盐渍土水分下渗能力及水盐动态运移试验

孙晓庆，卞建民，赵玉红，杨 平，孟修敬

（1.吉林大学新能源与环境学院，长春 130021；2.中兵勘察设计研究院有限公司，北京 100053）

0 引言

在世界干旱和半干旱地区分布着大面积的盐渍土，且在原来没有盐渍化土壤的地区，由于农业灌区灌排管理不当等原因，在特定地质条件下同样易引起土壤次生盐渍化问题，严重影响农业的可持续发展，土壤盐渍化防治已成为农业生产中的重要问题之一。盐渍土在灌溉或降雨等条件下的水盐动态和水盐运动规律已成为防止盐渍土产生及其防治的重要理论研究基础［1-3］，更是研究盐渍土的形成，冲洗、排水与种稻等改良措施效果的前提条件，具有重要的实际意义［4-7］。

土壤水盐动态运移规律研究，首先要了解水分的运移动态规律，目前已有很多学者采用不同的方法对于土壤水分入渗规律展开了大量研究，总结了众多土壤水分入渗模型，主要分为三类：基于物理意义的模型，包括Green-Ampt 模型、Philip 公式（1957）、Smith模型、Smith-Parlange 入渗公式；半经验模型，包括Horton 模型、Holtan 模型、Overton 模型、Singh-Yu 模型；经验模型，包括Kostiacov 模型、Huggins-Monke 模型、修正的Kostiacov模型、Collis-George 模型等。其中Kostiacov模型是最简单的入渗模型，虽然其参数没有明确的物理意义，但由于其形式简单与计算方便，且没有太多的条件要求，所以应用比较广泛［8-12］。

在土壤水分下渗模型研究的基础上，针对盐渍土区的水盐动态展开研究。赵永敢等通过土柱模拟试验，对比研究了秸秆隔层及其构成因素对土壤水分入渗、蒸发过程，毛管水运动和潜水蒸发特性的影响，揭示了“上膜下秸”对土壤水盐运移的调控过程与机理，表明入渗过程中，秸秆隔层与土层交际面处的水势逆差使隔层对其上土壤具有长期的储水作用，同时促使土壤中可溶性盐充分溶解后随水下渗，降低了隔层以上土壤含盐量［13-21］。赵文娟等对宁夏银北地区典型试验区在春夏季的盐渍土水盐动态变化进行试验研究，在整个试验监测期内，浅表层土壤的水盐动态变化最为剧烈。在浅层土壤水平断面中，土壤含水率呈现出东北高西南低的曲面形态，这一曲面随时间而波动，变幅随深度的增加而减小。与土壤含水率变化规律相反，监测期内土壤水盐动态变化剧烈［22-29］。综合上述研究，学者针对盐渍土区特定的水土环境进行水盐动态运移规律的研究，论述了不同农业区域，土壤水分和盐分的动态分布及耦合作用。

不同盐渍土土壤结构影响土壤水盐的动态分布，同时也具有不同的水分下渗规律。在以往研究基础上。本文设计定水头分层土壤水分下渗试验和变水头土壤剖面水分下渗试验，针对吉林西部盐渍土区不同深度与不同结构的土壤剖面，展开灌溉条件下定水头与变水头供水时水分下渗规律、下渗能力及水盐动态运移规律研究，为区域盐渍土的演变和防治研究提供重要的理论基础。

1 材料与方法

1.1 试验土样

试验土样取自吉林西部大安地区，为盐渍土。分5 个剖面进行取样，深度合计100 cm，每个剖面20 cm，剖面由上之下依次记为P1、P2、P3、P4、P5。土壤理化性质测定结果见表1。采用激光粒度仪进行土样颗粒分析，结果见表2。

表1 土样理化性质测定结果

表2 土样颗粒分析结果 %

1.2 试验设备

土壤试验装置分为定水头供水下渗装置和变水头供水下渗装置，见图1。定水头供水下渗装置用于进行分层土壤水分下渗实验，识别每层土壤的下渗能力及土壤水分分布，主要由可控制定水头的马里奥特供水装置、装样桶两部分构成；变水头供水下渗装置用于下渗水分和盐分在土壤100 cm 剖面的动态运移规律识别试验，装置设置两排观测孔，一排用于安装土壤负压计，测负压水头；另一排用于安装多参数测定仪，测定土壤含水率、孔隙水电导率、土壤体电导率指标。

图1 试验装置示意图

1.3 试验方案设计

本试验主要从定水头和变水头供水两个角度对盐渍化土壤水盐下渗规律进行研究，通过测量不同深度土壤的含水率及电导率值，分析盐渍土不同土壤层的贮存和拦截水分的能力，以及土壤水分形态，总结100cm深度剖面土壤水分下渗过程中水盐运移动态规律。试验方案见表3。

表3 土壤水盐下渗试验方案

1.4 试验步骤

（1）采用5 个定水头供水下渗试验装置，按照P1～P5 每层的实际干容重（见表1）分别装样，供水箱装满水，连接好仪器，地表供水水深恒定2 cm，进行方案1 的下渗实验。

（2）采用变水头供水下渗试验装置，按照P1～P5每层的实际干容重（见表1）装样，由下至上浸润土柱，测量不同观测点的含水率，满足采集土壤初始含水率后开始实验，初始地表供水水深5 cm，进行方案2 的下渗实验。

（3）定水头下渗湿润锋到达剖面底部试验即终止，测定P1～P5 土柱表面以下4、7 cm处土壤含水率；当变水头供水的水深在蒸发和下渗共同作用下，水深为0 时停止试验，实验中测定不同观测点（20、40、60、80、100 cm）不同时间（间隔20 h 测量1 次，合计22次）的下渗率、孔隙水及土壤体电导率。

2 结果与分析

2.1 土壤水分下渗规律

根据定水头下渗实验，测试P1～P5 土壤剖面入渗率及累积下渗量（以供水水箱的下降刻度cm表示）随时间变化数据，绘制两者变化曲线，见图2。根据变水头供水下渗实验数据，绘制入渗率、累积入渗量随时间的变化曲线，见图3。

图2 定水头下渗实验各层剖面土壤入渗率与累积下渗量随时间变化

图3 变水头下渗实验土壤入渗率及累积入渗量随时间变化曲线

土壤入渗率及累积入渗量随时间变化曲线拟合的函数关系符合幂函数，与分层下渗实验中各剖面的下渗变化规律相同，均符合积水入渗Kostiakov模型，

式中：i为入渗率；I为累积入渗量；a、n是与土壤质地、初始含水率等有关的参数；t是积水时间。

根据试验数据，获得土壤入渗率、累积下渗量随时间变化趋势线函数式，拟合Kostiakov 入渗模型，得到定水头供水下渗P1～P5 及变水头下渗模型具体函数关系式及参数a、n值，见表4。

根据实验实测值与模型模拟值拟合，绘制图4。图4（a）～（e）与图4（a1）～（e1）分别为定水头供水土壤下渗实验的入渗率及入渗量实测值与Kostiakov 模型模拟值拟合效果，图4（f）与图4（f1）分别为变水头供水土壤下渗实验的入渗率及入渗量实测值与Kostiakov模型模拟值拟合效果。由图可知，拟合效果较好。根据试验结果，定水头分层土壤水分下渗及变水头供水土壤水分下渗两种试验方案条件下，水分下渗过程均符合积水入渗Kostiakov模型。

2.2 土壤水分动态规律

对于农田灌溉，土壤对水分的拦截能力是水土保持能力的重要指标。在下渗规律探讨的基础上，进行土壤下渗过程中水分形态的阐述，及各层土壤水分拦截能力分析。下渗过程中土壤剖面不同位置，土壤水分处于不同的水分分带，水分存在形式不同，反映了不同剖面处土壤拦截贮存水分的能力。

表4 P1～P5 土壤入渗率及累积下渗量Kostiakov模型及相关参数

图4 供水土壤剖面入渗率、累积入渗量模拟值与实测值对比

一般情况下，土壤水分分布带分为结合水带、孔角毛细水带、悬挂毛细水带、支持毛细水带及饱水带。随着土壤水分下渗阶段的不同，土壤含水率、水分存在形式及下渗水分的主要受力作用都均不同，详见表5。

表5 土壤水分下渗过程水分存在形式和受力分析

下渗过程的渗润阶段，下渗水分受分子力的作用远大于毛管力，结合水使土壤产生较强吸收水分的能力，当接受外源补给，含水率显著增加，土壤结合水带外层，增加孔角毛细水，结合水和孔角毛细水的存在，外源补水入渗至此，不易向下运移，停留在该土壤层，起到贮存水分的作用，土壤具有较强的拦截和贮存入渗水分的能力。当土壤水分达到最大分子持水量时，下渗水分仅受毛管力作用，渗润阶段终止，开始进入渗漏阶段。随着毛管悬挂带向下扩展，水分不断下渗，当土壤含水量接近或超过孔角毛细水的最大含水率界限时，土壤水进入支持毛细水范围，入渗水分能比较顺利的对潜水进行补给，起到传输水分的作用。当土壤水分达到饱和态时，下渗水分仅受重力作用，进入下一个渗透阶段，水分传输作用最强，为支持毛细水带，与饱水带相连紧密。重力远小于分子力和毛管力，且稳定、不会消失，因此，渗透阶段土壤水分下渗强度小且稳定。

本实验中采用土壤多参数测定仪，进行定水头供水下渗实验终止时刻不同深度土壤含水率测定。根据实验结果，P4 和P5 两个剖面分别在实验进行第8 070 min和1 316 min后，装置底部发生渗水，定水头供水下渗实验结束后，P1～P5 不同深度（4 cm 及7 cm）含水率随着土壤深度的增加而增加。P1～P5 同一深度的含水率变化依次为P5 ＞P4 ＞P3 ＞P2 ＞P1，见表6。根据各剖面的土壤颗粒分析结果，P1、P2 属于粉质黏土，P3～P5 则属于黏土，结合土壤含水率变化与粘性土土壤水分动态的分布关系，分析P1～P5 土壤入渗实验结束后土壤水分的存在形式。

表6 分层下渗实验土壤水分存在形式对比

根据定水头充分供水的下渗试验，0～40 cm（P1～P2）土层土壤水分由结合水带扩展至悬挂毛细水带的时间大于40～100 cm（P4～P5）土层，在0～40 cm土层具有较强的拦截和贮存入渗水分的能力。

2.3 土壤盐分运移趋势

变水头供水条件下，土壤水分下渗影响着土壤剖面盐分的再分配状态。根据实验结果，不同土壤剖面孔隙水电导率及土体电导率变化，见图5。

由图5 可见，入渗过程中，仅P1～P2 剖面土壤孔隙水电导率变化具有对数函数减小变化规律，P1、P2趋势线函数决定系数分别为0.911 4、0.694 0，P1 函数匹配相关性极强，P2 较弱，P3～P5 剖面变化不大，基本平稳。说明在实验过程中，土壤表层（0～40 cm）土壤孔隙水盐分变化较为明显，P1 呈对数函数关系显著减小，P2 在波动幅度较大的情况下逐渐减小，减小程度弱于P1。深层土壤（40～100 cm）孔隙水盐分含量大小顺序为P3 ＞P4 ＞P5，且每层数值基本保持平稳。

图5 P1～P5土壤孔隙水电导率变化图

与土壤孔隙水电导率值变化对比，P2 土壤体电导率值同样波动幅度最大，无规律可循，说明P2 为土壤体盐分变动带。P1、P3～P5 剖面的土壤体电导率值呈对数函数减小，见图6。

图6 P1～P5土壤体电导率变化图

由上述分析，在变水头供水条件下，随着入渗的进行，土壤孔隙水的盐分运动显著区集中在0～40 cm土层处。土壤体盐分在0～100 cm土层均逐渐减少。综合土壤孔隙水和土壤体盐分运移，P2 均在波动较大的范围内逐渐减小。P1 盐分减少的幅度大于P2，且土壤孔隙水盐分减少幅度大于土壤体。P3～P5 土壤孔隙水的盐分基本平稳，而土壤体的盐分呈对数下降趋势，由此分析，P3～P5 土壤孔隙水盐分下渗运移通量得到了土壤体盐分的补充，下渗与补给两者达到动态平衡。因此，P3～P5 土壤孔隙水的盐分含量表现一定范围内的平稳状态。

3 结语

定水头供水分层盐渍化土壤下渗及变水头供水土壤剖面下渗试验中，水分下渗率及累积下渗量的变化规律均可由积水入渗Kostiakov 模型来刻画。定水头供水土壤分层下渗试验结果，显示盐渍土浅层土壤（0～40 cm）相对于深层土壤（40～60 cm）具有较强的拦截和贮存入渗水分的能力。由变水头供水下渗试验结果，盐渍土土壤盐分变动带位于浅层0～40 cm，且20～40 cm的土壤盐分波动幅度较大。深层土壤（40～60 cm）孔隙水溶液下渗盐分通量由土壤体盐分补充，二者达到动态平衡，深层土壤（40～60 cm）孔隙水溶液盐分在试验中数值相对平稳。变水头与定水头相结合的土壤水分下渗实验。