侯立柱，趙航

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)水資源與環(huán)境學(xué)院，100083，北京;2.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地下水循環(huán)與環(huán)境演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，100083，北京)

滴灌屬于局部灌溉，其濕潤(rùn)范圍小，濕潤(rùn)深度淺，作物根系主要從濕潤(rùn)體內(nèi)吸取水分，同時(shí)根系分布形狀又受濕潤(rùn)體形狀的影響［1-3］。礫土質(zhì)戈壁滴灌條件下紅棗(Fructus jujubae)根系主要分布在20～80 cm 土層中，尤其20 ～60 cm 土層根系占全部根系的65%～80%［4］;因此，土壤濕潤(rùn)體含水率的變化不僅對(duì)作物有效耗水起決定作用，而且影響滴灌工程的布置形式、灌水質(zhì)量、投資及運(yùn)行管理［5］。

國(guó)內(nèi)外許多學(xué)者采用理論分析和試驗(yàn)?zāi)M的方法對(duì)自由入滲特性進(jìn)行了理論和試驗(yàn)方面的研究［6-9］，土壤非飽和帶水分運(yùn)動(dòng)的達(dá)西定律［6］表達(dá)式為

式中:q 為土壤水分通量，cm/min;θ 為土壤體積含水率，cm3/cm3;K(θ)為非飽和土壤的導(dǎo)水率，cm/min;ψ 為非飽和土壤的總土水勢(shì)，cm;L 為路徑的直線長(zhǎng)度，cm。

在單點(diǎn)源滴灌入滲情況下，滴灌不致產(chǎn)生深層滲漏，且有利于植物對(duì)水肥的吸收利用［10］;濕潤(rùn)體形狀和大小受初始含水率、土壤密度和灌水量的影響［11］;濕潤(rùn)體的形狀近似為橢球體，濕潤(rùn)鋒的水平、垂向入滲距離分別與入滲時(shí)間具有極顯著的冪函數(shù)關(guān)系［12］。單點(diǎn)源滴灌所形成的土壤濕潤(rùn)鋒之間不銜接，不相互影響，而在大田使用中，由于滴灌的滴頭間距較小，相鄰滴頭之間的濕潤(rùn)鋒會(huì)形成交匯現(xiàn)象，在滴頭下方的土壤濕潤(rùn)區(qū)相連形成一條沿滴灌管方向的濕潤(rùn)帶;滴灌點(diǎn)源交匯入滲比點(diǎn)源入滲復(fù)雜得多，受到多種因素的綜合影響:因此，有必要對(duì)滴灌交匯條件下濕潤(rùn)鋒前移速度、濕潤(rùn)體內(nèi)水分分布等進(jìn)行深入研究。筆者通過(guò)滴灌交匯土壤入滲試驗(yàn)，研究土壤水分運(yùn)移規(guī)律，為滴灌系統(tǒng)的科學(xué)設(shè)計(jì)和田間運(yùn)用提供參考，并研究相應(yīng)試驗(yàn)所用粉壤土植物栽種的土壤保水信息，為農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和景觀植物栽種提供依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)裝置

試驗(yàn)在自行研制的裝置上進(jìn)行，由供水系統(tǒng)和試驗(yàn)土槽2 部分組成。點(diǎn)源供水系統(tǒng)由滴灌帶、滴頭和壓力系統(tǒng)組成。試驗(yàn)土槽如圖1 所示，規(guī)格為90 cm×40 cm×65 cm(長(zhǎng)×寬×高)，采用1 cm 厚的有機(jī)玻璃板制作，縱向剖面分A、B、C、D、E、F;在土槽的正面設(shè)圓孔24 個(gè)，其中在距土槽頂部10 cm處鉆第1 行圓孔，安裝負(fù)壓計(jì)陶土頭。在對(duì)應(yīng)正面圓孔處的背面鉆3 個(gè)并列的小圓孔，安裝24 個(gè)時(shí)域反射儀(time domain reflectometry，TDR;Campbell Scientific Inc.，Logan，Utah)［13］探頭;土槽兩側(cè)底部鉆有2 個(gè)排水口;土槽上部5 cm 的地方不填土。滴灌帶安裝在緊貼土層的表面，2 個(gè)點(diǎn)源滴頭(與B、E探頭陶土頭分處同一縱向剖面)間距為45 cm，滴灌帶進(jìn)水端與高于試驗(yàn)土槽10 m 處的水箱之間由供水管道相連，并由閥門(mén)控制。

圖1 試驗(yàn)入滲設(shè)備示意圖Fig.1 Schematic diagram of organic glass box with soil

1.2 供試土壤

試驗(yàn)用土取自北京市大興區(qū)北臧村鎮(zhèn)。為便于室內(nèi)裝填，共分5 層取土，每層厚度均為12 cm，并用環(huán)刀取原狀土樣，然后在實(shí)驗(yàn)室測(cè)定其物理性質(zhì)，各層密度、顆粒組成、初始含水率θ0、飽和含水率θs和田間持水率θf(wàn)c等指標(biāo)如表1 所示。根據(jù)顆粒分析，各層土質(zhì)較為均勻，參照我國(guó)土壤質(zhì)地分類(lèi)［14］，試驗(yàn)土壤均為粉壤土。供試土壤經(jīng)風(fēng)干、碾碎，過(guò)1 mm 的篩子，經(jīng)計(jì)算適當(dāng)加水，按原土層含水率、密度分層裝入試驗(yàn)土槽，總厚度60 cm。

表1 土壤物理性質(zhì)Tab.1 Soil physical properties

1.3 試驗(yàn)方法和觀測(cè)內(nèi)容

在試驗(yàn)之前，曾于2011 年5 月2 日和12 日試供水，滴頭流量分別為1.05 L/h 和1.5 L/h，持續(xù)時(shí)間分別為5 h 和4 h，滴灌水量分別為5.25 L 和6 L，分別相當(dāng)于29.17 mm 和33.33 mm。正式試驗(yàn)于2011 年5 月27 日供水，灌水開(kāi)始時(shí)刻為14:10，供水停止時(shí)刻為19:10，滴頭流量1.5 L/h，供水持續(xù)時(shí)間5 h。供水停止后土壤表面繼續(xù)處于蒸發(fā)狀態(tài)，而室內(nèi)空氣流動(dòng)緩慢，為模擬田間灌溉的實(shí)際情況，在土槽上方設(shè)置風(fēng)扇，以促進(jìn)空氣流動(dòng);停止灌水后觀測(cè)土壤水分再分布。根據(jù)土壤各個(gè)橫剖面及縱剖面的含水率及土壤水勢(shì)的變化值，計(jì)算濕潤(rùn)鋒的運(yùn)移速率。

在土槽背面安裝24 個(gè)TDR 探頭(A1、A2、A3、A4、B1、B2、B3、B4等，詳見(jiàn)圖1)，監(jiān)測(cè)頻率為10 min，監(jiān)測(cè)點(diǎn)源入滲過(guò)程中不同時(shí)刻不同點(diǎn)位土壤的含水率。TDR 測(cè)量是基于不同物質(zhì)的介電常數(shù)，包括水(80)，空氣(1)和土壤顆粒(約8)。介電常數(shù)計(jì)算所用的函數(shù)，其自變量為光速、平行棒(插入到被測(cè)介質(zhì))之間的TDR 信號(hào)傳播時(shí)間和平行棒的長(zhǎng)度，并通過(guò)下式轉(zhuǎn)化為土壤體積含水率:

式中x 為纜線檢測(cè)器的介電常數(shù)的校正值。

利用張力計(jì)測(cè)定相應(yīng)深度的土壤基質(zhì)勢(shì)，測(cè)量點(diǎn)位如圖1 所示，與TDR100 測(cè)量時(shí)間同步。張力計(jì)由陶土頭、水銀壓力計(jì)、除氣室等組成(圖1)。張力計(jì)埋設(shè)完成后，如土壤處在非飽和狀態(tài)，張力計(jì)管內(nèi)的水通過(guò)陶土頭流入土壤，至少經(jīng)過(guò)24 h，張力計(jì)與測(cè)定的土壤達(dá)到水力平衡。

式中Φ 為土壤基質(zhì)勢(shì)，kPa。

根據(jù)同一深度或同一剖面各點(diǎn)位含水率開(kāi)始增加的時(shí)刻，計(jì)算濕潤(rùn)鋒的水平、垂向運(yùn)移速率。

式中:v水平為濕潤(rùn)鋒的水平運(yùn)移速率，cm/min;v垂為濕潤(rùn)鋒的垂向運(yùn)移速率，cm/min;L水平為水平方向2點(diǎn)位的距離，cm;L垂為垂向2 點(diǎn)的距離，cm;ti0為某點(diǎn)位含水率明顯變化的時(shí)刻，min;ti1為與該點(diǎn)水平方向相鄰點(diǎn)含水率明顯變化的時(shí)刻，min;ti2為某點(diǎn)下方點(diǎn)位含水率明顯變化的時(shí)刻，min。

2 結(jié)果與分析

2.1 濕潤(rùn)鋒運(yùn)移

滴頭提供的水分在土壤孔隙中運(yùn)移，在水平橫向、水平縱向和垂直向等各個(gè)方向上水分變化均不相同。水平方向水分運(yùn)移的作用力主要是基質(zhì)勢(shì)梯度;而垂直方向水分運(yùn)移作用力除基質(zhì)勢(shì)梯度外，還有重力勢(shì)梯度，尤其當(dāng)入滲歷時(shí)不斷增加時(shí)，重力勢(shì)作用會(huì)越來(lái)越明顯。在入滲開(kāi)始時(shí)，土壤濕潤(rùn)體的體積很小，在濕潤(rùn)鋒處形成非常高的基質(zhì)勢(shì)梯度，濕潤(rùn)鋒的推進(jìn)速率較高。隨著水分不斷入滲，濕潤(rùn)體體積不斷擴(kuò)大，積水面到濕潤(rùn)鋒邊緣處的基質(zhì)勢(shì)梯度急劇減小，導(dǎo)致濕潤(rùn)鋒推進(jìn)速率隨入滲時(shí)間延長(zhǎng)迅速減?。?5］。

灌水及灌水后B、E 剖面水分分布如圖2(a)和(b)所示(其中，灌水從0 min 延續(xù)到300 min)，5 和20 cm 深度處灌水中土壤水分分布如圖2(c)和(d)所示。從圖2(a)和(b)可以看出:灌水初期土壤含水率曲線斜率較大，說(shuō)明土壤含水率變化很快;隨后土壤含水率的變化逐漸減小。在土壤表面以下5 cm 深度B1、E1點(diǎn)位濕潤(rùn)鋒的垂向運(yùn)移速率平均為0.20 cm/min，20 cm 深度B2、E2點(diǎn)位濕潤(rùn)鋒的垂向運(yùn)移速率平均為0.18 cm/min;而5 和20 cm 深度水平運(yùn)移速率分別為0.53 和0.47 cm/min，土壤表面以下5 和20 cm 深度水平速率垂向速率比值分別為2.65 和2.59;滴灌入滲過(guò)程中B4和E4含水率值沒(méi)有發(fā)生明顯變化。出現(xiàn)上述現(xiàn)象的原因在于入滲初期水分運(yùn)移的主要驅(qū)動(dòng)力是土壤基質(zhì)勢(shì)梯度，且在入滲初期形成地表積水，促使水平方向濕潤(rùn)鋒的推進(jìn)速率大于垂向推進(jìn)速率;隨著入滲時(shí)間的延長(zhǎng)，重力作用驅(qū)動(dòng)土壤水分運(yùn)移的比例逐漸增大，此時(shí)地表積水的范圍已穩(wěn)定，從而導(dǎo)致濕潤(rùn)鋒在垂直方向上的推進(jìn)速率接近甚至超過(guò)水平方向推進(jìn)速率。另外，從圖2(a)和(b)還可以看出，2 個(gè)點(diǎn)源周?chē)暮什](méi)有呈現(xiàn)絕對(duì)對(duì)稱分布。這主要是由于初始含水率左右并不對(duì)稱，以及土壤介質(zhì)的水力傳導(dǎo)度差異性所造成的。

圖2 土壤水分分布及灌水后土壤水分再分布Fig.2 Soil water content(SWC)during the irrigation phase and the redistribution phase

2.2 灌水過(guò)程中土壤水分變化

點(diǎn)源入滲過(guò)程中不同時(shí)刻土壤水分分布如圖3(選B、C、E3 幅)，灌水0 時(shí)刻所示為土壤初始含水率。從圖3 可以看出，各個(gè)剖面的含水率自滴灌供水時(shí)刻開(kāi)始變化，除了50 cm 深度處的含水率暫時(shí)未發(fā)生較大改變之外，其他各個(gè)深度含水率均有所增加。其中，B、E 剖面的含水率變化明顯，在5 cm深度最早的2 條時(shí)間變化線之間的距離比其他時(shí)刻大，在20 和35 cm 深度處的含水率值較大。滴頭所處垂向E 剖面在供水接近結(jié)束(19:00)時(shí)，深度35 cm 處的含水率已經(jīng)接近了20 cm 處的數(shù)值，而B(niǎo)、C剖面20 cm 深度處含水率高于35 cm 處的數(shù)值。

從圖3(a)還可看出:滴灌入滲初期以點(diǎn)源入滲為主，隨著入滲時(shí)間的延長(zhǎng)，濕潤(rùn)半徑不斷增大，濕潤(rùn)鋒形成交匯，滴孔附近的飽和區(qū)隨之不斷增大，且在濕潤(rùn)鋒處的土壤含水率變化梯度最大。隨著距滴頭距離的增加，濕潤(rùn)區(qū)土壤含水率降低。隨著入滲的進(jìn)行，濕潤(rùn)體的范圍增大，在濕潤(rùn)區(qū)前沿，濕潤(rùn)鋒處含水率接近等于灌水前的土壤初始含水率。濕潤(rùn)交匯鋒交匯界附近的土壤含水率與濕潤(rùn)體內(nèi)其他點(diǎn)處的含水率相比，一般均不小于相同土壤深度的含水率。

圖3 圖3 灌水期間土壤水分分布剖面Fig.3 Profile of the SWC during the irrigation phase

2.3 灌水后土壤水分再分布

供水(延續(xù)時(shí)間300 min)停止后土壤水分再分布如圖4 所示(選B、C、E3 幅)。從圖2 及圖4 可以看出:B1、E1探頭處含水率分別在滴灌開(kāi)始260 和320 min 時(shí)刻，分別達(dá)到0.307 和0.283 cm3/cm3，B2、E2探頭處含水率均在滴灌開(kāi)始310 min 時(shí)刻分別達(dá)到0.331 和0.308 cm3/cm3，其后B1、E1、B2、E2點(diǎn)位含水率均開(kāi)始遞減;停止供水初期B1、E1、B2、E2含水率值遞減速率較快，隨著時(shí)間的延長(zhǎng)，其下降的速率逐漸減小直至穩(wěn)定。B3、E3探頭處含水率分別自灌水開(kāi)始330 min 增大到0.284 cm3/cm3、340 min 增大到0.312 cm3/cm3后，其大小分別保持在0.283 ～0.289 和0.312 ～0.319 cm3/cm3之間。B4處含水率在灌水380 min 時(shí)刻明顯增大，自滴灌開(kāi)始1 020 min 增大到0.301 cm3/cm3后，其大小保持在0.301 ～0.308 cm3/cm3之間;E4情況與B4類(lèi)似。在35 和50 cm 深度處的含水率變化幅度要遠(yuǎn)小于5和20 cm 深度處的，且其含水率增大到較大值后，其大小就基本保持穩(wěn)定，而5 和20 cm 深度處的含水率值則緩慢下降?？傊?，除了50 cm 深度處的含水率開(kāi)始逐漸增大之外，其余各個(gè)深度含水率均有所減小;各個(gè)剖面的含水率變化使得土壤水分的分布更加均勻，20 和35 cm 深度處的含水率數(shù)值差逐漸減小，在有的剖面處甚至趨近相等。

圖4 供水結(jié)束后再分布過(guò)程剖面Fig.4 Profile of the SWC during the redistribution phase after the irrigation was stopped

供水停止后，上層的水分逐漸遞減，而下層土壤的水分逐漸增加，且隨著時(shí)間的延長(zhǎng)，水分變化的速率越來(lái)越慢。這是由于水分從濕潤(rùn)層運(yùn)移到干燥層后，濕潤(rùn)層的水分減少，干燥層的水分增加，土壤中各個(gè)深度處的含水率趨于均勻，這使得濕干層之間的水勢(shì)梯度減小，其水力傳導(dǎo)度減小。另一方面，土壤表層與大氣接觸，滴灌結(jié)束后由于土壤表層的空氣流通，使得表層土壤中的水分沿毛管不斷向上運(yùn)移并蒸發(fā)為水蒸氣;當(dāng)其水分減少到一定程度之后，表層和其下面土層之間水力梯度增加，下面土層中的水分就會(huì)補(bǔ)給到表層供其蒸發(fā)。正是在上述情況下，實(shí)現(xiàn)土壤水分再分布。

目前使用滴灌灌溉方式的植物主要是瓜果蔬菜，主根系深度一般都集中在30 cm 左右［16-17］。由圖3 可以看出:在滴灌條件下土壤含水率在深度5 ～35 cm 土層一直保持較高數(shù)值，該深度范圍是作物根系吸收水分最強(qiáng)烈的區(qū)域;根系吸水會(huì)使得土壤中5 ～35 cm 深度的水分向更深處運(yùn)移的數(shù)量逐漸減小，這樣進(jìn)一步提高了水分利用效率，實(shí)現(xiàn)預(yù)期的灌水效果。

3 結(jié)論

1)滴灌點(diǎn)源水分滲入土壤之后，隨著距滴頭距離的增加，入滲濕潤(rùn)體內(nèi)的土壤含水率降低，濕潤(rùn)鋒交匯界附近的土壤含水率一般均不小于相同土壤深度的含水率。隨著灌水的持續(xù)進(jìn)行，上層土壤含水率的增加速率逐漸減小。

2)灌水停止后，土壤水分進(jìn)行再分布，上層的水分逐漸遞減，而下層土壤的水分逐漸增加，且隨著時(shí)間的延長(zhǎng)，水分變化的速率越來(lái)越慢。

3)以大興粉壤土為滴灌對(duì)象，采用滴頭流量1.5 L/h 的滴灌帶，滴灌5 h 左右。由于土壤水分的下移及表層水分的蒸發(fā)，土壤含水率的分布趨向均勻，雖20 和35 cm 深度處的含水率數(shù)值差逐漸減小，但垂直剖面上5 ～35 cm 土層仍保持較高數(shù)值，在滴灌交匯條件下不會(huì)產(chǎn)生深層滲漏;因此，大興粉壤土耕作中使用滴灌方式具有適用性，在作物或景觀植物選栽、灌水方式選擇時(shí)，可以以此為參考。