但是新诗的发展并没有因为形式上的反传统而彻底地与母体文化决裂。这被称作第二次新诗的生成，它有着对传统比兴——以物起情和随物婉转的诗歌创作和表现的复归。但是由于国人的感兴表达习惯和抽象思维的训练不足导致这种直接的抽象理念叙述或者纯粹的写景写实的新诗发展并不理想。......
2023-11-30
地面灌溉优化：土壤含水量对其影响研究
【摘要】：土壤初始含水量是影响土壤入渗能力的主要因素之一。土壤含水量主要从入渗水流湿润区内的平均势梯度方面影响土壤水分的入渗能力。图5.2为古店村田块3种不同土壤结构状态下，不同含水量水平的累积入渗曲线。经验入渗系数k值随着土壤含水量的增加而减小，较好的符合对数关系。在相同的土壤质地和结构条件下，由于土壤水势是土壤含水量的函数，所以土壤含水量将成为影响k值大小的唯一因素。
土壤初始含水量是影响土壤入渗能力的主要因素之一。土壤含水量主要从入渗水流湿润区内的平均势梯度方面影响土壤水分的入渗能力。土壤含水量 （占土重的百分数表示）指的是表层0～20cm 的平均含水量。下面以大同市南郊区古店镇古店村的试验数据为依据，来分析土壤初始含水量对土壤入渗特性的影响。
图5.1 南郊区古店村0～20cm 颗粒级配曲线
1.土壤入渗能力与土壤含水量的关系
古店村土壤质地为壤土，其中土壤表层0～20cm 的砂粒含量为47.82%，粉粒含量为44%，粘粒含量为8.1%，土壤物理性粘粒含量为19.2%，土壤颗粒级配曲线见图5.1；土壤表层0～20cm 的有机质含量为0.74%；不同耕作条件下的表层0～20cm 土壤干容重分别是:原茬地1.256g/cm3、犁耕翻松地1.104g/cm3、犁耕压实地1.167g/cm3。
图5.2为古店村田块3种不同土壤结构状态下，不同含水量（占干土重量的百分数表示）水平的累积入渗曲线。图5.2 （a）为原茬地在不同初始土壤含水量条件下的土壤水分累积入渗曲线。当土壤含水量由11.2%增加到29.6%时，土壤H 90由6.66cm 减小到2.428cm。图5.2 （b）和图5.2 （c）分别为翻松地和压实地不同土壤含水量下的土壤水分累积入渗曲线。
图5.2 不同土壤含水量下的土壤累积入渗曲线
（a）原茬地；（b）翻松地；（c）压实地
图5.3 H 90随土壤含水量变化曲线
在图5.2 （b）情况下，当土壤含水量在9.4%～28.3%之间变化时，土壤H 90在5.723～10.143cm 之间变化；图5.2 （c）情况下，当土壤含水量在13.3%～31.2%之间变化时，土壤H 90 在8.32～4.738cm 之间变化。结果表明，在同一土壤质地、土壤有机质含量相同条件下，土壤含水量对大田土壤入渗能力的影响十分明显，不论土壤耕作条件如何，都有随着初始土壤含水量的增高，土壤水分累积入渗量下降。
如图5.3所示的三条曲线分别为古店村原茬地、翻松地和压实地的H 90随土壤含水量变化曲线。由图5.3可以看出:无论是哪种土壤耕作状况，其H 90随着土壤含水量的增大而减小，都具有相同的变化趋势。即同样土壤质地条件下，土壤入渗能力随着土壤含水量的增大而减小。
如图5.3所示的拟合曲线表明，土壤90min累积入渗量与土壤含水量之间的关系符合对数函数，且相关性比较好。三种土壤结构状态下拟合方程如下（0%＜θ＜35%）:
原茬地:H 90=-4.1723lnθ+16.91，R=0.9733
翻松地:H 90=-4.0136lnθ+19.127，R=0.9999
压实地:H 90=-4.2023lnθ+19.265，R=0.9977
土壤入渗过程是非饱和土壤水分的运动过程，属于广义渗流理论的研究范畴，其基础为法国工程师Darcy提出的达西定律。Darcy （1856）通过饱和砂层的渗透试验，得出通量q和水力梯度成正比，即达西定律:
式中 L——渗流路径的直线长度；
ΔH——渗流路径始末断面总水头差；
ΔH/L——相应的水力梯度；
K s——饱和导水率。
Richards（1931）将达西定律引入非饱和土壤水流动为:
式中 K（θ）——非饱和导水率，又叫水力传导度；
∇ψ——总水势梯度。
式（5.2）成为研究非饱和土壤水流动的基本定律。
根据上述式（5.2）可知，决定入渗量大小的主要因素是土水势梯度和水力传导度。土壤含水量主要从入渗水流湿润区的平均势梯度方面影响土壤水分入渗能力。土壤初始含水量越高，水分入渗锋面的土水势越高，则水分入渗锋面与地表之间的平均势梯度越小，因此土壤的入渗通量越小，即土壤入渗能力越低。
2.土壤入渗模型参数与土壤含水量间的关系
目前对于土壤水分入渗过程的描述，人们应用较多的模型是以Kostiakov 和(www.chuimin.cn)
Kostiakov
Lewis公式，本书采用的土壤入渗模型是Kostiakov
Lewis入渗公式:
式中 I（t）——累积入渗量；
k——入渗系数；
α——入渗指数，k和α 由试验资料回归分析得出；
f 0——相对稳定入渗率，cm/min由试验资料中最后进入稳定阶段的入渗率来确定。
Kostiakov Lewis入渗公式能够很好地预测入渗过程，特别是对于长历时入渗，较其他公式具有更高的预测精度。入渗模型的三个参数α、k 和f 0都有其一定的物理意义。k为经验入渗系数，其物理意义是入渗开始后第一个单位时段末的累积入渗量，在数值上也等于第一个单位时段末的入渗速度；α 为经验入渗指数，反映土壤入渗能力的衰减速度；f 0为土壤的相对稳定入渗率，即单位势梯度下饱和土壤的入渗速度，即非饱和土壤入渗速度达到相对稳定时的入渗速度。根据古店村的试验资料，来分析土壤含水量对经验模型三个参数的影响，以便为大田土壤入渗能力的预测提供依据。
（1）经验入渗系数k与土壤含水量的关系。图5.4为古店村不同土壤耕作条件下经验入渗系数k与土壤含水量的关系曲线，结果表明:土壤含水量对经验入渗系数k的影响很明显，不同土壤耕作条件下的关系曲线都有相似的变化趋势，即随着含水量的增加而减小。经验入渗系数k值随着土壤含水量的增加而减小，较好的符合对数关系。三条曲线拟合方程如下:
原茬地:k=-0.7405lnθ+3.1269，R=0.8334
翻松地:k=-0.6872lnθ+2.6338，R=0.9498
压实地:k=-0.8182lnθ+3.7442，R=0.9499
图5.4 k与θ 关系曲线 （0＜θ＜40%）
（a）原茬地；（b）翻松地；（c）压实地
土壤入渗模型参数k值是指入渗开始后1min时的入渗率或入渗量，是反映土壤入渗能力的一个重要指标。试验表明其值的大小与地表土壤的质地、结构、含水量和土壤水势有关。其原理是在开始入渗后的很短时间内，水分将使地表一定厚度内的土壤达到准饱和。在相同的土壤质地和结构条件下，由于土壤水势是土壤含水量的函数，所以土壤含水量将成为影响k值大小的唯一因素。其原因是:入渗初期的水分运动可以近似为饱和土壤中的水分运动（因地表一定厚度内的土层在入渗初期开始后很快饱和）。在过水面积一定的情况下，入渗通量取决于势梯度，而势梯度的大小主要取决于土壤含水量。在给定土壤质地和土壤结构的条件下，土壤含水量越高，其值越小，入渗通量也就越小。因此，土壤含水量越高，则k值越小。
（2）土壤含水量对经验入渗指数α的影响。图5.5为古店村不同土壤耕作条件下入渗指数α与土壤含水量的关系曲线，结果表明:土壤含水量对经验入渗指数α的影响比较明显，不同土壤耕作条件下的关系曲线都有相似的变化趋势，即随着含水量的增加而减小。经验入渗指数α值随着土壤含水量的增加而减小，较好的符合对数关系。三条曲线拟合方程如下:
图5.5 α与θ 的关系曲线 （0＜θ＜40%）
（a）原茬地；（b）翻松地；（c）压实地
原茬地:α=-0.2501lnθ+0.9266，R=0.9556翻松地:α=-0.1615lnθ+0.7314，R=0.8352压实地:α=-0.1603lnθ+0.7020，R=0.9664
（3）土壤含水量对相对稳定入渗率的影响。图5.6为古店村不同土壤耕作条件下土壤入渗模型参数f 0与土壤含水量的关系曲线，结果表明:土壤含水量对f 0的影响也比较明显，不同土壤耕作条件下的关系曲线都有相似的变化趋势，即随着含水量的增加而减小。土壤入渗模型参数f 0随着土壤含水量的增加而减小，较好的符合对数关系。三条曲线拟合方程如下:
原茬地:f 0=-0.0392lnθ+0.1503，R=0.9825
翻松地:f 0=-0.0132lnθ+0.0871，R=0.9971
压实地:f 0=-0.0223lnθ+0.1029，R=0.9987
土壤入渗模型参数f 0是入渗达到相对稳定时的土壤水力传导度，也称饱和导水率。其大小与土壤质地、土壤初始含水量和土壤结构等因素有关，但主要取决于土壤孔隙的多少和大小。土壤孔隙越多，相应地稳定入渗率就大。由图5.6可以看出，翻松地的稳定入渗率相对原茬地和压实地来说是最大的，原茬地稳定入渗率较小。这是由于翻松地土壤孔
图5.6 f 0 与θ关系曲线 （0＜θ＜40%）
（a）原茬地；（b）翻松地；（c）压实地
隙比其他两种耕作状况的要多，土壤越疏松，土壤孔隙也就越多，孔隙率也越大，故土壤相对稳定入渗率f 0也越大。土壤原始含水量高，说明土壤中的孔隙相对地减少，则相应地稳定入渗率就低。
综上所述，通过试验数据分析表明，土壤含水量与土壤入渗能力与土壤入渗参数的关系都十分密切，土壤入渗能力及入渗参数都随着土壤含水量的增加而相应地减少，它们之间拟合的曲线符合对数关系。
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