徐存東，程 慧，王 燕，劉 輝，王榮榮，劉璐瑤

(1.華北水利水電大學水利學院，鄭州 450045；2.水資源高效利用與保障工程河南省協(xié)同創(chuàng)新中心，鄭州 450045；3.河南天池抽水蓄能有限公司，河南 南陽 473000)

0 引 言

我國西北地區(qū)通過發(fā)展提灌灌溉工程，實現(xiàn)對干旱半干旱區(qū)域土地資源的有效開發(fā)。然而，隨著提灌工程的持續(xù)上水運行，誘發(fā)了區(qū)域大面積的水鹽運移、重組和積聚[1,2]。目前，灌區(qū)的土壤鹽漬化依舊是未得到完全解決的世界性難題[3]。農田水利工程的規(guī)劃與建設的重點已從擴大灌溉面積、提高灌溉效益轉向了如何改變灌溉模式、調整灌區(qū)的用水結構，提高農業(yè)用水效率、減緩灌溉造成的水土資源退化[4]。探明不同灌溉模式下的田間土壤水鹽運移的動態(tài)分布過程，已成為國內外相關學者研究的重點領域[5,6]。余根堅等[7]利用HYDRUS-1D/2D模型對畦灌與溝灌兩種灌溉模式下土壤鹽分及水分的運移規(guī)律進行了模擬。李耀剛[8]等利用HYDRUS-3D模型模擬了涌泉根灌下土壤水分的入滲過程。馬海燕[9]等利用HYDRUS-3D模型模擬了微咸水膜孔溝灌條件下水鹽分布過程。Jiang[10]等對咸水灌溉模式下灌區(qū)的水鹽運移過程進行了研究，得出灌區(qū)在長期干旱條件下其鹽化過程將達到平衡態(tài)。Yakirevic[11]等對地下含水層的鹽分運移進行了模擬，對回流灌溉水對地下水的鹽堿化作用程度進行了定量表征。這些研究客觀揭示了在人工灌溉下田間土壤鹽分分布及動態(tài)運移，為干旱區(qū)農業(yè)灌溉提供了一定的科學指導。在此基礎上，本文針對固定隔溝灌(FFI)、交替隔溝灌(AFI)及常規(guī)溝灌(CFI)三種溝灌灌水方式，以甘肅景泰川電力提灌灌區(qū)研究區(qū)域，采用HYDRUS-3D軟件對三種溝灌模式下田間土壤的水分變遷及鹽分運移進行模擬，探索不同溝灌模式下田間水鹽運移進程，以期為干旱區(qū)農業(yè)灌溉發(fā)展及農業(yè)水土資源保護提供技術支撐。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

甘肅省景泰川電力提灌灌區(qū)位于干旱荒漠區(qū)，地處東經(jīng)103°20′～104°04′，北緯37°26′～38°41′，該地區(qū)屬典型內陸干旱灌區(qū)，多年平均降雨量約185 mm，平均蒸發(fā)量約2 516 mm，地表水資源匱乏，地下水補給量幾乎為零[12]。灌區(qū)土壤主要類型為荒漠灰鈣土，其土壤質地以輕壤和沙壤為主，黏粒比例4.9%～26.0%，地表微有結皮，有機質含量約為1.0%。土壤有機質含量低，腐殖質層薄，碳氮值12.0～13.0。

1.2 試驗設計

景電灌區(qū)以洋芋、胡麻、玉米及小麥等為主要農作物，灌區(qū)灌溉方式以傳統(tǒng)的大水漫灌為主，依據(jù)景電灌區(qū)經(jīng)濟社會及作物種植條件，當?shù)乜赏菩袑嵤┑墓?jié)水灌溉模式以溝灌為主[13]。選定玉米作為本次試驗的研究對象，試驗設計常規(guī)(CFI)、交替隔溝(AFI)、固定隔溝(FFI)三種溝灌灌溉方式。常規(guī)溝灌將每條灌水溝均進行灌水處理，交替隔溝灌處理采取1、3溝與2、4溝輪流灌水的方式，固定隔溝灌處理采取只灌1、3溝的灌水方式[14]。三種處理灌水時間均相同，采用三種灌水定額進行試驗處理，灌水處理見表1。三種溝灌灌水溝均采用梯形斷面布置形式，設計灌水溝長40 m，壟高20 cm、灌水溝底寬20 cm，開口40 cm，行距60 cm、株距40 cm，如圖1所示。

表1 溝灌試驗處理

圖1 溝灌布置示意圖(單位：cm)

灌水時間依據(jù)當?shù)貙嶋H用水情況而定，土樣采集在每次灌水前5天、后5天各進行一次，取樣位置分別在溝頂中心處，取樣深度為1 m，依次取5次，深度分別為20、40、60、80、100 cm處，以測定灌水前后土壤含水率、主要離子、土壤EC值。

2 模型構建

2.1 基本方程

(1)水分運動基本模型。由質量守恒定律及達西定律，認為土壤各向同性、均質，且不考慮土壤中水分的滯后效應、溫度及空氣對水分運動造成的影響，故溝灌方式下土壤水分運動基本模型采用Richards方程：

(1)

式中：θ為體積含水率，cm3/cm3；t為時間，d；x、y、z為空間坐標，cm；K(θ)為非飽和導水率，cm/d；D(θ)為非飽和水擴散率，cm2/d。

(2)溶質運動基本模型。以土壤中可隨水流移動的可溶鹽為研究對象，選取土壤水的電導率為控制指標，當溝灌為灌溉方式時，其土壤中溶質運動受對流運動及彌散運動的影響，因此溶質運動基本模型采用對流-彌散(CDE)方程：

(2)

式中：Dωij為擴散度，cm2/d；c為土壤溶質濃度，g/L；qi為水流通量,cm/d。

(3)根系吸水模型。根系吸水采用Feddes方程：

S(h)=α(h)Sp

(3)

式中：S(h)為單位體積土壤、單位時間根系吸水體積,cm3/d；α(h)為土壤水壓力的效應值；Sp為土壤吸水率最大值,cm3/d。

(4)土壤水力模型。土壤水力特征水力模型采用Van-Genuchten公式，即：

(6)

式中：Ks為飽和導水率，cm/d；θe為相對飽和度，%；θ為土壤含水率，cm3/cm3；θs為飽和含水率，%；θr為殘余含水率，%；l為擬合經(jīng)驗參數(shù)，一般取0.5；α,n,m代表土壤特征曲線性狀的參數(shù)，為擬合經(jīng)驗參數(shù)。

2.2 定解條件

構建溝灌方式下水流入滲的數(shù)值計算模型，圖2為溝灌三維計算簡化模型。圖2中三維簡化模型關于面BCIH對稱，面ADIE為相鄰灌水溝對稱面，因此，針對模擬區(qū)域的土壤水分及鹽分運動的計算只考慮簡化模型中多面體ABGIJKLE區(qū)域。以多面體點E處為坐標原點，EA方向為z軸正方向，EF方向為x軸正方向，EL方向為y軸正方向。面BCIH及面ADLE為對稱面，水平通量為零；面LKFE為地面，垂直通量為零；面ABCD為下邊界；模型中面ABGMFE及面DCIJNKL通量均為零；面FMGHIJNK為灌水溝所在橫斷面，與xy平面夾角為α。

圖2 溝灌三維計算簡化模型

2.2.1 初始條件

模型計算的初始條件為初始含水率及含鹽量，設計初始含鹽量及含水率均勻分布。

(1)土壤水分運動初始條件為：

θ(x,y,z,t)=θ0(x,y,z)

(7)

(x≥0,y≥0,z≥0,t=0)

式中：θ0為初始含水率，cm3/cm3。

(2)土壤鹽分運動初始條件為：

c(x,y,z,t)=c0(x,y,z)

(8)

(x≥0,y≥0,z≥0,t=0)

式中：c0為初始含鹽量，g/kg。

2.2.2 邊界條件

(1)上邊界EFKL面。該區(qū)域為種植區(qū)，為灌水溝溝頂，為大氣邊界條件，垂直通量為零：

(2)溝內FKJIHG面。該面分兩部分，一部分面FKNM是不浸水邊界，為大氣邊界條件；一部分面MGHIJN是浸水邊界，為第二類變水頭邊界條件：

θ(t)=θs

(3)下邊界面ABCD。該面為土體計算下邊界面，自由排水，為單位梯度邊界條件：

(4)左右邊界面ADLE、BCIH。該邊界面為對稱面，通量均為零：

(5)前、后邊界面ABHGMFE、DCIJNKL。通量均為零：

3 模型率定與驗證

3.1 HYDRUS-3D模型原理

HYDRUS-3D是一款用于模擬二維、三維土壤溶質運移、水流運動、根系吸水及熱量傳輸?shù)挠邢拊嬎丬浖?。該模型水流流態(tài)為飽和及非飽和三維達西水流，其水分運動方程為修正的Richards方程，溶質運動為對流-彌散(CDE)方程，土壤根系吸水以嵌入源匯項到方程中，且忽略土壤水分運動受空氣阻力的影響。該程序可靈活變水頭和定水頭邊界、自由排水邊界、滲水邊界、大氣邊界、給定流量邊界、排水溝等各類水流邊界條件。模擬區(qū)域可為非均質各向異性土，水流邊界可為不規(guī)則或規(guī)則邊界。

3.2 模型設定與時空離散

將Van Genuchten-Mualem單空隙模型作為土壤水力模型，水力滯后效應不考慮，水鹽運動參數(shù)的求解采用逆向計算法。由圖2知，模型中水分流動及鹽分運移的上邊界條件均為大氣邊界條件，考慮降雨、灌溉及蒸散發(fā)的影響，因此，針對水流模擬，HYDRUS-3D中賦予實測蒸發(fā)量、灌溉量及降水量；針對鹽分模擬，HYDRUS-3D中賦予灌溉水實測礦化度。溝中水深依據(jù)實際灌水量確定，模型設定為變水頭水深。

模擬時間取玉米生長周期2013年6月10日-8月10日，總計61d。剖分方式采用變時間步長的方法，時間步長依據(jù)迭代次數(shù)調整。在給定的時間步長，當?shù)詣咏K止時，表明迭代次數(shù)超過設定的最大值，此時，以1/3時間步長重新迭代；當?shù)螖?shù)大于7時收斂，時間步長乘以0.7；當?shù)螖?shù)小于3時收斂，時間步長乘以1.3。設置初始時間步長0.000 1 d，最小時間步長0.000 01 d，最大時間步長5 d，含水量允許公差0.001，壓力水頭允許公差1 cm。

3.3 參數(shù)率定

依據(jù)研究區(qū)土壤性質，由實測土壤粒徑結合Rosetta模型確定參數(shù)初值，通過田間試驗實測數(shù)據(jù)進行參數(shù)率定，F(xiàn)eddes模型參數(shù)采用軟件數(shù)據(jù)庫中自帶數(shù)據(jù)，確定土壤水分運動的特征參數(shù)、溶質遷移參數(shù)。表2、表3為率定后的特征參數(shù)。

表2 土壤水力參數(shù)

表3 溶質運移參數(shù)

3.4 模型驗證

模型驗證采用2013年試驗數(shù)據(jù)，比較實測值與模擬值，檢驗模型的可靠性，土壤含水率實測值與模擬值對比結果見圖3，土壤電導率實測值與模擬值對比結果見圖4。由圖可知，三種溝灌方式下0～20、80～100 cm土層土壤含水率及電導率隨時間變化趨勢的模擬值與實測值吻合度較高。利用均方誤差(RMSE)對模擬結果的可靠程度進行驗證，RMSE法可對實測值與模擬值的精度進行定量分析[15]，其計算公式為：

(9)

式中：xi為實測值；yi為模擬值；n為樣本數(shù)。

計算可得0～20、80～100 cm土層土壤含水率及電導率模擬值與實測值的RMSE值，見表4。

表4 實測值與模擬值的RMSE值

圖3 土壤含水率實測值與模擬值對比

圖4 土壤電導率實測值與模擬值對比

由表4知，不同溝灌處理模擬值與實測值的RMSE值均較小，擬合效果較好，可靠度較高，故表明該模型模擬結果可靠，參數(shù)合理，可用于實際情況模擬。

4 模型應用

利用已驗證模型，對2015年玉米生長周期中6月10日-8月10日不同溝灌模式(CFI、AFI、FFI)在不同灌水定額(375、450、525 m3/hm2)下的田間土壤水分及鹽分的運移進行模擬。

4.1 水分運移模擬

不同溝灌模式不同處理各土層土壤含水率變化見圖5。

由圖5知，夏玉米從播種期到大喇叭口期這段時間，不同溝灌模式下各土層含水率變化趨勢大體一致，這與余根堅、李亮等的研究成果[7,16]基本一致。從不同土層深度分析，0～20、20～40、40～60 cm土層含水率受灌水影響較大，灌水后土壤含水率迅速增加，灌水結束后含水率又迅速降低，到80 cm土層的含水率變化趨勢較小，表明深層土壤接近100 cm深含水率受灌溉影響較小，究其原因，淺層含水率這種陡升陡降的變化趨勢受控于景電灌區(qū)高熱量、高蒸發(fā)的氣候條件，而深層土壤含水率受這一影響卻較??；從不同溝灌模式分析，常規(guī)溝灌深層含水率約為33%，深層含水率總體高于交替隔溝灌與固定隔溝灌，且含水率的變化趨勢相比于其他兩種灌溉方式也較為明顯，造成這一現(xiàn)象可能是由于常規(guī)溝灌的水分豎向向下運動強于其他兩種灌溉方式，土壤水分的側向運動受到抑制，從根系的吸水效率及水分的利用效率考慮，常規(guī)溝灌土壤水分的根系吸收效率較低。

圖5 不同溝灌模式下各土層含水率

圖6 不同溝灌模式下各土層電導率

4.2 鹽分運移模擬

不同溝灌方式下各土層電導率EC值變化見圖6。

由圖6可知，土壤含鹽量受溝灌方式及灌水定額的影響較為顯著，灌水量越大，土壤鹽分降低越明顯，且相同灌溉定額下，三種溝灌模式脫鹽率大小依次是：常規(guī)溝灌>交替隔溝灌>固定隔溝灌，常規(guī)溝灌的洗鹽效果好于后兩者灌溉方式，固定隔溝灌效果最差。究其原因，是因為常規(guī)溝灌水分向下入滲作用好于其他兩種灌溉方式，因此對土壤鹽分的沖洗作用更強，對于表層土壤0～40 cm土層，土壤鹽分降低的趨勢更加明顯。從同種溝灌模式來看，隨著灌水定額的增加，土壤鹽分降低更加明顯。土壤含鹽量總體呈現(xiàn)逐漸升高的趨勢，鹽分不斷向表層土壤積聚，各土層土壤均呈現(xiàn)不同程度鹽分的累積，表層土壤0～20 cm層常規(guī)溝灌積鹽率為22%，固定隔溝灌的積鹽率為26%，交替隔溝灌的積鹽率為10%。常規(guī)溝灌的鹽分累積程度大于固定隔溝灌，其次為交替隔溝灌，表明交替隔溝灌控制鹽分累積效果最好。分析這一原因，可能是因為常規(guī)溝灌相比于后兩種灌溉方式，對土壤的漫灌淋洗作用更強，因此，洗鹽效果更為顯著，水分的漫灌程度強于其他兩種方式也會致使土壤水活動性更強，從而將鹽分帶到淺層土壤的能力也更強。

5 結 語

(1)利用HYDRUS-3D模型對不同溝灌方式下田間土壤水分運移及鹽分運動進行數(shù)值模擬，結果表明，HYDRUS-3D模型能較好地反映土壤水分及鹽分的動態(tài)變化趨勢，擬合程度較高，模擬結果可靠，可為灌區(qū)土壤水鹽監(jiān)測與調控提供有益指導。

(2)不同溝灌方式下土壤各土層含水率變化趨勢基本一致。從不同土層深度分析，0～20、20～40、40～60 cm土層含水率受灌水影響較大，灌水后土壤含水率迅速增加，灌水結束后含水率又迅速降低，到80 cm土層的含水率基本維持穩(wěn)定，表明深層土壤接近100 cm處其含水率受灌溉影響較??；從不同溝灌模式分析，常規(guī)溝灌深層含水率總體高于交替隔溝灌與固定隔溝灌，含水率的變化趨勢相比于其他兩種灌溉方式也較為明顯。

(3)土壤含鹽量受溝灌方式及灌水量的影響較為顯著，灌水量越大，土壤鹽分降低趨勢越大，尤其是表層土壤。常規(guī)溝灌的脫鹽率高于其他兩種溝灌方式，即常規(guī)溝灌的洗鹽效果要好于交替隔溝灌及固定隔溝灌。從同種灌溉方式來看，鹽分降低的趨勢與灌水定額的增加成正比；土壤含鹽量總體呈現(xiàn)逐漸升高的趨勢，鹽分不斷向表層土壤積聚，0～20 cm層常規(guī)溝灌積鹽率為22%，固定隔溝灌的積鹽率為26%，交替隔溝灌的積鹽率為10%，綜合來看，交替隔溝灌對鹽分累積的控制效果最好。

本文針對不同溝灌方式下田間土壤的鹽分及水分運移運用HYDRUS-3D進行數(shù)值模擬，擬合程度較好，可靠度較高，可為灌區(qū)的水鹽預測及調控提供參考。此外，對于模擬結果中交替隔溝灌控制鹽分積累效果最好，常規(guī)溝灌洗鹽效果最好，但鹽分累積的控制效果卻不是很好這一現(xiàn)象產生原因只是做了初步分析，并未給出深層機理的解釋，需要進行更深層次的研究。

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