3.1 降雨/灌溉和地下水对包气带土壤水运移的影响
从表1—2和图3可以看出活跃层和次活跃层土壤含水量和土水势随时间的变化最大,该深度受到降雨或灌溉入渗、蒸发的影响最大。过渡层(50—150 cm)土壤含水量和土水势随时间的变化相对较小。相对稳定层(150—270 cm)受灌溉和地下水的双重影响,灌溉时土水势梯度向下,土壤水补给地下水,非灌溉时土水势梯度向上,受地下水毛细作用,土水势响应地下水位的动态变化。
以6月25—27日降雨、7月14日灌溉为例对比分析持续降雨模式、灌溉模式对土壤水的运移影响。3日降雨量为59.2 mm,灌溉入渗量为57.6 mm。图4为降雨/灌溉后土水势的变化过程。降雨入渗量为52.9 mm,入渗到70 cm土层的平均初始入渗速率为23.2 cm/h,降雨后土壤开始表层蒸发,28—29日在30 cm形成零通量面,为发散型通量面,零通量面以上土水势梯度为正,土壤水向上运动,以下土水势梯度为负,土壤水向下运动,土壤的蒸发消耗发生在0—30 cm。6月30—7月1日零通量面下移至50 cm处。利用零通量面法[公式(2)—(3)]计算得到降雨后的蒸发量和深层渗漏量见表3。降雨后4 d的蒸发量为12.0 mm,第一天的蒸发量最大4.8 mm,而深层渗漏量为17.4 mm,第一天的渗漏量最大,为6.9 mm,随后呈现波动式减小。
7月14日16:00灌溉前土壤干旱,70 cm处出现零通量面,灌溉后水分向下入渗为主,灌溉入渗量为57.6 mm,入渗到70 cm土层的初始入渗速率为25.0 cm/h。7月15—18日在30 cm形成零通量面,7月20—23日在50 cm形成零通量面,均为发散型通量面(图4)。利用零通量面法计算得到灌溉后6 d的蒸发量为20.7 mm,第1天的蒸发量最大6.1 mm,而6 d的深层渗漏量为28.3 mm,占灌溉入渗量的49.1%,灌溉后第5天深层渗漏量达到最大为6.7 mm,随后减少。
由以上分析可知,持续降雨模式和灌溉模式均影响着包气带土壤水分的运移,因降雨量/灌溉量,降雨/灌溉历时的不同,土壤水分的再分布状况不同[17]。次灌溉量比次降雨量大,活跃层和次活跃层含水量的增幅在灌溉模式比降雨模式大。一般次降雨持续3.5 h,大水漫灌1 h,初始入渗速率灌溉比降雨偏大。降雨模式的深层渗漏量随时间波动时下降,而灌溉模式的深层渗漏量随时间先增大后降低,持续时间和总渗漏量均大于降雨模式。50 cm土层的零通量面在降雨模式比灌溉模式先形成,因此土壤蒸发量降雨模式要大于灌溉模式。
包气带土壤水除受降雨和灌溉的影响外,还受地下水位波动的影响。从地下水埋深动态变化(图2)来看,7月2日和7月14日灌溉后8 d的地下水位埋深分别介于264～347 cm和342～366 cm,灌溉入渗量分别为42.5,57.6 mm,但两次灌溉的深层渗漏量基本相当(表3),是因为7月2日灌溉后前2 d地下水位的抬升使270 cm土层处于饱和状态,随着水位的降低,260—270 cm土层水分进行了释放,使得深层渗漏量相对增加,同时7月2日灌溉后深层渗漏的持续时间也比地下水低的时候增加了2 d。
3.2 土壤水和地下水补给量的定量评估
利用公式(2)和(3)计算了2019年4月20日—10月20日试验区土壤水量平衡,结果列于表4中。研究时段内土壤储水量增加了0.3 mm。4—10月土壤入渗量为633.3 mm,其中8月入渗量最大为253.7 mm,土壤蒸发量为285.6 mm,7月的蒸发量最大为66.9 mm,占当月水面蒸发量的42.3%。降雨后向地下水补给了26.39 mm,降雨入渗系数为16.4%。灌溉后向地下水补给了289.1 mm,平均灌溉入渗系数为46.6%,这与Wang等[18]在山西运城农田研究的灌溉入渗系数是一致的,灌溉入渗主要发生在春季灌溉(5月)和夏季灌溉(7—8月)期间,3个月的补给量占全年补给量的66.8%,最大单次灌溉入渗量为102.8 mm,土壤水向地下水的补给量为68.6 mm,占入渗量的66.7%,比李昊旭等[19]在宁卫平原研究的灌溉对地下水补给比例(59.0%)偏大,这与灌溉水量、土壤初始含水量和土壤质地不同有关[20]。地下水向土壤水补给了87.0 mm,主要发生在非灌溉月份(9—10月),这两个月补给量占地下水总补给量的51.7%,主要是因为9—10月无灌溉水入渗,蒸发强烈,土壤含水量比较低,地下水凭借毛管上升作用补给土壤水。
表4 4月20日-10月20日土壤水量平衡计算结果mm
