干旱區重度和輕度鹽堿地包氣帶水分運移規律

韓冬梅，周田田，馬 英，宋獻方

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干旱區重度和輕度鹽堿地包氣帶水分運移規律

韓冬梅，周田田，馬 英，宋獻方

（1. 中國科學院地理科學與資源研究所陸地水循環及地表過程重點實驗室，北京 100101； 2. 中國科學院大學資源與環境學院，北京 100049）

為揭示干旱區不同灌溉模式下的包氣帶水分運移規律，該研究綜合使用原位觀測、同位素示蹤和數值模擬等方法，對跨流域調水背景下，克拉瑪依農業開發區重度和輕度鹽堿地棉田的土壤水勢、土壤含水率和土壤水同位素組成特征，包氣帶水量平衡以及水分運移規律進行了研究。研究表明，土壤基質勢調控的滴灌模式下，重度和輕度鹽堿地的灌溉入滲主要影響深度是地表以下0~150 cm，土壤含水率和土壤水勢對灌溉和蒸散發動態變化的響應明顯，具有前期土壤水和觀測期內灌溉入滲水的混合特征。深層（重度鹽堿地150~260 cm；輕度鹽堿地250~350 cm）受地下水毛細作用影響，土壤水勢和土壤含水率對地下水埋深動態變化的響應明顯，具有前期土壤水與地下水的混合特征。輕度鹽堿地中間層（150~250 cm），幾乎不受灌溉入滲和地下水毛細作用的影響，土壤水勢和土壤含水率處于動態平衡，主要為前期土壤水的特征。HYDRUS-1D數值模擬結果表明，深層土壤水與地下水之間存在雙向交換，地下水對土壤水以補給作用為主，重度和輕度鹽堿地地下水補給占包氣帶水分來源的比例分別為7.9%和15.0%。該灌溉模式對農業開發區地下水補給有一定的抑制作用，但觀測期內區域地下水位抬升幅度在50~60 cm之間，說明存在一定的土壤次生鹽漬化和地下水咸化的潛在風險。

灌溉；土壤；水分；干旱區；包氣帶；地下水補給；穩定同位素；HYDRUS-1D

0 引 言

科學的灌溉模式可以合理地調控農田水鹽運移規律，也是開發利用和改良干旱區鹽堿地的重要措施。土壤基質勢調控的滴灌模式具有高頻、小流量、長時間的特點，能夠維持根系周圍土壤處于較高的基質勢，有利于作物根系吸水和鹽分淋洗，減小水分滲漏[1-4]。其中，通過控制滴頭正下方20 cm深度處土壤基質勢的滴灌模式，在中國的干旱區的鹽堿地開發利用中應用廣泛[5-9]。這些研究主要側重于調節包氣帶表層或作物根區范圍內的水鹽狀況使之有利于作物生長，而針對干旱區鹽堿地灌溉條件下的包氣帶水分運移規律、灌溉水對地下水可能產生的影響以及土壤水與地下水轉化關系的研究較少。

自2001年全面實施農業綜合開發以來，克拉瑪依農業開發區依靠區外調水進行灌溉，以地面灌溉為主[10]。因為極端氣候、水文地質條件和不完善的排水系統的影響，開發區內潛水位普遍上升，造成土壤次生鹽漬化、地下水咸化等不良環境現象[10-13]，尋找行之有效的節水灌溉模式迫在眉睫。

本研究以典型內陸干旱區克拉瑪依農業開發區的重度和輕度鹽堿化棉田為例，開展了土壤基質勢調控的膜下滴灌試驗，綜合原位觀測、穩定同位素示蹤和HYDRUS-1D數值模擬等方法，分析棉花不同生育階段的包氣帶水分運移過程與水量平衡，評價灌溉對地下水可能產生的影響以及土壤水與地下水轉化關系，為類似干旱區農業水資源管理和土壤次生鹽漬化防治提供科學參考。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

試驗于2010 年5—9月（棉花的生育期）在克拉瑪依農業開發區（84°50′～85°20′ E，45°22′～45°40′ N）的重度和輕度鹽堿化棉田上開展，表層30 cm內土壤含鹽量分別為6~12和2.5~6 g/kg[14]。開發區地勢低平，年降水量多年平均為105.3 mm，全年潛在水面蒸發量（采用直徑為20 cm的蒸發皿測量）達3545 mm[10]。地帶性土壤主要為沼澤土和各類鹽土以及砂質土、鈣積土，質地黏重致密[10]。由于降雨量小，目前已無有效地表徑流。地下水主要受到降水入滲、山區地下水側向徑流和灌溉回歸流滲漏補給，通過淺層土壤的蒸散發和向下游的側向徑流排泄[11]，地下水礦化度高達31.2 g/L[15]。農田灌溉主要依靠區外調水，且灌溉水的礦化度約為0.3 g/L[15]。1997~2014年，開發區平均地下水位抬升了6.9 m[16]。2010年，開發區約有87%的農田面積處于不同程度的鹽漬化水平[14]。

1.2 試驗設計與布置

重度和輕度鹽堿地試驗田各設15個試驗小區，包括5個土壤基質勢處理，分別控制滴頭下20 cm深處的土壤基質勢下限為-5、-10、-15、-20、-25 kPa，每個處理重復3次，隨機布置。每個處理各由一套重力滴灌系統控制，灌溉由安置在距地面1 m處的灌溉桶控制，桶高1 m，桶容積900 L，桶底部由球閥控制開關，重度和輕度鹽堿地的滴頭流量分別為0.4~0.56 L/h和2.7 L/h。棉花于2010年5月7日播種，6月1日開始進行灌溉處理，8月26日結束灌溉試驗。播種后當天進行首次灌溉，灌水定額為39.2 mm，以淋洗土壤鹽分和提高土壤底墑。處理開始前統一灌溉，控制土壤基質勢下限為-10 kPa。定苗后開始處理，利用負壓計控制灌溉，一天觀測3次（08:00, 12:00, 18:00），一旦發現土壤水基質勢下降到設計值，立即開始灌溉，每次的灌水定額是9.8 mm。

選擇土壤基質勢下限為-10 kPa的重度鹽堿地試驗小區和-20 kPa的輕度鹽堿地試驗小區進行包氣帶水分運移規律研究。重度鹽堿地為壟作覆膜滴灌模式，壟間距0.8 m，壟寬（膜寬）0.4 m，壟高0.15 m，壟長3.8 m，每壟布設一條滴灌帶，2行棉花，棉花行距0.2 m，株距0.1 m，重度鹽堿地試驗小區內有10 壟10條滴灌帶，面積為30.4 m2；輕度鹽堿地為平播覆膜滴灌模式，膜寬1.6 m，膜長3.8 m，每膜布設一條滴灌帶，4行棉花，棉花行距分別為0.2、0.4、0.2 m，株距0.1 m，輕度鹽堿地試驗小區內有5條滴灌帶，面積為30.4 m2。試驗開始前，地下水埋深分別為290和380 cm左右。

1.3 數據獲取

利用DAVIS自動氣象站（精度為每15 min記錄一次）觀測降水量等氣象因素。由于越往深處，受入滲和蒸散發等外界的影響越小，土壤水分的動態變化越小，因此利用DLS-Ⅱ系列直管式負壓計，在滴灌帶正下方不同垂向深度由密到疏布置觀測點（重度鹽堿地100、120、150、180、220、260 cm，共6個觀測深度；輕度鹽堿地120、150、180、210、250、300、350 cm，共7個觀測深度，見圖1），監測基質勢的動態變化，每天上午8：00人工記錄，重度和輕度鹽堿地的觀測期分別為5月19日—9月21日和5月21日—9月23日。地下水埋深通過觀測孔直接測量，每天上午08：00人工記錄，重度和輕度鹽堿地的觀測期分別為5月20日—9月22日和5月31日—9月22日。

降水通過漏斗收集在木箱內的100 mL塑料瓶內，每次降雨停止后采集。重度和輕度鹽堿地的灌溉水的采樣時期分別為7月19日—8月26日和7月18日—9月10日。在土壤含水率高時，利用手動低真空裝置連續抽取剖面不同深度（與負壓計監測深度相同）的土壤水，裝入25 mL塑料瓶，重度和輕度鹽堿地的采樣時期分別為8月20日—9月6日和7月26日—8月20日。利用LGR液態水同位素分析儀對所采集水樣進行氫氧環境同位素分析，氫氧同位素的測定誤差分別為±1‰和±0.1‰。同位素組成用樣品的同位素比值（sample＝2H/1H 或18O/16O）相對于國際標準平均海水（vienna standard mean ocean water，VSMOW）中相應比值（VSMOW）的標準偏差sample表示（見式（1））。在滴頭正下方不同深度（重度鹽堿地0~260 cm；輕度鹽堿地0~350 cm，取樣間隔為10 cm）取土樣，用于土壤含水率和土壤質地的測定，重度和輕度鹽堿地的采樣時期分別為8月4日—9月18日和8月3日—9月18日。土壤含水率采用烘干法測定。土壤質地采用激光粒度儀（Mastersizer 2000）測定，結果見表1。

（1）

表1 土壤質地與干容重

2 結果與分析

2.1 土壤水勢的動態變化

棉花生育期內，降水、灌溉、土壤水勢、地下水埋深的動態變化見圖2。

注：觀測期可劃分為苗期（5月7日—6月1日）、蕾期（6月1日—7月10日）、花期（7月10日—8月20日）、鈴期（8月20日—9月20日）。地下水埋深間斷點表示缺測。

由圖2知，重度和輕度鹽堿地的表層（0~150 cm）土壤水勢梯度基本為負值，以向下入滲為主，在苗期、蕾期和花期，灌溉加強，土壤水勢隨時間增大而增大；在花期末期及鈴期，灌溉減少至停止，而蒸散發繼續，土壤水勢隨時間增大而減小，該層土壤水勢對灌溉和蒸散發動態變化的響應明顯，土壤水勢范圍分別為-274.9~-138.8 cm和-541.9 ~-109.0 cm。輕度鹽堿地中間層（150~250 cm），土壤水勢梯度向下（150~180 cm、210~250 cm）和向上（180~210 cm）都存在，土壤水勢在收斂型零通量面處（約180 cm）隨時間增大而增大，在發散型零通量面處（約150和210 cm）隨時間增大而減小，但整體處于動態平衡，說明基本不受入滲和地下水毛細作用的影響，土壤水勢范圍為-511.7~49.7 cm（圖2c、2d）。深層（重度鹽堿地150~260 cm，輕度鹽堿地250~350 cm）土壤水勢梯度向上，受地下水毛細作用影響。在苗期、蕾期和花期，地下水位逐漸抬升，土壤水勢隨時間增大而增大。在棉鈴期，重度鹽堿地地下水位抬升緩慢甚至下降，150~260 cm土壤水勢隨時間幾乎不變或稍有減小；而輕度鹽堿地在棉鈴期由于地下水埋深已經減小至330 cm左右并維持穩定，250~350 cm土壤水勢幾乎不隨時間變化。重度和輕度鹽堿地深層的土壤水勢對地下水埋深動態變化的響應明顯，土壤水勢范圍分別為?257.2~?184.2?和-490.3~ 42.1 cm。

2.2 土壤含水率的分布特征

花鈴期內，土壤含水率的時空分布見圖3。

圖3 花鈴期土壤含水率的分布

由圖3可知，重度和輕鹽堿地表層（0~150 cm）土壤含水率在灌溉期（8月3日、8月4日、8月18日）增大，非灌溉期（9月11日和9月18日）減小，其中0~60 cm隨時間的變化比60~150 cm更為明顯。淺表層（60 cm以內）隨深度增加，重度鹽堿地土壤含水率從0.2~0.3增加到0.45，輕度鹽堿地土壤含水率從0.1~0.25減小到0.1~0.2，在50 cm左右存在明顯的低值拐點，分別為0.3和0.1~0.2，這是由于40~60 cm左右是膜下滴灌棉花的主要根系吸水層[17]。60~150 cm土壤含水率主要受土壤質地控制，重度鹽堿地表現在粉土層（60~120 cm）由0.3增加到0.45；在砂質壤土層（120~150 cm）減小到0.2左右；輕度鹽堿地表現在細顆粒層（60~120 cm）從0.1~0.2增加到0.4，在粗顆粒層（120~150 cm）減小到0.2。輕度鹽堿地中間層（150~250 cm）土壤含水率主要受土壤質地控制，表現為在細顆粒層（150~220 cm）由0.2增加到0.35；在粗顆粒層（220~250 cm）由0.35減小到0.05（圖 3b）。深層（重度鹽堿地150~260 cm；輕度鹽堿地250~350 cm），隨深度增加，重度鹽堿地含水率從0.3增加到0.42；輕度鹽堿地含水率從0.05增加到0.4。

2.3 土壤水同位素組成的分布特征

花鈴期內，降水、灌溉水、土壤水、地下水的氘氧同位素變化見圖4。

圖4 花鈴期降水、灌溉水、土壤水、地下水樣的氘氧同位素變化

本文中的試驗區的大氣降水線（local meteoric water line, LMWL）來自于文獻[18]，根據全球降水同位素觀測網的烏魯木齊降水同位素資料（1986—2002年）擬合得到（2H=7.218O+4.5）。實測重度鹽堿地降水的18O范圍為?4.8‰~?1.0‰（平均值為?3.6‰），2H范圍為?44‰~?18‰（平均值為?30‰），灌溉水的18O范圍為?15.3‰~?14.7‰（平均值為?15.0‰），2H范圍為?113‰~?109‰（平均值為?111‰）。實測輕度鹽堿地降水的18O范圍為?5.7‰~1.0‰（平均值為?3.3‰），2H范圍為?51‰~?9‰（平均值為?30‰），灌溉水的18O范圍為?15.1‰~?14.0‰（平均值為?14.8‰），2H范圍為?112‰~?106‰（平均值為?110‰）。地下水同位素采用前人研究中的2009年試驗點附近監測井的地下水同位素值[19]，重度鹽堿地地下水的18O和2H分別為?7.8‰和?74‰，輕度鹽堿地地下水的18O和2H分別為?5.7‰和?46‰。由圖4a知，重度鹽堿地土壤水的18O范圍為?14.4‰~?7.3‰（平均值為?10.1‰），2H范圍為?95‰~?70‰（平均值為?83‰），土壤水同位素組成在100 cm較為富集；120、150 cm較為貧化，明顯接近灌溉水；180、260 cm隨深度增加越來越富集，逐漸接近地下水。由圖4b知，輕度鹽堿地土壤水的18O范圍為?10.5‰~?4.9‰（平均值為?6.6‰），2H范圍為?75‰~?62‰（平均值為?65‰），土壤水的同位素組成在120 cm較為貧化，相比于其他層位更接近灌溉水；180、210 cm較為富集；250、300、350 cm隨深度增加越來越富集，逐漸接近地下水。與重度鹽堿地相比，輕度鹽堿地土壤水同位素組成沒有明顯的分層性。

2.4 包氣帶水分運移數值模擬

HYDRUS-1D是美國農業部鹽土實驗室開發的模擬非飽和介質中一維水分、熱量、溶質運移的模型，被廣泛應用于室內和野外試驗中水分和溶質運移模擬等方面[20]。當未對滴灌方式下的水平濕潤鋒進行調查，將滴灌方式下的土壤水分運動問題作一維處理，采用HYDRUS-1D軟件模擬覆膜滴灌條件下的土壤水分垂向運移[21-22]。重度和輕度鹽堿地模擬區深度分別取260和350 cm。重度鹽堿地模擬期為5月19日—8月26日（灌溉期），共100 d。受表層土壤水勢初始觀測時間的限制，輕度鹽堿地的模擬期選為7月1日—8月26日（灌溉集中期），共57 d。初始條件根據實測的土壤水壓力水頭設定。上邊界條件設為允許積水的大氣邊界，根據灌溉量、降水量、蒸發量、蒸騰量設定。由于灌溉（降水）量小，滴灌不存在地表徑流，地表允許積水深度設為10 cm。下邊界設為已知壓力水頭邊界，根據實測的土壤水壓力水頭的動態變化設定。

不同深度的土壤水壓力水頭的模擬值和實測值的Pearson相關系數和RMSE（root mean squared error, 均方根誤差）見表2。

表2 土壤水壓力水頭實測值與模擬值的擬合精度評價

由表2可知，越往深處，受到灌溉（降水）和蒸散發等的影響越小，土壤水壓力水頭實測值和模擬值擬合的相關程度越高。輕度鹽堿地中間層120、150、180 cm相關程度相對較低，主要是由于中間層基本不受本次灌溉入滲和地下水毛細作用的影響，以前期土壤水向上和向下的運移為主，土壤水壓力水頭隨時間的波動大（圖2d），而觀測的時空間隔太大，不足以反映真實的水力狀況。此外，本研究將滴灌方式下的土壤水分運動問題作一維處理，同時忽略了土壤水分入滲的滯后影響以及土壤鹽分含量對土壤水運移的影響，也會導致各層土壤水分動態的模擬值與實測值存在一定的差距。總體而言，模擬結果基本反映了滴灌方式下土壤水分的動態變化，可以應用HYDRUS-1D軟件對該條件下土壤水分運移進行模擬研究。重度和輕度鹽堿地包氣帶水均衡項的動態變化如圖5。地表通量為正表示蒸散發大于灌溉（降水）入滲量，負值則相反。底邊界通量為正表示地下水補給模擬區土壤水，負值則表示土壤水滲漏補給地下水。在幾個月的時間尺度上，作物體內水量的變化可視作為0，根系吸水量即可視作蒸騰量[23]。

注：模擬期可劃分為苗期末期（0~13 d）、蕾期（14~53 d）、花期（54~93 d）、鈴期初期（94~100 d）。

對于重度鹽堿地（圖5、圖2a）：在0~40 d，即苗期末期、蕾期前期和中期，灌溉稀疏，地表通量正負交替，蒸發量和蒸騰量隨時間增大而增大（圖5c、5 d），地下水埋深由287減小至260 cm，累積底邊界通量為正，土壤水儲存量稍有增大，但幅度不大，說明灌溉入滲與地下水補給量之和與蒸散發量相當。在40~90 d，即蕾期后期到花期結束，灌溉密集，地表通量為負，蒸發量幾乎不變，而蒸騰量隨時間增大而增大，地下水埋深由260 減小至240 cm，模擬區240~260 cm土層飽和，累積底邊界通量和土壤水儲存量迅速增大，說明灌溉入滲和地下水補給量之和大于蒸散發量。在90~100 d，即花期末期和鈴期初期，灌溉密集，地表通量為負，地下水位幾乎不變甚至稍有下降，累積底邊界通量減小，但土壤水儲存量增大，說明灌溉水入滲量大于蒸散發與深層滲漏量之和。模擬期間，累積入滲量為622.0 mm，累積蒸發量為78.0 mm，累積根系吸水量（蒸騰量）為358.0 mm，累積底邊界通量為53.4 mm，土壤水儲存量的增量為242.0 mm。灌溉水（降水）、地下水對模擬區土壤水的補給比例分別為92.1%和7.9%，模擬區土壤水主要以蒸散發的形式排泄（64.3%），土壤水儲存量的增量相對較小（35.7%）。

對于輕度鹽堿地（圖5、圖2c）：在44~65 d，即蕾期和花期初期，灌溉密集，地表通量為負，蒸發量和蒸騰量隨時間增大而增大，地下水埋深由365減小至350 cm，累積底邊界通量為負，土壤水儲存量隨時間增大而減小，說明深層滲漏和蒸散發之和大于灌溉入滲量。在65~100 d，即花期中后期和鈴期初期，灌溉密集，地表通量為負，地下水埋深由350減小至334 cm，模擬區334~350 cm土層飽和，累積底邊界通量和土壤水儲存量迅速增大，說明灌溉入滲和地下水補給量之和大于蒸散發量。模擬區底邊界通量和土壤水儲存量的變化趨勢幾乎一致。模擬期間，累積入滲量為224.0 mm，累積蒸發量為6.7 mm，累積根系吸水量（蒸騰量）為235.3 mm，累積底邊界通量為39.4 mm，土壤水儲存量增量為19.8 mm。輕度鹽堿地灌溉水（降水）、地下水對模擬區土壤水的補給比例分別為85.0%和15.0%，模擬區土壤水主要以蒸散發的形式排泄（92.4%），土壤水儲存量的增量較小（7.6%）。

3 討 論

3.1 包氣帶水分運移的異同點

從土壤水勢、土壤含水率、土壤水同位素組成的時空分布特征來看（圖2、圖3、圖4）：重度和輕度鹽堿地地表以下0~150 cm土壤水勢和土壤含水率在灌溉期增大，而在非灌溉期減小，說明灌溉（降水）入滲和蒸散發動態變化的響應明顯，是主要的入滲影響深度。其中0~60 cm是北疆膜下滴灌棉花的主要根系分布深度[24]，隨時間的變化比60~150 cm更為明顯。因此，在灌溉模式能有效淋洗棉花根區鹽分。研究表明，由于2008—2010年的連續淋洗，開發區0~120 cm土壤鹽分明顯減少，并在重度鹽堿地0~40 cm處形成一個明顯的鹽分淡化區[25]。在干旱區，由于蒸發強烈，前期土壤水同位素組成富集[26]，受本次試驗期間貧化的灌溉水入滲的影響，重度和輕度鹽堿地表層0~150 cm表現為觀測期內灌溉入滲水與前期土壤水的混合特征[27]。具體來說，重度鹽堿地100 cm深度處土壤質地為粉土（表1），觀測期內灌溉入滲水對前期土壤水的替代作用較弱，主要為前期土壤水，同位素組成較為富集。而120、150 cm深度處為砂質壤土及壤質砂土（表1），本次試驗的灌溉入滲對前期土壤水的替代作用較強，其土壤水同位素組成最接近于灌溉水。觀測期內在輕度鹽堿地120 cm深度處出現灌溉入滲水和前期土壤水的混合，同位素組成比其他層位貧化。深層（重度鹽堿地150~260 cm；輕度鹽堿地250~350 cm）受地下水毛細作用的影響，土壤水勢和土壤含水率對地下水埋深動態變化的響應明顯，土壤水同位素組成隨深度增加越來越富集，逐漸接近地下水。與重度鹽堿地不同的是，輕度鹽堿地存在中間層150~250 cm，幾乎不受灌溉（降水）入滲和地下水毛細作用的影響，土壤水勢和土壤含水率處于動態平衡，土壤水同位素組成較為富集，主要是前期土壤水的特征。由于該層質地分層明顯使得土壤水勢梯度方向多變（表1、圖2 d），不同深度土壤水分充分混合，使得土壤水同位素組成沒有明顯的分層性[28]。

從數值模擬的結果來看（圖5）：對于重度和輕度鹽堿地，模擬期間地下水對土壤水以補給作用為主，灌溉水主要以蒸散發的形式排泄，土壤水儲存量的增量較小。然而，由于重度鹽堿地的基質勢調控水平高于輕度鹽堿地（分別為-10和-20 kPa），因此試驗期間重度鹽堿地的累積灌溉量（607.6 mm）高于輕度鹽堿地（529.2 mm），使得重度鹽堿地灌溉水（降水）的補給比例和土壤水儲存量的增量相對高于輕度鹽堿地。

3.2 土壤水與地下水的轉化關系

在模擬期的少數時段，如重度鹽堿地鈴期初期（90~100 d）、輕度鹽堿地蕾期和花期初期（0~20 d），累積底邊界通量稍有減小（圖5 e），說明產生了深層滲漏，土壤水補給地下水；其余時段累積底邊界通量增加，地下水補給土壤水。因此，在灌溉期，土壤水與地下水之間存在雙向交換，且地下水對深部土壤水以補給作用為主，地下水補給占重度和輕度鹽堿地模擬區土壤水分來源的比例分別為7.9%和15.0%。然而，僅觀測期內開發區的地下水位抬升了50~60 cm（圖2），由于開發地下水礦化度較高（高達31.2 g/L[15]），隨著區域地下水位的進一步抬升，表層和深層逐漸貫通，土壤水與地下水的交換量增大，存在土壤次生鹽漬化與地下水咸化的潛在威脅[29-30]。輕度鹽堿地中間層的存在增加了作物根區與地下水位之間的距離，使得輕度鹽堿地相比重度鹽堿地更難發生土壤次生鹽漬化。

4 結 論

本文綜合使用原位觀測、同位素示蹤和數值模擬的方法，研究了克拉瑪依農業開發區跨流域調水背景下重度和輕度鹽堿化棉田在基質勢調控的滴灌模式下的包氣帶水分運移規律，得到的主要結論如下：

1）重度和輕度鹽堿地的主要灌溉入滲影響深度為地表以下0~150 cm，土壤含水率和土壤水勢對灌溉和蒸散發動態變化的響應明顯，具有前期土壤水和灌溉水的混合特征。深層（重度鹽堿地150~260 cm；輕度鹽堿地250~350 cm）受地下水毛細作用影響，土壤水勢和土壤含水率對地下水埋深動態變化的響應明顯，具有前期土壤水和地下水的混合特征。輕度鹽堿地中間層（150~250 cm）幾乎不受入滲和地下水毛細作用的影響，土壤水勢和土壤含水率處于動態平衡，主要是前期土壤水的特征。

2）在模擬期，重度鹽堿地灌溉水（降水）、地下水對模擬區土壤水的補給比例分別為92.1%和7.9%，模擬區土壤水主要以蒸散發的形式排泄（64.3%），土壤水儲存量的增量相對較小（35.7%）。輕度鹽堿地灌溉水（降水）、地下水對模擬區土壤水的補給比例分別為85.0%和15.0%，模擬區土壤水主要以蒸散發的形式排泄（92.4%），土壤水儲存量的增量較小（7.6%）。土壤水與地下水之間存在雙向交換，地下水對模擬區深部土壤水以補給作用為主。

研究表明，干旱區覆膜灌溉模式下，灌溉水入滲的影響深度有限，有利于抑制農業開發區的地下水位抬升，但試驗點為地下水淺埋區，土壤水與地下水之間存在雙向交換，隨著區域地下水位的抬升（僅觀測期內的上升幅度在50~60 cm之間），存在土壤次生鹽漬化與地下水咸化的風險。為了實現開發區農業水資源高效利用和防治水土環境惡化，開發區亟需加強節水灌溉措施和完善排水系統以抑制區域地下水位抬升。

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Water movement law through unsaturated zone in severe and mild saline-alkali fields in arid region

Han Dongmei, Zhou Tiantian, Ma Ying, Song Xianfang

(1.,,,100101,; 2.,100049,)

To investigate water movement through the unsaturated zone under different kinds of irrigation modes can provide scientific basis for decreasing dryland salinity in arid area. Most researches focused on controlling water and salt conditions of the topsoil or creating a suitable environment within the root zone for plants growth. However, there are few studies on the mechanism of soil water movement in the unsaturated zone under drip irrigation and its impacts on groundwater recharge, or the relationship between soil water and groundwater. In this study, we analyzed water movement through the unsaturated zone in severe (Plot 1) and mild (Plot 2) saline-alkali cotton fields of the Karamay Agricultural Development Area (KADA) accompanied by interbasin water transfer, based on in-situ observation, stable isotopes tracing, and numerical simulation. The results show that under matric potential controlled drip irrigation, infiltration depths are about 0-150 cm for both plots, and the dynamics of soil water content (SWC) and soil water potential (SWP) show the responses to irrigation and evapotranspiration. Soil water in this layer is the mixture of antecedent soil water and irrigation water during the observation. The depths of 150-260 cm for Plot 1 and 250-350 cm for Plot 2 are affected by capillary upflow from groundwater, and the dynamics of the SWC and SWP vary with the water table depth. Soil water in these depths is the mixture of the antecedent water and groundwater. There is a middle layer (150-250 cm) in Plot 2, neither affected by infiltration nor groundwater capillary rise, along with dynamic balance of SWC and SWP. And soil water in this layer is dominated by the antecedent water. According to HYDRUS-1D modelling results, for Plot 1, irrigation (precipitation) and groundwater respectively account for 92.1% and 7.9% of the sources of the unsaturated zone, while evapotranspiration and soil water storage increase account for 64.3% and 35.7% of the sinks of the unsaturated zone, respectively. For Plot 2, irrigation (precipitation) and groundwater account for 85.0% and 15.0% of the sources of the unsaturated zone, respectively, while evapotranspiration and soil water storage increase account for 92.4% and 7.6% of the sinks of the unsaturated zone, respectively. The ratio difference at these 2 plots is caused by higher irrigation amount along with higher matric potential control level at Plot 1. There is a two-way exchange between deep soil water and groundwater, and groundwater recharges soil water in general. The current drip irrigation mode in the cotton fields can be conductive to salt leaching out of the main root zone, i.e., within the 60 cm depth below ground surface in this area. Plot 2 was less prone to secondary salinization in comparison with Plot 1 due to the middle layer extending the distance between the root zone and groundwater. However, the water table rise of about 50-60 cm during the observation period implies the potential risk of secondary soil salinization and groundwater salinization. To prevent above phenomena, enhancing water-saving irrigation and improving current drainage systems are in urgent need.

irrigation; soils; water; arid areas; unsaturated zone; groundwater recharge; stable isotopes; HYDRUS-1D

10.11975/j.issn.1002-6819.2018.18.019

P641.131

A

1002-6819(2018)-18-0152-08

2018-04-09

2018-06-20

國家自然科學基金面上項目（41371057）資助

韓冬梅，副研究員，博士，主要從事流域水循環與地下水水文過程研究。Email：handm@igsnrr.ac.cn

韓冬梅，周田田，馬 英，宋獻方. 干旱區重度和輕度鹽堿地包氣帶水分運移規律[J]. 農業工程學報，2018，34(18)：152－159. doi：10.11975/j.issn.1002-6819.2018.18.019 http://www.tcsae.org

Han Dongmei, Zhou Tiantian, Ma Ying, Song Xianfang. Water movement law through unsaturated zone in severe and mild saline-alkali fields in arid region[J]. Transactions of the Chinese Society of Agricultural Engineering (Transactions of the CSAE), 2018, 34(18): 152－159. (in Chinese with English abstract) doi: 10.11975/j.issn.1002-6819.2018.18.019 http://www .tcsae.org