土壤水动力状态的标识特征及其应用

摘要：通过土壤水动力状态变化与土壤含水量和水势梯度之间关系试验研究，发现在降水或灌溉入渗过程中，土壤水系统将经历“吸水”（土壤含水量增大）、“过水”（含水量不变，且水通量不等于零）和“脱水”（含水量变小）过程，其总水势梯度大于、等于和小于1.0 cmH2O/cm是重要标识特征。上述土壤水动力状态变化特征，在指导农田节水灌溉中具有独特作用。灌溉初期的水势梯度愈大，表明土壤水分亏缺愈严重，需要加大灌溉水量或延长灌溉时间；灌溉初期的水势梯度愈趋近1.0 cmH2O/cm，表明土壤水亏缺愈少，应注意调控灌溉水量或限控灌溉时间，避免较多无效灌溉水量的发生。水势梯度等于1.0 cmH2O/cm是降水或灌溉入渗过程中土壤含水量饱和的征兆，可作为灌溉节水调控的关键阈值，即当被监测土壤层的水势梯度趋近1.0 cmH2O/cm时应结束该次灌溉。

关键词：土壤水动力状态；标识特征；土壤水势梯度；节水灌溉；预警阈值

中图分类号：P641.8 文献标识码：A 文章编号：0559-9350（2010）09 -1032-06

Specific characteristics of soil hydrodynamic field state and its application to irrigational infiltration

ZHANG Guang-hui，FEI Yu-hong，WANG Hui-jun，LIAN Ying-li

Abstract：It is indicated by a great deal of test data that soil moisture potential gradient is greater than 1.0 cm H2O/cm during soil moisture absorption in unsaturated infiltration if soil moisture is in wane. Soil moisture potential gradient is equal to 1.0 cm H2O/cm during soil moisture transfers in unsaturated infiltration if soil moisture is in invariable that water flux is in existence. The soil moisture potential gradient is less than 1.0 cm H2O/cm during soil moisture dehydration in unsaturated infiltration if water from surface-ground is in end. Therefore, the soil moisture potential gradient 1.0 cm H2O/cm is the threshold of forecasting for water saving of farmland irrigation. The greater is soil moisture potential gradient in initial stage of irrigation, the more is the wane of soil moisture content which result in more irrigation is needed.Soil moisture is less in wane if soil moisture potential gradient is 1.0 cm H2O/cm in initial stage of irrigation，so that less irrigation is necessary to avoid the waste of water resources.

Key words：soil hydrodynamic field state； Specific characteristics； soil moisture potential gradient； save water from irrigation；forecast threshold

1 研究背景

土壤水动力状态除了与土壤岩性有关之外，还与土壤含水量变化和入渗补给水量、入渗强度及入渗时间密切相关。土壤水动力状态受控于总水势梯度（记作“I usa”），一般规律是当I usa<0时土壤水向上运动，当Iusa=0时土壤水相对静止和当I usa>0时土壤水向下运动。在降水或灌溉入渗过程中，I usa>0，其间土壤水系统将经历3种状态：土壤吸水，含水量增大；土壤过水，土壤含水量不变，且水分通量不为零；土壤脱水，含水量减小。这3种状态具有什么样的标识特征，它们对于农田节水灌溉具有什么作用，值得探讨［1-2］，对于缓解农业区水资源紧缺问题具有积极意义［1-6］。

有关土壤水动力状态和农田灌溉指标研究较多。王康等［1］通过入渗试验分析了土壤水分运动空间变异性尺度效应，李援农等［7］应用格林-安姆特模型研究了土壤空气压力影响对非饱和入渗影响规律。魏义长等［8］研究了褐土土壤水动力学参数。徐英等［9］应用非参数地学统计方法分析了农田土壤水分布特征。路振广等［2］针对大田作物非充分灌溉条件下产量与节水之间关系进行了深入探讨。张光辉等［10-11］研究了温度对土壤水运动和土壤水势影响，提出温度变化对土壤水运动影响的不可忽视性和对策。李亚龙等［12］对“以土水势为灌溉指标的水稻节水灌溉”进行研究，认为以-30kPa水势作为灌溉下限控制指标对作物产量无显著影响。李锡录等［13］基于土水势和水量均衡原理，研究了土壤墒情及灌溉预报，提出了冬小麦和夏玉米不同生长期灌水的土壤含水量下限指标。康绍忠等［14］研究了作物缺水状况判别方法与灌水指标，提出水分亏缺敏感指数（CWSI）可作为全面反映作物缺水状况的指标，它与土壤含水量和多项气候要素相关。目前，应用土壤含水量和水势作为指导农田灌溉指标已取得长足的发展，而且在农田节水灌溉中发挥着重要作用。但是，在降水或灌溉入渗条件下土壤水动力状态标识特征研究方面成果较少，多为有关土壤水运动参数、变化机理和模拟方法研究［1-2，7-10］，该项研究仍为前沿课题。

本文根据入渗试验资料，应用非饱和水分运动理论，通过对土壤含水量、水势梯度变化与土壤水动力系统状态（吸水、过水和脱水，以及水分亏缺与饱和程度）之间关系研究，初步阐明土壤水动力状态的标识特征，并探讨了它们在农田节水灌溉及调控中的作用。

2 试验条件

试验区位于河北平原中南部冲积平原的黄河古河道分布地段、南宫市郊区，海拔高程28.4m，地形平坦，地貌形态为微波状岗地。区内包气带以亚砂土为主，局部夹薄层亚黏土层或透镜体。多年平均降水量415mm，70%以上集中在每年的6—8月；多年平均水面蒸发量1 261mm。

在试验研究期间，试验区潜水位埋深4.68~5.24m。试验采用水传导水银式和水柱式张力计，以及中子水分仪监测土壤水势和含水量，剖面深度6.80m，监测点间距0.10~0.20m。同时，还监测地表和地中温度、雨量和E601水面蒸发及全天气压变化等。室内试验以野外试验场包气带岩性和地层组合为背景，以亚砂土为主，地下水位埋深在4.12~4.35m之间。入渗物理试验模型高4.5m，直径2.2m，由土体、供水装置、排水装置、中子水分仪测孔和张力计监测系统组成。土体按野外包气带岩土干容重分层压实装填，然后使其充分饱水自然沉积。底部20cm滤料层。

先后进行了20~280mm不同水量的人工降水入渗试验和自然降雨入渗监测研究，有关数据监测情况如下：（1）利用英国进口的中子水分仪监测土壤含水量变化、湿润锋位置和降水入渗速率。该仪器的水中标定读数880counts/s，测点位置误差<0.5cm，每次观测平行读数3次，误差为≤4counts/s；（2）利用WM型水传导张力计监测降水入渗前后的土壤水势和水势梯度变化、水分运动方向和土壤中空气对入渗水流作用程度。其中水银式张力计读数误差<0.3mmHg，水柱式张力计读数误差<0.5mm H2O（考虑了气温和气压变化影响）；（3）人工降水、供水量的测量，平均单位面积的误差为0.01~0.08mm；（4）观测时间的间隔。降水或灌溉期间（48h或者72h之内）为15、30及60min，试验后期6h或12h。

3 土壤水动力状态的标识特征

土壤水运动遵循如下动力学表达式，为

式中：q (θ)为在土壤含水量θ条件下单位面积的水分通量或称为入渗速率（mm/h或m/d），其大小取决于K (θ)和####；K (θ)为在土壤含水量θ条件下非饱和渗透系数（mm/h或m/d），它受控于土壤岩性和水理性质，与土壤饱水程度密切相关，其值随土壤含水量增加而增大；###为非饱和条件下总水势梯度（cmH2O/cm*），即Iusa =###，其中?φ、?Z 分别为被研究土壤层的总水势差和对应层位厚度（cmH2O和cm）。

众所周知，I usa 是土壤水运动的驱动力，不仅控制土壤水分运动方向，而且还制约土壤水动力系统（吸水、过水或脱水）性状和水分通量变化。当I usa=0 cmH2O/cm时，土壤水运动停止，相对静止；当I usa<0 cmH2O/ cm、或I usa>0 cmH2O/ cm 时，土壤水向上或向下运动。在较充足补水入渗过程中，不仅I usa>0 cmH2O/cm，而且当土壤水动力系统处于“吸水”、“过水”和“脱水”状态下，I usa还具有独特的标识特征：吸水状态，I usa>1.0 cmH2O/cm；过水状态，I usa=1.0 cmH2O/cm；脱水状态，0 cmH2O/cm＜I usa<1.0 cmH2O/cm（表1）。

3.1 土壤吸水状态（I usa>1.0）

在入渗的初期，入渗水流前缘（湿润锋）下移十分缓慢，自上而下土壤层逐一大量吸持入渗水分（简称“吸水”），土壤含水量(θ) 从θ1 向θS（饱和含水量）变化，K (θ)从K1向Ks（饱和渗透系数）趋增，q (θ)不断增大（图1）。这时，I usa大于1.0 cmH2O/cm，被监测土层水分变化量为正值（表1 和图2），并显著增大，而后逐渐降低。I usa 的初始极大值与土壤初始含水量(θ₀ⁱ，i = 1，2，3，…)和初始入渗供水量大小有关。在相同供水条件下，θ₀ⁱ愈小，I usa 的初始极大值愈大。换言之，土壤水分亏缺愈严重，I usa 的初始极大值愈大，一般情况下I usa>3.0 cmH2O/cm，表1中监测到的最大值为6.6 cmH2O/cm。在土壤脱水过程中，与此相同，脱水过程的初始含水量愈小，其初始I usa值愈大（图1）。

图1 土壤水动力场状态与要素之间关系

表1 不同供水量条件下入渗试验过程中土壤水势梯度及土壤水分变化量

*正值为增加，负值为减少；/为没有数据。该表数据的研究层位深度25~45cm。

在土壤吸水阶段，其水动力场性状的标识特征是：I usa>1.0 cmH2O/cm，土壤含水量(θ) 和被监测土层含水量都不断增大，q (θ)大于同含水量条件下的非饱和渗透系数值（Ki，i=1，2，3，…），且q 流入(θ)>q 流出(θ)，I usa变化是影响入渗速率的主导因素。

3.2 土壤过水状态（I usa＝ 1.0）

在充分供水入渗过程中，土壤经过较充分吸水后，将出现K (θ)趋近或等于Ks值，q (θ)趋近或等于某以恒定值，土壤含水量(θ) 不再变化，被监测土层水分变化量趋近零（流入与排出的水量相同），I usa 等于1.0 cmH2O/cm情势（表1和图2）。这表明，此时被监测层位的土壤水动力系统进入了“过水”状态。

在土壤处于“过水”阶段，其水动力场性状的标识特征是：I usa=1.0 cmH2O/ cm，土壤含水量(θ )和被监测土层含水量都稳定、不变化，q (θ )趋近于Ks，且q 流入(θ )＝ q 流出(θ)≠0。试验区包气带的Ks值为4.21~21.3mm/h，具体数值与土壤干容重大小有关。

需要指出，在非充分供水入渗条件下，若供水量有限，则由土壤吸水状态较快转入土壤脱水状态。因“过水”过程较短，所以不易监测到相关完整信息。例如表1中20mm和60mm供水量的2次入渗试验中，都没有直接观测到“过水”阶段的土壤水动力学变化数据。

3.3 土壤脱水（0＜ I usa＜ 1.0）

当终止地表入渗供水之后，土壤水动力系统迅速进入脱水状态，自上而下土壤层有序地排出所吸持的过剩水分（简称“脱水”），土壤含水量(θ)从θS 向θ1 变化，K (θ )则从Ks 向K1趋减，I usa小于1.0 cmH2O/ cm，被监测土层水分变化量为负值，且二者都逐渐趋近零（表1和图2），q (θ )逐渐变小，直至为零（图1）。在时间上，该阶段持续的时间往往占总入渗时间的90%以上。

在土壤处于“脱水”阶段，其水动力场性状的标识特征是：I usa<1.0 cmH2O/cm，土壤含水量(θ)和被监测土层含水量都不断减少，q (θ )小于同含水量条件下的非饱和渗透系数值（Ki， i=1， 2，3，…），且q 流入(θ )<q 流出(θ )，并q (θ )缓慢趋近“0”。这时，随着(θ)从θS 向θ1 变化，K (θ )对q (θ )影响的强度逐渐增大。

图2 充分供水条件下入渗过程中土壤水分变化量和总水势梯度变化

4 标识特征的意义及应用方法

4.1 标识特征意义

从上述讨论中可见，I usa 是表征土壤水动力状态的重要指标，它的变化与入渗供水量（或灌溉水量）和土壤含水量(θ)状况密切相关。当土壤层的上部含水量远低于其下部含水量时，上部水势的绝对值（或观测值）必然远大于下部水势的绝对值（或观测值），由此呈现I usa?0.0 cmH2O/cm情况（图3）。它表明自地表至土壤层下部土壤中水分因蒸发蒸腾作用而大量损失，距离地表愈近，损失水量愈大，水势的绝对值愈大（水势愈小），土壤水分亏缺程度愈来愈严重。这时，结合土壤水分张力计的具体观测值，适时灌溉［12-15］。

图3 利用水势指导节水灌溉的跟踪分析水势监测数据变化过程

灌溉初期的I usa 值愈大，且I usa?1.0 cmH2O/cm，表明土壤水分亏缺愈严重。在这种情势下，尤其当I usa>3.0 cmH2O/cm时，需要加大灌溉水量或延长灌溉时间。当土壤水分亏缺不多时，灌溉初期的I usa 值愈趋近1.0 cmH2O/cm，应注意调控灌溉水量或限控灌溉时间，避免较多无效灌溉水量的发生。当3.0 cmH2O/cm>I usa>1.0 cmH2O/cm时，正常灌溉。

土壤得到较充分吸水之后，土壤含水量临近饱和含水量时，I usa?1.0 cmH2O/cm。因此，可将土壤层下部作为监测层位，如图4所示。当被监测土壤层的I usa?1.0 cmH2O/cm时，表明应结束该次灌溉。在灌溉过程中，I usa=1.0 cmH2O/cm持续时间愈长，表明过剩灌溉而浪费的水量愈多，需要及时调整。

4.2 应用方法

Richards于1961年提出，利用土壤水势指示农田灌溉，最大的优势在于不必知道有关土壤含水量、有效水百分率或植被消耗的水量［15］。利用土壤水势指导农田灌溉，主要解决如下问题：（1）何时灌溉能获得丰产［15］；（2）何时结束灌溉可有效灌溉节水。这项工作早在20世纪60年代初国外就已经开始研究。Taylor于1965年提出，在田间两处或三处、每处2-3个深度监测土壤水势（观测值为土壤水基质势），每天读1次土壤水分张力计得到观测值。然后，对照专家试验研究获得的指导参数（表2）决定是否进行灌溉。

表2 不同作物理想灌溉的土壤水基质势

注：参考文献［15］。

为了及时确定停止灌溉供水，避免过剩、无效灌溉，具体方法如下：将土壤层的下部（埋深35~60cm，间距为?Z）作为灌溉水调控的预警层位，在其顶、底界面各设置一支土壤水分张力计（图4），则可以通过监测该层位的总水势梯度（I usa＝（ φ60 - φ35）/?Z，其中φ35、φ60 分别为被监测土层顶、底界面的总水势）状态，指导灌溉水量的调控。当然，有条件时可在15cm深度上设置一支张力计，更有利于灌溉节水过程监测。

图4 农田节水灌溉水势梯度监测方法

Taylor 等研究表明，灌溉水应当在土壤水势还较高、土壤能够迅速供水以适应大气要求，而不致使作物处于减产或质量下降、土壤水分处于严重亏缺情势下补给到土壤中。补给的实际水量必须不致使因水过多而造成不理想的生长，或妨碍土壤通气性。事实上，多数研究者都曾在田间持水量与永久凋萎含水量之间寻求指示既丰产又灌溉节水的水势特征值，作为调控节水灌溉的重要指标。

野外试验表明，每次灌溉期间应监测张力计读数的变化，及时将每次读数点绘在图纸上，每一个地块的各个深度读数绘在同一张图纸上（图3）。读数的频率取决于土壤水势随着灌溉过程而变化的程度。如此，可以用查值法推测将需要的灌溉持续时间和灌溉结束时间。

5 结语

土壤总水势梯度（I usa）是土壤水动力状态的标识指标。在降水或灌溉入渗过程中，土壤水动力系统将经历“吸水”（土壤含水量增大）、“过水”（含水量不变，且水通量不等于零）和“脱水”（含水量变小）过程，其标识特征是：I usa大于、等于和小于1.0 cmH2O/cm。

结合土壤水基质势监测值和I usa值状态，分析土壤水亏缺状况，把握农田灌溉最佳起始时间，确保丰产前提下有效灌溉节水。灌溉初期的I usa值和土壤水基质势监测值愈大，表明土壤水分亏缺愈严重，需要加大灌溉水量或延长灌溉时间；灌溉初期的I usa值愈趋近1.0 cmH2O/cm，土壤水基质势监测值愈小，表明土壤水亏缺愈少，应注意调控灌溉水量或限控灌溉时间，避免较多无效灌溉水量的发生。

I usa=1.0 cmH2O/cm是降水或灌溉入渗过程中土壤含水量饱和的征兆，可作为灌溉节水调控的关键阈值。即当被监测土壤层的I usa趋近1.0 cmH2O/cm时，应结束该次灌溉。

参考文献：

［ 1 ］王康，张任铎，王富庆. 土壤水分运动空间变异性尺度效应的示踪入渗试验研究［J］. 水科学进展，2007，18（2）：158-162 .

［ 2 ］路振广，路金镶，袁宾. 大田作物非充分灌溉实施效果分析评价［J］. 灌溉排水学报，2007，26（5）：30-33 .

［ 3 ］朱延华，刘淑芬，郭永海. 河北平原地下水动力环境演化规律及其影响因素［J］. 地球科学，1995，20（4）：433-437 .

［ 4 ］杨永辉，郝小华，曹建生，等. 太行山山前平原区地下水下降与降水、作物的关系［J］. 生态学杂志，2001，20（6）：4-7 .

［ 5 ］袁宝招，陆桂华，李原园，等. 水资源需求驱动因素分析［J］. 水科学进展，2007，18（3）：404-409 .

［ 6 ］张光辉，费宇红，刘克岩，等. 海河平原地下水演化与对策［M］. 北京：科学出版社，2004 .

［ 7 ］李援农，费良军. 土壤空气压力影响下的非饱和入渗格林-安姆特模型［J］. 水利学报，2005，36（6）：733-736 .

［ 8 ］魏义长，刘作新，康玲玲. 辽西林溶褐土土壤水动力学参数的推导几及验证［J］. 水利学报，2004，35（3）：81-85 .

［ 9 ］徐英，陈亚新，王俊生，等. 农田土壤水分和盐分空间分布的指示克立格分析评价［J］. 水科学进展，2006，17（4）：543-548 .

［ 10］张光辉. 温度在岩土水分运动中的作用［J］. 勘察科学技术，1988（6）：9-12 .

［ 11］张光辉. 温度对岩土水分势能的影响及其校正方法的初步研究［J］. 水文地质工程地质，1988（6）：5-7 .

［ 12］李亚龙，崔远来，李远华，等. 以土水势为灌溉指标的水稻节水灌溉研究［J］. 灌溉排水学报，2004，23（5）：14-17 .

［ 13］李锡录，王昕，杜贞栋，等. 农田墒情测报及灌溉预报自动化研究［J］. 灌溉排水，2000，19（4）：49-52 .

［ 14］康邵忠，熊运章. 作物缺水状况判别方法与灌溉指标研究［J］. 水利学报，1999（1）：34-39 .

［ 15］ S. A. 泰勒著，华孟，陈志雄，杨苑璋，等译. 物理的土壤学［M］. 北京：农业出版社，1983 .

作者简介：张光辉（1959-），男，辽宁沈阳人，研究员，主要从事区域水循环演化和地下水可持续利用研究。