閆思慧,汪楠楠,孟玉婷,陳 欣,屈加玥,陳曉陽,張體彬,2
(1.西北農林科技大學水利與建筑工程學院,陜西 楊凌 712100;2.西北農林科技大學水土保持研究所,陜西 楊凌 712100)
我國淡水資源短缺,微咸水灌溉是節約淡水資源、保障農業生產的有效途徑[1]。微咸水的利用在一定程度上能夠提高水資源利用效率,補充作物所需水分、緩解農田干旱;但在微咸水入滲過程中,其中的可溶性鹽分隨著水分進入土壤,會改變土壤溶液化學組成,破壞土壤團粒結構,從而降低土壤持水和導水性能[2],導致土壤鹽漬化、土壤退化等一系列問題[3]。
微咸水灌溉會改變土壤孔隙結構,進而影響水分的運移速度[4-5]。灌溉水的礦化度和離子組成是影響土壤入滲性能的主要原因[6-7]。王艷等[8]研究表明,相比于1 g·L-1的淡水和6 g·L-1的咸水,4 g·L-1的微咸水對土壤鹽分的淋洗效果更好。高礦化度微咸水用于農田灌溉會造成鹽分累積,導致鹽離子濃度升高。Na+和K+是鹽堿地地下水中的主要陽離子[9-10],土壤中的Na+和K+累積會引起土壤顆粒分散,堵塞土壤孔隙,降低土壤入滲性能[11-13]。土壤的入滲性能與鈉鹽含量呈負相關關系,過量的Na+會減少相同時間內土壤的累積入滲量[14]。鈉鹽含量為1 g·L-1的灌溉水不會降低土壤的入滲能力,而濃度大于5 g·L-1的鈉鹽溶液會對水分入滲產生顯著影響[15]。與Na+相比,前人研究多認為K+在土壤中的作用較小,或者直接忽視K+在土壤分散方面的作用(例如鈉吸附比的計算)[16],但是事實可能并非如此,正如Smith等[17]研究表明,K+對土壤黏粒的分散程度約為Na+的1/3,且K+會降低土壤飽和導水率、減少土壤大孔隙數量。Liang等[18]指出,灌溉水中過量的K+會降低土壤導水率、增強自發彌散性,促使土壤顆粒分散進而破壞團粒結構穩定性。
由此可見,前人對微咸水灌溉下土壤水鹽特性的研究較多集中于Na+或K+的單獨作用甚至忽視K+的作用,而關于在同一礦化度下Na+與K+相互作用對土壤入滲性能影響的研究相對較少,且Na+與K+是土壤中的主要陽離子,對土壤結構特性的影響不容忽視。因此,本試驗通過設置3種不同Na+∶K+的微咸水,結合土壤水分入滲方程,分析不同Na+∶K+微咸水對土壤水鹽分布和運移的影響。旨在為微咸水長期高效、穩定、可持續利用提供理論支撐。
1.1 土壤來源
1.2 試驗裝置及試驗方案
試驗所用土柱內徑20 cm、壁厚1 cm、高50 cm,裝土深度40 cm;采用馬氏瓶控制2 cm定水頭入滲,馬氏瓶內徑15 cm、壁厚0.5 cm、高30 cm。土柱外側均勻粘貼3條刻度尺,底部均勻布設直徑6 mm圓孔用于排水,試驗裝置見圖1。填裝土樣前在透明PVC土柱內壁涂抹凡士林以減弱土樣與管壁之間的邊壁效應。按照當地土壤容重并以5 cm分層填裝,層間打毛。在土柱底面放置一層濾紙,濾紙上面鋪設5 cm砂石反濾層,砂礫石與土壤之間放置一層尼龍網,防止土壤顆粒被灌溉水沖刷流失。在裝土完成后用保鮮膜包裹上部開口,靜置24 h后開始入滲試驗。
圖1 試驗裝置示意圖Fig.1 Schematic diagram of experiment apparatus
試驗依據不同Na+∶K+值配置3種微咸水溶液(維持電導率EC基本相同),即1∶0(S1)、1∶1(S2)、0∶1(S3),并以去離子水作為對照(CK),每個處理設置3個重復,具體試驗方案列于表1。入滲開始時,在土柱表面鋪設1層濾紙,防止水流對土壤表面的沖刷破壞。入滲開始的0～5 h內,每10 min記錄一次濕潤鋒和馬氏瓶讀數,5 h后每30 min記錄一次,在濕潤鋒運移到35 cm深度處停止記錄。入滲結束后,將土柱表面用保鮮膜密封,靜置48 h后每隔5 cm分層取土。
表1 不同處理下鹽分添加量設置Table 1 Setting of salt added under different treatments
1.3 測定指標與方法
(1)灌水定額。土樣總孔隙體積(Pore volume,Vp)與土柱中填裝土樣體積(Vs)和土壤總孔隙度(s)成正比,計算公式如下：
Vp=Vs×s
(1)
(2)
式中,ds為土粒密度(一般認為耕地土壤表土的土粒密度為2.65 g·cm-3);γ為土壤容重,取1.35 g·cm-3。計劃灌水后將土壤孔隙填滿,計算灌水量為6 L。
(2)變異系數。變異系數CV反映了數據整體離散程度,受數據離散程度和平均值的影響,表示土柱不同深度土壤含水量的變化不均勻程度,計算公式如下：
(3)
(3)質量含水量。灌水結束之后,土柱上端用保鮮膜封口防止水分蒸發,靜置48 h后每隔5 cm分層取土,采用烘干法測定土壤質量含水量。
(4)淋洗液EC和濁度。在淋洗液開始滲出時,每隔3 h收集一次淋洗液并儲存于100 ml寬口聚丙烯試劑瓶中,放于自封袋中保存防止蒸發。在測試之前,淋洗液提前沉淀,取上清液,排除雜質的干擾。采用電導率儀(DDS-307型,上海雷磁)測定淋洗液EC值,采用濁度儀(WZS-185A型,上海雷磁)測定淋洗液濁度。
濁度指水中懸浮物對光線透過時所發生的阻礙程度,是測定土壤膠體含量的定量方法。淋洗液濁度可以反映土壤淋溶出的膠體含量,土壤顆粒膠結性差,土壤顆粒分散,土壤顆粒則容易被灌溉水淋溶流出土體,淋洗液中的膠體含量越多,淋洗液的透光性越差,則淋洗液的濁度越高[19-20]。
(5)土壤ECe和pH。入滲結束后每隔5 cm分層取土,土樣經風干、過篩后,采用飽和泥漿法測定鹽分特性：將20 g風干土樣加少量水浸泡過夜后,調制飽和泥漿,然后將飽和泥漿離心(4 000 r·min-1,30 min),得飽和浸提液。利用電導率儀測定飽和浸提液電導率(ECe),利用pH計(PHS-3C型,上海雷磁)測定飽和浸提液pH值。
1.4 入滲過程擬合方程
為分析不同Na+∶K+的微咸水對土壤入滲性能的影響,采用Philip、Green-Ampt、Kostiakov入滲模型對土壤水分入滲過程進行模擬。
(1)Philip入滲方程。Philip入滲方程[21]計算公式如下：
(4)
式中,i(t)為土壤表面入滲速率(cm·min-1);t為入滲歷時(min);S為吸滲率(cm·min-0.5);A為穩滲率(cm·min-1)。
(2)Green-Ampt入滲方程。Green-Ampt入滲方程[22]計算公式如下：
(5)
式中,i(t)為土壤表面入滲速率(cm·min-1);t為入滲歷時(min);Ks為飽和導水率(cm·min-1);θs為飽和含水量(%);θi為初始含水量(%);Sf為濕潤鋒處的平均基質吸力(cm);I為累積入滲量(cm)。
(3)Kostiakov入滲方程。Kostiakov入滲方程[23]計算公式如下：
I(t)=atn
(6)
式中,I(t)為累積入滲量(cm);t為入滲歷時(min);a、n為經驗常數,可以表征土壤單位面積內的水分入滲通量,a和n值越大表示土壤的滲透性能越強[24]。
1.5 統計分析
采用Microsoft Excel 2019軟件進行數據處理,采用Origin 2021軟件進行繪圖,采用SPSS 22.0軟件進行模型參數擬合與統計分析。采用單因素分析法并基于Duncan事后檢驗法比較不同處理間水分、鹽分運移的差異顯著性,統計檢驗的顯著性概率為P=0.05。
2.1 不同處理濕潤鋒運移和入滲模型擬合參數變化
2.1.1 濕潤鋒運移 試驗初始土樣干燥、含水量極小,入滲初期較高的水勢梯度迫使水分以較大的入滲速率向下運移,隨著土壤孔隙逐漸被水分填充,土壤中的水分不能快速流動,導致入滲速率降低直至趨于穩定。從圖2可以看出,在入滲時間相同的情況下,不同處理濕潤鋒運移距離表現為S1
圖2 不同處理下濕潤鋒運移距離隨時間變化Fig.2 Variation of wetting front movement over time under different treatments
2.1.2 入滲過程模擬 分別采用Philip、Green-Ampt、Kostiakov入滲方程對不同處理水分入滲過程進行模擬(表2)。Philip方程擬合結果顯示,S1和S3處理土壤吸滲率均小于CK處理,灌溉水中僅添加Na+或K+均會降低土壤吸滲率,且Na+對吸滲率的影響程度大于K+,S2處理土壤吸滲率略高于CK,說明Na+∶K+為1∶1的微咸水對土壤吸滲率并無顯著影響。S1、S2、S3、CK處理的穩定入滲率擬合結果分別為0.004、0.009、0.011、0.033 cm·min-1,其擬合結果與實際穩定入滲率趨勢一致。綜上可知利用Philip入滲模型對不同Na+∶K+微咸水入滲過程擬合效果較好(R2>0.78)。
表2 不同處理下入滲模型的擬合參數Table 2 Fitting parameters of the infiltration models under different treatments
注：不同小寫字母表示不同處理間積鹽率差異顯著(P<0.05)。Note：The different lowercase letters indicate a significant difference of salination rate among all treatments (P<0.05).圖3 不同處理下淋洗液EC隨淋洗時間變化(a)和土壤內積鹽率(b)Fig.3 Variation of leachate EC over leaching time (a) and salination rate (b) under different treatments
Green-Ampt入滲模型擬合參數Ks與Philip擬合參數A的結果保持一致,添加Na+和K+均顯著降低了土壤穩滲率,S2處理土壤穩定入滲率與S3處理較為接近,且均高于S1處理。添加Na+和K+均會增加濕潤鋒處的平均基質吸力Sf,增強程度與離子添加量呈正相關關系,且Na+比K+對Sf的影響程度更高。Green-Ampt模型較Philip模型更適用于水分入滲過程模擬(R2>0.93,RMSE<0.01)。
Kostiakov模型擬合中,S1處理a值最小,S2和S3處理a值相近,說明Na+對入滲速率的影響程度高于K+;S2處理a值與CK相差不大,而n值最小,說明前期入滲速率高,后期入滲速率迅速降低;S3處理a和n值均較高,說明添加K+對初期水分入滲速率沒有顯著影響,且不會引起入滲速率的迅速降低。由此本文推測可能存在最優的Na+∶K+方案,在不影響前期入滲速率的情況下,也不會造成后期入滲速率的快速降低,有待進一步試驗驗證。與Philip和Green-Ampt模型相比,Kostiakov入滲模型模擬不同Na+∶K+微咸水入滲過程的擬合度最高(R2>0.99)。
2.2 不同處理淋洗液EC、土壤積鹽率和淋洗液濁度變化
2.2.1 淋洗液EC和土壤積鹽率 不同處理淋洗液開始出流的時間存在差異,因此將每個處理開始淋洗的時間分別定義為其淋洗時間零點(圖3a)。微咸水灌溉下的淋洗液EC值顯著高于CK處理(P<0.05)。S1、S2、S3處理淋洗液EC值隨淋洗時間增加而逐漸減小并最終趨于穩定,在0～180 min之間,淋洗液EC值最高,而后迅速降低,在600 min后淋洗液EC值趨于平穩。在0～1 000 min內,S1處理淋洗液EC值均低于S2和S3處理,由此可知S1處理淋洗出的鹽分含量相對較少,灌溉水中的鹽分主要累積在土層中。
土壤內的含鹽量為灌溉水中總含鹽量與淋洗液中含鹽量的差值,積鹽率為土壤內含鹽量占灌溉水總含鹽量的比值。S1、S2、S3處理土壤積鹽率分別為76.11%、74.16%、73.25%,S1處理的積鹽率顯著高于S2和S3處理(P<0.05),而S2和S3處理之間并無顯著差異(P>0.05)(圖3b)。在淋洗1 800 min后,S1、S2、S3處理淋洗液EC值分別為7.88、6.81、7.35 dS·m-1;CK處理淋洗液EC值在0～1 800 min內數值穩定,在淋洗1 800 min后EC值穩定在0.60 dS·m-1左右。
2.2.2 淋洗液濁度 從圖4可以看出,淋洗液濁度隨淋洗時間增加而逐漸減小,最終趨于平穩。淋洗液開始出流時,濁度介于0.70～2.00 NTU,S1、S2、S3處理淋洗液濁度分別比CK增加156.65%、103.46%、66.52%;在淋洗液出流結束時,濁度介于0.50～0.90 NTU,顯著低于淋洗前期(P<0.05)。在0～600 min內,淋洗液濁度先減小后趨于穩定;在600～1 800 min內,淋洗液濁度變化幅度較小。在0～1 000 min內,不同處理淋洗液濁度表現為S1>S2>S3>CK,S1處理淋洗液濁度降低幅度最大;S2處理淋洗液濁度高于S3處理,而在1 000 min后則低于S3處理。
圖4 不同處理下淋洗液濁度隨淋洗時間變化Fig.4 Variation of turbidity of leachate over leaching time under different treatments
2.3 不同處理土壤水鹽分布特征
2.3.1 土壤水分 S1、S2、S3處理0～10 cm土層含水量顯著高于CK處理,且0～5 cm土層土壤含水量最高(圖5a)。CK處理不同深度含水量變化不大,且水分分布均勻,水分剖面近似一條垂直直線;S1、S2、S3處理土壤水分剖面波動明顯,0～10 cm土層水分呈現陡峭下降趨勢,10～40 cm土層含水量趨于平穩,S1、S2、S3處理20～40 cm土層含水量表現為S1
2.3.2 土壤鹽分 CK處理土壤剖面鹽分分布均勻,S1、S2、S3處理剖面含鹽量均顯著高于CK處理(P<0.05),0～5 cm土層含鹽量最高,5～10 cm土壤鹽分驟減,10～35 cm土層含鹽量無明顯變化,鹽分在35～40 cm土層累積(圖6a)。S1處理的鹽分累積效果顯著,在0～40 cm土層,S1處理ECe值高于S2和S3處理;S2和S3處理25～40 cm土層ECe值相差不大,且淺層和深層土壤中的鹽分累積效應均低于S1處理。
注：相同小寫字母表示不同處理間剖面平均含水量沒有顯著差異(P>0.05),不同大寫字母表示不同處理間變異系數差異顯著(P<0.05)。Note：The same lowercase letters indicate no significant difference of section average water content among all treatments (P>0.05),and different uppercase letters indicate a significant difference in the coefficient of variation among all treatments (P<0.05).圖5 不同處理下土壤剖面含水量(a)與土壤剖面平均含水量和變異系數(b)分布特征Fig.5 Distribution characteristics of water content (a) and average water content and coefficient of variation (b) of soil profile under different treatments
圖6 不同處理下土壤剖面ECe(a)與pH(b)分布特征Fig.6 Distribution characteristics of ECe (a) and pH (b) in soil profile under different treatments
S1、S2、S3處理土壤剖面pH值介于7.9～8.2,均低于CK處理(pH=8.2～8.5),且S1處理的降低程度大于S2和S3處理(圖6b)。pH值的變化趨勢與土壤鹽分變化趨勢相似,0～5 cm土層pH值最高,5～10 cm土層pH值降低,在10～40 cm土層深度處,S2與S3處理pH值較為接近,且均小于S1處理。
3.1 不同Na+∶K+微咸水對土壤入滲性能的影響
在本研究中,微咸水Na+∶K+越低,土壤濕潤鋒的運移速率越快(圖2)。主要是因為Na+和K+隨著灌溉水進入土壤,會中和土壤膠體所帶的負電荷,進而促進土壤顆粒分散,Na+本身半徑小但水合半徑大,對土壤分散的促進程度大于K+[13,25],Na+濃度越高則土壤入滲能力越弱。S2處理入滲速率與S3處理相近,主要是因為K+的離子交換能力大于Na+,在K+添加量較大時,可以置換膠體表面的Na+,可交換性的Na+被K+取代,由于Na+對膠體的吸附性較弱,隨著灌水量的增多,Na+會隨著水流運動向下遷移直至排出土體,進而增加土壤水分和溶質的運移速率[26]。由此可見,灌溉水中的K+會緩解由Na+引起的土壤團粒結構破壞及入滲性能降低的風險,在一定程度上提高土壤的導水性能。與CK處理相比,S1、S2和S3處理均降低了土壤水分入滲速率(圖2)。而吳忠東等[25]指出,礦化度小于3 g·L-1的微咸水會促進土壤水分入滲,與本文試驗結果相反(本試驗微咸水電導率約為2.6 g·L-1),這主要是由于土壤容重和黏粒含量的差異。本研究所用土壤黏粒含量較高,且容重小、總孔隙率高。微咸水中不同的陽離子會通過促進土壤黏粒分散進而堵塞土壤大孔隙[27],這導致微咸水處理下的土壤水分入滲速率顯著低于去離子水。
Philip模型擬合結果顯示,S2處理土壤吸滲率高于S3處理,而穩定入滲率低于S3處理。S2處理的Kostiakov模型擬合參數a值與CK處理相近,而n較小(表2)。主要是由于初期入滲速率較大,膠體上吸附的Na+被K+置換,Na+隨水流不斷向下運移導致Na+濃度減小,黏粒的分散作用減弱,土壤結構穩定性較好,因此吸滲率較大[26];在入滲后期,上層土壤中Na+增多導致水分滯留,黏粒膨脹形成致密層[28],上層土壤滯水隔絕空氣,對水分的吸持作用較強,因此入滲速率降低速度較快,穩定入滲率低于CK處理。
3.2 不同Na+∶K+微咸水對鹽分淋溶和膠體穩定性的影響
淋洗初期(0～180 min)淋洗液的EC值最高(圖3),主要是由于淋洗初期,可能存在部分灌溉水沿著土壤大孔隙或土柱邊壁流下,與土壤接觸時間較短,鹽分在土層中累積量少,導致淋洗液EC值偏高,而隨著灌溉水的持續輸入,Na+和K+破壞土壤大孔隙結構,黏粒分散程度加大,水流通道被分散黏粒堵塞,鹽分在土壤中的累積程度增加[25],因此淋洗液EC值逐漸減小。S1處理積鹽率顯著高于S2和S3處理(圖3),說明K+累積程度小于Na+[29],大量K+隨著灌溉水淋溶出土體,因此淋洗液中的EC值較高。而Na+在土壤中累積效應明顯,Na+在土壤中滯留,因此淋洗出的鹽分較少。
淋洗初期(0～180 min)的淋洗液濁度較高(圖4)。這是因為干燥的土壤顆粒與水流接觸快速濕潤,土壤孔隙中的空氣來不及排出,會造成巨大的壓力,引起土壤顆粒分散,顆粒隨著灌溉水沿著土壤大孔隙淋溶至土體外,導致淋洗液濁度偏高[30]。而隨著淋洗時間的增加,土層的壓實和鹽分累積效應均導致土壤水分入滲速率降低,土壤膠體的淋溶程度減弱,淋洗液的濁度逐漸減小[31-32]。Na+對土壤結構的破壞性高于K+,土壤團聚體穩定性較差,膠體的淋溶強度增強[13],因此S1處理淋洗液濁度最高。S2處理0～1 000 min內淋洗液濁度高于S3處理,而在1 000 min后,淋洗液濁度低于S3處理(圖4)。主要是因為在0～1 000 min內,由于K+與Na+的置換作用,大量Na+被淋溶出土體,且入滲前期入滲速度較快,因此淋洗液濁度較高,而在1 000 min之后,隨著灌水時間的增加,土壤中Na+逐漸累積,水分運移速率減緩,淋洗液濁度降低[32]。
3.3 不同Na+∶K+微咸水對土壤水分運移和鹽分累積的影響
S1處理的土壤水分剖面波動明顯,表層含水量顯著高于深層(圖5)。在入滲過程中,灌溉水中的Na+與K+破壞土壤表層孔隙結構,使土壤孔隙封閉影響水分下滲[33],水流通道被土壤顆粒填充,阻礙水流運動。表層(0～10 cm)土壤可能形成致密層,土壤內形成滯水[28,34],水分以極小的速率向下運移;而深層土壤的水流不斷向下運動,并從土柱底部流出,淺層對深層土壤的水分補給量較小,而深層土壤水分流失相對較多,導致土壤表面含水量顯著高于深層土壤[35]。
有研究表明,土壤剖面10～35 cm土層的鹽分含量處于相對穩定的狀態,在濕潤鋒處會導致鹽分累積[36-37],這與本試驗研究結果一致(圖6)。土壤表層和深層積鹽是由于Na+對土壤顆粒具有分散作用,土壤孔隙結構被破壞,入滲性能降低、持水性能增強,導致鹽分滯留在土壤表層;土柱底部布設的小孔(直徑6 mm)易被淋溶下來的土壤顆粒堵塞,使水分堆積在底層,導致35～40 cm土層含鹽量呈現增大趨勢。S2和S3處理土層剖面含鹽量隨深度增加而減小,35～40 cm土層未產生積鹽效應,可能是由于K+的作用,少量的K+對土壤孔隙結構影響不大,有利于土壤團粒結構穩定性,使部分水分沿著大孔隙向下排出,促進水分運移[26-27],因此并未造成土壤深層積鹽。不同深度處土壤pH的變化趨勢與土壤鹽分變化趨勢相似(圖6),主要是因為鹽分累積導致土壤中的Na+和K+濃度增加,Na+和K+會置換出H+,影響土壤內H+的分布[38-39]。Na+比K+對土壤pH值的降低效果更明顯,灌溉水中Na+含量越多,土壤pH值越小,這與郭全恩等[40]研究結果一致。主要是因為NaCl和KCl均為中性鹽,利用過量的NaCl和KCl溶液淋洗土壤,會置換土壤膠體吸附的H+和Al3+,H+和Al3+增多導致土壤pH降低,NaCl為強電解質,可以抑制鈉質鹽的水解,因此NaCl含量越高則土壤pH越低[41]。
1)在入滲時間達到600 min時,S1、S2、S3處理的濕潤鋒運移距離分別比CK處理降低41.31%、28.75%、19.94%;Na+∶K+比值越高,對土壤入滲性能的負面影響程度越大;Philip、Green-Ampt和Kostiakov模型均適用于不同Na+∶K+微咸水的入滲過程,其中Kostiakov模型的擬合精度最高。
2)S1、S2、S3處理的積鹽率分別為76.11%、74.16%、73.25%;微咸水Na+∶K+越高,對土壤膠體的淋溶強度越高,在開始淋洗的0～3 h,以上處理淋洗液濁度分別比CK增加156.65%、103.46%、66.52%。
3)S1、S2、S3處理的土壤剖面不同深度含水量的CV值分別為CK處理的3.99、3.26、1.62倍,微咸水Na+∶K+比值越高,對土壤剖面水分分布的均勻性影響越大;微咸水灌溉造成土壤0～5 cm和35～40 cm深度土層積鹽,S1處理鹽分累積最明顯;Na+和K+均會降低土壤pH值,且Na+對土壤pH的影響大于K+,土壤pH值與Na+濃度呈負相關關系。
4)對于相同電導率的微咸水,K+相對濃度的升高不僅促進了土壤水分運移和鹽分淋洗效率,而且降低了土壤黏粒的分散程度,這說明K+的相對濃度是影響土壤水分和溶質運移的重要因素。對于微咸水灌溉,在分析微咸水的電導率和鈉吸附比對土壤結構穩定性的影響基礎上,還應充分考慮K+的相對濃度可能對土壤理化性質產生的影響。
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