滴灌交汇土壤入渗试验中土壤水分的运移特征,农田水利论文.docx

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1、滴灌交汇土壤入渗试验中土壤水分的运移特征,农田水利论文滴灌属于局部灌溉,其湿润范围小,湿润深度浅,作物根系主要从湿润体内汲取水分,同时根系分布形状又受湿润体形状的影响1-3.砾土质戈壁滴灌条件下红枣( Fructus jujubae) 根系主要分布在 20 80 cm 土层中,尤其 20 60 cm 土层根系占全部根系的 65% 80%4; 因而,土壤湿润体含水率的变化不仅对作物有效耗水起决定作用,而且影响滴灌工程的布置形式、灌水质量、投资及运行管理5. 国内外很多学者采用理论分析和试验模拟的方式方法对自由入渗特性进行了理论和试验方面的研究6-9,土壤非饱和带水分运动的达西定律6表示出式为 q

2、 = - K( ) ( d / dL) . 式中: q 为土壤水分通量,cm/min; 为土壤体积含水率,cmm / cmm K( ) 为非饱和土壤的导水率,cm /min; 为非饱和土壤的总土水势,cm; L 为途径的直线长度,cm. 在单点源滴灌入渗情况下,滴灌不致产生深层渗漏,且有利于植物对水肥的吸收利用10; 湿润体形状和大小受初始含水率、土壤密度和灌水量的影响11; 湿润体的形状近似为椭球体,湿润锋的水平、垂向入渗距离分别与入渗时间具有极显着的幂函数关系12.单点源滴灌所构成的土壤湿润锋之间不衔接,不互相影响,而在大田使用中,由于滴灌的滴头间距较小,相邻滴头之间的湿润锋会构成交汇现象

3、,在滴头下方的土壤湿润区相连构成一条沿滴灌管方向的湿润带; 滴灌点源交汇入渗比点源入渗复杂得多,遭到多种因素的综合影响: 因而,有必要对滴灌交汇条件下湿润锋前移速度、湿润体内水分分布等进行深切进入研究.笔者通过滴灌交汇土壤入渗试验,研究土壤水分运移规律,为滴灌系统的科学设计和田间运用提供参考,并研究相应试验所用粉壤土植物栽种的土壤保水信息,为农业生产和景观植物栽种提供根据. 1 材料与方式方法 1. 1 试验装置 试验在自行研制的装置上进行,由供水系统和试验土槽 2 部分组成.点源供水系统由滴灌带、滴头和压力系统组成.试验土槽如此图 1 所示,规格为90 cm 40 cm 65 cm( 长 宽

4、 高) ,采用 1 cm 厚的有机玻璃板制作,纵向剖面分 A、B、C、D、E、F; 在土槽的正面设圆孔 24 个,华而不实在距土槽顶部 10 cm处钻第 1 行圆孔,安装负压计陶土头.在对应正面圆孔处的反面钻 3 个并列的小圆孔,安装 24 个时域反射仪 ( time domain reflectometry,TDR; CampbellScientific Inc. ,Logan,Utah)13探头; 土槽两侧底部钻有 2 个排水口; 土槽上部 5 cm 的地方不填土.滴灌带安装在紧贴土层的外表,2 个点源滴头( 与 B、E探头陶土头分处同一纵向剖面) 间距为 45 cm,滴灌带进水端与高于试

5、验土槽 10 m 处的水箱之间由供水管道相连,并由阀门控制. 1. 2 供试土壤 试验用土取自北京市大兴区北臧村镇.为便于室内装填,共分5 层取土,每层厚度均为12 cm,并用环刀取原状土样,然后在实验室测定其物理性质,各层密度、颗粒组成、初始含水率 0、饱和含水率 s和田间持水率 fc等指标如表 1 所示.根据颗粒分析,各层土质较为均匀,参照我们国家土壤质地分类14,试验土壤均为粉壤土.供试土壤经风干、碾碎,过 1mm 的筛子,经计算适当加水,按原土层含水率、密度分层装入试验土槽,总厚度 60 cm. 1. 3 试验方式方法和观测内容 在试验之前,曾于 2018 年 5 月 2 日和 12

6、日试供水,滴头流量分别为 1. 05 L/h 和 1. 5 L/h,持续时间分别为 5 h 和4 h,滴灌水量分别为 5. 25 L 和6 L,分别相当于 29. 17 mm 和 33. 33 mm.正式试验于2018 年 5 月 27 日供水,灌水开场时刻为 14: 10,供水停止时刻为 19: 10,滴头流量 1. 5 L/h,供水持续时间 5 h.供水停止后土壤外表继续处于蒸发状态,而室内空气流动缓慢,为模拟田间灌溉的实际情况,在土槽上方设置风扇,以促进空气流动; 停止灌水后观测土壤水分再分布.根据土壤各个横剖面及纵剖面的含水率及土壤水势的变化值,计算湿润锋的运移速率. 在土槽反面安装

7、24 个 TDR 探头( A1、A2、A3、A4、B1、B2、B3、B4等,详见图 1) ,监测频率为 10 min,监测点源入渗经过中不同时刻不同点位土壤的含水率.TDR 测量是基于不同物质的介电常数,包括水( 80) ,空气( 1) 和土壤颗粒( 约 8) .介电常数计算所用的函数,其自变量为光速、平行棒( 插入到被测介质) 之间的 TDR 信号传播时间和平行棒的长度,并通过下式转化为土壤体积含水率: 式中 x 为缆线检测器的介电常数的校正值.利用张力计测定相应深度的土壤基质势,测量点位如此图 1 所示,与 TDR100 测量时间同步.张力计由陶土头、水银压力计、除气室等组成( 图 1)

8、.张力计埋设完成后,如土壤处在非饱和状态,张力计管内的水通过陶土头流入土壤,至少经过 24 h,张力计与测定的土壤到达水力平衡. 式中 为土壤基质势,kPa. 根据同一深度或同一剖面各点位含水率开场增加的时刻,计算湿润锋的水平、垂向运移速率. 式中: v水平为湿润锋的水平运移速率,cm/min; v垂为湿润锋的垂向运移速率,cm/min; L水平为水平方向 2点位的距离,cm; L垂为垂向 2 点的距离,cm; ti0为某点位含水率明显变化的时刻,min; ti1为与该点水平方向相邻点含水率明显变化的时刻,min; ti2为某点下方点位含水率明显变化的时刻,min. 2 结果与分析 2. 1

9、湿润锋运移 滴头提供的水分在土壤孔隙中运移,在水平横向、水平纵向和垂直向等各个方向上水分变化均不一样.水平方向水分运移的作用力主要是基质势梯度; 而垂直方向水分运移作用力除基质势梯度外,还有重力势梯度,尤其当入渗历时不断增加时,重力势作用会越来越明显.在入渗开场时,土壤湿润体的体积很小,在湿润锋处构成非常高的基质势梯度,湿润锋的推进速率较高.随着水分不断入渗,湿润体体积不断扩大,积水面到湿润锋边缘处的基质势梯度急剧减小,导致湿润锋推进速率随入渗时间延长迅速减小15. 灌水及灌水后 B、E 剖面水分分布如此图 2( a) 和( b) 所示( 华而不实,灌水从 0 min 延续到 300 min)

10、 ,5 和20 cm 深度处灌水中土壤水分分布如此图 2( c) 和( d)所示.从图 2( a) 和( b) 能够看出: 灌水初期土壤含水率曲线斜率较大,讲明土壤含水率变化很快; 随后土壤含水率的变化逐步减小.在土壤外表下面 5cm 深度 B1、E1点位湿润锋的垂向运移速率平均为0. 20 cm / min,20 cm 深度 B2、E2点位湿润锋的垂向运移速率平均为 0. 18 cm/min; 而 5 和 20 cm 深度水平运移速率分别为 0. 53 和 0. 47 cm/min,土壤外表下面 5 和 20 cm 深度水平速率垂向速率比值分别为2. 65 和 2. 59; 滴灌入渗经过中

11、B4和 E4含水率值没有发生明显变化.出现上述现象的原因在于入渗初期水分运移的主要驱动力是土壤基质势梯度,且在入渗初期构成地表积水,促使水平方向湿润锋的推进速率大于垂向推进速率; 随着入渗时间的延长,重力作用驱动土壤水分运移的比例逐步增大,此时地表积水的范围已稳定,进而导致湿润锋在垂直方向上的推进速率接近甚至超过水平方向推进速率.另外,从图 2( a) 和( b) 还能够看出,2 个点源周围的含水率并没有呈现绝对对称分布.这主要是由于初始含水率左右并不对称,以及土壤介质的水力传导度差异性所造成的. 2. 2 灌水经过中土壤水分变化 点源入渗经过中不同时刻土壤水分分布如此图 3( 选 B、C、E

12、3 幅) ,灌水 0 时刻所示为土壤初始含水率.从图 3 能够看出,各个剖面的含水率自滴灌供水时刻开场变化,除了 50 cm 深度处的含水率暂时未发生较大改变之外,其他各个深度含水率均有所增加.华而不实,B、E 剖面的含水率变化明显,在 5 cm深度最早的 2 条时间变化线之间的距离比其他时刻大,在 20 和 35 cm 深度处的含水率值较大.滴头所处垂向 E 剖面在供水接近结束( 19: 00) 时,深度 35cm 处的含水率已经接近了 20 cm 处的数值,而 B、C剖面 20 cm 深度处含水率高于 35 cm 处的数值. 从图 3( a) 还可看出: 滴灌入渗初期以点源入渗为主,随着入

13、渗时间的延长,湿润半径不断增大,湿润锋构成交汇,滴孔附近的饱和区随之不断增大,且在湿润锋处的土壤含水率变化梯度最大.随着距滴头距离的增加,湿润区土壤含水率降低.随着入渗的进行,湿润体的范围增大,在湿润区前沿,湿润锋处含水率接近等于灌水前的土壤初始含水率.湿润交汇锋交汇界附近的土壤含水率与湿润体内其他点处的含水率相比,一般均不小于一样土壤深度的含水率. 2. 3 灌水后土壤水分再分布 供水( 延续时间 300 min) 停止后土壤水分再分布如此图 4 所示( 选 B、C、E3 幅) .从图 2 及图 4 能够看出: B1、E1探头处含水率分别在滴灌开场 260 和320 min 时刻,分别到达

14、0. 307 和 0. 283 cmm / cmm ,B2、E2探头处含水率均在滴灌开场 310 min 时刻分别到达 0. 331 和 0. 308 cmm / cmm ,其后 B1、E1、B2、E2点位含水率均开场递减; 停止供水初期 B1、E1、B2、E2含水率值递减速率较快,随着时间的延长,其下降的速率逐步减小直至稳定.B3、E3探头处含水率分别自灌水开场 330 min 增大到 0. 284 cmm / cmm 、340min 增大到 0. 312 cmm / cmm 后,其大小分别保持在0. 283 0. 289 和 0. 312 0. 319 cmm / cmm 之间.B4处含水

15、率在灌水 380 min 时刻明显增大,自滴灌开场 1 020 min 增大到 0. 301 cmm / cmm 后,其大小保持在 0. 301 0. 308 cmm / cmm 之间; E4情况与 B4类似. 在 35 和50 cm 深度处的含水率变化幅度要远小于5和 20 cm 深度处的,且其含水率增大到较大值后,其大小就基本保持稳定,而 5 和 20 cm 深度处的含水率值则缓慢下降.总之,除了 50 cm 深度处的含水率开场逐步增大之外,其余各个深度含水率均有所减小; 各个剖面的含水率变化使得土壤水分的分布愈加均匀,20 和 35 cm 深度处的含水率数值差逐步减小,在有的剖面处甚至趋

16、近相等. 供水停止后,上层的水分逐步递减,而下层土壤的水分逐步增加,且随着时间的延长,水分变化的速率越来越慢.这是由于水分从湿润层运移到枯燥层后,湿润层的水分减少,枯燥层的水分增加,土壤中各个深度处的含水率趋于均匀,这使得湿干层之间的水势梯度减小,其水力传导度减小.另一方面,土壤表层与大气接触,滴灌结束后由于土壤表层的空气流通,使得表层土壤中的水分沿毛管不断向上运移并蒸发为水蒸气; 当其水分减少到一定程度之后,表层和其下面土层之间水力梯度增加,下面土层中的水分就会补给到表层供其蒸发.正是在上述情况下,实现土壤水分再分布. 当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

17、cm 左右16-17.由图 3 能够看出: 在滴灌条件下土壤含水率在深度5 35 cm 土层一直保持较高数值,该深度范围是作物根系吸收水分最强烈的区域; 根系吸水会使得土壤中 5 35 cm 深度的水分向更深处运移的数量逐步减小,这样进一步提高了水分利用效率,实现预期的灌水效果. 3 结论 1) 滴灌点源水分渗入土壤之后,随着距滴头距离的增加,入渗湿润体内的土壤含水率降低,湿润锋交汇界附近的土壤含水率一般均不小于一样土壤深度的含水率.随着灌水的持续进行,上层土壤含水率的增加速率逐步减小. 2) 灌水停止后,土壤水分进行再分布,上层的水分逐步递减,而下层土壤的水分逐步增加,且随着时间的延长,水分

18、变化的速率越来越慢. 3) 以大兴粉壤土为滴灌对象,采用滴头流量1. 5 L / h 的滴灌带,滴灌 5 h 左右.由于土壤水分的下移及表层水分的蒸发,土壤含水率的分布趋向均匀,虽 20 和 35 cm 深度处的含水率数值差逐步减小,但垂直剖面上 5 35 cm 土层仍保持较高数值,在滴灌交汇条件下不会产生深层渗漏; 因而,大兴粉壤土耕作中使用滴灌方式具有适用性,在作物或景观植物选栽、灌水方式选择时,能够以此为参考. 4 以下为参考文献 1 Rajak D,Manjunatha M V,Rajkumar G R,et al. Com-parative effects of drip and f

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