据联合国教科文组织(UNESCO)和粮农组织(FAO)不完全统计，全球盐碱土面积约9.54 × 10⁸ hm^{2 [1]}。河套灌区地处我国内蒙古自治区西部、黄河流域中游，是我国重要的粮食生产区^[2]。引黄灌溉以来，黄河水的引入使灌区地下水位升高，每年均有大量盐分伴随黄河水进入灌区^[3]。河套灌区的土壤盐碱化现象较国内其他灌区严重，灌区耕地附近遍布盐荒地^[4]。而本文针对河套灌区耕地-盐荒地-沙丘-海子组合试验区的水盐流向研究，对调节河套灌区水盐平衡、改善盐荒地具有重要意义。

SWAP(Soil Water Atmosphere Plant)模型前身是著名的SWATRE模型，最早(1978年)由荷兰Wa⁃ geningen大学和Alterra、SLM、WSG研究小组提出^[5]。模型旨在模拟土壤-水分-大气-作物系统中饱和、非饱和土壤的水、溶质和热量的运移过程和作物生长进程的农业水文模型^[6]。Sarwar等^[7]使用SWAP模型分析了长时间微咸水灌溉对印度西北部地区生产的影响；Smets等^[8]在巴基斯坦通过SWAP模型成功模拟出棉花-小麦-棉花轮作种植条件下的土壤水盐运移情况。刘路广等^[9]运用SWAP模型建立了土壤水分运动模型，模拟不同灌溉条件下的灌溉制度，提出了适宜的灌水控制标准。缴锡云^[10]等针对稻田的水分运移，研究了SWAP模型的应用条件并进行模型验证，发现SWAP模型可用于模拟稻田的水分运移和相对产量。袁成福等^[11]用SWAP模型模拟石羊河流域土壤水盐的动态变化规律以及制种玉米的产量情况。

本文针对试验区各区域土壤及地下水的水盐运移规律，将SWAP模型应用于组合试验区，模拟水分盐分在耕地、盐荒地和沙丘的垂直交换过程，为水盐控制提供科学依据。

1 试验概况 1.1 试验区概况

试验区设在河套灌区(北纬49°19′~41°18′，东经106°20′ ~109°19′)沙壕渠东南部张连生实验区。地处半干旱荒漠的草原地带，海拔1030~1050 m，年均降水量为136.7 mm，降雨量小、年际变化大、分配不均，年均蒸发量在2032~3179 mm之间，为降雨量的10~30倍^[12]，年平均气温10~12 ℃，夏秋两季降水量占全年的80%以上，风向以西风及西北风为主，年均风速为2.5~3 m·S^{-1 [13]}。根据试验区微气象站提供的气象资料，试验区平均气温及降雨的年内变化见图 1。

1.2 试验设计

在试验区耕地、盐荒地和沙丘分别设置3套地下水位自动测定仪，并通过微气象站收集温度、湿度、太阳辐射、气压、土壤温度与含水量等数据^[14-15]。主要监测数据：2013—2016年土壤盐分和地下水盐分、土壤含水量、土壤降雨、温度，耕地灌水量、地下水和海子水位等。

试验主要种植作物为玉米和葵花。试验区中耕地、盐荒地、沙地和海子的地面高程分别为997.365、996.317、997.583、996.514 m。耕地井、盐荒地井和沙丘井的井口距离分别为70、17、55 cm；2013年测得三口实验井的初始地下水位(即井口与水面之距)分别为246、241、264 cm。

试验采用人工取样测定土壤水分、盐分，试验区典型土壤每年分批取土，每批土共7份，其中沙丘、耕地、荒地土样各2份，用作实验对照，且海子附近土壤取有1份土样。

试验在作物播种前、收获后、灌水前后取土，根据观测资料和土壤质地确定耕地、盐荒地、沙丘的模拟土层深度为120 cm，并将土层分为7层(0~10、10~20、20~30、30~40、40~60、60~80、80~120 cm)。试验期间，2013年取样8批，时间分别为5月18日、5月28日、6月30日、7月20日、7月29日、9月25日、10月17日、11月29日；2014年取样7批，时间分别为4月23日、6月13日、7月8日、7月25日、8月18日、9月23日、12月5日；2015年取样8批，时间分别为5月15日、6月11日、6月24日、7月18日、8月5日、8月25日、9月15日、9月30日；2016年取样8批，时间分别为6月2日、6月20日、7月12日、7月28日、8月12日、8月31日、9月20日、10月9日。2013年灌溉时间为5月25日、7月21日；2014年灌溉时间为5月28日、7月17日、11月5日；2015年灌溉时间为5月29日、7月19日；2016年灌溉时间为6月5日、7月15日、10月26日。

土壤水分测定是通过室内试验烘干法得到土壤含水率；土壤盐分测定是将土样碾碎过筛后，采用5:1水土比配制浸提液，再通过室内实验电导法测量，测定待测液电导率的高低即可测出土壤水溶性盐含量^[11]。

通过试验区水井抽取地下水进行水质检测，2013年6批，2014年7批，每年每批抽取4瓶地下水，分别对应盐荒地井水、沙地井水、耕地井水和海子井水；2015年、2016年各8批，每批抽取7瓶地下水，包括3口旧井：耕地井、盐荒地井和海子井，以及4口新井：1#(沙丘井)、3#(耕地井1)、5#(海子井)、6#(耕地井2)。试验区平面布置图如图 2所示，各点位置坐标见表 1。

2 结果与讨论 2.1 土壤水分动态分析 2.1.1 模型建立

土壤水分运动根据微单元土壤体积水平衡原理和Darcy定律得出Richard方程^[16-19]

(1)

式中：c(h)为容水度，cm^-1；h为土壤水压力水头，cm；k(h)为土壤饱和导水率，cm·d^-1；z为高度，cm；t为单位时间，s；∂h/∂t为土壤水通量；∂h/∂z为高度为z处的土壤水运动通量。

模型水力函数采用VG(van Genuchten)公式^[20]：

(2)

式中：θ为土壤体积含水率，cm³·cm^-3；h为土壤基质势，cm；θ_s、θ_r分别为土壤饱和含水率和残余含水率，cm³·cm^-3；α表示进气值的倒数，cm^-1，即α越小，进气值越大，土壤持水性能越强，n表示孔径分布指数(n> 1)。

2.1.2 SWAP模型的率定和验证

试验根据张连生实验区2013—2014年度耕地、盐荒地和沙丘土壤水分的测定结果，对不同土壤的平均含水率和土壤水分特性参数进行率定。模型基本运动参数的初始值根据室内实验测定样土来初步确定^[21-23]。试验将耕地、盐荒地0~10 cm和10~20 cm土样以及20~30 cm和30~40 cm土样混合后进行土壤物理特性检测，详见表 2。以初始地下水水位作为下边界条件，根据土壤含水率模拟值和观测值的比对结果人工调整相应参数^[24]。经率定，耕地、盐荒地土壤水分特性参数如表 3所示，沙丘土壤水分特性参数如表 4所示。

本研究旨在摸清组合试验区不同土壤水分垂直运移趋势^[25-27]。因此，利用SWAP模型分别对耕地、沙丘、盐荒地土壤各层含水率的观测值进行模拟，然后将得到的2013年8批土样和2014年7批土样的模拟值平均后，与两年平均观测值进行对比，最终分析得出组合区土壤水分的垂直运移情况。

若统一采用表 3所示率定来模拟组合试验区的土壤水分运移情况，能较好地模拟耕地、盐荒地各层的土壤含水率变化趋势，但模型对沙丘的模拟效果不够理想，误差较大，这是因为沙丘表层扰动大，且沙土较松散、孔隙大，水分垂直入渗速率较快，同时深层土壤受地下水的补给，导致沙丘土壤含水率年际变化较大，在模型率定和验证过程中曲线产生偏移。因此，根据沙丘土壤特性采用表 4所示率定结果重新对沙丘土壤含水率进行模拟，并去除模型率定验证荒地土壤时作物参数对模拟的影响，最终组合试验区各地土壤水分运移模拟结果如图 3所示。

模型采用2015—2016年土壤水分观测值进行验证，验证结果如图 4所示。并利用均方根误差σ(Root mean square error)和平均相对误差δ(Mean relative error)对模型的模拟值和土壤含水率的实测值进行误差分析^[11]：

(3)

(4)

式中：n表示观测值的个数(根据分层情况，土壤水分率定验证时n取8，土壤盐分率定验证时n取7)；o_i表示第i个观测值；s_i表示第i个模拟值。模拟值与实测值误差分析计算见表 5。

从表 5可看出，SWAP模型在对组合区各地土壤含水率模拟的过程中，均方根误差均小于等于0.03 cm³·cm^-3，且平均相对误差均低于14%。由于深层土壤(深度大于60 cm土壤)受灌水和降雨的影响小，耕地和盐荒地土壤含水率模拟效果比表层土壤好。综上所述，SWAP模型可较好地模拟组合区土壤水分的垂直动态变化。

2.2 土壤盐分动态分析 2.2.1 模型建立

土壤水中溶质运移按对流-弥散方程进行计算，弥散通量表达示^[28]为：

(5)

模型采用1961年Millington和Quirk提出的公式来描述水流路径弯曲度，扩散系数表达式^[29]为：

(6)

式中：J为弥散通量；q为水流通量；c为溶质的质量浓度；θ为土壤体积含水率；∂c/∂z为水力梯度；D_dif为土壤溶质的分子扩散系数；D_dis为土壤溶质的机械弥散系数；D_w为在自由水溶液中的分子扩散系数；Φ_por为土壤孔隙度。

2.2.2 SWAP模型的率定和验证

根据试验区2013—2014年耕地、沙丘、盐荒地三处各层土壤电导度(EC)的实测资料，采用拟合公式S = 0.027 5EC + 0.136 6^[30]计算出土壤含盐量，用模型进行率定，通过比较土壤含盐量模拟值和实测值调整土壤溶质运移参数，经率定，耕地、盐荒地弥散度取5 cm，分子扩散系数取0.7 cm²·d^-1；沙丘弥散度取10 cm，分子扩散系数取1.0 cm²·d^-1。得到试验区耕地、盐荒地、沙丘三处土壤盐分的纵向运移情况。土壤含盐量的模拟曲线见图 5。由图 5可知模型能较好地模拟盐荒地、沙丘各层的土壤盐分变化趋势，而耕地的土壤盐分模拟曲线与实测值吻合度不高，这是由于灌水和地下水侧向补给使耕地土壤盐分每年的变动较大，导致模拟偏离；而且耕地保水保肥能力强，使耕地土壤保存有残余盐分。模型对盐荒地盐分的模拟也较不稳定，这是因为盐荒地是整个试验区的“盐库”，不断积盐和清空的过程使得模拟略有偏移。

模型使用2015—2016年土壤电导率的观测值拟合计算得出土壤含盐量作为模型验证资料，其结果如图 6所示。模拟值与土壤含盐量的误差分析计算结果见表 6。从表 6可看出，经过率定和验证，模型均方根误差均小于0.12 g·kg^-1，且平均相对误差均低于16%。因此，SWAP模型可较好地模拟组合区土壤盐分的垂直动态变化。

2.3 地下水动态变化 2.3.1 地下水含盐量变化

地下水含盐量变化与土壤盐分的动态变化有着密切的联系，地下水盐分侧向补给土壤是随着水分运移进行的。由于电导率EC值可用来测量液体中可溶性盐的浓度，试验通过监测组合试验区各地的地下水电导率的变化来测定地下水含盐量的变化。图 7为2015、2016年地下水含盐量变化曲线。由图 7可知，耕地井地下水盐分在灌溉期较高，侧向补给沙丘和海子，而非灌溉期盐分较低；盐荒地井地下水盐分较低，说明其盐分随水分向上运移，并在土壤表层积聚；沙丘井地下水盐分在灌溉期和非灌溉期与耕地、盐荒地补排关系密切，起到调盐的作用；海子井中盐分较高，且6—7月灌溉期盐分最高，说明试验区盐分在灌溉期汇集到海子。

2.3.2 地下水埋深变化

由试验区2013—2015年耕地井、沙地井、盐荒地井及海子井的地下水位观测值，分析地下水埋深变化和补排关系，可得到地下水埋深变化曲线，如图 8所示。

从图 8可以看出，耕地、盐荒地和沙丘地下水埋深在灌溉期缓慢、平稳下降，而在秋浇期后开始回升，且每年5—8月为地下水位的下降期，9—11月则为地下水位的上升期。沙丘井地下埋深较深，而海子井地下水埋深最浅，说明沙丘井地下水水位较低，而海子附近的井水水位较高，偶尔会漫出井口。

试验区东南接近沙丘区，降雨入渗、侧向补给量多，地下水位偏低；西北是农田灌溉密集区，即耕地、盐荒地区，地下水位偏高。灌溉期，试验区地下水走向基本为从西北流向东南，且耕地、盐荒地地下水侧向补给沙丘和海子；非灌溉期沙丘井埋深变浅，地下水水位升高，可侧向补给耕地、盐荒地及海子。

3 结论

(1) 耕地土壤含水率受灌水的影响，变化起伏较大，且水分逐渐向深层渗漏；盐荒地和沙丘受耕地侧向补给和地下水补给的影响，土壤含水率随深度缓慢增高；沙丘表层保水性差，含水率极低，而深层水分可侧向补给耕地、盐荒地。

(2) 耕地在灌水后，土壤含盐量也将随着水分的流动而增多；盐荒地是耕地的“盐库”，在作物生育期逐渐积盐，且积盐将在秋浇期流失，为来年继续积盐清空“盐库”；沙丘表层盐分含量较低，且随土层加深而逐渐增高，地下水盐分侧向补给沙丘。

(3) 耕地井地下水盐分在灌溉期侧向补给沙丘和海子；盐荒地井地下水盐分随水分向上运移，并在土壤表层积聚；沙丘井地下水盐分起到调盐的作用；试验区盐分在灌溉期汇集到海子。试验区地下水走向基本为从西北流向东南。灌溉期，耕地、盐荒地地下水侧向补给沙地和海子；非灌溉期则由沙地侧向补给耕地、盐荒地及海子。