基于HYDRUS-1D模型模擬關中盆地氮在包氣帶中的遷移轉化規(guī)律

王小丹，鳳　蔚，王文科，曹玉清，夏雨波

（1.中國地質調查局天津地質調查中心，天津300170；2.中國地質環(huán)境監(jiān)測院，北京100081；3.長安大學環(huán)境科學與工程學院，西安710064；4.吉林大學環(huán)境與資源學院，長春130026）

基于HYDRUS-1D模型模擬關中盆地氮在包氣帶中的遷移轉化規(guī)律

王小丹1，鳳蔚2，王文科3，曹玉清4，夏雨波1

（1.中國地質調查局天津地質調查中心，天津300170；2.中國地質環(huán)境監(jiān)測院，北京100081；3.長安大學環(huán)境科學與工程學院，西安710064；4.吉林大學環(huán)境與資源學院，長春130026）

以陜西關中盆地為研究區(qū)，利用HYDRUS-1D軟件構建土壤水分運移模型、作物根系吸水模型和溶質運移模型，模擬了“三氮”在包氣帶中的遷移轉化過程。結果表明：1）作物根系吸水吸氮規(guī)律一致，且主要吸收氨氮形式的氮素，吸收率為35%；2）亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮更容易被淋失到地下水中，且主要以硝態(tài)氮為主；3）不同包氣帶巖性對“三氮”向下遷移的速率和遷移量影響很大。

三氮；包氣帶；遷移轉化；HYDRUS-1D；關中盆地

進入21世紀，我國氮肥的施用量超過作物地上部吸收量，氮肥對環(huán)境的負面影響開始凸顯［1］，最突出的表現(xiàn)之一是“三氮”經由包氣帶淋失到淺層地下水從而對地下水造成污染，因此，氮素在包氣帶中的遷移轉化規(guī)律及氮污染等問題成為國內學者近年來關注的熱點。關中盆地作為陜西省重要的農業(yè)基地，長期以來受農業(yè)施肥和灌溉的影響，NO3-的淋失作用比較強烈，淋失量較大，使得關中盆地淺層地下水普遍受到NO3-污染的威脅［2-4］。自2002年開始，王文科率領的研究小組一直對關中盆地的“三氮”污染進行研究，分析“三氮”在包氣帶中的遷移轉化規(guī)律、空間分布特征、地下水脆弱性評價、地下水氮污染、地下水氮污染健康風險評價以及與“三氮”有關的微生物分布及其反硝化能力等，取得了一系列研究成果［5-13］。

本文嘗試在這些研究成果的基礎上，在關中盆地首次利用美國鹽土實驗室（USSalinity laboratory）開發(fā)的HYDRUS-1D軟件，將土壤水分運移模型、作物根系吸水模型和溶質運移模型相耦合，模擬研究區(qū)典型包氣帶結構中“三氮”的遷移轉化過程，研究不同包氣帶巖性、結構對“三氮”遷移轉化的影響。

1　研究區(qū)概況

關中盆地位于陜西省中部，地處黃土高原南緣，是一個三面環(huán)山，西高東低，西窄東寬的盆地，渭河自西向東穿過盆地中部。從南北山前到盆地中心，呈階梯狀依次分布有山前洪積扇、黃土臺塬、沖積平原等地貌類型（圖1）。第四系松散層孔隙水、孔隙裂隙水是關中盆地潛水的主要類型，其補給來源主要是降水和地表水的入滲等［2］。

2　模型建立

2.1數(shù)學模型

2.1.1土壤水分運移模型

土壤水分運移模型是用來描述水分在土壤中的運移過程的。本文采用經典的Richards方程來描述土壤水分運移過程，忽略土壤水平和側向水流運動，僅考慮一維垂向運移。

式中：C（h）為土壤容水度（1/cm）；K（h）為非飽和滲透系數(shù)（cm/d）；h為壓力水頭或基質勢（cm）；S（z，t）為單位時間單位體積土壤中根系吸水率（d-1）；t為時間變量（d）；Z為空間變量（cm），地表為原點，向下為正；L為潛水埋深（cm）；h0（z）為初始壓力水頭分布（cm）；ε（t）為入滲強度（cm/d）。

圖1　關中盆地地貌圖Fig.1 Geomorpho logy o f Guanzhong Basin

2.1.2作物根系吸水模型

根系吸水率表示由于根系吸水而在單位時間內從單位體積土壤中流失的水分體積，本文采用以水勢差為基礎的Feddes模型，即：

式中：α（h，z）表示水分脅迫反應方程；β（z）為根系吸水分布函數(shù)（cm-1）描述了根系吸水的空間變異；Tp為作物潛在蒸騰率，（cm·d-1）。

2.1.3溶質運移模型

在模擬中，考慮氮肥施用后在土壤中的運移和轉化過程，采用傳統(tǒng)的對流-彌散方程（Convection-DispersionEquation，CDE）來描述溶質運移過程。

對于NH4+，考慮吸附、硝化、和根系吸收作用，CDE方程為：

2.2初始條件及邊界條件

對于水分運移的上邊界，選擇通量已知的大氣邊界條件（Atmospheric Boundary Condition w ithSurface Layer），在作物生育期內逐日加入通過上邊界的變量值，包括降水量、灌溉量、棵間潛在蒸發(fā)率和作物潛在蒸騰率；其中，葉面攔截雨量忽略不計。由于表土層導水率較大，即使有較高強度降水或灌溉發(fā)生，也會很快入滲，因此，地面徑流忽略不計。下邊界選在潛水面處，使用定水頭邊界（Constant Pressure Head）。初始條件通過含水率給定，根據實驗室測定的不同巖性中含水率的經驗值給定，下邊界處為飽和含水率。

對于溶質運移的上邊界，選擇溶質通量邊界（Concentration Flux Boundary Condition），施肥量通過上邊界水流通量與其濃度的乘積體現(xiàn)。下邊界選擇濃度零梯度邊界條件（ZeroGradient），計算土壤水滲漏量和硝態(tài)氮淋失量。由于氮的轉化過程十分復

2.3主要參數(shù)的確定

本次模型重點模擬“三氮”在包氣帶的遷移轉化過程及去向，因此，模型參數(shù)選用研究小組試驗測定的參數(shù)及研究區(qū)統(tǒng)計條件下的氮肥施用量和灌溉量等。

2.3.1土壤水分特征參數(shù)及溶質運移參數(shù)

土壤水分特征參數(shù)和溶質運移參數(shù)見表1、表2，主要通過原位及實驗室試驗測定獲得。

表1　土壤水分特征參數(shù)表Tab le 1 Parameters o f the soilmoisture

2.3.2灌溉量和施肥量

研究區(qū)域種植的農作物主要是冬小麥和夏玉米，因此本次模擬選定這兩種作物。根據冬小麥-夏玉米的需水量和關中盆地農作物長期以來的灌溉制度，在每個冬小麥-夏玉米的輪作期內共灌溉五次，分別為冬小麥的播前灌、返青灌、拔節(jié)灌和夏玉米的播前灌和拔節(jié)灌，總灌溉量為280m3/畝，其中冬小麥150m3/畝和夏玉米130m3/畝。另外，取各行政區(qū)多年施肥量的平均值分別作為該區(qū)內的施肥量，折算成施氮量加入到模型中，見表3。

表2　溶質運移模型參數(shù)Tab le 2　Parameters o f so lute transportmode l

表3　　不同地區(qū)農田施氮量（kg/hm2·a）Tab le 3　Fa rm land nitrogen amoun t in thedifferenta reas

2.3.3作物根系模型參數(shù)

研究區(qū)域種植的農作物主要是冬小麥和夏玉米，因此本次模擬選定這兩種作物，模型參數(shù)利用軟件中提供的經驗參數(shù)，并忽略溶質對水分的脅迫作用。

由于玉米根系主要集中在土壤0～40 cm的深度，占整個根量的95%左右，所以玉米吸收水分和養(yǎng)分主要依靠這部分根［14］；同時，根據趙秉強等［15］的研究，玉米最大扎根深度可達160 cm，但99%以上的根量集中在120 cm土層以上。小麥根系深度一般在80～210 cm之間［16］，并且主要分布在70 cm土層內［17］。因此，綜合考慮小麥和玉米的根系深度和特征，在模擬時將最大扎根深度取為100 cm。

3　模型運行結果及分析

在上述建模與確定參數(shù)的基礎上，經過數(shù)值模擬得到根系吸水吸氮及三氮在不同巖性包氣帶中的遷移轉化規(guī)律。

3.1根系吸水吸氮規(guī)律

以西安市氮肥施用量為例，模擬冬小麥從播種到收割期間根系吸收水分及“三氮”規(guī)律，模擬結果如下（圖2、表4）：

（1）由圖2可以看出，根系吸水吸氮規(guī)律一致。小麥根系對水分的吸收主要集中在播種后的前兩個月和返青直至收割的后三個月，對“三氮”的吸收也同樣集中在這段時間。關中盆地冬小麥一般在10月份播種，第二年6月收割，在冬季的三個月（12月到2月）里，由于小麥處于休眠期，基本不生長，因此，對水分和“三氮”的吸收量較小。

（2）比較小麥根系對“三氮”的吸收可以看出，小麥根系主要吸收形式的氮素，對亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮的吸收量很少，這也是和容易受到淋濾作用影響的原因。

圖2　小麥根系對水分、氨氮、亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮的吸收Fig.2 Wheat root absorp tion o f the water，NH4+，NO2-and NO3-

表4　模擬計算區(qū)冬小麥生長季氮素平衡各項比較（以N計）（單位：kg/hm2）Tab le 4 Nitrogen ba lance o f simu lation area during the w inter wheatgrow ing season

（3）由模擬結果表4可以看出，當施氮量為大約254.8 kg/hm2時，根系對“三氮”的吸收量約為89.3 kg/ hm2，吸收率為35%，而大約有65%的氮素殘留在土壤中，一部分被土壤顆粒吸附，一部分隨水分向下運移而被淋濾到地下水中，從而對地下水污染構成威脅。

（4）模型運行結果顯示，在冬小麥生長季氮的淋失量并不大，只有0.133 kg/hm2，這可能是因為模型計算時間較短，只計算了冬小麥的生長時間（約250天），大量的硝態(tài)氮還尚未運移到潛水面，所以模型結果顯示的淋失量偏小。

3.2單一巖性中氮的遷移規(guī)律

3.2.1模擬結果

選擇中砂作為單一介質進行模擬，以春玉米-冬小麥為種植作物，計算時間選擇五年，模擬結果如圖3-圖5所示。

由圖2-圖4可見，在單層中砂中，氨氮、亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮都在隨水流向下遷移，但是遷移規(guī)律不同。主要表現(xiàn)在：

圖3　單層中砂中不同時間氨氮剖面分布圖Fig.3 NH4+con ten t p ro file o f the m ono laye r sand in d iffe ren t tim e

圖4　單層中砂中不同時間亞硝態(tài)氮剖面分布圖Fig.4 NO2-content p ro file o f the mono layer sand in different time

圖5　單層中砂中不同時間硝態(tài)氮剖面分布圖Fig.5 NO3-con ten t p ro file o f the m ono laye r sand in d iffe ren t tim e

（1）氨氮進入土層后，隨水分向下遷移量迅速減少，遷移速度較慢。在前五年，氨氮主要累積在大約1m以上的土層。第一年，氨氮遷移到大約50 cm的土層，在0～50 cm土層，氨氮濃度從0.043mg/cm3減少到0；第三年，氨氮在土壤表層出現(xiàn)累積現(xiàn)象，最大累積量出現(xiàn)在大約25 cm的土層，濃度達到0.047 mg/cm3，遷移至約85 cm的土層；第五年，最大累積量出現(xiàn)在大約30 cm的土層，達到0.05mg/cm3，遷移至約120 cm的土層。由此推算，氨氮隨水分向下遷移速度約為15～20 cm/a。

（2）亞硝態(tài)氮隨水分向下遷移速度較快，在土壤表層同樣出現(xiàn)了累積現(xiàn)象。第一年，最大累積量大約出現(xiàn)在20 cm處土層，最大累積量約為0.01mg/cm3，亞硝態(tài)氮遷移到了400 cm以下的土層；第三年，最大累積量大約出現(xiàn)在30 cm處的土層，最大累積量約為0.018mg/cm3，亞硝態(tài)氮已經遷移到潛水面；第五年，最大累積量大約出現(xiàn)在50 cm處的土層，最大累積量約為0.023mg/cm3，進入潛水面的亞硝態(tài)氮通量大約為0.000 7mg/cm3。

（3）硝態(tài)氮隨水分向下遷移速度快，在土壤表層也有累積現(xiàn)象。第一年，硝態(tài)氮就已經隨水流遷移到了潛水面，最大累積量出現(xiàn)在大約25 cm的土層，最大累積量約為0.002 5mg/cm3；第三年，最大累積量出現(xiàn)在大約40 cm的土層，最大累積量約為0.018 mg/cm3，進入潛水面的硝態(tài)氮通量大約為0.002 2 mg/cm3；第五年，最大累積量出現(xiàn)在大約60 cm的土層，最大累積量約為0.023mg/cm3，進入潛水面的硝態(tài)氮通量大約為0.000 4mg/cm3。

3.2.2形成原因

分析其原因，主要有以下幾點：

（1）由根系吸水吸氮模型結果可以知道，氨氮進入土壤后，有一部分由于植物固氮作用而被吸收，有一部分被土壤顆粒吸附而固定，還有一部分通過硝化作用轉化成了亞硝態(tài)氮。因此，氨氮進入土層后濃度迅速減少，向下遷移速度很慢，并在土壤表層出現(xiàn)累積現(xiàn)象。

（2）由于氨氮的硝化作用，亞硝態(tài)氮也在土壤剖面中出現(xiàn)了累積；由于氨氮主要出現(xiàn)在大約1m以上的土層，亞硝態(tài)氮的最大累積量的峰值點也主要出現(xiàn)在土壤表層。同時，由于土壤顆粒對亞硝態(tài)氮幾乎不吸附，而且中砂巖性顆粒較粗，透水性好，水分向下遷移速度快，從而導致亞硝態(tài)氮隨水分向下遷移的速度也較快，在第二年已經遷移到了潛水面，并導致進入到潛水面的亞硝態(tài)氮通量隨著時間的推移不斷增大，對淺層地下水水質構成了威脅。

（3）經由硝化作用，亞硝態(tài)氮轉化成了硝態(tài)氮，導致土壤剖面中也出現(xiàn)了硝態(tài)氮的累計現(xiàn)象，累積量峰值點也主要出現(xiàn)在1m以上的土層，且隨時間變化向下不斷推移。同時，由于土壤顆粒對硝態(tài)氮幾乎不吸附，而且中砂巖性顆粒粗，透水性好，使得硝態(tài)氮遷移速度很快，淋失量也較大。

3.3不同巖性中氮的遷移轉化規(guī)律

3.3.1模擬結果

圖6　不同巖性結構中氨氮的遷移規(guī)律Fig.6 M ig ra tion o f the NH4+in d iffe rent litho logy

圖7　不同巖性結構中亞硝態(tài)氮的遷移規(guī)律Fig.7 Migration o f the NO2-in different litho logy

以春玉米-冬小麥為種植作物，計算時間選擇二十年，包氣帶厚度為5m，以關中盆地包氣帶兩種比較典型的巖性中砂和黃土為例，進行不同巖性中氮素遷移轉化規(guī)律研究。模型計算結果如圖6-圖8所示：

圖8　不同巖性結構中硝態(tài)氮的遷移規(guī)律Fig.8 M ig ra tion o f the NO3-in d iffe ren t litho logy

由圖6-圖8可以看出，不同巖性條件下，氨氮、亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮隨水流向下遷移的規(guī)律不同，主要表現(xiàn)在：

（1）20年后，氨氮在中砂中已經遷移到了300 cm的土層中，并且在大約40 cm處出現(xiàn)了累積峰值點，峰值濃度約為0.065mg/cm3；在同樣的時間內，氨氮在黃土中只遷移到了大約25 cm處，并且濃度值隨土層深度急劇減少，從土壤表層的0.06mg/cm3變?yōu)?。

（2）亞硝態(tài)氮在中砂中已經遷移到了潛水面，進入潛水面的通量大約為0.003mg/cm3，并且在土層大約80 cm處也出現(xiàn)了累積峰值點，峰值濃度約為0.022mg/cm3；而在黃土中亞硝態(tài)氮只遷移到了80 cm深的土層中，并且在0～30 cm處亞硝態(tài)氮濃度迅速從0.042mg/cm3減少到0.005mg/cm3，而在30～80 cm處其濃度從0.005mg/cm3減少到0。

（3）硝態(tài)氮在中砂中也遷移到了潛水面，進入潛水面的通量大約為0.011mg/cm3，并且在大約90 cm處也出現(xiàn)了累積現(xiàn)象，最大濃度值為0.012 5 mg/ cm3；而在黃土中亞硝態(tài)氮只遷移到了150 cm深的土層中，并且在土壤表層的0～30 cm處其濃度迅速從0.02mg/cm3減少到0.005mg/cm3，而在30～120 cm處其濃度從0.005mg/cm3減少到0。

3.3.2形成原因

“三氮”在中砂中隨水分向下遷移的能力比在黃土中強，遷移速度快。這主要是由于粗顆粒巖性土層孔隙大，透水性好，土壤顆粒對氨氮吸附性弱，因此，氨氮易隨水流向下遷移；而細顆粒土層巖性結構致密，透水性差，土壤顆粒比表面積大，對氨氮吸附性強，大量的氨氮由于吸附作用而被固定到土壤顆粒中，由氨氮轉化來的亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮的量也相應變少，因此，氮素隨水流向下遷移速度慢，大量的氮主要積累在了土壤表層。

4　討論

（2）根據模型模擬結果，當施氮量為254.8 kg/ hm2時，根系對“三氮”的吸收量為89.3 kg/hm2，吸收率僅為35%，這與朱兆良等人關于我國氮肥利用的研究成果相符，即“當季作物（對氮肥）的吸收利用率約為35%”［18，19］，而剩余65%的氮素經由吸附、硝化—反硝化、氨揮發(fā)、淋濾等作用而損失。因此，改變傳統(tǒng)的施肥灌溉模式，適當控制施肥量，不僅可以提高氮肥的利用率，而且對防治地下水氮污染也有重要的作用。

（3）氨氮進入土層后，由于植物吸收、土壤顆粒吸附和硝化作用而迅速減少，隨水分向下遷移速度很慢，在中砂中其速度大約為15～20 cm/a，第五年時，氨氮遷移到120 cm處，最大累積量為0.05mg/cm3，出現(xiàn)在30 cm處。亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮由于根系吸收、硝化、反硝化及吸附作用等也迅速減少，但是隨水分向下遷移速度很快，第一年都已經遷移值五米處的潛水面，到第五年時，進入潛水面的亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮通量分別為0.000 7mg/cm3和0.004mg/cm3，進一步證明，氮素主要以硝態(tài)氮形式進入地下水，亞硝態(tài)氮次之。

（4）不同包氣帶巖性對“三氮”向下遷移影響較大，表現(xiàn)為粗顆粒巖性中“三氮”隨水流向下遷移速度較快，而細顆粒巖性中遷移速度很慢。在模型模擬的二十年時間里，當氨氮在中砂中已經遷移到大約300 cm處時，在黃土中只遷移到大約25 cm處；亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮在中砂中都已經遷移至五米處的潛水面，進入潛水面的通量分別為0.003mg/L和0.011 mg/L，而在黃土中亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮分別遷移至80 cm和150 cm深處?？梢姡叭痹诎鼩鈳е械倪w移速率主要受包氣帶巖性影響，粗顆粒巖性中遷移速度快，細顆粒巖性中遷移速度慢。

5　結論

經過對比，本次模型模擬結果與前人已有研究成果相符，因此，利用HYDRUS-1D軟件可以較好地反映出“三氮”在包氣帶中的遷移轉化規(guī)律，研究方法可行，根據模擬結果，主要得出以下結論：

（1）作物根系吸水吸氮規(guī)律一致，且主要吸收NH+4形式的氮素。在我國目前氮肥施用水平上，作物對氮素的吸收率較低，僅為35%左右，剩余NH+4形式的氮素由于吸附、硝化—反硝化、揮發(fā)、淋濾等作用而迅速減少，因此，隨水流向下遷移速率較慢。

（2）作物對亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮的吸收量很少，同時，包氣帶對其吸附能力相對較弱，因而，向下遷移的量相對較大，而NO2-不穩(wěn)定，大部分經過硝化過程轉化為相對穩(wěn)定的NO3-，因此，硝態(tài)氮受淋濾作用影響最明顯，淋失量最大。

（3）不同包氣帶巖性對“三氮”向下遷移影響較大，表現(xiàn)為粗顆粒巖性中“三氮”隨水流向下遷移速度較快，而細顆粒巖性中遷移速度很慢。

總之，模擬結果進一步證明，氮素主要以亞硝態(tài)氮和硝態(tài)氮的形式進入地下水中，并以硝態(tài)氮為主，其遷移速度和遷移量受包氣帶巖性影響很大。

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P333.9

A

1672－4135（2015）04－0291-08

2015-09-15

陜西省環(huán)保局環(huán)境科研項目“陜西省地下水污染現(xiàn)狀調查（Z0709009）”

王小丹（1982-），女，碩士，工程師，主要從事環(huán)境地質水文地質研究，E-mail：71573377@qq.com。