水位調(diào)控下微咸水灌溉后包氣帶水鹽運移特征

崔尚進， 劉鵬飛*， 聶振龍， 朱譜成， 耿新新

(1.中國地質(zhì)科學院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所， 石家莊 050061； 2.自然資源部地下水科學與工程重點實驗室， 石家莊 050061)

西北干旱區(qū)是中國農(nóng)業(yè)發(fā)展的主要區(qū)域之一，但區(qū)域內(nèi)淡水資源短缺，土壤鹽漬化和淺層水咸化問題嚴重制約了農(nóng)業(yè)發(fā)展[1-2]。針對土壤鹽漬化問題，一些地區(qū)為確保農(nóng)業(yè)生產(chǎn)采用淡水漫灌的方式，雖起到了壓鹽的效果，但造成了淡水資源的浪費，并提升了地下水位，進一步加強了淺層水咸化問題[3]。而淡水資源短缺區(qū)域，多采用微咸水灌溉的方式，長此以往勢必會加重土壤鹽漬化問題[4-8]。包氣帶作為其中關(guān)鍵帶，對于灌溉期間不同條件下包氣帶水鹽運移規(guī)律的研究十分必要，為解決上述問題提供理論支撐[9-11]。

目前，對于土壤包氣帶水鹽運移規(guī)律的研究已經(jīng)取得一定成果。陳永寶等[12]通過新疆喀什地下水淺埋區(qū)原位試驗定量分析了地下水埋深對土壤表層鹽分的影響。常春龍等[13]采用田間試驗和統(tǒng)計分析的方法發(fā)現(xiàn)土壤鹽分與地下水埋深滿足指數(shù)關(guān)系,相關(guān)性較好。李小倩等[14]在咸水條件下設(shè)立不同地下水埋深試驗研究土壤表層水鹽分布特征，結(jié)果表明淺層土壤溶液濃度隨潛水位增加增大，潛水位1.2 m時達到最大。李炎[15]對不同灌溉方式下包氣帶土壤水鹽運移特征進行研究，表明40 cm以上淺層土壤水鹽隨灌溉方式不同變化較大。劉小媛等[16]研究了中度鹽漬化土壤采用間歇組合的灌溉方式下土壤水鹽運移特征，結(jié)果表明先淡后咸組合灌溉方式脫鹽效果更好。王志坤[17]通過HYDRUS軟件模擬了不同灌溉模式下土壤水鹽運移過程，表明溝灌模式下生育期土壤鹽分低于畦灌模式。譚軍利等[18]通過室內(nèi)土柱試驗的方式，研究微咸水灌溉和覆砂措施對土壤水鹽運移的影響，結(jié)果表明覆砂措施可以有效抑制表層土壤鹽分積累。馬雅靜[19]通過室內(nèi)土柱試驗和HYDRUS軟件模擬的方式，對衡水市微咸水灌溉后包氣帶水鹽運移規(guī)律進行研究，結(jié)果表明灌溉水礦化度對土壤含鹽量的影響隨埋深增加呈現(xiàn)減小趨勢。通過以往研究發(fā)現(xiàn)，包氣帶土壤水鹽運移影響因素有很多，但對于地下水位調(diào)控和微咸水灌溉雙重因素影響下包氣帶水鹽運移特征的研究較少。因此，以石羊河流域下游某一試驗場地為例，對不同水位調(diào)控和微咸水灌溉雙重因素下的包氣帶水鹽運移規(guī)律進行研究，為緩解該區(qū)域灌溉用水壓力和淺層土壤鹽漬化問題提供一定的理論支撐。

1 試驗場概況

選定試驗場位于石羊河流域下游，處于農(nóng)田和天然植被交界帶，地理坐標為38°06′2.40″N，103°20′1.00″E。場地氣候干旱，多年平均氣溫、降水量和蒸發(fā)量分別為9.4 ℃、123.60 mm和2 063.50 mm。試驗場內(nèi)農(nóng)作物類型以玉米和食葵為主，天然植被類型主要以鹽爪爪、蘆草和紅柳等荒漠化植被為主。根據(jù)試驗場內(nèi)鉆孔數(shù)據(jù)，其巖性結(jié)構(gòu)0～6 m為砂土，6～9 m為黏土，9 m以下為砂，因此將含水層劃分為上下兩層。其中上層潛水在強烈蒸發(fā)作用下咸化，礦化度達到6～9 g/L，下層是區(qū)內(nèi)主要淡水開采層，礦化度為0.5～2 g/L。

2 試驗設(shè)計及數(shù)據(jù)校正

2.1 試驗設(shè)計

將試驗場分為水位調(diào)控區(qū)和非水位調(diào)控區(qū)，如圖1所示，每個區(qū)域又分為淡水和微咸水兩種灌溉模式，如表1所示。在水位調(diào)控區(qū)內(nèi)布設(shè)抽水井，用于地下水位的隨時調(diào)控。為獲取農(nóng)田灌溉后包氣帶水鹽動態(tài)變化過程，在試驗場布設(shè)包氣帶監(jiān)測剖面，對包氣帶土壤中的含水率和電導率進行監(jiān)測。監(jiān)測設(shè)備采用5TE土壤傳感器測量土壤中的溫度、含水率和電導率。在每個剖面處設(shè)置觀測孔，孔內(nèi)安裝壓力探頭Diver用于觀測剖面附近地下水位的變化情況。

圖1 試驗場分區(qū)圖

表1 不同分區(qū)試驗設(shè)計

2.2 數(shù)據(jù)校正

試驗場布設(shè)6個包氣帶監(jiān)測剖面，采用5TE土壤傳感器測量，如圖2所示。5TE土壤傳感器測量體積含水率主要通過測量電壓值，根據(jù)現(xiàn)有土壤含水率與電壓值的關(guān)系公式進而換算體積含水率。儀器采用經(jīng)驗公式計算體積含水率的方法對于體積含水率小于50%的土壤，尤其是輕質(zhì)砂土和壤土，測量精度較高，但對于土壤體積含水率高于50%時，測量誤差較大。因此，為了確保儀器測量數(shù)據(jù)的準確度，對其監(jiān)測的含水率數(shù)據(jù)進行校正。

圖2 包氣帶自動監(jiān)測點

試驗場內(nèi)包氣帶巖性主要分為三種，為粉土、黏土和砂土。每種巖性取樣后烘干粉粹，用篩子過濾土壤中的雜物和碎石，然后放入準備好的塑料桶中。依次稱取一定重量的水加入樣品中攪拌均勻，制成含水率不同的鮮土，分別用傳感器和烘干法測定土壤樣品的原始電壓值和土壤體積含水率，將兩者進行擬合，得到不同巖性土壤體積含水率與原始電壓的回歸方程曲線如圖3所示，根據(jù)每種巖性的關(guān)系曲線校正儀器測得的含水率。

圖3 不同巖性校正曲線

3 數(shù)據(jù)分析

3.1 調(diào)控和非調(diào)控作用下水鹽運移對比

3.1.1 淡水灌溉后調(diào)控和非調(diào)控區(qū)水鹽運移對比

對淡水灌溉后調(diào)控區(qū)A剖面和非調(diào)控區(qū)D剖面包氣帶含水率數(shù)據(jù)分析，如表2和表3所示。不同區(qū)域內(nèi)土壤包氣帶含水率的變化趨勢大致相同，隨灌溉后時間推移，淺層土壤含水率都是先急速增加后緩慢下降。A剖面灌溉3 d后淺層土壤含水率已經(jīng)低于灌溉前，而D剖面依然高于灌溉前。灌溉8 d后，A剖面40 cm以上土壤含水率較灌溉前都減少了10%以上，D剖面與灌溉前變化不是很大。分析其原因，灌溉后期以蒸發(fā)作用為主，當水位埋深小時，地下水在毛細作用下不斷向上運移補給上層土壤，而當調(diào)控后水位埋深變大，由于毛細力有限，相較于埋深小時，地下水對上層土壤的補給量減少，補給速率減慢。因此，水位調(diào)控大時淺層土壤含水率降低幅度也就更大，相應的潛水蒸發(fā)量小。

表2 A剖面包氣帶土壤含水率變化幅度

表3 D剖面包氣帶土壤含水率變化幅度

對淡水灌溉后調(diào)控區(qū)A剖面和非調(diào)控區(qū)D剖面包氣帶電導率數(shù)據(jù)分析如表4和表5，淡水灌溉8 d后，D剖面90 cm以上土壤電導率變化的幅度較小，105 cm和135 cm處土壤電導率較灌溉前有所增加，說明隨著灌溉的進行，表層土壤鹽分主要由淺層向深層運移。A剖面表層20 cm以上土壤電導率較D剖面有更大幅度的降低，達到了20%以上，說明地下水埋深大時，淡水灌溉后對表層土壤的淋濾作用更明顯。同時120 cm和150 cm處土壤的電導率較灌溉前都有所減小，說明埋深大時，鹽分向下運移更深。

表4 A剖面包氣帶土壤電導率變化幅度

表5 D剖面包氣帶土壤電導率變化幅度

通過以上分析對比發(fā)現(xiàn)，淡水灌溉后，調(diào)控區(qū)表層土壤含水率和電導率較非調(diào)控區(qū)都有較大幅度降低，同時調(diào)控后深層土壤的鹽分也所有降低。由此說明，淡水灌溉后水位調(diào)控能起到減蒸抑鹽的作用。

3.1.2 微咸水灌溉后調(diào)控和非調(diào)控區(qū)水鹽運移

對微咸水灌溉后含水率數(shù)據(jù)分析如表6所示，非調(diào)控區(qū)C剖面包氣帶土壤含水率整體降低幅度都在1%以內(nèi)，變化波動較小。而調(diào)控區(qū)B剖面中，淺層土壤含水率都有較大幅度的降低，40 cm以上土壤含水率減少幅度都在10%以上，而越往下接近潛水面含水率變化越小。

表6 微咸水灌溉后含水率變化

對微咸水灌溉后電導率數(shù)據(jù)分析如表7和表8所示，微咸水灌溉后，調(diào)控區(qū)B剖面40 cm以上土壤電導率有一定幅度減少，90 cm以下有小幅度增加。非調(diào)控區(qū)C剖面除20 cm處電導率有小幅度減小，其余都有小幅度增加。

表7 B剖面包氣帶土壤電導率變化幅度

表8 C剖面包氣帶土壤電導率變化幅度

通過以上數(shù)據(jù)對比發(fā)現(xiàn)，微咸水灌溉后，調(diào)控區(qū)表層土壤含水率較非調(diào)控區(qū)有較大幅度降低，而調(diào)控區(qū)電導率較非調(diào)控區(qū)40 cm以上淺層土壤有一定幅度的降低。由此，微咸水灌溉后的水位調(diào)控作用與淡水灌溉時相比，同樣能起到減蒸抑鹽的作用，但抑鹽作用效果弱于淡水灌溉。

3.2 微咸水和淡水灌溉作用下水鹽運移對比

研究區(qū)深部淡水資源有限，為緩解淡水使用壓力，將淺層咸水和淡水混合后的微咸水用于灌溉。因此，試驗場分為淡水灌溉和微咸水灌溉兩種模式。

3.2.1 調(diào)控區(qū)微咸水和淡水灌溉作用下水鹽運移對比

灌溉后含水率數(shù)據(jù)如圖4所示，土壤包氣帶含水率的變化趨勢大致相同，含水率變化幅度隨深度增加而變小，90 cm以上變化較為明顯，150 cm處基本無變化。隨灌溉后時間推移，淺層土壤含水率都是先急速增加后緩慢下降。但是，B剖面總是比A剖面先達到峰值。分析原因，可能是微咸水中鹽分離子含量更高，改變了土壤中的結(jié)構(gòu)，增強了土壤入滲能力。由表9中數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，兩個剖面總體變化幅度相差不大，40 cm以上土壤含水率降低幅度都在10%以上，隨著深度的增加變化越小。

圖4 調(diào)控作用下灌溉后土壤電導量變化

表9 調(diào)控區(qū)灌溉后含水率變化

對比表10中調(diào)控區(qū)不同模式灌溉后電導率數(shù)據(jù)，淡水灌溉后A剖面20 cm以上降低幅度達到了20%以上，20 cm以下都有不同程度的降低。微咸水灌溉后B剖面只有40 cm以上土壤有一定幅度的減小，40 cm以下土壤電導率有小幅度的增加。由此發(fā)現(xiàn)，在調(diào)控作用下，微咸水灌溉后對土壤的淋濾作用弱于淡水灌溉，但其上層土壤電導率依然減少。而農(nóng)作物生長主要在60 cm以上土壤，微咸水灌溉后60 cm以上并不產(chǎn)生積鹽效應，對農(nóng)作物生長并不產(chǎn)生大的影響。

表10 調(diào)控區(qū)灌溉后電導率變化

3.2.2 非調(diào)控區(qū)微咸水和淡水灌溉作用下水鹽運移對比

灌溉后含水率數(shù)據(jù)如表11所示，微咸水灌溉后C剖面各深度含水率變化很小均在1%以內(nèi)，淡水灌溉后D剖面各深度含水率也都在3%以內(nèi)。由此，不論是淡水或者微咸水灌溉在非調(diào)控區(qū)對土壤含水率變化影響都很小。

表11 非調(diào)控區(qū)灌溉后含水率變化

對非調(diào)控區(qū)灌溉后電導率數(shù)據(jù)如表12對比分析，微咸水灌溉后C剖面各深度電導率出現(xiàn)小幅度的增加，而淡水灌溉后D剖面淺層土壤電導率有小幅度的降低，深層135 cm處增長了18%。通過以上對比分析可以看出，微咸水灌溉后，在調(diào)控區(qū)主要植物耕種層的電導率降低，對植物生長不產(chǎn)生大的影響。在非調(diào)控區(qū)，耕種層鹽分有小幅度的增加，長期如此可能會加重表層土壤鹽漬化。

表12 非調(diào)控區(qū)灌溉后電導率變化

4 結(jié)論

通過試驗場內(nèi)調(diào)控區(qū)和非調(diào)控區(qū)不同模式灌溉試驗得到如下結(jié)論。

(1)對土壤含水率而言，水位調(diào)控為主要影響因素。不論淡水和微咸水灌溉，水位調(diào)控都可起到減蒸抑鹽的效果，但隨著灌溉水電導率的升高，其抑鹽效果不斷減弱。

(2)對于土壤電導率，水位調(diào)控和灌溉水質(zhì)都是其影響因素。微咸水灌溉后，進行水位調(diào)控可以減少鹽分在淺層積累，使鹽分向深部運移。

(3)在石羊河流域下游淺層地下水咸化和土壤鹽漬化區(qū)，采用微咸水灌溉和地下水位調(diào)控相結(jié)合的方法，不僅能夠提高淺層咸水利用率，而且能夠有效緩解微咸水灌溉后土壤表層積鹽問題。