申子航，沈 暉,2,3，田軍倉,2,3，陳海銀，卿家駿，李宇揚，趙廣商

(1.寧夏大學(xué) 土木與水利工程學(xué)院，寧夏 銀川 750021；2.寧夏節(jié)水灌溉與水資源調(diào)控工程技術(shù)研究中心，寧夏 銀川 750021；3.旱區(qū)現(xiàn)代農(nóng)業(yè)水資源高效利用教育部工程研究中心，寧夏 銀川 750021)

0 引 言

壓砂是指將粗砂?；蚵咽瘖A粗砂按6～15 cm厚度鋪蓋在地表，是適用于中國西北干旱地區(qū)的獨特的耕作方式[1]。砂田具有蓄水保墑的能力，能有效地減少土壤水分蒸發(fā)，增加土壤滲水能力，減少土壤侵蝕[2]。白一茹[3]研究發(fā)現(xiàn)，礫石覆蓋厚度對土壤的初始入滲率以及入滲初期的衰減速率有十分顯著的影響，即隨著覆蓋厚度的增加，土壤的初始入滲率以及入滲初期的衰減速率也隨之增加；趙文舉[4]通過野外大田實驗研究發(fā)現(xiàn)，壓砂能夠顯著提高土壤水分的入滲能力；王小燕[5]通過人工模擬降雨試驗研究發(fā)現(xiàn)，礫石覆蓋厚度對入滲速率影響顯著，隨著礫石覆蓋度的增加入滲速率也明顯增加。土壤入滲是指水分進入土壤形成土壤水的過程，它是大氣降水、地面水、土壤水和地下水相互轉(zhuǎn)化的一個重要環(huán)節(jié)，是自然界水循環(huán)中的一個重要過程，也是決定著降水或灌溉水進入土壤的過程[6]。微咸水入滲影響土壤的理化性質(zhì)，當(dāng)含鹽分的水入滲到土壤中時，隨著土壤鹽分被淋洗，土壤內(nèi)部不同深度的土壤鹽分會隨著含鹽水的入滲逐漸產(chǎn)生差異，影響土壤的入滲性能，具體表現(xiàn)為隨著入滲水鹽分的增加，土壤的初始入滲率，穩(wěn)定入滲率均出現(xiàn)減小的情況[7]。郭太龍[8]等通過微咸水一維積水入滲試驗研究發(fā)現(xiàn)，土壤的入滲能力隨著礦化度的減小而降低；楊艷[9]等通過研究不同水質(zhì)灌溉條件下對土壤物理性質(zhì)的影響得出結(jié)論，堿土在不同礦化度微咸水灌溉下，土柱下層土壤的含水量與含鹽量均有較大差異。對于土壤容重對入滲能力的影響研究，一個比較統(tǒng)一的基本結(jié)論是：對于同一種土壤，入滲速率、累積入滲量和濕潤鋒運移情況會隨著土壤容重的增加而減小。溫以華[10]研究發(fā)現(xiàn)，在同一質(zhì)地不同容重條件下，水動力彌散系數(shù)隨容重的增加而減少。趙文舉[2]研究發(fā)現(xiàn)，容重對入滲深度有明顯影響，容重越大，入滲深度越小。因此，不同入滲水質(zhì)對不同容重土壤的入滲性能確實有一定的影響。故研究灌溉水質(zhì)對土壤入滲性能的影響對減少地表徑流、增加土壤入滲、防止土壤侵蝕和合理提供農(nóng)田灌溉技術(shù)參數(shù)等具有重要意義[11]。

1 試驗材料

1.1 試驗地概況

供試土壤取自寧夏中衛(wèi)市沙坡頭區(qū)香山鄉(xiāng)壓砂地。試驗取0～60 cm土層的土樣，土壤顆基本物理性質(zhì)見表1。

表1 土壤基本物理性質(zhì)Tab.1 Basic physical properties of soil

1.2 試驗裝置

試驗裝置包括試驗土柱和供水裝置，試驗土柱采用高100 cm、直徑為20 cm的透明有機玻璃圓柱體；供水裝置采用帶刻度的馬氏瓶，可實現(xiàn)恒定水頭2 cm下的自動供水。試驗環(huán)境溫度適宜，無外在因素影響。

1.3 試驗方法

試驗土壤經(jīng)風(fēng)干、除雜、碾壓后過2 mm的篩，將過篩后的土壤混合均勻后按照試驗點當(dāng)?shù)貕荷澳晗逓? a(容重為1.35 g/cm3)和壓砂年限為10 a(容重為1.45 g/cm3)的土壤分層均勻裝入有機玻璃土柱，每5 cm為1層，裝土高度為75 cm。為了防止土粒流失并保持透氣性，裝土前先在土柱底部鋪好一層粗濾紙，接著填放3 cm的碎礫石。裝土結(jié)束后在上方覆2～3 cm粒徑的沙礫，厚度13 cm。分別采用不同電導(dǎo)率的水(0、2.5、5.0、7.5 mS/cm)進行入滲試驗。試驗過程中觀測入滲水量和累積入滲量，濕潤鋒到達土柱底部約60 cm處結(jié)束，并從濕潤鋒向上每隔10 cm提取土樣，并將土樣分成兩份，一份用烘干法測得土樣的含水率，一份用水土比為5∶1的浸提液測電導(dǎo)率值，再轉(zhuǎn)化為土壤含鹽量。

2 結(jié)果與分析

2.1 灌溉水質(zhì)對壓砂地土壤入滲時間的影響

由圖1可以看出，容重為1.35 g/cm3的土壤在4種水質(zhì)作用下的土壤入滲時間由短到長分別為：電導(dǎo)率7.5 mS/cm、電導(dǎo)率5.0 mS/cm、電導(dǎo)率2.5 mS/cm、電導(dǎo)率0 mS/cm。容重為1.45 g/cm3的土壤入滲規(guī)律與容重為1.35 g/cm3的土壤相同，但是由于在一定的時間范圍內(nèi)隨著土壤容重的增加，入滲時間也隨之增加，這是由于隨著土壤容重的增加，土壤孔隙率減小，導(dǎo)致水分的運動過程受到阻礙，從而影響到入滲時間[12]。

2.2 灌溉水質(zhì)對壓砂地土壤入滲率的影響

入滲率是單位時間內(nèi)通過地表單位面積入滲到土壤中的水量，入滲率反映土壤的入滲性能，受土壤質(zhì)地等有關(guān)因素影響[13]。本實驗設(shè)置了4種不同電導(dǎo)率的水質(zhì)，不同的水質(zhì)含鹽分離子也不同，可能會對土壤入滲的過程產(chǎn)生不同的影響。與其余三種不同電導(dǎo)率的水質(zhì)相比，電導(dǎo)率為0 mS/cm的水質(zhì)入滲進入土壤后不會發(fā)生離子交換作用，而是迅速將鈉離子溶出，促進了土體的分散程度，導(dǎo)致土壤孔隙阻塞，影響土壤入滲率,導(dǎo)致土壤的入滲時間變長[14]。如圖2所示，不同水質(zhì)作用下的不同容重的土壤的入滲率變化規(guī)律和趨勢基本相同，均隨時間的增加呈現(xiàn)冪指數(shù)下降趨勢，最終趨于穩(wěn)定。這是由于土壤含水量的增加，土壤水勢較少，土壤含水量接近飽和，最后趨于平緩到達穩(wěn)定入滲階段[13]，土壤容重為1.35 g/cm3和土壤容重為1.45 g/cm3的土壤在整個入滲過程中，入滲速率由大到小分別為：7.5 mS/cm> 5.0 mS/cm>2.5 mS/cm> 0 mS/cm。表明電導(dǎo)率的增加，提高了單位時間內(nèi)水分的入滲速率。如圖2(a)所示，在容重為1.35 g/cm3的土壤的入滲初期，入滲水質(zhì)為7.5 mS/cm條件下的初始入滲速率是入滲水質(zhì)為0 mS/cm條件下的1.21倍。如圖2(b)所示，土壤容重為1.45 g/cm3的土壤的入滲初期，入滲水質(zhì)為7.5 mS/cm條件下的初始入滲速率是入滲水質(zhì)為0 mS/cm條件下的2.75倍。表明電導(dǎo)率的增加顯著提高了初始入滲速率。這是由于微咸水灌溉中的鹽分可以促進土壤水分的入滲[15]。

大量實驗研究表明，土壤質(zhì)地，土壤的均質(zhì)程度對入滲有很大的影響，被壓實后的疏松土壤，入滲速率要比壓實前減少2%[16]。為了進一步研究土壤容重對土壤水分入滲能力的影響，本研究分別選用Philip[17]、Kostiakov[18]和通用經(jīng)驗?zāi)Ｐ蚚19]對水分入滲曲線進行擬合，并用公式擬合的相關(guān)關(guān)系R2和RMSE作為評價指標(biāo)對比各公式的擬合結(jié)果。各公式模型參數(shù)擬合結(jié)果見表3。在Philip入滲模型中，參數(shù)s表征土壤入滲能力，由結(jié)果可知土壤容重的增加導(dǎo)致土壤的入滲能力減弱。在Kostiakov入滲模型中a表示初始入滲速率，b表示入滲速率的衰減程度，由結(jié)果可知初始入滲速率隨容重的增大而減小。在通用經(jīng)驗?zāi)Ｐ椭衋表示穩(wěn)定入滲率，b表示初始入滲率，由擬合結(jié)果可知土壤容重的增加，初始入滲率與穩(wěn)定入滲率均呈遞減趨勢，與實測值趨勢一致。

(1)Philip模型。

f(t)=0.5st-0.5+fc

(1)

式中：f(t)為入滲速率，mm/min；t為入滲時間，min；fc為穩(wěn)定入滲速率，mm/min；s為根據(jù)實驗求得的模型參數(shù)。

(2)Kostiakov模型。

f(t)=at-b

(2)

式中：a、b為根據(jù)試驗求得的模型參數(shù)。

(3)通用經(jīng)驗?zāi)Ｐ汀?/p>

f(t)=a+bt-n

(3)

式中：n為試驗求得的模型參數(shù)。

為了評價不同入滲模型對不同處理土壤水分入滲過程的擬合效果，用計算值和模擬值之間存在的均方根誤差RMSE和模擬方程的決定系數(shù)R2來表示。R2越大，RMSE越小，表示擬合效果最好[19]。

從表2中可以看出Kostiakov模型和通用經(jīng)驗?zāi)Ｐ偷腞2均大于0.9，并且通用經(jīng)驗?zāi)Ｐ偷臄M合度最高，其中Kostiakov模型的均方根誤差最小，結(jié)果最優(yōu)。結(jié)合R2以及均方根誤差RMSE來評價各入滲模型，Kostiakov模型的R2及均方根誤差RMSE在土壤容重為1.35 g/cm3時為0.91和0.03，在土壤容重為1.45 g/cm3時為0.95和0.01。表明Kostiakov模型具有更高的適用性。劉芝芹[20]魏恒[21]等人通過試驗研究表明Kostiakov模型擬合效果較好。

表2 不同容重土壤水分入滲特征Tab.2 Characteristics of soil moisture infiltration with different bulk densities

2.3 灌溉水質(zhì)對壓砂地土壤鹽分分布特征的影響

如圖3所示為土壤鹽分剖面在不同水質(zhì)灌溉下的變化曲線，由于4種處理水質(zhì)的鹽分的含量不同，利用其灌溉會對土壤剖面產(chǎn)生不同程度的鹽分累積。如圖3所示，在入滲結(jié)束后，不同電導(dǎo)率的微咸水入滲下的土壤剖面含鹽量的變化規(guī)律大致相同。土壤容重為1.35 g/cm3條件下，土壤的含鹽量隨著深度的增加而緩慢增加，但在濕潤鋒處出現(xiàn)急劇增加的情況，與土壤初始含鹽量(CS)相比，電導(dǎo)率為0 mS/cm入滲條件下，在0～40 cm土層的含鹽量均小于土壤初始含鹽量，說明其在不同程度上可以淋洗鹽分。土壤容重為1.45 g/cm3的條件下與土壤容重為1.35 g/cm3條件下的規(guī)律相同，土壤的含鹽量隨著入滲深度的增加而緩慢增加。由上述實驗可知，土壤的含鹽量主要受入滲水質(zhì)的電導(dǎo)率影響，在電導(dǎo)率相同的條件下，土壤

容重對土壤含鹽量的分布沒有較大的影響。

2.4 灌溉水質(zhì)對壓砂地土壤水分分布特征的影響

圖4為不同電導(dǎo)率微咸水灌溉在一維垂直入滲的過程中土壤質(zhì)量含水率的剖面分布圖。如圖4(a)所示，土壤容重為1.35 g/cm3的土壤的質(zhì)量含水率隨著入滲深度的增加呈現(xiàn)逐漸下降的趨勢，具體變現(xiàn)為在10～20 cm深度的時候，土壤的質(zhì)量含水率呈急劇下降的趨勢；在20～40 cm深度區(qū)間，土壤的質(zhì)量含水率基本穩(wěn)定在一定范圍內(nèi)；在40～60 cm深度區(qū)間，土壤的質(zhì)量含水率下降幅度與10～20 cm基本相同。在同一深度的條件下，隨著電導(dǎo)率的增加，土壤的質(zhì)量含水率也隨之增加，這是由于隨著電導(dǎo)率的增加，土壤的導(dǎo)水性能隨之增加。如圖4(b)所示，為土壤容重為1.45 g/cm3的土壤質(zhì)量含水率與入滲深度的折線圖，大致與土壤容重為1.35 g/cm3的土壤質(zhì)量含水率下降趨勢相同。但是在同一深度，土壤容重為1.35 g/cm3的土壤質(zhì)量含水率略高于土壤容重為1.45 g/cm3的土壤質(zhì)量含水率，這是由于在一定的范圍內(nèi)，隨著土壤容重的增加，土壤孔隙率隨之減小，導(dǎo)致水分的運動過程受到阻礙，進而影響到土壤的質(zhì)量含水率。

3 討 論

微咸水水質(zhì)在灌溉中鹽分可以促進土壤水分入滲，相比較于蒸餾水(電導(dǎo)率為0 mS/cm)入滲的情況下，入滲水質(zhì)電導(dǎo)率的增加，增加了土壤中的含鹽量，含鹽量的增加有利于土壤團聚體的形成，進而使土壤粒子之間的物理穩(wěn)定性下降，減小了土壤顆粒之間的排斥力，土壤膠體的絮凝作用加強，促進了土壤導(dǎo)水能力[22]。大量研究表明[23-25]，隨著入滲水質(zhì)礦化度的持續(xù)增加，土壤的導(dǎo)水性能會出現(xiàn)先增加后減小的趨勢。隨著入滲水質(zhì)電導(dǎo)率的增加，入滲過程中進入土壤的鈉離子也隨之增加，鈉離子進入土壤后與土壤膠體顆粒發(fā)生反應(yīng)，使土壤結(jié)構(gòu)以及孔隙特征發(fā)生變化，導(dǎo)致土壤的透水性和透氣性變差，使土壤的導(dǎo)水能力降低。因此入滲水電導(dǎo)率的高低不能完全決定土壤導(dǎo)水能力的強弱，這與張俐[15]的觀點相符,在多種因素交互作用下，直接分析入滲水電導(dǎo)率與土壤的入滲性能之間的關(guān)系是十分困難的，因此在實際應(yīng)用中對入滲水水質(zhì)還應(yīng)做更大范圍內(nèi)的研究，同時要考慮到土壤質(zhì)地及氣候條件等條件影響，提高結(jié)論的準(zhǔn)確性和可信度。

4 結(jié) 論

通過室內(nèi)土柱一維垂直入滲試驗研究了兩種不同容重的土壤在4種水質(zhì)入滲下土壤入滲時間、入滲率、鹽分分布特征以及含水率分布特征，主要結(jié)論如下：

(1)為研究土壤容重以及供水水質(zhì)對土壤水分垂直入滲性能的影響，通過對室內(nèi)土柱一維垂直入滲試驗研究，得出結(jié)論：水質(zhì)對土壤入滲時間和入滲率具有顯著影響。土壤容重為1.35 g/cm3的土壤相比較于土壤容重為1.45 g/cm3的土壤，其入滲過程更受水質(zhì)的影響。在一定的范圍內(nèi)隨著土壤容重增加，入滲時間以及入滲率也隨之增加，兩種土壤的初始入滲速率以及穩(wěn)定入滲率均隨電導(dǎo)率的增加而增加。通過Philip模型、Kostiakov模型和通用經(jīng)驗?zāi)Ｐ蛯λ秩霛B曲線進行擬合，各入滲模型的擬合程度均較好， Kostiakov入滲模型可以更為精確的描述兩種土壤的水分入滲過程。

(2)鹽分再分布過程中，土壤容重為1.35 g/cm3的條件下與土壤容重為1.45 g/cm3條件下的鹽分分布規(guī)律相同，土壤的含鹽量隨著入滲深度的增加而緩慢增加。這是由于土壤的含鹽量主要受入滲水質(zhì)的影響，在相同入滲水質(zhì)的條件下，土壤容重對土壤含鹽量的分布沒有較大的影響。水分再分布過程中，兩種土壤剖面呈現(xiàn)波動的狀態(tài)；土壤容重為1.35 g/cm3的土壤含水率在濕潤鋒附近較大，但是在同一深度，土壤容重為1.35 g/cm3的土壤含水率略高于土壤容重為1.45 g/cm3的土壤含水率，這是由于在一定范圍內(nèi)，隨著土壤的容重的增加，土壤孔隙率隨之減小，導(dǎo)致水分的運動過程受到阻礙，進而影響到土壤的含水率。

□