水盐环境（共6篇）
水盐环境 篇1
1 渡槽基础破坏的实地调查
景电灌区座落在兰州以北、腾格里沙漠南沿, 横跨甘肃省景泰、古浪2县, 设计灌溉面积5.333万hm2, 设计提水流量28.6 m3/s, 共建有大小泵站40座, 总装机容量24.87万kW, 干、支渠总长656 km, 有U形薄壁简支渡槽94座, 总长11 495 m[1,2]。这些渡槽成为景电灌区输水的主要跨沟建筑物, 但在工程运行中发现, 渡槽排架基础等主要建筑物由于受高矿化度地下水的侵蚀破坏严重, 部分建筑物基础严重影响了工程的安全运行。
我们对景电一泵站渡槽、四泵站渡槽和六泵站渡槽的基础进行了调查, 均发现有不同程度的腐蚀现象, 受腐蚀部位主要集中在基础表面以下60 cm范围内, 而这个部位恰好属于地下水位变化的范围, 从对挖开的6个渡槽基础进行检查发现, 长期处于地下水位以下的混凝土全部完好。部分受腐蚀严重的渡槽基础, 混凝土已离散成渣状, 基础转角处部分主筋以及排架底部处主筋外露且受锈蚀严重 (见图1) 。
景电渡槽基础破坏的宏观表现有:外表面成淡白色, 混凝土成膨松状, 棱角变圆、部分基础表面剥落深度达3～11 cm, 钢筋外露并锈蚀严重, 明显受到了地下水中硫酸盐的侵蚀, 且侵蚀破坏区一般都在地下水位的干湿交替区, 稳定地下水位以下的混凝土未见明显的侵蚀现象。这是因为, 地处干湿交替状态的混凝土建筑物, 在与地下水接触的表面, 靠毛细吸收作用吸收高矿化度地下水, 当由湿润状态变为干燥状态时, 水分从毛细孔向大气开放的端头向外蒸发, 使混凝土表层孔隙液中的盐分浓度增加, 这样, 在混凝土表层和内部形成硫酸根离子浓度差, 驱使混凝土孔隙液中的盐分靠扩散机理向混凝土内部扩散[3,4,5,6], 如此反复, 致使混凝土的最高含盐量可达到0.3%～0.4%[7]。
2 渡槽基础所处水盐环境分析
有资料表明[8,9], 景电灌区自工程运行以来, 地下水位、地下水中SO
为了进一步分析渡槽基础的侵蚀介质, 我们分别对灌区灌溉水和受侵蚀破坏严重的渡槽附近的地下水水样进行了取样化验分析。其化验结果见表1。
根据《水利水电工程地质勘察规范》 (GB50297-99) 中按环境水对混凝土结构的腐蚀性判别标准 (表2) , pH值和Mg2+含量对景电灌区渡槽基础无影响, 在地下水中, SO
而对渡槽基础抗侵蚀性能来说, 即使采用抗硫酸盐水泥, 地下水也至少对混凝土产生弱腐蚀;而在灌溉回归水中SO2-含量高达4 680 mg/L, 如果渡槽基础混凝土采用抗硫酸盐水泥, 则对其有中等腐蚀;SO
mg/L
mg/L
3 被侵蚀渡槽基础的加固措施
预防地下水侵蚀破坏的措施可概括为“截、排、护、抗”4字原则[10]:“截”是根据水文地质及地形条件, 截堵或截引高矿化度的地下水;“排”是指完善基坑及沟渠排水系统, 及时排出积水, “护”是采用新材料、新技术, 对混凝土隔水保护;“抗”是提高混凝土抗侵蚀性能, 如采用抗硫酸盐水泥, 提高混凝土密实度。对于现役渡槽基础而言, 由于基础分布分散且相互间距离较大的特点, 对已侵蚀破坏的基础采用“截、排、抗”的方法不现实或很难取得较大效果, 因此“护”则成了提高现役渡槽基础抗地下水侵蚀的最有效措施。根据硫酸盐侵蚀机理和景电灌区的地下水环境特点, 对已侵蚀深度达5～11 cm渡槽基础采用了化学植筋增大截面的方法进行加固处理, 并取得了良好的效果, 其施工工艺如下。
(1) 彻底凿除被腐蚀的混凝土层, 凿除至新鲜混凝土层以内2 cm, 对于锈蚀严重的钢筋, 打磨钢筋表面直至露出金属光泽, 并与其并排焊接一根直径为12 mm的光面筋做为加强筋, 且加强筋与原钢筋无锈蚀部分的焊接长度不得小于规范规定的最小锚固长度。
(2) 在混凝土表面钻直径为16 mm、深为14 cm的孔, 根据《混凝土结构加固设计规范》GB50367-2006规定的锚固值, 孔距为30 cm, 成梅花形布置;植入的钢筋为Φ12的螺纹筋, 保护层厚度为40 mm, 每根钢筋长38.0 cm, 并在距钢筋端头12.0 cm处做一标记。
(3) 用空压机将孔内灰尘清理干净, 用注射器注入环氧砂浆, 强力植入钢筋, 直至钢筋标记与孔口齐平, 并随手将挤压溢出的环氧砂浆清理干净。拌制环氧砂浆时, 先将环氧树脂加热至60 ℃后, 加入乙二胺和二丁脂并搅拌均后, 加入无水细砂, 拌制环氧砂浆最关键的环节是:必须将细砂烘烤至无水状态。环氧砂浆的配比 (质量比) 为环氧树脂∶乙二胺∶二丁脂∶细砂=10∶1∶1.2∶30。经抗压测试, 按以上配比制成环氧砂浆试块后, 其抗压强度为42.5 MPa。
(4) 植筋完成并经24 h后, 每个基础随机抽取3根做拉拔试验, 均将钢筋拉断, 而无植入部分拔出现象, 说明植筋效果良好。再悬挂2层15 cm×15 cm的Φ8钢筋网, 钢筋网与植入的钢筋进行点焊。
(5) 支模、浇筑混凝土。新浇筑的混凝土宽度为30 cm, 采用标号为42.5的高级抗硫酸盐硅酸盐水泥, 同时在混凝土中掺入硅粉、粉煤灰和高效减水剂, 其技术特性见表3。
注:①为水泥用量的百分数。
(6) 为了减轻硫酸盐的侵蚀, 新浇筑混凝土表面干燥后, 在其表面涂环氧沥青一道, 施工示意图见图2。
加固效果:景电灌区管理局对采用化学植筋增大截面法进行加固完工3年后的渡槽基础进行逐个检查, 均未发现被侵蚀的痕迹, 说明加固后能显著提高基础混凝土的抗硫酸盐性能。
4 结 语
通过对景电灌区渡槽所处水盐环境的分析可知, 硫酸根离子是造成灌区混凝土渡槽基础侵蚀破坏的主要介质之一, 所以在景电灌区中, 包括以后新建水工建筑物基础和对现役水工建筑物基础的维护, 混凝土所用水泥必须采用抗硫酸盐水泥, 否则SO
摘要：通过对景电灌区渡槽基础附近地下水的水样分析和研究, 可知硫酸盐是渡槽基础混凝土侵蚀破坏的主要介质, 在景电灌区改扩建工程中渡槽基础等建筑物必须采用抗硫酸盐水泥, 否则硫酸根离子将对混凝土产生强腐蚀。通过现场调查发现, 渡槽基础受硫酸盐侵蚀部位主要集中在地下水位的干湿交替区, 并对其原因进行了分析。由于渡槽基础具有分散和间隔较远的特点, 对已侵蚀破坏的基础采用了化学植筋增大截面的方法进行加固处理, 取得了明显的效果。
关键词：渡槽基础,硫酸盐,水盐环境,加固措施
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水盐环境 篇2
根据焉耆盆地近期规划,设置了4种不同的情景模拟方案,以焉耆盆地1960～有关数据为基础,应用水盐平衡模型对博斯腾湖的水盐变化及其可调出水量进行预测分析.结果表明:实施已批准规划工程和在建项目的`情景B是一个比较合理的方案,该情景下博斯腾湖大湖区水质逐年转好、小湖区水质也不至于恶化,75%保证率时博斯腾湖可调出水量约为13.10亿m3,可完全达到向塔里木河下游应急输水的目标.
作 者：钟瑞森 董新光 王新菊 作者单位：钟瑞森,董新光(新疆农业大学,水利与土木工程学院,新疆,乌鲁木齐,830052)
王新菊(喀什水文水资源勘测局,新疆,喀什,844000)
水盐环境 篇3
新疆地处西北干旱区, 自20世纪80年代中期以来, 由于绿洲灌溉农业的迅速发展导致了大面积的土地次生盐渍化。水资源缺乏和土壤盐渍化已成为新疆灌溉农业可持续发展所面临的重要生态环境问题[1]。新疆生产建设兵团根据当地实际情况, 大力发展膜下滴灌技术取得成功, 为当地的节水灌溉走出了一条新路。膜下滴灌在新疆建设兵团的大面积推广, 受到了广泛的关注, 不少学者从不同方面研究了滴灌对土壤环境、作物生长的影响, 取得了很好的研究成果[2,3,4,5,6,7,8,9]。
对于大多数非盐生植物而言, 土壤盐分是一个重要的生长限制因子。合理的水肥调控有助于缓解盐分对植物生长和产量的不利影响, 但土壤盐渍化程度往往也会因灌溉、施肥等而加剧, 尤其是在干旱地区[10,11], 膜下滴灌减少了灌溉水的深层渗漏, 降低地下水位, 加之覆膜后由于边界条件改变, 土壤蒸发减少, 土壤返盐也随之大大降低[12]。在盐渍条件下, 土壤盐分含量高会影响根系的生长发育, 同时根系的分布也直接影响土壤水分养分的空间有效性[4,13]。本文主要研究干旱区滴灌棉田, 不同盐分含量土壤的水盐氮的空间分布特征及其之间的关系, 为滴灌条件下水肥盐的合理调控提供理论依据。
1 材料与方法
1.1 研究区概况
研究区147农场位于欧亚大陆中心, 准噶尔盆地南缘的玛纳斯河流域中部, 地跨东经85°12′~86°12′, 北纬44°31′~44°46′, 该地区气候干旱, 年平均气温在6.5~7.2℃, 一年中的最高气温出现在7月, 平均气温25.1~26.1℃, 最低气温出现在1月, 平均气温18.6~15.5℃, 无霜期为168~171d, 日照充沛。土壤盐渍化严重, 研究区地下水位1.5~3.0m, 地下水矿化度5~7g/L, 土壤有机质平均为11.4g/kg, 全氮大约为1.5g/kg, 碱解氮平均为47.7mg/kg, 全磷平均为0.78g/kg, 速效磷 (P2O5) 平均为7.2mg/kg, 全钾达10.2~35.4g/kg, 速效钾 (K2O) 平均为318.8 mg/kg, 总体趋势为:缺磷少氮, 钾丰富。在该团场的边缘分布有风沙土, 保水保肥能力差。
1.2 试验设计
本研究选取试验区自然条件下 (土壤盐分无人工添加, 土体无人工扰动) 不同盐分含量棉田。为确保试验棉田土壤质地、棉花品种、生育期灌水时间等条件相同, 收集了该区域农田土壤类型分布图、灌溉渠网图、轮灌区设置等数据资料, 采集盐渍化棉田土壤样品183个, 分析土壤质地和盐分离子组成数据, 筛选出试验区同一轮灌区2块棉田, 土壤质地为粉质壤土 (砂粒、粉粒和黏粒比例分别为28.35%、51.11%和20.54%) , 阳离子以Na+和Ca2+为主, 阴离子主要以Cl-为主, 属于氯化物型盐分, 测定其土壤初始盐分含量为:轻度盐渍化土壤EC1∶5=1~3ds/m, 中度盐渍化土壤EC1∶5=4~7ds/m[14]。
棉花种植水、肥管理都采用当地使用的用量, 生育期施纯氮300kg/hm2, 其中20%作基肥, 80%作追肥随水滴施;施等量磷、钾肥, 在播种前全部作基肥一次性施入。采用膜下滴灌方式, 整个生育期灌水4 500m3/hm2, 其中, 5月4日、17日和6月10日的灌水量各为300m3/hm2, 6月25日和7月11日各为450m3/hm2, 7月19日、28日、8月8日和8月14日各为600m3/hm2, 8月26日为300m3/hm2。为了确保棉花出苗, 播种后采用膜下滴水出苗。
1.3 取样测定
试验分别在棉花的出苗期、现蕾期、盛花期、盛铃期、吐絮期和收获后进行土壤样品采集。土壤样品采集使用土钻法, 每个土壤盐分棉田每次取10钻, 垂直方向上每个点分0~20cm、20~40cm、40~60cm、60~80cm 4个深层取土, 获取的土壤样品采用105℃烘干法测定水分含量, 土壤鲜样测定硝态氮含量, 风干、过筛后测定盐分、pH值含量的测定, 每个样品测定按照《土壤农化分析》[13]中具体方法进行。水溶性盐分总量采用蒸干-残渣法测定, 电导率使用电导率仪 (DDS-308A型, 上海雷磁仪器厂产) 测定, NO3--N含量采用全自动间断化学分析仪 (Smmartchem140) 测定。
1.4 数据处理与分析
研究获得的数据借助Excel软件进行处理, 方差分析及其显著性检验借助于SPSS软件完成, 采用q检验法 (显著水平5%) 进行多重比较。变异系数计算如下:
式中:CV为变异系数;σ为标准差;μ为平均值。
2 结果与分析
2.1 土壤水分含量变化
在棉花整个生育期采集土壤样品测定土壤水分含量 (见图1) 。从总体上来看轻度与中度盐渍化棉田土壤水分含量变化趋势相似, 在灌水量相同情况下中度盐渍化棉田土壤 (0~80cm) 平均水分含量要显著高于轻度盐渍化土壤, 整个生育期各层土壤水分含量变化主要取决于农田阶段性灌溉。土壤水分含量变化较大的是在0~20cm土层, 中度盐渍化棉田土壤在0~20cm土层水分含量显著高于轻度盐渍化土壤, 其土壤水分含量变异系数分别为14.9%和11.3%。从各层土壤水分含量变化来看, 土壤水分含量较高的主要集中在下层, 但中度盐渍化棉田整个生育期土壤水分含量在0~20cm、60~80cm均较高, 平均水分含量分别为13.17%和12.95%。
2.2 棉田土壤水盐变化
分别比较轻度和中度盐渍化棉田土壤在整个生育期水分、盐分含量变化 (见图2) 。总体上来看, 在相同灌水量条件下中度盐渍化棉田整个生育期土壤盐分、水分含量都显著高于轻度棉田。轻度盐分土壤从出苗后5d棉花第1次灌溉到出苗后23d, 土壤中的含水量由11.75%增加到13.14%, 而含盐量由2.22ds/m下降到1.67ds/m, 随后土壤盐分含量继续降低, 出苗后46d土壤盐分含量为1.18ds/m, 表明随着膜下滴水土壤中的盐分被灌溉水迅速淋洗, 生长后期, 随着农田蒸散量的增大土壤盐分含量略有增加。中度盐渍化棉田土壤水分含量、盐分含量的变化趋势也基本相同, 随着灌水土壤盐分含量迅速减少, 土体盐分含量由出苗后5d3.92ds/m下降到出苗后23d2.49ds/m, 随后盐分含量基本保持稳定, 到了生育后期土壤盐分含量略微有所增加。整个生育期中度盐渍化棉田土壤盐分含量平均为2.49ds/m, 而轻度盐渍化棉田土壤为1.51ds/m。
2.3 棉田土壤NO3--N含量变化
测定棉田土壤整个生育期硝态氮含量 (见图3) 。可以看出整个生育期中度和轻度盐渍化棉田土壤硝态氮含量 (0~80cm) 都呈现“增加-减少-增加-减少”的趋势, 对比棉田生育期随水施肥时间可知, 施肥是造成土壤硝态氮含量变化的主要原因。比较中度和轻度盐渍化棉田整个生育期土壤硝态氮含量发现两者之间差异性并不十分明显, 只是在生育期55、72和92d达到显著性差异;分析中、轻度盐渍化棉田土壤剖面硝态氮含量发现 (见图4) :0~10cm、10~20cm、40~60cm、60~80cm土层轻度盐渍化棉田土壤硝态氮含量显著高于中度盐渍化棉田土壤, 20~40cm土层中度盐渍化棉田土壤硝态氮含量25.7mg/kg略高于轻度棉田24.6mg/kg, 差异不显著;中度和轻度盐渍化棉田在垂直深度都表现出表层土壤硝态氮含量最高, 60cm土层硝态氮含量最低, 相对于表层其中、轻度盐渍化棉田硝态氮分别减少了16.98和16.51mg/kg, 到了80cm土层硝态氮含量略有所增加, 相对增加了2.7%和2.1%。
3 结论与讨论
(1) 整个生育期中度和轻度盐渍化棉田土壤 (0~80cm) 水分含量均呈现出增加-减少-增加-减少的趋势;轻度盐渍化棉田土壤水分含量最高的是60~80cm土层, 生育期水分含量平均为12.96%;中度盐渍化棉田土壤整个生育期平均水分含量0~20cm为13.37%, 60~80cm为12.95%, 都较高。同样灌水条件下中度盐渍化棉田土壤水分含量要显著高于轻度盐渍化棉田, 一方面由于盐分含量高造成胁迫, 渗透势阻碍根系吸水导致较多水分残留在土壤中[15,16];另一方面, 土壤盐分会使土壤水分的物理行为发生变化。李小刚[17]等研究表明盐分对土壤吸湿系数的影响显著, 通过对水汽的吸附盐土的含水量可达到田间持水量以上;Feng[18]等研究表明土壤持水能力随含盐量的增加而增大。中度盐渍化棉田土壤表层水分含量较高, 主要是由于土层盐分含量高容易形成干土层或盐结壳, 阻断了水分的运动[19]。
(2) 随着棉田滴水土壤中盐分含量迅速减少, 中度和轻度盐渍化棉田土壤都表现出水分含量增加盐分含量减少、水分含量减少盐分含量有所增加的趋势。这主要是因为随着灌水土壤中水分含量逐渐增加, 对盐分产生淋洗作用, 土层中盐分向较深层运动;灌水停止后, 随着强烈的蒸散作用, 深层盐分随着水分又向土壤表层运动, 这也充分的说明了“盐随水去, 水去盐留”的水盐运动规律[20,21]。中度和轻度盐渍化棉田土壤0~20cm盐分含量变化最为剧烈, 其变异系数CV值分别为34.1%和45.5%, 这与土壤表层水分含量变化趋势一致。
(3) 整个生育期棉田土壤硝态氮含量变化趋势主要是受随水滴肥措施影响, 中度和轻度盐渍化棉田土壤硝态氮含量差异不明显。分析土壤垂直方向硝态氮含量发现表层最高, 60cm深层最低, 80cm土层硝态氮含量略有增加, 这与Israeli[22]、Haynes[23]等研究的农田土壤硝态氮含量主要集中在0~20cm结论相同, 只是本研究中硝态氮含量在80cm深层又略有增加, 主要是由于硝态氮肥的移动性强、容易受到灌水淋洗[24]。总体来看轻度盐渍化棉田土壤硝态氮含量要显著高于中度盐渍化棉田, 这是由于中度盐渍化棉田土壤水分含量高于轻度盐渍化棉田, 容易造成土壤养分深层的淋洗[25], 但土壤中盐分含量高也会抑制作物根系对土壤养分的吸收利用[26], 对于这一问题还需要进一步分析研究。
水盐环境 篇4
土遗址通常处于非饱和状态, 孔隙水压力相对于孔隙气压力是负值, 气-液界面的存在使孔隙水和孔隙气两种流体承受不同的压力。孔隙气或与大气直接相通作用于水、气分界面的收缩膜, 或为水所封闭, 以气泡形式存在, 影响土体中水分的渗流。目前, 非饱土研究主要是针对土体的渗流、体变和强度[3]特性等方面。本文从非饱和土中不稳定渗流与含水率的关系出发, 试图了解溶液迁移速率变化引起的易溶盐溶解与重结晶问题, 探讨土遗址盐类风化的内在原因。
1 试样制备和试验方法
1.1 试样制备
试样为取自交河故城的原状生土试样和重塑压实试样 (表1) 。
1.2 测量原理
试验采用的德国Ku-p F非饱和导水率测定系统。将试样饱和后装入专用环刀, 试样底部密封, 上表面暴露于空气中, 便于水分蒸发。水分运移情况通过数据采集器自动记录。装有试样的环刀架挂置在星型吊臂上, 以设定的时间为间隔, 周期性的自动运行。当运行一个周期的样品经过系统自带的天平上方时, 系统进行一次称重, 以确定水分的变化量。每个环刀的侧面有两个圆孔, 通过专用打孔器在试样中开孔, 水平各插入一个专用张力计, 两张力计间距3cm, 用于测量试样对应含水率的水势变化情况。
非饱和导水率和土水特征曲线是通过测量的数据, 依据达西定律计算得到的。计算中, 假定流速和试样在环刀中的压力梯度不变。这一梯度由张力计测量的水势和地心引力势能表达。非饱和导水率反映了土样含水率的变化速率。土水特征曲线是根据2个张力计之间的水分含量分布情况测定的。
2 结果与分析
2.1 土遗址土水特征曲线
图1给出了本研究得到的土水特征曲线, 其中包含了典型粘土、粉土和砂的土水特征曲线。图1说明, 当土中的吸力小于50cm水柱时, 土的基质吸力变化对应含水率的强烈变化, 即随着土基质吸力的增加, 含水率显著减小、饱和度急剧降低。而后曲线逐渐趋于平缓, 这说明土的基质吸力的进一步增加导致水占有的孔隙体积进一步减小, 即气水界面越来越靠近土颗粒, 土颗粒表面的水化膜厚度也逐渐变薄, 土中水的存在方式已有所改变。
土的基质吸力与微观结构更是密不可分。砂土吸力的大小主要由于较小的孔隙比和比表面积, 孔隙尺寸较大, 所以砂土的持水能力很低;细粒粘性土除孔隙特征外, 结合水与吸附水膜的形成受到土的颗粒成分、排列方式等因素的影响, 其持水能力各不相同。
从图1中可以看出, 交河生土原状样 (JHSY) 的土水特征曲线与粘土的接近, 这说明交河生土原状样持水能力更接近粘土。交河重塑样 (JHSC) 的土水特征曲线介于粉土和砂土之间, 土中保持的水分较少, 这主要是因为重塑样干密度较小, 毛细孔隙比原状土少, 毛细作用形成的吸附水膜较少。
2.2 土遗址本体的非饱和导水率
图2和图3分别是交河原状样和重塑样的非饱和导水率测定曲线。从图2可以看出, 交河原状土样的非饱和导水率的变化, 主要集中在基质吸力较小区间以内, 随着基质吸力的增大, 非饱和导水率逐渐变小。当土体大孔隙中的自由水逐渐失去后, 土中水分的渗流路径更加曲折, 促使水分渗流的驱动力减小。
基质吸力不断增大是由于含水率的降低造成的。从图3可以看出, 当土的渗透系数降低到6×10-8cm/s时, 出现了一个明显的拐点。随着基质吸力的继续增大, 渗透系数的降低趋势逐渐减小。这说明土中的水分的存在形式已经发生了变化, 自由水已经完全失去, 土颗粒表面仅存在弱结合水。这也就暗示, 当交河生土的体积含水率 (w) 小于渗透系数为6×10-8cm/s所对应的体积含水率时, 水分及溶解在孔隙溶液中的盐分向土表面的相对运移速率将明显减慢, 盐分有可能发生结晶。交河故城地处吐鲁番地区, 当地土体的平均含水率仅为2%~3%之间。这意味着交河故城生土发生盐害, 只能是因为某一次的降雨, 土体短时间内含水率突然增大, 在随后蒸发过程中盐分发生重结晶。
对交河生土原状样 (图2) 和重塑样 (图3) 的非饱导水率与基质吸力的相关性进行回归分析, 数据显示非饱和导水率与基质吸力, 呈式 (1) 的关系:
式中:K (θ) —非饱和导水率;
h—基质吸力;
A1、A2、t1、t2—回归参数。
该式反映出非饱和导水率随基质吸力的增加呈指数衰减, 其相关系数为0.986。
3 土遗址非饱和盐分迁移特征
西北地区干旱少雨, 水分的运移及盐分的结晶与溶解都处于非饱和状态, 只有精确测量土体在非饱和状态下的导水率, 才能正确预测盐分的运移。
交河故城很多墙体基础部位, 水分蒸发导致盐分聚集于土体表面 (图4) , 土体原有结构遭到了破坏, 即所谓的盐害。在蒸发作用下, 水分携带的可溶盐分从土体内部向表面运移, 在此过程中, 随着土体含水率的下降, 盐分不断结晶, 并沿裂隙分布。当遇到降雨入渗时, 结晶盐分溶解进土体。入渗停止后, 在蒸发作用下, 盐分重新结晶。在结晶膨胀力的作用下裂隙逐渐加深加宽, 这个“溶解←→结晶”循环过程使土体表面进一步劣化。
根据图1的土水特征曲线和图2、图3的非饱和导水率的测定值, 在已知土体的溶液浓度和含水率的情况, 可以推演土遗址中盐分迁移、富集分布情况。
4 结论
通过非饱和渗透试验, 对土遗址的盐害机理进行了分析, 得出以下2点结论:
1) 土遗址的土水特征曲线反映了文物本体对水分的持有能力, 交河生土的持水能力接近粘性土, 持水能力高, 容易发生盐害。
2) 交河生土的体积含水率小于渗透系数为6×10-8cm/s所对应的体积含水率时, 水分向土体表面的运移明显减慢, 溶解在孔隙溶液中的盐分将结晶析出。
古代壁画保护国家文物局重点科研基地开放课题 (编号200806) 。
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水盐环境 篇5
关键词：作物,根系吸水,盐分胁迫,根系吸水模型
0 引 言
作物从土壤中吸收水分,满足其生长发育、新陈代谢等生理活动和蒸腾的需要都主要靠根系来完成。作物根系吸水特性的研究是农田SPAC系统水分运移规律分析中不可或缺的内容,长期以来一直备受国内外相关研究领域专家学者的关注[1]。研究作物根系的吸水问题及盐分胁迫下的根系吸水模型,是合理制定灌溉施肥方案的重要依据,对于提高水分、养分利用效率,改善农田生态环境具有重要的实践指导意义[2]。只有研究和弄清作物根系吸水的物理和作物生理原理及其影响因素,才能建立概念和机理上正确的根系吸水模型[3]。
作物根系吸水主要受三个方面的影响。一是常用相应胁迫因子来表征的土壤因素(土壤水分、养分、盐分等);二是通过潜在蒸腾速率来表征气象因素(温度、光照、风速等);三是作物特性(作物种类、生长期、根系等)一般通过根系生长分布来反映。土壤盐渍化是制约国内农业生产乃至全球盐渍化地区农业发展的一大主要问题,进一步来讲,对盐渍化地区的作物根系吸水的研究就显得尤为重要[4]。
1 作物根系吸水模型的研究进展
作物根系吸水机理比较复杂,且影响因素众多。故目前国内外学者对根系吸水的研究还不算太成熟,目前根系吸水过程模拟主要有两种方法[5,6]:一种是以单根为研究对象,侧重根系吸水机理的研究,即通常的微观模型;另一种是以整个根系为研究对象,综合考虑根系对土壤水分的吸收,即宏观模型。
1.1 微观根系吸水模型
Gardner(1960年)首次提出了植物单根吸水模型,将根视为一个半径为rr的无限长圆柱体,假设根的半径、吸水特性及土壤的初始条件和导水性等沿根长不变,将单根吸水的土壤水运动问题简化成一平面问题,忽略重力,使土壤水分向根系流动近似成径向流动。相应的定解问题可表示为:
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式中:rr为土壤中某一点到根中心的径向距离;r为根半径;θ,ψ为土壤含水率和水势;θ0,ψ0为土壤含水率和水势的初始值;K(ψ),D(θ)为土壤的导水率和扩散率;q为单位根长的吸水速率,即单位时间内每单位根长的吸水量。
此后,不少学者对微观根系吸水模型进行了研究和改进。罗远培等[7]通过对试验资料的分析,提出了冬小麦、玉米的微观根系吸水模型。Novak[8]在假定根系吸水速率在土壤剖面上为指数分布的前提下,研究了在土壤剖面充分湿润时作物根系吸水机理,并得到了作物根系吸水速率的表达式。Haimsworth等通过计算机对单根吸水模型进行了试验研究,试验结果表明,根吸水速率以及土壤含水率梯度是随根长而降低的,可能是由于随着根径减小跟表面减小的原因,故植物根系是沿根长均匀吸水速率的圆柱体的假设可能是错误的。严格条件下,微观根系吸水模型可以描述根区微域内的土壤水分运动规律,分析根吸水的机理、根水势和土水势的关系,但在实际情况中,根系分布的均一假设与田间的情况有较大差别,所以,其应用和研究受到一定限制[9]。
1.2 宏观根系吸水模型
宏观模型是以整个根系为研究对象的,宏观根系吸水模型根据所考虑的主导因子和建模方式主要包括电路原理模型、蒸腾权重原理模型和水动力学原理模型。这三种模型由于衡量的因素不同,又有着各自的优缺点。
基于电路原理建立的作物根系吸水模型具有清晰的机理性和物理过程,但是由于准确确定根系水势和土壤、根系对水流的阻力存在很大的困难,故这一模型应用并不广泛。
蒸腾权重模型将蒸腾量在根系层土壤剖面上按一定的权重因子进行分配来建立根系吸水函数,权重因子通常定义为土壤含水量、土水势、导水率、扩散率的函数。根据其对植物蒸腾项的处理可区分为线性模型、非线性模型和指数模型。线性模型主要有:①Molz-Remson模型(1970年)[10],假定根系吸水强度在土壤剖面上线性递减,并按4∶3∶2∶1的模式进行分,②Feddes模型(1976年),假定根系密度近似均匀分布,根系吸水速率不随深度变化。非线性模型大部分是通过对植物根系在空间上分布模式的处理,罗毅和于强(2000年)利用田间试验资料对MolzRemson(1970年)、Feddes(1976年)和Selirn-Iskandar(1978年)根系吸水模型作了如下改进:①在Feddes模型中的权重因子中加入根系密度分布函数;②在Molz-Remson和Selim-Iskander模型的权重因子中加入土壤水势对根系吸水的影响函数,并将Molz-Remson模型中的扩散率表示为土壤水势的函数[11]。指数模型是基于一般意义上的统计,即:虽然根系密度在不同时间、不同土壤层次分布比较复杂,但一般情况下根系密度随深度的关系可视为指数关系。后来不同学者根据不同水分条件下、不同植被类型对根系吸水速率的指数模型进行了研究与改进,如邵明安(1987年)、姚建文(1989年)、康绍忠(1992年)、邵爱军(1997年)及Li等(2001年)等提出了在水分胁迫下基于作物潜在蒸腾速率、土壤有效水分和根系密度的根系吸水的指数模型[12]。各指数模型的表达形式参见表1。
邵明安(1987年)模型较全面地考虑了土壤的水分状况、能态、导水能力和质地等,植物的根系密度、根区深度和大气(通过蒸腾的影响来反映)等因素中的主因子,且在根密度L(z,t)处加上1/n次方,将吸水速率同毛根数量联系起来,修正了以往模型中吸水速率与根系密度成正比的假定;但模型中 的确定也存在困难,这就限制了该模型的实际应用。姚建文(1989年)模型的最大缺陷之一就是没有考虑土壤剖面上水分分布不同对根系吸水的影响。康绍忠(1992年)模型是在较为充分地分析了冬小麦根系吸水的物理过程与影响因素的关系的基础上提出的,模型中不包含根系密度、阻力等难测参数,在实用上也比现有的模型优越;但是该模型是在黄土高原的气候条件下,在一定时段内实测资料的基础上分析得到的,由于受特定条件的影响,不可避免地带有一定的局限性。邵爱军(1997年)模型中土壤水分运动模拟值与实测值较接近。
基于水动力学原理作物根系吸水模型是建立在土壤水动力学模型基础上而推导出的根系吸水宏观模型,该模型是以Van den Honert的假定为基础的,在总结已有作物根系吸水模型中参数多、不易应用的不足之处的基础上,通过数值模拟反推得出的模型。此类模型研究重点在于土一根系统,模型的主要参数也只有根系和土壤参数,并未涉及到SPAC系统中大气因素的影响,且模型中的一些参数如根长密度、水流阻力、根透性等较难测定。因此,模型也较难在实际中得以应用。
根据建立根系吸水模型的方法不同, 宏观模型又可以细分为将植株蒸腾量按根系密度成某种比例分配到不同土层深度所建立的根系吸水模型和由土壤水分动态反推根系吸水强度、再根据根系吸水强度的空间分布建立根系吸水模型[16]。反求根系吸水强度不需要测根系密度,实际操作较简单,故实际应用较广泛。反求方法也有很多种,如差分法、数值迭代算法等,但都有着自己的不足之处,差分法对这类问题的时间步长和空间步长有着很大的依赖性,而优化算法很大程度上取决于优化算法的能力,计算结果对初始参数依赖性大。郭向红等构建了遗传算法与Levenberg-Marquardt 算法相结合的混合遗传算法, 用于求解根系吸水模型参数。此方法充分利用遗传算法的全局优化能力和Levenberg-Marquardt算法的局部优化能力来提高优化求解根系吸水模型参数的唯一性和稳定性, 以期为确定根系吸水模型参数提供新途径[17]。
虽然通过数值模拟可以得到多维瞬态水流的解决方案,但实际上此应用仅限于一维或二维,尤其是针对树木的情况。J A Vrugt等对土壤液压和根系吸水参数进行了优化,最大限度地减少含水量测量和模拟数据的残差,对杏仁树三维瞬态根系吸水模型进行了模拟,同时比较了与二维模型的性能与结果,使根系吸水模型有了更多层次的意义[18]。S R Green认为有效的模型需要更精确的参数,这就需要更长时间的经验,同时它还谈到可以通过TDR和汁液流量测量方法来反映根系吸水动态过程,称为PRD技术。S R Green的论文中提到土壤-根边界的水势及如何控制植物蒸腾可能是未来一个研究方向,了解根电阻是了结根水势的一个途径,但测量可能比较复杂,还需要进一步研究[19]。
综上所述,作物根系吸水微观模型和宏观模型都存在着自身的特点和局限性,微观模型可以描述微域内的土壤水分运动规律和溶质运移规律,但它的均一性与田间有着很大的差别,而从数学角度看,宏观模型的边界条件较易控制和确定,但这类模型忽略了根区微域的水势梯度。
2盐分胁迫条件下作物根系吸水模型研究进展
盐渍化地区或咸水灌溉都会使土壤中含有过量的盐分,根区积累过量的盐分对作物生长有害的影响主要是由于溶质势阻碍根系从土壤中吸收水分[20]。准确地划定盐分胁迫下的根系吸水对合理制定咸水灌溉时间表是非常重要的。Feng等利用ENVIRO-GRO模型对不同灌水矿化度及不同灌水间隔时间的农田土壤盐分分布进行模拟,研究结果表明:根系深度对盐分分布的影响在咸水灌溉下尤为重要[21]。罗长寿等对盐分胁迫条件下苜蓿根系吸水特性进行了模拟与分析,结果表明:盐分的存在会显著降低苜蓿的根系吸水速率,当土壤溶液的电导率达到5 dS/m时,将极大地影响苜蓿的根系吸水[22]。这都说明盐分在根区的积累都会对作物产生很严重的影响。史海滨等研究了作物对水盐联合胁迫的响应关系,试验分析表明:土壤盐分的存在使油料向日葵侧根密度产生了很大的不同,在一定程度上限制了作物根系的生长发育,但这种限制会随着生育阶段的增加而减弱,即随着生育阶段的增长,向日葵的耐盐性增加[23]。大量研究表明,根系吸水对水分和盐分胁迫结果并非二者简单的线性相加,盐分胁迫条件下作物根系吸水模型的建立已成为咸水灌溉及盐渍化土壤条件下SPAC系统水分运动模拟中的关键问题之一。目前,土壤盐分对作物根系吸水的影响的研究已由定性发展到了定量研究,即在作物根系吸水宏观模型中考虑了盐分的影响,其处理方法主要是将根系吸水对根区水分响应关系和盐分响应关系进行不同的耦合。需要指出的是,不同类型的根系吸水模型目前还没有明确的适用条件。目前常用的水盐胁迫下作物根系吸水模型为Feddes提出的乘法模型。
2.1 盐分胁迫下作物根系吸水模型形式
由于盐分胁迫下的作物根系吸水模型很难确定,目前大部分也是基于根系吸水模型的参数的改变,最早是Feddes等提出的根系吸水模型:
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式中:S为根系吸水速率,cm3/(cm3·d);a(φ0)、γ(θ)为盐分、水分胁迫修正因子,介于0～1之间;Smax为最大根系吸水速率,即最优条件下的根系吸水速率。
下面很理想化地表示了在仅有一种胁迫条件下的根系吸水速率公式,从而协调多种因子得出水盐共同胁迫下的根系吸水模型。
在仅有水分胁迫条件下该模型可表示为:
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式中:β(z)为规范化的根密度分布,L-1;Tp为潜在蒸腾速率,即最有条件下的蒸腾速率,L3L-2T-1;a(h)为无量纲的水压力响应系数(0≤α≤1)。
在仅有盐分胁迫下的情况,作物根系吸水可表示为:
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式中:a(π)为盐分胁迫因子。
2.2 水分及盐分胁迫系数确定方法
(1)水分胁迫系数。
水盐胁迫下作物根系吸水模型建立关键是确定水分及盐分胁迫系数。1978年Feddes[24]提出了用4个特定的土壤水势表示成分段线性函数来表示水分胁迫系数a(h):
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式中:h4
1987年van Genuchten[25]提出了用光滑的曲线来说明水分影响系数α(h):
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式中:h50和p1均为可调参数。
(2)盐分胁迫因子。
盐分的影响因子α(π)一般可用另一种相似的线性分段函数表示:
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式中:a和b为可调参数,通常指盐度阈值和势能斜率。
类似于水分胁迫系数,盐分胁迫系数也有采用下式进行计算:
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式中:p2和π50为可调参数,后者为吸水量减半时的渗透压力水头。
由于以上水分胁迫系数及盐分胁迫系数计算公式中含有难以具体确定的作物吸系吸水参数,采用根土系数水分运动Richard方程对根系吸水项的反求方法已逐渐成为根系吸水估算的重要途径。shi和zuo根据相关研究成果建立了盐分胁迫作用下基于根氮质量密度分布的冬小麦根系吸水模型,并对盐分胁迫修正因子的参数进行优化[26]。罗长寿等人借鉴Homaee有关盐分胁迫的部分试验研究结果及一种新的数值迭代反求方法,对无水分、养分限制条件下,苜蓿盐分胁迫试验中苜蓿根系的吸水规律进行了数值模拟与分析,提出了一种计算相对根长密度分布函数的简便计算方法,建立了盐分胁迫条件下苜蓿根系的吸水模型。王利春等在盐分胁迫条件下对参数进行了优化,通过进行室内试验并运用反推求估计,结果认为根系吸水和根氮密度之间的线性关系是可靠合理的,并因此建立了盐分胁迫条件下的土壤-小麦系统[27]。
除了以上定量地计算根系吸水的方法外,目前也逐渐发展了基于随机算法的作物根系吸水模型,如基于人工神经网络的根系吸水模型[28]。影响根系吸水速率的因素很多,影响因素对根系吸水的复杂影响很难准确地说明根系吸水速率究竟和各影响因素呈哪种表达式关系,这种多参非线性的函数关系很难用传统的计算方法给出一个理想的结果。
3 展 望
综上所述,盐分胁迫对作物根系吸水特性的影响及盐分胁迫条件下作物根系吸水模型建立方面的研究都已有了很大的进展。但是,由于作物根系吸水模型因作物、土壤等条件而异,模型中所涉及的参数在实际应用中难以确定。因此,未来水盐胁迫下作物根系吸水模型研究中无论在形式上,还是水盐胁迫系数确定上均存在很大挑战。随着各种条件下SPAC系统水分传输定量化日趋迫切,作为根土界面水分传输的渠道-作物根系吸水的定量表征将重点在以下方面开展研究。
3.1作物根系吸水模型由静态模型向动态模型方向发展
目前作物根系吸水模型多假定全生育期作物根系深度及分布不变,称为静态根系吸水模型。在作物生长实际中,随着生育期的推进,作物根系处于动态变化过程,且作物根系生长及分布与根区水盐等生境因子密切相关。如何在考虑土壤水盐对作物根系生长的影响,建立基于作物根系生长过程的动态根系吸水模型是未来需要突破的难点。
3.2作物根系吸水模型应突出水分胁迫与盐分胁迫对根系吸水耦合
已有研究表明,作物水分胁迫与盐分胁迫对根系吸水具有一定的耦合作用,而且水分对盐分胁迫具有补偿效应。现有作物根系吸水模型中对二者的关系处理大多以相乘表示,并未考虑水盐的对作物根系吸水的耦合作用及补偿效应。因此,未来的研究中势必需要建立体面水分与盐分胁迫对根系吸水耦合作用的多样化的根系吸水模型。
3.3作物根系吸水模型体现作物根系吸水特征空间差异
水盐环境 篇6
由于全世界几乎各个国家都面临干旱及淡水资源匮乏的问题,转化咸水( 劣质水) 已经证明是十分可行的方案,因而国内外学者对微咸水、咸水灌溉,淋洗盐渍土等方面进行了大量的研究工作。
Feigen[1]研究说明在灌溉水质中,土壤中交换性钠百分率和电导率的变化是含盐量变化对土壤的主要影响。Padole和Bhalkar[2]的黏性土壤实验显示: 土壤钠吸附比和灌水钠吸附比、土壤电导率和灌水电导率呈正相关关系。Triantafilis[3]等在新南威尔士北部的山地进行试验研究,分别用电导率为0. 4、1. 4、4. 0、9. 0 ds / m的微咸水、咸水浇灌土壤,实验证明灌溉1. 4 ds/m电阻率的微咸水并没有危害农业生产; 而4. 0、9. 0 ds/m的咸水则产生了不容忽视的的副作用。Zartman和Gichuru[4]在佛罗里达州研究了砂质石灰性盐渍土及实施咸水灌溉前后理化性质的变化,4 年的咸水灌溉,前后对土壤溶液进行化验,其电导率由灌溉之前的0. 4 ds/m增长到现在的6. 0 ds/m ,土壤导水率下降显著,同时持水曲线与土壤容重变化不大。Al - Busaidi等[5]进行室内试验,研究了咸水灌溉和淋洗对土壤盐分的影响,结果表明淋洗越充分越能降低土壤含盐量,并增加土壤含水率,同时发现灌溉水量和水质决定了土壤中含盐量的重新分布。
国内在这方面的研究起步较晚,马东豪等[6]用室内垂直入渗试验的方法,证明了脱盐深度随入渗水量变大而呈现幂函数增长,而土壤初始含水量和入渗水矿化度的变大导致脱盐深度的降低。郭太龙等[7]分析了入渗水矿化度对入渗过程的影响,分析了盐分的分布特征,建立入渗水矿化度和土壤总盐量之间的数学模型,总结了土壤剖面的盐分运移规律。王艳[8]利用土壤电导率的变化模拟了不同矿化度水入渗过程中土壤盐分变化。李彬[9]分析了吉林省大安市苏打碱土含盐量与电导率的关系,结果表明,土壤含盐量与电导率之间具有良好的线性相关性。李玲[10]通过控制变量法进行了电阻率测试的室内试验,得到含盐量与饱和度变化影响电阻率变化的经验公式。然而国内对微咸水、咸水的研究目前尚处于探索阶段,对土壤电阻率表征水盐运移方面的研究也比较缺乏,研究成果基本未普遍推广应用。
国内外研究表明了解盐渍土的水盐运移规律对于指导农业发展意义重大,而灌溉、淋洗条件是影响水盐分布的重要因素,并且土壤电阻率的变化一定程度上也可以反映该物理过程。目前,学者对淋洗过程中土壤含盐量、入渗量、含水量、离子变化特征等进行了探讨,但对微咸水、咸水等不同水质淋洗后,土壤电阻率与含水率之间的关系以及作物根系生长土壤表层含盐量变化的研究较少。基于国家863 计划“风暴过程中海底沉积物再悬浮通量原位监测技术”自主研发的改进型高密度电阻率探针监测系统,结合土柱试验,本文探讨了不同矿化度水质淋洗后土壤电阻率、含水率及水盐运移的空间变化规律和影响因素。
1 材料与方法
1. 1 试验材料
1. 1. 1 供试土样
供试土样取自黄河三角洲海港潮滩,土壤经风干、碾压、过筛( 2 mm) 后测定其相关的物理化学特性。土壤颗粒组成的测定采用筛分法和吸管法,测定结果如表1 所示,经分析土壤质地为粉质土。按照水土比5∶1 进行浸提,测得土样盐分离子组成和初始含盐量见表2,根据盐碱土分类标准判断,属于氯盐类盐土。
1. 1. 2 供试水质
试验所用淋洗水质是用化学试剂配置而成,分别配置了矿化度1、2、3、4. 5 g /L试验水质、各离子具体含量如表3 所示。
1. 1. 3 试验仪器及装置
( 1) 试验仪器: 分析天平、2 mm筛、铝盒、烘箱、烧杯、量筒、密度计、秒表、离子色谱仪( ISC - 900) 、其它实验室常用玻璃仪器。
( 2) 土柱装置: 直径16 cm、高40 cm的硬质PVC管。管底由下至上铺设粒径由大变小的厚砂石5 cm作为反滤层。在管侧面10 cm以下,为了便于取样用于分析,每隔5 cm开一直径为10 mm的圆形取样口。
( 3) 电阻率监测系统: 主要包括3 个区域: 上位机软件、下位机硬件、电阻率传感器[11],其总体结构框架和实物如图1 所示。
1) 电阻率传感器: 可分为测量和控制两部分。电阻率探杆遵循wenner原理,采用环形电极同轴等间距布设,从下往上A、M、N、B为4 个电极铜环,组成一个wenner组合; 当通电采集第一轮数据时,A和B为供电电极,M和N为测量电极,因此得到M和N中点位置电阻率值,以此类推,4 个电极分别往上移一个电极,得到下一测量位置电阻率值; 直到整个探杆上的电极组合完全采到数据后,第一轮工作结束。设置采集间隔时间,接着进行第二轮数据采集,以此实现对盐渍土在垂直方向上不同时空水盐运移的远程原位动态监测。并通过排线与下位机实现简单可靠的连接。
2) 下位机硬件: 下位机硬件设备包括GPRS模块、采集控制芯片和自容存储器。由采集控制芯片负责调控传感器,同时将采集的数据在自容存储器进行记录并且通过GPRS模块将数据无线传输到上位机。
3) 上位机软件: 负责处理解码实时接收数据,实时绘制出电阻率曲线波动图。
1. 2 试验方法
首先将厚砂石反滤层填到土柱底部5 cm高度,随后将电阻率探杆垂直放入土柱中心位置。接着将供试土样填装到土柱高度35 cm,并压实以保证土样的各向均质性。土柱上方留有5 cm左右水头,淹没电阻率探杆电极环数30 个,试验装置分为4 组。向土柱上方浇灌蒸馏水,使得土壤水分含量近似达到田间持水状态。分别用矿化度为1、2、3、4. 5 g /L的水质,从土柱上方淋洗,在试验过程中观察并记录水质到达每一个取样口处所用的时间变化。直到土柱底部有淋溶液渗出,停止淋洗,并吸干表层积水。淋洗后,随着时间的推移,当探杆电极环20 ~ 30 个( 表层0 ~ 10 cm处) 监测到的电阻率平均值发生变化时,取表层( 0 ~ 10 cm) 少量土样进行含水率的测定,并记录表层电阻率平均值和此刻时间变化。
1. 3 数据分析
计算淋洗后表层( 0 ~ 10 cm) 变化的电阻率平均值和相对应的表层( 0 ~ 10 cm) 含水率以及时间变化,并记录水质到达每一个取样口处的时间。利用Origin 8. 0 对表层电阻率平均值与含水率、时间变化、以及整个土柱剖面电阻率随时间的变化作图分析,同时对淋洗历时与土壤深度作有关分析。
2 结果与分析
2. 1 土壤表层电阻率随含水率的变化
在一定浓度范围内土壤溶液中,电导率和含盐量呈正相关,溶液的渗透压随含盐量的升高而升高,而且电导率随渗透压的增大而增大,反之亦然。由此可得,通过土壤溶液的电导率数据可以推算出土壤含盐量,特别是当几类盐之间的比值不变时,通过土壤溶液电导率值计算总盐分浓度是近乎没有误差的[12]。而电阻率是表征物质导电性的基本参数,导电性越好的物质电阻率值越低,反之,导电性越差的物质电阻率越高,所以电阻率与电导率呈负相关关系,所以本文用电阻率表征土壤含盐量的变化。而土壤表层0 ~ 10 cm处的盐分变化将直接对作物根系吸收养分产生作用,所以对土壤表层电阻率进行研究意义重大。土壤表层平均电阻率与含水率的关系如图2 所示。
由图2 可知: 1 g /L水质淋洗后,当含水率<22% 时,土壤将非常干燥,没有形成连续的土壤孔隙水通道,基本测不到电流通过,所以电阻率很大。含水率在22% ~ 26% 之间时,电阻率从将近5Ω·m迅速下降到2Ω·m左右,这就是所谓的“过渡阶段”[13~14],即当含水率达到一定范围内时,土体形成较连续的孔隙水通道,电阻率下降很快。顾名思义,盐渍土含有大量盐分,而且一旦含水率上升,盐分溶解迅速,土壤溶液导电能力也迅速增强,导致了盐渍土“过渡阶段”范围较窄。含水率> 26% 时,电阻率变化幅度减小,基本保持稳定不变。对1 g /L水质淋洗后,土壤电阻率与含水率进行拟合,得出了拟合公式: y = 2. 1 + 1. 07e- 118. 1x,R2= 0. 984,即电阻率随含水率增加而变化的规律符合指数函数衰减。分别对2、3、4. 5 g /L不同矿化度水淋洗后,土壤表层电阻率随含水率的变化进行拟合,如图2 中所示,其衰减趋势基本相同,并也符合指数函数衰减。但高矿化度水淋洗后土壤电阻率波动幅度振幅比较小,总体值也小一些,低矿化度时电阻率总体值偏高,易产生突变。由此可见4 种水质淋洗后,土壤电阻率随含水率的变化趋势基本相同,也反映出了盐分和水分的共同作用。
2. 2 土壤表层电阻率随时间的变化
由于不同矿化度水质含有各种成分复杂的盐分离子,当这些离子进入土壤后,会与土壤颗粒表面的胶体及原有的化学成分发生一系列物理化学反应,致使土壤结构和土壤孔隙发生变化[15],其电阻率也随之发生变化。因此随着时间的推移,土壤表层( 0~ 10 cm) 盐分离子含量发生变化,因而导致其电阻率发生相应变化,详见图3。
总体来说,淋洗后,表层电阻率随着时间的推移,表现出增大的结果。这种现象主要除了体现在含水率方面外,也体现在离子含量方面。不同矿化度水淋洗处理后土壤盐分含量均下降,土壤中主要盐分离子Na+、Cl-含量降低,游离态离子减少,电导率减小,电阻率增大。1 g /L矿化度水质导致电阻率增大速率明显高于其它水质,主要是因为1 g /L水质盐分离子含量本来就少,加之淋洗掉土壤中的盐分离子,所以造成电阻率速率变化快。为了更好的了解电阻率的变化趋势,可建立电阻率与时间的变化关系式,判定系数较高。根据拟合出的不同水质淋洗后的土壤电阻率与时间的指数函数相关关系,可推算出以下经验公式:
式中: y为电阻率,x为时间,A1、y0为常数,拟合结果如表3 所示。
2. 3 土壤水盐运移受矿化度的影响
2. 3. 1 对运移速率的影响
不同矿化度水在淋洗过程中到达土柱底部所用时间、淋洗速率等都有所差异[16],如图4 所示。高矿化度运移速率要明显高于低矿化度运移速率,1、2、3、4. 5 g / L矿化度水运移到土柱底部所需时间分别为179、151、142、134 min。因此运移到相同深度矿化度愈高,所用时间越少。产生这种规律是因为伴随淋洗水矿化度的变大,土壤盐分浓度升高,扩散双电子层朝黏粒表面挤压,减弱了土壤颗粒相互之间的排斥力,从而颗粒间絮凝作用加强,团聚性增强,土壤结构更稳固,进而土壤中大孔隙变多,增强了土壤的导水能力,运移速率变快[17]。
2. 3. 2 淋洗后土壤盐分随时间的变化特征
由于4 种矿化度水质的盐分浓度和各离子含量的差异,淋洗后会引起土壤剖面不同程度的盐分积累。但水分的运动导致土壤盐分迁移,特别对于盐碱土,增大淋洗量,上层土壤脱盐,下层积盐。然而淋洗过程中,由于不同土壤深度导致不同的脱盐程度,最终导致了电阻率不同深度的差异,并且不同矿化度淋洗后土壤电阻率随时间的变化也不一样。图5 中的( 1) 、( 2) 、( 3 ) 、( 4 ) 分别代表1、2、3、4. 5 g / L水质淋洗后土壤剖面电阻率随时间的变化过程。
如图5,对于整个土壤剖面,表层土壤含盐量较少,中间层( 10 ~ 20 cm) 盐分向下运移,并累积在底部。不同矿化度水淋洗过程中及淋洗后,不同土壤深度含盐量随着淋洗水矿化度的增加明显增大。当1 g / L水质第一天淋洗过程中,水分带走表层土壤中的盐分,造成上层电阻率增大,而后下层土壤中的盐分和上层水分带来的盐分加上水质自身的盐分造成电阻率减小。因此,在土体剖面电阻率上,表现为从1. 8Ω. m逐渐减小到0. 15Ω. m。由于此阶段盐分积累和运移是同时发生的,所以在图中并没有形成所谓的“盐峰”现象[18,19],而只是一条光滑的曲线,所以利用本套监测系统更能够直接观测到土壤水盐运移的变化情况。淋洗后第2 天至第9 天土体电阻率总体变化是随深度增大而减小。虽然在土体水盐运移过程中,有含水率、土壤性质、颗粒结构、淋洗水质等影响,导致个别土体深度处电阻率值有起伏,但不影响水盐运移总的变化趋势。对于2 g /L、3 g /L、4. 5 g / L不同矿化度水质淋洗过程及淋洗后也表现出了相同的变化规律。
将土壤深度分为表层( 0 ~ 10 cm) 、中间层( 10~ 20 cm) 、底层( 20 ~ 30 cm) 3 部分。不同矿化度水淋洗后,表层和底层之间电阻率表现出了不同的变化特征,中间层电阻率变化基本相同。从图5 中能够看到表层电阻率变化幅度随着矿化度的增大而减小,造成这一现象的主要原因是不同矿化度水质含盐量不一样,导致电阻率变化也不一样。根据中间层的电阻率变化曲线,4 种水质淋洗后电阻率变化基本是随着时间变化从表层至底层减小,所以土壤在淋洗完成后,盐分也在水分重力作用下与水分共同往下运移,导致盐分在中间层分布基本一致,只是运移快慢有所不同。底层电阻率曲线在25 ~ 30 cm左右发生拐点,电阻率随深度增大不再减小,而是基本保持不变,个别电阻率点略微增大。主要是因为土柱底部铺设的厚砂石反滤层减缓了水分下移速率,导致水分在反滤层上方积累,因而降低了土壤盐分浓度,导致电阻率在25 cm以下基本不变甚至增大。因此通过利用本套监测装置能够观察到在淋洗过程中及之后各个时刻各个深度土柱电阻率数值,可以分析得到淋洗后水盐运移规律,提供了水盐运移特征分析的有效方法。
3 结论
( 1) 不同矿化度水淋洗后,表层土壤电阻率随含水率增加而变化的规律均符合指数函数形式衰减,但高矿化度水淋洗后,表层土壤的电阻率总体值比较小,变化幅度不大,低矿化度时总体值高一些,容易产生突变。
( 2) 不同矿化度水淋洗后,表层土壤电阻率随时间变化的规律均符合指数函数形式增大。
( 3) 不同矿化度淋洗水运移相同的深度,高矿化度淋洗水运移速率高于低矿化度。
( 4) 4 种矿化度水淋洗后,土壤整个剖面电阻率均表现出了相同的变化规律,即随着土壤深度增大而逐渐减小; 土壤表层、中间层和底层也表现出了规律性的变化,表层和底层电阻率变化幅度随着淋洗水矿化度的增大而减小,四种水质淋洗后中间层电阻率变化基本是随着时间变化从表层至底层减小。
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