鹽水入滲和有植物條件下室內(nèi)層狀土壤水鹽運(yùn)移的研究

李睿冉，劉思岐，劉 旭

（1.山東水利職業(yè)學(xué)院，山東日照276826；2.北京市南水北調(diào)團(tuán)城湖管理處，北京100195；3.日照市土地發(fā)展集團(tuán)，山東日照276826）

0 引言

自然界中的土壤大多呈層狀結(jié)構(gòu)，對水鹽運(yùn)移以及植被生長具有重要影響。由于層狀土的土壤質(zhì)地不均導(dǎo)致上下兩層基質(zhì)勢連續(xù)而含水率不連續(xù)，影響了水分運(yùn)動的速率，所以層狀土的水分運(yùn)動規(guī)律不同于均質(zhì)土。國內(nèi)外學(xué)者在均質(zhì)土入滲和蒸發(fā)規(guī)律研究的基礎(chǔ)上對非均質(zhì)土的入滲和蒸發(fā)規(guī)律進(jìn)行了大量的試驗(yàn)研究，取得了突破性的進(jìn)展[1,2]，許多學(xué)者利用不同方法從不同角度研究分析了層狀土壤水分運(yùn)動規(guī)律和土壤水分對于植物生長的影響，取得了豐富的研究成果。研究結(jié)果表明：砂層的存在對水流入滲起到阻水減滲的作用，當(dāng)濕潤峰穿過界面后，入滲率變?yōu)槌?shù)[3]；無論下層土質(zhì)比表層土質(zhì)粗還是細(xì)，當(dāng)下層土壤質(zhì)地和導(dǎo)水性質(zhì)不同于表層土壤時，其作用都將是降低入滲率[4]。無論是上細(xì)下粗型層狀土，還是上粗下細(xì)型層狀土，土壤都可看作是均質(zhì)的，并且入滲過程由細(xì)質(zhì)土來控制[5]。層狀結(jié)構(gòu)土壤的阻水減滲作用是由于土壤質(zhì)地的變化使交界面以上的水分沿水平方向的運(yùn)移速度增大，沿垂直方向的運(yùn)移速度減小[6]。當(dāng)?shù)叵滤怀鎏卣鏖L度時土壤蒸散發(fā)速率會大幅度降低[7]。SHOKRI 等將特征長度的研究拓展到層狀土，發(fā)現(xiàn)均質(zhì)壤土特征長度明顯大于上層為砂土的層狀土壤[8]。層狀土壤的土層排序（位置）以及厚度都會對水鹽運(yùn)移產(chǎn)生重要影響[9]。具有相同厚度、相同土質(zhì)的土壤，土層排序不同，可導(dǎo)致累積入滲量和入滲率不同，而且指流的形成和發(fā)育也出現(xiàn)不同[10]。在層狀土中，黏土夾層的存在對潛水蒸發(fā)和伴隨的鹽分遷移起到阻滯作用，但阻滯程度受到黏土層水力特性、層位、厚度、地下水埋深等的綜合影響，黏土層厚度越大或?qū)游辉綔\，越不利于鹽分的沖洗和淋溶[11,12]。對于粗質(zhì)夾層來說，夾砂層對蒸發(fā)條件下的鹽分運(yùn)動起到明顯的抑制作用[13]。張瑞喜等研究了上層覆砂對潛水蒸發(fā)和鹽分運(yùn)移的影響，認(rèn)為覆砂具有抑鹽效應(yīng)；隨覆砂厚度的增加，抑鹽效果顯著[14]。

層狀土中優(yōu)先流的產(chǎn)生也會影響到鹽分的運(yùn)移。PORRO等通過對層狀土溶質(zhì)運(yùn)移試驗(yàn)結(jié)果的分析，認(rèn)為傳統(tǒng)的對流彌散方程同樣適用于層狀土；但當(dāng)層狀土中有指流發(fā)生時，傳統(tǒng)的對流彌散方程在模擬優(yōu)先流方面可能具有一定欠缺[15]。例如JAVAUX 和VANCLOOSTER[16]通過對現(xiàn)場非飽和入滲試驗(yàn)的觀測，發(fā)現(xiàn)砂性土層中有黏性夾層會造成明顯的不均勻流場，利用傳統(tǒng)的對流彌散模型擬合得到的彌散度很大，不符合實(shí)際。郭會榮等根據(jù)室內(nèi)土柱實(shí)驗(yàn)獲取的穿透曲線對飽和條件下土壤溶質(zhì)優(yōu)先運(yùn)移的一般規(guī)律進(jìn)行了分析，并計(jì)算分析了定量評價優(yōu)先流的指標(biāo)[17]。

土壤水分對于植物生長影響的研究已經(jīng)有很多。TURNER[18]的研究結(jié)果表明：植物通過減少生物量來適應(yīng)土壤的干旱；李文華等[19]通過研究植物各個部分的生物量及其比值來反映植物對水分脅迫的響應(yīng)；JENSEN 等[20]發(fā)現(xiàn)植物發(fā)生水分脅迫時體內(nèi)的化學(xué)物質(zhì)的異常要早于植物葉水勢的降低；上官周平[21]研究了玉米在水分脅迫作用下光合速率的變化，發(fā)現(xiàn)光合速率會隨著水分脅迫的加劇而逐漸變?。籇AVIES 等[22]的研究表明：植物可以利用根系合成的化學(xué)物質(zhì)來抵抗水分脅迫，也能通過合成降低葉水勢的物質(zhì)來調(diào)節(jié)葉水勢，達(dá)到減少水分蒸騰的目的，同時增加植物的吸水能力。層狀土壤不同土層的性質(zhì)及其土層之間的相互影響會導(dǎo)致土壤持水性的差異，而在干旱地區(qū)，植物生長的決定性因子就是土壤含水量[23,24]。

以往對層狀土壤水鹽運(yùn)移的研究多關(guān)注于單純的入滲、蒸發(fā)過程，很少研究指流和溶質(zhì)運(yùn)移對變化邊界的響應(yīng)；在進(jìn)行水鹽運(yùn)移研究時多關(guān)注均質(zhì)土或土層差異較小的情況，很少考慮土壤水力特性差異較大的強(qiáng)異質(zhì)層狀土壤對水鹽運(yùn)移產(chǎn)生的影響。因此有必要通過室內(nèi)層狀土水鹽運(yùn)移試驗(yàn)，研究上細(xì)下粗層狀土中指流的形成和發(fā)育特征以及溶質(zhì)的分布、穿透規(guī)律等，從而深入研究強(qiáng)異質(zhì)層狀土條件下的水鹽運(yùn)移規(guī)律，有助于地下水污染問題的防治、提高農(nóng)業(yè)用水的效率和鹽堿地的防治。

1 研究方法及內(nèi)容

1.1 研究方法

本文主要針對表面栽種植物的上細(xì)下粗型強(qiáng)異質(zhì)層狀土柱（上層為壤土，下層為粗粒徑河砂）進(jìn)行室內(nèi)積水入滲及蒸發(fā)試驗(yàn)，探究上細(xì)下粗層狀結(jié)構(gòu)土壤中層狀土水鹽運(yùn)移規(guī)律。同時，為了解植物水分利用情況，進(jìn)行了區(qū)分植物蒸騰、棵間蒸發(fā)的試驗(yàn)。試驗(yàn)地點(diǎn)為中國農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木工程學(xué)院水環(huán)境實(shí)驗(yàn)室。

1.2 研究內(nèi)容

（1）土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)。通過表面栽種植物的上細(xì)下粗型強(qiáng)異質(zhì)層狀土柱的室內(nèi)水鹽運(yùn)移試驗(yàn)，分析層狀土在鹽水（0.1 mol/L 的NaCl 溶液）入滲過程中的入滲率、累積入滲量、土壤含水率和土壤中鹽分濃度隨時間變化的規(guī)律，并在入滲基礎(chǔ)上進(jìn)行蒸發(fā)試驗(yàn)，分析蒸發(fā)過程中土壤含水率和土壤中鹽分濃度隨時間變化的規(guī)律，探究表面栽種植物的上細(xì)下粗型強(qiáng)異質(zhì)層狀土對水鹽運(yùn)移的影響。

2 植物生長條件下的室內(nèi)層狀土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)

2.1 試驗(yàn)土壤

試驗(yàn)中使用土壤取自中國農(nóng)業(yè)大學(xué)上莊試驗(yàn)站，下層為粗質(zhì)河砂。壤土及河砂的顆粒分析結(jié)果和水力特性參數(shù)分別見表1 和表2。表2 中壤土及河砂的飽和含水率θs采用相應(yīng)均質(zhì)土柱定水頭積水入滲試驗(yàn)結(jié)束時烘干法實(shí)測土柱剖面平均含水率表示，而飽和導(dǎo)水率Ks則用穩(wěn)定入滲率表示，初始含鹽量接近為0。

表1 土壤顆粒組成 %Tab.1 Soil particle composition

表2 土壤水力特性參數(shù)Tab.2 Parameters of soil hydraulic characteristics

2.2 試驗(yàn)裝置

進(jìn)行了層狀土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)，為了方便對照，同時進(jìn)行了相同條件下均質(zhì)壤土的水鹽運(yùn)移試驗(yàn)。試驗(yàn)裝置主要由土柱、供水裝置、水鹽監(jiān)測裝置和稱重裝置4 部分組成，見圖1。

圖1 土柱入滲試驗(yàn)裝置示意圖（單位：cm）Fig.1 Schematic diagram of soil column infiltration test device

試驗(yàn)所用有機(jī)玻璃柱內(nèi)徑和高分別為18.3 cm、85 cm，沿土柱垂直方向每隔10 cm處開一個直徑為3 cm的小孔，插入土壤三參數(shù)傳感器用于監(jiān)測水鹽動態(tài)，在土柱底部設(shè)有排氣、排水室。供水裝置采用馬氏瓶（內(nèi)徑9 cm，高45 cm），利用其固定水頭供水并進(jìn)行入滲量的測量。水鹽監(jiān)測裝置采用土壤三參數(shù)傳感器（型號EM50），傳感器上連接數(shù)據(jù)采集器用以觀測記錄土壤含水率和電導(dǎo)率隨時間的變化。稱重裝置采用電子秤（精度為0.1 g，量程為70 kg）。

均質(zhì)土柱（壤土）和層狀土柱（壤土+河砂）的土樣裝填高度均50 cm，層狀土柱中下層河砂厚度為20 cm，上層壤土厚度為30 cm。壤土的設(shè)計(jì)干密度為1.45 g/cm3，設(shè)計(jì)入滲試驗(yàn)土壤初始含水率為10%，設(shè)計(jì)積水水頭為2 cm。均質(zhì)土柱共埋設(shè)4 個土壤三參數(shù)傳感器探頭，埋設(shè)深度z分別為5、15、25、35 cm；層狀土柱在上層均質(zhì)土層中埋設(shè)3 個土壤三參數(shù)傳感器探頭，埋設(shè)深度z分別為5、15、25 cm（由于下層河砂粒徑太大易對儀器造成損壞，故未在下層埋設(shè)探頭）。

2.3 試驗(yàn)方案

試驗(yàn)設(shè)計(jì)2 個處理，分別為均質(zhì)土柱（壤土）、層狀土柱（壤土+河砂）的水鹽運(yùn)移試驗(yàn)，兩種處理均是在表面栽種富貴竹的情況下進(jìn)行，其中入滲試驗(yàn)和蒸發(fā)試驗(yàn)的時間間隔為24 h。

3 區(qū)分棵間蒸發(fā)、植物蒸騰試驗(yàn)

3.1 試驗(yàn)土壤

本試驗(yàn)是區(qū)分土壤表面蒸發(fā)及植物蒸騰的附加試驗(yàn)，試驗(yàn)土壤、用水及供水裝置與土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)相同，入滲裝置為2 個相同的透明有機(jī)玻璃土柱（內(nèi)徑18.3 cm，高度20 cm），土柱底端兩側(cè)設(shè)有排氣孔（減少禁錮空氣對入滲產(chǎn)生的影響）。蒸散發(fā)量采用電子秤（精度0.1 g）測量。

[21]劉悠翔：《東南亞才是中國網(wǎng)文的海外第一粉絲團(tuán)》，http://www.infzm.com/content/123740，2017年3月24日。

2 個土柱中填裝均質(zhì)壤土，填裝高度為12 cm，底層鋪設(shè)3 cm 反濾層，其中一個土柱表面栽種富貴竹。壤土的設(shè)計(jì)干容重和初始含水率與一維土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)相同，入滲時的設(shè)計(jì)積水水頭為2 cm。

3.2 試驗(yàn)方案

試驗(yàn)設(shè)計(jì)2種處理，一種處理是表面不栽種富貴竹，僅有土面蒸發(fā)；另一種處理是表面栽種富貴竹，并將土面利用塑料薄膜蓋住阻止棵間蒸發(fā)，僅存在植物蒸騰。2種處理在相同條件下進(jìn)行蒸散發(fā)試驗(yàn)。其中在試驗(yàn)進(jìn)行大約到600 h 時，為了讓試驗(yàn)環(huán)境恢復(fù)到初始狀態(tài)，100 h 后繼續(xù)進(jìn)行2 種處理下的試驗(yàn)。

4 試驗(yàn)結(jié)果及分析

4.1 累積入滲量

累積入滲量即入滲開始后一段時間內(nèi)，通過地表單位面積入滲到土壤中的總水量。根據(jù)記錄馬氏瓶讀數(shù)得到的實(shí)測數(shù)據(jù)，均質(zhì)土柱、層狀土柱入滲試驗(yàn)的累積入滲量隨時間的變化規(guī)律對比見圖2。由圖2 可見：均質(zhì)土柱和層狀土柱的累積入滲量隨時間變化的大體趨勢基本相同，都是隨水分下滲而增加，均質(zhì)土的變化是非線性的，層狀土柱是先非線性變化，后線性變化。通過對比分析層狀土柱及均質(zhì)土柱的累積入滲量可知：濕潤鋒進(jìn)入河砂層后，相應(yīng)時段內(nèi)層狀土柱的累積入滲量小于均質(zhì)土柱的累積入滲量，說明土柱下層鋪設(shè)的河砂層可以使入滲水量減小，具有減滲作用，這與王文焰等人的研究結(jié)果一致[3]。

圖2 均質(zhì)土柱和層狀土柱累積入滲量隨時間的變化Fig.2 Cumulative infiltration of homogeneous soil columnⅠand layered soil column with time

4.2 入滲率

根據(jù)記錄馬氏瓶讀數(shù)得到的實(shí)測數(shù)據(jù)，均質(zhì)土柱、層狀土柱入滲試驗(yàn)的入滲率隨時間的變化規(guī)律見圖3。層狀土柱穩(wěn)定入滲率為0.016 cm/min。濕潤鋒進(jìn)入石英砂層后，相應(yīng)時刻層狀土入滲率低于均質(zhì)土柱的入滲率，說明石英砂層起到了降低入滲率的作用，這與MILLER 和GARDNER 等人的研究成果一致[4]。層狀土柱在入滲進(jìn)行到400 min 左右時，入滲率突然增大，最終穩(wěn)定在0.035 cm/min，推測原因是發(fā)生指流或者邊壁流，從而導(dǎo)致入滲率突變，但該想法有待進(jìn)一步驗(yàn)證。

圖3 均質(zhì)土柱和層狀土柱入滲率隨時間的變化Fig.3 The change of infiltration rate of homogeneous soil column and layered soil column with time

4.3 土壤體積含水率分布

根據(jù)均質(zhì)土柱、層狀土柱在整個水鹽運(yùn)移過程中的實(shí)測含水率數(shù)據(jù)，研究土柱內(nèi)部土壤水分傳感器探頭附近的土壤含水率隨時間的變化規(guī)律。

入滲過程的體積含水率變化見圖4 和圖5。隨著入滲的進(jìn)行，均質(zhì)土柱和層狀土柱的土壤體積含水率均從上至下依次驟升隨后趨于平穩(wěn)，含水率驟升時刻即濕潤峰到達(dá)的時刻，這與黃風(fēng)等[25]研究結(jié)果：在一定深度范圍內(nèi)隨著土壤的深度加深含水率逐漸增大一致。由圖4可見，均質(zhì)壤土土柱埋深分別為15、25和35 cm 的3個探頭測得的土壤體積含水率在升高的過程中與5 cm 的淺層土壤不同，具體表現(xiàn)為含水率曲線依次變緩并且出現(xiàn)波動，曲線上升需要的時間增加，該現(xiàn)象隨著深度增加越發(fā)明顯，在35 cm 層波動最大。這種現(xiàn)象產(chǎn)生的原因可能是在裝土的過程中土壤夯實(shí)不均勻或者土柱中空氣較難排出，濕潤鋒前端空氣阻力增加，導(dǎo)致水分在入滲的過程中濕潤鋒不穩(wěn)定從而產(chǎn)生指流[26,27]。圖4 中不同深度趨于穩(wěn)定時的飽和體積含水率略有差異。由圖5 可見，層狀土土柱15 cm 及25 cm 深度的體積含水率相比5 cm 層的體積含水率的波動較大，且在與河砂層相近的25 cm 層，土壤體積含水率隨時間變化200 min 左右保持不變，推測是由于水分運(yùn)動到層狀土的土層交界面處時濕潤鋒不穩(wěn)定而產(chǎn)生指流，導(dǎo)致體積含水率隨時間的變化也隨之出現(xiàn)停滯。對比均質(zhì)土柱（圖4）與層狀土柱（圖5）的體積含水率隨時間的變化曲線，可以發(fā)現(xiàn)均質(zhì)土柱在15 cm 和25 cm 深處的體積含水率變化較快，原因是層狀土有阻水減滲作用，水分向下運(yùn)動速度較慢。

圖4 均質(zhì)土柱傳感器探頭實(shí)測入滲體積含水率隨時間的變化Fig.4 Change of measured volumetric water content of infiltration with time by probe of homogeneous soil column sensor

圖5 層狀土柱傳感器探頭實(shí)測入滲體積含水率隨時間的變化Fig.5 Change of volumetric water content

蒸發(fā)過程的體積含水率變化見圖6 和圖7，隨著蒸發(fā)過程的進(jìn)行，均質(zhì)土柱和層狀土柱均出現(xiàn)從上至下各層土壤含水率依次減小。由圖6可見，與其他深度相比，5 cm深度土壤體積含水率從開始突然下降，從蒸發(fā)開始至300 h 左右，15、25、35 cm 深度的體積含水率下降速度趨于平穩(wěn)，300 h 之后含水率迅速降低。原因是實(shí)驗(yàn)室風(fēng)速較小，前期蒸發(fā)速率較低，下層水分不斷向上移動，導(dǎo)致各層水分向上蒸發(fā)同時接受下層補(bǔ)給，所以變化不大。從300 h 往后，隨著土壤表層含水率的降低，導(dǎo)水率逐漸低于潛在蒸發(fā)速率，下層水分向上補(bǔ)給的速率減小，但是上層蒸發(fā)的速率不變，各層水分減少，所以體積含水率的減小較為明顯。另外，外界環(huán)境溫度的上升對潛在蒸發(fā)速率也有促進(jìn)作用。由圖7可見，層狀土柱試驗(yàn)在5 cm 深度的體積含水率變化曲線也發(fā)生驟減，由于層狀土柱與均質(zhì)土柱的試驗(yàn)是同時進(jìn)行的，所以含水率驟減的原因與均質(zhì)土柱相同。層狀土土柱25 cm 層含水率小于15 cm 層含水率，推測原因可能是25 cm 層下河砂有阻水作用，阻止了水分向上的補(bǔ)給。

對比均質(zhì)土土柱與層狀土土柱含水率隨時間的變化可知，層狀土土柱的體積含水率隨時間減小量明顯大于均質(zhì)土土柱，在外界條件相同的情況下，壤土層水分向上移動的速率不變，那么造成這種現(xiàn)象的原因可能是河砂粒徑過大，當(dāng)蒸發(fā)到土層交界面處時，河砂層由于孔隙過大導(dǎo)致其含水率較低，水分向上補(bǔ)給的速率降低甚至不向上供水，而探頭所測為上層土壤的體積含水率，所以壤土層的體積含水率變化大于相同深度的均質(zhì)土，上層土壤水分降低較均質(zhì)土明顯。由此看出，層狀土柱粗砂層有阻止水分運(yùn)動的作用。

由圖6 和圖7 可以看出，層狀土土柱及均質(zhì)土土柱在蒸發(fā)后期蒸發(fā)量減小，體積含水率趨于平穩(wěn)，減小量較少，原因是在蒸發(fā)后期，土壤體積含水率較低，蒸發(fā)速率達(dá)到一個穩(wěn)定值，蒸發(fā)進(jìn)入第3階段；與此同時，土壤中的含水率降低到一定程度時，植物出現(xiàn)水分脅迫，蒸散用水減少，所以蒸騰量減小，體積含水率降低不明顯。

圖6 均質(zhì)土柱傳感器探頭實(shí)測蒸發(fā)體積含水率隨時間的變化Fig.6 Variation of evaporation volume moisture content measured by homogeneous soil column sensor probe with time

圖7 層狀土柱傳感器探頭實(shí)測蒸發(fā)體積含水率隨時間的變化Fig.7 Change of water content of evaporation volume measured by sensor probe with time in Layered soil column

4.4 土壤鹽分濃度分布

根據(jù)均質(zhì)土柱、層狀土柱的實(shí)測電導(dǎo)率以及所率定的電導(dǎo)率與濃度之間的關(guān)系，得到相應(yīng)的土壤鹽分濃度值，從而研究土柱內(nèi)部土壤三參數(shù)傳感器探頭附近土壤的鹽分濃度隨時間的變化規(guī)律，見圖8～圖11。通過對比均土柱和層狀土柱的鹽分濃度隨時間的變化曲線，可知層狀土柱鹽分變化緩于均質(zhì)土柱，原因是鹽分隨著水分運(yùn)動，層狀土有阻水減滲的作用，所以在入滲條件下鹽分變化與水分存在相似規(guī)律。

入滲過程中的鹽分濃度變化見圖8 和圖9，從整體來看，土壤鹽分的遷移是隨著水分的運(yùn)動而進(jìn)行的，鹽分在壤土中發(fā)生彌散。土柱中由上至下各層土壤的含鹽量隨著入滲過程的進(jìn)行出現(xiàn)先驟升后趨于穩(wěn)定的現(xiàn)象，最終鹽分濃度均穩(wěn)定在0.1 mol/L左右。

圖8 均質(zhì)土柱傳感器探頭實(shí)測入滲含鹽量隨時間的變化Fig.8 Change of salinity in infiltration measured by homogeneous soil column sensor probe with time

圖9 層狀土柱傳感器探頭實(shí)測入滲含鹽量隨時間的變化Fig.9 Change of salt content measured by layered soil column Ⅱ-2 sensor probe with time

蒸發(fā)過程鹽分濃度變化見圖10 和圖11，鹽分濃度隨時間變化的整體趨勢是逐漸減小，5 cm 深度當(dāng)體積含水率低于一定值時，鹽分濃度無法通過傳感器探頭測出，所以鹽分濃度為零。由圖10可見，從蒸發(fā)開始至350 h左右，均質(zhì)土柱各深度鹽分變化不明顯，從350 h往后，除5 cm 層外其他各層鹽分濃度突然降低。隨蒸發(fā)過程的進(jìn)行，土柱中各層的水分減少，鹽分濃度應(yīng)隨之升高，但是試驗(yàn)測得結(jié)果卻與此相悖，推測原因之一是由于含水率過小，鹽分無法完全溶解，部分以結(jié)晶形式析出，導(dǎo)致探頭無法測得；其二是由于土壤三參數(shù)傳感器（EM50）對于鹽分的測定存在較大的誤差，導(dǎo)致實(shí)際數(shù)據(jù)與理論偏差較大，在體積含水率低于一定值時，鹽分濃度無法通過傳感器探頭測出。以上想法還有待進(jìn)一步驗(yàn)證。

圖10 均質(zhì)土柱傳感器探頭實(shí)測蒸發(fā)含鹽量隨時間的變化Fig.10 Change of evaporation salt content measured with time by probe of homogeneous soil column sensor

圖11 層狀土柱傳感器探頭實(shí)測蒸發(fā)含鹽量隨時間的變化Fig.11 Change of evaporation salt content measured by sensor probe with time in layered soil column

4.5 區(qū)分蒸發(fā)、蒸騰試驗(yàn)的結(jié)果

根據(jù)電子秤記錄，將試驗(yàn)2種處理的累積蒸發(fā)量進(jìn)行整理計(jì)算，計(jì)算植物蒸騰和棵間蒸發(fā)的累積蒸散發(fā)總量。利用植物蒸騰總量和棵間蒸發(fā)總量隨時間變化的斜率計(jì)算植物蒸騰速率和棵間蒸發(fā)速率，求得植物蒸騰速率與棵間蒸發(fā)速率之比，利用該比例區(qū)分一維土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)的棵間蒸發(fā)量和植物蒸騰量，結(jié)果應(yīng)用于數(shù)值模擬。由于蒸發(fā)過程中，水分隨蒸發(fā)進(jìn)行而降低，鹽分濃度隨水分蒸發(fā)而升高，所以當(dāng)蒸散發(fā)總量達(dá)到一定值時，棵間蒸發(fā)會被抑制，植物會受到水鹽脅迫的影響。

研究表明，植物在土壤含水率較低的情況下會產(chǎn)生水分脅迫，在水分脅迫條件下，植物的水分利用效率與蒸騰速率有明顯的相關(guān)關(guān)系[28,29]。植物的耐鹽性視植物而異，即植物在鹽分干擾下有持續(xù)生長的能力[30]。幾乎所有植物在鹽分作用下其生長都會受到影響，但由于植物細(xì)胞結(jié)構(gòu)和生理機(jī)制的不同，鹽分對其的抑制效果也不盡相同[31]。宋立奕[32]對青檀幼苗的光合生理特征變化研究表明，鹽分含量的增加會使蒸騰速率降低。

根據(jù)試驗(yàn)數(shù)據(jù)整理發(fā)現(xiàn)（見圖12），在蒸散發(fā)總量達(dá)到4.5 cm時，蒸發(fā)受到抑制，棵間蒸發(fā)所占比例有所下降。當(dāng)蒸散發(fā)總量小于4.5 cm 時，植物蒸騰速率與棵間蒸發(fā)速率之比約為0.1；大于4.5 cm時，比值約為0.23。

圖12 植物蒸騰量及土面蒸發(fā)量隨時間的變化Fig.12 Changes of plant evapotranspiration and soil surface evapotranspiration with time

5 結(jié)論

本文監(jiān)測了有植物生長的室內(nèi)層狀土柱在入滲及蒸發(fā)條件下的水鹽運(yùn)移情況，并且通過區(qū)分蒸發(fā)、蒸騰的附加試驗(yàn)分析出蒸散發(fā)中蒸發(fā)、蒸騰速率之比。通過室內(nèi)層狀土柱試驗(yàn)具體分析了下層粗質(zhì)多孔介質(zhì)對累積入滲量、入滲率、蒸發(fā)量、含水率、含鹽量的影響。主要研究內(nèi)容及結(jié)論如下。

（1）有植物生長的室內(nèi)層狀土入滲條件下的水鹽運(yùn)移試驗(yàn)。層狀土入滲的初始階段，上層壤土中水分的入滲屬于均質(zhì)入滲，濕潤鋒較為平整，累積入滲量呈非線性變化。隨著入滲的進(jìn)行，濕潤鋒在經(jīng)過壤土和河砂的交界面時稍有停頓，累積入滲量由非線性變成線性，入滲率出現(xiàn)波動，出現(xiàn)指流情況下入滲率會突然增加，最終進(jìn)入穩(wěn)定入滲階段，600 min內(nèi)層狀土的累積入滲量小于均質(zhì)土，下層河砂有一定的阻水減滲作用。層狀土在接近河砂交界面層，由于指流的存在，體積含水率的變化波動較大。鹽分隨水分運(yùn)動并且主要受水流情況的影響，上層壤土中鹽分運(yùn)移受結(jié)構(gòu)影響，鹽分的彌散作用變小。由于植物根部可能存在一定的阻滯作用，土壤也存在一定吸附作用，導(dǎo)致入滲結(jié)束時各層土壤的鹽分濃度小于入滲的鹽分濃度。

（2）有植物生長的室內(nèi)層狀土蒸發(fā)條件下的水鹽運(yùn)移試驗(yàn)。層狀土蒸發(fā)過程的初始階段，表層受外界環(huán)境影響體積含水率驟降，除表層外其他各層在蒸發(fā)初期體積含水率變化不大，受到土壤層狀結(jié)構(gòu)影響，蒸發(fā)進(jìn)行到一定程度時，交界面以下河砂含水率較低，基本不向上供水，導(dǎo)致上層狀土體體積含水率下降明顯，所以層狀土柱粗砂層有阻止水分運(yùn)動的作用。層狀土柱的鹽分濃度在蒸發(fā)過程中應(yīng)隨水分的減少而增加，呈現(xiàn)累積效果，但是由于隨蒸發(fā)的進(jìn)行，含水率降低到一定程度，鹽分不能完全溶解，另外又由于儀器誤差及鹽分析出，所以實(shí)測鹽分濃度呈下降趨勢。

（3）區(qū)分棵間蒸發(fā)、植物蒸騰的室內(nèi)試驗(yàn)。鹽分存在會抑制蒸發(fā)，且水分過低或者鹽分濃度過高時，植物會出現(xiàn)水鹽脅迫，在蒸散發(fā)總量達(dá)到一定值時，棵間蒸發(fā)受到抑制，植物蒸騰也有受到影響，植物蒸騰與棵間蒸發(fā)比例有所改變，根據(jù)試驗(yàn)數(shù)據(jù)整理發(fā)現(xiàn)這個蒸散發(fā)總量的分界值約為4.5 cm，在蒸散發(fā)總量小于4.5 cm 時，植物蒸騰速率與棵間蒸發(fā)速率之比約為0.1；在蒸散發(fā)總量大于4.5 cm 時，植物蒸騰速率與棵間蒸發(fā)速率之比約為0.23。