土壤入渗参数（精选八篇）
土壤入渗参数 篇1
土壤水分入渗是指降雨或灌溉过程中水分通过地表进入土壤的过程,决定着降雨或地面水转化成土壤水的过程以及在土壤剖面中的空间和时间上的分布,从而影响农田灌溉质量和灌溉效果。备耕土头水地是指农田播种后需进行第一次灌溉的土地。其特点是表土疏松,灌溉时随着灌溉水入渗过程的进行,灌溉水进入土壤,并且伴随着表层土的浸没、崩塌和湿陷等过程,尤其是黄土更是如此。这意味着在土壤水分的入渗过程中土壤骨架发生变形,变形趋势是表土的密度由疏松变密实, 即土壤干密度由小变大,灌溉前后土壤密度有较大的差异。但是,《土壤水动力学》中对土壤水分运动的研究只限于固相骨架不变形的多孔介质,即认为土壤骨架不变形[1]。然而在人们的研究和生产实践中发现,随着土壤含水量的变化,土壤干密度在不断变化,进而引起土壤水分的入渗能力及其他水分运动过程的变化。解文艳,樊贵盛[2]等针对土壤结构对土壤入渗能力的影响进行了详细分析。针对这一现象,黄传琴,邵明安[3]对干湿交替过程中的土壤胀缩特性进行了研究,分析了胀缩过程中土壤的容积变化与土壤含水率的关系以及土壤的胀缩特性; 陈亮,卢亮[4]等研究了土壤干湿循环过程中体积变形特性,阐述了含水量的变化对土壤体积的影响机制;樊贵盛,韩永鸿,孔令超,李尧[5]等人对土壤脱水过程中结构与含水量的关系进行了定量研究,明确了脱水过程中土壤密度与含水率存在着二次函数关系。基于上述研究成果,备耕翻松土壤在头水以后表层土壤的含水量急剧增加,导致了表层土壤结构的密实度增加, 土壤入渗能力降低[6]。由于备耕土灌溉前地表土壤结构疏松, 渗透性大,如果按照备耕土灌溉前的土壤基本理化参数进行灌溉后土壤水分入渗能力的预测,势必造成入渗能力预测值大于入渗能力实际值,如果依据预测值来指导农田灌溉势必造成水量的浪费,因此为了更为实际地预测备耕后第一次灌溉土壤水分的入渗能力以便在灌溉过程中节约水资源,本文以模型参数物理意义较为明确的Kostiakov三参数入渗经验模型为表述土壤水分入渗过程的模型,基于黄土高原区备耕头水地土壤入渗试验以及相对应的土壤基本理化参数,采用线性回归分析的方法建立备耕头水地灌溉前后两种条件下的土壤水分入渗模型参数与土壤基本理化参数间的多元线性数学模型,通过模型预测精度的对比分析,确定和提出能更好反映备耕头水地土壤水分入渗模型参数的预报模型,为使试验结果便于应用到实际农业活动中,本文还建立了考虑土壤结构变形土壤入渗模型参数与不考虑结构变形时土壤入渗模型参数间的关系,利用备耕头水地灌溉前的土壤理化参数间接推求其土壤入渗参数的方法, 据此对黄土高原区备耕头水地土壤的入渗参数进行预测。
1材料与方法
1.1土壤条件
本文涉及的大田土壤入渗试验区域涵盖山西省大同至运城八市十六个县区。山西地处黄土高原地区,气候干燥,日照充足,南北差异性较大,山西省境内土壤类型丰富,有棕壤土、 褐土、栗钙土和栗褐土、黄绵土、红黏土等多种类别;土壤质地有砂土、壤土、黏壤土、黏土等多种类型;土壤结构复杂多样,有团粒状、网粒状、块状,片状、柱状等多种类型[7]。为保证土壤入渗试验的结果能够准确反映试验区的土壤入渗特性,每个县区选取2~4个试验地点,供试土壤选取非冻融翻松土样(以构造备耕头水地条件),土壤密度在0.858~1.725g/cm3之间; 体积含水量变化范围在5.2%~42.3%之间;土壤砂粒变化在9.66%~72.48%,粉粒变化在12.32%~64.10%,黏粒变化在5%~23.56%范围内;土壤有机质(0~20cm)的变化在0.55% ~6.59%。供试土壤质地类型、结构、含水量、有机质等基本囊括山西省境内所有土壤,试验点分布广泛,数据代表性很强。
1.2试验设备及试验方法
本次大田土壤入渗试验采用外环直径为64.4cm,内环直径26.0cm,内外环高度均为25cm的双套环入渗仪来获取试验区土壤水分入渗数据。试验前将设备预埋设在深度为20cm的上部土层中,入渗环下环深度到达犁底层。为控制内、外环积水入渗水头始终保持为2cm需安装自制的水位控制器,试验过程中内环供水装置用量筒。大量试验表明,90min前大田非饱和土壤入渗率已达到相对稳定阶段,因此,本次试验采用90min为入渗试验结束时间。
为建立入渗模型的参数与土壤常规理化参数间的定量关系,本次试验除需获取根据试验结果推求的土壤各时段入渗率外,还需获取土壤基本理化参数数据如各层土壤粒径百分比、 土壤密度、体积含水量和有机质含量等。采用烘干称重法获得土壤重量含水量,再结合土壤密度计算出体积含水量;采用100 cm3环刀切割未经扰动的自然状态土壤,使土样充满环刀,烘干称量进而计算出单位体积烘干土质量;土壤质地的测定采用传统的比重计法,获取土壤砂粒、粉粒、黏粒的相对含量;用重铬酸钾容量法测定土壤,获取土壤有机碳的含量进而确定有机质含量。
此外,加水后翻松土地表土壤(0~20cm)密度会发生变化,为获取此时的地表土密度,选取囊括所有试验土壤质地范围的9种土进行试验,得到头水后的地表土密度,并得出头水前后土壤密度的增加量与黏粒含量的关系,通过内插法获取试验区地表土壤密度的增量从而得到头水后土壤密度。
1.3数据样本建立
大田土壤入渗试验方法成熟,试验数据准确性高,能够达到90%以上,样本数据资料具有很高的可靠性,根据已测大田土壤入渗试验数据以及土壤各常规理化参数,过滤掉奇异点以及错误明显的数据,选取包含山西省境内所有土壤类型的60组数据作为模型样本,并随机抽取5组数据对预测模型结果进行检验。建立的样本数据包括:双套环入渗仪法获得的90min内各时段的入渗率,以及根据入渗率利用Origin软件拟合出的Kostiakov三参数入渗模型的参数K、α、f0;土壤0~10、10~ 20、0~20、20~40cm土层的灌溉前土壤密度以及0~10、10~ 20、0~20cm范围内的灌溉后土壤密度;0~10、10~20、0~20、 20~40cm土层的体积含水量;0~20、20~40cm范围内的土壤粒径百分比;0~20cm范围内土壤有机质含量。所有样本数据来自非冻融期非盐碱地的翻松土壤,将其中的4组样本数据列于表1。
2备耕土头水后入渗模型参数线性预报模型的建立
2.1预测模型结构
在满足精度要求的条件下,相较于其他模型来说线性模型的建模较简单,应用方便,可以大大简化工作量,更适合于普通农民和基层管理机构进行或指导农业生产活动。因此,本文利用有较好代表性的入渗试验数据样本,采用线性回归法,建立Kostiakov三参数入渗经验模型的3个参数的线性预报模型。 预报模型结构采用如下形式:
式中:Y为预测值,包括Kostiakov三参数入渗模型的K、α、f0; βi为模型回归系数;Xi为第i个影响因素,包括常规土壤理化参数:土壤质地、干密度、含水量和有机质含量等;n为变量的个数。
2.2预测模型参数
目前国内外研究学者建立了多种土壤入渗模型,本文选取较为常用的物理意义较为明确且使用较为方便的Kostiakov三参数入渗模型来描述土壤水分入渗过程。
式中:i(t)为时刻的入渗速率;K为入渗系数,指入渗开始后第一个单位时间末扣除f0后的累积入渗量;α为入渗指数,能够反映土壤入渗速度的衰减速度;f0为土壤相对稳定入渗率,即单位土壤势梯度下饱和土壤的入渗速度或非饱和土壤入渗达到相对稳定阶段的入渗速度。
为了对比分析灌溉前后密度的增加对土壤入渗参数预报模型精度的影响,分两种情况对入渗参数进行预报,密度增加后预报的入渗模型参数为K、α、f0;密度增加前预报的入渗模型参数为K′、α′、f0′。
2.3预测模型的输入变量分析
本文所确定的预测变量为Kostiakov三参数入渗模型的3个参数K、α、f0,前人的研究结果表明[8,9],土壤常规理化参数对3个预测参数K、α、f0的影响层次和个数不同。定性分析结果认为,0~20cm层次范围内的土壤理化参数对入渗系数K和K′产生的影响最为显著,由入渗系数的物理意义可知,在开始入渗的第一个单位时段内,水分入渗通常只能达到土壤犁底层之上一定厚度的土层,除此之外第一时段内的入渗历时时间较短,地表结构还未发生显著变化,因此与灌溉后密度关系不大;土壤0~20cm层次范围内的理化参数对入渗指数α 和α′有较大影响;对于土壤相对稳定入渗率f0和f0′而言,因其表示的是土壤水分入渗达到相对稳定阶段时的参数,此时土壤水分已入渗到犁底层以下,并在地表形成了一定厚度的饱和含水层,因此与含水量的关系不大,但与表层土壤密度密切相关;土壤机械组成即粒径百分比含量对3个参数的影响显著,由于黏粒变化范围较小,不易反映对参数的影响程度,选取砂粒和粉粒含量来反映土壤质地对入渗参数的影响。通过以上初步分析,影响3个预测参数K、α、f0的土壤层次和理化参数初步确定如表2。
注:○-影响变量;-不影响变量。
2.4各模型参数的线性预报模型结构
根据以上初步确定的模型结构、输入变量参数的个数和层次、预测变量参数,针对所有理化参数从数学和数理统计角度进行大量回归运算,从提高拟合度及选取对模型有显著影响的理化参数两方面来剔除与模型关系较小的理化参数,最终建立表3所示的灌溉入渗前后的Kostiakov三参数入渗模型参数线性预报模型结构。
由于灌溉过程中备耕疏松地表(0~20cm)土壤密度产生的结构变化对于K和K′的影响不存在,因此土壤结构发生变形时,K和K′的预报模型相同。
式中:γ1、γ2、γ3分别为灌溉前0~10、0~20、20~40cm土壤干密度,g/cm3;γ1′、γ2′分别为灌溉后0~10、0~20cm土壤干密度,g/cm3;θ1、θ2、θ3分别为0~10、0~20、20~40cm土壤体积含水率,m3/m3;ω1、ω2分别为0~20cm砂粒、粉粒含量,%;G为0~20cm有机质含量,%。
由于灌溉过程中备耕疏松地表(0~20cm)土壤密度产生的结构变化对于k和k′的影响不存在,因此土壤结构发生变形时,k和k′的预报模型相同。
2.5各参数线性预报模型系数的回归
(1)回归方程系数。利用前面选定的60组数据样本,依据数理统计学最小二乘法原理,将样本数据代入已建模型结构进行回归分析,得到的回归结果列于表4。
(2)模型显著性检验。采用方差分析法对回归模型的显著性进行检验,首先计算样本值,然后与给定显著水平(α=0.05) 下对应的Fα(m,n-m-1)值相比较,其中n为样本数,m为变量数。模型的显著性结果列于表5。
据表5所得结果,入渗模型参数的F值(4.147 1~33.050 9)均比对应的F0.05值(2.37~2.53)大,由此可以判断所建立的线性回归模型是显著的。
(3)回归系数的显著性检验。回归系数显著性检验的目的是为了验证模型变量是否与预测变量有显著关系,将由样本数据计算得到的值与(a=0.05)值比较从而判断其显著性。模型回归系数显著性检验结果如表6。
由表6可以看出,若考虑灌水过程中土壤结构的变化,即地表密度增加,所有输入变量的|Ti|均大于t0.025值,由此可以判断模型的输入变量对模型预测值的影响均是显著的。若不考虑灌水过程中土壤结构的变化,即地表密度增加,对于预测参数 α′,0~20cm土层密度的回归系数β1(1.900)、0~20cm土层粉粒含量的回归系数β4(1.770 5)的|Ti|都小于t0.025值,表明输入参数对预测值的影响不显著,此结果也同时表明,考虑灌水过程中土壤结构的变化(土壤密度的增加)的理念是正确的。
综上研究分析,可建立利用灌溉后密度直接预测备耕头水地入渗参数的方法,模型结构如下:
2.6头水后推求入渗参数的间接法
从土壤入渗模型参数线性预报模型的建立过程和各种显著性分析可以看出,对备耕头水地入渗参数进行预测时需考虑灌水过程中土壤结构变化。但是,在实际实施灌溉时,可以获取的土壤密度数据为灌溉前的数据,应用于考虑灌水过程中土壤结构变化的预报模型存在一定困难。为解决这一问题,依据回归结果以及样本数据进行近一步研究分析,建立灌溉过程发生前后预测参数间的关系,在实际应用中可根据灌水前不考虑灌水过程中土壤结构变化的土壤密度进行入渗模型参数预测, 之后据图1和图2表示的两参数预测值之间的关系推求考虑灌水过程中土壤结构的变化的入渗参数。如前所述,入渗指数K和K′的预测值不受灌水过程中土壤结构变化的影响,其余两个参数对于是否考虑土壤结构变化的预测值有一定差别,图1和图2分别表示两参数预测值之间的关系如下:
3误差分析
3.1各参数预报模型平均误差分析
对全部样本数据各参数预报模型的平均误差进行分析,将结果列于表7,由表7可以看出:若考虑土壤结构变化,3个参数预测值的平均误差均较小,控制在15%以下;若不考虑土壤结构变化,除不受土壤结构变化影响的k和k′的平均误差相同外,其余参数预测值的平均误差均高于前者,且f0′的误差较大,高于15%,因此对于头水后土壤入渗能力的预测需考虑土壤结构变化。
%
3.2预报参数下各入渗模型相对误差分析
为了对入渗模型的预报精度进行分析,将是否考虑土壤结构变化时对应的各参数预报值代入Kostiakov三参数入渗模型,求得在给定时间下入渗率的相对误差进行分析。大田灌溉进行到60min时土壤水分的入渗过程已基本稳定,大多情况下以90min时的入渗速率来衡量土壤水分入渗能力[10]。将60组样本数据的预测值分别代入三参数入渗模型求得90min时入渗速率的相对误差:不考虑土壤结构变化时相对误差为15.21%,考虑土壤结构变化时相对误差为14.61% ,由此可见考虑土壤结构变化入渗率的相对误差较小,预测值的精度会有所提高,因此对于头水后土壤入渗能力的预测需考虑土壤结构变化。
3.3头水后入渗参数推求值相对误差分析
利用2.6节所得出的公式间接推求预测参数的相对误差为:α为14.47%;f0为14.86%;将预测参数的推求值代入90 min入渗率公式求得的相对误差为14.89%。将间接法与直接法求得的考虑土壤变形时各参数预测值的相对误差列于表8, 可以看出无论是预测参数的相对误差还是给定时间下入渗率的相对误差均大于直接用灌溉后的土壤理化参数计算的预测值相对误差,因此在条件允许的情况下,优先采用考虑直接法进行土壤入渗能力预测。
%
3.4样本外备耕头水地入渗模型预测实例
选取Kostiakov三参数模型对山西省从北到南5个地区运城西渠村、文峪河宋家庄、晋城郎庄村、大同火石沟、吕梁东谊村的土壤水分入渗进行预测,并得到实测入渗量的检验,平均误差范围在0.85%~15.77% 之间,在可接受程度内,能够用于指导当地灌溉。预测方法如下:取预测区土壤进行理化试验,获得各层土壤头水前后密度、体积含水量、不同粒径百分比含量、有机质含量等基本理化指标,将试验获取的各土壤基本理化指标代入本文建立的参数预测模型结构,得到K、α、f0的预测值,将预测值代入三参数入渗模型可得到适用于预测区的土壤入渗模型,利用求得的土壤入渗模型即可得到不同时段的土壤入渗速率,预测实例结果见表9,表10。
4结语
备耕地灌溉前后土壤地表结构会发生变化(地表土壤密度增加),为避免灌溉过程中造成的水资源浪费,在生产实践中需考虑这种现象的发生。本文依据可靠性强且代表性好的大田土壤入渗数据及土壤基本理化参数资料建立了是否考虑灌溉后密度增加情况的Kostiakov三参数入渗模型参数的线性预报模型。得到了预测备耕头水地入渗参数的两种方案,经过验证这两种方案均是可行的。采用灌水后增加的土壤密度直接预测模型参数的相对误差较小,均能控制在15%以下。采用直接法困难的情况下,可利用灌水前不考虑土壤结构变化的入渗模型参数预测值,结合灌水过程前后土壤入渗参数预测值的相互关系来推求灌水后土壤结构变形的入渗参数预测值,但是采用此方案无论是从模型各参数的相对误差还是给定时间下入渗率的相对误差来看,均大于直接预测的方法,因此在条件允许的情况下优先考虑直接预测法。
尽管可以用线性回归法建立Kostiakov三参数入渗模型各参数的预报模型进行备耕头水地土壤水分入渗参数预测,但由于各参数与理化性质之间存在非线性关系,本文所建立的线性模型精度还较低,有待进一步进行深入研究,提高预测精度。
参考文献
[1]雷志栋,杨诗秀,谢森传.土壤水动力学[M].北京:清华大学出版社,1988.
[2]解文艳,樊贵盛.土壤结构对土壤入渗能力的影响[J].太原理工大学学报,2004,35(4):381-384.
[3]黄传琴,邵明安.干湿交替过程中土壤胀缩特征的实验研究[J].土壤通报,2008,39(6):1243-1247.
[4]陈亮,卢亮.土体干湿循环过程中的体积变形特性研究[J].地下空间与工程学报,2013,9(2):229-235.
[5]樊贵盛,孔令超.土壤脱水过程中结构与含水率间的定量关系[J].灌溉排水学报,2012,31(5):40-43.
[6]曹崇文,樊贵盛.耕作土壤入渗能力衰减机理[J].太原理工大学学报,2007,38(2):116-118.
[7]刘耀宗,张经元.山西土壤[M].北京:科学出版社,1992.
[8]冯锦萍,樊贵盛.土壤入渗参数的线性传输函数研究[J].中国农村水利水电.2014,(9):8-11.
[9]李卓,刘永红.土壤水分入渗影响机制研究综述[J].灌溉排水学报,2011,30(5):124-130.
[10]樊贵盛,李雪转.非饱和土壤介质水分入渗问题的试验研究[M].北京:中国水利水电出版社,2012:63-81.
土壤入渗参数 篇2
关键词：土壤水分特征曲线；VG模型；敏感性分析；数值模拟
中图分类号： S271文献标志码： A文章编号：1002-1302（2014）02-0328-02
收稿日期：2013-09-11
基金项目：国家公益性行业（水利）科研专项（编号：201301014）；水利部“948”项目（编号：201230）。
作者简介：王辉（1989—），男，硕士研究生，从事节水灌溉理论与技术研究。E-mail：793486691@qq.com。
通信作者：缴锡云，博士，教授，主要从事节水灌溉理论与技术研究。Tel：（025）83787913；E-mail：xyjiao@hhu.edu.cn。土壤入渗是灌溉排水、水土保持、水文等学科研究中的重要过程[1]，是一种重要的土壤水分运动过程。土壤水分特征曲线是反映土壤水分与吸力之间函数关系的曲线，是土壤水分运动模拟计算的基础资料[2-3]。刘建立等[4]、王攀等[5]、夏达忠等[6]认为可通过土壤的物理结构来推求土壤水分特征曲线。关于土壤水分特征曲线已有很多人做过试验，得到了普遍认可的试验方法，对于土壤水分特征曲线的物理意义研究已比较深入。试验测定中试验设备对试验结果影响较大，且对于低含水率高吸力区，试验测量有困难，然而现实意义还有待商榷。目前，土壤水分特征曲线主要通过大量的室内或现场试验直接测定，其中多数的测量方法由于对试验仪器精密度要求较高，测试耗时长，成本较高而受到限制，同时土壤空间变异性的存在亦限定了测量方法的应用与精确度[7]。因此有必要比较各种试验的精度和范围，并分析其对土壤入渗模拟结果的影响。若结果表明土壤入渗对土壤水分特征曲线高吸力段精度的敏感性不高，则今后的试验中就可以避开试验测量上的困难。本研究对土壤水分特征曲线进行了不同程度的偏离并得到相应的VG模型参数，对不同参数均进行了土壤水分入渗模拟，并对比模拟结果，以期探明土壤水分特征曲线精度对土壤入渗结果的影响。
1材料与方法
1.1供试土样
试验土样采集于河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室昆山研究基地，1.0 m深度上的均匀混合样，土壤质地为黏土。室内实验根据设计土壤容重1.25 g/cm3配制土样。经SEDIMA4-12土壤粒径分析仪分析，得到土样的土壤机械组成：沙粒3.69%、粉粒7.29%、黏粒89.02%。
1.2模型参数及参数反演
采用van Genuchten模型拟合土壤水分特征曲线、导水率函数和扩散率函数[8-9]，将土壤机械组成和容重输入RETC软件[10]，求得van Genuchten模型的各个参数[10-11]：θr=0115 8，θs =0.531 5，α=0.022 9，n=1.191 4，m=0.160 7，ks=0.010 4 cm/min。故土壤水分特征曲线表达式为：
将上述曲线定义为标准曲线，并以此为基础，对土壤入渗进行模拟。为了进行敏感性分析，对标准曲线作偏离设计。为了针对土壤水分特征曲线高吸力段进行分析，设定从0到100 cm吸力水头范围内保持吸力及含水率不变，在大于 100 cm 吸力范围内对不同含水率条件下的吸力进行偏离，分别偏离±20%、±15%、±10%、±5%，得出偏离后的吸力与含水率关系曲线。吸力偏离±20%的土壤水分特征曲线如图1，其他类似。
模型（1）中的4个参数θr、θs、α、n针对同一种土样，其θr与θs均可通过试验测得，故可设为定值，即θr=0.115 8，θs=0.531 5；参数α与n随曲线的偏移而变化，应用规划求解的方法进行参数反演[12]，结果见表1。
由表1分析可知，对于同一种土样，含水率对应的吸力值越大则α越大、n越小，α与n呈此消彼长的关系。
2不同参数条件下的土壤入渗模拟
3结论
土壤水分特征曲线在大于100 cm的吸力范围内偏离不超过±20%情况下，入渗模拟结果无显著性差异，因此，对于吸力大于100 cm水柱的土壤水分特征曲线段的试验精度要求可适当放宽。
参考文献：
[1]雷志栋，胡和平，杨诗秀. 土壤水研究进展与评述[J]. 水科学进展，1999（3）：311-318.
[2]郭凤台，迟艺侠，程东娟，等. 土壤水分特征曲线试验研究[J]. 南水北调与水利科技，2006，4（2）：47-48.
[3]李开元，李玉山. 土壤水分特征曲线的意义及其应用[J]. 陕西农业科学，1991（4）：47-48.
[4]刘建立，徐绍辉，刘慧. 估计土壤水分特征曲线的间接方法研究进展[J]. 水利学报，2004（2）：68-76.
[5]王攀，李远，王金定. 应用RETC软件拟合土壤水分特征曲线的结果及分析[C]//河南省地质学会. 河南地球科学通报2011年卷：下册. 郑州：河南省地质学会，2011：398-401.
[6]夏达忠，张行南，贾淑彬，等. 基于土壤物理特性的土壤水分特征曲线推求方法[J]. 实验室研究与探索，2010，29（10）：18-20，61.
[7]Eching S O，Hopmans J W. Optimization of hydraulic functions from transient outflow and soil water pressure data[J]. Soil Science Society of America Journal，1993，57（5）：1167-1175.
土壤入渗的物理过程研究 篇3
1土壤水的形成转换
水在地球上处于不断转化和运行中,在太阳辐射和地球引力作用下,不断从陆地和植被上蒸发, 转化为水蒸汽进入高空, 在大气压强与温度的变化下,形成雨水降落在陆面和水面。 到达地面的水一部分渗入土壤补充土壤水分,一部分渗入地下补充地下水,还有一部分 在地面上形 成地面径流 ,汇入江河湖泊。 这些水分再通过蒸发向大气中输送水汽。 地球上的水分处于这样周而复始的运动和变化中。 农田之中的水也在不断循环变化, 如果以土壤入渗过程为起点, 渗入土壤中的水,其中一部分存蓄在土壤之中,另一部分渗入地下,形成地下径流,最后汇入江河, 同时还有一部分蒸发回归大气中, 大气中的水分再通过降水渗入土壤。
2入渗的物理过程
入渗是在 降雨或灌 溉条件下 ,水分通过土壤表面垂直或水平进入土壤的过程。 土壤入渗过程主要受控于供水强度和土壤入渗能力。 供水强度是环境因素, 取决于降雨强度和灌溉方式。 而土壤入渗能力决定于土壤自身特征 ,受土壤质地 、土壤结构 、土壤构造、土壤前期含水量影响[1,2]。 当供水强度大于土壤入渗能力, 土壤入渗过程受控于土壤入渗能力; 如果洪水强度小于土壤入渗能力, 土壤入渗受控于供水强度。
土壤入渗能力常用土壤入渗率和累积入渗量来表示。 入渗率是指在单位时间、单位土壤表面进入的水量,在开始入渗阶段,土壤入渗率较大,随着时间延 续 、 入渗率逐 渐减小 , 并趋于稳 定 , 并将趋于 稳定的入 渗率称为 稳定入渗 率 。 而累积入 渗量是指 一定时段 内通过土 壤表面渗 入土壤的累积水量。
根据达西定理可知, 土壤入渗能力主要取决土壤导水率和势梯度[3]。 土壤导水率 反映了土壤水 分运动特 征而势梯度反映了不同位置土壤水分所具有的能量状态。 根据土壤水分所具有的能量状态和导水特征, 将土壤入渗分成3个阶段,即湿润阶段、渗漏阶段和渗透阶段。
2.1湿润阶段
在开始入渗时, 入渗水分主要受分子力作用,水分被土壤颗粒所吸附当土壤含水量大于分子持水量, 该阶段逐渐消失。 因此对于干燥土壤而言该阶段表现的最为明显。
2.2渗漏阶段
在毛管力和重力作用下, 水分在土壤孔隙中作非稳定流动, 并逐步填充土壤孔隙, 直到全部孔隙被水分所充满而饱和。
2.3渗透阶段
当土壤孔 隙被水分 充满而饱 和水分在重力作用下呈现稳定流动。 由于3个入渗阶段土壤水分运动特征不尽相同 , 必然影响土 壤水分的 分布Bodr nan和Col emen将土壤水 分分布成4个区,即饱和 、过渡区 、传导区和湿润区[4]。 饱和区是指积水入渗后,土壤表层存在一薄的饱和层, 而湿润区的前缘称为湿润锋; 过渡区是指土壤含水量由饱和明显下降的区域; 传导区是指土 壤含水量变 化不大的 区域湿润区是指含水量迅速减少至土壤初始含水量的区域。
3影响土壤入渗过程的因素
土壤入渗过程受到多种因素的影响[5,6,7],如土壤质地、土壤构造、土壤前期含水量、 供水方式与强度、 供水水质、土壤温度等。
3.1土壤质地
土壤质地 反映了土 壤颗粒组 成不同质地的土壤颗粒组成不同, 因而所具有的孔隙大小和分布存在明显差别, 因此造成土壤导水能力和土水势的不同,进而影响土壤的入渗能力。 砂性土壤具有较多大孔隙, 土壤导水能力强,因此土壤入渗能力大,同时达到稳定入渗 阶段所需要 的时间也 短 ;而黏性土壤与其相反,土壤入渗能力小而且达到稳定入渗阶段的时间也长。
3.2土壤构造
由于成土原因或人为作用, 自然界土壤一般表现出层状构造,主要有种形式,一种是上层为粗质地土,下层为细质土; 另一种是上层土壤为细质土,而下层土壤为粗质地土。 这2种构造对土壤而言, 土壤入渗过程都有别于均质土壤。
对于上层为粗质地土、 下层为细质土的土壤构造而言,入渗初期,土壤水分运动受控于粗质土, 当湿润锋到达或延伸到细质土, 入渗率受控于下层的细质土。 如果下层土壤饱和导水率与上层 土壤饱和导 水率相差 较大下层土壤相对上层土壤而言形成了隔水层,可能在界面处形成临时水位。 在无排水条件情况下,随着时间延续,上层土壤会全部饱和[8]。
对于上层为细质地土、 下层为粗质土的土壤构造而言,入渗初期,土壤水分运动受控于细质土, 湿润锋到达界面后,入渗率受下层粗质土的影响由于能量的不连续 ,及孔隙连 续性的影 响 ,湿润锋到 达界面后 ,水分不能 连续向下 运移 ,而在界面 处积累 ,直至上层 土壤含水 量达到某 一程度致使 上下层土 壤孔隙发 生有效连 接 ,湿润锋才 继续向下 运动 。 这时土壤 入渗率变 为常数 。 而土壤入 渗率取决上层土壤厚度和饱和导水率及下 层土壤进水吸力。
3.3供水方式与强度
在自然降雨过程中, 当雨强大于土壤入渗能力时, 土壤入渗率取决于土壤入渗能力; 而当雨强小于土壤入渗能力时, 土壤入渗率就等于供水强度。 在自然界, 雨滴都具有一定的功能,雨滴降落到地面后,击实表层土壤或分散细颗粒,降低土壤导水能力,改变土壤入渗能力, 因此雨滴动能也是影响土壤入渗的重要因素。 在灌溉条件下,由于灌水方法不同,土壤入渗过程和特征也不尽相同。
3.4供水水质
入渗水一般含有一定数量的化学物质,而所含的化学物质进入土壤后与土壤颗粒和土壤原有的化学物质发生物理化学作用, 改变土壤孔隙分布特征, 进而影响土壤导水能力和入渗特征。 近年来随着淡水资源的短缺,微咸水利用也成为缓解水资源短缺的重要途径。 而微咸水中所含有的化学物质直接影响土壤入渗过程, 主要因素有微咸水矿化度和钠吸附比。
3.5温度场
土壤温度 直接影响 土壤水分 形态、土壤水分黏滞度和表面张力。 温度变化不仅影 响土壤水 分能量状 态 ,而且影响土壤导水率, 因此必将综合影响土壤入渗过程。 当土壤平均温度升高时, 土壤入渗能力增加, 反之则减小;当温度降到冻土情况时,土壤入渗率下降到最小。 如果土壤中存在温度梯度时, 水分在温度梯度作用下也发生运动,当表层土壤温度高于下层,土壤入渗能力会增加, 反之会减少土壤入渗能力。
摘要：干旱半干旱地区水资源短缺是影响经济发展和社会进步的重要因素,研究利用土壤水是实现农业高效用水的重要内容,故介绍了土壤水的形成转换、入渗的物理过程,以及影响入渗过程的因素。
土壤入渗参数 篇4
土壤的入渗性能受制于许多内在因素的影响, 诸如, 土壤剖面特征、土壤含水量、导水率及土壤表面特征等。本文总结前人的研究成果, 对不同外界条件下土壤入渗的性能作一归纳、分析和评述, 以其为今后深入研究提供一些有价值的信息。
1 林地土壤入渗性能研究
1.1 林分对土壤入渗影响机理
土壤的通透性主要取决于非毛管孔隙, 这些大孔隙结构对土壤入渗性能产生巨大的影响。在水分渗透上起决定作用的孔隙是林木根系腐烂后形成的管状孔隙, 而根系在土体内的增大、增粗, 与土体之间常形成间隙;植物枯枝落叶分解释放养分归还给土壤, 对土壤结构产生巨大影响, 一方面枯枝落叶为土壤中的动物、微生物的活动提供食物, 其生物活动易在土体内产生孔隙;另一方面枯落物分解后形成的腐殖质或非腐殖质与黏粒结合形成微团聚体, 使土体变得疏松透水, 提高了土壤表面的糙率, 阻缓径流, 起到了增加入渗的功效。林冠、枯枝落叶的拦截作用, 延长了降雨过程, 有利于提高入渗速率, 增加积累入渗量。
1.2 林分对土壤入渗速率的影响
1.2.1 林分类型对土壤入渗速率影响
为了分析不同林地之间的相互差异性, 许多学者对不同地类作了多重比较, 进行D检验和Fmax检验发现, 沙棘林地对于其他地类都具有显著差异, 而在刺槐林地与油松林地之间, 荒草地与农耕地之间差异不十分显著。可见灌木林改良土壤, 提高土壤入渗性能的作用最强, 其次是刺槐林和油松林;根据专业人士对12种林分类型进行F检验, 求得Fmax=1890.5, 其临界值F0.05=7.48, 所以不同样地的土壤渗透速率差异显著。由于各种因素的时空分布很不均匀及土地的异质性, 即使同一林分, 渗透速率仍相差很大, 所以测定渗透速率时至少要重复5次~8次, 才能得到较为理想的结果。
1.2.2 植被盖度对土壤入渗速率影响
在其他条件基本一致的情况下, 覆盖度不同, 则单位面积上枯落物凋落量、分解速度和养分归还量也不同, 从而导致土壤入渗速率和入渗量不同。研究证明:土壤水分的入渗速率随植被覆盖度的增加而增加, 即覆盖度越大稳渗率越大, 经拟合两者之间的线性关系为:Ic=22.80+56.77C, 相关系数r=0.97;Ic-稳渗率 (mm/h) ;C-植被盖度 (%)
累积入渗量与植被覆盖度关系也可用经验公式y=aebx描述, 即在单位时间内土壤入渗量随覆盖度的提高而呈幂函数增大。
2 草地土壤入渗性能的研究
2.1 草地对土壤入渗影响机理
对草地而言, 草地密度对入渗影响较大。由于天然草地长期超载、过牧, 植被盖度下降, 雨滴直接打击地面形成了较为致密的“结皮”层, 使入渗速率降低;而人工草地表层土质疏松, 特别是豆科牧草具有更好的改良土壤的能力, 所以入渗速率较大。
2.2 草地对土壤入渗速率影响
据有关人士研究, 草地的入渗过程分为3个阶段, 即瞬变段、渐变段和平稳段。瞬变段在0 min~4 min, 其累积入渗量:人工草地为18.0 mm, 天然草地为14.10 mm;渐变段持续时间在120 min~140 min, 即草地达到稳定入渗的时间。前30min累计入渗量, 人工草地57.46 mm, 比天然草地 (42.47mm) 高15 mm。比较稳渗率, 发现人工草地单元的值最大 (4.237mm/h) , 自然草地单元次之。同一时刻两条曲线入渗速率关系:人工草地﹥天然草地﹥禁牧草地﹥放牧草地。可见水土保持种草措施可以显著提高土壤入渗率, 特别是人工草地作用更加明显。
3 地形地貌对土壤入渗性能影响研究
3.1 地形地貌对土壤入渗影响机理
同一地面随坡度、坡向、坡位等的不同, 土壤入渗速率存在着较大差异。坡度对降水入渗的影响表现在两个方面:一是降水在坡面上再分配;二是随着地面坡度的变陡, 土壤稳定性下降, 降水速率呈现明显变化;坡向对土壤入渗的影响主要表现在阴阳坡植被生长状况有差异;坡位对土壤入渗性的影响表现在各坡位的初始含水率、土壤稳定性及土壤容重从上到下各不同, 从而影响土壤入渗。
3.2 地形地貌对土壤入渗速率影响
3.2.1 不同坡度对入渗速率影响
许多研究表明, 随着坡度的增加, 土壤稳渗率呈现下降的趋势。在20°之间范围内, 坡度越大, 稳渗率越小, 而且两者存在一定的线性关系, 经拟合关系为:Ic=36.64-1.03 a;相关系数r=-0.98;Ic-稳渗率 (mm/h) ;a-地面坡度 (°) 。
各单元平均入渗速率随坡度的增加呈指数曲线下降, 据研究, 无论是刺槐林地、农耕地还是摞荒地, 随着坡度的增加, 土壤稳渗率均呈现下降趋势, 因此要想增加土壤降水入渗, 必须减缓地面坡度, 变坡地为平地。
3.2.2 不同坡向对入渗速率影响
不同坡向土壤入渗性能也存在较大差异。试验表明, 阳坡初渗率大于阴坡, 但随着时间的推移, 阳坡土壤入渗率衰减快于阴坡, 造成阴坡入渗率大于阳坡, 这于阴坡植被状况好于阳坡, 且阴坡枯枝落叶层厚度优于阳坡有密切关系, 阳坡初渗率大与其初始含水率低有关。
3.2.3 不同坡位对入渗速率的影响
同一坡向不同位置的入渗性能不同。试验表明, 无论是林地、草地还是农地, 土壤稳渗率和产流历时数值均随坡位由上而下逐渐增加;坡顶的初始入渗率大, 而入渗率随时间衰减较快;坡脚的初始入渗率小于坡顶, 但坡脚的入渗率随时间下降较慢, 而稳渗率要大于坡顶。具体表现为, 在同一雨强作用下, 由坡上部到坡下部随土壤初始含水率的递增, 阴坡地土壤初始入渗速率呈规律性变化;坡中部达到稳渗的时间略高于坡上部, 而坡下部出现稳渗的时间则高于坡上部。
从以上地形地貌的分析可知, 土壤入渗的空间变异性很大, 造成差异的根本原因在于土壤性质, 特别是土壤物理性质的差异。
4 土地利用方式对土壤入渗性能影响研究
4.1 不同土地利用方式对土壤入渗的影响机理
影响土壤降水入渗的主要因素是土壤自身性质, 如土壤、质地、容重、含水率、孔隙度等因子, 而土地利用方式的不同, 改变了土壤质地, 从而影响到土壤入渗速率之间有较大差异。水平梯田减小地面坡度, 增加地表糙率, 削弱径流流速;不同整地措施, 诸如鱼鳞坑、水平阶等, 能拦蓄降水。以上土地利用方式改善了土壤的理化性状, 能起到较好的强化入渗作用。
4.2 不同土地利用方式对土壤入渗速率影响
4.2.1 同一地形种植不同植被对入渗速率影响
用Koc Takob公式、Horton公式、通用经验公式比较分析得出:入渗速率是庭院前小葱菜地﹥坡面杨树林地﹥向日葵残茬坡耕地﹥坡面天然草地﹥冬灌的水浇地;对王东小流域同一塬面4种不同植被条件下入渗速率进行研究得出:入渗性能苹果地最好, 小麦田、苜蓿地大于摞荒地, 刺槐、柠条、沙棘林地土壤入渗性能均高于荒地, 从初渗率到稳渗率, 刺槐林最高, 初渗率柠条最高, 沙棘林稳渗率高于柠条林;入渗速率变化快慢顺序为:刺槐林地﹤沟垄耕作糜子地﹤普通耕作糜子地﹤坝地南瓜地﹤小麦地﹤摞荒地, 而稳渗率大小则依次相反。果园的最初入渗率最大, 是林地的3倍、草地的5倍;尔后, 农、果、灌、林的土壤入渗率迅速下降, 而草地的入渗率则增加了67%;稳定入渗率大小顺序为:果园﹥农地﹥灌木﹥草地﹥林地。可见, 同一地形下种植不同植被土壤入渗有很大的差异。
4.2.2 坡耕地上采取几种不同水保措施时入渗速率影响
坡耕地主要依靠延缓径流发生的时间和减少坡面产沙两个方面来强化入渗。坡耕地上采取的保持水土耕作措施、工程措施 (诸如水平沟种植, 水平沟草粮等高带状间作, 修筑隔坡梯田等) 都有强化降水入渗、减少径流量和减少坡面产沙量的功效。且不同类型的坡地入渗速度也有差异, 老梯田﹥坡耕地﹥新梯田;同是水平梯田大豆地、沟垄耕作地的入渗性能比普通耕作要好;强化降水入渗和削减坡面产沙量强弱循序是:水平梯田﹥隔坡梯田﹥水平沟种草﹥水平沟草粮等带状间作﹥水平沟种植谷子﹥传统种植谷子﹥休闲地。因此, 坡耕地上, 在狠抓基本农田建设的前提下, 配置适当比例的耕作措施, 将会收到良好的水土保持效益和生态效益。
4.2.3 整地造林措施对入渗速率影响
在水土流失严重、林木生长立地条件很差、25°以上的陡坡荒地上造林, 为了提高造林成活率常采取诸如开挖鱼鳞坑、水平阶等整地工程措施。这些措施能拦蓄降水, 强化入渗。研究发现, 随着降水历时的延续, 水平阶整地造林措施强化降水入渗作用减小, 并趋于某一常数;而鱼鳞坑整地造林措施随着雨强的不同而出现差异。可见不同造林整地措施对强化降水入渗有一定的作用, 但这种效应随着降水历时和雨强的不同而表现出较大的差异。
5 结语
土壤入渗性能的研究中, 在做好土壤本身内在因子对入渗影响的基础上, 应进一步探讨不同外界条件下土壤入渗的变化规律, 这对充分了解土壤入渗的本质及不同的变化规律有重要意义。今后在土壤入渗的研究中, 以下几个方面应作进一步的深入探讨, 即: (1) 定量估计不同外界条件下增加土壤入渗对减少土壤侵蚀的流失量, 以进一步明确增加土壤入渗的重要性; (2) 建立不同外界条件下各土壤类型的入渗模型, 并从众多的影响因素中明确主导控制因子; (3) 探索增加土壤入渗的技术途径。
摘要：本文论述了不同林地、草地、地形地貌、土地利用方式等外界条件对土壤蓄水保水性能的影响, 初步总结出不同外界条件下土壤入渗变化规律, 为保持水土、提高土壤水分生产力提供了科学依据。
关键词：林分,草地,地形地貌,土地利用方式,土壤入渗,研究
参考文献
〔1〕蒋定生.黄土高原水土流失与治理模式〔M〕.北京:中国水利水电出版社, 1997.
[2]郭忠升, 吴钦孝, 任锁堂.森林植被对土壤入渗速率的影响[J].陕西林业科技, 1996, (3) :27-31.
〔3〕陈丽华, 余新晓.晋西黄土地区水土保持林地土壤入渗性能的研究[J].北京林业大学学报, 1995, 17 (1) :42-47.
〔4〕张永涛, 杨吉华, 夏江宝, 等.石质山地不同条件的土壤入渗特性研究〔J〕.水土保持学报, 2002, 16 (4) :123-126.
〔5〕王忠科.植被盖度及地面坡度影响降水入渗过程的试验研究〔J〕.河北水利水电技术, 1994, (4) :63-64.
〔6〕袁建平, 张索丽, 张春燕, 等.黄土丘陵区小流域土壤稳定入渗速率空间变异〔J〕.土壤学报, 2001 (4) :579-583.
〔7〕刘贤赵, 康绍忠.黄土高原沟壑区小流域土壤入渗分布规律的研究[J].吉林林学院学报, 1997 (4) :203-208.
土壤入渗参数 篇5
1 TRIME-TDR基本原理
TRIME基于TDR (Time domain reflectometry with Intelligent Microelements) 时域反射技术。用以直接测量土壤或其他介质的介电常数, 介电常数又与土壤水分含量的多少有密切关系, 土壤含水量即可通过模拟电压输出被读数系统计算并显示出来[4,5]。
电磁波在介质中传播的速度与介质的介电常数的平方根成反比, 可用下式:
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式中:C为电磁波在介质中的传播速度;C0为光速;mr为介质的磁导率, 对无磁介质, mr=1;er为介质的介电常数, 其中:
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式中:L为探针长度;t为传输时间, 包括沿探针的传播时间和沿探针反射回来的时间。对土壤来说式 (1) 可写为:
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在20℃时, 水的介电常数为81, 空气的介电常数为1, 干土壤的介电常数大约为5。由于这种较大的介电常数差值, 湿土壤的介电常数就主要依赖于土壤的水分含量。
1980年Topp等给出了一个经验公式:
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式中:qV为土壤的体积含水量。
根据式 (3) 与 (4) , 就可以通过测定沿探针传播脉冲的时间来确定含水土壤的介电常数, 进而确定土壤的含水量。
2 研究方法
2.1 研究目的
通过利用TDR技术测定土壤中的含水量, 进而研究不同灌溉定额下土壤中水分的时空变化规律, 为提高灌区水利用效率提供理论依据。
2.2 试验条件
在泾惠渠灌区中游地区下属试验站内选取未耕种的土地作为研究区, 将研究区分为四个次级分区, 每个分区长为6 m、宽度为1.2 m, 并作编号Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ, 在每个分区内分别埋设长度为2.00 m, 内径42 mm的PE探管 (埋设深度为1.8 m, 地表面上留有0.2 m以防灌溉水进入探管) 。分区Ⅰ内埋设3根探管, 作为灌溉定额为0的对比分区, 分区Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ内分别埋设3根探管, 间隔为1.5 m, 灌溉定额分别为1.34、2.68、4.02 m3·hm-2。测定时在土壤深度0～1 m段每隔0.1 m测定一次, 1.0～1.8 m段每隔0.2 m测定一次。
3 试验数据采集与分析
3.1 土壤水分随时间变化规律
由图中可以看出本研究区内的土壤在10～70 cm段的含水率在10%左右, 没有很大的变化, 在80 cm以下随着深度的增加, 含水率也呈现较大的增加。在1.34 m3·hm-2的灌溉定额的Ⅳ区50 cm深度以上的含水率有了明显的提高, 而且从图4中可以看出灌溉后2 h 10 cm深度的含水率达到21%, 随着时间的推移, 含水率迅速下降, 这是由于试验过程中气温较高, 加之没有植被覆盖而导致土壤蒸发量带走大量的水分, 70 cm以下基本上没有变化, 水分没有运移到70 cm深度以下。2.68和4.02 m3·hm-2灌溉定额的Ⅱ区和Ⅲ区的含水率在11.34 cm深度以上都有着明显的升高, 说明2.68～4.02 m3·hm-2的灌溉定额可以满足地面至11.34 cm深度的灌溉要求。
3.2 土壤水分在同一时刻随灌溉定额变化规律
由图5中可以看出灌溉2 h后Ⅳ区土壤含水率在60 cm以上曲线有着明显的变化, 但是这部分土壤的含水率不及Ⅱ区和Ⅲ区, 这是由于灌溉入渗的水分只能下渗到此区域, Ⅱ区和Ⅲ区的含水率从灌溉后就有着较大的改变, 但是从各图中可以看出4.02 m3·hm-2的灌溉水量相比2.68 m3·hm-2的灌溉水量没有明显的优势, 对土壤含水率的影响主要在90 cm以上, 原因主要是过多的水分都在土壤表面蒸发, 随着灌溉水量的增大, 土壤120 cm以下的含水率都没有显著的变化。研究区土壤含水量的垂直分布规律呈现明显的分层特征:表层的土壤含水率较低 (0～30 cm) , 因为在半干旱地区蒸发较为强烈, 所以表层土壤随着灌溉时间的延长, 散失水分速度最快;中层土壤含水率逐渐升高 (30～120 cm) , 并且曲线波动剧烈;下层土壤含水率低, 受到的影响非常小 (120 cm以下) , 因此试验站内土壤含水量的垂直分布大致可以划分为以下3层:土壤水分低值层 (0～30 cm) 、土壤水分活跃层 (30～120 cm) 和土壤水分相对稳定层 (120 cm以下) [6,7]。
3.3 灌溉水量校核
在校核过程中, 用不同深度测定的含水率作为这个深度附近土壤含水率, 然后算出这个含水率所代表的土壤体积, 进而可以算出分区内的含水量, 再将2、27、24和41h四个时刻的平均含水量减去灌溉前土壤含水量, 就可以得到每个分区内土壤中含水量的增加量, 在理论上求得的含水量增量应该等于在每个分区内的灌溉水量, 各区含水量增量见表1。
由表1中可以看出由于分区Ⅰ作为对比分区灌溉定额为0, 所以土壤的含水量增量也为0, 分区Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ的灌溉量分别为0.6 、0.9 和0.3 m3, 经过测定各分区土壤的含水量增量分别为0.62 、0.94 和0.27 m3, 相对误差分别为3.33%、4.44%和10.00%, 土壤含水量测定结果与实际灌溉水量较为一致。
4 结论
经过对数据的分析, 基本上与理论值相符合, 说明TRIME-TDR土壤水分测试仪在农业水土保持和灌溉研究中的数据采集精度方面令人满意。对于灌区内土壤, 2.68～4.02 m3·hm-2的灌溉定额可以满足绝大部分作物对水分的需求, 另外, 此次试验是在无地面植被的条件进行的, 对于不同植被、不同地形等其他条件灌溉定额对土壤水分的影响未作深入研究, 这些也将是以后研究工作的重点。
参考文献
[1]李佩成.黄土塬灌区三水转化机理及调控研究[M].陕西:陕西科学技术出版社, 1999.
[2]李佩成.论自流灌区的节水与养水[J].灌溉排水, 2000, 19 (1) :12-15.
[3]郭占荣, 刘华台, 荆恩春.西北内陆盆地潜水与土壤水转化关系研究[J].水文, 2002, 22 (2) :1-5.
[4]Dasberg S, Dalton F D.Time-domain reflectometry field measure-ments of soil water content and electrical conductivity[J].J.Soil Sci-ence Soc.Am, 1985, 49:293-297.
[5]Rhoades J D, Schilfgaarde J V.An electrical conductivity probe for de-termining soil salinity[J].J.Soil Science Soc.Am, 1976, 40:647-651.
[6]史绣华, 张称意.沙柳林沙地水分动态研究[J].内蒙古林学院学报, 1997, 19 (1) :16-21.
土壤入渗参数 篇6
微喷灌是工程性节水措施之一。微喷灌系统将水喷洒到田间, 通过调节农田小气候状况以及均匀的喷洒水量, 有效地湿润土壤根系层达到节水灌溉的目的。微喷灌系统的评价指标主要是灌水效率和灌水均匀度等[1], 例如通过克里斯琴森 (Christiansen) 系数[2]评价系统喷洒水量的均匀程度, 然而这些评价体系和设计标准都是针对系统本身的。微喷灌喷洒均匀程度与水流入渗后的均匀程度并不相同, 尽管喷洒水量的均匀程度是水流进入土壤后分布均匀性的一个重要影响因素, 然而土壤的介质性质、介质和水流运动之间的相互作用也在很大程度上影响灌水质量, 显然水流入渗后实际的分布对于作物的生长才更有意义, 对于微喷灌系统的评价也更加具有真实性, 在此基础上确定的微喷灌系统组合设计也才能更为有效地达到节水灌溉的目的。
碘是一种惰性离子, 物理化学性质较为稳定, 且不易被土壤吸附, 与水流运动具有较好的一致性。水流经过区域含有碘, 喷洒淀粉溶液后将发生颜色变化, 相应地确定水流运动模式[3,4]。
本文采用显色示踪方法测定单个喷头喷洒入渗后水量的分布情况, 依据灌溉水入渗后所形成的实际土壤水分布情况, 探讨合理的微喷灌系统组合布置方案。
1材料和方法
2007年7月于武汉大学灌溉排水与水环境综合试验场开展试验, 试验在田间原状土条件下进行, 土壤为黏土, 物理及水动力参数如表1所示。为了避免地表凹凸不同可能造成积水影响试验结果, 试验前对试验区进行了平整。试验布置如图1所示。选择270°折冲式微喷头, 有效喷散半径1 m, 水箱供水, 采用离心式水泵加压, 喷头工作压力P=10 m, 流量Q=120 L/h。试验前测定了喷头喷洒水量分布。水中溶解了20 g/L碘化钾溶液, 喷洒水量40 mm, 喷洒过程持续3 h, 喷洒期间地表基本上未形成积水。喷洒完毕后, 实验区用防水和隔热材料覆盖, 24 h后水流完全入渗, 开始进行剖面开挖, 将图1所示未喷洒90°区域挖除后, 沿轴线方向逐层形成剖面, 并向剖面喷洒淀粉溶液 (浓度为50 g/L) , 由于入渗水中含有碘, 与淀粉反应后发生颜色变化, 相应地确定入渗水流动区域, 照相记录剖面显色模式, 共测定了20个剖面显色模式, 并在部分剖面 (图1中1～7位置) 分别在显色区和未显色区测定了土壤含水率。测量时, 将表层刮除, 以避免喷洒淀粉溶液对于测量土壤含水率所产生的影响。
2结果及分析
2.1流动模式识别
将剖面显色模式进行坐标矢量转换, 采用Baveye et al. (1998) [5]提出的临界值的方法将剖面染色模式照片转化为染色 (黑色) 和未染色 (白色) 二元信息。将图像由RGB模式转化为灰度模式, 对于图像中的每一个像素, 其灰度值的变化范围是0～255, 从其中任意选择一个灰度值, 将大于和小于等于选定灰度值的所有像素的灰度值分别进行平均, 得到2个平均灰度值。这2个平均值的均值和初始设定的灰度值进行比较, 如果两者不一致, 则将计算得到的均值代替原设定的灰度值, 重新进行迭代计算, 直到设定灰度值和计算灰度值一致为止。完成迭代后的灰度值即为判断是否显色的标准 (临界灰度值) , 像素灰度值大于临界灰度值的区域为显色区, 小于临界灰度值的区域为未显色区。
2.2入渗模式分析
各剖面显色区域土壤饱和度变化量如图2所示。可以看出, 入渗后湿润区域 (显色区) 为0～0.4 Zmax (Zmax为最大入渗深度) , 入渗后饱和度为0.85～0.95, 这一深度区间土壤饱和度与初始条件无关, 主要受土壤介质性质和孔隙率的影响。0.4～1.0 Zmax区间土壤饱和度随深度逐渐降低, 可近似以分为2段:0.4～0.7 Zmax区间, 这一深度土壤饱和度主要受到表层土壤饱和度的影响, 而土壤初始含水率的影响较小;在0.7～1.0 Zmax区间, 显色区饱和度随深度逐渐减小至初始饱和度, 土壤初始水量的影响较为显著, 土壤初始含水率较低的情况下, 这一深度区段饱和度变化幅度也较为明显。
由于各剖面水量分布差异性较小, 因此对目标剖面入渗数据进行归一化处理。将20个观测剖面同一半径r处入渗强度h取平均, 划归成一个径向剖面。图3为径向剖面地表喷洒水量分布和入渗后水量分布归一化后的比较。可以看出, 入渗后水量分布峰值位置明显地偏移喷洒水量分布峰值位置。喷洒水量在半径方向分布表现出2次抛物线分布的规律, 水量集中于1/2有效喷程位置, 而入渗后水量分布则近似可用4次曲线拟合 (图3中实线所示) , 水量分布集中在0.8～1.0半径位置。分析原因如下:由于土壤初始含水率较小, 水分入渗率在喷灌初期很大, 但随着喷洒过程的进行, 土壤表层含水率逐步趋于饱和, 并影响后续的入渗速率, 造成了入渗后土壤水分分布不均匀, 而且喷洒水有沿径向的初速度, 使得实际喷洒在地表的水量分布峰值位置已沿半径方向向外侧偏移。
3微喷系统优化方案及组合分析
3.1单喷头入渗性能分析
采用拟合的水量分布函数模拟喷头喷水入渗特性, 三维空间下入渗强度满足:
依据该函数关系进行组合均匀度计算, 分析正方形情况下最优布置间距。
正方形组合情况 (见图4) , O1, O2, O3, O4分别为4个喷头位置 (以4个代码代表喷头) 。各喷头入渗强度分布相同, 均为
O1f1 (x, y) =f (x, y) (1)
O2f2 (x, y) =f (x-s, y) (2)
O3f3 (x, y) =f (x, y-s) (3)
O4f4 (x, y) =f (x-s, y-s) (4)
3.2计算区域划分[6]及组合分析
图4所示的正方形O1O2O3O4范围的研究区域内, 水量分布高度对称, 因此可以取如图5所示直角三角形作为计算单元 (为原区域的1/8) , 该计算区域均匀系数与研究区域均匀系数相等。喷头有效喷程L=1 m, 布置间距要求s>L, 要求所有区域均能灌到水, 组合间距要求
对区域OO1A, 依据入渗强度函数不同分为4个计算区域 (见图5) 。
D1区域接受喷头O1喷洒水量:
D2区域接受喷头O1, O2喷洒水量:
D3区域接受喷头O1, O2, O3喷洒水量:
D4区域接受喷头O1, O2, O3, O4喷洒水量:
单喷头有效喷程内实际入渗总水量
式中:Δh为喷头布置间距s的函数, 可以用函数Cu=g (s) 描述均匀系数, g (s) 极大值点对应最佳间距。通过数值分析近似得出g (s) 图形, 则Cu～s关系曲线如图6所示。由于水量入渗土壤后的实际分布情况与喷洒水量分布有很大差异, 并且由图6可以看出2种情况均匀系数变化趋势特点有所不同:地表情况对应的均匀系数变化相对较大, 在s=1.15L处Cu达到极大值, 而在变量s临域内Cu“急剧的变化”;实际土壤水分布情况下组合均匀系数变化则相对“缓和”, 尤其当s为1.05～1.15L时。分析原因可能是由于水分在土壤中运动受阻力较大, 而且水入渗在土壤中运动十分复杂, 土壤对入渗水分重分布的过程起了“缓冲”作用, 改善了组合水量分布的均匀性, 使得s=1.05～1.15L时, Cu对s变化不敏感, 进而维持较高的均匀度, 使得喷头布置间距范围可以放宽。
4结语
通过碘-淀粉显色原理研究了单喷头喷洒入渗情况下土壤水量分布情况。碘化钾溶解于水中, 喷洒后随水入渗, 在开挖剖面上喷洒淀粉溶液, 水流经过的区域显现出蓝色, 进而确定入渗后土壤中入渗水流实际分布情况。
从试验结果可知, 喷洒水量分布为2次抛物曲线情况下, 入渗水量分布峰值位置明显发生偏移, 而且入渗水量分布与喷洒水量分布差异很大, 所以以喷洒分布数据为依据进行优化布置是不合理的, 应该以实际入渗水量分布为依据进行优化计算, 所以建议以实际入渗水量分布对微喷灌效率进行评价。
通过对实际入渗水量分布特性Cu～s曲线分析可知:最佳布置间距s=1.1 L, 同时当布置间距s为1.05～1.15 L时, Cu变化较缓, 且维持较高的数值。推荐正方形喷头组合, 间距为1.1倍的有效喷程。
本文仅考虑了喷头工作压力适中且一定、土壤为黏性时正方形组合布置间距对喷洒水量均匀性的影响, 然而喷头的工作压力、风向风力及土壤的特性等不同都会对喷洒入渗水量分布均匀性有很大影响, 这些影响机理尚有待研究。
参考文献
[1]解文艳, 樊贵盛.土壤质地对土壤人渗能力的影响[J].太原理工大学学报, 2004, 35 (4) :381-384.
[2]李久生, 饶敏杰.喷灌水量分布均匀性评价指标的试验研究[J].农业工程学报, 1999, (12) :25-30.
[3]Glass RJ, Brainard J R, Ji m Yeh T C.Infiltrationin unsaturatedlayered fluvial deposits at Rio Bravo:macroscopic anisotropy andheterogeneous transport[J].Vadose Zone Journal, 2005, (4) :22-31.
[4]Hangena E, Gerkeb H H.Schaaf W.Flowpath visualizationin alignitic mine soil using iodine-starch staining[J].Geoderma, 2004, 120:121-135.
[5]Baveye P, Boast C W, M Ogawa.Influence of i mage resolutionand threshold on the apparent mass fractal characteristics of pref-erential flow pat terns in field soils[J].Water Resources Re-search, 1998, 34, 2 783-2 796.
[6]曾庆黎, 曾文艺.喷灌模型[J].数学的实践与认识, 2004, (4) .
[7]郑丽萍, 郭建青, 徐海芳, 等.山东禹城地区土壤入渗特性的空间变异研究[J].节水灌溉, 2008, (11) :11-13.
土壤入渗参数 篇7
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。
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0.92mm/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]。
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69.0mm;而对照土黄棕壤, 装土容重为1.2 g/cm3、1.3 g/cm3和1.4g/cm3, 入渗时间为160 min时的累积入渗量分别为123.5 mm、84.2 mm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:
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 (min) ;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) 。
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。
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。
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[10,11,12]:
式中I为累积入渗量 (mm) , zf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。
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
土壤入渗参数 篇8
关键词：饱和导水率,入渗水头,土壤容重,蓄水坑灌
蓄水坑灌法是一种适用于我国北方干旱地区果林灌溉的新型灌水方法[1]。该方法的最大特点就是将节水灌溉与水土保持有机地结合在一起。目前该方法正处于应用理论基础研究阶段, 其中变水头、复杂边界条件下的蓄水坑入渗的研究是蓄水坑条件下土壤水分运动特性研究的关键问题之一[2,3,4], 而变水头条件下的饱和导水率研究又是变水头、复杂边界条件下的蓄水坑入渗研究的基础[5,6]。土壤饱和导水率是土壤重要的物理性质之一[7,8], 是计算土壤剖面中水的通量和设计灌溉、排水系统工程的一个重要土壤参数[9]。土壤饱和导水率影响因素有土壤质地、容重、孔隙分布、有机质含量及入渗水头等。Helalia (1993年) [10], 王小彬等 (1996年) [11], 刘洪禄 (1997年) [12]等针对土壤容重对饱和导水率的影响进行研究, 研究表明随着土壤容重的增大饱和导水率减小;单秀枝 (1998年) [13]针对不同有机质含量对饱和导水率的影响进行研究, 研究表明随着有机质含量的增大饱和导水率成抛物线性变化;Duley (1943年) [14], Hopmans (1986年) [15], 汪志荣[16]等针对温度对饱和导水率的影响进行研究, 结果表明随着温度增加饱和导水率增大;Larson (1971年) [17], 邓西民 (1998年) [18]等针对冻融对饱和导水率的影响进行研究, 结果表明冻融对土壤饱和导水率有增加的作用。然而有关入渗水头对饱和导水率的影响研究还没有报道, 因此进行入渗水头对饱和导水率的影响研究不仅是分析变水头、复杂边界条件下的蓄水坑入渗特性的需要, 而且是一项完善分析饱和导水率影响因素的基础理论研究。
1 材料与方法
(1) 试验土样。
试验土样采用山西省太谷县三台村梨园的扰动黄土。在田间进行了土壤剖面诊断, 根据其颜色、质地、松紧度、孔隙状况、新生体等来划分土壤层次, 本次试验黄土剖面层次可划分为:表土层0~57 cm, 心土层57~89 cm。每层土的机械组成见表1, 表土层、心土层的土壤容重分别为1.38、1.40 g/cm3。每种土样的饱和导水率测定均是在同一初始含水量水平上进行的, 其中表土的初始含水量为2.18%, 心土的初始含水量为2.06%。
(2) 试验设备。
本文是采用南京土壤仪器厂有限公司生产的TST-55A型渗透仪, 按常水头方法测定土壤饱和导水率;供水装置采用马里奥特筒;量水装置采用碱式滴定管 (精确到0.1 mL) , 如表1所示。
(3) 试验方案。
本试验的目的是为了研究入渗水头对不同土壤的饱和导水率影响和入渗水头对同一土壤不同容重条件下饱和导水率的影响, 因此试验分为2大组, 一组以入渗水头作为试验方案的控制因子, 进行不同入渗水头下的土壤饱和导水率测定试验, 本文分别测定了3种土壤在入渗水头为5、10、15、20、25、30、35、40、45、50、55、60 cm共12个水平条件下的饱和导水率, 每个处理进行5次重复。另一组以入渗水头和土壤容重为控制因子, 分别测定了3种土壤在容重取值为:rd、rd×103%、rd×106%、rd×109%、rd×112%共5个水平情况下, 入渗水头分别在为低水头 (10 cm) 、中水头 (40 cm) 、高水头 (60 cm) 条件下的饱和导水率, 每个处理至少进行5次重复。
2 结果与分析
2.1 入渗水头对土壤饱和导水率的影响
图1为表土和心土在容重为1.38和1.40 g/cm3时入渗水头与饱和导水率关系曲线图。由图1可知, 随着入渗水头的增大, 土壤饱和导水率逐渐减小。入渗水头从5 cm增大到60 cm, 表土和心土的饱和导水率分别减少了0.064和0.054 cm/h。这是由于土壤饱和导水率是单位水势梯度下水分通过垂直于水流方向的单位截面积的饱和土壤水的流速, 对于某一特定土壤, 当其土壤容重、结构等基质特征一定时, 其土壤饱和导水率为定值, 但随着入渗水头不断增加, 土壤入渗界面上的压力势不断增大, 作用于入渗界面上的压力也不断增大, 从而导致入渗界面土壤逐渐密实, 土壤的空隙率逐渐减小, 进而改变了土壤的基质特征, 导致土壤的饱和导水率逐渐减小。
2.2入渗水头对不同容重条件下土壤饱和导水率的影响
图2为入渗水头对不同容重土壤饱和导水率影响的对比图, 从图2可以看出, 对于表土、心土在不同设计容重情况下, 都有随着入渗水头增大饱和导水率减小的趋势, 这说明在不同容重情况下, 入渗水头也均对饱和导水率有一定的影响, 但土壤容重不同饱和导水率减小的幅度不同, 容重越大减小幅度越小, 例如表土在容重1.38 g/cm3时, 减小了0.083 cm/h, 而在容重1.551 g/cm3时, 仅减小了0.002 cm/h。表2为入渗水头对不同容重土壤饱和导水率影响的对比表, 由表2可知当入渗水头在10~60 cm变化时, 表土容重在水平一时饱和导水率的相对变化率为22.534%, 水平五时为0.371%;心土容重在水平一时饱和导水率的相对变化率为14.081%, 水平五时为2.266%。由此可见对于同种土壤在容重不同情况下入渗水头增加相同的幅度时, 饱和导水率均有所减小, 但减小的幅度不同, 当土壤容重较小时, 土壤孔隙率较大, 土壤结构疏松, 在入渗界面作用相同的水压力时, 土壤结构变化明显, 孔隙率减小显著, 土壤饱和导水率显著降低, 例如容重水平一, 表土和心土的饱和导水率变化率分别为22.534%和14.081%;随着土壤容重的增大, 土壤孔隙率减小, 土壤结构相对密实, 在入渗界面
作用相同的水压力时, 土壤结构变化不明显, 土壤孔隙率减小不显著, 土壤饱和导水率减小率也变小, 例如容重水平三, 表土和心土的饱和导水率变化率分别减小为9.779%和10.716%;当土壤容重增大到一定程度时, 土壤结构非常密实, 土壤孔隙率很小, 在入渗界面作用相同的压力, 对土壤结构影响很小, 土壤饱和导水率变化也很小, 例如容重水平五, 表土和心土的饱和导水率变化率分别仅为0.371%和2.266%。
2.3 土壤容重对土壤饱和导水率的影响
图3为不同入渗水头作用下土壤容重与饱和导水率关系曲线。由图3可知, 随着土壤容重增大, 土壤饱和导水率减小。同时由图3可知, 入渗界面在作用水头10、40、60 cm时, 表土的饱和导水率随容重增大而减小的幅度分别为0.325、0.269、0.242, 心土为0.286、0.264、0.241, 即入渗界面作用水头越大, 土壤饱和导水率随容重增大而减小的幅度越小。
对比图2、图3和表2可知, 土壤容重和入渗水头都是影响土壤饱和导水率的重要因素, 但二者对饱和导水率的影响程度有显著差异, 本文中不同入渗水头之间饱和导水率的变化率最大值为22.543%, 最小值为0.371%, 而不同容重之间的饱和导水率的变化率最大值为88.154%, 最小值为84.763%。因此, 就对饱和导水率影响的显著程度而言, 土壤容重要显著大于入渗水头。
3 结 语
本文通过进行不同入渗水头和土壤容重条件下的饱和导水率试验, 得到如下结论。
(1) 入渗水头对土壤饱和导水率有一定影响, 随着入渗水头增大, 土壤饱和导水率逐渐减小。
(2) 土壤容重不同, 入渗水头对饱和导水率影响不同, 土壤容重越大, 入渗水头对饱和导水率影响越小。
(3) 土壤容重对饱和导水率有显著影响, 土壤容重越大, 土壤饱和导水率越小, 入渗界面作用水头越大, 土壤饱和导水率随容重增大而减小的幅度越小。
(4) 土壤容重和入渗水头都是影响土壤饱和导水率的重要因素, 但土壤容重对饱和导水率的影响要显著大于入渗水头。
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