鹽漬土水分下滲能力及水鹽動態運移試驗

孫曉慶，卞建民，趙玉紅，楊 平，孟修敬

（1.吉林大學新能源與環境學院，長春 130021；2.中兵勘察設計研究院有限公司，北京 100053）

0 引言

在世界干旱和半干旱地區分布著大面積的鹽漬土，且在原來沒有鹽漬化土壤的地區，由于農業灌區灌排管理不當等原因，在特定地質條件下同樣易引起土壤次生鹽漬化問題，嚴重影響農業的可持續發展，土壤鹽漬化防治已成為農業生產中的重要問題之一。鹽漬土在灌溉或降雨等條件下的水鹽動態和水鹽運動規律已成為防止鹽漬土產生及其防治的重要理論研究基礎［1-3］，更是研究鹽漬土的形成，沖洗、排水與種稻等改良措施效果的前提條件，具有重要的實際意義［4-7］。

土壤水鹽動態運移規律研究，首先要了解水分的運移動態規律，目前已有很多學者采用不同的方法對于土壤水分入滲規律展開了大量研究，總結了眾多土壤水分入滲模型，主要分為三類：基于物理意義的模型，包括Green-Ampt 模型、Philip 公式（1957）、Smith模型、Smith-Parlange 入滲公式；半經驗模型，包括Horton 模型、Holtan 模型、Overton 模型、Singh-Yu 模型；經驗模型，包括Kostiacov 模型、Huggins-Monke 模型、修正的Kostiacov模型、Collis-George 模型等。其中Kostiacov模型是最簡單的入滲模型，雖然其參數沒有明確的物理意義，但由于其形式簡單與計算方便，且沒有太多的條件要求，所以應用比較廣泛［8-12］。

在土壤水分下滲模型研究的基礎上，針對鹽漬土區的水鹽動態展開研究。趙永敢等通過土柱模擬試驗，對比研究了秸稈隔層及其構成因素對土壤水分入滲、蒸發過程，毛管水運動和潛水蒸發特性的影響，揭示了“上膜下秸”對土壤水鹽運移的調控過程與機理，表明入滲過程中，秸稈隔層與土層交際面處的水勢逆差使隔層對其上土壤具有長期的儲水作用，同時促使土壤中可溶性鹽充分溶解后隨水下滲，降低了隔層以上土壤含鹽量［13-21］。趙文娟等對寧夏銀北地區典型試驗區在春夏季的鹽漬土水鹽動態變化進行試驗研究，在整個試驗監測期內，淺表層土壤的水鹽動態變化最為劇烈。在淺層土壤水平斷面中，土壤含水率呈現出東北高西南低的曲面形態，這一曲面隨時間而波動，變幅隨深度的增加而減小。與土壤含水率變化規律相反，監測期內土壤水鹽動態變化劇烈［22-29］。綜合上述研究，學者針對鹽漬土區特定的水土環境進行水鹽動態運移規律的研究，論述了不同農業區域，土壤水分和鹽分的動態分布及耦合作用。

不同鹽漬土土壤結構影響土壤水鹽的動態分布，同時也具有不同的水分下滲規律。在以往研究基礎上。本文設計定水頭分層土壤水分下滲試驗和變水頭土壤剖面水分下滲試驗，針對吉林西部鹽漬土區不同深度與不同結構的土壤剖面，展開灌溉條件下定水頭與變水頭供水時水分下滲規律、下滲能力及水鹽動態運移規律研究，為區域鹽漬土的演變和防治研究提供重要的理論基礎。

1 材料與方法

1.1 試驗土樣

試驗土樣取自吉林西部大安地區，為鹽漬土。分5 個剖面進行取樣，深度合計100 cm，每個剖面20 cm，剖面由上之下依次記為P1、P2、P3、P4、P5。土壤理化性質測定結果見表1。采用激光粒度儀進行土樣顆粒分析，結果見表2。

表1 土樣理化性質測定結果

表2 土樣顆粒分析結果 %

1.2 試驗設備

土壤試驗裝置分為定水頭供水下滲裝置和變水頭供水下滲裝置，見圖1。定水頭供水下滲裝置用于進行分層土壤水分下滲實驗，識別每層土壤的下滲能力及土壤水分分布，主要由可控制定水頭的馬里奧特供水裝置、裝樣桶兩部分構成；變水頭供水下滲裝置用于下滲水分和鹽分在土壤100 cm 剖面的動態運移規律識別試驗，裝置設置兩排觀測孔，一排用于安裝土壤負壓計，測負壓水頭；另一排用于安裝多參數測定儀，測定土壤含水率、孔隙水電導率、土壤體電導率指標。

圖1 試驗裝置示意圖

1.3 試驗方案設計

本試驗主要從定水頭和變水頭供水兩個角度對鹽漬化土壤水鹽下滲規律進行研究，通過測量不同深度土壤的含水率及電導率值，分析鹽漬土不同土壤層的貯存和攔截水分的能力，以及土壤水分形態，總結100cm深度剖面土壤水分下滲過程中水鹽運移動態規律。試驗方案見表3。

表3 土壤水鹽下滲試驗方案

1.4 試驗步驟

（1）采用5 個定水頭供水下滲試驗裝置，按照P1～P5 每層的實際干容重（見表1）分別裝樣，供水箱裝滿水，連接好儀器，地表供水水深恒定2 cm，進行方案1 的下滲實驗。

（2）采用變水頭供水下滲試驗裝置，按照P1～P5每層的實際干容重（見表1）裝樣，由下至上浸潤土柱，測量不同觀測點的含水率，滿足采集土壤初始含水率后開始實驗，初始地表供水水深5 cm，進行方案2 的下滲實驗。

（3）定水頭下滲濕潤鋒到達剖面底部試驗即終止，測定P1～P5 土柱表面以下4、7 cm處土壤含水率；當變水頭供水的水深在蒸發和下滲共同作用下，水深為0 時停止試驗，實驗中測定不同觀測點（20、40、60、80、100 cm）不同時間（間隔20 h 測量1 次，合計22次）的下滲率、孔隙水及土壤體電導率。

2 結果與分析

2.1 土壤水分下滲規律

根據定水頭下滲實驗，測試P1～P5 土壤剖面入滲率及累積下滲量（以供水水箱的下降刻度cm表示）隨時間變化數據，繪制兩者變化曲線，見圖2。根據變水頭供水下滲實驗數據，繪制入滲率、累積入滲量隨時間的變化曲線，見圖3。

圖2 定水頭下滲實驗各層剖面土壤入滲率與累積下滲量隨時間變化

圖3 變水頭下滲實驗土壤入滲率及累積入滲量隨時間變化曲線

土壤入滲率及累積入滲量隨時間變化曲線擬合的函數關系符合冪函數，與分層下滲實驗中各剖面的下滲變化規律相同，均符合積水入滲Kostiakov模型，

式中：i為入滲率；I為累積入滲量；a、n是與土壤質地、初始含水率等有關的參數；t是積水時間。

根據試驗數據，獲得土壤入滲率、累積下滲量隨時間變化趨勢線函數式，擬合Kostiakov 入滲模型，得到定水頭供水下滲P1～P5 及變水頭下滲模型具體函數關系式及參數a、n值，見表4。

根據實驗實測值與模型模擬值擬合，繪制圖4。圖4（a）～（e）與圖4（a1）～（e1）分別為定水頭供水土壤下滲實驗的入滲率及入滲量實測值與Kostiakov 模型模擬值擬合效果，圖4（f）與圖4（f1）分別為變水頭供水土壤下滲實驗的入滲率及入滲量實測值與Kostiakov模型模擬值擬合效果。由圖可知，擬合效果較好。根據試驗結果，定水頭分層土壤水分下滲及變水頭供水土壤水分下滲兩種試驗方案條件下，水分下滲過程均符合積水入滲Kostiakov模型。

2.2 土壤水分動態規律

對于農田灌溉，土壤對水分的攔截能力是水土保持能力的重要指標。在下滲規律探討的基礎上，進行土壤下滲過程中水分形態的闡述，及各層土壤水分攔截能力分析。下滲過程中土壤剖面不同位置，土壤水分處于不同的水分分帶，水分存在形式不同，反映了不同剖面處土壤攔截貯存水分的能力。

表4 P1～P5 土壤入滲率及累積下滲量Kostiakov模型及相關參數

圖4 供水土壤剖面入滲率、累積入滲量模擬值與實測值對比

一般情況下，土壤水分分布帶分為結合水帶、孔角毛細水帶、懸掛毛細水帶、支持毛細水帶及飽水帶。隨著土壤水分下滲階段的不同，土壤含水率、水分存在形式及下滲水分的主要受力作用都均不同，詳見表5。

表5 土壤水分下滲過程水分存在形式和受力分析

下滲過程的滲潤階段，下滲水分受分子力的作用遠大于毛管力，結合水使土壤產生較強吸收水分的能力，當接受外源補給，含水率顯著增加，土壤結合水帶外層，增加孔角毛細水，結合水和孔角毛細水的存在，外源補水入滲至此，不易向下運移，停留在該土壤層，起到貯存水分的作用，土壤具有較強的攔截和貯存入滲水分的能力。當土壤水分達到最大分子持水量時，下滲水分僅受毛管力作用，滲潤階段終止，開始進入滲漏階段。隨著毛管懸掛帶向下擴展，水分不斷下滲，當土壤含水量接近或超過孔角毛細水的最大含水率界限時，土壤水進入支持毛細水范圍，入滲水分能比較順利的對潛水進行補給，起到傳輸水分的作用。當土壤水分達到飽和態時，下滲水分僅受重力作用，進入下一個滲透階段，水分傳輸作用最強，為支持毛細水帶，與飽水帶相連緊密。重力遠小于分子力和毛管力，且穩定、不會消失，因此，滲透階段土壤水分下滲強度小且穩定。

本實驗中采用土壤多參數測定儀，進行定水頭供水下滲實驗終止時刻不同深度土壤含水率測定。根據實驗結果，P4 和P5 兩個剖面分別在實驗進行第8 070 min和1 316 min后，裝置底部發生滲水，定水頭供水下滲實驗結束后，P1～P5 不同深度（4 cm 及7 cm）含水率隨著土壤深度的增加而增加。P1～P5 同一深度的含水率變化依次為P5 ＞P4 ＞P3 ＞P2 ＞P1，見表6。根據各剖面的土壤顆粒分析結果，P1、P2 屬于粉質黏土，P3～P5 則屬于黏土，結合土壤含水率變化與粘性土土壤水分動態的分布關系，分析P1～P5 土壤入滲實驗結束后土壤水分的存在形式。

表6 分層下滲實驗土壤水分存在形式對比

根據定水頭充分供水的下滲試驗，0～40 cm（P1～P2）土層土壤水分由結合水帶擴展至懸掛毛細水帶的時間大于40～100 cm（P4～P5）土層，在0～40 cm土層具有較強的攔截和貯存入滲水分的能力。

2.3 土壤鹽分運移趨勢

變水頭供水條件下，土壤水分下滲影響著土壤剖面鹽分的再分配狀態。根據實驗結果，不同土壤剖面孔隙水電導率及土體電導率變化，見圖5。

由圖5 可見，入滲過程中，僅P1～P2 剖面土壤孔隙水電導率變化具有對數函數減小變化規律，P1、P2趨勢線函數決定系數分別為0.911 4、0.694 0，P1 函數匹配相關性極強，P2 較弱，P3～P5 剖面變化不大，基本平穩。說明在實驗過程中，土壤表層（0～40 cm）土壤孔隙水鹽分變化較為明顯，P1 呈對數函數關系顯著減小，P2 在波動幅度較大的情況下逐漸減小，減小程度弱于P1。深層土壤（40～100 cm）孔隙水鹽分含量大小順序為P3 ＞P4 ＞P5，且每層數值基本保持平穩。

圖5 P1～P5土壤孔隙水電導率變化圖

與土壤孔隙水電導率值變化對比，P2 土壤體電導率值同樣波動幅度最大，無規律可循，說明P2 為土壤體鹽分變動帶。P1、P3～P5 剖面的土壤體電導率值呈對數函數減小，見圖6。

圖6 P1～P5土壤體電導率變化圖

由上述分析，在變水頭供水條件下，隨著入滲的進行，土壤孔隙水的鹽分運動顯著區集中在0～40 cm土層處。土壤體鹽分在0～100 cm土層均逐漸減少。綜合土壤孔隙水和土壤體鹽分運移，P2 均在波動較大的范圍內逐漸減小。P1 鹽分減少的幅度大于P2，且土壤孔隙水鹽分減少幅度大于土壤體。P3～P5 土壤孔隙水的鹽分基本平穩，而土壤體的鹽分呈對數下降趨勢，由此分析，P3～P5 土壤孔隙水鹽分下滲運移通量得到了土壤體鹽分的補充，下滲與補給兩者達到動態平衡。因此，P3～P5 土壤孔隙水的鹽分含量表現一定范圍內的平穩狀態。

3 結語

定水頭供水分層鹽漬化土壤下滲及變水頭供水土壤剖面下滲試驗中，水分下滲率及累積下滲量的變化規律均可由積水入滲Kostiakov 模型來刻畫。定水頭供水土壤分層下滲試驗結果，顯示鹽漬土淺層土壤（0～40 cm）相對于深層土壤（40～60 cm）具有較強的攔截和貯存入滲水分的能力。由變水頭供水下滲試驗結果，鹽漬土土壤鹽分變動帶位于淺層0～40 cm，且20～40 cm的土壤鹽分波動幅度較大。深層土壤（40～60 cm）孔隙水溶液下滲鹽分通量由土壤體鹽分補充，二者達到動態平衡，深層土壤（40～60 cm）孔隙水溶液鹽分在試驗中數值相對平穩。變水頭與定水頭相結合的土壤水分下滲實驗。