潘延鑫，羅紈，賈忠華，井思媛，李山，武迪

（1.揚(yáng)州大學(xué)水利與能源動(dòng)力工程學(xué)院，江蘇揚(yáng)州225009；2.南昌工程學(xué)院水利與生態(tài)工程學(xué)院，江西南昌330099；3.西安理工大學(xué)西北旱區(qū)生態(tài)水利工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室培育基地，陜西西安710048）

基于HYDRUS模型的鹽堿地土壤水鹽運(yùn)移模擬

潘延鑫1，2，羅紈1，賈忠華1，井思媛2，李山3，武迪3

（1.揚(yáng)州大學(xué)水利與能源動(dòng)力工程學(xué)院，江蘇揚(yáng)州225009；2.南昌工程學(xué)院水利與生態(tài)工程學(xué)院，江西南昌330099；3.西安理工大學(xué)西北旱區(qū)生態(tài)水利工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室培育基地，陜西西安710048）

為了解陜西鹵泊灘鹽堿地的水鹽運(yùn)移情況，基于當(dāng)?shù)?009—2013年田間水鹽監(jiān)測(cè)資料，應(yīng)用飽和－非飽和土壤水分及溶質(zhì)運(yùn)移理論，利用HYDRUS－1D數(shù)值模型對(duì)當(dāng)?shù)赝寥浪?、鹽分運(yùn)移規(guī)律進(jìn)行數(shù)值模擬，分析了鹽堿地的水鹽變化狀況，確定合理的田間灌水定額。結(jié)果表明：在玉米整個(gè)生育期內(nèi)，不同灌溉處理的土壤含水量變化趨勢(shì)基本一致，從節(jié)水控鹽的綜合標(biāo)準(zhǔn)衡量，農(nóng)田灌水定額為500 m3·hm－2時(shí)有利于控制土壤鹽分的累積。采用HYDRUS－1D模型對(duì)鹽堿地農(nóng)田土壤水鹽運(yùn)移的模擬結(jié)果與田間試驗(yàn)實(shí)測(cè)結(jié)果基本吻合，該研究結(jié)果可為類似鹽堿化地區(qū)農(nóng)田水鹽管理提供科學(xué)依據(jù)。

鹽堿地；水鹽運(yùn)移；數(shù)值模擬；HYDRUS－1D模型

在世界人口增長(zhǎng)［1］、全球耕地資源日益減少［2］的大背景下，土壤鹽漬化問題［3－6］已成為制約農(nóng)業(yè)可持續(xù)發(fā)展的一大瓶頸。如何對(duì)鹽堿地水鹽進(jìn)行有效管理［7－15］，從而維持田間水鹽平衡［16－19］，實(shí)現(xiàn)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的可持續(xù)發(fā)展是當(dāng)前我國(guó)經(jīng)濟(jì)發(fā)展和環(huán)境保護(hù)中亟待解決的科學(xué)問題。

在一些半干旱、半濕潤(rùn)灌區(qū)內(nèi)，鹽堿地治理過程中排水溝由于排水出路受阻，并受到灌溉水或降水、以及來自上游或周邊水源補(bǔ)給的影響，使得排水溝周期性地保持較高水位運(yùn)行，在這種條件下，農(nóng)田水鹽平衡受到影響，農(nóng)田土壤是否會(huì)發(fā)生積鹽而影響作物正常生長(zhǎng)成為關(guān)注的焦點(diǎn)。出現(xiàn)了大量關(guān)于作物在較高地下水位情況下生長(zhǎng)的水鹽平衡研究［20－23］。部分研究結(jié)果已表明，灌區(qū)排水系統(tǒng)運(yùn)行模式改變后，適當(dāng)?shù)霓r(nóng)田水位管理措施可以滿足農(nóng)業(yè)生產(chǎn)可持續(xù)發(fā)展的要求。

位于陜西省富平縣境內(nèi)的鹵泊灘灌區(qū)在歷史上曾為古湖泊洼地，鹽分累積較多，近代被開墾為農(nóng)田，但鹽漬化問題一直很嚴(yán)重［24］。1999年，當(dāng)?shù)赜嘘P(guān)部門通過土地平整和健全灌排系統(tǒng)措施，實(shí)施了鹵泊灘鹽堿地深度治理。在治理過程中，受到經(jīng)濟(jì)因素和環(huán)境保護(hù)要求限制，通往灘外的排水干溝未能完成，灌溉季節(jié)的排水只能滯留在排水溝和下游一片洼地內(nèi)。由于地勢(shì)較低，鹵泊灘排水溝系統(tǒng)除了負(fù)擔(dān)本區(qū)內(nèi)的灌溉排水以外，還受到兩個(gè)上游引黃灌區(qū)在灌溉季節(jié)退水的影響，溝內(nèi)水位周期性的升高。近10多年來，區(qū)內(nèi)未發(fā)生大面積的鹽漬化，種植的玉米、棉花和小麥等農(nóng)作物生長(zhǎng)基本正常。本文為了查明現(xiàn)有排水條件下鹵泊灘鹽堿地農(nóng)田土壤水鹽運(yùn)動(dòng)的基本情況，基于田間原位水鹽監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，定量研究灌區(qū)農(nóng)田土壤的水鹽動(dòng)態(tài)規(guī)律，探討農(nóng)田水文過程變化對(duì)鹽分運(yùn)移的影響，從節(jié)水控鹽綜合標(biāo)準(zhǔn)確定合理的田間灌水定額。以期為類似區(qū)域鹽堿地水鹽調(diào)控與管理提供理論依據(jù)與技術(shù)支撐。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

試驗(yàn)地位于陜西省蒲城縣和富平縣交界處的鹵泊灘，地理位置為東109°18′～109°42′，北緯34°43′～34°50′，東西長(zhǎng)約30 km，南北寬1.5～7 km，總面積8 160 hm2。其中蒲城縣內(nèi)7 067 hm2，占全灘總面積的86.6%，富平縣內(nèi)1 093 hm2，占全灘總面積的13.4%，標(biāo)準(zhǔn)田塊為每塊不超過4 hm2，南北方向長(zhǎng)400m，東西寬100 m。研究區(qū)是一個(gè)封閉式構(gòu)造洼地，地形由西北向東南方向傾斜，土壤組成為第四紀(jì)松散堆積物，主要由硫酸鹽與氯化鹽組成，地下水埋深1.8～2.5m，礦化度2.8～3.2 g·L－1，pH值8.3～8.6［25］。區(qū)內(nèi)屬于半干旱大陸性氣候，多年平均降水量472.9 mm，降雨年內(nèi)分布極不均勻，多集中在7—9月份，全年蒸發(fā)量1 000～1 300 mm，是年降水量的2～2.3倍，年平均氣溫13.4℃，夏季最高氣溫41.8℃，年日照時(shí)數(shù)2 349.5～2 472.0 h，土壤屬典型的硫酸鹽鹽堿土。研究區(qū)多年平均蒸發(fā)量、降水量分配過程見圖1。

圖1 多年平均蒸發(fā)量、降水量分配過程Fig.1 The temporal distribution of average evaporation and precipitation

1.2 試驗(yàn)區(qū)布置

鹵泊灘灌區(qū)以種植小麥、玉米和棉花等大田作物為主，田間灌水方式以傳統(tǒng)的地面灌溉為主，本試驗(yàn)中選擇玉米作為研究對(duì)象。如圖2所示，在鹵泊灘鹽堿地上游地段選取了兩塊400 m×100 m農(nóng)田進(jìn)行觀測(cè)，在每個(gè)田塊中間位置布置了觀測(cè)斷面，每個(gè)斷面上各布置6只1 m套管（見圖2），間隔20 cm設(shè)置一個(gè)觀測(cè)點(diǎn)，使用TRIME－PICO IPH TDR逐層進(jìn)行農(nóng)田剖面含水量測(cè)定，觀測(cè)期為2013年8月到9月，監(jiān)測(cè)頻度為10天一次，觀測(cè)農(nóng)田種植作物為玉米。

圖2 農(nóng)田監(jiān)測(cè)點(diǎn)設(shè)置Fig.2 The layoutofmonitoring points in the testing fields

1.3 HYDRUS－1D模型簡(jiǎn)介

HYDRUS－1D模型是由美國(guó)國(guó)家鹽漬土改良中心（USSalinity 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)值模型［26］。經(jīng)改進(jìn)與完善，得到了廣泛的認(rèn)可與應(yīng)用［27－28］。該模型能夠較好地模擬水分、溶質(zhì)與能量在土壤中的分布以及時(shí)空變化和運(yùn)移規(guī)律，分析人們普遍關(guān)注的農(nóng)田灌溉、田間施肥、環(huán)境污染等實(shí)際問題。也可與其它地下水、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。經(jīng)過眾多學(xué)者的開發(fā)研究，模型的功能更趨完善，已經(jīng)非常成功地應(yīng)用于世界各地地下飽和－非飽和帶污染物運(yùn)移的研究［29－31］。2000年以后才引入我國(guó)，并在國(guó)內(nèi)進(jìn)行了一些初步應(yīng)用［32－34］。在模擬多孔介質(zhì)中一維飽和－非飽和水流和鹽分運(yùn)移時(shí)水分模擬中考慮了作物根系吸水，鹽分運(yùn)移方程中也包含了離子和分子的擴(kuò)散、水動(dòng)力擴(kuò)散、線性或非線性吸附平衡以及一級(jí)衰減，適于模擬恒定或非恒定的邊界條件下飽和－非飽和滲流區(qū)水、熱及多種溶質(zhì)的遷移狀況。具有靈活的輸入輸出功能，有不同的水含量方程、植物根系作用方程、土壤介質(zhì)水力參數(shù)數(shù)據(jù)庫和不同植物根系作用的數(shù)據(jù)庫可供選擇。水分運(yùn)動(dòng)的模擬計(jì)算采用Richards方程，考慮了作物根系吸水項(xiàng)和土壤持水能力的滯后作用，方程解法采用Galerkin線性有限元法，Inverse Solution模塊中的Marquardt－Levnenberg參數(shù)優(yōu)化算法可以反演土壤水和溶質(zhì)運(yùn)移、反應(yīng)動(dòng)力學(xué)參數(shù)等。

圖3 HYDRUS－1D模型簡(jiǎn)介Fig.3 Introduction of HYDRUS－1Dmodel

1.3.1 基本方程

（1）土壤水分運(yùn)動(dòng)基本方程

以地表為基準(zhǔn)面，根據(jù)連續(xù)性方程和非飽和達(dá)西定律并考慮作物根系吸水項(xiàng)，垂直一維土壤水分運(yùn)動(dòng)的定解問題可表示為（坐標(biāo)軸向下為正）：

式中，h為土壤基質(zhì)勢(shì)（cm）；θ為體積含水率（cm3·cm－3）；K（θ）為水力傳導(dǎo)度（cm·d－1）；z為土壤深度，向下為正（cm）；t為時(shí)間（d）；S（z，t）為單位時(shí)間單位體積土壤中根系吸水率（d－1）。

土壤水力函數(shù)采用Van Genuchten-Mualem公式，其表達(dá)形式如下：

式中，θs為土壤飽和含水率（cm3·cm－3）；θr為土壤殘余含水率（cm3·cm－3）；Ks為土壤飽和導(dǎo)水率（cm ·d－1）；θe為有效含水率（飽和度）；n和α是決定土壤水分特征曲線的形狀參數(shù)經(jīng)驗(yàn)參數(shù)；l為孔隙關(guān)聯(lián)度參數(shù)，一般取平均值0.5。

根系吸水率表示由于根系吸水而在單位時(shí)間內(nèi)從單位體積土壤中流失的水分體積，本文采用Feddes提出的根系吸水模型：

式中，Sp為最大根系吸水速率（d－1），h1、h2、h3和h4分別為根系吸水厭氧點(diǎn)土壤基質(zhì)勢(shì)、根系吸水最適點(diǎn)開始和結(jié)束土壤基質(zhì)勢(shì)、根系吸水萎蔫點(diǎn)土壤基質(zhì)勢(shì)。

（2）土壤溶質(zhì)運(yùn)動(dòng)基本方程

以土壤可溶鹽為研究對(duì)象，水流方程為基礎(chǔ)，以土壤水電導(dǎo)率為主要指標(biāo)，根據(jù)多孔介質(zhì)溶質(zhì)運(yùn)移理論，若不考慮土壤鹽分的溶解和被吸附的濃度S，建立飽和－非飽和土壤溶質(zhì)運(yùn)移對(duì)流和水動(dòng)力彌散（分子擴(kuò)散與機(jī)械彌散）數(shù)學(xué)模型。

式中，c為土壤溶液濃度（ms·cm－1）；θ為體積含水量（cm3·cm－3）；D為水動(dòng)力彌散系數(shù)（cm2·d－1）；q為滲透流速（cm·d－1）。

1.3.2 初始條件和邊界條件

（1）土壤水分運(yùn)動(dòng)的初始條件與邊界條件

土壤水分上邊界采用通量已知的第二類邊界條件，逐日輸入通過上邊界的變量值，包括降水量、灌溉量、作物潛在蒸騰量和棵間潛在蒸發(fā)量，葉面攔截雨量忽略不計(jì)。由于表層導(dǎo)水率較大，即使有強(qiáng)度降雨或灌溉發(fā)生也會(huì)很快入滲，因此地面徑流忽略不計(jì)。直接賦于實(shí)測(cè)降水量和蒸發(fā)量，而作物蒸騰采用根系吸水模塊。下邊界選在農(nóng)田土壤剖面100 cm處，使用變壓力水頭邊界，根據(jù)實(shí)測(cè)的地下水埋深（換算成壓力水頭）賦值。

（2）土壤溶質(zhì)運(yùn)動(dòng)的初始條件與邊界條件

土壤鹽分模型上邊界概化為通量邊界，試驗(yàn)期降水時(shí)，由于雨水電導(dǎo)率非常小，降雨含鹽濃度賦值為0，模型預(yù)測(cè)灌溉時(shí)賦實(shí)測(cè)的灌溉水電導(dǎo)率；下邊界為濃度邊界，賦實(shí)測(cè)的地下水電導(dǎo)率值。本文根據(jù)大田試驗(yàn)的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)，土壤溶液濃度采用土壤溶液電導(dǎo)率值來反映，其單位為ms·cm－1，上、下邊界所涉及的降水、灌溉以及地下水的濃度全部采用試驗(yàn)期實(shí)測(cè)的電導(dǎo)率來反映。

式中，θ0為土壤初始含水率（cm3·cm－3）；θs為土壤飽和含水率（cm3·cm－3）；Ks為土壤飽和導(dǎo)水率（cm·d－1）；qs為地表水分通量（cm·d－1），蒸散取正值，灌溉與降水入滲取負(fù)值；c0為剖面初始土壤水電導(dǎo)率（ms·cm－1）；cs為上邊界流量的電導(dǎo)率值，當(dāng)邊界流量為土壤水蒸散量或降水量時(shí)，cs＝0，當(dāng)邊界流量為灌溉水量時(shí)指灌水電導(dǎo)率值（ms·cm－1）；cb為下邊界潛水電導(dǎo)率值（ms·cm－1）。

2 模型參數(shù)率定與驗(yàn)證

2.1 模型參數(shù)率定

土壤水力參數(shù)根據(jù)實(shí)測(cè)土壤粒徑組成，由Rosetta模型［35］初值給定參數(shù)初值，然后通過試驗(yàn)區(qū)2009年生育期試驗(yàn)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行參數(shù)擬合，確定主要特征參數(shù)數(shù)值，表1給出了調(diào)整后的Van－Genuchten－Mualem公式中各個(gè)土壤水力參數(shù)值。

表1 土壤水分特性的VG模型參數(shù)Table 1 The hydraulics properties of test soilbased on the parameters of Van Genuchtenmodel

水動(dòng)力彌散系數(shù)等于多孔介質(zhì)中分子擴(kuò)散系數(shù)（Ds）及機(jī)械彌散系數(shù)（Dh）之和。

一般將溶質(zhì)在土壤中的分子擴(kuò)散系數(shù)（Ds）僅表示為土壤含水量的函數(shù)，與溶質(zhì)濃度無關(guān)，常采用經(jīng)驗(yàn)公式式中，D0為溶質(zhì)在自由水體中的擴(kuò)散系數(shù)（cm· d－1）；b為經(jīng)驗(yàn)常數(shù)。

機(jī)械彌散系數(shù)（Dh）與平均孔隙流速的一次方成正比，表示為

式中，Dh為機(jī)械彌散系數(shù)（cm2·d－1）；v為平均孔隙流速（cm·d－1）；λ為彌散度經(jīng)驗(yàn)常數(shù)（cm）。

Bresler用數(shù)值模擬計(jì)算驗(yàn)證了Warrick等所做的田間咸水灌溉和淡水沖洗條件下的土壤水鹽動(dòng)態(tài)試驗(yàn)，本文參照Bresler所用的模擬參數(shù)，即D0＝0.04 cm2·d－1。土壤空隙滲流速度（q／θ）是根據(jù)水鹽耦合模型中水分運(yùn)移模塊計(jì)算求得；τ為彎曲度因子，常表示為土壤體積含水率的函數(shù)，這里彎曲系數(shù)τ取2。

由于該模型大多參數(shù)難以實(shí)測(cè)獲得，故參考HYDRUS－1D模型中數(shù)據(jù)庫提供數(shù)值。從土壤含水率的角度來說，當(dāng)土壤含水率大于毛管破裂含水率而小于田間持水率時(shí)植物易吸收水分，而當(dāng)土壤含水率大于凋萎含水率而小于毛管破裂含水率時(shí)，或土壤含水率趨于飽和時(shí)，植物吸水都比較困難。試驗(yàn)區(qū)種植玉米，其吸水參數(shù)取值見表2。

表2 玉米吸水參數(shù)取值Table 2 Assignmentof the rootwater uptake parameters

2.2 模型可靠性驗(yàn)證

采用試驗(yàn)區(qū)2013年玉米生育期實(shí)測(cè)土壤含水率和土壤電導(dǎo)率（EC）值數(shù)據(jù)對(duì)模型進(jìn)行驗(yàn)證，如圖4、5所示，通過數(shù)值模擬與實(shí)測(cè)結(jié)果的對(duì)比，驗(yàn)證所建立數(shù)值模型的合理性。

2.3 模型應(yīng)用評(píng)價(jià)

表3顯示了土壤含水量、電導(dǎo)率（EC）模擬值與實(shí)測(cè)值進(jìn)行兩配對(duì)樣本T檢驗(yàn)（表3）驗(yàn)證模型的精度，其中檢驗(yàn)的樣本數(shù)量為64。結(jié)果表明：土壤含水量和電導(dǎo)率配對(duì)T檢驗(yàn)的顯著性水平P值均不在置信區(qū)間（α＝0.05），說明土壤含水率和電導(dǎo)率的模擬值與實(shí)測(cè)值均無顯著差異，模擬效果可以接受，參數(shù)較為可靠，可用于實(shí)際模擬應(yīng)用。

圖4 土壤剖面含水率模擬值與實(shí)測(cè)值對(duì)比Fig.4 Comparison between the experiment results and the simulated results of soilwater content

圖5 土壤剖面電導(dǎo)率（EC）模擬值與實(shí)測(cè)值對(duì)比Fig.5 Comparison between observed and simulated value of electrical conductivity（EC）at different soil layers

表3 HYDRUS－1D模型模擬統(tǒng)計(jì)量Table 3 The statistics of HYDRUS－1Dmodel simulation

3 情景模擬

模型模擬地下0～100 cm深度范圍土壤，模擬時(shí)段從2009年6月25日至10月18日，共計(jì)116 d，采用變時(shí)間步長(zhǎng)剖分方式，據(jù)收斂迭代次數(shù)調(diào)整時(shí)間步長(zhǎng)。設(shè)定初始時(shí)間步長(zhǎng)為0.1 d，最小步長(zhǎng)為0.01 d，最大步長(zhǎng)為5 d；土壤含水量允許偏差為0.0005，壓力水頭允許偏差為1 cm。結(jié)合當(dāng)?shù)剞r(nóng)業(yè)生產(chǎn)實(shí)際的田間灌水定額，利用驗(yàn)證的田間水鹽運(yùn)移模型，分別對(duì)4種情景（灌水定額0、400、500、600 m3·hm－2）下的土壤水鹽運(yùn)移進(jìn)行模擬，確定合理田間灌水定額。

3.1 不同情景下土壤剖面含水率分布

圖6顯示了不同灌溉處理的土壤含水量分布。由圖6可以看出，在玉米整個(gè)生育期內(nèi)，不同灌溉處理的土壤含水量變化趨勢(shì)基本一致。但是從不同土壤深度來看，表層土壤0～20 cm平均含水量約為0.25 cm3·cm－3，隨著土壤深度的增大，土壤含水量有增大趨勢(shì)，90 cm的土壤含水量約為0.29 cm3·cm－3，比0～20 cm的土壤含水量大，與上層土壤相比，90 cm土壤含水量基本維持穩(wěn)定，受灌溉影響較小。

3.2 不同情景下土壤剖面含鹽量分布

圖7顯示了不同灌溉處理不同時(shí)期各土層土壤EC值分布狀況。由圖7可知，在玉米整個(gè)生育期內(nèi)，不同灌溉處理的表層土壤0～20 cm土壤鹽分增加明顯，隨著土壤深度的增大，土壤鹽分含量有增大趨勢(shì)，90 cm的土壤鹽分在玉米生長(zhǎng)期末有一定的累積趨勢(shì)，隨著灌水定額的增大鹽分累積的趨勢(shì)有所減少。

聯(lián)合國(guó)糧農(nóng)組織對(duì)作物耐鹽極限與產(chǎn)量潛力響應(yīng)關(guān)系研究證明，不同產(chǎn)量潛力所要求的作物耐鹽極限值各不相同。對(duì)于本研究的作物玉米來講，當(dāng)要求的產(chǎn)量潛力為100%時(shí)所對(duì)應(yīng)的玉米耐鹽閾值為根區(qū)土壤浸提液電導(dǎo)率值1.7 ms·cm－1。不同情景灌水定額顯示出灌水可以使土層90 cm處的鹽分維持在0.7 ms·cm－1這樣一個(gè)穩(wěn)定土壤環(huán)境，從節(jié)水控鹽的綜合標(biāo)準(zhǔn)衡量，農(nóng)田灌水定額為500 m3· hm－2時(shí)有利于控制土壤鹽分的累積。

4 結(jié)論

1）利用HYDRUS－1D模型對(duì)鹵泊灘鹽堿地農(nóng)田土壤剖面水鹽分布特征及土壤水鹽運(yùn)移時(shí)空變異規(guī)律進(jìn)行模擬，經(jīng)田間試驗(yàn)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)驗(yàn)證，結(jié)果表明，模型能夠較好地模擬水鹽在土壤中的分布和隨時(shí)間變化的趨勢(shì)，可以用于模擬灌區(qū)農(nóng)田水鹽運(yùn)移規(guī)律。

2）在玉米整個(gè)生育期內(nèi)，不同灌溉處理的土壤含水量變化趨勢(shì)基本一致，表層土壤0～20 cm平均含水量約為0.25 cm3·cm－3，90 cm土壤含水量約為0.29 cm3·cm－3，土壤含水量隨著灌水定額的增大而增大。

圖6 不同情景模擬土壤各土層含水量變化Fig.6 The dynamic simulations of soilwater contentat different soil layers under different irrigation quota

圖7 不同情景模擬各土層電導(dǎo)率（EC）變化Fig.7 The dynamic simulations of soil electrical conductivity（EC）at different soil layers under different irrigation norms

3）土壤鹽分在土層90 cm處有累積的趨勢(shì)，隨著灌水定額的增大鹽分累積的趨勢(shì)有所減小。從節(jié)水控鹽的綜合標(biāo)準(zhǔn)衡量，采用合理的田間灌水定額500m3·hm－2時(shí)有利于控制土壤鹽分的累積。

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The simulation of water and salt transportation by HYDRUSmodel in Lubotan of Shaanxi，China

PAN Yan-xin1，2，LUOWan1，JIA Zhong-hua1，JING Si-yuan2，LIShan3，WU Di3
（1.School of Hydrɑulic，Energyɑnd Power Engineering，Yɑngzhou University，Yɑngzhou，Jiɑngsu 225009，Chinɑ；2.College ofWɑter Conservɑncyɑnd Ecologicɑl Engineering，Nɑnchɑng Institute of Technology，Nɑnchɑng，Jiɑngxi 330099，Chinɑ；3.Stɑte Key Lɑborɑtory of Eco-Hydrɑulic Engineering in Shɑɑnxi，Xi’ɑn University of Technology，Xi’ɑn，Shɑɑnxi 710048，Chinɑ）

To determine themovement of salt and water in the saline-alkali flatland of Lubotan，Shaanxi province，based on the saturated-unsaturated soilwater and solute transport theory，fieldmonitoring data of localwater and salt for many yearswas applied to simulate the rules of local soil water and saltmovement，using the HYDRUS 1D numerical model.The soilwater and salt changeswere analyzed，and the reasonable field irrigation quotawas proposed.The results showed thatduring thewhole reproductive period，soilwater contenthad a similar variation trend under different irrigation quotas.Consideringwater saving and salt control，farmland irrigation quota of500m3·hm－2is reasonable to control salt accumulation in soil.The simulated results of soilwater and saltmigration using HYDRUSmodel are basically consistent with the observed values in field experiment，and the results can be referred for farmlandmanagementofwater and salt in semblable salinity regions.

saline-alkali land；water and salt transportation；numerical simulation；HYDRUS 1Dmodel

S156.4；S274

：A

1000-7601（2017）01-0135-08

10.7606／j.issn.1000-7601.2017.01.21

2016-01-30

國(guó)家自然科學(xué)基金（51279159）；江蘇高校優(yōu)勢(shì)學(xué)科建設(shè)工程資助項(xiàng)目（PAPD）；江西省科技廳科技支撐計(jì)劃項(xiàng)目（20151BBF60012）

潘延鑫（1985—），男，甘肅靖遠(yuǎn)人，講師，主要從事農(nóng)田排水與水環(huán)境保護(hù)研究。E-mail：yanxinpanxaut＠126.com。

羅紈（1967—），女，新疆霍城人，教授，主要從事農(nóng)業(yè)水資源保護(hù)研究。E-mail：luowan＠yzu.edu.cn。