潛水作用下土壤水鹽運移過程

，

(1.中國科學院 東北地理與農(nóng)業(yè)生態(tài)研究所,吉林 長春 130102; 2.中國科學院大學,北京 100049)

0 引 言

土壤鹽漬化是影響全球溫帶地區(qū)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)及生態(tài)安全的重要因素之一[1]。已有研究表明，影響土壤鹽漬化形成的因素除當?shù)貧夂驐l件，還與地下水埋深、潛水礦化度、地表植被和土壤質(zhì)地等有關，其中，地下水埋深與潛水礦化度是造成土壤鹽漬化問題最主要的因素之一[2-5]。溫帶灌區(qū)，大量的灌水抬高地下水水位，使地下水埋深變淺，地下水位上升至臨界水位之上時便加速灌區(qū)地下水對表層土壤的水分補給，進而加速土壤表層水分蒸發(fā)?！胞}隨水走”，表層土壤水蒸發(fā)過程中將地下水及土壤深層的鹽分帶至地表，造成土壤耕層鹽漬化的發(fā)生與加重[6]。此外，部分鹽漬土區(qū)地下水埋深本身相對較淺且礦化度較高，在強蒸發(fā)作用的影響下容易引發(fā)土壤次生鹽漬化甚至鹽沼化[7]。無論地下水位本身埋深較淺還是人為作用下抬高，土壤鹽漬化形成的根本原因是水鹽在土壤中的運動及存儲導致。土壤孔隙被水完全充滿時，這部分土壤水稱為飽和土壤水；土壤孔隙未被水充滿，土壤中含水處于非飽和狀態(tài)，我們稱含有非飽和狀態(tài)水分的土壤區(qū)域為非飽和帶(包氣帶)，其中的水分為非飽和土壤水，即一般所指的土壤水[6]。近年來，有關土壤水運移動態(tài)的研究、水熱鹽的耦合運移機理、凍結土壤中水分的運移以及地下水-土壤-植物-大氣連續(xù)體水熱鹽運移等多學科交叉研究不斷涌現(xiàn)[8]，而且地下水作用下土壤水運動研究也不斷深入，并開展了土壤水鹽運移機理的研究，包括土壤水參數(shù)的測定及確定，土壤水參數(shù)的空間變異性、優(yōu)先流及能態(tài)研究等[9-10]。目前，主要研究方法包括野外實地觀測與室內(nèi)人工控制模擬潛水埋深相結合，發(fā)揮計算機軟件與數(shù)學方程的分析處理優(yōu)勢，對土壤水鹽動態(tài)進行可視化數(shù)值模擬[11]。所有水鹽動態(tài)模型中，有關鹽漬土的水鹽動態(tài)特性及計算方法的研究尤為深入，并發(fā)展形成了以Richards模型為基礎的一系列物理經(jīng)驗模型。模型的研究無論是對土壤改良、灌溉和排水設計，還是對于水資源評價等問題均有重要的理論和現(xiàn)實意義[12]。

鑒于地下水對形成土壤鹽漬化問題的深刻影響，土壤水鹽運移模型對土壤鹽漬化機理研究及治理的重要性，本文概括了地下水與土壤水相互作用的動態(tài)關系，著重介紹了地下水作用下土壤水分運動與鹽分積累的機理。根據(jù)水鹽運移模型的原理將其分為經(jīng)驗模型、半經(jīng)驗-半機理模型與機理模型，分別介紹相關模型。最后通過地下水作用下土壤水鹽動態(tài)、水鹽運移模型研究及人工控制潛水埋深等內(nèi)容，對未來水鹽運移發(fā)展及鹽漬土改良做出總結與預測。

1 地下水淺埋區(qū)地下水與土壤水的關系

非飽和土壤水是聯(lián)系地表水與地下水的紐帶，是地下水與大氣水聯(lián)系的基礎(圖1)。不同地區(qū)潛水埋深一般不同。潛水面以土壤耕層底部[13](地表以下20 cm左右處，不同地區(qū)一般不同)與當?shù)嘏R界潛水蒸發(fā)面為水位分割點，將潛水埋深分為3種情況[14-15]，即潛水面位于土壤耕層，潛水面介于土壤耕層底部與臨界潛水蒸發(fā)面之間和潛水面在臨界潛水蒸發(fā)面之下[16]。

1.1 潛水面位于土壤耕層

潛水面高出土壤耕層底部且在地表未形成徑流時，土壤耕層底部以下含水量接近飽和，耕層底部以上土壤含水量相對較高。高地下水位使土壤孔隙幾乎被水充滿，外來水源易抬高地下水位，此時，土壤水與大氣作用強烈，不斷的潛水蒸發(fā)使鹽分在耕層聚集，使地表土壤鹽漬化發(fā)生或加重[17]。同時，地下水位在耕層底部以上的升降對耕層土壤形成周期性的缺氧環(huán)境，在這種環(huán)境下，土壤溶質(zhì)容易遷移，在遷移過程中易發(fā)生化學反應。有研究表明，埋藏淺的潛水與非飽和土壤水及大氣水作用劇烈，是形成土壤鹽漬化及沼澤化的主要原因[18-20]。潛水面位于耕層時，大氣降水及灌溉對潛水埋深影響巨大，大尺度上淺水面不易控制[21]?；诖?，潛水面位于耕層的土壤水鹽動態(tài)研究主要集中于人工控制潛水埋深下的土柱試驗。人工控制潛水埋深土柱試驗限制田間不穩(wěn)定因素對試驗結果的影響，但是由于實驗室環(huán)境穩(wěn)定，對實際生產(chǎn)的指導意義只限于理論層面。若為生產(chǎn)實踐提供更加可靠的支持需將理論層面研究與大田試驗相結合，這些問題有待科研人員通過大區(qū)域的生產(chǎn)實踐來解決。

1.2 潛水面位于土壤耕層底部與臨界潛水面之間

臨界潛水埋深是指地下水不能通過毛細作用上升至土壤表層的埋深深度，即潛水參與土壤水分蒸發(fā)時可忽略潛水時的埋深。介于耕層底部與臨界潛水埋深的地下水對土壤水鹽作用影響的問題是學者研究最多，也是關注度最大的內(nèi)容。潛水面位于該層時(圖2)，地下水中的鹽分隨著水分通過土壤不飽和區(qū)向上運動，聚集在耕區(qū)，導致土壤鹽漬化問題加劇[22-23]。受降水與灌溉的影響，土壤鹽分隨著水分淋洗至土壤底層或地下水，導致地下水礦化度升高。在黃河兩岸的引黃灌區(qū)、新疆石河子兵團鹽堿地、長江三角洲及東北松嫩平原均分布著大量的淺層地下水，地下水與土壤水的相互作用多屬于這種情形。同樣，淺埋深地下水對土壤水分蒸發(fā)也有重要影響[24-25]，對土壤剖面水鹽含量，水勢分布有很大影響。淺埋深地下水可以隨著土壤毛細管向上運動并蒸發(fā)，造成鹽分在地表的大量積累，最終加重土壤鹽漬化程度[18]。此外，該層地下水埋深較淺，容易與地表水相互作用，地表水受污染后的入滲容易引起土壤及地下水的污染[26]。

圖2 一維狀況下土壤水鹽交換示意圖Fig.2 The diagram of soil water and salt exchange in one-dimensional condition

潛水面位于該層時，土壤水鹽動態(tài)數(shù)值模型模擬結果與實測值的耦合性一般較好[27-28]。學者們已相繼建立了在該潛水埋深條件下潛水埋深與土壤水蒸發(fā)數(shù)值模型，例如阿維里揚諾夫經(jīng)驗方程、清華雷志棟方程以及模擬水鹽動態(tài)模型的計算機軟件，如HYDRUS、MODFLOW等。雖然上述模型能較好地反應潛水埋深與土壤水蒸發(fā)的問題，但由于土壤空間異質(zhì)性的存在，不同地區(qū)氣候類型、土壤質(zhì)地及植被狀況等均存在差異，導致模型參數(shù)選擇需要大量觀測數(shù)據(jù)反演推測。對于這種情形，土壤水鹽運移模型的發(fā)展仍需考慮各個因素對土壤水分蒸發(fā)影響的權重。

1.3 潛水面低于臨界潛水面

潛水埋深大于臨界潛水埋深時，即地下水不能運動到土壤上層的情況。該情況下，地下水與土壤水作用較弱，地表水與地下水一般為單向聯(lián)系。地表水可通過入滲補給地下水，地下水幾乎不能影響地表水。已有研究表明，影響潛水臨界埋深的因素除了當?shù)赝寥蕾|(zhì)地、容重和緊實度等基本土壤物理因素外，還與當?shù)貧夂颉⒅脖坏纫蛩叵嚓P[29]。已有研究表明，從砂礫石到亞黏土，潛水蒸發(fā)極限埋深變化在2.38～5.16 m[30]。不同地區(qū)潛水埋深臨界值為我國土壤水動力學的理論研究提供了重要的背景值。對于埋深大于臨界值的潛水，地下水對土壤表層作用比較微弱，對土壤表層水鹽運移與溶質(zhì)運移影響較小，數(shù)值模型一般不考慮地下水的作用。

以上3種地下水埋深的情形對土壤水分蒸發(fā)的影響已有一定的研究。對于埋深較淺的地下水一般受降水、灌溉和土壤毛細管向上運動與人工活動的影響較大。當潛水面在臨界水位以上時，土壤水與地下水相互作用較明顯，研究其中任何一個都必然受到另一個因素的制約。同時，由于各種因素所造成的潛水面的變化勢必會對土壤含水量、鹽分含量與組成造成影響，該過程在實際研究中不可忽視。隨著研究的深入，土壤水分運動過程中所受各種勢能已經(jīng)進入科研工作者的視野，從動力機制解釋水分運動趨勢逐漸成為建模的手段。此外，土壤包氣帶中水文變化與溶質(zhì)、熱運移也已作為重要的研究內(nèi)容。

已有模型研究表明，潛水埋深不同與土壤水蒸發(fā)在理論上具有一定的數(shù)值關系。由于機理模型本身的復雜性，潛水埋深在耕層附近的研究并不完善，再者由于土壤空間異質(zhì)性導致機理模型在國內(nèi)推廣與使用具有局限性[25，27，31]。目前，國內(nèi)從事土壤水鹽運移研究的工作人員主要研究大氣降水后，由地表向下淋溶的過程，或者是將淋溶與蒸發(fā)結合起來，單獨的從淺埋深潛水與溶質(zhì)濃度對蒸發(fā)影響機理的研究較少。基于此，溶質(zhì)濃度對潛水蒸發(fā)及植物生理指標的研究有助于進一步完善土壤水鹽運移的機理研究，強化土壤水鹽動態(tài)在地下水作用下的影響是解釋并防治土壤鹽漬化的有效手段。

2 土壤水鹽運移模型的研究

土壤非飽和水是陸地植物賴以生存的水源。隨著研究的深入，經(jīng)濟發(fā)達的國家對土壤水鹽運移領域進行了大量的研究，處于干旱、半干旱地區(qū)的國家對土壤水的研究尤為重視[6]。已有研究表明，影響潛水蒸發(fā)的因素主要有氣象因素、潛水埋深、土壤質(zhì)地、植被因素和地下水礦化度等[32-33]。此外，土壤凍結和溫度梯度等因素也可能引起土壤鹽漬化[34-36]。以上影響因素中，氣象因素與海陸分布及所處的溫度帶關系密切；土壤質(zhì)地與成土母質(zhì)、成土過程關系密切；植被因素受自然因素與人為因素的雙重影響，在生態(tài)學方面的研究較多；潛水埋深及地下水礦化度受自然因素與人為因素的雙重影響，隨著社會經(jīng)濟的發(fā)展，潛水埋深及地下水礦化度受人為影響越來越大，打井、灌溉等人為活動可改變潛水埋深及地下水礦化度。潛水埋深與地下水礦化度在影響土壤水鹽運移數(shù)值模型研究中極為重要[37-39]。研究表明，不同地下水埋深和地下水礦化度均與潛水蒸發(fā)有數(shù)值關系[7]，并且以此引出了關于土壤水鹽運移的經(jīng)驗模型、半經(jīng)驗—半機理模型和機理模型[40]。

2.1 常用的潛水蒸發(fā)經(jīng)驗公式

土壤水分含量隨著地下水位的變化而變化。一般情況下，當?shù)叵滤裆钶^淺時，受土壤溫度與勢能梯度的影響，地下水與土壤水作用強烈。地下水分通過土壤毛管被輸送至地表，在土壤水分蒸發(fā)至大氣的過程中，土壤鹽分在地表積累。在地下水作用下水分運動過程中，以阿維里揚諾夫經(jīng)驗公式為主的潛水蒸發(fā)經(jīng)驗模型被廣泛應用。潛水蒸發(fā)受潛水蒸發(fā)強度的影響，影響潛水蒸發(fā)強度的因素主要有潛水埋深、地下水礦化度、土壤質(zhì)地和植被等因素。其中裸地潛水蒸發(fā)以潛水埋深的影響最為深刻?？蒲泄ぷ髡咄ㄟ^對觀測數(shù)據(jù)的分析及回歸，得出了一系列實用性較強的線性或非線性公式。

2.1.1 阿維里揚諾夫經(jīng)驗公式。在多種潛水蒸發(fā)經(jīng)驗公式中，阿維里揚諾夫公式是較常用的公式之一[41]，具體表示如下：

(1)

式中：E表示潛水蒸發(fā)；E0表示水面蒸發(fā)強度(理想蒸發(fā)強度)；H表示潛水埋深；Hmax表示地下水極限埋深(潛水蒸發(fā)為0時的埋深，約為1.5～4 m)；n為參數(shù)，一般為1～3。

該公式可以直觀地反映出潛水蒸發(fā)與潛水埋深的關系，一定范圍內(nèi)，隨著潛水埋深的增加，潛水蒸發(fā)在不斷減小，潛水埋深越淺，蒸發(fā)越大；當潛水埋深為0時，潛水蒸發(fā)接近水面蒸發(fā)。該公式由于其簡單易懂，在我國潛水蒸發(fā)研究中應用廣泛，相關科研工作者在利用該公式時也對其進行改進，以適應當?shù)氐恼舭l(fā)類型[42-43]。但是，阿維里揚諾夫經(jīng)驗公式需要確定水面蒸發(fā)、地下水極限埋深以及n的大小，地下水極限埋深一般較難準確確定，n為其中要求的參數(shù)，受氣候條件、土壤類型影響較大，在年際變化影響下，其值不穩(wěn)定，一定程度上為模型的精度造成影響。

2.1.2 沈立昌雙曲線公式。由于阿維里揚諾夫經(jīng)驗公式在實際應用的過程中，有時不能很好地滿足我國的實際，1978年，沈立昌提出了沈立昌雙曲線模型[44]，模型的具體表示是：

(2)

或

(3)

式中：E表示潛水蒸發(fā)，單位mm·d-1；H表示某段時間由潛水蒸發(fā)引起的平均地下水位消退值，單位mm·d-1；E0為某時段內(nèi)平均日水面蒸發(fā)，單位mm·d-1；h為某時段內(nèi)平均地下水埋深，單位為m；u為變幅帶給水度；K表示土質(zhì)、植被及水文地質(zhì)條件等其他綜合因素的影響經(jīng)驗常數(shù)；a,b為指數(shù)。從以上公式可以看出，沈立昌雙曲線模型符合潛水蒸發(fā)特性。

2.1.3 葉水庭指數(shù)型公式。由于阿維里揚諾夫經(jīng)驗公式與沈立昌雙曲線公式均有用到Hmax，葉水庭等(1977年)為了避免使用Hmax，根據(jù)實測數(shù)據(jù)提出了潛水蒸發(fā)指數(shù)型模型[45]，具體表達式為：

E=u×h=E0×e-aH

(4)

式中：h為計算時段內(nèi)潛水位變幅；u為潛水變幅帶土壤給水度；a為衰減系數(shù)；E0為水面蒸發(fā)；H為潛水埋深；該公式又被稱為葉氏公式，在潛水埋深較淺時擬合度較好。

2.1.4 冪函數(shù)公式。對大量的實測數(shù)據(jù)進行擬合時，發(fā)現(xiàn)冪函數(shù)公式也有一定的實用性，通過回歸擬合分析，得出冪函數(shù)的公式表達式為：

C=E/E0=a×H-b

(5)

式中：E為潛水蒸發(fā)；E0為水面蒸發(fā)強度；H為潛水埋深；a,b為經(jīng)驗常數(shù)；該公式與葉氏公式類似，在潛水埋深較淺時擬合效果較好。

2.2 半經(jīng)驗—半機理模型

半經(jīng)驗—半機理模型是在一定物理研究背景的基礎上，通過大量觀測數(shù)據(jù)擬合而成的經(jīng)驗公式。目前應用較廣的半經(jīng)驗—半機理模型是清華雷志棟公式，簡稱清華公式。清華公式是根據(jù)非飽和土壤水穩(wěn)定流理論，分析潛水蒸發(fā)與水面蒸發(fā)量，潛水位埋深的關系[46]。該公式在實踐過程中常被應用[47-48]。付秋萍等[47]通過試驗對幾種經(jīng)驗模型及清華公式驗證發(fā)現(xiàn)，清華公式在新疆地區(qū)具有廣泛的通用性，擬合精度相對較高；而阿維里揚諾夫公式在潛水埋深較淺時擬合程度較好，潛水埋深較深時，試驗值與觀測值差距較大；葉氏公式與冪函數(shù)公式均在埋深較深時擬合程度較差；相比之下，清華公式的擬合精度最高，冪函數(shù)擬合程度最差。

清華公式是雷志棟根據(jù)近代土壤水動力學的研究成果，提出了潛水蒸發(fā)的半經(jīng)驗—半機理公式，具體表達式如下：

E=Emax(1-e-ηE0/Emax)

(6)

式中：η為經(jīng)驗常數(shù),與土質(zhì)及地下水位埋深有關;Emax為潛水埋深為H條件下的潛水極限蒸發(fā)強度，Emax=AH-m,其中A、m為隨土壤而異的參數(shù)。清華公式既考慮了土壤疏水性，又考慮了表土蒸發(fā)，該式結構較為完整，擬合精度高，具有廣泛的通用性。但是，由于清華公式中參數(shù)求解比較繁瑣，限制了其在實際中的應用。在對η進行求解的過程中，唐海行、付秋萍等均給出了η的求解方法，并在實際求解中應用較廣[49-50]。

2.3 機理模型的研究

地下水作用下的水鹽運移常用的土柱試驗是用時較少，受天氣變化及季節(jié)性影響較小的試驗方法。土柱試驗能夠較好地消除土壤空間異質(zhì)性所造成的差異，常用來模擬一維狀態(tài)下土壤水鹽的淋溶與蒸發(fā)，它的發(fā)展為水鹽運移的機理模型提供了理論基礎。1856年，Darcy通過飽和砂層的滲透試驗得出了通量q(單位時間內(nèi)通過單位面積土壤的水量)和水力梯度成正比的達西定律[6]：

(7)

式中：L為滲流路徑的直線長度;H為總水頭或總水勢，ΔH表示滲流路徑始末斷面的總水頭差；Ks表示孔隙介質(zhì)透水性能的綜合比例系數(shù)，即單位梯度下的通量或滲透流速，單位與速度單位相同；該式是在均質(zhì)土壤恒定流動狀態(tài)下得出的[1]。之后在達西定律和連續(xù)方程的基礎上，Richards在1931年以偏微分方程描述非飽和土壤水鹽運移情況，建立了多孔介質(zhì)中水流運動方程[51]。土壤鹽分方程依據(jù)質(zhì)量守恒方程和土壤溶質(zhì)通量方程獲得。根據(jù)對流彌散理論所描述的土壤溶質(zhì)遷移方程和質(zhì)量守恒方程，獲得了描述土壤溶質(zhì)運移的基本方程，通常稱為對流彌散方程[52]。目前，對飽和與非飽和多孔介質(zhì)中水流運動與溶質(zhì)運移相關數(shù)值模型的描述主要以Richard方程和對流—彌散方程為基礎[53-54]，在此基礎上對Richard方程與對流—彌散方程改進。不同領域學者研究開發(fā)出多種模擬飽和、非飽和多孔介質(zhì)中水鹽運移的數(shù)值模型。

水文方面常用的比較典型的數(shù)值模型包括由美國農(nóng)業(yè)部鹽土實驗室開發(fā)的HYDRUS-1D、HYDRUS-2/3D軟件[55-56]，該軟件主要包含飽和非飽和土壤在不同維度下水、溶質(zhì)與熱運移。隨著各專業(yè)領域的需求與發(fā)展，HYDRUS軟件可在多重溶質(zhì)交互作用下的溶質(zhì)運移、優(yōu)先流、膠體運動及濕地模塊的過程中應用[57]。MODFLOW是20世紀80年代由美國地質(zhì)調(diào)查局的McDonald和Harbaugh于20世紀80年代開發(fā)出來，是一套用于多孔介質(zhì)中地下水流動數(shù)值模擬的軟件[58-59]。它的顯著特點是運用了模塊化的結構，一方面將許多具有類似功能的子程序組合成子程序包；另一方面用戶可按實際工作需要選用其中某些子程序包對地下水運動進行數(shù)值模擬。此外，在MODFLOW的基礎上，加拿大采用現(xiàn)代可視化技術開發(fā)研制了Waterloo Hydrogeologic Inc，該系統(tǒng)是目前國際最為流行、且被國際同行一致認可的三維地下水流和溶質(zhì)運移模擬評價的標準可視化專業(yè)軟件，在模擬地下水運動方面具有重要價值[60-61]。在農(nóng)業(yè)方面應用較廣的數(shù)值模型有美國Oregon大學Boersma等人開發(fā)的用于土壤-植物-大氣連續(xù)體中一維水、溶質(zhì)、熱運移的CTSPAC軟件[31]；還有美國環(huán)保署開發(fā)的用于飽和非飽和土壤與地下水中二維水、溶質(zhì)(ABJ)和熱運移的2DFATMIC軟件[62]；比利時Leuven 州Katholiek大學水土管理研究所開發(fā)的土壤、植物和包氣帶環(huán)境(一維)中水、溶質(zhì)和熱運移的WAVE軟件[63]；澳大利亞CSIRO基于有限差分法開發(fā)的土壤-植物-大氣系統(tǒng)(一維)中能量、水、碳和溶質(zhì)運移的WAVES軟件[64]，這些軟件的開發(fā)利用既方便了土壤水鹽及熱運移的研究，又為鹽漬化土壤的開發(fā)利用與治理提供了重要的理論依據(jù)。

此外，隨著計算機技術的應用與發(fā)展，傳遞函數(shù)模型、人工神經(jīng)網(wǎng)絡預測模型和時間序列模型等在實際土壤物理研究及土壤水動力學的研究過程中也被廣泛應用[65-66]。傳遞函數(shù)模型簡單，易于操作，不需要大量的觀測試驗，并且不需要考慮土壤的飽和導水率、孔隙度和溶質(zhì)運移路徑等物理特性，在田間尺度上，對土壤溶質(zhì)遷移研究相對方便。人工神經(jīng)網(wǎng)絡預測模型同樣開拓了土壤溶質(zhì)運移研究的空間尺度，根據(jù)人腦的原理，反復運算，提高模型的擬合精度，該模型可通過增大樣本量的方法緩解土壤空間變異性所造成的差異，目前被越來越廣泛地利用。

我國地下水作用下水鹽及熱運移數(shù)值模擬研究相比國外起步較晚，約開始于20世紀70年代，經(jīng)過數(shù)代科學家的努力，在土壤物理學及地下水動力學方面取得了重大成果[6，67-69]，并且開發(fā)出了一些具有實用價值的軟件。例如，中國地質(zhì)大學開發(fā)的滲流計算程序和三維有限元地下水計算程序，西安地質(zhì)學院開發(fā)的不規(guī)則網(wǎng)絡有限差分程序等，但是，目前我國水鹽運移方面的軟件普遍存在可視化程度低，數(shù)據(jù)處理功能相對較弱的問題，所以推廣有一定的困難[70]。

對物理模型而言，計算的可靠性在于對運移模型中溶質(zhì)運移過程相應的精確性與參數(shù)的選取[71]。對物理模型的研究大多通過實驗室對物理過程模擬研究，尤其以基礎參數(shù)準確性最為關鍵，如導水率與擴散率等的確定對模型模擬精度起到至關重要的作用；其次，科研工作者對土壤微觀機制及田間土壤理化過程的認知分析程度是模型選擇應用的重要基礎。隨著學科交叉的深入，不同領域科研工作者的交流有助于模型在各個領域內(nèi)的推廣，同時也可推動土壤物理學的發(fā)展。目前應在土壤水鹽運移模型基礎上，通過土柱試驗與田間觀測確定鹽漬土研究方面的參數(shù)，針對不同區(qū)域選用最優(yōu)土壤水鹽運移模型。

3 人工控制地下水作用下土壤水鹽運移研究

自然界土壤的空間異質(zhì)性與地下水位的差異，在一定程度上限制了對潛水埋深條件下土壤水鹽運移狀況機理的研究。土壤水鹽動態(tài)與土壤水鹽運移機理的研究，是認識土壤鹽化與堿化的形成和改良的基礎[72]。為了便于對土壤水鹽運移動態(tài)的研究，科研工作者普遍采用人工控制潛水埋深及潛水礦化度的方式研究，并發(fā)現(xiàn)潛水埋深及礦化度是引起土壤水鹽運移動態(tài)及影響土壤水鹽運移的重要因素。研究人工控制潛水埋深與礦化度的方法，主要通過室內(nèi)或田間土柱試驗進行。在人工控制潛水埋深及礦化度的基礎上，對土柱采用一系列的處理措施[73]。例如史文娟等對土柱土壤進行夾砂處理，模擬研究不同土層土壤水鹽運移動態(tài)變化，并對土壤夾砂處理下的水鹽動態(tài)做機理性解釋[74]。劉廣明等通過人工控制潛水埋深模擬研究了同一潛水埋深下，不同土壤質(zhì)地對土壤水鹽運移動態(tài)及影響，揭示砂粒、粉粒和黏粒對土壤水分蒸發(fā)和淋溶及土壤鹽分動態(tài)的影響[75]。楊建峰等通過人工控制不同潛水水位，研究了松嫩平原土壤水鹽運移動態(tài)變化及蘇打鹽漬土形成及變化的機理性問題[76]。這些研究進一步解釋了我國影響土壤水鹽動態(tài)的因素，也為我國土壤水鹽運移模型的研究奠定了理論基礎。國外也進行了大量土柱試驗的研究，與我國不同的是，國外的土柱實驗的研究大多都以模型為基礎，一方面是對模型的驗證，另一方面是對模型參數(shù)的校正。例如Lehmann等[77]做的沙柱試驗說明在對稱波動的地下水位作用下，土壤含水量差異較大，此時通過Richards方程所模擬的土壤含水量與潛水埋深的關系與試驗觀測數(shù)據(jù)差異較大，說明Richards方程需要考慮土壤水分特征曲線的滯后效應，考慮了滯后效應的Richards方程所做的模擬與試驗觀測的吻合度較高。同樣，由于土柱試驗相比于大田試驗具有很強的可控性，Todd和Whalley等均利用傳感器測定土柱中水鹽動態(tài)，并且通過土壤中水鹽傳導在傳感器上的反應，驗證傳感器的穩(wěn)定性[78-79]。土柱試驗的發(fā)展在一定程度上解決了大范圍內(nèi)土壤空間異質(zhì)性的問題。例如，研究黑鈣土與栗鈣土的滲透性、水鹽動態(tài)等問題只需用特定材料做土柱，然后取土，按一定的試驗方法操作即可，極大地方便了科研工作的開展。但是土柱試驗僅僅是實驗室內(nèi)的一部分，并不能代表大田的實際情況，所以和大田的實驗結果仍有較大差異。將土柱試驗與大田觀測相結合，理清室內(nèi)土柱試驗與大田試驗的物理過程，通過校正土柱模擬所得到的方程，完善相關模型，增強模型的精度與普適性。

4 結論與展望

隨著人工控制潛水作用下土壤水鹽運移研究的發(fā)展，國內(nèi)外土壤物理研究均取得了長足的進展，土壤水鹽運移經(jīng)驗模型和數(shù)值模擬應用的范圍、精度均得到了加強。多學科交叉為土壤物理及水動力學的發(fā)展提供了方法，例如遙感影像、同位素[80-83]檢測等均為土壤水動力學與鹽漬土的理論研究與治理提供了新方法。水鹽運移模型的研究越發(fā)成熟，尤其是隨著信息技術的發(fā)展，潛水埋深對不同物理性狀土壤機理性模型及經(jīng)驗模型的參數(shù)研究得到了補充，對世界鹽漬土的治理提供了重要的理論支持。

盡管土壤物理學已經(jīng)得到了長足的發(fā)展，土壤鹽漬化的治理也得到了重大發(fā)展，但是土壤鹽漬化問題依然存在，并且還有擴大的跡象。在未來，隨著人類對農(nóng)作物產(chǎn)量與質(zhì)量的需求不斷提升，土壤水鹽運移及模型的發(fā)展方向逐漸明確。

(1)土壤水鹽運移模型應該全面考慮，在水鹽運移研究基礎上對土壤水、肥、氣和熱方面進行模擬，以增加土壤保水保肥保墑的性能，為鹽漬土的改良奠定基礎。

(2)應該將田間尺度與室內(nèi)土柱試驗模擬試驗相結合，同時將田間尺度與區(qū)域尺度土壤水鹽運移相結合。在田間尺度上，將地統(tǒng)計學與土壤水鹽運移模型相結合，是解決田間尺度水鹽運移模擬的有效途徑；區(qū)域尺度上，將室內(nèi)水鹽運移模型與遙感原理相結合，通過遙感影像技術，動態(tài)統(tǒng)計區(qū)域潛水分布及潛水特性。遙感原理與水鹽運移模型應用相結合，使土壤水鹽運移模型具有更精確的預測功能，也為鹽漬土的改良提供強大的理論支持。

(3)對機理模型而言，參數(shù)的優(yōu)化和完善一直是國內(nèi)外學者研究的重點和熱點。參數(shù)的可靠性是機理模型應用與發(fā)展的基礎。在今后的工作中，根據(jù)土壤空間異質(zhì)性與地區(qū)間的差異完善土壤參數(shù)的測定，建立全球性的潛水對土壤水鹽運移的影響網(wǎng)絡是未來土壤水研究的重要內(nèi)容。

(4)對于埋深在1 m以內(nèi)不同礦化度的潛水對土壤水鹽運移機理性的研究，國內(nèi)仍然比較匱乏。埋深較淺的潛水與大氣作用極為密切，該深度埋深潛水作用下導致土壤水含量較高，通過洗鹽對土壤的改良相對容易。對該部分機理的研究，不僅可以完善淺層地下水作用下土壤水鹽運移動態(tài)的空缺，而且有助于提出新的改良土壤的方法。