石浩楠，陳植華，胡 成，黃 琨，劉添文，王 清

(1.中國地質大學(武漢)環(huán)境學院，湖北 武漢 430074；2.中國地質調查局武漢地質調查中心，湖北 武漢 430205)

非飽和帶是連接地表水、土壤水和地下水的紐帶，存在著氣體、液體等流體的流動和多種物質與成分之間的遷移轉化過程，是人類活動的最根本的載體[1]。包氣帶是大氣水和地表水同飽和帶地下水進行水分和能量交換的樞紐，也是地表污染物進入地下水的通道，該帶內(nèi)的水分運動對整個水循環(huán)活動及土壤污染物遷移起著至關重要的作用[2-3]。土壤水分特征曲線是描述土體吸力h與土壤含水量θ之間關系的曲線(h-θ曲線)，反映了土壤水能量和數(shù)量的關系，在研究非飽和帶土壤水分流動、溶質運移以及土壤污染質遷移轉化過程中有著非常重要的作用[4]，也是研究“地表水—土壤水—地下水”三水轉化機理以及非飽和帶水汽熱耦合的一個基本參數(shù)。非飽和帶土壤水分特征曲線反映了土壤的持水性能及保水性能，在農(nóng)業(yè)農(nóng)田灌溉中有著非常關鍵的指導作用[5]。研究大別山區(qū)-江漢平原三水轉換關鍵帶黏土層典型剖面的土壤水分特征曲線，可以為研究區(qū)域內(nèi)包氣帶水分和溶質的遷移、轉化以及數(shù)值模擬提供理論和數(shù)據(jù)支持，可進一步探明非飽和帶水分運移規(guī)律，對當?shù)厮Y源的開發(fā)利用與保護也有著重要意義。

近些年來，學者們通過大量的研究建立了許多經(jīng)驗公式來擬合土壤水分特征曲線，比較常用的有：van Genuchten模型(1980)[6]、Gardner模型(1970)[7]、Gardner-Russo模型(1988)[8]、Brooks-Corey(1964)模型[9]、Frdlund and Xing模型(1994)[10]，其中van Genuchten模型、Gardner模型應用較為廣泛[11]。一些學者通過評價van Genuchten模型和Gardner模型對不同地區(qū)不同條件下土壤水分特征曲線的擬合效果，結果發(fā)現(xiàn)van Genuchten模型的擬合效果穩(wěn)定，適應范圍更廣，吻合度和擬合精度均較高[12-16]。

1 研究區(qū)概況與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于湖北省孝感市肖港鎮(zhèn)，北緯31°00′～31°10′，東經(jīng)113°45′～114°00′，地處江漢平原東北部，北接大別山，南連江漢平原，位于大別山-江漢平原過渡帶。該地區(qū)屬亞熱帶大陸季風性氣候，雨量充沛，年平均氣溫為16.2℃，年平均降水量為1 146 mm，海拔高度為20～50 m。

圖1 研究區(qū)域水文地質圖

1.2 土壤樣品的采集與測定

在研究區(qū)黏土層典型剖面處分別采集0～0.2 m、0.2～0.5 m、0.5～0.9 m、0.9～1.4 m、1.4～2.0 m、2.0～2.5 m、2.5～3.0 m、3.0～3.5 m、3.5～4.0 m、4.0～5.0 m、5.0～6.0 m、6.0～6.5 m深度的土壤樣品，采用取土環(huán)刀取原狀土樣，同時在環(huán)刀取樣位置的周邊取1.5 kg擾動土樣，并進行密封、遮光處理，防止土壤水分損失。本次共采集研究區(qū)原狀土壤樣品24個，用于測定土壤的水分特征曲線和物理性質，并選取不同層位的原狀土樣進行物理性質測試，得到研究區(qū)不同深度土壤樣品的物理性質參數(shù)見表1。

表1 研究區(qū)不同深度土壤樣品的物理性質參數(shù)一覽表

1.3 土壤水分特征曲線的測定方法及擬合模型

本試驗所用的儀器為美國SOILMOISTURE公司生產(chǎn)的5bar壓力膜儀，采取壓力膜法測定土壤的水分特征曲線，其測定方法為：將采取的原狀土樣處理后，水中浸泡24 h直至飽和，設定10個壓力水頭，分別為100 cm、300 cm、500 cm、700 cm、1 000 cm、1 500 cm、2 000 cm、3 000 cm、4 000 cm、5 000 cm，對不同層位土壤樣品土壤水分特征曲線進行測定，同一層位同時進行3次重復試驗。

由于van Genuchten模型和Gardner模型有著廣泛的適用性和較好的擬合性，因此本次采用van Genuchten模型和Gardner模型分別對研究區(qū)不同層位土壤的水分特征曲線進行擬合。

Gardner模型的表達式為[7]

h=aθ-b

(1)

van Genuchten模型的表達式為[6]

(2)

式中：θ為土壤體積含水量(cm3/cm3)；θs為土壤飽和體積含水率(cm3/cm3)；θr為土壤殘余體積含水率(cm3/cm3)；h為壓力水頭(cm)；α為與土壤進氣值有關的參數(shù)；a、b為大于零的正常數(shù)；m、n為曲線形狀參數(shù)，其中m=1-1/n。

上式中a、b、α、m、n為擬合模型參數(shù)，本文通過非線性最小二乘法并借助RETC 軟件求解擬合模型的各參數(shù)。

2 研究結果與分析

2.1 土壤水分特征曲線的測定

土壤水分特征曲線是土壤質地、結構和孔隙等物理性質綜合作用的結果，是土壤物理特性的表征[18]。研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的實測結果，見圖2。

由圖2可以看出：

(1) 研究區(qū)不同深度土壤的體積含水量(即排水量)伴隨土體吸力的變化呈規(guī)律性變化：在低吸力(<1 000 cm)階段，各個層位土壤體積含水量整體快速降低，土壤水分特征曲線較緩，比水容量較大，排水主要在相對大孔隙中進行，隨著土體吸力的增大，該曲線逐漸變陡，由大孔隙排水轉變?yōu)橹行】紫杜潘?，比水容量減小，在此階段5.0～6.0 m層位土壤的持水能力較弱；在中吸力(1 000～5 000 cm)階段，土壤排水主要來自毛細孔隙內(nèi)水分的變化，此階段由于土體對水分的強吸持能力，水分變化幅度較小，土壤水分特征曲線較陡，在此階段2.0～2.5 m層位土壤的持水能力較弱。

圖2 研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的實測結果

(2) 研究區(qū)不同深度土壤的持水能力整體表現(xiàn)為1.4～2.0 m層位最強和2.0～2.5 m、5.0～6.0 m層位較弱，這可能是由于2.0～2.5 m、5.0～6.0 m層位的土壤顆粒之間排列相對較松散，孔隙結構較疏松，且大孔隙較多，而大孔隙具有較小的基質勢，脫濕狀態(tài)下使得土壤水從大孔隙優(yōu)先排出，土樣在極小的吸力條件下就能快速失水；相反，細質地土壤的孔隙結構密實，大孔隙減少，中小孔隙增多且連通性變差，使得土壤的水分運移速率較粗質地土壤慢，土壤水分特征曲線較陡，從而表現(xiàn)出較好的土壤持水能力，這與趙雅瓊等[19]的研究結論一致。

(3) 研究區(qū)0～0.2 m、0.2～0.5 m、1.4～2.0 m層位的土壤，在吸力水柱為200～1 200 cm階段，隨著土樣吸力的增長，土壤沒有排水現(xiàn)象，表明此階段土壤的持水能力較強；在吸力水柱大于1 200 cm階段，隨著土樣吸力的增長，土壤排水相對增多，土壤水分特征曲線較緩，這可能與土樣吸力到達某一臨界值，土壤內(nèi)孔隙發(fā)生突變，導致之前較低吸力集聚的水分突然釋放出來有關。

上述試驗結果表明，研究區(qū)不同深度土壤的水分特征曲線表現(xiàn)形態(tài)各異，說明土壤的持水性能各不相同：在低吸力階段，除了0.2～0.5 m層位的土壤幾乎沒有排水外，其余各個層位土壤快速排水，比水容量大，土壤水分特征曲線較緩，表明飽和狀態(tài)的土壤變?yōu)榉秋柡蜖顟B(tài)土壤的最初階段，土體基質吸力對土壤含水量的變化非常敏感；在中吸力階段，土壤整體排水變緩，比水容量較小，土壤水分特征曲線較陡，表明隨著土壤含水量的減少，其飽和度降低，土體基質吸力對土壤含水量變化的敏感性逐漸降低，當土壤飽和度降至所能維持的最低飽和度時，土體基質吸力達到最大。

2.2 土壤當量孔徑的分布

土壤水分特征曲線可以間接地反映土壤孔隙大小的分布，而孔隙的形態(tài)和分布情況直接影響著土壤中水分運動和溶質遷移[1]。為了更好地考察研究區(qū)不同深度土壤孔隙的分布情況，對研究區(qū)不同層位土壤的孔隙分布情況進行了分析。將土壤中的孔隙設想為各種孔徑的圓形毛管，則土壤吸力S與毛管直徑d的關系可表示如下：

S=4δ/d

(3)

式中:δ為水的表面張力系數(shù)(N·cm-1)，在室溫條件為75×10-5N·cm-1。

如果土壤孔隙直徑d的單位為mm，土壤吸力S的單位為Pa，則土壤孔隙直徑d與土壤吸力S的關系式為d= 4δ/S，通過此式計算的土壤孔徑為土壤當量孔徑。雷志棟等[1]研究發(fā)現(xiàn)：如果土壤吸力為S1時對應的土壤含水量和土壤當量孔徑為θ1和d1，表明土壤中小于或等于d1的孔隙中充水，其所占體積與孔隙總體積之比為θ1；如果土壤吸力為S2時對應的土壤含水量和土壤當量孔徑為θ2和d2，表明土壤中小于或等于d2的孔隙中充水，其所占體積與孔隙總體積之比為θ2，則土壤中孔徑在d1和d2之間的孔隙所占的體積與孔隙總體積之比為θ1-θ2。

不同深度土壤的孔隙分布狀況可以反映出土層之間持水能力的變化，土壤當量孔徑大小與土壤持水能力呈負相關，即土壤當量孔徑越大，土壤的持水能力越弱[20]。根據(jù)雷志棟等[1]提出的將土壤水的數(shù)量和形態(tài)聯(lián)系起來的特征含水量，將土壤有效含水率的基質勢吸力區(qū)間定為330～15 000 cm壓力水頭，根據(jù)土壤當量孔徑的計算公式(3)可計算得到相應的土壤當量孔徑區(qū)間為0.000 2～0.009 mm。將土壤當量孔徑大于0.009 mm、0.000 2～0.009 mm、小于0.000 2 mm分別定義為大孔隙、有效孔隙、微小孔隙，其孔隙內(nèi)所含的水分分為重力水、有效水、無效水三種類型。其中，土壤重力水能夠在重力作用下排走，土壤有效水能夠被植物所利用，土壤無效水難以被植物利用。為了便于對研究區(qū)不同層位的土壤水分進行分析，將土壤當量孔徑按土壤水吸力水頭設定值分為田間持水吸力段(<330 cm)、低吸力段(330～1 000 cm)、中吸力段(1 000～15 000 cm)和高吸力段(>15 000 cm)，相應地將土壤當量孔徑分為4個區(qū)間，即大于0.009 mm、0.003～0.009 mm、0.000 2～0.003 mm、小于0.000 2 mm。受試驗條件限制，本文將吸力水頭最高設定為5 000 cm，高于5 000 cm則采用擬合數(shù)據(jù)。研究區(qū)不同深度土壤當量孔徑分布比例的對比，見圖3。

圖3 研究區(qū)不同深度土壤當量孔徑分布比例的對比圖

由圖3可見，當土壤的當量孔徑大于0.009 mm時，研究區(qū)不同層位由淺及深土壤的當量孔徑所占的比例變化明顯：在淺部0～0.2 m、0.2～0.5 m層位土壤的當量孔徑所占的比例最低，可能由于淺部易受到人類活動影響，改變了土壤的部分性質，導致土壤孔隙發(fā)生改變；在2.0～2.5 m、3.0～3.5 m、3.5～4.0 m層位土壤的大孔隙所占的比例明顯高于其他層位，表明此層位土壤相對疏松，且此層位與鄰近層位存在孔隙差異，可能存在優(yōu)先流；當土壤的當量孔徑在0.003～0.009 mm范圍內(nèi)時，研究區(qū)整體呈現(xiàn)出0.5 m以上淺部層位土壤的當量孔徑所占的比例小于0.5 m以下層位；當土壤的當量孔徑在0.000 2～0.003 mm范圍內(nèi)時，研究區(qū)整體表現(xiàn)出2.0 m以上層位土壤的當量孔徑所占的比例大于之下的層位，且隨著層位加深土壤的當量孔徑所占的比例降低，其中0.2～0.5 m、1.4～2.0 m層位土壤的當量孔徑所占的比例分別高達49.75%、41.71%，此層位主要以有效孔隙為主，土壤孔隙內(nèi)的水分可被植物吸收；當土壤的當量孔徑小于0.000 2 mm時，研究區(qū)總體表現(xiàn)出層位由淺及深土壤的當量孔徑所占的比例由小變大的趨勢，其中2.5～3.0 m層位微小孔隙土壤的當量孔徑所占的比例為38.88%。

綜上分析可見，研究區(qū)2.0 m以上層位土壤主要以有效孔隙為主，2.0 m以下層位土壤的大孔隙較其他層位增多，同時微小孔隙所占的比例較大。淺部土壤大孔隙所占的比例較低，土壤含有的重力水相對較少，主要以毛細水為主，土壤水分向下傳導緩慢，土壤的持水能力相對較好；土壤水分繼續(xù)向下傳導至2.0 m以下層位，由于孔隙變化，此層位土壤的大孔隙增多，土壤所含的重力水相對增多，水分向下傳導相對增快，可能在此層位存在優(yōu)先流。

依據(jù)土壤水分特征曲線的形態(tài)，通過土壤當量孔徑的分析，可以簡單地判斷研究區(qū)不同深度土壤的分選情況，在一定程度上可反映出研究區(qū)第四系的形成條件。本文結合圖2和圖3分析發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)0.2～0.5 m層位土壤的水分特征曲線較平緩，土壤當量孔徑類別單一且占比高，其分選性最好。綜合分析發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)隨著層位由淺及深，土壤的水分特征曲線整體逐漸變陡，土壤當量孔徑類別復雜且占比不一，其分選性變差。

2.3 土壤水分特征曲線的擬合

本文選取van Genuchten模型和Gardner模型分別對研究區(qū)不同深度土壤樣品的水分特征曲線進行了擬合，并對擬合效果進行評價。研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的模型擬合結果見圖4。土壤水分特征曲線是高度非線性的函數(shù)，本文采用非線性最小二乘法，并借助RETC 軟件來擬合模型的各參數(shù)值，得到擬合模型的相關參數(shù)見表2。

圖4 研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的模型擬合結果

表2 研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線擬合模型的相關參數(shù)表

對比研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線擬合模型的相關參數(shù)，并結合相關參數(shù)的物理意義，通過分析表2可知，研究區(qū)各個層位土壤的飽和體積含水率(θs)分布區(qū)間為0.370 4～0.545 9 cm3/cm3，變化幅度較大，其中2.5～3.0 m層位土壤的飽和體積含水率最高，為0.545 9 cm3/cm3，0.5～0.9 m層位土壤的飽和體積含水率最低，為0.370 4 cm3/cm3；整體上看，1.4～2.0 m以上層位土壤的飽和體積含水率小于之下層位，與各層位的土壤質地、土壤孔隙分布情況不同有關。另外，由表1和圖3可知，1.4～2.0 m以下層位土壤的孔隙比大，大孔隙所占的比例較大，土壤飽和狀態(tài)下能夠儲存較多水分，其飽和體積含水率較高。參數(shù)α值表示的是土壤的進氣值的倒數(shù)[21]。由表2可知，整體上看，研究區(qū)1.4～2.0 m以上層位土壤的α值小于之下層位，表明1.4～2.0 m以上層位土壤的進氣值大于以下層位，同時結合研究區(qū)不同層位土壤當量孔徑的分布比例分析發(fā)現(xiàn)，土壤進氣值與土壤大孔隙所占的比例呈負相關，即土壤大孔隙所占的比例越高，則土壤進氣值越小，這與實際土壤的水分特征曲線相符。

本文采用均方根誤差(RMSE)和確定性系數(shù)(R2)評價兩個模型的擬合效果，即R2值越大、RMSE值越小，表明模型的擬合精度越高，擬合效果越好。van Genuchten模型和Gardner模型擬合誤差的結果見表2。

由表2可知，van Genuchten模型對研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線擬合結果的確定性系數(shù)(R2)值，除了0～0.2 m層位的土壤外，其余層位的土壤R2值均大于0.96，均值大于0.968，且均方根誤差(RMSE)均控制在0.01左右，浮動小，表明該模型的擬合精度高；Gardner模型的R2均值為0.872，遠小于van Genuchten模型的R2均值(0.968)，且其標準差為0.127，遠大于van Genuchten模型的標準差0.025。單獨對比Gardner模型對研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的擬合效果，發(fā)現(xiàn)深部層位土壤的擬合效果整體好于淺部層位。此外，由圖4可見，van Genuchten模型對研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的擬合結果與實測曲線基本重合，很好地擬合出研究區(qū)各層位土體吸力與土壤體積含水量之間的關系，擬合得到的模型各參數(shù)值也符合其表達的實際物理意義，表明van Genuchten模型是研究區(qū)土壤水分特征曲線較為理想的擬合模型。

3 結 論

本文通過測定江漢平原北部黏土層不同深度土壤的水分特征曲線，對比分析了不同層位土壤水分特征曲線的變化規(guī)律以及土壤當量孔徑的分布規(guī)律，并利用常用的van Genuchten模型和Gardner模型對研究區(qū)不同深度土壤的水分特征曲線進行了擬合，綜合評價了模型的擬合效果，主要得出以下結論：

(1)研究區(qū)不同深度土壤的水分特征曲線表現(xiàn)出不同的形態(tài)，反映出土壤不同的持水能力，且1.4～2.0 m層位土壤的持水性能好于其他土層。在低吸力階段，整體上研究區(qū)各個層位土壤快速排水，土壤水分特征曲線較緩；在高吸力階段，整體上研究區(qū)土壤排水變緩，土壤水分特征曲線較陡，表明飽和態(tài)的土壤轉為非飽和狀態(tài)土壤的最初階段，土壤基質吸力對土壤含水量的變化非常敏感，隨著土壤飽和度的降低，其敏感性逐漸降低。

(2) 研究區(qū)不同深度土壤的水分特征曲線特征可反映土體孔隙分布的狀況。淺層2.0 m以上層位的土壤主要以有效孔隙為主，連通性相對較差，水分向下傳導相對緩慢，土壤的進氣值較高，分選性較好；2.0 m以下層位的土壤大孔隙較其他層位增多，土壤在較小的吸力條件下就開始快速排水，土壤的進氣值相對較低，失水速率較高，分選性較差，此層位土壤可能存在優(yōu)先流。

(3) 選取van Genuchten模型和Gardner模型分別對研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線進行了擬合，獲得了模型的相關參數(shù)，通過對比發(fā)現(xiàn)：2.0 m以下層位土壤的飽和體積含水率θs較高；參數(shù)α值表明2.0 m以上層位土壤的進氣值大于以下層位。通過綜合評價，結果表明van Genuchten模型對研究區(qū)不同深度土壤的水分特征曲線的擬合效果好、精度高，是研究區(qū)土壤水分特征曲線較為理想的擬合模型。