干旱灌區輪灌方式下的田間土壤水鹽運移模擬研究

徐存東，程 慧，劉璐瑤，謝佳琳，王國霞，田子荀

(華北水利水電大學 水資源高效利用與保障工程河南省協同創新中心，鄭州 450045)

灌區田間灌溉時水鹽運移具有動態的特殊性，在漫灌壓鹽長期作用下，鹽堿成分不斷積聚于田間土壤，從而使土壤逐步演變成鹽漬土，致使干旱灌區的農業水土環境不斷惡化[1]。鑒于此，國內外相關學者針對此問題開展了大量研究。Jiang等研究了灌區咸水灌溉過程水鹽運移，且發現在長期干旱狀況下幾年后鹽化過程便能達到平衡態[2]。Yakirevich等模擬了含水層的鹽分運移，量化了灌區地下水受回流灌溉水鹽堿化作用程度[3]。馮紹元等針對土壤水鹽的微觀運移進行了轉化試驗，發現了田間土壤咸水灌溉水鹽分布的特征[4]。楊金忠等構建了區域多孔介質飽和-非飽和溶質運移模型[5]。這些研究科學客觀地反映出了田間土壤水鹽的微觀運移規律，為開發利用干旱灌區農業水土資源提供了科學的借鑒意義。本文選取甘肅省景電灌區為試驗研究區，基于HYDRUS-2D軟件的模擬模型研究了在田間漫灌方式下土壤的水鹽運移，探索了干旱區在灌溉-蒸散發作用下田間土壤水鹽運移的微觀態勢及規律。

1 計算模型

1.1 基本方程

綜合考量土壤飽和帶多相系統，及存在的溶質、水分的轉化與遷移，同時存在的作物對水分、鹽分的蒸散發及吸收等過程，建立各試驗點的二維垂直灌溉入滲-蒸散發橫截面模型[6]。

(1)基于水分運移的Richards方程。

(1)

式中：S為源匯項；θ為土壤體積含水量;α為水流方向與垂直向夾角；z為原點在地表的空間坐標，向下為正；K為水力傳導度;h為土體水負壓頭；t為時間變量。

(2)基于土壤鹽分運移采用CDE對流-彌散方程。

(2)

式中：S為源匯項，即為解吸或吸附項;q為水通量；ρ為土壤密度;c為溶質濃度;D為彌散系數，D=D0t+λ|V| 。

(3)基于根系吸水項采用Feddes函數。

S(h)=α(h)Sp

(3)

式中：Sp為潛在吸水速率最大值；α(h)是土壤水壓力響應值；S(h)指單位時間、體積土壤植物根系吸收的水體積。

1.2 模型條件

由于灌區高蒸發低降雨的氣候條件，加上采用輪灌灌溉方式，故模型區上邊界為開放型，可將實測的蒸散發強度及灌溉入滲量直接賦值，且將已知的壓力水頭邊界選定為下邊界并直接賦值實測的地下水埋深[7]。

(1)初始條件。

h(z,t)=h0(z),c(z,t)=c0(z),t=t0

(4)

(2)上邊界條件。在灌溉初期，上邊界處于壓力入滲狀態，位于土壤的表層產生積水且深度隨時間不斷變化，h(t)為水頭可變的第一邊界條件。

(5)

當田間地表灌溉水完全入滲，地表處于蒸散發狀態，為蒸散發強度為E時的第二邊界條件。

(6)

式中：E為表土蒸散發強度；ti為灌水持續時間；cR為灌溉水鹽濃度；c0為初始剖面土壤溶質的質量濃度；ε是縱向水量交換值。

(3)下邊界條件。

(7)

2 應用實例

2.1 研究區域概況

甘肅省景電灌區為典型的高蒸發低降雨大陸干旱性氣候，其地下水深均超過4 m。在種植期內灌溉均采用周期為12～15 d的輪灌方式，且采取地面漫灌的方式，因此選取入滲-蒸散發的模擬模型符合客觀實際條件。灌區的作物處于生育期時，土壤的水鹽運移最具代表性且最為頻繁，故試驗時間可取春小麥拔節期到孕穗期，即2013年5月10日到2013年6月5日,共26 d。依據灌區的農業用水灌溉制度，春小麥從拔節到成熟一般情況下灌溉定額為3 000 m3/hm2，為達到灌溉的壓鹽改善效果，本試驗灌溉定額選為4 000 m3/hm2，采取灌溉間隔12 d，兩次灌水且每次灌水20 cm深的方式[8]。

選取灌區內地形較平坦、田塊較規則的典型地塊作為現場試驗區，在該地塊上取邊長1.5 km的等邊三角形作為研究對象，且分別將三頂點處的格田作為灌溉試驗點1、2、3，格田面積為0.1～0.15 hm2，同時，格田應起埂50 cm以防側漏。試驗點的土壤基本為粉壤土及沙壤土，物理特性各參數值見表1。此外，土壤內鹽分以硫酸鹽-氯化物型為次要構成，以硫酸鹽為主要構成[9]。選取的試驗地塊能較好的代表景電灌區的水土環境特征。

表1 土壤水分運動特征參數

2.2 模型及網格劃分

選定試驗點田間土體，忽略側向水分交換，計算垂直最大剖深Z=350 cm的模擬區域；利用三角形等間距網格離散化模型區域，水平方向X軸節點為51個，垂直方向Z軸節點為101個，即生成1萬個網格及5 151個節點；在進行迭代計算時，離散時間單位取小時(h)，最短時間步長設定為2.4×10-5h；在允許偏差下，土壤含水量迭代精度為1×10-4，壓力水頭迭代精度為1×10-2；迭代次數最大取20，若迭代次數超過了20則將新時間步長取原時間步長的1/3重新開始迭代計算[10]；此外，增大迭代比例取1.3，增大步長迭代信號取3，縮小迭代比例取0.7，縮小步長迭代信號取7。

2.3 確定參數

分析試驗點的土壤物理、化學指標的模擬值和實測值不同之處，采用Rosetta網絡神經模型，不斷試算調整參數值，得到作物的根系吸水特性、溶質運移特性及土壤的水動力特性3個參數值，分別見表2～表4。

表2 根系吸水特性參數

表3 溶質運移特性參數

表4 土壤的水動力特性參數

3 結果討論

3.1 含鹽量變化討論

以試驗點1為分析實例，研究輪灌方式下土壤鹽分的運移動態。參數率定模擬田間水鹽的非遲滯，得到土壤在蒸散發及灌水入滲過程下含鹽量分布，見圖1～圖4。

圖1 第一輪灌水入滲過程土壤含鹽量分布圖

圖3 第二輪灌水入滲過程土壤含鹽量分布圖

圖4 第二輪蒸散發過程土壤含鹽量分布圖

分析圖 1可知，受蒸散發影響田間水鹽隨水分上移，致使地表產生積鹽，即灌水前土壤表層產生鹽分峰。灌溉后土壤表層水力梯度及含水率迅速增加，鹽分不斷被水流溶解且隨水流下滲，土層0～10 cm處含鹽量由初始的9.38%降到1 h后7.02%，6 h后降為5.49%，12 h后降為4.36%。經過24 h灌水后，積于地面的水落干，土壤表層的含鹽量降到2.89%，其脫鹽率為69.19%，即表明表層土壤的鹽分受灌水淋洗作用明顯。在灌水作用下，土壤鹽分整體呈現明顯的下移趨勢，其鹽分峰值由表層下移為1 h后的9 cm，6 h后15 cm，12 h后20 cm，24 h后23 cm。土壤的含鹽量分布在灌水24 h后實測值與模擬值變化趨勢基本相同，可設為蒸散發階段模擬的第一輪初始條件。

分析圖2可知，在地面水落干后，蒸散發作用使溶鹽水不斷上移，土壤表層在水分蒸干后稀釋出鹽分，土壤表層含鹽量從灌水2 d后3.67%回升至6 d后4.49%，12 d后6.42%，返鹽效果明顯，其返鹽率為122.15%。經過12 d的灌水，土層1～100 cm的不同深度均出現一定程度返鹽現象，但低于各層土壤含鹽量，即表明土壤耕作層受蒸散發作用返鹽。第一輪灌溉后，試驗點1的耕作層出現脫鹽現象，平均脫鹽率20.2%。土壤的含鹽量分布在灌水12 d后實測值與模擬值變化趨勢基本相同，可設為灌水階段模擬的第二輪的初始條件。

分析圖3可知，經過第二輪灌溉，灌水24 h后，表層土壤初始含鹽量由6.42%降為1.18%，其脫鹽率為81.62%，土壤鹽分峰由表層下移到100 cm處，各層土壤的鹽分均出現下移。土壤含鹽量在灌水24 h后的分布實測值與模擬值變化趨勢基本相同，可設為蒸散發階段模擬的第二輪初始條件。

分析圖4可知，蒸散發作用使田間土壤0～50 cm處含鹽量從灌水2 d后0.88%升為12 d后1.36%，其返鹽率為54.55%，田間土壤出現積鹽現象。田間土壤的鹽分峰從灌水2 d后110 cm降為12 d 160 cm處，其峰值從灌水2 d后2.62%降為12 d后1.86%，田間土壤鹽分緩慢降低。在第二輪灌溉后，試驗點1處土壤出現脫鹽現象，其平均脫鹽率為52.6%。田間土壤含鹽量在灌水12 d后的分布實測值與模擬值變化趨勢基本相同，即表明實際現象與模擬結果基本一致。

綜上所述，試驗點1在灌水期土壤鹽分受到淋洗，在輪灌的間歇期又產生返鹽，在兩輪灌溉后，試驗點1的田間土壤平均脫鹽率為52.6%，表明土壤耕作層的含鹽量變化受輪灌的淋洗作用明顯。此外，灌區地下水水位在夏灌期相對較低，未頂托地下水的水鹽運移。

3.2 模型討論

將3個試驗點得到的平均土壤含水量的實測值與模擬值進行對比，驗證所構建的數值模型，驗證結果見圖5。實測值與模擬值的貼合程度可采用標準差(SD)來衡量，計算式如下所示[11]。

(8)

式中：i為樣本號；n為觀測樣本數；X為樣本實測值；Xi為樣本模擬值。

圖5 土壤平均含鹽量模擬值與實測值對比

計算可得土壤含鹽量實測值與模擬值SD值及各個灌溉階段的脫鹽率模擬值，見表5。分析表5可得，第二輪灌水SD值均小于第一輪灌水，表明第二輪灌水的模擬準確度更好。究其原因，可能是第一輪灌水時，土壤鹽分尚未受到水的作用鹽分積聚于土壤上層，外界環境及根系的吸水作用也會造成影響，使第一輪灌水模擬準確度不高。同時，表5中，土壤含鹽量SD值均處于0.026 5～0.075 1之間，即模擬值與實測值偏差小，表明該模型擬合效果較好，結果可靠合理。

表5 實測、模擬SD值及脫鹽率

4 模型應用

應用驗證后的模型，計算停灌期典型地塊的土壤平均含鹽量，見圖6。由圖6可知，在停灌后一個月，土壤仍有脫鹽趨勢，但趨勢不明顯，可能是由于土壤中殘余水流的下滲水力梯度和蒸散發互相作用，造成土壤鹽分下降趨勢放緩。鹽分峰穩定在165 cm深處附近，峰值緩慢降低，由停灌1個月后的2.36%降至3個月后的2.03%，土壤含鹽量分布曲線坦化變形，鹽分分布逐漸均勻。持續的地表蒸散發及潛水蒸發導致土壤表層含鹽量持續上升，由停灌1個月后的1.42%上升至3個月后的1.75%，耕作層積鹽趨勢明顯，即停灌期內土壤耕作層出現了積鹽過程。

圖6 典型地塊土壤平均含鹽量分布預測

5 結 語

(1)兩次輪灌后，田間地塊中選取的典型試驗點土壤的耕作層相繼出現了兩次脫鹽與返鹽，試驗點土壤的平均脫鹽率都高于50%，表明在種植期內，采用的輪灌方式淋洗脫鹽效果明顯，停灌期內土壤耕作層則呈現返鹽積鹽的態勢。

(2)HYDRUS-2D模型能較好的模擬出土壤微觀水鹽運移的變化動態。夏灌期對小麥進行兩次的定額間歇性灌水能較徹底的淋洗積聚于土壤的鹽分，排水積鹽，在一定程度上緩解了土壤的鹽漬化問題。

(3)探索灌區不同灌溉模式下的土壤水鹽運移的特征，尋求農田閑置期土壤鹽分控制的灌溉方式，制定合理的灌溉洗鹽制度將會是今后研究的重點。

□

[1] 徐存東. 景電灌區水鹽運移對局域水土資源影響研究[D]. 蘭州：蘭州大學,2010.

[2] Jing Jiang,Shaoyuan Feng,Zailin Huo, et al. Application of the SWAP model to simulate water-salt transport under deficit irrigation with saline water[J]. Mathematical and Computer Modelling,2010,54:902-911.

[3] A Yakirevich, N Weisbrod,M Kuznetsov,et al. Modeling the impact of solute recycling on groundwater salinization under irrigated lands: a study of the Alto Piura aquifer, Peru[J]. Journal of Hydrology,2013,482:25-39.

[4] 林 琳,楊金忠,史良勝,等. 區域飽和-非飽和多孔介質的溶質運移簡化模型[J]. 水利學報,2007,38(3):342-348.

[5] 趙志才,馮紹元,霍再林,等. 咸水灌溉條件下土壤水鹽分布特征[J]. 應用生態學報,2010,21(4):945-951.

[6] 彭建平,邵愛軍. 土壤水鹽運移數值模擬----三峽工程對長江河口地區土壤水鹽動態影響評價[J]. 中國農村水利水電,2006,(2):50-53.

[7] 劉婷姍,高艷明,李建設. 不同礦化度微咸水入滲下土壤水鹽運移特征研究[J]. 灌溉排水學報,2014,33(3):68-72.

[8] 劉 瑛. 甘肅景電灌區水資源利用現狀分析[J]. 地下水,2011,33(1):127-128,137.

[9] 楊思存,車宗賢,王成寶,等. 甘肅沿黃灌區土壤鹽漬化特征及其成因[J]. 干旱區研究,2014,31(1):57-64.

[11] 李 亮,史海濱,賈錦鳳,等. 內蒙古河套灌區荒地水鹽運移規律模擬[J]. 農業工程學報,2010,26(1):31-35.