江漢平原北部黏土層土壤水分特征曲線的測定與模擬

石浩楠，陳植華，胡 成，黃 琨，劉添文，王 清

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院，湖北 武漢 430074；2.中國地質(zhì)調(diào)查局武漢地質(zhì)調(diào)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(dòng)和多種物質(zhì)與成分之間的遷移轉(zhuǎn)化過程，是人類活動(dòng)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(jìn)行水分和能量交換的樞紐，也是地表污染物進(jìn)入地下水的通道，該帶內(nèi)的水分運(yùn)動(dòng)對整個(gè)水循環(huán)活動(dòng)及土壤污染物遷移起著至關(guān)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(guān)系的曲線(h-θ曲線)，反映了土壤水能量和數(shù)量的關(guān)系，在研究非飽和帶土壤水分流動(dòng)、溶質(zhì)運(yùn)移以及土壤污染質(zhì)遷移轉(zhuǎn)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(zhuǎn)化機(jī)理以及非飽和帶水汽熱耦合的一個(gè)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(guān)鍵的指導(dǎo)作用[5]。研究大別山區(qū)-江漢平原三水轉(zhuǎn)換關(guān)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(zhì)的遷移、轉(zhuǎn)化以及數(shù)值模擬提供理論和數(shù)據(jù)支持，可進(jìn)一步探明非飽和帶水分運(yùn)移規(guī)律，對當(dāng)?shù)厮Y源的開發(fā)利用與保護(hù)也有著重要意義。

近些年來，學(xué)者們通過大量的研究建立了許多經(jīng)驗(yàn)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(yīng)用較為廣泛[11]。一些學(xué)者通過評價(jià)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(jié)果發(fā)現(xiàn)van Genuchten模型的擬合效果穩(wěn)定，適應(yīng)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(fēng)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(zhì)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(shí)在環(huán)刀取樣位置的周邊取1.5 kg擾動(dòng)土樣，并進(jìn)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(gè)，用于測定土壤的水分特征曲線和物理性質(zhì)，并選取不同層位的原狀土樣進(jìn)行物理性質(zhì)測試，得到研究區(qū)不同深度土壤樣品的物理性質(zhì)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(zhì)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(yàn)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(shè)定10個(gè)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(jìn)行測定，同一層位同時(shí)進(jìn)行3次重復(fù)試驗(yàn)。

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(jìn)行擬合。

Gardner模型的表達(dá)式為[7]

h=aθ-b

(1)

van Genuchten模型的表達(dá)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(jìn)氣值有關(guān)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(jié)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(zhì)地、結(jié)構(gòu)和孔隙等物理性質(zhì)綜合作用的結(jié)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(shí)測結(jié)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(gè)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(jìn)行，隨著土體吸力的增大，該曲線逐漸變陡，由大孔隙排水轉(zhuǎn)變?yōu)橹行】紫杜潘人萘繙p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(xì)孔隙內(nèi)水分的變化，此階段由于土體對水分的強(qiáng)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(shí)測結(jié)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(qiáng)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(jié)構(gòu)較疏松，且大孔隙較多，而大孔隙具有較小的基質(zhì)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(xì)質(zhì)地土壤的孔隙結(jié)構(gòu)密實(shí)，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(yùn)移速率較粗質(zhì)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(jié)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(qiáng)；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(dá)某一臨界值，土壤內(nèi)孔隙發(fā)生突變，導(dǎo)致之前較低吸力集聚的水分突然釋放出來有關(guān)。

上述試驗(yàn)結(jié)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(gè)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(zhì)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(zhì)吸力對土壤含水量變化的敏感性逐漸降低，當(dāng)土壤飽和度降至所能維持的最低飽和度時(shí)，土體基質(zhì)吸力達(dá)到最大。

2.2 土壤當(dāng)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(yùn)動(dòng)和溶質(zhì)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(jìn)行了分析。將土壤中的孔隙設(shè)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(guān)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(guān)系式為d= 4δ/S，通過此式計(jì)算的土壤孔徑為土壤當(dāng)量孔徑。雷志棟等[1]研究發(fā)現(xiàn)：如果土壤吸力為S1時(shí)對應(yīng)的土壤含水量和土壤當(dāng)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(shí)對應(yīng)的土壤含水量和土壤當(dāng)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(dāng)量孔徑大小與土壤持水能力呈負(fù)相關(guān)，即土壤當(dāng)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(zhì)勢吸力區(qū)間定為330～15 000 cm壓力水頭，根據(jù)土壤當(dāng)量孔徑的計(jì)算公式(3)可計(jì)算得到相應(yīng)的土壤當(dāng)量孔徑區(qū)間為0.000 2～0.009 mm。將土壤當(dāng)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(jìn)行分析，將土壤當(dāng)量孔徑按土壤水吸力水頭設(shè)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(yīng)地將土壤當(dāng)量孔徑分為4個(gè)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(yàn)條件限制，本文將吸力水頭最高設(shè)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(dāng)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(dāng)量孔徑分布比例的對比圖

由圖3可見，當(dāng)土壤的當(dāng)量孔徑大于0.009 mm時(shí)，研究區(qū)不同層位由淺及深土壤的當(dāng)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(dāng)量孔徑所占的比例最低，可能由于淺部易受到人類活動(dòng)影響，改變了土壤的部分性質(zhì)，導(dǎo)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(dāng)土壤的當(dāng)量孔徑在0.003～0.009 mm范圍內(nèi)時(shí)，研究區(qū)整體呈現(xiàn)出0.5 m以上淺部層位土壤的當(dāng)量孔徑所占的比例小于0.5 m以下層位；當(dāng)土壤的當(dāng)量孔徑在0.000 2～0.003 mm范圍內(nèi)時(shí)，研究區(qū)整體表現(xiàn)出2.0 m以上層位土壤的當(dāng)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(dāng)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(dāng)量孔徑所占的比例分別高達(dá)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(dāng)土壤的當(dāng)量孔徑小于0.000 2 mm時(shí)，研究區(qū)總體表現(xiàn)出層位由淺及深土壤的當(dāng)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(dāng)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(shí)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(xì)水為主，土壤水分向下傳導(dǎo)緩慢，土壤的持水能力相對較好；土壤水分繼續(xù)向下傳導(dǎo)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(dǎo)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(dāng)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(jié)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(dāng)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(dāng)量孔徑類別復(fù)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(jìn)行了擬合，并對擬合效果進(jìn)行評價(jià)。研究區(qū)不同深度土壤水分特征曲線的模型擬合結(jié)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(guān)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(jié)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(guān)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(guān)參數(shù)，并結(jié)合相關(guān)參數(shù)的物理意義，通過分析表2可知，研究區(qū)各個(gè)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(zhì)地、土壤孔隙分布情況不同有關(guān)。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(chǔ)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(jìn)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(jìn)氣值大于以下層位，同時(shí)結(jié)合研究區(qū)不同層位土壤當(dāng)量孔徑的分布比例分析發(fā)現(xiàn)，土壤進(jìn)氣值與土壤大孔隙所占的比例呈負(fù)相關(guān)，即土壤大孔隙所占的比例越高，則土壤進(jìn)氣值越小，這與實(shí)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(jià)兩個(gè)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(jié)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(jié)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(dòng)小，表明該模型的擬合精度高；Gardner模型的R2均值為0.872，遠(yuǎn)小于van Genuchten模型的R2均值(0.968)，且其標(biāo)準(zhǔn)差為0.127，遠(yuǎn)大于van Genuchten模型的標(biāo)準(zhǔn)差0.025。單獨(dú)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(jié)果與實(shí)測曲線基本重合，很好地?cái)M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(guān)系，擬合得到的模型各參數(shù)值也符合其表達(dá)的實(shí)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(jié) 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(dāng)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(jìn)行了擬合，綜合評價(jià)了模型的擬合效果，主要得出以下結(jié)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(gè)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(zhuǎn)為非飽和狀態(tài)土壤的最初階段，土壤基質(zhì)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(dǎo)相對緩慢，土壤的進(jìn)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(jìn)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(jìn)行了擬合，獲得了模型的相關(guān)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(jìn)氣值大于以下層位。通過綜合評價(jià)，結(jié)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。