的測定

不同深度土壤水平擴散率變化情況見表4。由表4可以看出，0～20 cm土層變化范圍在0.006～0.371 cm2/min，20～40 cm土層變化范圍在0.003～0.255 cm2/min，40～60 cm土層變化范圍在0.010～0.727 cm2/min。從整體上看，在含水率相同條件下，土壤水分擴散率分布存在明顯變化：0～20 cm與20～40 cm土壤水分擴散率幾乎沒有差別，但根系層(40～60 cm)土壤水分擴散率變化范圍遠遠大于其他兩層(0～20，20～40 cm)。這是由于容重不同所導致的，容重越小，水分含量越高，水分擴散速率越快。從不同深度來看，40～60 cm土壤水分擴散率在土壤含水率增加的情況下，水分擴散率有大幅度的增長。而0～20和20～40 cm土層隨著含水率的增加，水分擴散率增長幅度較為穩定，均維持在一個均衡水平。

表4 不同深度土壤水分擴散率變化情況

2.3 土壤水分擴散率隨土壤含水率變化曲線擬合分析

通過對實測的土壤水分擴散率數據分析，利用RETC軟件提供的Brooks and Corey Mualem(簡稱BCM)模型與VanGenuchten- Mualem(簡稱VGM)模型進行擬合，最終確定的土壤水分運動參數見表5。VGM模型與BCM模型的模擬值與實測值對比圖如圖2和圖3所示。

表5 土壤水分運動參數

注：θr為土壤殘余含水率；θs為土壤飽和含水率；a為土壤進氣值的倒數；n為形狀系數；Ks為飽和水力傳導度。

圖2 土壤水分擴散率 與含水率 用VGM模型模擬擬合結果

圖3 土壤水分擴散率 與含水率 用BCM模型模擬擬合結果

由圖2和圖3來分析，土壤水分擴散率D(θ)，BCM模型擬合結果優于VGM模型擬合結果。除了VGM模型40～60 cm土層均方根誤差值為0.155較大外，0～20，20～40 cm土層均方根誤差均小于0.02。而BCM模型0～20、20～40、40～60 cm土層均方根誤差均小于0.02，表明實測值與擬合值非常接近，擬合效果較高，因此BCM模型的擬合結果作為本研究的粉砂壤土土壤水分擴散率 較為合理。

3 結 語

(1)從整體變化情況來看，隨著土壤含水率的減少，Boltzmann參數逐漸增加。40～60 cm土層Boltzmann參數變化浮動最為明顯，其余兩層變化波動較小。在相同水平入滲距離情況下，各土層入滲時間不同。容重越小，入滲時間越短。其累計入滲時間長短關系為：40～60 cm>20～40 cm>0～20 cm。

(2)土壤容重對土柱含水率分布有一定影響，容重越大水平土柱的含水率分布就越小。土樣剖面在含水率相同時土壤水分擴散率均不相同，其擴散率大小關系為：40～60 cm>0～20cm>20～40 cm。這是由于膜下滴灌棉花土壤鹽分主要集中在20～40 cm深度范圍內，除了土壤容重、土壤顆粒組成有影響外，土壤鹽分對于土壤水分擴散率有抑制作用，因此20～40 cm土壤水分擴散率相對上下層較小，從而也進一步說明長期連作膜下滴灌后棉花耕作層出現土壤鹽分累積過程的問題。

(3)將室內試驗數據分別與VGM和BCM模型進行模擬并分析比較，得出BCM模型模擬結果較為符合實際。

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