第 1 章 绪论
1.1 研究背景与意义
水资源是区域生态系统的重要指标[1]，通过地表与地下的水文循环、水资源输送及再分布过程影响着生物群落，与生态系统的交互过程影响着植物根系吸水，从而指引区域生态的恢复。人类生产活动发展迅速，生物圈的破坏导致水资源急剧减少。水资源危机所带来的生态系统恶化凸显了水资源可持续开发利用和保护的重要性。
土壤水是联系地表水与地下水的纽带,作为非饱和带水分，是大气降水、地表水、土壤水和地下水相互转化的关键环节[2]。土壤水作为土壤有机物质、可溶盐分、金属离子等物质传输和运移的载体，其迁移转换过程在水文循环中既关键也极其复杂，是维持土壤生态功能平衡的关键。多孔介质流体运动中的非饱和土壤水运动作为一种主要形式，影响着下垫面土壤水分布状况，并与水文学中产汇流理论相关联。土壤水作为污染物迁移转化的载体，涉及到重金属、农药及化肥等对土壤与地下水的污染，其渗流扩散研究有助于推动环境水力学的发展。土壤水分入渗是非饱和土壤水分运动中的重要研究分支，是田间水分循环三大独立过程之一，也是研究地下水-土壤-植物-大气动态系统(soil-plant-atmospherecontinuum,SPAC)[3]及未来土壤水方向的关键环节。
20 世纪初，国内外研究人员开展了室内外非饱和带水分运动的模拟实验并建立了相应的理论模型，对非饱和带土壤水分运动基本概念的描述，以及模型所需参数的测定方法与技术都有完善的归纳总结，从起初视土壤结构为完全均质的情况发展至非均质的条件，从单一的积水条件拓展引入不同降雨强度及不同灌溉方式等复杂的边界条件。伴随着研究技术条件的发展，知识理论体系的完善，非饱和土壤水分运动所考虑的影响因素更为复杂，包括土壤温度、植物根系吸水、蒸发条件和流体性质等。土壤水的研究随着科学技术发展已经进入了一个迅速发展阶段，成为地表水、土壤水、地下水三水交互耦合突破的关键点，为建立跨圈层连续耦合模型打下坚实基础。在大气科学、土壤学、农业工程、环境工程和地下水动力学等领域中，土壤非饱和水流运动的模拟和预测具有重要意义。
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1.2 国内外研究现状
1.2.1 非饱和土壤水入渗
非饱和土壤水是指地面以下，潜水面以上的土壤水分，是地下水、地表水、大气水和土壤水转换的纽带[4]。土壤水分运动是陆地循环的关键环节，也是土壤圈层物质循环的重要运输载体。20 世纪 50 年代前，基于达西定律(1856)建立宏观描述土壤水流运动的理论基础上，Edgar Buckingham（1907）对非饱和水流运动进行修正，提出毛管势理论。由于毛管理论仅考虑了土壤毛管水分到达前缘存在一个毛管负压水头值，而忽略了毛管水前缘各点分布的水分和压力的差异，所以该理论只能解决一维问题，主要用于水量和流量的计算，不能解决剖面上各点含水率和水头的变化[5]。
直到引入土壤水势理论，即土壤水具有动能和势能，动能由于土壤水在孔隙中运动缓慢而忽略不计，所以势能作为土壤水运动的主要驱动能量形式。Richards（1931）[6]根据白金汉-达西定律结合连续方程建立多种表达式的非饱和水流运动方程，将达西定律扩展至非饱和水流的应用，通过引入比水容重 C(ψm)和土壤水分扩散率 D(θ)的概念，得出分别以基质势或含水量为因变量的基础方程，二者的选取根据对应需解决的边界条件和初始条件，基质势作为因变量的方程适用饱和-非饱和或者分层土壤水流运动分析计算，被广泛采用，而含水量作为因变量的方程式常用于均质土或非饱和水流，对于层状土或饱和—非饱和水流的求解不适用。此外还有以位置坐标为因变量，针对一维垂直入渗和一维水平吸渗直角坐标系下的偏微分方程，对于点源入渗、滴灌、地下井抽水、地下渗灌及管道侧渗等，则通常会采用球坐标系或柱坐标系。
当研究进入到土壤水分在不同孔径或均一毛管中运动时期，Green—Ampt(1911)基于毛管理论，提出最早的土壤水入渗物理模型[7]，起初该模型仅应用于模拟薄层积水的均质土壤入渗过程，假设水分在土壤入渗过程中湿润锋为水平锋面，锋面吸力一致，锋面后湿润区土壤含水量恒定均一，水分在整个土壤剖面呈阶梯状分布，因此也被称为活塞置换模型[8]。该模型计算简单，具有一定物理意义，被后者常作为基础，经过调整不同且更为复杂的条件加以应用，得以完成如土表结皮、降雨土表黏闭、连续、间断入渗条件下的模拟。
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第 2 章 试验材料与方法
2.1采样点概况
采样点位于上古生界 Pz2,石炭系（Carbonife rous）,下石炭统 C1，紧临泥盆系（Devonian），中泥盆统 D2,研究所用的泥岩风化物和红壤土均采集于广西壮族自治区桂林市雁山区云塘村（110°18′8.00″E-110°18′8.10″E，25°3′24.67″N-25°3′22.96″N）自然断裂剖面的表层土壤和裸露岩体。图 2.1 为泥岩风化物及红壤土采集点，如图所示，采集表层植被茂密，剖面采集深度为 0-3m，以均匀暗棕色土壤自上而下向红色风化壳和灰白色泥岩风化物交织的网纹层过渡。此处海拔151m，地处亚热带季风气候，该区域季节性干湿分明，年平均气温 23℃，降雨集中在 3 月至 8 月为雨季，9 月至次年 2 月降雨较少为旱季，年平均降雨量为 1832 mm,年平均蒸发量为 1832mm。泥岩风化物大多为浅灰色，也有掺杂三价铁呈红褐色。红壤成土母质为泥岩母岩发育形成的深红色红壤土，部分深层红壤土由于掺杂腐殖质呈黑色。泥岩风化物与红壤土均呈强酸性。
图 2.1 泥岩风化物及红壤土采集点
2.2试验材料
红壤土是中亚热带气候下生物富集伴随脱硅富铁铝化风化交互过程的产物。红壤通常表现为深厚红色土层，具 A—Bs—Bv 或 A—Bs—C 剖面构型，土体交换容量小，网纹层发育明显，粘土矿物以高岭石、赤铁矿为主，中度脱硅富铝风化，粘粒中游离铁占全铁 50%～60%，粘粒硅铝率 1.8～2.4，风化淋溶系数＜0.2，盐基饱和度＜35%,PH4.5～5.5，通常生长柑桔、油桐、油茶、茶等。红壤大多分布于中亚热带绿阔叶林地带，是广西区内重要的土壤类型，区内泥岩、砂页岩、花岗岩以及第四纪沉积物均可能为红壤发育母质，本文试样采集点成土母质主要为第三纪泥岩风化物。泥质岩风化物红壤在全国分布面积为 83.73 万公顷，占土类面积的 10.69%，有效土体深度约为 120cm，表层为黑棕-暗棕呈粒状结构，淀积层红棕-淡红呈竖鳞片状结构，多垂直裂隙，网纹层由红、黄、白交错组成，其质地黏重，有机质、全氮含量较丰富。红壤分布地区降雨集中，因其结构稳定性差、抗蚀性弱等特点[63]，在土层浅薄覆盖区，暴雨可造成强烈的水土流失和退化现象[64]。采集点红壤为泥岩岩层上风化发育土壤，部分含有黑色腐殖质，采集的样品经清除有机凋落物，自然风干捣碎，过 2mm 筛待用。
泥岩归属于黏土岩，是沉积岩分布最广的一类岩石，约占沉积岩总量的 60%～70%。其黏土矿物含量通常大于 50%，构成岩体矿物主要源于长石类矿物经风化形成终端矿物，如高岭石、蒙脱石、伊利石和绿泥石等。上述矿物的物理特性不同，其相对含量直接导致黏土岩的物理力学性质的改变。泥岩具有密度均一、不透水、强度低、抗风化物能力弱等特性，通过弱固结的黏土在一定程度的后生作用下形成，成分复杂，区别于页岩，层理或页理发育不明显，质地松软且固结程度较页岩弱，重结晶不明显，由细颗粒的沉积物形成，其极细粒结构导致颗粒无法辨认，多数特征与页岩一致，可能存在化石。
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第 3 章 不同泥岩风化物土壤混合比例下的水力性质研究................................... 23
3.1 持水量特性研究.....................................23
3.2 水分特征曲线...........................................24
3.3 饱和导水率..........................26
第 4 章 不同泥岩风化物比例混合土壤水分入渗过程研究.............................. 29
4.1 湿润锋迁移特征.........................................29
4.2 累积入渗量变化特征..............................................31
4.3 入渗率的变化特征..................................................33
第 5 章 土壤水入渗数值模拟及再分布过程研究...................................... 39
5.1 入渗过程数值模拟.............................................39
5.2 再分布过程研究.........................................47
5.3 本章小结............................................49
第 6 章 土壤水分运动 HYDRUS 模拟
6.1 模型简介
HYDRUS 模型是美国盐土实验室(US-Salinity laboratory)开发的系列软件，用于模拟不同初始条件下的饱和—非饱和介质中水、热、溶质运动的有限元计算机模型，水流控制方程采用 Richards 方程，模型方程的求解采用 Galerkin 有限元法，对时间进行隐式差分离散。程序可灵活设定不同的恒定或非恒定边界条件，涵盖了降水灌溉、土壤水分运移、植被耗水、地下水位变化系统的水分循环过程，具有灵活的输入输出功能，可进行参数反演及优化[104]。模型的开发者 Simunek 和Van Genuchten 基于大量实例完成了模型的验证[105]。目前 HYDRUS 软件主要应用于土壤水分运移及溶质迁移，模型忽略了空气对水流的影响，由于恒定供水及停止供水后的封膜措施，可忽略蒸发作用及根系吸水对土壤水运动的影响。程序可设定上边界包括定压力水头、定水分通量、可积水大气边界、产流大气边界、变水头、变水头通量，下边界包括定压力水头、定水分通量、变地下水位、变流量、自由下渗排水、渗出面以及水平排水等不同的水流边界。本章通过室内土柱一维垂直入渗试验建立相关 HYDRUS-1D 水流动态模型，模拟不同泥岩风化物混合比例下土壤水分入渗过程，并通过实测数据评估模型的适用性。
图 2.2 泥岩组织结构图
第 7 章 结论与展望
7.1 结论
岩石风化物土壤混合介质层是自然界普遍分布的圈层过渡带，是影响土壤水文循环、水分迁移转化的关键非饱和带。本文以泥岩风化物—红壤土均匀混合介质为研究对象，通过水力学性质测定和室内定水头、控容重一维垂直入渗试验，分析了不同泥岩风化物土壤混合比下的饱和含水量、田间持水量、水分特征曲线、饱和导水率，入渗过程的特征指标和水分再分布过程，分别应用理论、经验、HYDRUS-1D 模型完成入渗过程的模拟，进一步研究泥岩风化物含量对土壤入渗及再分布过程的影响。研究结论为：
1. 随着泥岩风化物含量的增加，复配土壤的饱和含水量与田间持水量逐渐降低，均与黏粒含量呈负相关趋势，与孔隙度呈正相关趋势。复配土壤的最大容水能力与泥岩风化物含量呈负相关关系。水分特征曲线随泥岩风化物含量的增加逐渐下移，反馈敏感的低吸力区间，复配土壤的持水性能随泥岩风化物含量增加以 50%FHW 为拐点呈现先增后减的趋势。Van-Genuchten 模型拟合的决定系数R2 均在 0.98 以上，可准确描述红壤土、泥岩风化物、复配土壤的水力学性质。饱和导水率与泥岩风化物含量在 0～50%区间为正相关关系，在 50%FHW 达到峰值随后呈线性负相关关系。
2. 湿润锋运移曲线分为初期具有较大水势梯度的非线性幂函数递增区间和稳渗期基质势逐步减小迁移速度放缓的线性稳定增长区间。不同处理的入渗速率特征指标中初始入渗率由于高基质势差异不显著，平均入渗率、稳定入渗率、入渗率、湿润锋迁移速度和累积入渗量均随泥岩风化物的增加而增大，在 50%FHW达到峰值，随后在 70%FHW 降低。50%FHW 前因风化物大颗粒构成孔隙通道表现为增长，50%FHW 后风化物主体遇水泥化崩解破坏孔隙，表现为降低。因此泥岩风化物混合土壤入渗性能的大小随泥岩风化物的增加至 50%达到最强，随后增至 70%表现降低。
3. 所有处理不同深度的初始阶段剖面含水率均线性增长，至峰值后维持稳定接近饱和含水量进入稳定阶段，待所有深度形成饱和区的耗时为 0FHW＞10%FHW＞30%FHW＞70%FHW＞50%FHW，含水率的增速与泥岩风化物含量在 0～50%为正相关关系，风化物的掺入降低黏粒比，降低了土壤亲水吸附作用，50%～70%为负相关关系，风化物极细粒亲水粘结特征增强了土壤持水能力，0FHW 和10%FHW 剖面含水率因沉降颗粒自上而下填充导致变化梯度随深度加深而变小，而 30%FHW、50%FHW、70%FHW 处理中部 25cm 深度由于水头和深层高容重结构相互挤压出现含水率变化梯度密集，容水能力下降，稳定含水率最低。
参考文献（略）