內蒙古河套灌區典型耕、荒地水鹽動態分析

袁成福，馮紹元，莊旭東，錢 爭

(1.揚州大學水利科學與工程學院，江蘇 揚州 225009；2.江西農業大學國土資源與環境學院，江西 南昌 330045)

內蒙古河套灌區是我國三個特大型灌區之一，也是我國重要的商品糧、油生產基地[1-2]。河套灌區總土地面積為1.19×104km2，其中灌溉面積為5.74×103km2，鹽荒地面積達2.09×103km2，接近灌溉面積的40%[3-4]。河套灌區的鹽荒地在灌區內呈零星狀分布，主要分布于耕地之間及沙丘、湖泊的周圍，是一種特殊的土地類型，在灌區內儲存有大量的鹽分，具有調節灌區水鹽平衡的重要作用[5-6]。目前國內外有關灌區水鹽運移規律和鹽堿化問題的研究主要集中于耕地或原有的水鹽平衡體系。郝芳華等[7]對河套灌區不同作物種植區及不同灌溉時期的水分動態變化規律及水平衡特征進行了研究，結果表明，不同作物地塊間土壤水分的差異主要體現在作物生長期，灌區田間水循環過程屬于“灌溉(降雨)-下滲(優勢流)-潛水蒸發型”。柯雋迪等[8]通過河套灌區土壤水鹽動態的原位監測，并應用HYDRUS-EPIC耦合模型對不同灌溉條件下葵花土壤鹽分累積規律進行了研究。劉顯澤等[9]根據河套灌區義長灌域典型研究區試驗觀測資料，分析了研究區土壤含鹽量在垂向剖面上的分布特征和變化規律，研究了地下水位埋深和礦化度季節性變化規律及其對土壤鹽分運移的影響。岳衛峰等[10]在河套灌區節水灌溉實施之前對河套灌區水鹽運移及平衡進行了研究，建立了非農區-農區-水域的水鹽運移及均衡模型，并定量分析了水鹽遷移量。韓宇平等[11]研究了寧夏青銅峽灌區的水鹽運移與轉化的關系，定量計算了灌區農區-非農區的鹽分遷移量，探明了灌區水鹽平衡與轉化規律。在灌區鹽堿化問題方面，大量研究表明灌區地下水位埋深小于臨界深度及地下水礦化度較高，是造成土壤鹽堿化問題的主要原因，控制地下水位在合理的深度是防止灌區土壤鹽堿化發生的重要途徑[12-15]。然而，近年來，隨著土地利用價值的增加，鹽荒地被不斷開墾，耕地面積不斷擴大，鹽荒地面積逐漸減少。同時隨著灌區續建配套與節水改造工程的實施，河套灌區引黃水量由年均52 億m3左右下降到40億m3[16-17]。在這種強人類活動的影響下，耕、荒地之間的水鹽運移發生了變化，原有的水鹽平衡體系被打破，而新的水鹽平衡體系下的耕、荒地水鹽平衡機制尚不十分明晰。針對灌區新的水鹽平衡體系下的耕、荒地水鹽運移規律及其平衡的研究較少。因此，本研究在河套灌區實施節水灌溉狀態的背景下，在永濟灌域選取典型研究區，通過對耕、荒地地下水、土壤水鹽的監測，分析耕、荒地水鹽動態規律及其主要影響因素，研究地下水位埋深與礦化度對土壤含鹽量的影響，探討鹽荒地對耕地的“旱排”作用，以期為河套灌區節水控鹽及防治土壤鹽堿化提供理論依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區位于內蒙古河套灌區的中國農業大學永濟試驗基地(圖1)，處于內蒙古自治區巴彥淖爾市臨河區干召鎮民主村境內，地理坐標為東經107°15′～107°18′，北緯40°43′～40°46′。研究區屬于中溫帶半干旱大陸性氣候，干旱少雨，蒸發強烈，多年平均降雨量為160 mm，多年平均蒸發量為2 240 mm[18]。土壤凍結從每年的11月中下旬開始，凍土層厚度為1.0～1.3m，在4月中旬開始融通。研究區地下水位埋深較淺，平均地下水位埋深為1.6～2.2 m，其中3月最深，在2.5 m以下，11月最淺，為0～1.0 m。研究區海拔1 040～1 042 m，總面積約507 hm2，主要有耕地、鹽荒地兩種土地利用類型，其中耕地面積占58%。研究區由一條分干渠(合濟分干渠)和兩條支渠(新利支渠和新丈支渠)控制。研究區鹽荒地分布相對集中，主要集中在研究區中部和西北部區域，東、南、西三面由耕地圍繞，且鹽荒地比耕地地勢低，為耕地水鹽主要排泄區域，該研究區是河套灌區典型的“旱排”區域。

1.2 水鹽觀測布設

野外觀測于2019年5月—2020年11月進行，研究區內耕地與鹽荒地相鄰，且鹽荒地地勢比耕地更低，在選取的耕地與鹽荒地中布設12眼地下水觀測井(圖1)，觀測井深度均為3 m，直徑為10 cm，其中1#、2#、11#觀測井布置在葵花地，3#、4#、7#、9#觀測井布置在玉米地，5#、6#、8#、10#、12#觀測井布置在鹽荒地。12眼觀測井所在的田塊分別表示為 KH1(1#)、KH2(2#)、KH3(11#)，YM1(3#)、YM2(4#)、YM3(7#)、YM4(9#)，YH1(8#)、YH2(5#)、YH3(12#)、YH4(10#)、YH5(6#)，選擇1～12#觀測井所在的田塊布設土壤采樣點，土壤采樣點離觀測井距離3～5 m。

圖1 研究區位置示意圖Fig.1 Location sketch map of study area

1.3 觀測項目及方法

在作物播種前、夏灌前后、秋灌前后和秋澆前后在土壤采樣點利用土鉆田間分層獲取土樣，其中耕地和YH3(12#)鹽荒地土層均分為6層，分別為0～10、10～20、20～40、40～60、60～80 cm和80～100 cm；其余鹽荒地由于地勢較低，地下水位埋深較淺，采樣土層分為4層，分別為0～10、10～20、20～40 cm和40～60 cm，每個采樣點取土重復3次。采用烘干法測定土壤含水率；采用電導率儀(DDSJ-308A，上海雷磁儀器公司)測定土壤飽和浸提液的電導率EC1∶5，并根據公式 (S=2.882EC1∶5+0.183)將土壤電導率換算成土壤含鹽量[19]。試驗觀測期間每7 d測定1次觀測井地下水位埋深和礦化度，地下水位埋深采用鋼尺水位計(JK22924，北京精凱達儀器公司)測定；在測定地下水位埋深的同時測定地下水的電導率(EC)，并根據公式(T=0.69EC)把地下水電導率換算成地下水礦化度[20]。利用激光粒度分析儀(Mastersizer 2000,Malvern,UK)測定耕地和鹽荒地土壤顆粒組成，耕地和鹽荒地的土壤物理性質見表1、2。研究區種植的玉米品種為西單10號，5月初播種，9月底收獲；種植的葵花品種為美葵361號，6月初播種，9月底收獲。通過實地調查，研究區玉米和葵花的灌溉制度如表3所示。氣象數據通過中國農業大學永濟試驗基地安裝的自動氣象站下載采集獲得。

表1 耕地土壤物理性質Table 1 Soil physical properties of cultivated land

表2 鹽荒地土壤物理性質Table 2 Soil physical properties of saline wasteland

表3 研究區灌溉制度/mmTable 3 Irrigation scheduling in the study area

1.4 水鹽觀測數據分析

利用Microsoft Excel 2003軟件對耕、荒地地下水與土壤水鹽觀測數據進行處理和制圖，應用SPSS 17.0統計軟件對耕、荒地地下水與土壤水鹽觀測數據進行統計分析。

2 結果與分析

2.1 內蒙古河套灌區典型耕、荒地水鹽觀測數據統計分析

利用SPSS 17.0軟件對試驗觀測數據進行經典統計分析，結果見表4。變異系數反映試驗觀測數據的離散程度，一般認為變異系數小于0.1為弱變異，大于1.0為強變異，在0.1～1.0之間為中等變異[21]。從表4可以看出，只有鹽荒地地下水礦化度的變異系數大于1.0，屬于強變異，這主要是研究區中心位置(10#附近)地下水礦化度較高，地下水礦化度最高為12.33 g·L-1，并且方差也較大，表明鹽荒地地下水礦化度波動性較大。耕地土壤含水率、土壤含鹽量、地下水位埋深和鹽荒地土壤含水率、地下水位埋深變異系數在0.2～0.5，屬于中等偏弱變異，偏度和峰度也接近于0，觀測數據基本滿足正態分布；耕地地下水礦化度和鹽荒地土壤含鹽量變異系數在0.5～0.8，屬于中等偏強變異，偏度和峰度也較大，不服從正態分布。由此可見，研究區耕地地下水礦化度、鹽荒地土壤含鹽量和地下水礦化度空間變異性較大，可能受地形地貌的影響較明顯。

表4 耕、荒地地下水與土壤水鹽觀測指標分析Table 4 Classical statistical parameters of groundwater and soil water-salt in cultivated wasteland

2.2 內蒙古河套灌區典型耕、荒地土壤水分分布規律

圖2、3分別為2019、2020年耕地與鹽荒地不同時期土壤含水率分布，以KH2(葵花地)、YM2(玉米地)和YH2(鹽荒地)為例。由圖2、3可以看出：(1)耕地與鹽荒地土壤含水率差異性較大，總體上耕地土壤含水率比鹽荒地土壤含水率變化更劇烈。(2)耕地土壤含水率在夏灌后、秋灌后和秋澆后土壤含水率較大，灌溉后地下水位逐漸上升，在灌溉入滲和潛水蒸發作用下，土壤含水率較高；耕地土壤含水率秋澆前較小，秋澆前也是一年期間地下水位埋深最大時期，土壤含水率受地下水位的影響較小，在土壤蒸發作用下，土壤含水率逐漸減小；不同耕地類型(玉米地與葵花地)土壤含水率受灌溉的影響存在一定的差異性，由于玉米生育期灌溉3次，而葵花生育期只灌溉2次，從作物耗水特性考慮，玉米也比葵花生育期耗水量更大，因此整體上看玉米地土壤含水率比葵花地土壤含水率變化更劇烈；耕地土壤含水率的差異性還受到土壤質地的影響，研究區耕地由于處在不同的地形地貌，土壤物理性質存在一定的空間變異性，特別是離鹽荒地較近的耕地，土壤質地含砂粒較多，土壤含水率較低。(3)鹽荒地土壤含水率隨土層深度的增加而增大，受地下水位埋深影響較大；在耕地灌溉季節，鹽荒地土壤含水率較高且不同時期差異性較小，這主要是鹽荒地地勢低于耕地，耕地灌溉后，耕地地下水會流向鹽荒地，使鹽荒地地下水位逐漸上升，在潛水蒸發作用下，鹽荒地土壤含水率較高，鹽荒地起到“干排水”的作用；在秋澆前，由于耕地秋灌后沒有再進行灌溉，此時鹽荒地地下水位埋深最大，土壤含水率逐漸減小，秋澆后，由于耕地秋澆灌水量較大，鹽荒地基本上被淹沒。

注：KH2—葵花地，YM2—玉米地，YH2—鹽荒地。下同。Note:KH2—sunflower field，YM2—maize field，YH2—saline wasteland.The same below.圖2 2019年耕、荒地土壤含水率分布Fig.2 Soil water distribution of cultivated land and saline wasteland in 2019

圖3 2020年耕、荒地土壤含水率分布Fig.3 Soil water distribution of cultivated land and saline wasteland in 2020

由此可見，耕地土壤含水率主要受灌溉及降雨、作物生長、地下水位埋深和土壤質地的影響，鹽荒地土壤含水率受耕地灌溉和地下水位埋深的影響。

2.3 內蒙古河套灌區典型耕、荒地土壤鹽分分布規律

圖4、5分別為2019、2020年耕地與鹽荒地不同時期土壤含鹽量分布，以KH2(葵花地)、YM2(玉米地)和YH4(鹽荒地)為例。由圖可以看出：(1)耕地與鹽荒地的土壤含鹽量差異性較大，總體上耕地土壤含鹽量小于鹽荒地土壤含鹽量。(2)灌溉季節，在灌溉和降雨作用下，土壤鹽分被淋洗，耕地不同時期土壤含鹽量變化較小，除2019年KH2土壤鹽分略高外，其余耕地土壤含鹽量均在3.5 g·kg-1以下。耕地土壤含鹽量表層土壤高于中下層土壤，隨著土壤深度的增加，土壤含鹽量表現出減小的趨勢，表層土壤含鹽量變化范圍為0.3～3.5 g·kg-1；玉米地與葵花地由于灌溉水量的不同，土壤含鹽量也存在一定的差異性，總體上葵花地土壤含鹽量略高于玉米地，玉米地由于灌溉水量比葵花地大，灌溉水淋洗鹽分更多，因此，玉米地土壤含鹽量較小。(3)鹽荒地土壤含鹽量在不同地形地貌表現出不同的變化規律，在離耕地比較近的鹽荒地，土壤含鹽量較小，土壤含鹽量在0.5～3.5 g·kg-1，這主要是因為鹽荒地與耕地存在一定的高差，灌溉季節，耕地存在側滲，側滲的水流流向附近的鹽荒地，進而淋洗鹽荒地，而離耕地較遠的鹽荒地土壤含鹽量較大，土壤含鹽量在4.0～10.0 g·kg-1，為重度鹽堿化土壤，如YH4，這些區域的鹽荒地受到耕地灌溉的影響，耕地的地下水流向地勢更低的鹽荒地地下水，鹽荒地地下水在潛水蒸發作用下向土壤表層運移，從而導致土壤鹽分不斷地累積在土壤表層，即所謂的“旱排鹽”。

圖4 2019年荒、耕地土壤含鹽量分布Fig.4 Soil salt distribution of cultivated land and saline wasteland in 2019

圖5 2020年荒、耕地土壤含鹽量分布Fig.5 Soil salt distribution of cultivated land and saline wasteland in 2020

由此可見，影響耕地土壤含鹽量的主要因素為灌溉水量和作物生長；影響鹽荒地土壤含鹽量主要是地形地貌和地下水位埋深，離耕地近的鹽荒地土壤含鹽量小于離耕地遠的鹽荒地。

2.4 內蒙古河套灌區典型耕、荒地地下水位埋深變化規律

圖6、7分別為2019、2020年各觀測井地下水位埋深變化。可以看出：(1)鹽荒地地下水位埋深低于耕地，這主要是鹽荒地高程比耕地更低，鹽荒地地下水位埋深更淺。(2)作物生育初期，春灌后各觀測井地下水位埋深較淺，耕地地下水位迅速上升，同時鹽荒地受到耕地春灌的影響，致使鹽荒地地下水位也迅速上升。(3)作物生育期內，隨著天氣溫度的升高，土壤蒸發逐漸增加，耕地地下水位埋深逐漸增加，但在灌溉時期，耕地地下水位埋深減小，耕地地下水位埋深在灌溉前后變化明顯，同時鹽荒地也受到耕地灌溉的影響，鹽荒地地下水位埋深隨之變化也較明顯。(4)秋澆前，地下水位埋深均達到一年內的最大值，這主要是耕地8月份秋灌后一直未進行灌溉，在潛水蒸發作用下，地下水位埋深逐漸增大；由于研究區秋澆灌水量較大，灌水持續時間較長，耕地和鹽荒地地下水位均逐漸上升，地下水位埋深逐漸減小，至秋澆期結束后，耕地和鹽荒地地下水位埋深均達到最小，部分地勢低洼的鹽荒地被水淹沒。在地下水觀測期間耕地地下水位埋深變化范圍為0.5～2.5 m，鹽荒地地下水位埋深變化范圍為0.0～2.0 m。

圖6 2019年地下水位埋深變化Fig.6 Variation of ground water depth from soil surface in 2019

由此可見，耕地地下水位埋深主要受灌溉的影響，地下水位埋深在春灌和秋澆時期埋深最淺，在秋澆前埋深最大，在作物生育期內，地下水位埋深在灌溉前后變化較大；鹽荒地地下水位埋深受耕地灌溉的影響較大，耕地地下水流向鹽荒地，鹽荒地為耕地的水鹽排泄區域，“旱排鹽”效果顯著。

圖7 2020年地下水位埋深變化Fig.7 Variation of ground water depth from soil surface in 2020

2.5 內蒙古河套灌區典型耕、荒地地下水礦化度變化規律

圖8、圖9分別為2019、2020年各觀測井地下水礦化度變化，圖10為兩年10#觀測井地下水礦化度變化。可以看出：(1)耕地地下水礦化度在作物生育期內呈逐漸減小的趨勢，而鹽荒地地下水礦化度則呈現增加的趨勢。(2)地下水礦化度受地形地貌的影響較大，研究區西北部10#觀測井附近為地勢最低處，為鹽堿化最嚴重的地區，10#觀測井的地下水礦化度最大，平均在8.5 g·L-1左右，地下水為重度咸水。其余離耕地比較近的鹽荒地的觀測井地下水礦化度與耕地地下水礦化度相當。耕地地下水礦化度均在3.0 g·L-1以下，為微咸水，不同地形地貌的耕地地下水礦化度略有差異，2#、3#和4#觀測井地下水礦化度略高于1#、7#和11#觀測井，這主要是2#、3#和4#觀測井地面高程低于1#、7#和11#觀測井的地面高程，地下水由高處流向低處，同時地下水鹽分隨著水分的運動而遷移。(3)在秋澆時期，研究區由于灌水量大，灌水時間持續長，抬高了耕地和鹽荒地的地下水位，耕地與鹽荒地的地下水礦化度均有所降低，耕地和鹽荒地秋澆期土壤鹽分均被淋洗。

圖8 2019年地下水礦化度變化Fig.8 Variation of groundwater salinity in 2019

圖9 2020年地下水礦化度變化Fig.9 Variation of groundwater salinity in 2020

圖10 10#觀測井(YH4)地下水礦化度變化Fig.10 Variation of groundwater salinity of 10# observation well (YH4)

由此可見，地下水礦化度主要受灌溉和地形地貌的影響，耕地地下水礦化度在3.0 g·L-1以下，鹽荒地中心區域地下水礦化度平均在8.5 g·L-1左右，地下水鹽分隨著地下水的流動而遷移，鹽荒地為耕地的排水排鹽區域，具有明顯的調節鹽分平衡的作用。

3 討論與結論

本研究在鹽荒地不同位置布設了地下水位觀測井，觀測數據表明，不同觀測井所在位置的鹽荒地土壤含鹽量及地下水礦化度差異性較大。如離耕地較遠位置的10#、12#觀測井周圍的鹽荒地土壤含鹽量和地下水礦化度較大，而與耕地交界附近的5#、6#觀測井的鹽荒地土壤含鹽量及地下水礦化度較小，表明不同地形地貌對鹽荒地的水鹽分布具有較大的影響。李亮等[22-23]在河套灌區解放閘灌域開展了耕、荒地水鹽運移規律的研究，其研究的是田間尺度下的耕、荒地水鹽運移規律，研究范圍較小，鹽荒地地形地勢較平整，不同鹽荒地位置上的土壤含鹽量及地下水礦化度差異性較小。劉顯澤等[9]及陳愛萍等[24]在河套灌區義長灌域開展了鹽荒地水鹽運移規律的研究，但鹽荒地上只布設了1眼觀測井，觀測井數量較少，并不能完全代表鹽荒地在不同位置上土壤含鹽量及地下水礦化度的大小。河套灌區的鹽荒地插花式斑狀分布于灌區內，其規模大小和地形地貌不一。本研究選擇的鹽荒地與耕地相比，地勢較低洼，坡度較大，鹽荒地面積也較大，是河套灌區比較典型的鹽荒地類型，具有較好的代表性。在耕地人工排水不暢的情況下，鹽荒地為耕地起到排水排鹽的作用。因此，本研究所得的耕、荒地水鹽運移規律在河套灌區相對來說更具有代表性。通過上述分析與討論，可以得到的主要結論：

1)耕地土壤含水率比鹽荒地土壤含水率變化更劇烈。耕地土壤含水率的主要影響因素是灌溉及降雨、作物生長、地下水位埋深和土壤質地；鹽荒地土壤含水率的主要影響因素是耕地灌溉和地下水位埋深。

2)耕地土壤含鹽量在3.5 g·kg-1以下，為輕度鹽堿化土壤，土壤鹽分主要累積在表層土壤，表層土壤含鹽量變化范圍為0.3～3.5 g·kg-1，耕地土壤含鹽量的主要影響因素是灌溉和作物生長。鹽荒地土壤含鹽量較大，鹽荒地中心區域的土壤含鹽量在4.0～10.0 g·kg-1，為重度鹽堿化土壤，鹽荒地土壤含鹽量的主要影響因素是地形地貌和地下水位埋深。

3)鹽荒地地下水位埋深低于耕地，鹽荒地地下水礦化度高于耕地。耕地與鹽荒地地下水位埋深及礦化度的主要影響因素是灌溉和地形地貌，耕地地下水礦化度在3.0 g·L-1以下，為微咸水，鹽荒地中心區域地下水礦化度平均在8.5 g·L-1左右，為重度咸水。鹽荒地為耕地重要的排水排鹽區域。

4)河套灌區零星狀分布于耕地間隙的鹽荒地是耕地的水鹽排泄區域，具有明顯的調節鹽分平衡的作用，維持著灌區鹽分的動態平衡，是河套灌區不可缺少的土地類型。