土壤容重对海涂垦区粉砂土水分垂直入渗特征的影响研究

佘冬立 ，刘营营 ，刘冬冬 ，徐翠兰 ，曲 欣 ，陈友林 ，邓凌云 ，俞双恩

（1.河海大学，南方地区高效灌排与农业水土环境教育部重点实验室，江苏南京210098；2.江苏省土地开发整理中心，江苏南京210024）

入渗过程是田间土壤水分循环的一个重要环节，主要受供水强度和土壤入渗能力的影响，而土壤入渗能力主要决定于土壤自身特性，如土壤容重、土壤质地和土壤结构等[1]。容重是土壤最基本的物理性质之一，其本质是通过影响土壤孔隙状况来影响土壤水分入渗规律和溶质运移特征[2]。土壤吸水膨胀容重减小，失水收缩容重增大，使得土壤水动力学特征发生改变，水动力弥散系数随容重的下降而减小[3]。因此，研究土壤容重对水分入渗过程的影响不仅有助于进行土壤水分的定量分析、建立土壤水盐运移模型和促进土壤非饱和带物质迁移理论研究的发展，而且是合理确定农田灌排技术参数的必要依据[4]。

在降雨量丰富的沿海围垦区，关于粉砂土水分入渗过程的研究随着该区域土壤脱盐改土的需要而逐步引起关注。由于成陆过程中受海水渗杂影响，滩涂围垦区土壤积盐过程先于成土过程，土壤主要为高钠盐粉砂土，土壤贫瘠且土壤容重的空间异质性大。根据土壤入渗规律提出适宜的农田灌排技术模式，是滩涂围垦开发利用必须解决的重要问题[5]。但现阶段关于海涂粉砂土不同容重下土壤入渗过程规律的研究较少。针对该问题，通过室内模拟试验研究了围垦区粉砂土不同容重对一维垂直积水入渗特征和土壤水分剖面分布的影响，从而为从入渗特征推求容重与土壤水分运动参数的关系提供定量分析依据，以便为该区域异质性土壤灌排工程（如暗管）脱盐改碱提供理论依据和技术参数。

1 材料与方法

试验土壤采自江苏南通市如东县九龙垦区，地理坐标为北纬 32°12′-32°36′，东经 120°42′-121°22′，濒临黄海，属典型的粉砂淤泥质海岸。该区地势平坦，于2007年围垦，未种植作物，除零星的耐盐植物外，全为裸露地面。供试土壤经自然风干，去除石块等杂质后过1mm筛备用。另外选取河海大学水利部节水园区典型菜地土壤作为对照，土壤类型为黄棕壤。

试验在河海大学南方地区高效灌排与农业水土环境教育部重点实验室进行。采用一维垂直积水入渗法测定土壤入渗过程。试验装置由试验土柱和供水系统2部分组成。土柱采用直径为50mm、高为400mm的透明有机玻璃圆柱体。试验采用马氏瓶供水并控制其水位，水位控制在30mm左右。为消除温度的影响，实验室室内温度控制在22℃-25℃左右。按照预先设定的容重计算出每层装土的质量，并以每层装土高度为50mm均匀装入有机玻璃圆柱体内（表1）。有机玻璃筒底部填放滤纸和纱布，防止土样流失。土柱表面填放滤纸，防止表层土壤受到强烈冲击。在试验过程中观测入渗距离和累积入渗量，湿润锋到达土柱底部约50mm处结束试验。试验观测时间间隔按先密后疏的原则，试验结束后迅速用量筒测量表层积水水量，并分层采取土样，用烘干法测定土壤质量含水量。试验重复2次，试验数据处理采用SPSS 13.0和Sigmaplot 10.0统计软件。

表1 试验土壤容重水平

2 结果与分析

2.1 容重对入渗速率的影响

入渗率反映土壤入渗性能，为单位时间内通过地表单位面积渗入到土壤中的水量[1]。围垦区粉砂土和南京黄棕壤的入渗率随时间的变化如图1所示。不同容重下2种土壤入渗率随入渗时间的变化趋势相同。在初始入渗阶段由于土壤基质势梯度大，入渗过程受重力势影响相对微弱，初始入渗速率均保持较高水平；起始入渗5min内，入渗速率急剧降低，土壤基质势梯度不断减小，重力势影响逐渐增大；但随入渗时间延长，入渗率缓慢减小，最终趋于稳定，此时土壤基质势梯度趋近为零，土壤入渗率即为稳定入渗率。方差分析结果显示，土壤类型和土壤容重对土壤入渗特征参数具有显著影响（P＜0.05）。相同容重下，粉砂土初始入渗率和稳定入渗速率均显著高于黄棕壤，而土壤容重与稳定入渗率呈显著对数负相关关系（P＜0.05）(图 2)。粉砂土装土容重从 1.2 g/cm3增大到1.5 g/cm3，稳定入渗速率从3.46 mm/min递减到 0.92 mm/min；黄棕壤装土容重从1.2 g/cm3增大到1.4 g/cm3，稳定入渗速率从0.64 mm/min递减到0.14 mm/min。水分在土壤中的运动过程决定于土壤固、液、气三相组成，随着容重增加，土壤孔隙率不断降低，土壤水分运动空间减小，土壤通道受阻排气不畅，因此阻碍水分的运动[6]。

图1 不同容重土壤入渗速率随时间变化

图2 土壤容重与稳定入渗速率关系

2.2 容重对累积入渗量的影响

图3为2种土壤不同容重下累积入渗量随时间的变化曲线。累积入渗量是表征土壤水分入渗能力的一个重要指标，是入渗率关于时间的积分[1]，因此，不同土壤类型和容重下入渗速率的差异也即决定了累积入渗量差异的显著性。从图4可看出，2种土壤入渗过程中各时段累积入渗量均随容重增大递减，容重与累积入渗量呈极显著线性负相关（P＜0.05）（图4）。围垦区粉砂土装土容重从1.2 g/cm3增大到1.5 g/cm3，入渗时间在25 min时的累积入渗量从150.1 mm减少到69.0 mm；而对照土黄棕壤，装土容重为1.2 g/cm3、1.3 g/cm3和1.4 g/cm3，入渗时间为160min时的累积入渗量分别为123.5mm、84.2mm和56.5 mm（图3）。

采用Kostiakov入渗经验公式分别对入渗试验实测结果进行拟合：

图3 不同容重土壤累积入渗量随时间变化

图4 土壤容重与累积入渗量的关系

式中i为入渗速率（mm/min）；i1为第一时间单位末时的入渗速率（mm/min）；t为入渗历时（mi n）；I为累积入渗量(mm)；模型中K为经验入渗系数，其物理意义是入渗开始后第一个单位时段末的累积入渗量，在数值上等于第一个单位时段内的土壤平均入渗速率（mm/min）；a为经验入渗指数，反映土壤入渗能力的衰减速度，a值越大，入渗能力衰减速度越快，反之则越慢，K/a将反映整个入渗过程。拟合的结果见表2。在置信区间为95%的水平上，拟合相关系数R2均在0.95以上，拟合精度较高。相同容重下粉砂土模型拟合参数K和a均显著高于对照黄棕壤（P＜0.05），且随着容重增大，2种土壤入渗模型参数K呈显著递减，而a值未表现出显著差异（P＜0.05）。

表2 不同容重对Kostiakov入渗公式拟合结果

2.3 容重对湿润锋距离的影响

湿润锋为入渗过程中土壤湿润区的前缘，指示水分入渗的最大深度。水分入渗过深易于导致深层渗漏产生，而过浅则不能满足作物根系吸水要求，因此研究入渗过程中湿润锋推移过程对于农田灌排具有重要指导意义[7]。土体湿润深度的变化趋势与累积入渗量一致，均随入渗时间的延长而增大，且在入渗初期增长较快，随后逐渐减慢，最终趋于平缓（图5）。2种土壤容重一致下，相同时间内水分入渗湿润距离差异显著（P＜0.05），其主要原因显然与粉砂土高入渗能力有关。粉砂土粉粒矿物组成和物理性质一般与砂粒相似，颗粒相对较小，具有更大的外表面积和水分入渗通道[8]。在一定范围内，随着土壤容重的增大，相同时段内入渗水分在土壤内湿润距离缩小。湿润锋的变化速率可以反映土壤的输水能力，容重增加，减弱土壤通透性，不利于土壤的输水。

图5 不同容重土壤湿润锋深度随时间变化

根据Philip垂直入渗方程的幂级数解的前2项对湿润锋y与时间t的关系进行拟合：

式中λ和χ是含水量θ函数，右边第一项表示重力场未起作用下的入渗，反映基质势梯度变化对入渗的影响，第二项可看作基质势梯度引起的重力对吸收增强的修正项[9]。从表3可以看出，简略的Ph i l i p入渗方程的幂级数解可以很好地拟合2种土壤湿润锋深度随时间的变化过程，拟合的参数和变化规律表明随着容重的增大，基质势梯度、重力作用都呈逐渐减弱的趋势。

表3 不同容重土壤湿润锋深度随时间变化拟合结果

2.4 土壤含水率垂直分布特征及其代数计算

图6显示的是装土容重对粉砂土入渗结束后各层土壤含水率垂直分布的影响。可以看出，各装土容重土柱中土壤含水率随土层深度的增加而逐渐减少，不同容重处理的土柱入渗后土壤水分剖面差异显著。依据土壤水分运动的Richards方程，王全九等推求出了描述均值土壤在稳定水头下的一维积水入渗过程的代数模型如下[10-12]：

式中I为累积入渗量（mm），z f为湿润锋距离（mm），θs为饱和含水量（%），θr为滞留含水率（%），θi为初始含水量（%），θ为土壤含水率（%），z为垂直坐标（mm），β定义为土壤水分特征曲线和非饱和导水率综合形状系数式。根据以上代数模式可知，在分析土壤水分运动特征时仅需获得θs、θr和θi等参数，而θs、θr和θi为土壤水分特征值，根据水分特征曲线和初始条件获得。本试验实测粉砂土初始含水率为2.98%，装土容重为 1.2 g/cm3、1.3 g/cm3、1.4 g/cm3和 1.5 g/cm3下土壤饱和含水量分别为41.8%、37.3%、32.7%和30.2%。各装土容重下滞留含水率均小于1%，因此，本计算中各容重下滞留含水率均取1%。根据式（4）和（5）计算出入渗结束时土壤剖面的含水率，并与实测结果进行对比（图6）。从图6可以看出，一维代数模型对粉砂土不同容重处理入渗后剖面含水率拟合结果较好，但在湿润锋处计算含水量与实测含水量有一定的误差。装土容重为 1.2 g/cm3、1.3 g/cm3、1.4 g/cm3和 1.5 g/cm3下入渗剖面含水率模型计算值与实测值之间相关系数分别为0.849、0.937、0.997和 0.977，均方根差分别为 31.4%、7.6%、0.5%和1.8%，相对平均绝对误差分别为12.1%、6.4%、2.0%和4.9%。粉砂土装土容重为1.2 g/cm3时，土壤疏松，遇水作用后土壤孔隙度发生较大变化，因此在利用一维代数模型模拟入渗过程时产生较大误差。随着容重的增加，模型拟合的精度更高。

图6 粉砂土入渗结束时土壤剖面水分分布特征及其一维代数模型计算结果

3 结论与讨论

3.1 结论

容重对土壤入渗过程有显著影响。海涂围垦区粉砂土稳定入渗率和累积入渗量均显著高于黄棕壤，且2种试验土壤稳定入渗率与容重之间呈显著对数负相关关系，累积入渗量与土壤容重之间呈显著线性负相关。土壤类型和容重对考斯加科夫入渗模型参数有较大影响。相同容重下粉砂土模型拟合参数K和a均显著高于对照黄棕壤（P＜0.05），而随着容重增大，2种土壤入渗模型参数K呈显著递减，而a值未表现出显著差异（P＜0.05），说明土壤初始入渗能力随容重增大递减，入渗能力衰减速度随容重增大而变化不明显。土体湿润锋深度的变化趋势与累积入渗量一致，均随入渗时间的延长而增大，且在入渗初期增长较快，随后逐渐减慢，最终趋于平缓。在一定范围内，随着土壤容重增大，相同时段内入渗水分在土壤内湿润距离缩小。湿润锋的变化速率可以反映土壤的输水能力，容重增加，减弱土壤通透性，不利于土壤的输水。简略的Philip入渗方程的幂级数解可以很好地拟合2种土壤湿润锋深度随时间变化过程，拟合的参数λ和χ变化规律表明随着容重的增大，基质势梯度、重力作用都呈逐渐减弱的趋势。采用一维代数模型对不同装土容重下粉砂土入渗过程进行模拟发现，土壤容重越大，土壤剖面含水率模拟精度越高。

3.2 讨论

前人研究表明，容重对入渗能力的影响本质上是通过对大孔隙数量的影响实现[4]。根据非饱和土壤达西渗流定律可知，土壤水分入渗量决定于土壤水力传导度和土水势梯度，而土壤水力传导度主要决定于土壤质地、容重、结构、含水率和基质势等[13]。土壤质地和容重主要通过对土壤孔隙尺寸和分布的影响来影响土壤水力传导度，特别是通过影响大孔隙与传导孔隙实现。相关研究表明，砂壤容重从1.33 g/cm3增加到1.85 g/cm3，大孔隙含量从28.2%减少到11.8%，而累积入渗量则从6.577cm减少到1.733cm，大孔隙含量和累积入渗量与砂壤容重之间均呈显著的幂函数负相关关系[4]。入渗初始阶段，Kostiakov入渗模型中参数起主导作用[4，14]。表层土壤中大孔隙先充满水，水分在重力作用下向深层土体流动。砂性强和容重小的土壤因其大孔隙多，土壤气相比例较大而在入渗开始时刻存蓄大量水分，初始入渗能力强；而随着土壤质地变细和容重逐渐增大，土壤大孔隙逐渐减少，入渗初期入渗能力逐渐减弱。反映到入渗模型参数上就是粉砂土参数K显著高于黄棕壤，且随着容重的增大递减。随着入渗过程的持续进行，Kostiakov入渗模型中参数则成为影响入渗大小的主要因素。a值的大小主要决定于由于土地湿润而引起的土壤结构的改变[13]。粉砂土结构性差，遇水作用后溶化的粉砂粒往往沉积在一些大的孔隙中，特别是淤积于土壤表面，形成一层很薄的致密层，土壤内部的连通性变差，土体气相比例较小，孔隙内部的气体排出困难而导致入渗受到较大的气相阻力[14，15]，所以入渗能力的衰减速度大于黄棕壤，反映到Kostiakov模型参数上就是粉砂土入渗模拟参数a显著高于黄棕壤。

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