土壤水高礦化度對粉質(zhì)黏土水力特性的影響

栗現(xiàn)文，周金龍，周念清，賈瑞亮

(1. 同濟(jì)大學(xué)水利工程系，上海 200092；2. 新疆農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木工程學(xué)院，烏魯木齊 830052)

0 引 言

在非飽和帶水鹽運(yùn)移計算中，土壤水分特征曲線的測定及水力參數(shù)的獲取是基礎(chǔ)性工作，是研究土壤水分入滲、蒸發(fā)、土壤侵蝕及溶質(zhì)運(yùn)移過程的關(guān)鍵[1-3]。關(guān)于土壤水力特性的影響因素及參數(shù)擬合，國內(nèi)外學(xué)者也開展了大量研究。劉建立等[4]將確定土壤水力性質(zhì)的各種直接方法和間接方法(如土壤轉(zhuǎn)換函數(shù)、分形方法、數(shù)值反演方法和經(jīng)驗(yàn)公式法等)進(jìn)行了系統(tǒng)總結(jié)。查元源等[5]提出了一種利用剖面土壤含水率推求土壤水力參數(shù)的方法。Thakur等[6]以粉土和高嶺土為對象，在高吸力段干密度對土壤水分特征參數(shù)和土壤吸力影響較小。不同耕作和灌溉施肥方式也對土壤結(jié)構(gòu)產(chǎn)生作用，進(jìn)而影響土壤水力特性[7-9]。

在極端干旱潛水蒸發(fā)強(qiáng)烈區(qū)域，潛水埋深較淺，礦化度一般為3～10 g/L，局部為10～30 g/L，最大可達(dá)100 g/L以上，如在新疆內(nèi)陸盆地中央沖積平原或湖積平原三角洲地帶，地下水徑流滯緩，潛水埋深淺且通過蒸發(fā)消耗，使得地下水中鹽分積累，高礦化度潛水水化學(xué)類型為Cl·SO4型或Cl型[10]。高礦化度條件下的潛水蒸發(fā)規(guī)律[11-13]、毛細(xì)水上升高度[14]、土壤孔隙結(jié)構(gòu)[15]等均與淡水條件下有顯著差異，若將傳統(tǒng)淡水條件下獲取的土壤水力特征參數(shù)直接用于高礦化度潛水蒸發(fā)數(shù)值計算，其結(jié)果令人質(zhì)疑，因此，探討土壤水高礦化度對水力特性的影響具有重要意義。

本文通過實(shí)驗(yàn)獲取不同土壤水礦化度處理(淡水、30、100及250 g/L)粉質(zhì)黏土脫濕過程土壤水分特征曲線，利用RETC軟件選取通用模型擬合各組曲線，進(jìn)而分析比較不同礦化度處理下的土壤水力特征參數(shù)，為深入開展高礦化度潛水蒸發(fā)數(shù)值計算提供支持。

1 材料與方法

1.1 土壤水分特征曲線的測定

Cl-Na型水是干旱區(qū)較常見的高礦化度潛水水化學(xué)類型，試驗(yàn)設(shè)置4種礦化度的NaCl溶液與之對應(yīng)，分別為淡水(1 g/L)、30、100、250 g/L。試驗(yàn)用土樣取自新疆南部典型干旱區(qū)，風(fēng)干磨細(xì)去雜后，過2 mm孔徑標(biāo)準(zhǔn)篩，并通過比重計法測定土壤粒徑組成(如表1)。將混合均勻的土樣，按干容重1.755 g/cm3裝填4組，以不同礦化度溶液對其作飽水處理。采用土壤水分特征曲線儀測定不同土壤水礦化度處理(以下簡寫為TDS-F、TDS-30、TDS-100和TDS-250)土樣脫濕過程水分特征曲線，即測定土壤體積含水率及相對應(yīng)土壤水吸力值(土壤負(fù)壓絕對值)。

表1 試驗(yàn)土樣顆粒分析組成Tab.1 Soil particles of the experiment

1.2 土壤水分特征曲線模型

由于尚不能根據(jù)土壤基本性質(zhì)從理論上得出土壤水的基質(zhì)勢與含水率的關(guān)系，為了分析應(yīng)用的方便，常用實(shí)測結(jié)果擬合出經(jīng)驗(yàn)關(guān)系[16]。有多種經(jīng)驗(yàn)函數(shù)模型用來描述土壤水分特征曲線[17-20]，在這些模型中，最為常用的是van Genuchten模型(簡稱VG模型)[18]：

(1)

式中：θs為土壤飽和體積含水率，cm3/cm3；θr為殘余土壤體積含水率，cm3/cm3；h為土壤負(fù)壓，cm；α、m、n為待定系數(shù)。

用經(jīng)驗(yàn)公式估計土壤水力性質(zhì)需要大量的土壤水分含量和與之對應(yīng)的壓力水頭實(shí)測數(shù)據(jù)，然后通過非線性最小二乘法優(yōu)化求得經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ蛥?shù)。美國國家鹽改中心(US Salinity Laboratory)提供的RETC軟件[21]，專門用于確定土壤水分特征曲線，包含了多種土壤水分模型(經(jīng)驗(yàn)公式)用以擬合實(shí)測試驗(yàn)數(shù)據(jù)，以分析或預(yù)測非飽和土壤的水力性質(zhì)，在選擇水分特征曲線模型時，也要選擇不同的求解K(土壤非飽和水力傳導(dǎo)度)、D(擴(kuò)散率)的Mualem或Burdine模型(本文中對模型采用組合寫法，如van Genuchten-Mualem)。

2 結(jié)果分析

2.1 不同土壤水礦化度處理水分特征曲線

根據(jù)試驗(yàn)實(shí)測數(shù)據(jù)繪制不同土壤水礦化度處理水分特征曲線如圖1所示。在監(jiān)測過程中發(fā)現(xiàn)，同一含水率可對應(yīng)一定取值范圍的土壤水吸力，為比較不同處理間差異，此處取均值繪制各組土壤水分特征曲線。筆者曾對不同礦化度土壤水分特征曲線形態(tài)及孔隙結(jié)構(gòu)影響進(jìn)行過分析[15]，各處理水分曲線比水容量相近，但局部存在差異，表現(xiàn)為TDS-100及TDS-250處理對水分的吸持能力明顯小于TDS-30及TDS-F處理。分析當(dāng)量孔徑變化可推知，TDS-30處理使土體中等孔隙體積變??；TDS-100處理使土體較小孔隙體積變小；TDS-250處理使土體較大孔隙體積變小。

注：θ1、θ2為土壤水分特征曲線上任意兩點(diǎn)對應(yīng)的含水率(θ1>θ2)，d1、d2為與之對應(yīng)的土壤當(dāng)量孔徑。圖1 不同礦化度土壤水分特征曲線[15]Fig.1 Soil water characteristics curves under different TDS treatments[15]

2.2 擬合模型

如前所述，RETC軟件包含擬合土壤水分特征曲線的多種模型，通過對實(shí)測土壤水分特征曲線的擬合，可確定模型中包含的各項(xiàng)參數(shù)。但某種模型并非對所有的土壤水分特征曲線都適用，為比較4組不同土壤水礦化度處理對水分特征參數(shù)的影響，最好建立通用的同種擬合模型。通過建模試算發(fā)現(xiàn)，只有van Genuchten-Burdine模型可以同時擬合各處理土壤水分特征曲線，如圖2所示。TDS-F、TDS-30、TDS-100和TDS-250處理擬合精度均較高，R2分別達(dá)到0.995 8、0.994 3、0.995 9和0.986 0。

值得注意的是，對于各組實(shí)測土壤水分特征曲線，土樣開始脫水后，土壤水吸力與含水率間并不服從嚴(yán)格意義上的單調(diào)對應(yīng)關(guān)系；尤其在土壤含水率較小時，每一含水率都對應(yīng)一定的土壤水吸力變化區(qū)間，即只有當(dāng)土壤水吸力增大到一定程度后，土壤含水率才發(fā)生變化而使水分特征曲線形態(tài)表現(xiàn)為階梯狀。因此，準(zhǔn)確描述各組土壤水分特征曲線變化的擬合模型，嚴(yán)格意義上講也應(yīng)是多值函數(shù)的形式，對此需做更深入研究。

2.3 土壤水礦化度對水分特征參數(shù)的影響

基于上節(jié)擬合模型可識別出模型中各參數(shù)值(表2)，并可比較各處理對同一參數(shù)的差異性表現(xiàn)。不同處理擬合參數(shù)與RETC軟件中的神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)預(yù)測(NNP)結(jié)果對比均有明顯差異。不同礦化度處理間差異表明，同一土質(zhì)在不同土壤水礦化度作用下，對土壤水分特征參數(shù)產(chǎn)生明顯影響。而神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)預(yù)測結(jié)果與各處理間的差異性，推測為實(shí)際監(jiān)測所得土壤水吸力與含水率間的多值對應(yīng)關(guān)系，對曲線形態(tài)產(chǎn)生影響，進(jìn)而造成RETC軟件擬合失真所致。同一參數(shù)各處理間的差異性對比則相對表明礦化度對各土壤水力參數(shù)的影響。

圖2 不同土壤水礦化度處理水分特征曲線擬合效果Fig.2 Comparison of the measured and calculated of the soil water retention curves under different TDS treatments

處理TDSFTDS30TDS100TDS250NNP各處理差異θr0.15660.20110.13840.17730.0397TDS30>TDS250>TDSF>TDS100>NNPθs0.38600.39560.37650.35690.3134TDS30>TDSF>TDS100>TDS250>NNPθs*0.40000.41000.38440.3719-TDS30>TDSF>TDS100>TDS250α0.00430.00120.00510.00200.0247NNP>TDS100>TDSF>TDS250>TDS30n3.12632.00502.64642.57921.2882TDSF>TDS100>TDS250>TDS30>NNP

注：θs*為實(shí)測飽和體積含水率；NNP為RETC軟件神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)預(yù)測結(jié)果(Neural Network Prediction)；參數(shù)m一般可由n值計算推定，未在此列出。

TDS-30處理對應(yīng)的殘余體積含水率θr最大，是其持水能力較強(qiáng)的體現(xiàn)。各處理殘余體積含水率擬合值均相對較大，是因試驗(yàn)較難測得完全脫水狀態(tài)的土壤水分特征曲線，而后期階梯狀的含水率與土壤水吸力間的多值對應(yīng)關(guān)系使van Genuchten-Burdine模型產(chǎn)生擬合失真。模型擬合結(jié)果對應(yīng)的飽和含水率θs均小于實(shí)測值，其在接近飽和含水率處的擬合效果相對較差；各土壤水礦化度處理飽和含水率θs接近，總體上表現(xiàn)為土壤水礦化度越大飽和含水率越小。TDS-30>TDS-F處理可能為測量誤差所致，因從理論上講，礦化度越大，土壤完全失水后，鹽分所占空間越大，總的孔隙體積則相對變小，因此飽和含水率也相應(yīng)較小。由VG模型表達(dá)式可知，α、n值對擬合模型曲線形態(tài)有重要影響，相比其他土壤水礦化度處理，TDS-30處理對應(yīng)的α、n值均最小。各礦化度處理水分特征曲線擬合模型具體形式為：

TDS-F處理：

(2)

TDS-30處理：

(3)

TDS-100處理：

(4)

TDS-250處理：

(5)

非飽和水力傳導(dǎo)度K是描述土壤水力特性的一個重要參數(shù)[22]，是土壤含水率或負(fù)壓的非線性函數(shù)。RETC軟件擬合的不同土壤水礦化度處理非飽和水力傳導(dǎo)度隨含水率變化如圖3所示。各處理均表現(xiàn)為隨含水率減小K值迅速衰減，TDS-30處理衰減最快，TDS-100處理衰減速率大于TDS-F處理。體積含水率小于0.23時，各處理K值差異不明顯；而當(dāng)體積含水率介于0.23～0.36(TDS-250處理飽和含水率)時，同一含水率對應(yīng)的K值表現(xiàn)為TDS-250>TDS-F>TDS-100>TDS-30。土壤孔隙分布對K有重要影響，筆者前期研究表明，在此粉質(zhì)黏土條件下，隨著土壤水分散失，鹽分積累，TDS-30處理使土體中等孔隙體積變?yōu)樾】紫禰15]，進(jìn)而影響K值。由此推知，中等大小孔隙的變化對該巖性土壤非飽和水力傳導(dǎo)度影響較為顯著。

圖3 不同礦化度處理水力傳導(dǎo)度隨含水率變化Fig.3 Hydraulic conductivity of different TDS treatments with the variation of water content

3 結(jié) 語

(1)Van Genuchten-Burdine模型是擬合淡水及30、100 、250 g/L土壤水礦化度處理水分特征曲線的通用模型，R2分別達(dá)到0.9958，0.994 3，0.995 9和0.986 0，擬合精度較高。

(2)不同礦化度處理脫濕過程土壤水分特征曲線形態(tài)顯示，土樣開始脫水后，土壤水吸力與土壤含水率間并不服從嚴(yán)格意義上的單調(diào)對應(yīng)關(guān)系。在吸力較大階段，當(dāng)土壤水吸力增大到一定程度時土壤含水率才發(fā)生變化，曲線形態(tài)呈階梯狀。

(3)粉質(zhì)黏土條件下，土壤水礦化度對水分特征參數(shù)產(chǎn)生明顯作用，TDS-30處理對應(yīng)的殘余體積含水率θr最大，α、n值最??；其他處理總體上表現(xiàn)為礦化度越大飽和含水率θs越小。

(4)TDS-30處理對應(yīng)的非飽和水力傳導(dǎo)度K衰減最快。體積含水率介于0.23～0.36(TDS-250處理飽和含水率)時，各處理K值表現(xiàn)為TDS-250>TDS-F> TDS-100>TDS-30；中等大小孔隙的變化對粉質(zhì)黏土非飽和水力傳導(dǎo)度影響較為顯著。

[1] 程冬兵，蔡崇法. 室內(nèi)基于土壤水分再分布過程推求紫色土導(dǎo)水參數(shù)[J]. 農(nóng)業(yè)工程學(xué)報, 2008,24(7):7-12.

[2] Hwang S I, Powers S E. Estimating unique soil hydraulic parameters for sandy media from multi-step outflow experiments[J]. Advances in water resources, 2003,26(4):445-456.

[3] 邵明安，王全九，黃明斌. 土壤物理學(xué)[M]. 北京: 高等教育出版社, 2006.

[4] 徐紹輝，劉建立. 土壤水力性質(zhì)確定方法研究進(jìn)展[J]. 水科學(xué)進(jìn)展, 2003,14(4):394-401.

[5] 查元源，周發(fā)超，楊金忠. 一種由土壤剖面含水率估算土壤水力參數(shù)的方法[J]. 水利學(xué)報, 2011,42(8):883-891.

[6] Thakur V K S, Sreedeep S, Singh D N. Parameters affecting soil-water characteristic curves of fine-grained soils[J]. Journal of Geotechnical and Geoenvironmental Engineering. 2005,131(4):521-524.

[7] 王志超，李仙岳，史海濱，等. 農(nóng)膜殘留對土壤水動力參數(shù)及土壤結(jié)構(gòu)的影響[J]. 農(nóng)業(yè)機(jī)械學(xué)報, 2015,46(5):101-106.

[8] Naveed M, Moldrup P, Vogel H, et al. Impact of long-term fertilization practice on soil structure evolution [J]. Geoderma. 2014, 217-218:181-189.

[9] Blanco-Canqui H, Lal R. Impacts of long-term wheat straw management on soil hydraulic properties under no-tillage[J]. Soil Science Society of America Journal, 2007,71(4):1 166-1 173.

[10] 栗現(xiàn)文，周金龍. 高鹽度潛水蒸發(fā)試驗(yàn)研究現(xiàn)狀及展望[J]. 地下水, 2011,33(2):11-14.

[11] 賈瑞亮，周金龍，高業(yè)新，等. 干旱區(qū)高鹽度潛水蒸發(fā)溶解性總固體折算系數(shù)分析[J]. 水文地質(zhì)工程地質(zhì), 2015,42(3):19-26.

[12] 賈瑞亮，周金龍，高業(yè)新，等. 干旱區(qū)高鹽度潛水蒸發(fā)規(guī)律初步分析[J]. 水科學(xué)進(jìn)展, 2015,26(1):44-50.

[13] 栗現(xiàn)文，周金龍，靳孟貴，等. 干旱區(qū)高鹽度潛水蒸發(fā)試驗(yàn)研究[J]. 水資源與水工程學(xué)報, 2012,23(5):6-10.

[14] 栗現(xiàn)文，周金龍，趙玉杰，等. 高礦化度對砂性土毛細(xì)水上升影響[J]. 農(nóng)業(yè)工程學(xué)報, 2011,27(8):84-89.

[15] 栗現(xiàn)文，周金龍，靳孟貴，等. 高礦化度土壤水分特征曲線及擬合模型適宜性[J]. 農(nóng)業(yè)工程學(xué)報, 2012,28(13):135-141.

[16] 楊詩秀，雷志棟. 田間土壤水分通量確定方法的研究[J]. 水利學(xué)報, 1993,(7):1-9.

[17] Durner W. Hydraulic conductivity estimation for soils with heterogeneous pore structure[J]. Water Resources Research, 1994,30(2):211-223.

[18] Van Genuchten M T. A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils[J]. Soil Science Society of America Journal. 1980,44(5):892-898.

[19] Kosugi K. lognormal distribution model for unsaturated soil hydraulic properties[J]. Water Resources Research, 1996,32(9):2 697-2 703.

[20] Brooks R H, Corey A H. Hydraulic properties of porous media[R]. Fort Collins: Colorado State University, 1964.

[21] Yates S R, Van Genuchten M T, Leij F J, et al. Analysis of measured, predicted, and estimated hydraulic conductivity using the RETC computer program [J]. Soil Science Society of America Journal, 1992,56(2):347-354.

[22] 王 康，張仁鐸，王富慶. 基于連續(xù)分形理論的土壤非飽和水力傳導(dǎo)度的研究[J]. 水科學(xué)進(jìn)展, 2004,15(2):206-210.