馬 波，周青云，張寶忠，王 航，尹林萍

(1.天津農學院水利工程學院，天津 300384；2.中國水利水電科學研究院流域水循環(huán)模擬與調控國家重點實驗室，北京 100083；3.國家節(jié)水灌溉北京工程技術研究中心，北京 100083)

土地鹽堿化是全球農業(yè)生產面臨的一個嚴峻問題，不僅影響作物正常生長，還會造成大量土地退化，糧食減產[1]。我國約有920.9×104hm2土地受到不同程度鹽堿化危害[2]，天津濱海地區(qū)土壤鹽分主要來自海水，地勢低洼、排水不暢、地下水埋深淺、礦化度高、水資源開發(fā)及利用不合理等因素導致該地區(qū)土壤鹽堿化問題嚴重[3]。膜下滴灌是將覆膜技術與滴灌技術結合起來開發(fā)利用鹽堿地的灌溉技術，自推廣以來取得顯著效果[4]。覆膜不僅可以有效減少植物棵間蒸發(fā)，實現植物根區(qū)土壤的增溫保墑，而且能夠減少土壤積鹽[5]，改善植物生長環(huán)境，提高產量。滴灌具有小流量、高頻率、能夠直接將水分輸送到植物根部進行灌溉的特點，較傳統(tǒng)灌溉水分損失減少，利用滴頭在植物根部形成的淡化濕潤區(qū)實現精確灌溉，大大提高了農業(yè)用水效率，并且能夠有效減少深層滲漏和次生鹽漬化問題發(fā)生[6]。

水是土壤脫鹽的原動力，也是鹽分運動的載體[7]，不合理的灌溉方式以及灌水定額都會影響土壤鹽分的分布與運移。國內外許多學者對土壤水鹽運移規(guī)律進行了深入研究，鄭曉輝等[8]對新疆干旱地區(qū)鹽堿地不同灌水方式下水鹽運移的研究發(fā)現，相比于溝灌、漫灌，滴灌是最節(jié)水的一種灌水方式，并且局部壓鹽效果最好。牟洪臣等[9]基于田間實測數據，分析新疆干旱地區(qū)棉田土壤水鹽運移規(guī)律得出，水平方向上滴頭位置相較于膜邊鹽分累積較少，豎直方向上0～20 cm土層淋洗效果明顯，而20～60 cm土層處于緩慢積鹽狀態(tài)，60 cm以下土層鹽分累積嚴重。汪志榮等[10]對不同質地土壤滴灌研究發(fā)現，土壤濕潤體體積與滴頭流量、灌水量及土壤性質有關。利用室內試驗，分析不同灌水定額1.4 L、2.8 L、4.2 L對土壤鹽分淋洗效果，李遠等[11]發(fā)現灌水量越大，淋洗效果越好，濕潤峰位置越低。HYDRUS模型已被廣泛運用于模擬土壤水鹽運移過程。李顯溦等[12]對新疆地區(qū)暗管排水、排鹽條件的土壤水鹽運移進行模擬研究發(fā)現，模擬值與實測值具較高精度。Chen等[13]利用HYDRUS-2D模型對咸水滴灌下土壤水鹽運移進行模擬研究，驗證了該模型用于田間試驗的可靠性。陸陽等[14]對地下水淺埋區(qū)土壤水鹽運移規(guī)律研究發(fā)現，滴灌可以有效減少寧夏銀北灌區(qū)耕作層土壤積鹽，控制地下水位。

上述研究主要針對西北干旱地區(qū)不同灌水量、灌水方式土壤水鹽運移進行研究，且多偏重于微咸水灌溉及暗管排水研究，而針對北方濱海地區(qū)不同灌水定額的土壤水鹽運移規(guī)律研究較少。本文針對濱海地區(qū)淤泥質鹽漬土[15]粘度大、地下水埋深較淺、礦化度較高等特點，通過田間試驗研究不同灌水定額下的土壤水鹽運移變化，并利用HYDRUS-2D模型對土壤水鹽運移進行模擬，揭示濱海地下水淺埋區(qū)土壤水鹽運移規(guī)律，以期為濱海地區(qū)制定合理的灌溉制度，以及鹽堿地預防和治理提供一定理論依據。

1 材料與方法

1.1 試驗區(qū)概況

試驗田位于天津市東南部的葛沽鎮(zhèn)(117°38′E，38°98′N)，該地區(qū)屬于海河流域下游海積與河流沖積形成的平原區(qū)，平均海拔為3 m，地下水埋深約為1 m，礦化度為5 g·L-1，土壤為淤泥質鹽漬土，pH值為8.4。該區(qū)屬暖溫帶季風型大陸性氣候，四季分明，夏季炎熱多雨，七月份溫度達到最高，平均氣溫26～28℃，多年平均年降雨量為556.4 mm，6、7、8月降雨較多，占全年降雨的75%，多年平均蒸發(fā)量為1 809.6 mm[16]。

1.2 試驗設計

試驗以春玉米(鄭丹958)為研究對象，試驗地面積50.0 m9.3 m，設置2個不同灌水定額處理(FI20和FI10)，每個處理設置3個重復，每個重復小區(qū)面積為8.3 m×9.3 m,其中FI20處理單次灌水定額為20 mm，FI10處理單次灌水定額為10 mm。種植方式為一膜兩管兩行等間距平作，行距60 cm，株距30 cm。灌溉方式為膜下滴灌，滴灌帶間距為60 cm，滴頭間距為30 cm，滴頭布置在玉米莖稈處，滴頭流量1.38 L·h-1。覆膜方式為半覆膜，膜寬80 cm。在行距方向上布置2個取樣點，分別位于距離玉米莖稈15 cm和30 cm處，分別記做1號取樣點和2號取樣點，共12個取樣點，試驗地布置如圖1所示。2017年和2018年試驗期間分別進行了3次灌水，灌水日期分別是2017年6月10日、6月15日和7月10日，2018年6月1日、6月22日和7月6日，試驗土樣的采集在灌水后的1～2 d。單點滴灌屬于三維水分運動問題，垂直平面上，土壤水分沿滴頭所在平面兩側呈對稱分布，行距方向的兩滴頭中間位置形成零通量面，故可以將滴灌問題簡化成中心對稱的二維水分運動問題[17]。試驗地設置暗管排水設施，可將地下水位控制在100 cm處，故取玉米左右行距一半，選擇60 cm100 cm典型區(qū)域進行模擬計算，如圖2所示。

1.3 觀測項目與方法

1.3.1 土壤水分、鹽分及土壤水分特征曲線 土壤含水率：將60 cm深度土層劃分為0～20、20～40、40～60 cm 3層，利用試驗前埋在土壤中的PR2管原位測定玉米根區(qū)各層土壤含水率，并用烘干法對土壤含水率進行率定。

土壤含鹽量：土壤樣品自然風干，過2 mm篩，將處理后土壤樣品按土∶水比例1∶5混合，振蕩、過濾，利用DDS-307型電導率儀測定浸提液電導率，換算得土壤含鹽量。

圖1 試驗地布置圖Fig.1 Diagram of test layout

圖2 模擬區(qū)域Fig.2 Simulation area

土壤水分特征曲線：挖土壤剖面，用環(huán)刀取0～20 cm、20～40 cm、40～60 cm、60～80 cm、80～100 cm土壤，通過日系R11D2高速恒溫冷凍離心機測定土壤吸力與含水率的關系，繪制土壤水分特征曲線。

1.3.2 玉米根系分布情況 玉米根系分布密度函數通過LA-S植物根系分析系統(tǒng)測定。

1.3.3 氣象因子與參考作物蒸發(fā)蒸騰量 試驗地設有自動氣象站，降雨量直接來自氣象站數據，參考作物蒸發(fā)蒸騰量利用FAO56-PM公式計算得到[18]。2018年降雨和參考作物蒸發(fā)蒸騰量如圖3所示。

(1)

式中,ET0為參考作物蒸發(fā)蒸騰量(mm·d-1)；Rn為輸入冠層凈輻射量(MJ·m2d-1)；G為土壤熱流強度；es、ea為飽和與實際水汽壓(kPa)；Δ為飽和水汽壓與氣溫關系斜率(kPa·h-1)；γ為干濕計常數(kPa·℃-1)；u2為2 m高處風速(m·s-1)；T為平均氣溫(℃)。

1.4 數據處理

運用Excel進行數據分析，Excel以及Origin 9.0畫圖，SPSS 24.0對模擬值和實測值吻合程度進行分析。

2 HYDRUS-2D模型

圖3 2018年降雨和參考作物蒸發(fā)蒸騰量變化Fig.3 Variation in rainfall and reference cropevapotranspiration in 2018

2.1 數學模型構建

2.1.1 土壤水分運動模型 假設試驗地土壤均質、各向同性，忽略氣相和溫度對水分運動的影響，考慮質量守恒定律和達西定律，采用Richards水分運動控制方程[20]，其公式為

(2)

式中,θ為土壤體積含水率(cm3·cm-3)；h為土壤基質勢(cm)；z為垂向坐標，向上為正；x為橫向坐標；t為時間(d)；K(h)為非飽和土壤導水率(cm·d-1)；S(h)為根系吸水項。

2.1.2 土壤溶質運移模型 溶質在土壤中的運移受對流和水動力彌散作用影響，模型采用對流—彌散方程來描述溶質的運移[20]，其公式為：

(3)

式中,c為土壤溶液濃度(g·cm-3)；qi為水流通量(cm·d-1)；DT為橫向彌散系數(cm2·d-1)；DL為縱向彌散系數(cm2·d-1)。

土壤含鹽量與土壤溶液中鹽分含量轉換關系式為[21]：

(4)

式中,SSC為土壤含鹽量(g·kg-1);γ為土壤堆積密度(g·cm-3)。

2.1.3 根系吸水模型 根系吸水采用Feddes模型[22]，計算公式為:

S(h)=α(h)b(x,z)TpL

(5)

(6)

(7)

式中,α(h)為水分脅迫系數；b(x,z)為根系吸水分配密度函數，按照實際根系分布確定；Tp為潛在蒸騰速率(cm·d-1)；L為根區(qū)分布最大土壤表面寬度(cm)；h1、h2、h3和h4為根系從土壤中吸水的不同壓力水頭(cm)，具體參數參考Wesseling等[23]提出的參考值。

2.2 初始條件與邊界條件

模擬區(qū)域上邊界為半覆膜，滴灌過程中滴頭處為飽和水頭邊界；覆膜部分為零通量邊界，未覆膜部分為大氣邊界。模擬區(qū)域地下水埋深為100 cm，故下邊界為飽和水頭邊界，左右邊界兩側為對稱面，為零通量邊界。

(1)初始條件。即模擬區(qū)各位置初始的土壤水分鹽分分布情況。

h(x,z,t)=h0(x,z),
(0≤x≤60,0≤z≤100,t=0)

(8)

式中,h0為初始土壤基質勢(cm)。

c(x,z,t)=c0(x,z),
(0≤x≤60,0≤z≤100,t=0)

(9)

式中,c0為初始含鹽量(g·kg-1)。

(2)上邊界條件。滴灌過程中滴頭處為飽和水頭邊界，故

h(x,z,t)=0, (z=0,t≥0)

(10)

(11)

式中,q為地表水分通量(L·h-1)，cs為上邊界鹽分濃度(g·kg-1)。

覆膜部分上邊界條件為零通量條件，故

(12)

(13)

未覆膜部分上邊界條件為大氣邊界條件，故

(14)

(15)

(3)下邊界條件。下邊界為飽和水頭邊界，故

h(x,z,t)=0, (z=100,t≥0)

(16)

c(x,z,t)=cb(t), (z=100,t≥0)

(17)

式中,cb為地下水含鹽量(g·kg-1)。

2.3 模型參數

將試驗測得土壤理化性質與HYDRUS-2D中的Rosetta模型相結合，得出土壤水力參數；將2017年土壤含水率和含鹽量實測值輸入HYDRUS-2D模型反求溶質運移參數。利用2017年土壤水分鹽分實測數據對模型參數進行率定，土壤含水率R2為0.664，均方根誤差(RMSE)為0.025 cm3·cm-3，平均絕對誤差(MAE)為0.02 cm3·cm-3，土壤含鹽量R2為0.718，均方根誤差(RMSE)為0.34 g·kg-1，平均絕對誤差(MAE)為0.25 g·kg-1，率定精度較高，故最終確定土壤水力參數如表1所示，土壤溶質運移參數如表2所示。

2.4 模型模擬

對2018年6月1日—2018年7月21日共計50 d春玉米土壤水鹽運移進行模擬，模擬區(qū)域如圖2所示。沿豎直方向將100 cm土層根據土壤質地及容重分成3層，共劃分101個節(jié)點，水平方向劃分61個節(jié)點，采用三角形網格將模擬區(qū)域離散化，共生成12 000個網格，模擬的時間單位為d。

2.5 模型統(tǒng)計量

利用SPSS 24.0對土壤含水率、含鹽量模擬值與實測值進行T檢驗，并計算其均方根誤差(RMSE)、平均絕對誤差(MAE)來驗證模型用于大田模擬的可靠性[24]。

(18)

(19)

式中,Mi為第i個實測值；Si為第i個模擬值；n為數據個數。RMSE和MAE越接近0，表明模擬值與實測值吻合程度越好。

3 結果與分析

3.1 距離滴頭不同位置土壤水鹽運移過程

以2018年6月1日灌水前土壤含水率和含鹽量為初始值對模擬區(qū)域進行土壤水鹽模擬計算，滴灌前后FI20處理土壤水鹽運移情況如圖4、圖5所示，可以看出整個模擬期內，灌水前后距離滴頭不同位置取樣點土壤水鹽運移趨勢基本一致。6月1日灌水前0～20 cm土層土壤含水率較低，最小值出現在滴頭正下方，為0.15 cm3·cm-3，含鹽量較高，為4.85 g·kg-1。

鹽隨水動，土壤水分運動決定著鹽分的運移。在灌溉過程中，土壤鹽分受到水分淋洗作用向外擴散，土壤含鹽量在滴頭處出現最小值。水平方向上，隨著距滴頭距離的增加土壤含鹽量呈現增大趨勢，土壤水分將鹽分帶到膜邊，并在膜邊形成積鹽區(qū)，距離滴頭更近的1號取樣點洗鹽效果明顯好于2號取樣點；豎直方向上，隨著土層深度增加鹽分逐漸增大，0～20 cm土層鹽分明顯降低，40～60 cm土層鹽分降低不明顯，土壤鹽分隨著水分向下運移，下層土壤出現鹽分累積現象，洗鹽區(qū)域為0～60 cm。

在水分重分布過程中，隨著玉米生長、作物蒸騰耗水，土壤下層的鹽分隨水分向上運動，水去鹽留，土壤表層出現鹽分積聚現象[25]，使得6月22日灌水前表層土壤含鹽量較高。6月22日與7月6日進行灌水處理，土壤受灌溉水淋洗，0～20 cm土層鹽分明顯減小，40～60 cm土層含鹽量增大，灌溉水將鹽分淋洗到60 cm土層以下。80～100 cm土層土壤飽和導水率(Ks)較小，土壤干容重(γd)較大，且試驗地設置有地下排水暗管能夠將地下水位控制在100 cm以下，使得地下水對0～60 cm土層土壤含水率和含鹽量影響很小。

表1 土壤水力參數

表2 土壤溶質運移參數

注：圖中線條表示土壤體積含水率等值線。Note: The line in the figure represents the contour of soil volume water content.圖4 FI20處理灌水前后土壤體積含水率變化Fig.4 Variation of soil volumetric water content before and after irrigation of FI20 treatment

注：圖中線條表示土壤含鹽量等值線。Note: The lines in the figure represent the contour lines of soil salt content.圖5 FI20處理灌水前后土壤含鹽量變化Fig.5 Variation of soil salt content before and after irrigation of FI20 treatment

3.2 不同灌水量土壤鹽分淋洗效果

圖6、圖7為FI20處理和FI10處理各取樣點土壤含鹽量變化，對比圖6、圖7可知不同灌水定額下各層土壤含鹽量變化趨勢基本一致，0～20 cm土層淋洗效果明顯好于20～60 cm土層。2018年6月1日、6月22日和7月6日灌水后0～20 cm土層土壤含鹽量下降幅度最大，其土壤含鹽量比灌水前降低16.1%，隨著土層深度的增加含鹽量降低幅度有所減小，20～60 cm土層土壤含鹽量比灌水前降低約9.6%，并且下層土壤含水率和含鹽量變化幅度維持在較小范圍內。結果表明滴灌對0～20 cm土層鹽分淋洗效果明顯，對20～60 cm土層鹽分有抑制作用。

圖8為1號取樣點和2號取樣點各深度土壤含鹽量變化，對比1、2號取樣點各深度土壤含鹽量可知不同深度高灌水定額FI20處理土壤含鹽量均小于低灌水定額FI10處理，在0～20 cm、20～40 cm、40～60 cm土層中，FI20處理對土壤鹽分的抑制作用分別比FI10處理高26%、11%、19%。從圖6、圖7可以看出，整個模擬期內FI20處理40～60 cm土層土壤含鹽量相對較低，而FI10處理40～60 cm土層土壤含鹽量相對較高，說明高灌水定額FI20處理將土壤鹽分淋洗到60 cm土層以下，而低灌水定額的FI10處理未能將鹽分淋洗到60 cm以下，在40～60 cm土層出現鹽分累積現象，結果表明高灌水定額FI20處理對土壤鹽分淋洗效果優(yōu)于低灌水定額FI10處理。

圖6 FI20處理各取樣點土壤含水率和含鹽量變化Fig.6 Variation of soil water content and salt content at each sampling point in FI20 treatment

圖7 FI10處理各取樣點土壤含水率和含鹽量變化Fig.7 Variation of soil water content and salt content at each sampling point in FI10 treatment

圖8 1號取樣點和2號取樣點各深度土壤含鹽量變化Fig.8 Variation of soil salt content of sampling points 1 and 2 at different soil depths

3.3 模型可靠性驗證

利用2018年土壤水分、鹽分實測數據對模型可靠性進行驗證，由圖6、圖7可以看出土壤含水率和含鹽量模擬值與實測值個別點存在一定的偏差，但總體上擬合效果較好。土壤含水率和含鹽量T檢驗的p值分別為0.592和0.752，均大于0.05，RMSE與MAE值分別為0.022、0.014 cm3·cm-3和0.357、0.288 g·kg-1，相對較小，與Phogat等[26]的研究統(tǒng)計結果范圍一致，如表3所示，表明模型可靠，能夠準確反映滴灌前后土壤水鹽運動規(guī)律，可用于田間土壤水鹽運移模擬。

表3 HYDRUS-2D模型統(tǒng)計量

4 討 論

對濱海地下水淺埋區(qū)不同灌水定額土壤水鹽運移進行模擬研究，結果表明，滴灌使土壤水分含量發(fā)生變化，從而導致鹽分再分布，土壤水分將表層鹽分帶到下層，使表層土壤含鹽量明顯下降，而下層土壤出現鹽分累積現象；植物蒸騰耗水使得土壤鹽分隨水分向上運動并在地表聚集。

距離滴頭的深度及灌水量的大小都會影響土壤鹽分的分布，灌溉水將土壤表層鹽分淋洗到下層，0～20 cm土層土壤淋洗效果明顯，20～60 cm土層淋洗效果一般；距滴頭距離越近淋洗效果越好，灌溉水形成的濕潤區(qū)將玉米根區(qū)鹽分帶到膜邊，與牟洪臣等[9]、張治[27]的研究結論一致。水分重分布過程中，由于覆膜原因，降雨少量進入土壤，地表蒸發(fā)較小，土壤含水率的變化主要取決于植物蒸騰耗水量，植物蒸騰作用與根系分布密度呈正相關[28]，玉米根系主要吸水部分分布在0～20 cm土層[29]，所以在土壤水分重分布過程中0～20 cm土層相比其他土層含水率和含鹽量變化幅度更大，這與周和平等[30]研究結論一致。高灌水定額的FI20處理將鹽分淋洗到60 cm土層以下，而FI10處理未能將土壤鹽分淋洗到60 cm土層以下，代表了滴灌淋洗深度，這與張治等[27]研究結論一致。

HYDRUS-2D模型能夠準確模擬濱海地區(qū)土壤水鹽運移情況，灌水量的多少決定淋洗效果，譚軍利等[31]認為鹽堿地滴灌灌水量較小會影響壓鹽效果。對于地下水埋深較淺的干旱地區(qū)，朱文東等[32]認為大量灌水提高地下水位，棵間蒸發(fā)和根系吸水作用使地下水向上運動，加劇土地鹽堿化，這使得灌水量的多少成為濱海地下水淺埋區(qū)研究的關鍵。本試驗采用的灌溉方式為小灌水定額滴灌，對土壤中鹽分有較好的抑制作用且沒有抬高地下水位，試驗地80～100 cm土層是粘土，土壤致密，并且設置有排水暗管能夠將地下水位控制在100 cm處，使得高礦化度的地下水對0～60 cm土層土壤含鹽量影響較小。

5 結 論

1)灌溉過程中，不同取樣點不同深度土壤含水率和含鹽量沿水平、豎直方向變化趨勢基本一致。滴灌使土壤鹽分發(fā)生重分布，土壤水分將表層鹽分帶到下層，使土壤表層含鹽量明顯下降，而土壤下層出現鹽分累積現象；作物生長、蒸騰耗水使得土壤鹽分向上運動并在地表聚集。0～20 cm土層較其他土層淋洗效果明顯，灌水對下層土壤影響較??；距滴頭距離越近淋洗效果越好。水分重分布過程中，0～20 cm土層相比其他土層土壤含水率和含鹽量變化幅度最大。這對于濱海地區(qū)鹽堿地預防與治理具有一定的指導意義。

2)灌水定額對土壤鹽分分布影響顯著，高灌水定額FI20處理對土壤鹽分的淋洗效果明顯好于低灌水定額FI10處理，FI20處理將土壤鹽分淋洗到60 cm土層以下，而FI10處理由于灌水量小，未能將土壤鹽分淋洗到60 cm土層以下。

3)利用HYDRUS-2D對濱海地區(qū)不同灌水定額處理下土壤水鹽運移進行模擬，將模擬值與田間實測數據對比分析，結果表明，HYDRUS-2D模型可靠，能夠很好模擬濱海地下水淺埋區(qū)土壤水鹽運移。