郭 敏， 李新虎， 王弘超， 李佳琳

（1.中國科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所荒漠與綠洲生態(tài)國家重點實驗室，干旱區(qū)生態(tài)安全與可持續(xù)發(fā)展重點實驗室，新疆 烏魯木齊 830011；2.新疆阿克蘇綠洲農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學(xué)觀測研究站，新疆 阿克蘇 843017；3.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

鹽結(jié)皮是土壤鹽漬化的極端表現(xiàn)，對土壤性質(zhì)以及地表水文過程等具有重大影響［1-2］。干旱區(qū)土壤水鹽運動是一個復(fù)雜的動態(tài)過程［3］，并且土壤水鹽分布特征會影響土壤物理化學(xué)及生物過程［4-5］，進而影響土壤重金屬再分布［6］、碳排放［7］等，而在干旱區(qū)鹽結(jié)皮普遍存在，因此研究鹽結(jié)皮土壤水鹽分布特征具有重要的理論意義。

目前國內(nèi)外學(xué)者對于土壤水鹽分布的研究主要集中在非鹽結(jié)皮土壤。Zhang 等［8］對蒸發(fā)過程中淺層裸土水鹽分布進行室內(nèi)試驗，發(fā)現(xiàn)由于水鹽遷移不同步，鹽分剖面呈波浪形分布。當(dāng)土壤表面被不同材料覆蓋時會顯著降低土壤蒸發(fā)，減輕土壤鹽分的表聚［9-11］。鹽結(jié)皮對土壤的影響類似于秸稈覆蓋［12］，因此鹽結(jié)皮必然會影響土壤水鹽分布特征。然而，由于目前的技術(shù)手段對高鹽區(qū)域土壤含鹽量測量的局限性以及鹽結(jié)皮影響下土壤水鹽熱耦合作用的復(fù)雜性，導(dǎo)致目前僅有少數(shù)學(xué)者對鹽結(jié)皮土壤水鹽分布特征進行研究，如Gran 等［3］通過室內(nèi)試驗，發(fā)現(xiàn)鹽結(jié)皮影響下不同質(zhì)地土壤含水量變化曲線有很大差異，鹽分在0～4 cm 土層累積，并且越接近土壤表面鹽分濃度越高。莫治新等［13-14］研究表明鹽結(jié)皮土壤含水量均大于無鹽結(jié)皮土壤，不同鹽結(jié)皮厚度會影響水分的遷移導(dǎo)致不同土層含水量變化規(guī)律不同，并且鹽結(jié)皮越厚的土壤區(qū)域其各層土壤中的鹽分含量越高。王曉靜等［15］對塔里木沙漠公路防護林帶土壤進行分析，發(fā)現(xiàn)鹽結(jié)皮厚度會逐漸增長變厚并趨于穩(wěn)定，土壤電導(dǎo)率呈現(xiàn)先增加后逐漸降低的趨勢。Guglielmini等［16］、Dashtian等［17］通過建立模型預(yù)測鹽分在土壤中的遷移過程，結(jié)果表明，鹽分濃度最大值出現(xiàn)在液-汽界面附近。這一液-汽轉(zhuǎn)化面被稱為蒸發(fā)鋒［18-19］，能直接反映土壤水鹽分布狀況，其變化會影響鹽分累積的深度和水分運動狀態(tài)，是描述蒸發(fā)過程中水鹽分布的重要指標(biāo)［20］。然而，當(dāng)前研究針對鹽結(jié)皮土壤蒸發(fā)鋒提出的不同觀點，使鹽結(jié)皮土壤水鹽分布特征的研究仍然存在爭議。一些學(xué)者［3,21］認(rèn)為，蒸發(fā)過程中鹽結(jié)皮土壤蒸發(fā)鋒區(qū)域較窄（2～4 cm），而另一些學(xué)者［19-20］在研究中發(fā)現(xiàn)有較寬的蒸發(fā)鋒區(qū)域（8～12 cm）。上述研究結(jié)果的差異，可能原因是不同的試驗條件，如：鹽分濃度［22-23］、鹽分類型［3］、不同地下水深度［19］等，導(dǎo)致形成不同厚度的鹽結(jié)皮，從而對土壤水鹽分布特征產(chǎn)生不同的影響，但上述研究均未考慮鹽結(jié)皮厚度這一重要的物理特征。

在干旱半干旱地區(qū)土壤鹽漬化程度不同，其土壤含鹽量有很大的空間變異性，各種厚度鹽結(jié)皮廣泛分布，而鹽分濃度是影響鹽結(jié)皮形成發(fā)育的重要因素［19,23］。研究表明，蒸發(fā)是土壤水鹽運動的主要驅(qū)動力［8］，而不同鹽結(jié)皮厚度會使土壤蒸發(fā)產(chǎn)生較大差異［24-25］，因此鹽結(jié)皮的厚度必然會影響土壤水鹽分布特征，但目前鹽結(jié)皮厚度對土壤水鹽分布特征的作用機理還不明確。因此，本研究設(shè)置了4 種不同初始濃度以得到不同厚度的鹽結(jié)皮，分析其土壤水鹽的動態(tài)變化，明確不同厚度鹽結(jié)皮土壤水鹽分布特征的差異，闡明鹽結(jié)皮厚度對土壤水鹽分布特征的影響機理，為定量描述干旱區(qū)鹽漬土壤的地表水文過程提供理論基礎(chǔ)。

1 材料與方法

1.1 試驗材料

供試土壤質(zhì)地為砂土，土壤容重為1.65 g·cm-3，飽和含水率為39.67%。采用直徑10 cm 高33 cm 的聚氯乙烯（PVC）管作為容器，并包裹隔熱材料。將試驗采用的砂土洗凈，去除雜質(zhì)并將電導(dǎo)率控制在100 μS·cm-1以下，烘干后過0.5 mm 土壤篩均勻裝入PVC 管，在PVC 管底部填充3 cm 高的濾石（直徑5 mm）。試驗土柱自下而上充分飽和24 h。在土柱正上方38 cm 處放置一盞鹵素?zé)簦?0 W）用于驅(qū)動蒸發(fā)，整個試驗過程平均環(huán)境溫度為25±3.5 ℃，濕度為（47.2±13.9）%。

1.2 試驗設(shè)計與方法

試驗設(shè)置了4 個處理，分別為0 g·L-1（CK）、10 g·L-1（LC）、150 g·L-1（MC）和250 g·L-1（HC），其 中CK 為無鹽處理，采用蒸餾水飽和，LC、MC 和HC 采用不同濃度NaCl溶液進行初始飽和，以獲得不同厚度的鹽結(jié)皮。試驗蒸發(fā)采用自動稱重平臺（型號WP20，北京時域通科技有限公司）測定，并連接數(shù)據(jù)采集器（型號i-logger，北京時域通科技有限公司）記錄數(shù)據(jù)。采取部分重復(fù)逐步退出的方法［3］，即在選定的時間點將部分土柱進行切割，將鹽結(jié)皮從土壤表面剝離，10 cm 深度以上每隔2 cm 取土，10～30 cm每隔5 cm 取土，對其含水量及含鹽量進行測定。根據(jù)之前研究［25］所得不同初始濃度各蒸發(fā)階段的時間，本文選取5個關(guān)鍵節(jié)點作為退出時間，其中第一階段選取特征時間a，第二階段選取特征時間b和c，第三階段選取特征時間d和e，不同處理各特征時間如圖1 所示。采用烘干法測定土壤含水量，將烘干土樣研磨、過1 mm土壤篩，按土水比為1:5配置成溶液，用玻璃棒攪拌、靜置，之后使用電導(dǎo)率儀測定其電導(dǎo)率，計算土壤含鹽量與電導(dǎo)率之間的關(guān)系式如公式（1）所示。采用游標(biāo)卡尺測量鹽結(jié)皮厚度，之后將鹽結(jié)皮加蒸餾水溶解、過濾、烘干后測量鹽結(jié)皮質(zhì)量。

圖1 各處理逐步退出時間節(jié)點的蒸發(fā)速率Fig.1 Evaporation rate of each treatment at gradually exit time nodes

式中：St為土壤含鹽量（g·kg-1）；EC 為土水比1:5 浸提液電導(dǎo)率（mS·cm-1）。

土壤進氣值指飽和土壤脫水過程中開始進入空氣時的吸力值，與Van Genuchten模型中進氣吸力相關(guān)參數(shù)和形狀系數(shù)有關(guān)［26］。本研究通過引用土壤進氣值來分析不同處理的水力學(xué)參數(shù)。土壤進氣值的計算公式如下：

式中：H為土壤進氣值；α、n分別為VG 模型中與進氣值有關(guān)的經(jīng)驗參數(shù)。

受試驗條件限制，所有處理蒸發(fā)鋒的位置變化及下移時間并不能被完全觀測，因此選擇HYDRUS-1D 模型延長蒸發(fā)時間，繼續(xù)觀測土壤水分動態(tài)過程，以明確各處理蒸發(fā)鋒的變化。

1.3 土壤水鹽動態(tài)模型

HYDRUS-1D模型中土壤水分運動方程：

式中：θ(h)為土壤體積含水率（cm3·cm-3）；h為壓力水頭（cm）；t為水分運移時間（d）；z為垂直方向坐標(biāo)變量（cm）；K(h)為非飽和導(dǎo)水率（cm·d-1）。

鹽分運移方程：

式中：C為溶質(zhì)濃度（g·cm-3）；D為彌散系數(shù)（cm2·d-1）；zij為垂直方向的變量（cm）；q為水通量（cm·h-1）。

模型高度為30 cm，分為31 個節(jié)點，節(jié)點間距1 cm，分別在土層2 cm、4 cm、6 cm、8 cm、10 cm、15 cm、20 cm、25 cm 和30 cm 處設(shè)觀測點。模型模擬時間同試驗時間相同，之后延長蒸發(fā)時間到120 d，初始時間步長為0.01 d，最小時間步長為0.001 d，最大時間步長為1 d。

通過HYPROP 軟件實測土壤水分特征曲線得到各處理土壤水力參數(shù)，溶質(zhì)運移參數(shù)基于文獻確定［27-28］，之后通過HYDRUS-1D 模型采用實測土壤含水量與含鹽量對參數(shù)進行修正，最終不同處理土壤水力參數(shù)與溶質(zhì)運移參數(shù)如表1所示。本試驗中采用同種土壤質(zhì)地，不同初始鹽分濃度飽和土壤，導(dǎo)致各處理土壤含鹽量有很大不同，而土壤鹽分含量會影響土壤持水性和土壤孔隙［29］，從而使各處理土壤水力參數(shù)產(chǎn)生較大差異，隨著初始濃度的增加，α逐漸減小，n逐漸增大［30］。

表1 不同處理土壤水力參數(shù)Tab.1 Soil hydraulic parameters under different treatments

1.4 模型初始條件和邊界條件

對于土壤水分運動，試驗開始時土壤初始飽和，初始條件為飽和含水量，上邊界設(shè)置為變通量邊界，將試驗實測的蒸發(fā)通量作為上邊界，下邊界為零通量邊界。對于溶質(zhì)運移，不同處理初始條件為初始飽和濃度，上下邊界條件均設(shè)置為濃度通量邊界。

1.5 數(shù)據(jù)處理

采用Excel 2019和SPSS 25軟件進行統(tǒng)計分析，使用Origin 2018 軟件繪制圖形。模型驗證使用決定系數(shù)（R2）和均方根誤差（RMSE），RMSE 越接近于0，表明模型模擬精度越高，R2越接近1，說明模型可以較好地捕捉到實測值的變動趨勢。

式中：N為樣本容量；Si為模擬值；Mi為實測值。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同厚度鹽結(jié)皮影響下土壤水分動態(tài)變化

圖2 所示為試驗結(jié)束時含鹽處理土壤鹽結(jié)皮。含鹽處理在不同特征時間鹽結(jié)皮的質(zhì)量與厚度存在差異（圖3），含鹽處理鹽結(jié)皮隨著時間的推移質(zhì)量逐漸增加，厚度逐漸變厚，土壤含鹽量對鹽結(jié)皮厚度的影響較大［31］。李勝輝等［23］研究發(fā)現(xiàn)鹽濃度從0.5 mol·L-1增加到2.5 mol·L-1時，鹽結(jié)皮厚度逐漸增加，本試驗研究結(jié)果與其相似，在試驗結(jié)束時LC、MC 和HC 鹽結(jié)皮厚度分別為4.5 mm、6.6 mm 和7.3 mm。通過分析不同處理土壤含水量隨時間的動態(tài)變化（圖4），MC 和HC 土壤含水量相比CK有顯著差異（P＜0.05）。對于本研究定義的表層土壤（0～2 cm），鹽結(jié)皮越厚土壤含水量越大。在特征時間a，CK、LC、MC 和HC 土壤含水量分別為0.123 cm3·cm-3、0.202 cm3·cm-3、0.329 cm3·cm-3和0.293 cm3·cm-3，這是因為土壤中鹽溶液使土壤滲透勢發(fā)生變化，飽和水汽壓減?。?2］，抑制水分的向上傳輸，導(dǎo)致含鹽處理含水量大于CK。在特征時間b，HC土壤含水量顯著性高于CK（P＜0.05），相比特征時間a 僅減少了0.019 cm3·cm-3，可能原因是此時HC 土壤表面形成一層較薄的鹽結(jié)皮，抑制了水分向上傳輸，導(dǎo)致土壤含水量變化較小。在特征時間c，CK 表層土壤含水量降低到0.009 cm3·cm-3，表層土壤基本干燥（土壤含水量小于風(fēng)干土含水量0.050 cm3·cm-3定義為干燥土［18］），而含鹽處理由于鹽結(jié)皮逐漸變厚導(dǎo)致水分傳輸阻力的增加，此時LC、MC 和HC 土壤含水量 分 別 為0.096 cm3·cm-3、0.194 cm3·cm-3和0.261 cm3·cm-3。在特征時間d～e階段，各處理表層土壤含水量僅有小幅變化，試驗結(jié)束時LC、MC 和HC 土壤含水量均大于CK（0.005 cm3·cm-3），分別為0.008 cm3·cm-3、0.131 cm3·cm-3和0.176 cm3·cm-3，鹽結(jié)皮越厚，表層土壤含水量越大。

圖2 試驗結(jié)束時含鹽處理土壤鹽結(jié)皮Fig.2 Soil salt crust on saline treated at the end of the test

圖3 不同初始濃度鹽結(jié)皮質(zhì)量與厚度Fig.3 Mass and thickness of salt crust with different initial concentrations

圖4 不同處理各深度土壤含水量隨時間的變化Fig.4 Variation of soil water content at different depths with time in different treatments

對于本研究定義的上層土壤（2～10 cm），含鹽處理土壤含水量在該層變化幅度較大。在特征時間a～c 階段，由于表層水分的減少，上層土壤水分開始向表層遷移，HC 由于較低的蒸發(fā)驅(qū)動力［25］，導(dǎo)致其上層土壤含水量相比其他處理變化較小。在特征時間d～e 階段，LC 其2～4 cm 土層含水量相比0～2 cm 突然增加，土壤含水量的突變表明蒸發(fā)鋒移動到了2～4 cm 深度，當(dāng)蒸發(fā)鋒發(fā)生明顯下移，其上方土壤水力聯(lián)系被切斷，此時LC土壤表面鹽結(jié)皮厚度與質(zhì)量趨于穩(wěn)定，這與Nachshon 等［33］研究結(jié)果相似。然而MC 和HC 上層土壤含水量均大于0.14 cm3·cm-3，仍與表層土壤保持水力聯(lián)系，未明確觀測到蒸發(fā)鋒的下移，主要原因是試驗前期土壤溶液中較多的鹽離子影響了土壤水分的運動狀態(tài)［11］，并且鹽結(jié)皮的快速形成阻礙了水分的傳輸，導(dǎo)致土壤含水量相比CK 變化較小。試驗結(jié)束時，上層土壤含水量表現(xiàn)為HC＞MC＞LC＞CK，鹽結(jié)皮越厚，上層土壤含水量越大。

對于下層土壤（10～30 cm），不同處理均表現(xiàn)出隨著深度的增加土壤含水量逐漸增加。在試驗周期內(nèi)，含鹽處理下層土壤與CK 相比變化較為平緩，鹽結(jié)皮越厚，下層土壤含水量越大，主要原因是隨著時間的推移，鹽結(jié)皮逐漸生長變厚，導(dǎo)致蒸發(fā)驅(qū)動力降低，下層土壤水分向上遷移速率減緩。在試驗結(jié)束時，LC下層土壤含水量相比CK較小，而MC和HC 顯著大于CK（P＜0.05），可能原因是在試驗后期LC鹽結(jié)皮較薄，對土壤水分的抑制作用遠(yuǎn)小于MC和HC，并且鹽結(jié)皮形成增加了蒸發(fā)的交換面積［24］，在一定程度上增加了蒸發(fā)速率［20］，這一特殊效應(yīng)導(dǎo)致LC下層土壤含水量小于CK，而對于HC 和MC，這一特殊效應(yīng)未對鹽結(jié)皮的抑制作用產(chǎn)生明顯影響，從而導(dǎo)致HC和MC下層土壤含水量遠(yuǎn)大于CK。

2.2 不同厚度鹽結(jié)皮影響下土壤鹽分動態(tài)變化

圖5所示為含鹽處理各深度土壤含鹽量隨時間的變化。對于表層土壤，不同處理鹽分均在土壤表面累積，這是因為土壤中鹽溶液在蒸發(fā)驅(qū)動下逐漸向土壤表面遷移，隨著溶液中水分的蒸發(fā)，鹽分被滯留在土壤表面，當(dāng)鹽分濃度達到飽和狀態(tài)時，鹽分開始在土壤表面結(jié)晶析出。在特征時間a，LC表層土壤含鹽量大于初始值（3.28 g·kg-1），而MC和HC表層土壤含鹽量小于初始值（29.54 g·kg-1和45.79 g·kg-1），可能原因是在特征時間a，MC 和HC 處理2～8 cm 土壤含水量相比初始值減少，并且2～8 cm 土層鹽分均小于表層土壤，表明2～8 cm 土層鹽分隨著水分向上遷移至土壤表層，由于MC 和HC 較高的鹽分濃度其表層土壤很快達到飽和狀態(tài)，鹽分結(jié)晶析出形成鹽結(jié)皮，導(dǎo)致表層鹽分低于初始值，而LC 鹽結(jié)皮形成較慢，較低的鹽分濃度使得下層鹽分持續(xù)向上遷移，導(dǎo)致表層鹽分高于初始值。隨著試驗的進行，LC 表層土壤含鹽量的變化表現(xiàn)為先減小之后趨于穩(wěn)定，而MC 和HC 表層土壤含鹽量隨著時間的推移逐漸減小。造成這種差異的原因可能是LC 在特征時間a～c 過程中蒸發(fā)速率較高［25］，下層鹽分向上運動并逐漸形成鹽結(jié)皮，在特征時間d之后，蒸發(fā)速率明顯減小，此時水分運動主要以水汽擴散的形式向上運動，表層含鹽量趨于穩(wěn)定，而MC 和HC 表層土壤較為濕潤，水分主要以液態(tài)水的形式傳輸，攜帶鹽分向上緩慢遷移并結(jié)晶析出，表層含鹽量持續(xù)穩(wěn)定減小，試驗結(jié)束時，MC 和HC 表層土壤含鹽量相比初始值分別減小了30.7%和15.9%。

圖5 不同處理各深度土壤含鹽量隨時間的變化Fig.5 Variation of soil salt content at different depths with time in different treatments

對于上層土壤，含鹽處理鹽分在該層變化幅度較大，且土壤剖面最小含鹽量位于該層。在特征時間a～c 階段，LC 最小含鹽量所處深度在2～6 cm，MC和HC最小含鹽量在6～10 cm。在特征時間d～e階段不同處理最小含鹽量所處深度趨于穩(wěn)定。在試驗結(jié)束時，LC 最小含鹽量為0.31 g·kg-1，位于2～4 cm深度，相比初始含鹽量減小了90.5%，該處土壤含鹽量的突變與含水量的突變相吻合，進一步驗證了蒸發(fā)鋒移動至2～4 cm 深度，此時鹽分主要在蒸發(fā)鋒上方累積。而MC和HC最小含鹽量在6～8 cm深度，分別為15.87 g·kg-1和31.08 g·kg-1，相比初始含鹽量分別減小了46.3%和32.1%。結(jié)果表明，鹽結(jié)皮越厚，上層土壤鹽分隨時間的減小幅度越小。

對于下層土壤，土壤含鹽量隨著深度的增加逐漸增加，鹽結(jié)皮越厚，土壤含鹽量減小幅度越小。MC 和HC 下層土壤含鹽量相比LC 具有顯著性差異（P＜0.05），LC 鹽分峰值位于表層土壤，而MC 和HC鹽分峰值位于下層土壤。鹽分分布產(chǎn)生較大差異主要原因是LC初始濃度較低，土壤表層鹽分達到飽和需要下層鹽分的補給，鹽結(jié)皮形成較為緩慢，對土壤水鹽抑制作用較小，下層鹽分可持續(xù)向上遷移，在試驗結(jié)束時，下層土壤含鹽量相比初始值減小了67.3%以上。而MC 和HC 由于較高的初始濃度，下層少量的鹽分向上遷移使上層鹽分很快達到飽和狀態(tài)并結(jié)晶析出，鹽結(jié)皮很快形成并逐漸覆蓋整個土壤表面，進而抑制了水鹽的向上傳輸，使下層土壤含鹽量變化幅度較小，試驗結(jié)束時MC 下層25～30 cm和HC下層20～30 cm土壤含鹽量相比初始值僅有很小的變化。

鹽分均衡可以反映一定區(qū)域鹽分輸入量和輸出量之間的關(guān)系。本研究中含鹽處理輸入鹽分為初始飽和不同濃度鹽溶液，鹽分結(jié)晶析出形成的鹽結(jié)皮為輸出鹽分。在試驗結(jié)束時，LC 表層、上層和下層土壤含鹽量分別為1.04 g·kg-1、0.44 g·kg-1和2.13 g·kg-1，輸出鹽分為7.26 g·kg-1；MC 表層、上層和下層土壤含鹽量分別為5.30 g·kg-1、17.86 g·kg-1和33.20 g·kg-1，輸出鹽分為24.36 g·kg-1；HC 表層、上層和下層土壤含鹽量分別為2.13 g·kg-1、64.00 g·kg-1和100.93 g·kg-1，輸出鹽分為33.04 g·kg-1。結(jié)果表明，初始鹽分濃度越高，輸出鹽分質(zhì)量越大，由于不同含鹽處理蒸發(fā)速率的差異，初始濃度越高蒸發(fā)速率越?。?5］，下層鹽分向表層遷移速率越小，導(dǎo)致輸出的鹽分占總鹽分質(zhì)量的比例越小。

2.3 不同處理土壤剖面水鹽動態(tài)變化模擬

通過HYDRUS-1D模型對不同處理含水量隨時間的變化進行了模擬，模擬結(jié)果如圖6，模擬精度見表2。由表2 可知，CK 在特征時間b 土壤含水量的模擬精度最高，R2和RMSE 分別為0.99和0.006 cm3·cm-3。LC 在特征時間c 土壤含水量模擬精度最高，R2和RMSE分別為0.99和0.006 cm3·cm-3。MC和HC土壤含水量模擬值隨著時間的推移模擬精度逐漸變高，在特征時間e，R2分別為0.98 和0.99，RMSE 均為0.008 cm3·cm-3。從圖6 可以看出隨著初始濃度的增加，HYDRUS-1D 模型對試驗初期土壤含水量模擬精度較小。土壤含水量的動態(tài)變化采用VG 模型進行模擬，通過分析VG 模型參數(shù)發(fā)現(xiàn)，不同初始濃度對參數(shù)α和n的影響較大。隨著初始濃度的增加，α逐漸減小，n值逐漸增大，而α和n是與土壤進氣值有關(guān)的參數(shù)［26］，根據(jù)公式（2）計算出CK、LC、MC 和HC 土壤進氣值分別為16.66、42.82、157.97 和170.45，可以看出隨著初始濃度的增加，土壤進氣值增大，土壤中的水分較難排出，土壤含水量變化越小，這可能是導(dǎo)致試驗初期含水量模擬精度較差的原因。

表2 不同處理水分模擬精度評價Tab.2 Evaluation of moisture simulation accuracy of different treatments

圖6 不同處理土壤含水量實測值和模擬值對比Fig.6 Comparison of measured and simulated values of soil water content in different treatments

HYDRUS-1D 模型鹽分模塊沒能很好地反映鹽分在表面形成結(jié)皮之后的鹽分遷移狀況，因此采用分段模擬的方法，以更好模擬鹽結(jié)皮土壤鹽分動態(tài)變化過程，根據(jù)鹽結(jié)皮在不同蒸發(fā)階段的形成過程及作用機制［32］將試驗過程分為3個階段，0～a階段鹽結(jié)皮開始形成并覆蓋土壤表面，a～c 階段鹽結(jié)皮逐漸生長變厚階段，c～e階段鹽結(jié)皮穩(wěn)定階段。圖7所示為含鹽處理土壤含鹽量的模擬值，模擬精度和參數(shù)見表3，其中LC 各階段以及MC 和HC a～c 階段、c～e 階段模擬精度較好，R2均大于0.85，而MC 和HC 0～a 階段模擬精度相對較差。對比含鹽處理彌散系數(shù)（D），隨著初始鹽分濃度的增加，D逐漸增大，可能原因是不同鹽分處理其溶液流速不同，從而導(dǎo)致D產(chǎn)生較大差異。對比含鹽處理不同階段，在試驗a～c、c～e 階段D小于0～a 階段，可能是試驗后期鹽結(jié)皮改變了土壤孔隙度，從而對溶液D產(chǎn)生影響。

表3 含鹽處理不同時間溶質(zhì)運移參數(shù)及模擬精度Tab.3 Solute transport parameters and simulation accuracy at different times of salt treatments

圖7 含鹽處理土壤含鹽量模擬值與實測值對比Fig.7 Comparison of simulated and measured soil salt content in saline treatments

由于試驗條件限制，試驗僅觀測到MC 和HC 處理0～2 cm 土層的含水量，無法明確蒸發(fā)鋒是否下移。因此，通過HYDRUS-1D 模型對表層0.1 cm 深度土壤含水量進行模擬，在試驗結(jié)束時MC 和HC 土壤含水量分別為0.143 cm3·cm-3和0.185 cm3·cm-3，2個處理在0.1 cm 處土壤含水量遠(yuǎn)大于風(fēng)干土含水量。結(jié)果表明，在試驗周期內(nèi)MC 和HC 土壤在0.1 cm 及以下深度仍保持著水力連接，未發(fā)現(xiàn)蒸發(fā)鋒的明顯下移。

通過模型延長蒸發(fā)時間，繼續(xù)對MC 和HC 土壤含水量進行監(jiān)測。結(jié)果發(fā)現(xiàn)，MC 在71 d 時2 cm 深度土壤含水量發(fā)生突變，此時蒸發(fā)鋒位于該深度，并且隨著時間的推移蒸發(fā)鋒繼續(xù)下移，在80 d 時蒸發(fā)鋒下移至4 cm 深度，90 d 下降到6 cm 深度，在100 d 蒸發(fā)鋒基本穩(wěn)定在15 cm 深度。對于HC，模擬時間到100 d 時，發(fā)現(xiàn)蒸發(fā)鋒位于土壤2 cm 深度，120 d 蒸發(fā)鋒下移并穩(wěn)定在8 cm 深度。上述結(jié)果表明隨著鹽結(jié)皮厚度的增加，表層土壤變干的速度明顯減緩，蒸發(fā)鋒下移的時間被極大的延長。

為明確含鹽處理蒸發(fā)鋒區(qū)域土壤含水量的具體變化，通過模型對含鹽處理土壤含水量發(fā)生突變的土層按0.1 cm劃分剖面網(wǎng)格對其土壤含水量進行模擬，發(fā)現(xiàn)LC、MC 和HC 土壤含水量突變的土層區(qū)域僅為1 cm 左右。結(jié)果表明，即使鹽結(jié)皮厚度存在差異，但含鹽處理蒸發(fā)鋒區(qū)域均較窄（1～2 cm），該結(jié)果與Konukcu等［19］提出的較寬蒸發(fā)過渡區(qū)的觀點不一致，試驗與模型的結(jié)果均驗證了Gran 等［3］提出的較窄蒸發(fā)鋒的觀點。

3 結(jié)論

本研究通過室內(nèi)模擬試驗分析了不同鹽結(jié)皮厚度對土壤水鹽分布特征的影響，并采用HYDRUS-1D 對土壤水鹽動態(tài)變化過程進行了模擬。研究結(jié)果表明，鹽結(jié)皮抑制了土壤水鹽的向上傳輸，并且鹽結(jié)皮越厚抑制作用越強。

（1）對比無鹽處理，含鹽處理鹽結(jié)皮越厚，土壤剖面含水量越大，試驗結(jié)束時，4.5 mm 厚度鹽結(jié)皮土壤含水量分布特征和無鹽處理相似，6.6 mm 和7.3 mm 厚度鹽結(jié)皮土壤剖面含水量顯著大于無鹽處理（P＜0.05）。

（2）含鹽處理隨著鹽結(jié)皮厚度的增加土壤含鹽量變化幅度越小，試驗結(jié)束時4.5 mm、6.6 mm 和7.3 mm 厚度鹽結(jié)皮土壤剖面最小含鹽量相比初始含鹽量分別減小了90.5%、46.3%和32.1%。

（3）通過試驗與模型聯(lián)合分析發(fā)現(xiàn)鹽結(jié)皮越厚，蒸發(fā)鋒下移所需時間越長。本研究驗證了鹽結(jié)皮厚度會對土壤水鹽分布特征產(chǎn)生較大影響，因此建議未來對于鹽結(jié)皮土壤水鹽分布的定量分析綜合考慮鹽結(jié)皮厚度的影響。