基于LAWSTAC模型的植物生長條件下層狀土壤水鹽運(yùn)移的數(shù)值模擬

李睿冉，劉思岐，劉 旭，王均香，宋增偉

（1.山東水利職業(yè)學(xué)院，山東 日照 276826；2.北京市南水北調(diào)團(tuán)城湖管理處，北京 100195；3.日照市土地發(fā)展集團(tuán)，山東 日照 276826；4.日照市國有大沙洼林場，山東 日照 276826；5.日照市政務(wù)服務(wù)中心，山東 日照 276826）

0 引 言

農(nóng)業(yè)生態(tài)水文模型是改善農(nóng)田的鹽堿化防治和水資源短缺現(xiàn)狀的重要工具[1-3]。對(duì)于層狀土壤來說，由于其水流運(yùn)動(dòng)方式的改變，傳統(tǒng)的用于模擬水分和鹽分在非飽和土壤中運(yùn)移的Richards方程和對(duì)流彌散方程不再適用，許多學(xué)者在傳統(tǒng)方程基礎(chǔ)上進(jìn)行改進(jìn)并探索了新的水鹽運(yùn)移計(jì)算及模擬方法。1997 年黃冠華等[4]利用隨機(jī)方法對(duì)一維和二維層狀土壤的非飽和水分運(yùn)動(dòng)進(jìn)行了模擬。1998 年王全九等[5]在對(duì)層狀土入滲機(jī)制的研究中將層狀土入滲過程分為兩個(gè)階段，用Green-Ampt 模型描述第一階段均質(zhì)土入滲的入滲過程，用以砂層的進(jìn)水吸力改進(jìn)的Green-Ampt 模型描述第二階段滲透問題。2001 年任理等[6]利用傳遞函數(shù)的方法對(duì)室內(nèi)人工構(gòu)造的兩種非均質(zhì)土柱進(jìn)行了模擬，以此研究穩(wěn)定流場中飽和及非均質(zhì)土壤鹽分優(yōu)先運(yùn)移的隨機(jī)特性。2010 年毛曉敏等[7]根據(jù)土壤水動(dòng)力學(xué)的基本原理，提出了計(jì)算多層土壤穩(wěn)滲率的飽和層最小通量法。為了描述非飽和土壤中水流和溶質(zhì)的運(yùn)動(dòng)，Liu 等[8]根據(jù)土壤介質(zhì)和土壤水流運(yùn)動(dòng)自身的特點(diǎn)建立了活動(dòng)流場模型?；顒?dòng)流場模型將分形理論引入連續(xù)性模型，解決了大尺度實(shí)際問題，也能捕捉小尺度下流動(dòng)的細(xì)部特征[9]。盛豐等建立了活動(dòng)流場模型下描述和模擬非飽和帶土壤中水流運(yùn)動(dòng)和溶質(zhì)運(yùn)移過程的控制方程，更好的描述了土壤優(yōu)先流運(yùn)動(dòng)整體的非均勻特征[10]。孫燕等[11]提出了通過累積入滲量和濕潤鋒深度求得模型參數(shù)，還提出了生化黃腐酸在鹽堿土水分入滲條件下的水鹽分布及其對(duì)入滲模型參數(shù)的影響，明晰了對(duì)土壤鹽分降低和水分運(yùn)移的作用效果[12]。

目前層狀土水鹽運(yùn)移研究比較成熟的軟件有HYDRUS 和SWAP 等。HYDRUS 模型是由美國國家鹽漬土改良中心(US Salinity Laboratory)開發(fā)的一套用于模擬變飽和多孔介質(zhì)中水分、能量、溶質(zhì)運(yùn)移的新型數(shù)值模擬軟件[13]；軟件在模擬土壤中水分、溶質(zhì)及能量的分布，時(shí)空變化及運(yùn)移規(guī)律方面效果較好，對(duì)于分析農(nóng)田灌溉、施肥、環(huán)境污染等實(shí)際問題也有很大的幫助[14]；同時(shí)，HYDRUS可以與其他地下水、地表水模型相結(jié)合，從宏觀上分析水資源的轉(zhuǎn)化規(guī)律。SWAP是由荷蘭瓦赫寧根大學(xué)開發(fā)的，主要用于模擬農(nóng)田尺度水鹽運(yùn)移的軟件，適用于多層土壤，同時(shí)考慮了地下水動(dòng)態(tài)變化的影響；SWAP模型不僅可以模擬土壤水分運(yùn)動(dòng)和溶質(zhì)運(yùn)移，同時(shí)也可以對(duì)土壤中的熱量傳輸、土壤蒸發(fā)、植物蒸騰及作物生長進(jìn)行模擬[15]。但是HYDRUS 模型缺少作物生長模擬模塊，SWAP模型的溶質(zhì)運(yùn)移模塊采用的是顯式差分，劃分節(jié)點(diǎn)較粗。因此，應(yīng)用SWAP 和HYDRUS 模型模擬農(nóng)田土壤中水鹽運(yùn)移過程存在一定的局限性。

以往的研究多是在土質(zhì)差異較小、入滲或蒸發(fā)單一條件下的室內(nèi)土柱試驗(yàn)的數(shù)值模擬，缺少對(duì)強(qiáng)異質(zhì)層狀土壤在植物生長條件下的水鹽運(yùn)移試驗(yàn)進(jìn)行的數(shù)值模擬。本研究以一維土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)為基礎(chǔ)[16]，進(jìn)行了表面栽種富貴竹的層狀土水鹽運(yùn)移數(shù)值模擬研究，利用層狀土壤水鹽運(yùn)移模型(Layered Soil Water Solute Transport and Crop Growth Model，LAWSTAC)模擬，可以更好的對(duì)研究自然界中土壤質(zhì)地差異較大的農(nóng)田的鹽堿化防治以及灌溉水的高效利用提供數(shù)據(jù)支持。

1 研究方法及內(nèi)容

1.1 研究方法

本文主要利用LAWSTAC 模型對(duì)表面栽種植物的上細(xì)下粗型異質(zhì)層狀土柱水鹽運(yùn)移規(guī)律和溶質(zhì)運(yùn)移對(duì)變化邊界的響應(yīng)進(jìn)行模擬分析，并分析了在蒸發(fā)條件下不同土壤排列(上粗下細(xì)、上細(xì)下粗)對(duì)土壤中的水鹽動(dòng)態(tài)以及蒸散發(fā)量的影響。LAWSTAC 模型是以土壤水、鹽動(dòng)態(tài)遷移的Richards、CDE 方程和作物生長的基本原理為基礎(chǔ)，利用有限差分方法構(gòu)建的一維層狀土條件下土壤水鹽運(yùn)移和作物生長的耦合模型，主要由水分運(yùn)動(dòng)模塊、鹽分運(yùn)移模塊和作物生長模塊這3個(gè)子模塊組成，模型中考慮了土壤的層狀結(jié)構(gòu)對(duì)土壤水鹽運(yùn)移和作物生長的影響，并對(duì)有限差分網(wǎng)格中的半節(jié)點(diǎn)參數(shù)采用了算術(shù)平均、幾何平均、調(diào)和平均、間接算術(shù)平均、間接幾何平均、間接調(diào)和平均、三點(diǎn)平均和迎風(fēng)平均等8種不同的平均方式，為土壤水鹽運(yùn)移和作物生長耦合模擬提供了更多的數(shù)值模擬算法[3,17]。

1.2 研究內(nèi)容

1.2.1 LAWSTAC模型模擬與對(duì)比

本文根據(jù)對(duì)有植物生長的上細(xì)下粗型強(qiáng)異質(zhì)層狀土建立了LAWSTAC 模型，利用LAWSTAC 模型在土柱水鹽運(yùn)移的試驗(yàn)基礎(chǔ)上進(jìn)行模擬，并與試驗(yàn)結(jié)果進(jìn)行對(duì)比，驗(yàn)證LAWSTAC(Layered soil Water-Solute Transport And Crop growth model)模型對(duì)強(qiáng)異質(zhì)層狀土水鹽運(yùn)移模擬的可靠性，并對(duì)粗質(zhì)土的部分基本水力參數(shù)進(jìn)行敏感性分析。

1.2.2 情景分析

利用LAWSTAC 模型對(duì)植物生長條件下不同層狀土壤排列的蒸發(fā)過程進(jìn)行模擬，分別設(shè)置上細(xì)下粗型和上粗下細(xì)型兩種不同排列的土壤，評(píng)價(jià)土壤的不同層狀結(jié)構(gòu)對(duì)植物蒸騰、水分運(yùn)動(dòng)以及鹽分累積的影響。

1.2.3 LAWSTAC模型驗(yàn)證與評(píng)價(jià)方法

LAWSTAC 模型模擬層狀土柱的水鹽運(yùn)移過程，通過對(duì)下層河砂的基本水力特性參數(shù)比如α、n進(jìn)行調(diào)節(jié)，從而可以較好的模擬層狀土壤入滲率、累積入滲量、含水率以及鹽分濃度的變化，考慮了非穩(wěn)定流情況以及植物的蒸騰作用對(duì)水鹽運(yùn)移產(chǎn)生的影響。將試驗(yàn)結(jié)果與模擬結(jié)果進(jìn)行對(duì)比分析，利用均方根誤差（RMSE）和決定系數(shù)（R2）來衡量模擬值和實(shí)測值[16]之間的符合程度，其中RMSE越接近于0、R2越接近于1表示符合效果越好，通過分析符合程度驗(yàn)證模型模擬的可靠性。

2 均質(zhì)土和層狀土水鹽運(yùn)移的數(shù)值模擬

2.1 模型建立及參數(shù)的確定

利用LAWSTAC 分別模擬一維均質(zhì)壤土土柱和一維層狀土柱的水鹽運(yùn)移全過程，模擬深度是50 cm，剖分為51 個(gè)節(jié)點(diǎn)，節(jié)點(diǎn)之間間距為1 cm。模擬過程中設(shè)置3個(gè)土壤體積含水率和電導(dǎo)率的監(jiān)測點(diǎn)，深度分別為5 cm、15 cm 和25 cm。入滲過程中上表面設(shè)置為2 cm薄層積水。

2.1.1 土壤水力特性參數(shù)

模型中需要設(shè)置的參數(shù)有飽和體積含水率θs，殘余體積含水率θr，飽和導(dǎo)水率Ks、經(jīng)驗(yàn)參數(shù)α、n。其中θs和Ks是由試驗(yàn)測得，l是土柱高度，其余參數(shù)是由人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型調(diào)試得到，調(diào)試后的參數(shù)如表1所示。

表1 土壤水力特性參數(shù)Tab.1 Parameters of soil hydraulic characteristics

2.1.2 溶質(zhì)運(yùn)移參數(shù)

模型是以對(duì)流-彌散方程為基礎(chǔ)的，溶質(zhì)運(yùn)移模型有縱向機(jī)械彌散系數(shù)DL和水中的溶質(zhì)分子自由擴(kuò)散系數(shù)D0兩個(gè)，本研究中縱向機(jī)械彌散系數(shù)DL取10 cm，自由擴(kuò)散系數(shù)D0取2.5 cm/h2。

2.2 均質(zhì)土柱模擬結(jié)果與實(shí)測結(jié)果對(duì)比

2.2.1 入滲過程

均質(zhì)土土柱的入滲率、累積入滲量、土壤體積含水率和土壤鹽分濃度隨時(shí)間變化的模擬值與實(shí)測值[16]的對(duì)比圖，如圖1～圖4所示。從圖1～圖4中可以看出，入滲率及累積入滲量的模擬值與實(shí)測值[16]符合程度較好，土壤體積含水率與土壤鹽分濃度的模擬結(jié)果與實(shí)測結(jié)果存在一定的差異，主要表現(xiàn)在：25 cm 層土壤體積含水率在入滲初期的實(shí)測值[16]變化快于模擬值，鹽分濃度模擬值的變化快于實(shí)測值[16]是由于壓實(shí)不均導(dǎo)致濕潤鋒受空氣阻力影響產(chǎn)生優(yōu)先流。通過誤差統(tǒng)計(jì)（表2）可知，R2在0.9以上，RMSE最大為0.261 cm。兩者誤差都在可接受范圍內(nèi)，表示LAWSTAC 模型可以較好的模擬入滲過程中均質(zhì)壤土的水鹽運(yùn)移，模型相關(guān)參數(shù)可以直接用于層狀土土柱的模型中。薄麗媛等人驗(yàn)證了LAWSTAC 模型對(duì)模擬不同灌溉水平下土壤水鹽運(yùn)移與制種玉米生長的適用性[3]。

圖1 均質(zhì)土土柱入滲過累積入滲量模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.1 Comparison between simulated and measured values of cumulative infiltration volume of soil column infiltration in homogeneous soil

圖3 均質(zhì)土土柱入滲過程體積含水率模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.3 Comparison between simulated and measured volumetric water content in the process of soil column infiltration in homogeneous soil

圖4 均質(zhì)土土柱入滲過程濃度模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.4 Comparison of simulated and measured concentrations in the process of soil column infiltration in homogeneous soil

表2 均質(zhì)土入滲過程模擬效果Tab.2 Simulation of infiltration process of homogeneous soil

2.2.2 蒸發(fā)過程

均質(zhì)土土柱的蒸發(fā)體積含水率和土壤鹽分濃度隨時(shí)間變化的模擬值與實(shí)測值[16]的對(duì)比圖，如圖5 和圖6 所示。由圖5和圖6 可見，15 cm 層和25 cm 層水分符合較好，誤差統(tǒng)計(jì)值較為理想（表3），但是5 cm 層水分模擬值與實(shí)測值[16]不符，原因是實(shí)測蒸發(fā)過程中，土壤表面壓實(shí)程度較低，蒸發(fā)過程中出現(xiàn)裂隙延伸至探頭處，對(duì)體積含水率的測量造成了影響，導(dǎo)致上層體積含水率測量出現(xiàn)誤差，下降較快。在鹽分濃度模擬中，鹽分模擬趨勢與實(shí)際相符，蒸發(fā)過程中，隨著水分的蒸發(fā)，鹽分濃度應(yīng)該增加，但是在實(shí)測結(jié)果[16]中鹽分卻是降低的，原因之一是在蒸發(fā)過程中，土壤中部分鹽分析出，探頭無法測得，其二由于土壤三參數(shù)傳感器探頭之間的相互影響，導(dǎo)致測量出現(xiàn)誤差。

圖5 均質(zhì)土土柱蒸發(fā)過程體積含水率模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.5 Comparison between simulated and measured volumetric water content during evaporation of soil column in homogeneous soil

圖6 均質(zhì)土土柱蒸發(fā)過程濃度模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.6 Comparison of simulated and measured concentrations during evaporation of soil column in homogeneous soil

表3 均質(zhì)土蒸發(fā)過程模擬效果Tab.3 Simulation of evaporation process of homogeneous soil

2.3 層狀土柱模擬結(jié)果與實(shí)測結(jié)果對(duì)比

2.3.1 入滲過程

層狀土土柱的入滲率、累積入滲量、土壤體積含水率和土壤鹽分濃度隨時(shí)間變化的模擬值與實(shí)測值[16]的對(duì)比圖，如圖7～圖10所示。由圖7～圖10可見，由于試驗(yàn)過程中在土層交界處發(fā)生了指流，導(dǎo)致累積入滲量出現(xiàn)轉(zhuǎn)折，入滲率后期較大，與模擬值符合情況比均質(zhì)土稍差，但是經(jīng)過誤差統(tǒng)計(jì)（表4），R2在0.8 以上，RMSE最大為0.387 cm，誤差在可接受范圍之內(nèi)。體積含水率和鹽分濃度的模擬值與實(shí)測值符合程度不理想，尤其是25 cm 層，模擬值變化快于實(shí)測值[16]，原因是交界面處入滲水流不穩(wěn)定，有指流產(chǎn)生，而且受到上層植物的影響，阻滯了鹽分的運(yùn)移，對(duì)于下層河砂的水力基本參數(shù)把控不佳，造成實(shí)測值存在誤差，導(dǎo)致入滲過程中的體積含水率以及濃度模擬值與實(shí)測值符合程度較差。

圖7 層狀土土柱入滲過程累積入滲量模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.7 Comparison results of simulated and measured cumulative infiltration volume in layered soil column infiltration process

圖 8 層狀土土柱入滲過程入滲率模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.8 Comparison between simulated and measured infiltration rates of layered soil column infiltration process

圖9 層狀土土柱入滲過程體積含水率模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.9 Comparison results between simulated and measured volumetric water content in layered soil column infiltration process

圖10 層狀土土柱入滲過程濃度模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.10 Comparison between simulated and measured concentrations of layered soil column infiltration process

表4 層狀土入滲過程模擬效果Tab.4 Simulation effect of layered soil infiltration process

2.3.2 蒸發(fā)過程

層狀土土柱的蒸發(fā)體積含水率和土壤鹽分濃度隨時(shí)間變化的模擬值與實(shí)測值[16]的對(duì)比圖，如圖11 和圖12 所示。由圖11和圖12可見，100 h以前，除表層外的其他兩層體積含水率符合較好，100 h 之后，實(shí)測值[16]體積含水率隨時(shí)間減小量增加，與模擬值之間的差距變大，所以之后的符合程度較差。體積含水率100 h 后符合較差的原因之一是由于下層河砂粒徑過大，不完全符合Richard 方程及對(duì)流彌散方程，利用LAWSTAC 模型模擬的結(jié)果不符合實(shí)際，蒸發(fā)時(shí)，兩層交界以下河砂體積含水率較低，下層基本不向上層供水，導(dǎo)致層狀土壤實(shí)測體積含水率下降較均質(zhì)土大；其二是對(duì)參數(shù)的把握不好，所以導(dǎo)致差異明顯，于是進(jìn)行了敏感性分析。濃度的實(shí)測值[16]在5 cm 處無數(shù)據(jù)，由于鹽分析出，傳感器無法測出在含水率較低狀態(tài)下的鹽分，在15 cm 和25 cm 處濃度實(shí)測值降低。

圖11 層狀土土柱蒸發(fā)過程體積含水率模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.11 Comparison of simulated and measured volumetric water content in the evaporation process of layered soils

圖12 層狀土土柱蒸發(fā)過程濃度模擬值與實(shí)測值對(duì)比結(jié)果Fig.12 Comparison between simulated and measured concentrations of layered soil column evaporation process

2.4 模型敏感性分析

敏感性分析是將模型表示為y=f(x1,x2,…,xn) (xi為模型的第i個(gè)屬性值)，每個(gè)屬性值在可能的取值范圍內(nèi)變動(dòng)，進(jìn)而研究出這些屬性對(duì)模型輸出值的影響程度，這種影響程度大小稱為該屬性的敏感性系數(shù)。敏感性系數(shù)越大，即該屬性對(duì)模型輸出值的影響越大。進(jìn)行敏感性分析的目的主要是分析模型的屬性，求得各屬性的敏感性系數(shù)，在應(yīng)用中主要考慮敏感性系數(shù)大的屬性，減小模型的復(fù)雜程度，從而減輕數(shù)據(jù)分析的工作量，提高模型精度[18]。

由于在層狀土蒸發(fā)過程中，蒸發(fā)實(shí)測體積含水率與模擬值符合程度不理想是由于對(duì)下層河砂的水力特性參數(shù)影響的理解不透徹，所以對(duì)層狀土蒸發(fā)條件下河砂的參數(shù)進(jìn)行敏感性分析，以期更好的理解模型結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)模型的缺陷，進(jìn)而對(duì)模型結(jié)構(gòu)進(jìn)行改善。經(jīng)過對(duì)模型參數(shù)的調(diào)試，發(fā)現(xiàn)下層河砂的α 和n這兩個(gè)經(jīng)驗(yàn)參數(shù)的影響較大，所以本文采用局部敏感性分析法對(duì)蒸發(fā)條件下模型中河砂的參數(shù)α和n進(jìn)行單因素敏感性分析，詳見下式[19]，敏感系數(shù)見表5。

式中：RS為相對(duì)敏感度；x為模型參數(shù)中的某一個(gè)參數(shù)值；Δx為該參數(shù)的改變量；y(x)和y(x+Δx)分別為參數(shù)改變前后的模擬輸出值，包括植物蒸騰量、蒸發(fā)結(jié)束30 cm 根區(qū)儲(chǔ)水量及30 cm 根區(qū)含鹽量。RS越大即該參數(shù)的敏感性越大。將α和n的值分別減少或增加50%、40%、30%、20%、10%，而其他的參數(shù)保持原值不變。然后將變化的參數(shù)代入模型，求解得出相應(yīng)輸出值。

通過表5 可以看出，蒸發(fā)過程中，植物出現(xiàn)了水分脅迫。對(duì)于植物蒸騰量來說，增大α值對(duì)其影響不大，增大n值幾乎無影響，但是減小n值對(duì)其影響很大，且減小幅度越大，敏感性系數(shù)越大。說明蒸發(fā)過程中，河砂孔隙度越小，水分脅迫越明顯?；舅μ匦詤?shù)α越大，對(duì)于30 cm 根區(qū)儲(chǔ)水量的相對(duì)敏感度越小，α減小50%時(shí)，相對(duì)敏感度在0.07左右。河砂孔隙度n對(duì)30 cm 根區(qū)儲(chǔ)水量的影響較為顯著，n越小，相對(duì)敏感度越大，n減小50%時(shí)，其相對(duì)敏感度在0.2 左右。對(duì)于30 cm 根區(qū)含鹽量來說，α越小，相對(duì)敏感度越高，但是總體影響較小；根據(jù)模擬結(jié)果可知，河砂孔隙度減小，30 cm 根區(qū)含鹽量反而增大，在n減小40%時(shí)，30 cm 根區(qū)含鹽量的相對(duì)敏感系數(shù)最大，在0.105 左右。說明在上細(xì)下粗的強(qiáng)異質(zhì)層狀土的蒸發(fā)過程中，下層河砂的孔隙度對(duì)于30 cm 根區(qū)儲(chǔ)水量影響較大，對(duì)于其他結(jié)果影響較小。

3 層狀土結(jié)構(gòu)對(duì)水鹽運(yùn)移影響的情景模擬分析

在蒸發(fā)過程中，由于實(shí)測值[16]與模擬值的符合效果不佳，因此，為了更好的分析層狀結(jié)構(gòu)對(duì)蒸發(fā)過程的影響，以植物生長條件下的一維土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)為基礎(chǔ)[16]，利用LAWSTAC 模型對(duì)植物生長條件下不同層狀土壤排列對(duì)蒸發(fā)過程中水鹽動(dòng)態(tài)的影響進(jìn)行了分析。

在情景模擬中用到兩種不同質(zhì)地的土壤，土壤參數(shù)見表1，模擬深度是50 cm，剖分為51 個(gè)節(jié)點(diǎn)，節(jié)點(diǎn)之間間距為1 cm，植物根系層厚度設(shè)置為10 cm。在不同的情景模擬中，上邊界條件采用受蒸發(fā)控制的大氣邊界。下邊界采用0 通量邊界，其他條件與以植物生長條件下的室內(nèi)層狀（上層為壤土，下層為河砂）一維土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)條件一致[16]。

在土柱試驗(yàn)的基礎(chǔ)上，分別設(shè)置上細(xì)下粗型和上粗下細(xì)型兩種不同排列的土壤，用LAWSTAC 模型模擬這兩種情景在蒸發(fā)條件下土壤中的水鹽狀況，并分析層狀土對(duì)蒸發(fā)量和土壤中鹽分累積的影響，圖13 和圖14 給出了情景設(shè)置的示意圖。

圖13 “上細(xì)下粗”型土壤情景設(shè)置示意圖（單位：cm）Fig.13 Schematic diagram of "fine on top and coarse on bottom fine" soil scenario setting

3.1 蒸散發(fā)量分析

不同排列下的蒸散發(fā)量如表6所示。上細(xì)下粗型層狀土的植物蒸騰量與土壤蒸發(fā)量的比例約為0.1，而在上粗下細(xì)型層狀土中，植物蒸騰量與土壤蒸發(fā)量相差不大。上粗下細(xì)型層狀土的植物蒸騰量要比上細(xì)下粗型層狀土的植物蒸騰量少0.002 cm，說明上層為粗質(zhì)土是不利于植物的蒸騰的，土質(zhì)結(jié)構(gòu)的改變影響了植物的蒸騰速率。對(duì)于棵間蒸發(fā)量來說，上粗下細(xì)型層狀土的棵間蒸發(fā)量要遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于上細(xì)下粗型層狀土，這是由于粗質(zhì)土對(duì)下層水分運(yùn)動(dòng)有阻礙作用，這與李毅等[20,21]的研究結(jié)論一致，即粗質(zhì)土在土表時(shí)，蒸發(fā)量最小。

表6 不同排列下蒸散發(fā)量 cmTab.6 Evapotranspiration under different arrangements

3.2 土壤水分運(yùn)動(dòng)分析

不同排列下蒸發(fā)時(shí)的體積含水率模擬結(jié)果如圖15 和圖16所示，分別取上層5 cm、15 cm 和25 cm 3 個(gè)觀測點(diǎn)和下層35 cm 一個(gè)觀測點(diǎn)來分析體積含水率的變化。由圖15 可知粗質(zhì)土體積含水率低于細(xì)質(zhì)土體積含水率。上層細(xì)質(zhì)土體積含水率隨時(shí)間減小，但是減小幅度不大，蒸發(fā)進(jìn)行到100 h 左右時(shí)，上層粗質(zhì)土的體積含水率開始變化，而且下層體積含水率降低幅度要大于上層細(xì)質(zhì)土，說明上細(xì)下粗型層狀結(jié)構(gòu)蒸發(fā)失水主要來自下層粗質(zhì)土，粗質(zhì)土位于下層時(shí)對(duì)水分運(yùn)動(dòng)的阻礙作用不明顯。

圖16 上粗下細(xì)型體積含水率模擬結(jié)果對(duì)比Fig.16 Comparison of simulation results of upper coarse and lower fine bulk moisture content

由圖16 可知下層細(xì)質(zhì)土的體積含水率基本不變，那么蒸發(fā)失水主要來自上層粗質(zhì)土，上層粗質(zhì)土在蒸發(fā)初始階段體積含水率瞬間減小，之后以較小的速率穩(wěn)定蒸發(fā)，產(chǎn)生這種現(xiàn)象主要是粗質(zhì)土的導(dǎo)水率以及孔隙度過大，由于蒸發(fā)是在各層體積含水率接近飽和的狀態(tài)下開始的，所以水分在蒸發(fā)的同時(shí)也向下運(yùn)動(dòng)，水分下滲速率遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于蒸發(fā)速率，導(dǎo)致初始階段的體積含水率下降很快。由于下層粗質(zhì)土的級(jí)配越差，有效粒徑越大，越不利于水分的運(yùn)行，所以上層的粗質(zhì)土有阻礙水分運(yùn)動(dòng)的作用，下層細(xì)質(zhì)土蒸發(fā)失水較少，體積含水率變化不大，這與史文娟等[21-23]的研究結(jié)果一致。

對(duì)比上細(xì)下粗型層狀土和上粗下細(xì)型層狀土的體積含水率變化可知，上細(xì)下粗型層狀土體積含水率變化幅度遠(yuǎn)大于上粗下細(xì)型層狀土，即上細(xì)下粗型層狀土的累積蒸發(fā)量要遠(yuǎn)大于上粗下細(xì)型層狀土，也可以得出粗質(zhì)土位于上層起到抑制蒸發(fā)的作用，這與Huang等[21,24]人的研究結(jié)果一致。

3.3 土壤鹽分濃度的分析

不同排列下蒸發(fā)時(shí)的土壤鹽分濃度的模擬結(jié)果如圖17 和圖18 所示，分別取上層5 cm、15 cm 和25 cm 3 個(gè)觀測點(diǎn)和下層35 cm 一個(gè)觀測點(diǎn)來分析土壤鹽分濃度值的變化。由圖17可知各層的濃度是隨蒸發(fā)的進(jìn)行而增加的，鹽分隨水分向上遷移，水分蒸發(fā)之后鹽分就累積在各層土中，所以鹽分濃度升高，下層粗質(zhì)土并未對(duì)鹽分的運(yùn)移產(chǎn)生抑制作用。由圖18可知15 cm 和25 cm 上層鹽分濃度逐漸減小，由于粗質(zhì)土層對(duì)鹽分的吸附作用較小，鹽分無法在層間停留，導(dǎo)致鹽分濃度隨后降低，鹽分濃度的降低可以有效降低根系層內(nèi)的含鹽量，減小植物的鹽分脅迫。5 cm 土層鹽分濃度前期有上升趨勢是由于上層植物根系的阻滯作用，增加了根系層內(nèi)的鹽分。下層細(xì)質(zhì)土蒸發(fā)初期隨蒸發(fā)的進(jìn)行鹽分會(huì)向上累積，后期土壤的鹽分濃度趨于穩(wěn)定，上層粗質(zhì)土對(duì)鹽分遷移有一定的阻礙作用，鹽分遷移受到抑制，最終鹽分累積在交界面處，這與鄒桂梅[25]等研究夾砂土有阻隔鹽分的結(jié)果一致。

圖17 上細(xì)下粗型土壤鹽分濃度模擬結(jié)果對(duì)比Fig.17 Comparison of simulation results of salt concentration in fine and coarse soils

圖18 上粗下細(xì)型土壤鹽分濃度模擬結(jié)果對(duì)比Fig.18 Comparison of simulation results of salt concentration in coarse and fine soils

4 結(jié) 論

在植物生長條件下的一維土柱水鹽運(yùn)移試驗(yàn)的基礎(chǔ)上[16]，利用Matlab 軟件的LAWSTAC 模型分別模擬均質(zhì)土柱和層狀土柱中的水鹽運(yùn)移全過程，得到以下結(jié)論：

（1）如果LAWSTAC 模型選擇的壤土的水力特性參數(shù)合理，那么LAWSTAC 模型可以較好的模擬植被生長條件下的均質(zhì)土柱在入滲及蒸發(fā)條件下的水鹽運(yùn)移過程。

（2）對(duì)于有植被生長上細(xì)下粗型強(qiáng)異質(zhì)層狀土來說，LAWSTAC 模型可以較好的模擬入滲條件下的層狀土水鹽運(yùn)移情況，但是對(duì)于蒸發(fā)過程來說，由于下層河砂參數(shù)選取的誤差亦或由于目前水鹽運(yùn)移理論在有優(yōu)先流存在的層狀土中適用性不好，導(dǎo)致模型模擬蒸發(fā)過程的效果不佳。

（3）對(duì)蒸發(fā)過程中層狀土下層河砂的基本水力特性參數(shù)α和n進(jìn)行單因素敏感性分析，結(jié)果發(fā)現(xiàn)參數(shù)n對(duì)于植物蒸騰量、根區(qū)儲(chǔ)水量及含鹽量的影響程度大于參數(shù)α。

（4）應(yīng)用LAWSTAC 模型分析在蒸發(fā)條件下不同土壤排列(上粗下細(xì)、上細(xì)下粗)對(duì)土壤中的水鹽動(dòng)態(tài)以及蒸散發(fā)量的影響中得出：粗質(zhì)土覆蓋細(xì)質(zhì)土能有效減小蒸發(fā)量及蒸騰量，上層粗質(zhì)土對(duì)水分運(yùn)動(dòng)和鹽分運(yùn)移均有抑制作用。上粗下細(xì)型層狀結(jié)構(gòu)土壤的蒸發(fā)失水主要來自上層粗質(zhì)土；而上細(xì)下粗型層狀結(jié)構(gòu)土壤的蒸發(fā)失水主要來自下層粗質(zhì)土，且其累積蒸發(fā)量遠(yuǎn)大于上粗下細(xì)型層狀土。

本文選取的下層粗質(zhì)土過粗，這種情況易出現(xiàn)優(yōu)先流，水流和溶質(zhì)運(yùn)移出現(xiàn)較大空間變異，給試驗(yàn)觀測、結(jié)果分析以及數(shù)值模擬帶來較大困難，這也為優(yōu)先流理論的發(fā)展提出了挑戰(zhàn)。

由于實(shí)測值試驗(yàn)選取的植物是特定水生植物，且不夠耐旱耐鹽，蒸發(fā)進(jìn)行到一定程度時(shí)，植物出現(xiàn)凋萎現(xiàn)象。同時(shí)受測試儀器的工作原理所限，本文中層狀土中的土壤體積含水率和鹽分濃度實(shí)測值是土壤中某個(gè)深度范圍的平均值。在土壤水鹽分布具有較大空間變異的情況下（例如發(fā)生指流、層狀土壤交界面處），土壤中水分及鹽分的變化還需要更精細(xì)的監(jiān)測。另外，本研究中層狀土中鹽分的監(jiān)測是通過監(jiān)測土壤溶液中電導(dǎo)率的變化，再利用標(biāo)定曲線轉(zhuǎn)化為鹽分濃度的，當(dāng)土壤鹽分濃度較高或者產(chǎn)生結(jié)晶情況下，測量誤差較大，這些為模型模擬帶來困難。同時(shí)為精密介入式測量儀器的研制提出了挑戰(zhàn)。

文章建立的植物生長條件下的層狀土水鹽運(yùn)移的LAWSTAC 模型，在模擬下層粗質(zhì)土較粗情況時(shí)，由于參數(shù)設(shè)置的導(dǎo)水率偏大以及實(shí)際情況中出現(xiàn)優(yōu)先流，導(dǎo)致模型模擬情況不佳，可以在模型設(shè)置與程序計(jì)算方法上進(jìn)行改進(jìn)。