鹽水入滲和有植物條件下室內層狀土壤水鹽運移的研究

李睿冉，劉思岐，劉 旭

（1.山東水利職業學院，山東日照276826；2.北京市南水北調團城湖管理處，北京100195；3.日照市土地發展集團，山東日照276826）

0 引言

自然界中的土壤大多呈層狀結構，對水鹽運移以及植被生長具有重要影響。由于層狀土的土壤質地不均導致上下兩層基質勢連續而含水率不連續，影響了水分運動的速率，所以層狀土的水分運動規律不同于均質土。國內外學者在均質土入滲和蒸發規律研究的基礎上對非均質土的入滲和蒸發規律進行了大量的試驗研究，取得了突破性的進展[1,2]，許多學者利用不同方法從不同角度研究分析了層狀土壤水分運動規律和土壤水分對于植物生長的影響，取得了豐富的研究成果。研究結果表明：砂層的存在對水流入滲起到阻水減滲的作用，當濕潤峰穿過界面后，入滲率變為常數[3]；無論下層土質比表層土質粗還是細，當下層土壤質地和導水性質不同于表層土壤時，其作用都將是降低入滲率[4]。無論是上細下粗型層狀土，還是上粗下細型層狀土，土壤都可看作是均質的，并且入滲過程由細質土來控制[5]。層狀結構土壤的阻水減滲作用是由于土壤質地的變化使交界面以上的水分沿水平方向的運移速度增大，沿垂直方向的運移速度減小[6]。當地下水位超出特征長度時土壤蒸散發速率會大幅度降低[7]。SHOKRI 等將特征長度的研究拓展到層狀土，發現均質壤土特征長度明顯大于上層為砂土的層狀土壤[8]。層狀土壤的土層排序（位置）以及厚度都會對水鹽運移產生重要影響[9]。具有相同厚度、相同土質的土壤，土層排序不同，可導致累積入滲量和入滲率不同，而且指流的形成和發育也出現不同[10]。在層狀土中，黏土夾層的存在對潛水蒸發和伴隨的鹽分遷移起到阻滯作用，但阻滯程度受到黏土層水力特性、層位、厚度、地下水埋深等的綜合影響，黏土層厚度越大或層位越淺，越不利于鹽分的沖洗和淋溶[11,12]。對于粗質夾層來說，夾砂層對蒸發條件下的鹽分運動起到明顯的抑制作用[13]。張瑞喜等研究了上層覆砂對潛水蒸發和鹽分運移的影響，認為覆砂具有抑鹽效應；隨覆砂厚度的增加，抑鹽效果顯著[14]。

層狀土中優先流的產生也會影響到鹽分的運移。PORRO等通過對層狀土溶質運移試驗結果的分析，認為傳統的對流彌散方程同樣適用于層狀土；但當層狀土中有指流發生時，傳統的對流彌散方程在模擬優先流方面可能具有一定欠缺[15]。例如JAVAUX 和VANCLOOSTER[16]通過對現場非飽和入滲試驗的觀測，發現砂性土層中有黏性夾層會造成明顯的不均勻流場，利用傳統的對流彌散模型擬合得到的彌散度很大，不符合實際。郭會榮等根據室內土柱實驗獲取的穿透曲線對飽和條件下土壤溶質優先運移的一般規律進行了分析，并計算分析了定量評價優先流的指標[17]。

土壤水分對于植物生長影響的研究已經有很多。TURNER[18]的研究結果表明：植物通過減少生物量來適應土壤的干旱；李文華等[19]通過研究植物各個部分的生物量及其比值來反映植物對水分脅迫的響應；JENSEN 等[20]發現植物發生水分脅迫時體內的化學物質的異常要早于植物葉水勢的降低；上官周平[21]研究了玉米在水分脅迫作用下光合速率的變化，發現光合速率會隨著水分脅迫的加劇而逐漸變小；DAVIES 等[22]的研究表明：植物可以利用根系合成的化學物質來抵抗水分脅迫，也能通過合成降低葉水勢的物質來調節葉水勢，達到減少水分蒸騰的目的，同時增加植物的吸水能力。層狀土壤不同土層的性質及其土層之間的相互影響會導致土壤持水性的差異，而在干旱地區，植物生長的決定性因子就是土壤含水量[23,24]。

以往對層狀土壤水鹽運移的研究多關注于單純的入滲、蒸發過程，很少研究指流和溶質運移對變化邊界的響應；在進行水鹽運移研究時多關注均質土或土層差異較小的情況，很少考慮土壤水力特性差異較大的強異質層狀土壤對水鹽運移產生的影響。因此有必要通過室內層狀土水鹽運移試驗，研究上細下粗層狀土中指流的形成和發育特征以及溶質的分布、穿透規律等，從而深入研究強異質層狀土條件下的水鹽運移規律，有助于地下水污染問題的防治、提高農業用水的效率和鹽堿地的防治。

1 研究方法及內容

1.1 研究方法

本文主要針對表面栽種植物的上細下粗型強異質層狀土柱（上層為壤土，下層為粗粒徑河砂）進行室內積水入滲及蒸發試驗，探究上細下粗層狀結構土壤中層狀土水鹽運移規律。同時，為了解植物水分利用情況，進行了區分植物蒸騰、棵間蒸發的試驗。試驗地點為中國農業大學水利與土木工程學院水環境實驗室。

1.2 研究內容

（1）土柱水鹽運移試驗。通過表面栽種植物的上細下粗型強異質層狀土柱的室內水鹽運移試驗，分析層狀土在鹽水（0.1 mol/L 的NaCl 溶液）入滲過程中的入滲率、累積入滲量、土壤含水率和土壤中鹽分濃度隨時間變化的規律，并在入滲基礎上進行蒸發試驗，分析蒸發過程中土壤含水率和土壤中鹽分濃度隨時間變化的規律，探究表面栽種植物的上細下粗型強異質層狀土對水鹽運移的影響。

2 植物生長條件下的室內層狀土柱水鹽運移試驗

2.1 試驗土壤

試驗中使用土壤取自中國農業大學上莊試驗站，下層為粗質河砂。壤土及河砂的顆粒分析結果和水力特性參數分別見表1 和表2。表2 中壤土及河砂的飽和含水率θs采用相應均質土柱定水頭積水入滲試驗結束時烘干法實測土柱剖面平均含水率表示，而飽和導水率Ks則用穩定入滲率表示，初始含鹽量接近為0。

表1 土壤顆粒組成 %Tab.1 Soil particle composition

表2 土壤水力特性參數Tab.2 Parameters of soil hydraulic characteristics

2.2 試驗裝置

進行了層狀土柱水鹽運移試驗，為了方便對照，同時進行了相同條件下均質壤土的水鹽運移試驗。試驗裝置主要由土柱、供水裝置、水鹽監測裝置和稱重裝置4 部分組成，見圖1。

圖1 土柱入滲試驗裝置示意圖（單位：cm）Fig.1 Schematic diagram of soil column infiltration test device

試驗所用有機玻璃柱內徑和高分別為18.3 cm、85 cm，沿土柱垂直方向每隔10 cm處開一個直徑為3 cm的小孔，插入土壤三參數傳感器用于監測水鹽動態，在土柱底部設有排氣、排水室。供水裝置采用馬氏瓶（內徑9 cm，高45 cm），利用其固定水頭供水并進行入滲量的測量。水鹽監測裝置采用土壤三參數傳感器（型號EM50），傳感器上連接數據采集器用以觀測記錄土壤含水率和電導率隨時間的變化。稱重裝置采用電子秤（精度為0.1 g，量程為70 kg）。

均質土柱（壤土）和層狀土柱（壤土+河砂）的土樣裝填高度均50 cm，層狀土柱中下層河砂厚度為20 cm，上層壤土厚度為30 cm。壤土的設計干密度為1.45 g/cm3，設計入滲試驗土壤初始含水率為10%，設計積水水頭為2 cm。均質土柱共埋設4 個土壤三參數傳感器探頭，埋設深度z分別為5、15、25、35 cm；層狀土柱在上層均質土層中埋設3 個土壤三參數傳感器探頭，埋設深度z分別為5、15、25 cm（由于下層河砂粒徑太大易對儀器造成損壞，故未在下層埋設探頭）。

2.3 試驗方案

試驗設計2 個處理，分別為均質土柱（壤土）、層狀土柱（壤土+河砂）的水鹽運移試驗，兩種處理均是在表面栽種富貴竹的情況下進行，其中入滲試驗和蒸發試驗的時間間隔為24 h。

3 區分棵間蒸發、植物蒸騰試驗

3.1 試驗土壤

本試驗是區分土壤表面蒸發及植物蒸騰的附加試驗，試驗土壤、用水及供水裝置與土柱水鹽運移試驗相同，入滲裝置為2 個相同的透明有機玻璃土柱（內徑18.3 cm，高度20 cm），土柱底端兩側設有排氣孔（減少禁錮空氣對入滲產生的影響）。蒸散發量采用電子秤（精度0.1 g）測量。

[21]劉悠翔：《東南亞才是中國網文的海外第一粉絲團》，http://www.infzm.com/content/123740，2017年3月24日。

2 個土柱中填裝均質壤土，填裝高度為12 cm，底層鋪設3 cm 反濾層，其中一個土柱表面栽種富貴竹。壤土的設計干容重和初始含水率與一維土柱水鹽運移試驗相同，入滲時的設計積水水頭為2 cm。

3.2 試驗方案

試驗設計2種處理，一種處理是表面不栽種富貴竹，僅有土面蒸發；另一種處理是表面栽種富貴竹，并將土面利用塑料薄膜蓋住阻止棵間蒸發，僅存在植物蒸騰。2種處理在相同條件下進行蒸散發試驗。其中在試驗進行大約到600 h 時，為了讓試驗環境恢復到初始狀態，100 h 后繼續進行2 種處理下的試驗。

4 試驗結果及分析

4.1 累積入滲量

累積入滲量即入滲開始后一段時間內，通過地表單位面積入滲到土壤中的總水量。根據記錄馬氏瓶讀數得到的實測數據，均質土柱、層狀土柱入滲試驗的累積入滲量隨時間的變化規律對比見圖2。由圖2 可見：均質土柱和層狀土柱的累積入滲量隨時間變化的大體趨勢基本相同，都是隨水分下滲而增加，均質土的變化是非線性的，層狀土柱是先非線性變化，后線性變化。通過對比分析層狀土柱及均質土柱的累積入滲量可知：濕潤鋒進入河砂層后，相應時段內層狀土柱的累積入滲量小于均質土柱的累積入滲量，說明土柱下層鋪設的河砂層可以使入滲水量減小，具有減滲作用，這與王文焰等人的研究結果一致[3]。

圖2 均質土柱和層狀土柱累積入滲量隨時間的變化Fig.2 Cumulative infiltration of homogeneous soil columnⅠand layered soil column with time

4.2 入滲率

根據記錄馬氏瓶讀數得到的實測數據，均質土柱、層狀土柱入滲試驗的入滲率隨時間的變化規律見圖3。層狀土柱穩定入滲率為0.016 cm/min。濕潤鋒進入石英砂層后，相應時刻層狀土入滲率低于均質土柱的入滲率，說明石英砂層起到了降低入滲率的作用，這與MILLER 和GARDNER 等人的研究成果一致[4]。層狀土柱在入滲進行到400 min 左右時，入滲率突然增大，最終穩定在0.035 cm/min，推測原因是發生指流或者邊壁流，從而導致入滲率突變，但該想法有待進一步驗證。

圖3 均質土柱和層狀土柱入滲率隨時間的變化Fig.3 The change of infiltration rate of homogeneous soil column and layered soil column with time

4.3 土壤體積含水率分布

根據均質土柱、層狀土柱在整個水鹽運移過程中的實測含水率數據，研究土柱內部土壤水分傳感器探頭附近的土壤含水率隨時間的變化規律。

入滲過程的體積含水率變化見圖4 和圖5。隨著入滲的進行，均質土柱和層狀土柱的土壤體積含水率均從上至下依次驟升隨后趨于平穩，含水率驟升時刻即濕潤峰到達的時刻，這與黃風等[25]研究結果：在一定深度范圍內隨著土壤的深度加深含水率逐漸增大一致。由圖4可見，均質壤土土柱埋深分別為15、25和35 cm 的3個探頭測得的土壤體積含水率在升高的過程中與5 cm 的淺層土壤不同，具體表現為含水率曲線依次變緩并且出現波動，曲線上升需要的時間增加，該現象隨著深度增加越發明顯，在35 cm 層波動最大。這種現象產生的原因可能是在裝土的過程中土壤夯實不均勻或者土柱中空氣較難排出，濕潤鋒前端空氣阻力增加，導致水分在入滲的過程中濕潤鋒不穩定從而產生指流[26,27]。圖4 中不同深度趨于穩定時的飽和體積含水率略有差異。由圖5 可見，層狀土土柱15 cm 及25 cm 深度的體積含水率相比5 cm 層的體積含水率的波動較大，且在與河砂層相近的25 cm 層，土壤體積含水率隨時間變化200 min 左右保持不變，推測是由于水分運動到層狀土的土層交界面處時濕潤鋒不穩定而產生指流，導致體積含水率隨時間的變化也隨之出現停滯。對比均質土柱（圖4）與層狀土柱（圖5）的體積含水率隨時間的變化曲線，可以發現均質土柱在15 cm 和25 cm 深處的體積含水率變化較快，原因是層狀土有阻水減滲作用，水分向下運動速度較慢。

圖4 均質土柱傳感器探頭實測入滲體積含水率隨時間的變化Fig.4 Change of measured volumetric water content of infiltration with time by probe of homogeneous soil column sensor

圖5 層狀土柱傳感器探頭實測入滲體積含水率隨時間的變化Fig.5 Change of volumetric water content

蒸發過程的體積含水率變化見圖6 和圖7，隨著蒸發過程的進行，均質土柱和層狀土柱均出現從上至下各層土壤含水率依次減小。由圖6可見，與其他深度相比，5 cm深度土壤體積含水率從開始突然下降，從蒸發開始至300 h 左右，15、25、35 cm 深度的體積含水率下降速度趨于平穩，300 h 之后含水率迅速降低。原因是實驗室風速較小，前期蒸發速率較低，下層水分不斷向上移動，導致各層水分向上蒸發同時接受下層補給，所以變化不大。從300 h 往后，隨著土壤表層含水率的降低，導水率逐漸低于潛在蒸發速率，下層水分向上補給的速率減小，但是上層蒸發的速率不變，各層水分減少，所以體積含水率的減小較為明顯。另外，外界環境溫度的上升對潛在蒸發速率也有促進作用。由圖7可見，層狀土柱試驗在5 cm 深度的體積含水率變化曲線也發生驟減，由于層狀土柱與均質土柱的試驗是同時進行的，所以含水率驟減的原因與均質土柱相同。層狀土土柱25 cm 層含水率小于15 cm 層含水率，推測原因可能是25 cm 層下河砂有阻水作用，阻止了水分向上的補給。

對比均質土土柱與層狀土土柱含水率隨時間的變化可知，層狀土土柱的體積含水率隨時間減小量明顯大于均質土土柱，在外界條件相同的情況下，壤土層水分向上移動的速率不變，那么造成這種現象的原因可能是河砂粒徑過大，當蒸發到土層交界面處時，河砂層由于孔隙過大導致其含水率較低，水分向上補給的速率降低甚至不向上供水，而探頭所測為上層土壤的體積含水率，所以壤土層的體積含水率變化大于相同深度的均質土，上層土壤水分降低較均質土明顯。由此看出，層狀土柱粗砂層有阻止水分運動的作用。

由圖6 和圖7 可以看出，層狀土土柱及均質土土柱在蒸發后期蒸發量減小，體積含水率趨于平穩，減小量較少，原因是在蒸發后期，土壤體積含水率較低，蒸發速率達到一個穩定值，蒸發進入第3階段；與此同時，土壤中的含水率降低到一定程度時，植物出現水分脅迫，蒸散用水減少，所以蒸騰量減小，體積含水率降低不明顯。

圖6 均質土柱傳感器探頭實測蒸發體積含水率隨時間的變化Fig.6 Variation of evaporation volume moisture content measured by homogeneous soil column sensor probe with time

圖7 層狀土柱傳感器探頭實測蒸發體積含水率隨時間的變化Fig.7 Change of water content of evaporation volume measured by sensor probe with time in Layered soil column

4.4 土壤鹽分濃度分布

根據均質土柱、層狀土柱的實測電導率以及所率定的電導率與濃度之間的關系，得到相應的土壤鹽分濃度值，從而研究土柱內部土壤三參數傳感器探頭附近土壤的鹽分濃度隨時間的變化規律，見圖8～圖11。通過對比均土柱和層狀土柱的鹽分濃度隨時間的變化曲線，可知層狀土柱鹽分變化緩于均質土柱，原因是鹽分隨著水分運動，層狀土有阻水減滲的作用，所以在入滲條件下鹽分變化與水分存在相似規律。

入滲過程中的鹽分濃度變化見圖8 和圖9，從整體來看，土壤鹽分的遷移是隨著水分的運動而進行的，鹽分在壤土中發生彌散。土柱中由上至下各層土壤的含鹽量隨著入滲過程的進行出現先驟升后趨于穩定的現象，最終鹽分濃度均穩定在0.1 mol/L左右。

圖8 均質土柱傳感器探頭實測入滲含鹽量隨時間的變化Fig.8 Change of salinity in infiltration measured by homogeneous soil column sensor probe with time

圖9 層狀土柱傳感器探頭實測入滲含鹽量隨時間的變化Fig.9 Change of salt content measured by layered soil column Ⅱ-2 sensor probe with time

蒸發過程鹽分濃度變化見圖10 和圖11，鹽分濃度隨時間變化的整體趨勢是逐漸減小，5 cm 深度當體積含水率低于一定值時，鹽分濃度無法通過傳感器探頭測出，所以鹽分濃度為零。由圖10可見，從蒸發開始至350 h左右，均質土柱各深度鹽分變化不明顯，從350 h往后，除5 cm 層外其他各層鹽分濃度突然降低。隨蒸發過程的進行，土柱中各層的水分減少，鹽分濃度應隨之升高，但是試驗測得結果卻與此相悖，推測原因之一是由于含水率過小，鹽分無法完全溶解，部分以結晶形式析出，導致探頭無法測得；其二是由于土壤三參數傳感器（EM50）對于鹽分的測定存在較大的誤差，導致實際數據與理論偏差較大，在體積含水率低于一定值時，鹽分濃度無法通過傳感器探頭測出。以上想法還有待進一步驗證。

圖10 均質土柱傳感器探頭實測蒸發含鹽量隨時間的變化Fig.10 Change of evaporation salt content measured with time by probe of homogeneous soil column sensor

圖11 層狀土柱傳感器探頭實測蒸發含鹽量隨時間的變化Fig.11 Change of evaporation salt content measured by sensor probe with time in layered soil column

4.5 區分蒸發、蒸騰試驗的結果

根據電子秤記錄，將試驗2種處理的累積蒸發量進行整理計算，計算植物蒸騰和棵間蒸發的累積蒸散發總量。利用植物蒸騰總量和棵間蒸發總量隨時間變化的斜率計算植物蒸騰速率和棵間蒸發速率，求得植物蒸騰速率與棵間蒸發速率之比，利用該比例區分一維土柱水鹽運移試驗的棵間蒸發量和植物蒸騰量，結果應用于數值模擬。由于蒸發過程中，水分隨蒸發進行而降低，鹽分濃度隨水分蒸發而升高，所以當蒸散發總量達到一定值時，棵間蒸發會被抑制，植物會受到水鹽脅迫的影響。

研究表明，植物在土壤含水率較低的情況下會產生水分脅迫，在水分脅迫條件下，植物的水分利用效率與蒸騰速率有明顯的相關關系[28,29]。植物的耐鹽性視植物而異，即植物在鹽分干擾下有持續生長的能力[30]。幾乎所有植物在鹽分作用下其生長都會受到影響，但由于植物細胞結構和生理機制的不同，鹽分對其的抑制效果也不盡相同[31]。宋立奕[32]對青檀幼苗的光合生理特征變化研究表明，鹽分含量的增加會使蒸騰速率降低。

根據試驗數據整理發現（見圖12），在蒸散發總量達到4.5 cm時，蒸發受到抑制，棵間蒸發所占比例有所下降。當蒸散發總量小于4.5 cm 時，植物蒸騰速率與棵間蒸發速率之比約為0.1；大于4.5 cm時，比值約為0.23。

圖12 植物蒸騰量及土面蒸發量隨時間的變化Fig.12 Changes of plant evapotranspiration and soil surface evapotranspiration with time

5 結論

本文監測了有植物生長的室內層狀土柱在入滲及蒸發條件下的水鹽運移情況，并且通過區分蒸發、蒸騰的附加試驗分析出蒸散發中蒸發、蒸騰速率之比。通過室內層狀土柱試驗具體分析了下層粗質多孔介質對累積入滲量、入滲率、蒸發量、含水率、含鹽量的影響。主要研究內容及結論如下。

（1）有植物生長的室內層狀土入滲條件下的水鹽運移試驗。層狀土入滲的初始階段，上層壤土中水分的入滲屬于均質入滲，濕潤鋒較為平整，累積入滲量呈非線性變化。隨著入滲的進行，濕潤鋒在經過壤土和河砂的交界面時稍有停頓，累積入滲量由非線性變成線性，入滲率出現波動，出現指流情況下入滲率會突然增加，最終進入穩定入滲階段，600 min內層狀土的累積入滲量小于均質土，下層河砂有一定的阻水減滲作用。層狀土在接近河砂交界面層，由于指流的存在，體積含水率的變化波動較大。鹽分隨水分運動并且主要受水流情況的影響，上層壤土中鹽分運移受結構影響，鹽分的彌散作用變小。由于植物根部可能存在一定的阻滯作用，土壤也存在一定吸附作用，導致入滲結束時各層土壤的鹽分濃度小于入滲的鹽分濃度。

（2）有植物生長的室內層狀土蒸發條件下的水鹽運移試驗。層狀土蒸發過程的初始階段，表層受外界環境影響體積含水率驟降，除表層外其他各層在蒸發初期體積含水率變化不大，受到土壤層狀結構影響，蒸發進行到一定程度時，交界面以下河砂含水率較低，基本不向上供水，導致上層狀土體體積含水率下降明顯，所以層狀土柱粗砂層有阻止水分運動的作用。層狀土柱的鹽分濃度在蒸發過程中應隨水分的減少而增加，呈現累積效果，但是由于隨蒸發的進行，含水率降低到一定程度，鹽分不能完全溶解，另外又由于儀器誤差及鹽分析出，所以實測鹽分濃度呈下降趨勢。

（3）區分棵間蒸發、植物蒸騰的室內試驗。鹽分存在會抑制蒸發，且水分過低或者鹽分濃度過高時，植物會出現水鹽脅迫，在蒸散發總量達到一定值時，棵間蒸發受到抑制，植物蒸騰也有受到影響，植物蒸騰與棵間蒸發比例有所改變，根據試驗數據整理發現這個蒸散發總量的分界值約為4.5 cm，在蒸散發總量小于4.5 cm 時，植物蒸騰速率與棵間蒸發速率之比約為0.1；在蒸散發總量大于4.5 cm 時，植物蒸騰速率與棵間蒸發速率之比約為0.23。