干旱區平原水庫壩后農田土壤水鹽運移的規律研究

黃 風，毛海濤，嚴新軍，林 榮

(1.重慶三峽學院土木工程學院，重慶 404100；2.新疆農業大學水利與土木工程學院，烏魯木齊 830052；3.巫溪縣后溪河水電開發有限公司，重慶 405800)

新疆是中國最大的土壤鹽堿地區，許多土地減產甚至棄耕，而眾多平原水庫造成壩后農田地下水位抬升，加劇了土壤鹽漬化的程度。新疆冰凍和非冰凍期時間幾乎相當，平原水庫在全年不同季節變化及外界氣象因素的改變對壩后農田土壤中水鹽運移的影響需要研究。

針對干旱區凍土水鹽運移，國內外已做了大量的研究。研究表明在干旱、寒冷氣候條件以及地下水埋深較淺與礦化度較高的自然條件下，土壤冰凍所造成的鹽堿化對作物的危害十分嚴重[1,2]。荊繼紅等[3]凍結過程不同潛水埋深條件下的土壤水分運移機理、土壤水與潛水之間的相互轉化關系有明顯差異；李瑞平[4]等土壤冰凍期間多年水分、鹽分和溫度的變化規律進行分析；李楊[5]介紹了土性對水分遷移過程的影響；尚松浩等[6]模擬了冰凍期土壤水熱遷移規律；崔莉紅等[7]通過凍融期土壤水鹽及其離子成分監測試驗，分析確定了土壤鹽分運移的主控離子成分和鹽分類型；太原理工大學鄭秀清、樊貴盛等對冰凍土壤水分入滲特性的影響因素進行了試驗研究[8]。針對干旱區非凍土水鹽運移，許多學者也做了大量的研究。王振華等[9]新疆棉花地下滴灌水鹽運移規律的研究；吳爭光等[10]棉花膜下滴灌土壤水鹽運移規律研究及數值模擬；劉磊等[11]干旱區棉花膜下滴灌水鹽運移規律及數值模擬研究；魏光輝等[12]棉花膜下滴灌土壤鹽分運移規律分析。綜合前人研究成果發現，缺乏系統在干旱區研究全年土壤鹽漬化變化規律的成果，由于水庫下游農田地下水埋深呈現季節性變化，凍融時期和非冰凍時期水鹽運移變化規律還需要探明。

因此，本文以新疆典型的平原水庫—恰拉水庫為例，通過HUDRUS來模擬恰拉水庫壩后農田在不同氣候下土壤水鹽運移情況。通過試驗觀測和數值模擬相互對比研究，系統研究壩后農田土壤鹽分變化特征，分析通過氣候的變化對農田土壤水鹽運移的影響，以期為壩后農田鹽漬化的防治提供理論依據和技術支撐。

1 試驗方法

1.1 研究區概括

恰拉水庫位于新疆天山南麓塔里木盆地東北邊緣塔河下游，壩體為碾壓式均質土壩。地理位置在東經86°36′～86°57′，北緯40°59′～40°04′范圍內，水庫設計庫容1.61 億m3，相應水位875.00 m，死水位870.20 m，屬國家大Ⅱ型平原灌注式水庫，承擔著農業灌溉的任務。在建設水庫前，周邊農田地下水埋深2～3 m[13]，建壩蓄水后，地下水位抬升，導致水庫周邊農田土壤鹽堿化嚴重。恰拉水庫在壩后設置排水溝以降低地下水位，水庫壩后的農田土壤主要以黏質壤土為主。區內屬于干旱大陸性氣候，根據2017年尉犁縣氣象站的氣候數據，可以得到，全年降雨量246 mm，全年分布不均，集中在4-9月。全年蒸發量為1 280.76 mm，是年降雨量的5.3倍。全年平均氣溫為12.4 ℃，氣溫最高在7月份為41.8 ℃；最低氣溫在1月為-12.5 ℃。氣象變化情況如圖1所示。恰拉水庫下游農田在農種期種植棉花。

圖1 蒸發量與降雨量的變化情況Fig.1 Changes of evaporation and rainfall

1.2 觀測點的布置

為了研究水庫壩后下游農田全年中水鹽運移情況，在植物區設置3個觀測點。每個觀測點距離壩址的距離相等，這樣能保證3個觀測點的地下水位相同。每個點的距離為100 m，分別為Y1、Y2、Y3。示意圖如圖2所示。

圖2 研究區觀測點設置Fig.2 Setting of observation points in the study area

每個觀測孔深度為1 m，分別對0、20、40、60、80和100 cm處的土樣進行試驗并獲得土壤含鹽量、含水率。

1.3 工況的設置

由于季節氣候的變化，本文將從這兩個時段進行研究。第一時段為11月至次年4月為冰凍時期，這是因為冬季本身蒸發量小，表層土壤處于凍結狀態，致使地下水埋深較淺；第二時段為5月至10月為非冰凍時期，這是因為這期間是農業生產階段，氣溫高，蒸發量大，致使耕地地下水埋深不斷下降，致使地下水埋深較深。通過兩個時段分析出土壤在不同氣候下水鹽運移的變化情況。

1.4 實驗步驟

(1)將自動水位記錄儀安置在觀測孔中，記錄3個觀測點全年地下水位的變化情況，取3個觀測孔的平均值，作為最終水位的變化情況。

(2)每一個月對3個觀測點沿土層垂向自上而下分別取0、20、40、60、80和100 cm取出土樣，共18個土樣。

(3)將每處土樣取出一部分與水按5∶1的比例混合，經過3分鐘的振蕩后，將水土混合液進行過濾，使用電導法測定出濾液中鹽分的總量及該土樣處的鹽分。

(4)將每處土樣剩余部分，使用烘干法，計算土樣的含水率。

(5)每個實驗做3次，取平均值，作為該處的含鹽量與含水率的值。

1.5 水位變化

根據全年的觀測得到水庫水位與地下水埋深的變化如圖3所示。

圖3 水庫水位與地下水位的變化Fig.3 Changes in reservoir water level and ground water level

由圖3可以看出，水庫水位與地下水埋深的變化趨勢相同。在結凍時期，11月-3月水庫位引水，蓄水期，呈上升趨勢，上升了0.89 m，增加上下游的水位差，導致滲流量增大，而地面上層土壤為凍結土，水分向上積聚到土壤的凍結層，地下水埋深也逐漸上升，上升了0.39 m。3月開始慢慢水庫水位及地下水埋深呈慢慢下降。如圖3(a)所示。在非冰凍時期，6-9月底，農田的植物需要灌溉，導致水庫斷放水，水庫水位呈下降趨勢，從872.91 m下降到871.12 m，上下游的水位差減少，滲流量也減少，排渠水位變低，而蒸發量大，降雨量少，致使農田地下水位不斷下降，從1.5 m下降到1.61 m，如圖3(b)所示。

2 數值模擬

在上述試驗的基礎上，根據觀測資料和實際情況進行數值模擬。

2.1 垂直一維土壤水分運動方程

土壤為均質、各向同性的多孔介質，忽略溫度與土壤中的氣相對土壤水分的影響，不考慮根系吸水與源匯項，用以研究飽和-非飽和流動問題的一維 Richards 控制方程：

(1)

式中；K(θ)為土壤水的導水率，cm/h；θ是土壤的體積含水率，cm3/cm3；Z為垂直坐標，可認為是土壤是深度，cm，取向下為正；h是土壤壓力水頭，cm；t為時間，h。

2.2 溶質的運移

由于不考慮一階動力學吸附問題，所以μw、μs、γw、γs、S都取0。因此模型中飽和—非飽和多孔介質中非穩定流溶質運移的一維對流-彌散方程[14]為：

(2)

式中：c為土壤溶液中溶質濃度，mg/cm3；s為吸附在土壤顆粒上的固態溶質濃度，mg/cm3；ρ為土壤干容重，g/cm3；q為流速，cm/d；S為水流方程的源匯項，d-1；Cs為源匯項的溶質濃度，mg/cm3；D為飽和—非飽和水動力彌散系數，cm2/d。

2.3 相關系數

模型采用變水頭的方法在觀測土壤中的鹽分與水分的變化。在變水頭入滲條件下，θs、Ks與n是對累積入滲量影響較大的參數[15]，根據試驗區土壤水鹽數據進一步校正，每一個研究區域校正后將取一個點作為代表，表示出土壤水力參數如表1所示。

表1 土壤水力參數Tab.1 Soil hydraulic parameters

本文取1 m土體作為模擬剖面。使用HYDRUS軟件對觀測點數值模擬。由于季節氣候的不同改變地下水的深度從而改變土壤的壓力水頭，因此通過軟件模擬出不同深度的水鹽運移的情況，根據監測區的數據與模擬出的數據進行比較，判斷出模型的可靠性，最后可以根據模擬值看出水鹽運移的動態。

3 結果分析

通過對觀測點的實測數據，以及對相應觀測點的數值模擬進行以下的對比，并作出結論。

3.1 模擬校準與驗證

根據2016年11月-2017年10月對恰拉水庫下游農田的含水率與含鹽量進行校正與數據驗證，通過對比檢驗模擬得可靠性，從而可以觀測出土壤在不同時間、不同深度水鹽運移的變化情況。

由圖4可知，土壤深度在0～100 cm之間，模擬值與實測值圖像的走向基本相同。通過對數據進行相對誤差分析可以得到，在冰凍時期，距表層0，20，40，60，80，100 cm處含水率的最大相對誤差分別為1.71%、1.42%、1.33%、1.24%、1.19%，1.13%最小相對誤差分別為0.59%、0.41%、0.34%、0.38%、0.33%，0.36%。含鹽量最大相對誤差分別為1.87%、1.72%、1.48%、1.27%，1.33%，1.32%，最小相對誤差分別為0.43%、0.64%、0.58%、0.41%，0.22%，0.17%；而在非冰凍時期，距表層0，20，40，60，80，100 cm處含水率的最大相對誤差分別為1.39%、1.25%、1.15%、1.45%、1.52%，1.12%，最小相對誤差分別為0.74%、0.48%、0.59%、0.43%、0.32%，0.26%。含鹽量最大相對誤差分別為1.57%、1.73%、1.32%、1.31%，1.12%，1.32%，最小相對誤差分別為0.58%、0.41%、0.42%、0.35%，0.26%，0.36%，根據以上分析可以得到含水率與含鹽量的最大相對誤差在2%以內；最小相對誤差大約在0～1%。結果表明，此次模擬值與實測值的圖像變化趨勢大致相同，相對誤差偏低，能夠較好的穩合，模擬結果能夠反映實際情況，可用于模擬實際情況。

圖4 模擬值與實測值的含水率與含鹽量對比Fig.4 The water content and salt content of simulated value and measured value were compared

3.2 土壤含水率的變化

通過實測的初始條件對農田的非冰凍時期時期(5月至10月)和冰凍時期時期(11月至4月)的含水率進行數值模擬。模擬后的結果如下。

不同時期土壤在1 m以內含水率的變化過程，如圖5所示。在冰凍時期，水庫水位處于高水位，滲漏量增大，上層土壤為凍土，土壤水分運移狀態呈上滲—入滲型，地下水位逐漸上升，土壤含水率隨著地下水位的上升也逐漸增加，從表層到離地面1 m分別上升了66.34%、45.89%、39.48%、37.56%、37.46%、38.14%。如圖5(a)所示。在非冰凍時期，土體表孔打開，蒸發量逐漸增大，而水庫水位逐漸下降，滲流量減少，導致地下水位下降，土壤中的含水率也隨之減少。由于6-9月為農業澆灌期，地下水位逐漸上升，土壤的含水率呈波浪形式上下波動，土壤含水率出現幾個峰值，最高達到0.35%左右，如圖5(b)所示。從以上分析可以得到，土壤中的含水率隨著地下水位深度的變化而改變，地下水位越淺土壤的含水率越高，隨著土壤的深度加深含水率逐漸增大。

圖5 不同時期的含水率Fig.5 Water content in different periods

3.3 土壤含鹽量的變化

通過實測的初始條件對農田的冰凍時期和非冰凍時期的含鹽量進行數值模擬。模擬后的鹽分變化的圖像如圖6所示。

圖6 不同時期的含鹽量Fig.6 Salt content in different periods

由圖6可得，土壤含鹽量在不同時期的變化情況。冰凍期，土壤的深度從表層到100 m含鹽量分別變化了94.32%、90.77%、90.95%、-5.70%、22.55%、-9.18%，土壤的深度越深變化量越低；在60、100 cm呈微下降趨勢，0、20、40、80 cm呈上升趨勢，如圖6(a)所示。由于地下水位上升，水分逐漸往上遷移, 鹽分隨著水分逐漸上升，在3、4月份蒸發量增大，水分蒸發的速度加快，導致土壤含水率下降，土壤的含鹽量反而增大，土層越淺含鹽量的變化量越高。在非冰凍時期及農種時期，含鹽量分別變化了：97.80%、96.78%、92.90%、11.32%、8.35%、2.22%，變化量與深度呈反比。根據圖6(b)所示，表層含鹽量在7月達到最高，為7.5 g/L左右，由于在農種時期6月底水庫開始放水向棉花地澆灌，地下水位逐漸上升，澆灌的一部分水用于植物的吸收，另一部分用于淋洗土壤中的鹽分。表層的鹽分隨著水分向下滲，降低從而土壤中的含鹽量；8月份底，蒸發量大，土壤的含水率下降，上層土壤的含鹽量緩慢上升，9月底保持平衡，此時含鹽量為4.5 g/L左右。根據以上分析總體說明，土壤的含水率與含鹽量呈負相關，地下水位越高，土壤含水率就越高，含鹽量越低。經過蒸發后，土壤含水率減少，而土壤含鹽量增加。因此有效的控制地下水的可以降低上層土壤的含鹽量，土壤越淺越明顯。

4 結 論

針對冰凍期和非冰凍期的干旱區平原水庫下游農田土壤為研究對象，通過實測數據與模擬數據相互對比，檢驗出模擬值的可靠度，對在現實中土壤很深的情況，我們無法進行取土試驗時作為參考。本文通過hydrus模擬出土壤在不同深度下含水量與含鹽量的變化情況。得出以下結論。

(1)水庫水位的變動影響下游農田地下水位的變化，水庫水位越高，上下游水位差越大，滲流量就越大，地下水補給量增加，水位上升越快。

(2)土壤地下水位與含水率呈正相關，地下水位越高，含水率就越高。

(3)土壤的含水率與含鹽量呈負相關，通過蒸發量的增大，水分被蒸發速度加快，含水率逐漸降低，將水中的鹽分留在土壤中，地表聚鹽速度增加，從而含鹽量增加。

(4)地下水位的變化對水鹽動態影響較大，是誘發鹽漬化的內因。而氣象因素的蒸發是水鹽運移的原始驅動力，是誘發土壤鹽漬化的外因。

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