不同土質的淺層土壤水鹽運移規律模擬
----以內蒙古解放閘灌域為例

周 亮，蘇 濤，趙 令

(安徽理工大學測繪學院，安徽 淮南 232000)

河套灌區是黃河流域在內蒙古的一個十分重要的農業產區，也是我國西北部的一個農業重地。灌區年降水變化大并且分配不均，水資源匱乏，蒸發強烈，所以，引黃河水灌溉尤為重要[1]。經過長期引黃灌溉，河套灌區土壤含鹽量與日俱增，土質發生很大變化，形成復雜的土壤環境，農田水鹽平衡關系受到影響，從而影響到作物的正常生長。近些年有關水鹽運移的研究成為焦點，Jiang等(2005年)認為在負壓灌溉中黏壤土較之砂土具有更好的灌溉效果，原因是黏壤土相同時間的累計入滲量、最大水平和垂直濕潤距離均比砂土大；余根堅等(2013年)利用HYDRUS-1D/2D數值模型對內蒙古河套灌區不同灌水模式下土壤水鹽運移規律進行數值模擬，研究了不同灌溉條件下的水鹽運移狀態，結果表明溝灌能夠有效控制土壤鹽分的累積；潘延鑫等(2017年)利用HYDRUS-1D模型研究了鹵泊灘鹽堿地農田土壤剖面水鹽分布特征及土壤水鹽運移時空變異規律，結果表明實施合理的田間灌水定額對土壤鹽分累積的控制有利；李亮等(2010年)利用HYDRUS-1D模型模擬了荒地土壤水鹽的遷移規律，結果闡明荒地水鹽運移的原動力是強蒸發，荒地在作物生育期是積鹽的過程，而在秋澆期是流失鹽分的過程。

最近幾十年來，水鹽運移的研究都是在田間灌溉制度的基礎上進行的，作物的灌水方式和灌水定額對土壤水鹽運移規律模擬日趨完善，但是對于區域土質分布復雜的灌域的田間水鹽運移規律模擬有待進一步探究。本文通過HYDRUS-1D模型，以田間試驗為基礎，模擬田間土壤表層含水量和電導率變化，利用模擬數據與實測數據對比分析，論證模型的可靠性，并模擬分析田間不同土壤土質條件下水鹽運移規律，為土質復雜的灌域水鹽運移規律研究及水鹽管理提供參考依據。

1 材料與方法

1.1 研究區

研究地區位于內蒙古河套灌區中西側的解放閘灌域，南臨黃河，北靠陰山，東與永濟灌域鄰接，西與烏蘭布和沙漠交界。地理位置位于東經106°43′～107°27′，北緯40°34′～41°14′，海拔在1 030～1 046 m之間，地勢平坦[2-6]。地處干旱、半干旱、半荒漠草原地帶，屬于西北部季風中溫帶亞干旱氣候區，具有顯著的大陸性氣候特征，年平均降水量37.4 mm，年平均蒸發量2 046.5 mm，年平均蒸發量是年平均降水量的54.71倍，降水稀少并且集中在6-9月。由于降水少，地下水開采有限，研究區灌溉用水主要引自黃河，黃灌面積占灌溉總面積的85.98%。

1.2 實驗布置

以解放閘灌域為研究區，玉米作物為研究對象。如圖1所示，在解放閘灌域玉米種植區選取試驗點，經土質檢測知：試驗點0～20 cm土質相同，均為壤土。在試驗點布置觀測斷面，使用TRIME-PICO IPH TDR對每層土壤含水量進行測定。觀測時間為2011年6月20日至2011年7月20日，一共30 d，每5 d觀測一次。

圖1 解放閘灌域試驗區示意圖

2 方法描述

2.1 HYDRUS-1D模型

HYDRUS-1D模型是美國鹽土實驗室開發的模擬非飽和介質中一維水分、熱、溶質運移的模型[7]。近些年經過改進和完善，模型在土壤中水分、鹽分、農藥、能量和土壤氮素遷移方面得到廣泛的應用[8-10]。該模型能夠較好地模擬水分、鹽分和能量在土壤中的分布以及時空變化和運移規律，方便地解決農業有關問題，如灌溉、施肥、作物種植及環境污染等等。在模擬多孔介質中一維飽和—非飽和水流和鹽分運移時水分模擬中具有嚴謹的迭代條件，考慮了根系吸水，有多種可供選擇的水力模型、土壤介質水力參數數據庫和不同植物根系作用的數據庫，還有靈活多變的邊界條件，上邊界條件有6種類型，下邊界條件有8種類型，根據實際條件來確定不同的邊界類型。鹽分運移方程中也包含了離子和分子的擴散、水動力擴散、線性或非線性吸附平衡以及一級衰減[11]。

2.2 數學模型

2.2.1 土壤水分運動基本方程

以土壤表面為基準面，坐標軸向下為正方向，根據連續性方程和混合型Richards方程并考慮作物根系吸水，垂直一維土壤水分運動的定解問題可以表示為：

(1)

式中：θ為體積含水量，cm3/cm3；D(θ)為水擴散度，cm2/d；K(θ)為非飽和水力傳導率，cm/d；z為土壤深度，cm；t為時間，d；S(z，t)為作物根系吸水率，cm3/d。

本實驗采用Van Genuchten-Mualem公式處理水分特征曲線，其表達形式如下：

(2)

(3)

(4)

式中：h為負的土壤吸力；θs為土壤飽和含水量，cm3/cm3；θr為土壤風干含水量，cm3/cm3；Ks為土壤飽和導水率，cm/d；Se為有效含水量(飽和度)；n和α為經驗系數；l為孔隙關聯度參數，一般取值0.5。

考慮到作物根系吸水的因素，本文采用Feddes 提出的根系吸水模型：

S(z,t)=γ(h)Sp

(5)

(6)

式中：Sp為最大根系吸水速率；h1、h2、h3和h4分別為根系吸水厭氧點土壤吸力、根系吸水最適點開始和結束土壤吸力、根系吸水萎蔫點土壤吸力。

2.2.2 土壤溶質運動基本方程

在不考慮土壤鹽分的化合與分解、溶解與沉淀以及離子交換的情況下，以土壤可溶性鹽為研究對象，水流方程為基礎，根據多孔介質溶質運移理論，建立飽和非飽和土壤溶質運移對流和水動力彌散數學模型，方程如下：

(7)

式中：c為土壤溶液濃度，mS/cm；θ為體積含水量，cm3/cm3；D為水動力彌散系數，cm2/d；q為滲透流速，cm/d。

根據模擬結果，以土壤水電導率大小來反映土壤中溶質的含量。

2.3 模型參數與模型驗證

2.3.1 模型參數

土壤水力參數根據實測土壤粒徑組成，由Rosetta模型初值給定參數初值，然后通過2005年試驗區不同土質試驗實測數據進行參數擬合，確定主要的特征參數數值[12-18]。調整后的Van-Genuchten-Mualem公式中各個土壤水力參數值如表1所示。

表1 不同土質的土壤特性參數

考慮到玉米根系吸水的問題，其吸水參數參考Wesseling(1991年)的玉米數據庫，具體參數見表2。

表2 玉米吸水參數

注：r2H和r2L分別為兩個假設的作物潛在蒸騰率。

2.3.2 模型驗證

利用數值模擬數據與實測數據的對比，驗證模型模擬得到的試驗區2011年玉米生育期實測土壤含水率和土壤電導率(EC)數據的精度，如圖2和圖3所示。

圖2 各層土壤體積含水量模擬值與實測值

圖3 各層土壤電導率EC模擬值與實測值

對土壤含水量、電導率實測值與模擬值進行兩配對樣本T檢驗，檢驗樣本數量為48。通過查t界值表(雙側)并統計計算，得到土壤含水量、電導率實測值與模擬值檢驗精度(表3)，結果表明：試驗區2011年玉米生育期實測土壤含水率和土壤電導率(EC)與模擬值相關性分別為0.917、0.893。土壤含水率和電導率配對T檢驗的顯著性水平P值都不在置信區間(α=0.05)，說明土壤含水率和電導率的模擬值與實測值有很好相關性且無顯著差異，表明各個參數值可靠，模型模擬情況良好，能夠應用于不同土質下水鹽運移研究。

表3 HYDRUS-1D模型模擬精度評價

3 結果與分析

解放閘灌域主要有4種不同土質土壤，分別為壤土、黏壤土、粉砂質黏壤土、壤質黏土，利用模型模擬土層為0～20 cm，各個土層土質相同。模擬時段為玉米的生長時期(2005年6月20日至2005年8月28日)，一共70 d。采用變時間步長剖分方式，據收斂迭代次數調整時間步長。設定初始時間步長為0.1 d，最小步長為0.1 d，最大步長為10 d。土壤含水量容許偏差為0.000 5，壓力水頭容許偏差為1 cm。根據解放閘灌域玉米灌溉制度(表4)，利用驗證的水鹽運移模型，對不同土質的水鹽運移進行模擬，并進行對比分析。

表4 解放閘灌域玉米灌溉制度調查表

3.1 不同土質土壤含水率比較分析

圖4給出了不同土質條件下各土層體積含水量的變化情況。由圖4可知，0～10與10～20 cm土壤體積含水量變化基本一致，10～20 cm含水量變化相對穩定，10～20 cm土壤含水量高于0～10 cm，兩個土層土壤體積含水量差異明顯。每個灌水時期內各土層土壤體積含水量隨著灌水而增加，且增加趨勢隨著灌水定額減小而降低。從不同土質來看，壤土0～10 cm的平均土壤體積含水量約為19.9%，10～20 cm為35.1%；黏壤土0～10 cm的平均土壤體積含水量約為20.2%，10～20 cm為35.3%；粉砂質黏壤土0～10 cm的平均土壤體積含水量約為21.7%，10～20 cm為36.7%；壤質黏土0～10 cm的平均土壤體積含水量約為20.5%，10～20 cm為35.7%。其中，粉砂質黏壤土土壤體積含水量最高。

圖4 基于不同土質模擬各土層含水率變化

3.2 不同土質土壤含鹽量比較分析

圖5給出了不同土質條件下各土層電導率EC值的變化情況。由圖5可知，0～10與10～20 cm土壤含鹽量變化基本一致，0～10 cm土壤含鹽量高于10～20 cm。每個灌水時期內各土層含鹽量隨著灌水而下降，且下降趨勢隨著灌水定額減小而降低。在玉米生育末期，鹽分基本都有所積累，其中，壤土和黏壤土鹽分積累量最多，這說明壤土和黏壤土土質最為接近，壤質黏土鹽分累積量雖不突出，與壤土和黏壤土也較為接近，而粉砂質黏壤土含鹽量呈下降趨勢，這說明粉砂質黏壤土與其他土壤土質差別較大。在壤土中，0～10 cm含鹽量變化比10～20 cm含鹽量變化明顯。灌水定額越大，粉砂質黏壤土與壤質黏土中的鹽分隨著水分運動表現的降低效果明顯，這說明在增加一定灌水定額的情況下，粉砂質黏壤土與壤質黏土土壤更利于玉米生育。

圖5 基于不同土質模擬各土層電導率(EC)變化

4 討 論

在玉米拔節時期，灌水定額為1 050 m3/hm2，壤土、粉砂質黏壤土、壤質黏土中含水量都有所上升，壤土含水量更早達到飽和，而黏壤土由于土質的原因含水量下降；孕穗時期，灌水定額為900 m3/hm2，粉砂質黏壤土含水量持續小幅上升，壤土與黏壤土含水量變化穩定，壤質黏土含水量大幅下降，這說明壤質黏土含水量已達飽和；抽雄時期，灌水定額仍為900 m3/hm2，但粉砂質黏壤土含水量下降，壤土、粉砂質黏壤土、壤質黏土中含水量有所上升；灌漿時期，灌水定額為750 m3/hm2，4種土壤含水量大致呈現下降趨勢，壤土體積含水量最少，這說明壤土透水性最好。總體來看，0～10 cm土壤含水量整體高于10～20 cm土壤含水量，0～10與10～20 cm土層土壤含水量變化規律基本一致，且相對穩定；隨著灌水定額減少，各層土壤含水量都有減少趨勢。

各個時期土壤含鹽量變化由電導率變化來反映。土壤各土層電導率與土壤含水量變化趨勢相反，壤土各土層電導率先下降，后上升，再減少后升高，呈現波段式變化，體現了灌溉積鹽的過程；粉砂質黏壤土各土層電導率也是先下降，后上升，再減少后升高，但變化周期長，體現了不同土質對土壤含鹽量的影響；黏壤土含鹽量的變化與其他土壤有所不同，但也明顯體現了積鹽特征。在作物生長時期，壤土、黏壤土、壤質黏土在0～10 cm土層積鹽明顯，壤土、黏壤土在10～20 cm土層積鹽顯著。粉砂質黏壤土在各土層含鹽量都有減少趨勢。灌水定額越大，粉砂質黏壤土、壤質黏土各土層含鹽量減少趨勢明顯。

5 結 語

應用HYDRUS-1D模型對玉米田間土壤剖面水鹽運移規律進行模擬分析，經過試驗實測數據對比，該模型能夠較好地模擬水鹽在土壤中隨時間變化的趨勢，可以運用于模擬灌區土壤水鹽運移規律研究。

(1)在玉米的全生育期內，不同土質下0～10與10～20 cm土壤體積含水量變化基本一致，且土壤含水量隨著灌水定額的增大而增大。從不同土質來看，壤土、黏壤土、壤質黏土0～10 cm的平均土壤體積含水量約為20%，10～20 cm為35%；粉砂質黏壤土0～10 cm的平均土壤體積含水量約為21.7%，10～20 cm為36.7%。同等條件下粉砂質黏壤土含水量高于其他3種土質的含水量。

(2)不同土質和灌水定額對土壤累積含鹽量影響顯著，隨著灌水定額的增大土壤鹽分減小的趨勢增大。灌水定額越大，粉砂質黏壤土與壤質黏土中的鹽分隨著水分運動表現的降低效果明顯，這說明在增加一定灌水定額的情況下，粉砂質黏壤土與壤質黏土土壤更利于玉米生育。