滴灌屬于局部灌溉,其濕潤范圍小,濕潤深度淺,作物根系主要從濕潤體內吸取水分,同時根系分布形狀又受濕潤體形狀的影響[1-3].礫土質戈壁滴灌條件下紅棗\\( Fructus jujubae\\) 根系主要分布在 20~ 80 cm 土層中,尤其 20 ~ 60 cm 土層根系占全部根系的 65% ~80%[4]; 因此,土壤濕潤體含水率的變化不僅對作物有效耗水起決定作用,而且影響滴灌工程的布置形式、灌水質量、投資及運行管理[5].

國內外許多學者采用理論分析和試驗模擬的方法對自由入滲特性進行了理論和試驗方面的研究[6-9],土壤非飽和帶水分運動的達西定律[6]表達式為
q = - K\\( θ\\) \\( dψ / dL\\) .

式中: q 為土壤水分通量,cm/min; θ 為土壤體積含水率,cmm3/ cmm3; K\\( θ\\) 為非飽和土壤的導水率,cm /min; ψ 為非飽和土壤的總土水勢,cm; L 為路徑的直線長度,cm.

在單點源滴灌入滲情況下,滴灌不致產生深層滲漏,且有利于植物對水肥的吸收利用[10]; 濕潤體形狀和大小受初始含水率、土壤密度和灌水量的影響[11]; 濕潤體的形狀近似為橢球體,濕潤鋒的水平、垂向入滲距離分別與入滲時間具有極顯著的冪函數關系[12].單點源滴灌所形成的土壤濕潤鋒之間不銜接,不相互影響,而在大田使用中,由于滴灌的滴頭間距較小,相鄰滴頭之間的濕潤鋒會形成交匯現象,在滴頭下方的土壤濕潤區相連形成一條沿滴灌管方向的濕潤帶; 滴灌點源交匯入滲比點源入滲復雜得多,受到多種因素的綜合影響: 因此,有必要對滴灌交匯條件下濕潤鋒前移速度、濕潤體內水分分布等進行深入研究.筆者通過滴灌交匯土壤入滲試驗,研究土壤水分運移規律,為滴灌系統的科學設計和田間運用提供參考,并研究相應試驗所用粉壤土植物栽種的土壤保水信息,為農業生產和景觀植物栽種提供依據.

1 材料與方法

1. 1 試驗裝置

試驗在自行研制的裝置上進行,由供水系統和試驗土槽 2 部分組成.點源供水系統由滴灌帶、滴頭和壓力系統組成.試驗土槽如圖 1 所示,規格為90 cm × 40 cm × 65 cm\\( 長 × 寬 × 高\\) ,采用 1 cm 厚的有機玻璃板制作,縱向剖面分 A、B、C、D、E、F; 在土槽的正面設圓孔 24 個,其中在距土槽頂部 10 cm處鉆第 1 行圓孔,安裝負壓計陶土頭.在對應正面圓孔處的背面鉆 3 個并列的小圓孔,安裝 24 個時域反射儀 \\( time domain reflectometry,TDR; CampbellScientific Inc. ,Logan,Utah\\)[13]探頭; 土槽兩側底部鉆有 2 個排水口; 土槽上部 5 cm 的地方不填土.滴灌帶安裝在緊貼土層的表面,2 個點源滴頭\\( 與 B、E探頭陶土頭分處同一縱向剖面\\) 間距為 45 cm,滴灌帶進水端與高于試驗土槽 10 m 處的水箱之間由供水管道相連,并由閥門控制.

1. 2 供試土壤

試驗用土取自北京市大興區北臧村鎮.為便于室內裝填,共分5 層取土,每層厚度均為12 cm,并用環刀取原狀土樣,然后在實驗室測定其物理性質,各層密度、顆粒組成、初始含水率 θ0、飽和含水率 θs和田間持水率 θfc等指標如表 1 所示.根據顆粒分析,各層土質較為均勻,參照我國土壤質地分類[14],試驗土壤均為粉壤土.供試土壤經風干、碾碎,過 1mm 的篩子,經計算適當加水,按原土層含水率、密度分層裝入試驗土槽,總厚度 60 cm.

1. 3 試驗方法和觀測內容

在試驗之前,曾于 2011 年 5 月 2 日和 12 日試供水,滴頭流量分別為 1. 05 L/h 和 1. 5 L/h,持續時間分別為 5 h 和4 h,滴灌水量分別為 5. 25 L 和6 L,分別相當于 29. 17 mm 和 33. 33 mm.正式試驗于2011 年 5 月 27 日供水,灌水開始時刻為 14: 10,供水停止時刻為 19: 10,滴頭流量 1. 5 L/h,供水持續時間 5 h.供水停止后土壤表面繼續處于蒸發狀態,而室內空氣流動緩慢,為模擬田間灌溉的實際情況,在土槽上方設置風扇,以促進空氣流動; 停止灌水后觀測土壤水分再分布.根據土壤各個橫剖面及縱剖面的含水率及土壤水勢的變化值,計算濕潤鋒的運移速率.

在土槽背面安裝 24 個 TDR 探頭\\( A1、A2、A3、A4、B1、B2、B3、B4等,詳見圖 1\\) ,監測頻率為 10 min,監測點源入滲過程中不同時刻不同點位土壤的含水率.TDR 測量是基于不同物質的介電常數,包括水\\( 80\\) ,空氣\\( 1\\) 和土壤顆粒\\( 約 8\\) .介電常數計算所用的函數,其自變量為光速、平行棒\\( 插入到被測介質\\) 之間的 TDR 信號傳播時間和平行棒的長度,并通過下式轉化為土壤體積含水率:

式中 x 為纜線檢測器的介電常數的校正值.利用張力計測定相應深度的土壤基質勢,測量點位如圖 1 所示,與 TDR100 測量時間同步.張力計由陶土頭、水銀壓力計、除氣室等組成\\( 圖 1\\) .張力計埋設完成后,如土壤處在非飽和狀態,張力計管內的水通過陶土頭流入土壤,至少經過 24 h,張力計與測定的土壤達到水力平衡.

式中 Φ 為土壤基質勢,kPa.

根據同一深度或同一剖面各點位含水率開始增加的時刻,計算濕潤鋒的水平、垂向運移速率.

式中: v水平為濕潤鋒的水平運移速率,cm/min; v垂為濕潤鋒的垂向運移速率,cm/min; L水平為水平方向 2點位的距離,cm; L垂為垂向 2 點的距離,cm; ti0為某點位含水率明顯變化的時刻,min; ti1為與該點水平方向相鄰點含水率明顯變化的時刻,min; ti2為某點下方點位含水率明顯變化的時刻,min.

2 結果與分析

2. 1 濕潤鋒運移

滴頭提供的水分在土壤孔隙中運移,在水平橫向、水平縱向和垂直向等各個方向上水分變化均不相同.水平方向水分運移的作用力主要是基質勢梯度; 而垂直方向水分運移作用力除基質勢梯度外,還有重力勢梯度,尤其當入滲歷時不斷增加時,重力勢作用會越來越明顯.在入滲開始時,土壤濕潤體的體積很小,在濕潤鋒處形成非常高的基質勢梯度,濕潤鋒的推進速率較高.隨著水分不斷入滲,濕潤體體積不斷擴大,積水面到濕潤鋒邊緣處的基質勢梯度急劇減小,導致濕潤鋒推進速率隨入滲時間延長迅速減小[15].

灌水及灌水后 B、E 剖面水分分布如圖 2\\( a\\) 和\\( b\\) 所示\\( 其中,灌水從 0 min 延續到 300 min\\) ,5 和20 cm 深度處灌水中土壤水分分布如圖 2\\( c\\) 和\\( d\\)所示.從圖 2\\( a\\) 和\\( b\\) 可以看出: 灌水初期土壤含水率曲線斜率較大,說明土壤含水率變化很快; 隨后土壤含水率的變化逐漸減小.在土壤表面以下 5cm 深度 B1、E1點位濕潤鋒的垂向運移速率平均為0. 20 cm / min,20 cm 深度 B2、E2點位濕潤鋒的垂向運移速率平均為 0. 18 cm/min; 而 5 和 20 cm 深度水平運移速率分別為 0. 53 和 0. 47 cm/min,土壤表面以下 5 和 20 cm 深度水平速率垂向速率比值分別為2. 65 和 2. 59; 滴灌入滲過程中 B4和 E4含水率值沒有發生明顯變化.出現上述現象的原因在于入滲初期水分運移的主要驅動力是土壤基質勢梯度,且在入滲初期形成地表積水,促使水平方向濕潤鋒的推進速率大于垂向推進速率; 隨著入滲時間的延長,重力作用驅動土壤水分運移的比例逐漸增大,此時地表積水的范圍已穩定,從而導致濕潤鋒在垂直方向上的推進速率接近甚至超過水平方向推進速率.另外,從圖 2\\( a\\) 和\\( b\\) 還可以看出,2 個點源周圍的含水率并沒有呈現絕對對稱分布.這主要是由于初始含水率左右并不對稱,以及土壤介質的水力傳導度差異性所造成的.

2. 2 灌水過程中土壤水分變化

點源入滲過程中不同時刻土壤水分分布如圖 3\\( 選 B、C、E3 幅\\) ,灌水 0 時刻所示為土壤初始含水率.從圖 3 可以看出,各個剖面的含水率自滴灌供水時刻開始變化,除了 50 cm 深度處的含水率暫時未發生較大改變之外,其他各個深度含水率均有所增加.其中,B、E 剖面的含水率變化明顯,在 5 cm深度最早的 2 條時間變化線之間的距離比其他時刻大,在 20 和 35 cm 深度處的含水率值較大.滴頭所處垂向 E 剖面在供水接近結束\\( 19: 00\\) 時,深度 35cm 處的含水率已經接近了 20 cm 處的數值,而 B、C剖面 20 cm 深度處含水率高于 35 cm 處的數值.

從圖 3\\( a\\) 還可看出: 滴灌入滲初期以點源入滲為主,隨著入滲時間的延長,濕潤半徑不斷增大,濕潤鋒形成交匯,滴孔附近的飽和區隨之不斷增大,且在濕潤鋒處的土壤含水率變化梯度最大.隨著距滴頭距離的增加,濕潤區土壤含水率降低.隨著入滲的進行,濕潤體的范圍增大,在濕潤區前沿,濕潤鋒處含水率接近等于灌水前的土壤初始含水率.濕潤交匯鋒交匯界附近的土壤含水率與濕潤體內其他點處的含水率相比,一般均不小于相同土壤深度的含水率.

2. 3 灌水后土壤水分再分布

供水\\( 延續時間 300 min\\) 停止后土壤水分再分布如圖 4 所示\\( 選 B、C、E3 幅\\) .從圖 2 及圖 4 可以看出: B1、E1探頭處含水率分別在滴灌開始 260 和320 min 時刻,分別達到 0. 307 和 0. 283 cmm3/ cmm3,B2、E2探頭處含水率均在滴灌開始 310 min 時刻分別達到 0. 331 和 0. 308 cmm3/ cmm3,其后 B1、E1、B2、E2點位含水率均開始遞減; 停止供水初期 B1、E1、B2、E2含水率值遞減速率較快,隨著時間的延長,其下降的速率逐漸減小直至穩定.B3、E3探頭處含水率分別自灌水開始 330 min 增大到 0. 284 cmm3/ cmm3、340min 增大到 0. 312 cmm3/ cmm3后,其大小分別保持在0. 283 ~ 0. 289 和 0. 312 ~ 0. 319 cmm3/ cmm3之間.B4處含水率在灌水 380 min 時刻明顯增大,自滴灌開始 1 020 min 增大到 0. 301 cmm3/ cmm3后,其大小保持在 0. 301 ~ 0. 308 cmm3/ cmm3之間; E4情況與 B4類似.

在 35 和50 cm 深度處的含水率變化幅度要遠小于5和 20 cm 深度處的,且其含水率增大到較大值后,其大小就基本保持穩定,而 5 和 20 cm 深度處的含水率值則緩慢下降.總之,除了 50 cm 深度處的含水率開始逐漸增大之外,其余各個深度含水率均有所減小; 各個剖面的含水率變化使得土壤水分的分布更加均勻,20 和 35 cm 深度處的含水率數值差逐漸減小,在有的剖面處甚至趨近相等.

供水停止后,上層的水分逐漸遞減,而下層土壤的水分逐漸增加,且隨著時間的延長,水分變化的速率越來越慢.這是由于水分從濕潤層運移到干燥層后,濕潤層的水分減少,干燥層的水分增加,土壤中各個深度處的含水率趨于均勻,這使得濕干層之間的水勢梯度減小,其水力傳導度減小.另一方面,土壤表層與大氣接觸,滴灌結束后由于土壤表層的空氣流通,使得表層土壤中的水分沿毛管不斷向上運移并蒸發為水蒸氣; 當其水分減少到一定程度之后,表層和其下面土層之間水力梯度增加,下面土層中的水分就會補給到表層供其蒸發.正是在上述情況下,實現土壤水分再分布.

目前使用滴灌灌溉方式的植物主要是瓜果蔬菜,主根系深度一般都集中在 30 cm 左右[16-17].由圖 3 可以看出: 在滴灌條件下土壤含水率在深度5 ~35 cm 土層一直保持較高數值,該深度范圍是作物根系吸收水分最強烈的區域; 根系吸水會使得土壤中 5 ~35 cm 深度的水分向更深處運移的數量逐漸減小,這樣進一步提高了水分利用效率,實現預期的灌水效果.

3 結論

1\\) 滴灌點源水分滲入土壤之后,隨著距滴頭距離的增加,入滲濕潤體內的土壤含水率降低,濕潤鋒交匯界附近的土壤含水率一般均不小于相同土壤深度的含水率.隨著灌水的持續進行,上層土壤含水率的增加速率逐漸減小.

2\\) 灌水停止后,土壤水分進行再分布,上層的水分逐漸遞減,而下層土壤的水分逐漸增加,且隨著時間的延長,水分變化的速率越來越慢.

3\\) 以大興粉壤土為滴灌對象,采用滴頭流量1. 5 L / h 的滴灌帶,滴灌 5 h 左右.由于土壤水分的下移及表層水分的蒸發,土壤含水率的分布趨向均勻,雖 20 和 35 cm 深度處的含水率數值差逐漸減小,但垂直剖面上 5 ~ 35 cm 土層仍保持較高數值,在滴灌交匯條件下不會產生深層滲漏; 因此,大興粉壤土耕作中使用滴灌方式具有適用性,在作物或景觀植物選栽、灌水方式選擇時,可以以此為參考.

4 參考文獻

[1] Rajak D,Manjunatha M V,Rajkumar G R,et al. Com-parative effects of drip and furrow irrigation on the yieldand water productivity of cotton \\( Gossypium hirsutum L. \\)in a saline and waterlogged vertisol[J]. Agricultural Wa-ter Management,2006,83\\( 1 /2\\) : 30-36

[2] Lamm F R,Camp C R. Maintenance[C]∥Lamm F R,Ayars J E,Nakayama F S. Microirrigation for Crop Pro-duction. Design,Operation,and Management. Amster-dam: Elsevier,2007: 473-551

[3] Patel N,Rajput T B S. Dynamics and modeling of soilwater under subsurface drip irrigated onion[J]. Agricul-tural Water Management,2008,95\\( 12\\) : 1335-1349

[4] 吳天忠. 礫土質戈壁滴灌條件下浸潤模型與紅棗根系分布研究[D]. 烏魯木齊: 新疆農業大學,2012: 15-18[5] 周衛平,宋廣程,邵思. 微灌工程技術[M]. 北京: 中國水利水電出版社,1999: 1-2

[6] 雷志棟,楊詩秀,謝森傳. 土壤水動力學[M]. 北京: 清華大學出版社,1988: 25-33

[7] Cuenca R H,Brouwer J,Chanzy A,et al. Soil measure-ments during HAPEX-Sahel intensive observation period[J]. Journal of Hydrology,1997\\( 188/189\\) : 224-226

[8] Leary G J O,Connor D J. Stubble retention and tillage ina semi-arid environment: 1. Soil water accumulation dur-ing fallow [J]. Field Crops Research,1997,52 \\( 3 \\) :209-219

[9] 張光輝,費宇紅,王惠軍,等. 基于土壤水勢變化的灌溉節水機理與調控閾值[J]. 地學前緣,2010,17\\( 6\\) :174-180
[10] Elmaloglou S,Diamantopoulos E. Simulation of soil waterdynamics under subsurface drip irrigation from linesources [J]. Agricultural Water Management,2009,96\\( 11\\) : 1587-1595

[11] 張振華,蔡煥杰,郭永昌,等. 滴灌土壤濕潤體影響因素的實驗研究[J]. 農業工程學報,2002,18\\( 2\\) : 17-20

[12] 李明思,康紹忠,孫海燕. 點源滴灌滴頭流量與濕潤體關系研究[J]. 農業工程學報,2006,22\\( 4\\) : 32-35
[13] Souza C F,Edson E. Matsura. Multi-wire time domainreflectometry\\( TDR\\) probe with electrical impedance dis-continuities for measuring water content distribution[J].Agricultural Water Management,2003,59 \\( 2 /3 \\) : 205-216

[14] 黎慶準. 土壤學與農作學 [M]. 2 版. 北京: 中國水利水電出版社,1986: 7-18

[15] 王成志,楊培嶺,任樹梅,等. 保水劑對滴灌土壤濕潤體影響的室內實驗研究[J]. 農業工程學報,2006,22\\( 12\\) : 1-7

[16] Teasdale J R. Abdul-Baki A A. Soil temperature and to-mato growth associated with black polyethylene and hairyvetch mulches[J]. Journal of the American Society forHorticultural Science,1995,120\\( 5\\) : 848-853

[17] 張蕊,耿桂俊,白崗栓. 保水劑施用量對土壤水分和番茄生長的影響[J]. 中國水土保持科學,2013,11\\( 2\\) :108-113