劉小媛，高佩玲，2，張晴雯，王乃江，趙連東

(1.山東理工大學(xué) 農(nóng)業(yè)工程與食品科學(xué)學(xué)院， 山東 淄博 255000； 2.山東理工大學(xué) 資源與環(huán)境工程學(xué)院， 山東 淄博 255000;3.中國農(nóng)業(yè)科學(xué)院農(nóng)業(yè)環(huán)境與可持續(xù)發(fā)展研究所， 北京 100086)

我國淡水資源缺乏，時空分布不均，但淺層地下微咸水資源比較豐富。依據(jù)微咸水分類標(biāo)準(zhǔn)，我國一般認(rèn)為含鹽量在2～5 g·L-1范圍內(nèi)的水資源為微咸水[1]。據(jù)統(tǒng)計，中國地下微咸水資源約200億m3,其中可開采水量為130億m3,大部分存在于地下10～100 cm處，宜于開采利用。山東省處于我國黃淮海平原的中部，是我國嚴(yán)重缺水省份之一，水資源已經(jīng)成為制約山東省社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展的“瓶頸”。山東省礦化度大于2 g·L-1的咸水資源主要分布在黃泛平原區(qū)和濱海平原區(qū)，總面積18 091 km2,其中濰坊、東營、濱州分布面積較大，科學(xué)合理開發(fā)利用微咸水資源，對于緩解淡水資源短缺，擴(kuò)大農(nóng)業(yè)水源，抗旱增產(chǎn)有著極其重要的作用。

近年來，國內(nèi)外一些學(xué)者對微咸水灌溉與土壤水鹽運(yùn)移及作物生長之間的關(guān)系做了相關(guān)研究。在微咸水灌溉對土壤理化性質(zhì)的影響方面，蘇瑩等[2-5]研究表明，在一定礦化度范圍內(nèi)，土壤入滲能力隨著微咸水礦化度的增加而增大；但超過一定的礦化度，隨著礦化度的增加，帶入土壤中鈉離子數(shù)量增加，土壤導(dǎo)水能力下降。任長江等[6]研究了不同初始氯化鈉含量對入滲特性的影響，認(rèn)為土壤初始含鹽量越高，入滲濕潤鋒、累積入滲量和入滲率越小。畢遠(yuǎn)杰等[7]得出入滲水頭對入滲系數(shù)、入滲指數(shù)、累積入滲量以及濕潤鋒推進(jìn)距離都有顯著的影響，呈現(xiàn)出顯著性起伏與相對平穩(wěn)的交替趨勢。針對微咸水灌溉對作物生長以及產(chǎn)量的影響，學(xué)者們主要研究了作物對鹽分的抵抗、吸收及其在作物體內(nèi)的轉(zhuǎn)移[8-20]。研究表明：微咸水灌溉在帶入土壤水分的同時帶入鹽分，不僅造成鹽漬化的潛在危機(jī)，而且可能對植株生長造成直接影響。以上研究主要集中于對微咸水灌溉下非鹽堿土壤水鹽運(yùn)移特征的研究，對于微咸水灌溉條件下重度鹽堿耕地土壤水鹽運(yùn)移規(guī)律的研究尚未報道。

本文以山東省東營市重度鹽堿土為研究對象，分析微咸水灌溉條件下土壤水鹽運(yùn)移規(guī)律。通過室內(nèi)試驗，研究淡水及4種不同礦化度(2，3，4，5 g·L-1)微咸水對重度鹽堿土累積入滲量、濕潤鋒運(yùn)移深度、土壤含水率、入滲歷時、入滲速率的影響；分析微咸水灌溉條件下，土壤水入滲模擬模型的適用性。以上研究將為重度鹽堿耕地微咸水合理高效利用，提供理論和數(shù)據(jù)支持。

1 材料與方法

1.1 供試土樣的基本性質(zhì)

供試土壤取自山東省東營市墾利縣的棉花耕地，從表層至60 cm深度每隔20 cm分層取土，土樣經(jīng)過風(fēng)干、碾壓、篩分(2 mm篩)、均勻混合后制備成室內(nèi)試驗土樣。對土壤的基本物理化學(xué)性質(zhì)進(jìn)行測定，風(fēng)干土含水率為1.00%，飽和含水率為33.63%，EC5∶1為0.965 ms·cm-1，初始含鹽量為4.099 g·kg-1,按照我國華北平原土壤鹽堿化程度分級標(biāo)準(zhǔn)，供試土壤為重度鹽堿化土壤。利用Mastersizer3000型激光粒度儀測定土壤顆粒組成，顆粒組成見表1，且按照國際制土壤質(zhì)地分類標(biāo)準(zhǔn)對供試土壤的質(zhì)地進(jìn)行劃分。在取擾動土的同時，利用200 mm3環(huán)刀分層(0～20，20～40，40～60 cm)取原狀土，在室內(nèi)測定土壤容重為1.41 g·cm-3和田間持水率為27.85%。

表1 供試土壤顆粒組成及分類 Table 1 Granulometric composition and classification of the experimental soil

1.2 灌溉水量及水質(zhì)

灌水量根據(jù)SL207-98《節(jié)水灌溉技術(shù)規(guī)范》[21]中的有關(guān)參數(shù)和試驗地的實際情況采用下式計算：

M=H(θmax-θ0)γ

(1)

式中，H為土壤計劃濕潤層深度，由于在地下水位較高的鹽堿化地區(qū)，計劃濕潤層深度不宜大于60 cm，故H取60 cm；θmax為土壤計劃濕潤層所允許的最大含水率(占干土重)，一般為田間持水率，取27.85%；θ0為土壤計劃濕潤層初始含水率(占干土重)，取1.00%；γ為土壤容重，取1.41 g·cm-3。由公式(1)計算得到一次實驗的灌溉水量為22.71 cm。

室內(nèi)試驗所采用的不同礦化度的微咸水是利用化學(xué)試劑配制而成，根據(jù)試驗水質(zhì)需要，利用研究區(qū)淺層地下水的化學(xué)組成進(jìn)行配水。不同礦化度微咸水所需各種可溶性鹽的量見表2。同時使用蒸餾水作為淡水(0g·L-1)對照。

1.3 試驗設(shè)備

試驗設(shè)備主要包括試驗土柱和供水設(shè)備。試驗土柱采用有機(jī)玻璃材料制成，內(nèi)徑為8cm，高為90cm，土柱側(cè)面10cm以下，每隔5cm開一圓形取樣口，其直徑為15mm，便于取土進(jìn)行土壤含水率分析；利用馬氏瓶供水，其內(nèi)徑為8cm，高為50cm，供水水頭控制在2cm左右。在試驗前按照當(dāng)?shù)仄骄葜胤?6層(每層5cm厚)均勻填裝。試驗裝置如圖1所示。

表2 不同礦化度水質(zhì)化學(xué)組成Table 2 The chemical composition of different saline water

注：1.輸水軟管;2.試驗土柱;3.馬氏瓶;4.進(jìn)氣管;5.進(jìn)氣口;6.桌面;7.取土口

Note：1,waterhose; 2,soilcolumn; 3,markovbottle; 4,airinletvent; 5,airinlet; 6,desk; 7,soilextractionport

圖1 一維垂直積水入滲試驗裝置圖

Fig.1Experimentdevicediagramofonedimensionverticalinfiltrationtest

1.4 試驗過程

將初始含水量為1%的供試土樣按土壤容重1.41g·cm-3分16層(每層5cm厚)均勻裝入土柱，每層裝入質(zhì)量為358.00g土壤后,利用壓實器壓實土壤，使其達(dá)到規(guī)定高度5cm,填裝完畢后，在土表放置與土柱截面積相同的濾紙，以防止灌水時對表土的沖刷。利用馬氏瓶供水，進(jìn)行垂直入滲試驗。

在試驗過程中，按照先密后疏的時間間隔定時觀察、記錄土柱濕潤鋒遷移深度和馬氏瓶水位。當(dāng)灌水定額入滲結(jié)束后，立即從土表至濕潤鋒處每隔5cm沿垂向提取土樣，用烘干法測定土壤含水量。

1.5 土壤入滲過程模型簡介

土壤水分入滲指降水或灌溉水由地表進(jìn)入土壤的過程，屬于土壤水分運(yùn)動的一部分，并與地表產(chǎn)流、降雨后土壤水再分配、農(nóng)田水分最優(yōu)調(diào)控、土壤侵蝕、養(yǎng)分隨水分的遷移、農(nóng)業(yè)面源污染等問題密切相關(guān)。

土壤入滲模型能夠表示入滲速率隨時間變化規(guī)律，從而對土壤入滲過程作出定性或定量的評價。國內(nèi)外一些學(xué)者對此進(jìn)行了研究，并提出了許多入滲模型，目前影響較大的有Green-Ampt模型，Kostiakov模型，Kostiakov-Leiws模型,philip模型和Horton模型等[22-26]?；趯崪y數(shù)據(jù)，利用以下三種模型進(jìn)行分析。

(1)Kostiakov入滲模型：

I=Ktα

(2)

式中，I為累積入滲量(cm)；t為入滲時間(min)；K,α為入滲參數(shù)。

i(t)=Kt-α

(3)

式中，i(t)為t時刻的入滲率(cm·min-1)；K為入滲系數(shù)，表示第一時間末的土壤入滲率(cm·min-1)；t為入滲時間(min)。

Kostiakov入滲方程是一個典型的經(jīng)驗公式，模型參數(shù)較容易通過實測資料或試驗獲取，因而在田間灌溉，短歷時入滲研究和實踐中得到普遍應(yīng)用。

(2)Philip入滲模型：

I=1/2St-0.5+A

(3)

式中，I為入滲率(cm·min-1);S為土壤吸濕率(cm·min-0.5)；t為入滲時間(min)；A為常數(shù)(cm·min-1)，通常代表穩(wěn)定入滲率或穩(wěn)定下滲強(qiáng)度。

(3) Green-Ampt入滲模型：

i(t)=Ks(Zf+Sf+H)/Zf

(4)

式中，i(t)為t時刻的入滲率(cm·min-1)；Ks為土壤表征飽和導(dǎo)水率(cm·min-1)；H為土壤表面積水深度(cm)；Sf為濕潤鋒面吸力(cm)；Zf為濕潤鋒深度(cm)。

該模型研究的是初始干燥土壤在薄層積水條件下入滲問題?；炯俣ǎ喝霛B時存在明確水平濕潤鋒面，同時具有固定不變的吸力Sf，土壤含水率分布呈現(xiàn)階梯狀，濕潤區(qū)為飽和含水量，濕潤鋒前為初始含水率。

本文將采用這些模型，對微咸水灌溉條件下重度鹽堿土入滲過程進(jìn)行模擬，分析其適用性。

2 結(jié)果與分析

2.1 微咸水礦化度對累積入滲量的影響

累積入滲量指在一定時間內(nèi)通過單位面積的總水量。不同礦化度微咸水灌溉下，累積入滲量隨入滲時間的變化如圖2。5個處理的累積入滲量均隨時間的延長而增加，但增長的速度逐漸變緩，灌水定額入滲結(jié)束時入滲歷時大小順序為：5 g·L-1<3 g·L-1<4 g·L-1<2 g·L-1<淡水。在相同入滲歷時內(nèi)，隨著入滲水礦化度的增加，累積入滲量也隨之增加。造成這種變化規(guī)律的原因是微咸水改善了土壤結(jié)構(gòu)，增強(qiáng)了土壤的導(dǎo)水能力，使累積入滲量也隨之增加。但與淡水相比，2，3，4，5 g·L-1微咸水累積入滲量隨入滲時間的變化差異較小，曲線基本重合，主要原因可能是研究土樣是重度鹽堿土壤，離子含量豐富，且為砂質(zhì)壤土，大孔隙多，入滲能力較強(qiáng)，故入滲水礦化度增加對其影響相對較小。

圖2 不同礦化度微咸水累積入滲量隨時間的變化

Fig.2 Relationship between cumulative infiltration and time under different mineralization degrees of infiltration water

由圖2可知，不同礦化度累積入滲量隨入滲時間的增加呈現(xiàn)冪函數(shù)增加趨勢，符合Kostiakov模型對累積入滲量I與入滲時間t之間關(guān)系的表述。因此，利用Kostiakov模型對試驗數(shù)據(jù)進(jìn)行擬合，擬合結(jié)果如表3所示，其中R2為決定系數(shù)。

由表3可知，采用Kostiakov模型模擬不同礦化度微咸水灌溉下累積入滲量與時間關(guān)系時，決定系數(shù)均大于0.99，冪函數(shù)關(guān)系成立。在不同礦化度微咸水灌溉條件下，入滲指數(shù)α變化較小，在0.498～0.514之間。但淡水與微咸水的入滲指數(shù)α差異明顯，淡水低于微咸水。隨著入滲水礦化度的增加，累積入滲量也隨之增加?？傮w而言，在不同入滲水礦化度下，入滲系數(shù)K變化幅度不大。

表3 不同礦化度下累積入滲量與時間t擬合結(jié)果 Table 3 The fitting results between cumulative infiltration and time

2.2 微咸水礦化度對濕潤鋒運(yùn)移深度的影響

濕潤鋒指在濕潤帶的末端，土壤含水量突變，與干層土有明顯的界面。不同礦化度微咸水入滲過程中濕潤鋒隨入滲時間的變化過程見圖3。不同礦化度微咸水在入滲初期，濕潤鋒運(yùn)移深度增加較快，當(dāng)入滲持續(xù)一段時間后，濕潤鋒的增加速率逐漸變小。在相同入滲歷時內(nèi)，隨著入滲水礦化度的增加，濕潤鋒運(yùn)移深度也相應(yīng)增大。這表明：在微咸水入滲過程中，在一定濃度范圍內(nèi)，隨著微咸水礦化度的增加，土壤中的鹽分濃度不斷增大，土壤顆粒之間的排斥力降低，進(jìn)而促進(jìn)顆粒間絮凝，改變了土壤團(tuán)粒結(jié)構(gòu)，增加了土壤顆粒的團(tuán)聚性，使土壤中大孔隙增加，提高了水分在土壤中的入滲能力。

圖3 不同礦化度微咸水濕潤鋒隨時間的變化

Fig.3 Relationship between wetting front depth and time under different mineralization degree of infiltration water

2.3 濕潤鋒與累積入滲量的關(guān)系

由圖3可知，濕潤鋒與時間亦呈冪函數(shù)變化趨勢關(guān)系,對不同礦化度微咸水濕潤鋒與時間進(jìn)行了擬合，得到冪函數(shù)系數(shù)A，β，擬合結(jié)果見表4。

由表4可知，微咸水灌溉下，t的指數(shù)非常小，可近似認(rèn)為利用微咸水灌溉時，濕潤鋒與累積入滲量成線性關(guān)系，即H=CI。

表4 濕潤鋒與累積入滲量的關(guān)系 Table 4 Relationship between wetting front of soil and cumulative infiltration volume

對濕潤鋒與累積入滲量關(guān)系進(jìn)行擬合，見表5。隨著入滲水礦化度的增加，擬合系數(shù)C也隨之增大，即累積入滲量隨著礦化度的增加而增大。擬合結(jié)果與試驗所得結(jié)果一致。

表5 濕潤鋒與累積入滲量H-I的擬合結(jié)果 Table 5 The fitting results between wetting front depth and cumulative infiltration

2.4 微咸水礦化度對土壤含水率分布特征的影響

土壤含水率指近地表層的含水率。不同礦化度微咸水灌溉條件下，實測土壤含水率與土層深度間變化關(guān)系見圖4。由圖4可知，由于入滲過程中土壤表面積水的存在，土壤表層含水率基本為飽和含水率，隨著入滲深度的增加，土壤質(zhì)量含水率呈陡峭的下降趨勢，在濕潤鋒處達(dá)到最小值。隨著微咸水礦化度的增加，同一土層的含水率呈現(xiàn)增大的趨勢。礦化度為4 g·L-1的微咸水入滲結(jié)束后土壤含水率最大，大于2，3，5 g·L-1,均遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于淡水。這主要是由于隨著微咸水礦化度的增加，由入滲水帶入土壤中的Na+數(shù)量隨之增加，Na+使土壤顆粒收縮，膠體顆粒的分散和膨脹，破壞土壤團(tuán)聚體結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致土壤導(dǎo)水能力降低，從而導(dǎo)致土壤含水率減少。

2.5 入滲率模型分析

土壤入滲率又稱土壤滲透速率，其在任意時刻的大小i(t)與此時代表處的土壤水分通量q(0,t)相等，反映了土壤的入滲性能。

目前的土壤入滲模型大多針對淡水入滲過程建立起來的，這些模型是否適合描述微咸水入滲過程需要深入研究。因此本研究分別用philip模型，Green-Ampt模型，Kostiakov模型對不同礦化度下微咸水入滲試驗數(shù)據(jù)進(jìn)行擬合，比較三種模型的適用性。采用三種模型擬合后的入滲參數(shù)、相關(guān)性以及顯著性見表6。

圖4 不同礦化度下土壤含水率隨土層深度的變化

Fig.4 Moisture content of soil profile under different mineralization degree of infiltration water

從表6可以看出，采用philip，Green-Ampt，Kostiakov模型對不同礦化度下微咸水入滲試驗進(jìn)行模擬，決定系數(shù)都在0.94以上。其中，Philip模型，Green-Ampt模型在對淡水入滲過程擬合時，得到的穩(wěn)定入滲率A，土壤表征飽和導(dǎo)水率Ks,濕潤峰處的土壤水吸力Sf為負(fù)數(shù)，與實際情況不符。Kostiatov模型中，入滲指數(shù)α隨入滲水礦化度的增加而降低，入滲系數(shù)k隨入滲水礦化度的增加呈現(xiàn)增加的趨勢，說明微咸水礦化度越高，入滲率衰減越慢。與Green-Ampt模型和Philip模型相比，Kostiakov公式的擬合結(jié)果更符合于入滲的真實過程。

3 結(jié)論與討論

山東省東營市重度鹽堿土壤在華北地區(qū)非常典型，本文對微咸水一維垂直入滲試驗中微咸水礦化度對重度鹽堿土壤入滲特征的影響進(jìn)行了研究。通過研究得到以下結(jié)論：

1) 累積入滲量和濕潤鋒運(yùn)移深度隨微咸水礦化度的增加呈現(xiàn)增大的趨勢，但是增加幅度在減小。不同礦化度微咸水濕潤鋒與累積入滲量呈線性關(guān)系，累積入滲量、濕潤鋒運(yùn)移深度與入滲時間均呈冪函數(shù)關(guān)系。

表6 三種模型擬合分析結(jié)果 Table 6 The analysis results of three models

注 Note：*0.01

2) 不同礦化度微咸水土壤含水率隨著土層深度的增加呈現(xiàn)減小的趨勢。隨著入滲的進(jìn)行，濕潤鋒不斷前移，含水率的分布曲線由比較陡直逐漸變?yōu)橄鄬ζ骄?。?dāng)微咸水礦化度增加時，同一土層的含水率亦呈現(xiàn)增大的趨勢。

3) 采用Kostiakov模型，Philip模型和Green-Ampt模型模擬了微咸水在重度鹽堿土中的入滲過程。研究結(jié)果表明，Kostiakov模型可以很好地描述重度鹽堿土壤入滲率與入滲時間的關(guān)系。

本研究對于華北地區(qū)利用微咸水進(jìn)行灌溉具有一定的指導(dǎo)意義。重度鹽堿耕地土壤在不同微咸水灌溉模式下的水鹽運(yùn)移規(guī)律，將在后續(xù)研究中進(jìn)一步分析。

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