干旱区重度和轻度盐碱地包气带水分运移规律

韩冬梅，周田田，马 英，宋献方



干旱区重度和轻度盐碱地包气带水分运移规律

韩冬梅，周田田，马 英，宋献方

（1. 中国科学院地理科学与资源研究所陆地水循环及地表过程重点实验室，北京 100101； 2. 中国科学院大学资源与环境学院，北京 100049）

为揭示干旱区不同灌溉模式下的包气带水分运移规律，该研究综合使用原位观测、同位素示踪和数值模拟等方法，对跨流域调水背景下，克拉玛依农业开发区重度和轻度盐碱地棉田的土壤水势、土壤含水率和土壤水同位素组成特征，包气带水量平衡以及水分运移规律进行了研究。研究表明，土壤基质势调控的滴灌模式下，重度和轻度盐碱地的灌溉入渗主要影响深度是地表以下0~150 cm，土壤含水率和土壤水势对灌溉和蒸散发动态变化的响应明显，具有前期土壤水和观测期内灌溉入渗水的混合特征。深层（重度盐碱地150~260 cm；轻度盐碱地250~350 cm）受地下水毛细作用影响，土壤水势和土壤含水率对地下水埋深动态变化的响应明显，具有前期土壤水与地下水的混合特征。轻度盐碱地中间层（150~250 cm），几乎不受灌溉入渗和地下水毛细作用的影响，土壤水势和土壤含水率处于动态平衡，主要为前期土壤水的特征。HYDRUS-1D数值模拟结果表明，深层土壤水与地下水之间存在双向交换，地下水对土壤水以补给作用为主，重度和轻度盐碱地地下水补给占包气带水分来源的比例分别为7.9%和15.0%。该灌溉模式对农业开发区地下水补给有一定的抑制作用，但观测期内区域地下水位抬升幅度在50~60 cm之间，说明存在一定的土壤次生盐渍化和地下水咸化的潜在风险。

灌溉；土壤；水分；干旱区；包气带；地下水补给；稳定同位素；HYDRUS-1D

0 引 言

科学的灌溉模式可以合理地调控农田水盐运移规律，也是开发利用和改良干旱区盐碱地的重要措施。土壤基质势调控的滴灌模式具有高频、小流量、长时间的特点，能够维持根系周围土壤处于较高的基质势，有利于作物根系吸水和盐分淋洗，减小水分渗漏[1-4]。其中，通过控制滴头正下方20 cm深度处土壤基质势的滴灌模式，在中国的干旱区的盐碱地开发利用中应用广泛[5-9]。这些研究主要侧重于调节包气带表层或作物根区范围内的水盐状况使之有利于作物生长，而针对干旱区盐碱地灌溉条件下的包气带水分运移规律、灌溉水对地下水可能产生的影响以及土壤水与地下水转化关系的研究较少。

自2001年全面实施农业综合开发以来，克拉玛依农业开发区依靠区外调水进行灌溉，以地面灌溉为主[10]。因为极端气候、水文地质条件和不完善的排水系统的影响，开发区内潜水位普遍上升，造成土壤次生盐渍化、地下水咸化等不良环境现象[10-13]，寻找行之有效的节水灌溉模式迫在眉睫。

本研究以典型内陆干旱区克拉玛依农业开发区的重度和轻度盐碱化棉田为例，开展了土壤基质势调控的膜下滴灌试验，综合原位观测、稳定同位素示踪和HYDRUS-1D数值模拟等方法，分析棉花不同生育阶段的包气带水分运移过程与水量平衡，评价灌溉对地下水可能产生的影响以及土壤水与地下水转化关系，为类似干旱区农业水资源管理和土壤次生盐渍化防治提供科学参考。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

试验于2010 年5—9月（棉花的生育期）在克拉玛依农业开发区（84°50′～85°20′ E，45°22′～45°40′ N）的重度和轻度盐碱化棉田上开展，表层30 cm内土壤含盐量分别为6~12和2.5~6 g/kg[14]。开发区地势低平，年降水量多年平均为105.3 mm，全年潜在水面蒸发量（采用直径为20 cm的蒸发皿测量）达3545 mm[10]。地带性土壤主要为沼泽土和各类盐土以及砂质土、钙积土，质地黏重致密[10]。由于降雨量小，目前已无有效地表径流。地下水主要受到降水入渗、山区地下水侧向径流和灌溉回归流渗漏补给，通过浅层土壤的蒸散发和向下游的侧向径流排泄[11]，地下水矿化度高达31.2 g/L[15]。农田灌溉主要依靠区外调水，且灌溉水的矿化度约为0.3 g/L[15]。1997~2014年，开发区平均地下水位抬升了6.9 m[16]。2010年，开发区约有87%的农田面积处于不同程度的盐渍化水平[14]。

1.2 试验设计与布置

重度和轻度盐碱地试验田各设15个试验小区，包括5个土壤基质势处理，分别控制滴头下20 cm深处的土壤基质势下限为-5、-10、-15、-20、-25 kPa，每个处理重复3次，随机布置。每个处理各由一套重力滴灌系统控制，灌溉由安置在距地面1 m处的灌溉桶控制，桶高1 m，桶容积900 L，桶底部由球阀控制开关，重度和轻度盐碱地的滴头流量分别为0.4~0.56 L/h和2.7 L/h。棉花于2010年5月7日播种，6月1日开始进行灌溉处理，8月26日结束灌溉试验。播种后当天进行首次灌溉，灌水定额为39.2 mm，以淋洗土壤盐分和提高土壤底墒。处理开始前统一灌溉，控制土壤基质势下限为-10 kPa。定苗后开始处理，利用负压计控制灌溉，一天观测3次（08:00, 12:00, 18:00），一旦发现土壤水基质势下降到设计值，立即开始灌溉，每次的灌水定额是9.8 mm。

选择土壤基质势下限为-10 kPa的重度盐碱地试验小区和-20 kPa的轻度盐碱地试验小区进行包气带水分运移规律研究。重度盐碱地为垄作覆膜滴灌模式，垄间距0.8 m，垄宽（膜宽）0.4 m，垄高0.15 m，垄长3.8 m，每垄布设一条滴灌带，2行棉花，棉花行距0.2 m，株距0.1 m，重度盐碱地试验小区内有10 垄10条滴灌带，面积为30.4 m2；轻度盐碱地为平播覆膜滴灌模式，膜宽1.6 m，膜长3.8 m，每膜布设一条滴灌带，4行棉花，棉花行距分别为0.2、0.4、0.2 m，株距0.1 m，轻度盐碱地试验小区内有5条滴灌带，面积为30.4 m2。试验开始前，地下水埋深分别为290和380 cm左右。

1.3 数据获取

利用DAVIS自动气象站（精度为每15 min记录一次）观测降水量等气象因素。由于越往深处，受入渗和蒸散发等外界的影响越小，土壤水分的动态变化越小，因此利用DLS-Ⅱ系列直管式负压计，在滴灌带正下方不同垂向深度由密到疏布置观测点（重度盐碱地100、120、150、180、220、260 cm，共6个观测深度；轻度盐碱地120、150、180、210、250、300、350 cm，共7个观测深度，见图1），监测基质势的动态变化，每天上午8：00人工记录，重度和轻度盐碱地的观测期分别为5月19日—9月21日和5月21日—9月23日。地下水埋深通过观测孔直接测量，每天上午08：00人工记录，重度和轻度盐碱地的观测期分别为5月20日—9月22日和5月31日—9月22日。

降水通过漏斗收集在木箱内的100 mL塑料瓶内，每次降雨停止后采集。重度和轻度盐碱地的灌溉水的采样时期分别为7月19日—8月26日和7月18日—9月10日。在土壤含水率高时，利用手动低真空装置连续抽取剖面不同深度（与负压计监测深度相同）的土壤水，装入25 mL塑料瓶，重度和轻度盐碱地的采样时期分别为8月20日—9月6日和7月26日—8月20日。利用LGR液态水同位素分析仪对所采集水样进行氢氧环境同位素分析，氢氧同位素的测定误差分别为±1‰和±0.1‰。同位素组成用样品的同位素比值（sample＝2H/1H 或18O/16O）相对于国际标准平均海水（vienna standard mean ocean water，VSMOW）中相应比值（VSMOW）的标准偏差sample表示（见式（1））。在滴头正下方不同深度（重度盐碱地0~260 cm；轻度盐碱地0~350 cm，取样间隔为10 cm）取土样，用于土壤含水率和土壤质地的测定，重度和轻度盐碱地的采样时期分别为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测定。土壤质地采用激光粒度仪（Mastersizer 2000）测定，结果见表1。

（1）

表1 土壤质地与干容重

2 结果与分析

2.1 土壤水势的动态变化

棉花生育期内，降水、灌溉、土壤水势、地下水埋深的动态变化见图2。

注：观测期可划分为苗期（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）、铃期（8月20日—9月20日）。地下水埋深间断点表示缺测。

由图2知，重度和轻度盐碱地的表层（0~150 cm）土壤水势梯度基本为负值，以向下入渗为主，在苗期、蕾期和花期，灌溉加强，土壤水势随时间增大而增大；在花期末期及铃期，灌溉减少至停止，而蒸散发继续，土壤水势随时间增大而减小，该层土壤水势对灌溉和蒸散发动态变化的响应明显，土壤水势范围分别为-274.9~-138.8 cm和-541.9 ~-109.0 cm。轻度盐碱地中间层（150~250 cm），土壤水势梯度向下（150~180 cm、210~250 cm）和向上（180~210 cm）都存在，土壤水势在收敛型零通量面处（约180 cm）随时间增大而增大，在发散型零通量面处（约150和210 cm）随时间增大而减小，但整体处于动态平衡，说明基本不受入渗和地下水毛细作用的影响，土壤水势范围为-511.7~49.7 cm（图2c、2d）。深层（重度盐碱地150~260 cm，轻度盐碱地250~350 cm）土壤水势梯度向上，受地下水毛细作用影响。在苗期、蕾期和花期，地下水位逐渐抬升，土壤水势随时间增大而增大。在棉铃期，重度盐碱地地下水位抬升缓慢甚至下降，150~260 cm土壤水势随时间几乎不变或稍有减小；而轻度盐碱地在棉铃期由于地下水埋深已经减小至330 cm左右并维持稳定，250~350 cm土壤水势几乎不随时间变化。重度和轻度盐碱地深层的土壤水势对地下水埋深动态变化的响应明显，土壤水势范围分别为−257.2~−184.2 和-490.3~ 42.1 cm。

2.2 土壤含水率的分布特征

花铃期内，土壤含水率的时空分布见图3。

图3 花铃期土壤含水率的分布

由图3可知，重度和轻盐碱地表层（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）减小，其中0~60 cm随时间的变化比60~150 cm更为明显。浅表层（60 cm以内）随深度增加，重度盐碱地土壤含水率从0.2~0.3增加到0.45，轻度盐碱地土壤含水率从0.1~0.25减小到0.1~0.2，在50 cm左右存在明显的低值拐点，分别为0.3和0.1~0.2，这是由于40~60 cm左右是膜下滴灌棉花的主要根系吸水层[17]。60~150 cm土壤含水率主要受土壤质地控制，重度盐碱地表现在粉土层（60~120 cm）由0.3增加到0.45；在砂质壤土层（120~150 cm）减小到0.2左右；轻度盐碱地表现在细颗粒层（60~120 cm）从0.1~0.2增加到0.4，在粗颗粒层（120~150 cm）减小到0.2。轻度盐碱地中间层（150~250 cm）土壤含水率主要受土壤质地控制，表现为在细颗粒层（150~220 cm）由0.2增加到0.35；在粗颗粒层（220~250 cm）由0.35减小到0.05（图 3b）。深层（重度盐碱地150~260 cm；轻度盐碱地250~350 cm），随深度增加，重度盐碱地含水率从0.3增加到0.42；轻度盐碱地含水率从0.05增加到0.4。

2.3 土壤水同位素组成的分布特征

花铃期内，降水、灌溉水、土壤水、地下水的氘氧同位素变化见图4。

图4 花铃期降水、灌溉水、土壤水、地下水样的氘氧同位素变化

本文中的试验区的大气降水线（local meteoric water line, LMWL）来自于文献[18]，根据全球降水同位素观测网的乌鲁木齐降水同位素资料（1986—2002年）拟合得到（2H=7.218O+4.5）。实测重度盐碱地降水的18O范围为−4.8‰~−1.0‰（平均值为−3.6‰），2H范围为−44‰~−18‰（平均值为−30‰），灌溉水的18O范围为−15.3‰~−14.7‰（平均值为−15.0‰），2H范围为−113‰~−109‰（平均值为−111‰）。实测轻度盐碱地降水的18O范围为−5.7‰~1.0‰（平均值为−3.3‰），2H范围为−51‰~−9‰（平均值为−30‰），灌溉水的18O范围为−15.1‰~−14.0‰（平均值为−14.8‰），2H范围为−112‰~−106‰（平均值为−110‰）。地下水同位素采用前人研究中的2009年试验点附近监测井的地下水同位素值[19]，重度盐碱地地下水的18O和2H分别为−7.8‰和−74‰，轻度盐碱地地下水的18O和2H分别为−5.7‰和−46‰。由图4a知，重度盐碱地土壤水的18O范围为−14.4‰~−7.3‰（平均值为−10.1‰），2H范围为−95‰~−70‰（平均值为−83‰），土壤水同位素组成在100 cm较为富集；120、150 cm较为贫化，明显接近灌溉水；180、260 cm随深度增加越来越富集，逐渐接近地下水。由图4b知，轻度盐碱地土壤水的18O范围为−10.5‰~−4.9‰（平均值为−6.6‰），2H范围为−75‰~−62‰（平均值为−65‰），土壤水的同位素组成在120 cm较为贫化，相比于其他层位更接近灌溉水；180、210 cm较为富集；250、300、350 cm随深度增加越来越富集，逐渐接近地下水。与重度盐碱地相比，轻度盐碱地土壤水同位素组成没有明显的分层性。

2.4 包气带水分运移数值模拟

HYDRUS-1D是美国农业部盐土实验室开发的模拟非饱和介质中一维水分、热量、溶质运移的模型，被广泛应用于室内和野外试验中水分和溶质运移模拟等方面[20]。当未对滴灌方式下的水平湿润锋进行调查，将滴灌方式下的土壤水分运动问题作一维处理，采用HYDRUS-1D软件模拟覆膜滴灌条件下的土壤水分垂向运移[21-22]。重度和轻度盐碱地模拟区深度分别取260和350 cm。重度盐碱地模拟期为5月19日—8月26日（灌溉期），共100 d。受表层土壤水势初始观测时间的限制，轻度盐碱地的模拟期选为7月1日—8月26日（灌溉集中期），共57 d。初始条件根据实测的土壤水压力水头设定。上边界条件设为允许积水的大气边界，根据灌溉量、降水量、蒸发量、蒸腾量设定。由于灌溉（降水）量小，滴灌不存在地表径流，地表允许积水深度设为10 cm。下边界设为已知压力水头边界，根据实测的土壤水压力水头的动态变化设定。

不同深度的土壤水压力水头的模拟值和实测值的Pearson相关系数和RMSE（root mean squared error, 均方根误差）见表2。

表2 土壤水压力水头实测值与模拟值的拟合精度评价

由表2可知，越往深处，受到灌溉（降水）和蒸散发等的影响越小，土壤水压力水头实测值和模拟值拟合的相关程度越高。轻度盐碱地中间层120、150、180 cm相关程度相对较低，主要是由于中间层基本不受本次灌溉入渗和地下水毛细作用的影响，以前期土壤水向上和向下的运移为主，土壤水压力水头随时间的波动大（图2d），而观测的时空间隔太大，不足以反映真实的水力状况。此外，本研究将滴灌方式下的土壤水分运动问题作一维处理，同时忽略了土壤水分入渗的滞后影响以及土壤盐分含量对土壤水运移的影响，也会导致各层土壤水分动态的模拟值与实测值存在一定的差距。总体而言，模拟结果基本反映了滴灌方式下土壤水分的动态变化，可以应用HYDRUS-1D软件对该条件下土壤水分运移进行模拟研究。重度和轻度盐碱地包气带水均衡项的动态变化如图5。地表通量为正表示蒸散发大于灌溉（降水）入渗量，负值则相反。底边界通量为正表示地下水补给模拟区土壤水，负值则表示土壤水渗漏补给地下水。在几个月的时间尺度上，作物体内水量的变化可视作为0，根系吸水量即可视作蒸腾量[23]。

注：模拟期可划分为苗期末期（0~13 d）、蕾期（14~53 d）、花期（54~93 d）、铃期初期（94~100 d）。

对于重度盐碱地（图5、图2a）：在0~40 d，即苗期末期、蕾期前期和中期，灌溉稀疏，地表通量正负交替，蒸发量和蒸腾量随时间增大而增大（图5c、5 d），地下水埋深由287减小至260 cm，累积底边界通量为正，土壤水储存量稍有增大，但幅度不大，说明灌溉入渗与地下水补给量之和与蒸散发量相当。在40~90 d，即蕾期后期到花期结束，灌溉密集，地表通量为负，蒸发量几乎不变，而蒸腾量随时间增大而增大，地下水埋深由260 减小至240 cm，模拟区240~260 cm土层饱和，累积底边界通量和土壤水储存量迅速增大，说明灌溉入渗和地下水补给量之和大于蒸散发量。在90~100 d，即花期末期和铃期初期，灌溉密集，地表通量为负，地下水位几乎不变甚至稍有下降，累积底边界通量减小，但土壤水储存量增大，说明灌溉水入渗量大于蒸散发与深层渗漏量之和。模拟期间，累积入渗量为622.0 mm，累积蒸发量为78.0 mm，累积根系吸水量（蒸腾量）为358.0 mm，累积底边界通量为53.4 mm，土壤水储存量的增量为242.0 mm。灌溉水（降水）、地下水对模拟区土壤水的补给比例分别为92.1%和7.9%，模拟区土壤水主要以蒸散发的形式排泄（64.3%），土壤水储存量的增量相对较小（35.7%）。

对于轻度盐碱地（图5、图2c）：在44~65 d，即蕾期和花期初期，灌溉密集，地表通量为负，蒸发量和蒸腾量随时间增大而增大，地下水埋深由365减小至350 cm，累积底边界通量为负，土壤水储存量随时间增大而减小，说明深层渗漏和蒸散发之和大于灌溉入渗量。在65~100 d，即花期中后期和铃期初期，灌溉密集，地表通量为负，地下水埋深由350减小至334 cm，模拟区334~350 cm土层饱和，累积底边界通量和土壤水储存量迅速增大，说明灌溉入渗和地下水补给量之和大于蒸散发量。模拟区底边界通量和土壤水储存量的变化趋势几乎一致。模拟期间，累积入渗量为224.0 mm，累积蒸发量为6.7 mm，累积根系吸水量（蒸腾量）为235.3 mm，累积底边界通量为39.4 mm，土壤水储存量增量为19.8 mm。轻度盐碱地灌溉水（降水）、地下水对模拟区土壤水的补给比例分别为85.0%和15.0%，模拟区土壤水主要以蒸散发的形式排泄（92.4%），土壤水储存量的增量较小（7.6%）。

3 讨 论

3.1 包气带水分运移的异同点

从土壤水势、土壤含水率、土壤水同位素组成的时空分布特征来看（图2、图3、图4）：重度和轻度盐碱地地表以下0~150 cm土壤水势和土壤含水率在灌溉期增大，而在非灌溉期减小，说明灌溉（降水）入渗和蒸散发动态变化的响应明显，是主要的入渗影响深度。其中0~60 cm是北疆膜下滴灌棉花的主要根系分布深度[24]，随时间的变化比60~150 cm更为明显。因此，在灌溉模式能有效淋洗棉花根区盐分。研究表明，由于2008—2010年的连续淋洗，开发区0~120 cm土壤盐分明显减少，并在重度盐碱地0~40 cm处形成一个明显的盐分淡化区[25]。在干旱区，由于蒸发强烈，前期土壤水同位素组成富集[26]，受本次试验期间贫化的灌溉水入渗的影响，重度和轻度盐碱地表层0~150 cm表现为观测期内灌溉入渗水与前期土壤水的混合特征[27]。具体来说，重度盐碱地100 cm深度处土壤质地为粉土（表1），观测期内灌溉入渗水对前期土壤水的替代作用较弱，主要为前期土壤水，同位素组成较为富集。而120、150 cm深度处为砂质壤土及壤质砂土（表1），本次试验的灌溉入渗对前期土壤水的替代作用较强，其土壤水同位素组成最接近于灌溉水。观测期内在轻度盐碱地120 cm深度处出现灌溉入渗水和前期土壤水的混合，同位素组成比其他层位贫化。深层（重度盐碱地150~260 cm；轻度盐碱地250~350 cm）受地下水毛细作用的影响，土壤水势和土壤含水率对地下水埋深动态变化的响应明显，土壤水同位素组成随深度增加越来越富集，逐渐接近地下水。与重度盐碱地不同的是，轻度盐碱地存在中间层150~250 cm，几乎不受灌溉（降水）入渗和地下水毛细作用的影响，土壤水势和土壤含水率处于动态平衡，土壤水同位素组成较为富集，主要是前期土壤水的特征。由于该层质地分层明显使得土壤水势梯度方向多变（表1、图2 d），不同深度土壤水分充分混合，使得土壤水同位素组成没有明显的分层性[28]。

从数值模拟的结果来看（图5）：对于重度和轻度盐碱地，模拟期间地下水对土壤水以补给作用为主，灌溉水主要以蒸散发的形式排泄，土壤水储存量的增量较小。然而，由于重度盐碱地的基质势调控水平高于轻度盐碱地（分别为-10和-20 kPa），因此试验期间重度盐碱地的累积灌溉量（607.6 mm）高于轻度盐碱地（529.2 mm），使得重度盐碱地灌溉水（降水）的补给比例和土壤水储存量的增量相对高于轻度盐碱地。

3.2 土壤水与地下水的转化关系

在模拟期的少数时段，如重度盐碱地铃期初期（90~100 d）、轻度盐碱地蕾期和花期初期（0~20 d），累积底边界通量稍有减小（图5 e），说明产生了深层渗漏，土壤水补给地下水；其余时段累积底边界通量增加，地下水补给土壤水。因此，在灌溉期，土壤水与地下水之间存在双向交换，且地下水对深部土壤水以补给作用为主，地下水补给占重度和轻度盐碱地模拟区土壤水分来源的比例分别为7.9%和15.0%。然而，仅观测期内开发区的地下水位抬升了50~60 cm（图2），由于开发地下水矿化度较高（高达31.2 g/L[15]），随着区域地下水位的进一步抬升，表层和深层逐渐贯通，土壤水与地下水的交换量增大，存在土壤次生盐渍化与地下水咸化的潜在威胁[29-30]。轻度盐碱地中间层的存在增加了作物根区与地下水位之间的距离，使得轻度盐碱地相比重度盐碱地更难发生土壤次生盐渍化。

4 结 论

本文综合使用原位观测、同位素示踪和数值模拟的方法，研究了克拉玛依农业开发区跨流域调水背景下重度和轻度盐碱化棉田在基质势调控的滴灌模式下的包气带水分运移规律，得到的主要结论如下：

1）重度和轻度盐碱地的主要灌溉入渗影响深度为地表以下0~150 cm，土壤含水率和土壤水势对灌溉和蒸散发动态变化的响应明显，具有前期土壤水和灌溉水的混合特征。深层（重度盐碱地150~260 cm；轻度盐碱地250~350 cm）受地下水毛细作用影响，土壤水势和土壤含水率对地下水埋深动态变化的响应明显，具有前期土壤水和地下水的混合特征。轻度盐碱地中间层（150~250 cm）几乎不受入渗和地下水毛细作用的影响，土壤水势和土壤含水率处于动态平衡，主要是前期土壤水的特征。

2）在模拟期，重度盐碱地灌溉水（降水）、地下水对模拟区土壤水的补给比例分别为92.1%和7.9%，模拟区土壤水主要以蒸散发的形式排泄（64.3%），土壤水储存量的增量相对较小（35.7%）。轻度盐碱地灌溉水（降水）、地下水对模拟区土壤水的补给比例分别为85.0%和15.0%，模拟区土壤水主要以蒸散发的形式排泄（92.4%），土壤水储存量的增量较小（7.6%）。土壤水与地下水之间存在双向交换，地下水对模拟区深部土壤水以补给作用为主。

研究表明，干旱区覆膜灌溉模式下，灌溉水入渗的影响深度有限，有利于抑制农业开发区的地下水位抬升，但试验点为地下水浅埋区，土壤水与地下水之间存在双向交换，随着区域地下水位的抬升（仅观测期内的上升幅度在50~60 cm之间），存在土壤次生盐渍化与地下水咸化的风险。为了实现开发区农业水资源高效利用和防治水土环境恶化，开发区亟需加强节水灌溉措施和完善排水系统以抑制区域地下水位抬升。

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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

国家自然科学基金面上项目（41371057）资助

韩冬梅，副研究员，博士，主要从事流域水循环与地下水水文过程研究。Email：handm@igsnrr.ac.cn

韩冬梅，周田田，马 英，宋献方. 干旱区重度和轻度盐碱地包气带水分运移规律[J]. 农业工程学报，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