黃土高原粗質(zhì)地土壤剖面水分運(yùn)動與淺層地下水補(bǔ)給可能性模擬*

蓋佳敏, 樊 軍,**, 王 勝

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黃土高原粗質(zhì)地土壤剖面水分運(yùn)動與淺層地下水補(bǔ)給可能性模擬*

蓋佳敏1, 樊 軍1,2**, 王 勝2

(1. 西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院 楊凌 712100; 2. 中國科學(xué)院水利部水土保持研究所黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 楊凌 712100)

黃土高原水土流失嚴(yán)重, 生態(tài)環(huán)境脆弱, 水資源短缺, 地下水對保障區(qū)域社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展和維持生態(tài)系統(tǒng)平衡具有重要意義, 而該區(qū)的地下水轉(zhuǎn)化和補(bǔ)給機(jī)制尚不明確。為探究黃土高原水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)土壤剖面深層水分運(yùn)動及降水對淺層地下水補(bǔ)給的可能性, 利用六道溝小流域分布的粗質(zhì)地風(fēng)沙土樣地2013—2016年土壤剖面0~600 cm含水量數(shù)據(jù), 運(yùn)用HYDRUS-1D模型對各土層水力參數(shù)進(jìn)行反演和驗(yàn)證, 并用于模擬樣地土壤深剖面0~1 500 cm水分運(yùn)移過程。結(jié)果顯示, 在平水年2014年(439 mm)和干旱年2015年(371 mm), 0~600 cm土壤含水量生長季末與生長季初持平或略有虧缺; 降水充沛年2013年(669 mm)和2016年(704 mm)土壤含水量生長季末遠(yuǎn)高于生長季初, 降水入滲深度超過觀測深度(600 cm)。深剖面水分運(yùn)動模擬顯示, 2014年和2015年剖面含水量變化不明顯, 水分向深層運(yùn)移微弱緩慢; 但是, 2013年和2016年降水可分別入滲運(yùn)移至1 100 cm和1 200 cm深度, 遠(yuǎn)超過樣地上生長的旱柳根系區(qū)域, 可能補(bǔ)給淺層地下水。在4年模擬期間, 平均土壤蒸發(fā)為14.87 cm·a-1, 平均植物蒸騰為33.70 cm·a-1, 土壤水分主要以植物蒸騰形式損耗。在2個(gè)豐水年, 得益于較充足的降水和粗質(zhì)地風(fēng)沙土壤的高入滲率, 降水大量轉(zhuǎn)化為土壤水快速向下入滲運(yùn)移, 模擬顯示當(dāng)年生長季末降水最深運(yùn)移至1 200 cm, 至年末已超過模擬深度(1 500 cm), 水分繼續(xù)運(yùn)移可能補(bǔ)給淺層地下水。相關(guān)研究結(jié)果為黃土高原水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)地下水來源和補(bǔ)給機(jī)制提供理論依據(jù)。

黃土高原; 水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū); 粗質(zhì)地風(fēng)沙土; HYDRUS-1D; 土壤水分運(yùn)移; 深層入滲; 淺層地下水

地下水補(bǔ)給是含水層和含水系統(tǒng)從外界獲取水量的過程, 通常受氣候、植被、地質(zhì)、土壤、地貌、水位埋深和灌溉等下墊面條件和人為因素的綜合影響, 因而地下水補(bǔ)給過程十分復(fù)雜。黃土高原水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)是黃土高原的重要組成部分, 面積占黃土高原總面積的28.56%, 水蝕風(fēng)蝕嚴(yán)重, 水資源短缺。土壤質(zhì)地較粗, 是黃河下游河床粗泥沙的主要產(chǎn)區(qū)[1]。該區(qū)土壤水分是影響區(qū)域生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力、塑造區(qū)域植被和景觀的重要因素[2]。在當(dāng)?shù)? 地下水是居民生活、工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和維持區(qū)域生態(tài)系統(tǒng)平衡的重要水源。但目前對于區(qū)域地下水的補(bǔ)給和轉(zhuǎn)化機(jī)制尚不明確, 因此研究黃土高原地下水的補(bǔ)給對水資源利用、地下水保護(hù)和模擬水文過程有重要指導(dǎo)作用。

目前對深層土壤水分的測定和保護(hù)研究很多, 不同土地利用模式對土壤水分產(chǎn)生較大影響, 選擇合適的植被對于土壤深層水的保護(hù)和持續(xù)利用非常重要[3]。Hu等[4]在時(shí)間變異性和時(shí)間穩(wěn)定性分析基礎(chǔ)上, 利用SWC模型和經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù), 估算小流域尺度上空間分布的土壤含水量。李晗等[5]利用同位素示蹤劑氚測定長武塬區(qū)王東溝流域坡地深層滲漏量, 顯示平均滲漏量超過20 mm·a-1。一些學(xué)者在巴丹吉林沙漠和日古乃綠洲利用環(huán)境同位素示蹤手段, 根據(jù)當(dāng)?shù)貧夂?、土壤質(zhì)地、地下水的特征及水化學(xué)條件, 研究得到地下水補(bǔ)給機(jī)制及補(bǔ)給來源, 并定量得到了地下水補(bǔ)給深度和補(bǔ)給量[6-8]。在黃土高原地區(qū), 土層深厚, 地形復(fù)雜。諸多研究顯示降水是黃土區(qū)地下水補(bǔ)給的主要來源[9-13]。但降水如何穿過深厚的黃土層補(bǔ)給地下水的過程尚不明確[11]。早期調(diào)查指出洛川塬、董志塬等黃土塬區(qū)主要通過裂隙或者潛蝕洞補(bǔ)給地下水, 還在裂隙面發(fā)現(xiàn)了因重力水通過形成的碳酸鹽膜, 而較難通過常規(guī)入滲和水分再分布過程補(bǔ)給[14-15]。程立平等[11]和徐學(xué)選等[12]指出黃土區(qū)地下水存在大孔隙優(yōu)先流補(bǔ)給的可能, 但在空間上并不普遍; 優(yōu)先流的發(fā)生與土地利用方式以及土壤含水量有關(guān), 土壤干層會減少優(yōu)先流的發(fā)生, 而土壤剖面含水量較高時(shí)則容易產(chǎn)生優(yōu)先流, 從而對地下水進(jìn)行補(bǔ)給[9,11]。區(qū)域“退耕還林(草)”工程和淤地壩建設(shè)等人為因素導(dǎo)致大規(guī)模植被和微地形改變, 同時(shí)引起地下水補(bǔ)給和轉(zhuǎn)化的改變[16]。地下水補(bǔ)給量在不同區(qū)域不同研究當(dāng)中存在差異, 例如黃土高原無定河流域地下水年補(bǔ)給量為11.38~15.69 mm, 占多年平均降水量(409 mm)的2.8%~3.9%[17]; 渭北旱塬擁有130 m厚層黃土的黑河流域地下水年補(bǔ)給量為107 mm, 占多年平均降水量(571 mm)的19%, 其中“優(yōu)先流”占87%[18], 活塞流由于干燥層的存在而貢獻(xiàn)較小, 優(yōu)先流為主要補(bǔ)充機(jī)制。

黃土高原北部水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)粗質(zhì)地土壤分布廣泛, 是黃河中下游粗泥沙的主要來源區(qū)。土壤孔隙度大, 持水能力低, 飽和導(dǎo)水率高。區(qū)域降水量在108.6~891.1 mm之間, 年際和年內(nèi)分配不均, 年變率大, 降水集中且暴雨多, 雨強(qiáng)大[10]。有研究表明, 只有在豐水年降水才能垂直入滲通過根系活動區(qū), 從而對地下水形成緩慢補(bǔ)給[11], 大的降水促進(jìn)了大孔隙優(yōu)先流的發(fā)生[12]。入滲和土壤水分再分布是降水、地表水、土壤水和地下水相互轉(zhuǎn)化的一個(gè)重要過程, 研究年際不同降水水平條件下粗質(zhì)地土壤深層剖面水分運(yùn)動, 對揭示降水對淺層地下水補(bǔ)給可能性、水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)地下水補(bǔ)給機(jī)制有重要意義。受限于水分觀測設(shè)備和實(shí)際條件, 更深層水分運(yùn)動很難實(shí)測, 本研究采用水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)六道溝小流域內(nèi)2013—2016年人工旱柳()林地土壤0~600 cm剖面含水量實(shí)測數(shù)據(jù)和氣象資料, 運(yùn)用HYDRUS-1D反演獲取土壤水力參數(shù)并用以模擬深層土壤水分運(yùn)移, 以期得到降水在粗質(zhì)地土壤中入滲和運(yùn)移深度及補(bǔ)給淺層地下水的可能性, 為揭示水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)土壤剖面水分運(yùn)動與淺層地下水補(bǔ)給機(jī)制提供參考。

1 試驗(yàn)材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于陜西省神木市西溝鄉(xiāng)六道溝小流域(110°21￠~110°23￠E, 38°46￠~38°51￠N), 海拔1 094~ 1 274 m, 處于黃土高原到毛烏素沙地的過渡地帶, 以及流水侵蝕的黃土丘陵區(qū)向干燥剝蝕作用的鄂爾多斯高原過渡的水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)帶, 是典型的生態(tài)脆弱區(qū)。該區(qū)屬于中溫帶半干旱氣候, 氣候變化劇烈, 年平均氣溫8.4 ℃, ≥10 ℃活動積溫為3 248.0 ℃, 無霜期153 d, 全年日照時(shí)數(shù)2 836 h, 年總太陽輻射量5 922 MJ·m-2, 年光合有效輻射2 900 MJ·m-2, 年平均風(fēng)速為2.5~2.7 m·s-1。多年平均年降水量437.4 mm, 年內(nèi)年際變化大(108.6~891.1 mm), 其中6—9月份的降水量占全年的75%以上, 年平均蒸發(fā)力785.4 mm, 干燥度1.8, 屬于典型的半干旱區(qū)。該區(qū)雨熱同季, 植物4—5月萌發(fā), 10月枯萎。

地帶性土壤為黑壚土, 因長期強(qiáng)烈侵蝕, 已被沙黃土、新黃土、紅黏土及沙地上發(fā)育起來的風(fēng)沙土、淤地壩土取代, 地貌類型為片沙覆蓋的梁峁?fàn)铧S土丘陵。流域內(nèi)地形非常復(fù)雜, 溝道縱橫交錯(cuò), 土地沙化嚴(yán)重。退耕還林(草)工程的實(shí)施, 使該流域內(nèi)植被大量增加, 目前主要人工或自然喬灌木有楊樹()、旱柳、沙柳()和檸條(), 主要草有長芒草()和紫花苜蓿()等[19]。

試驗(yàn)選擇旱柳樣地為研究對象, 樣地土壤主要為粗砂質(zhì)土壤, 在當(dāng)?shù)仫L(fēng)沙土呈片狀、斑塊狀不連續(xù)分布。有研究表明在本地區(qū)顆粒組成大于0.05 mm占69%[20], 也有研究表明0~200 cm土層內(nèi), 顆粒組成小于0.01 mm占13.8%[21]。在風(fēng)沙土丘陵區(qū), 0~200 cm土層內(nèi)粗砂占較大比例。據(jù)實(shí)際觀測, 0~260 cm為粗砂, 260~300 cm為粗砂細(xì)砂過渡層, 300~1 000 cm之間820 cm和960 cm附近出現(xiàn)細(xì)砂與黃土混合層, 其余為細(xì)砂質(zhì)土壤, 據(jù)此認(rèn)為600~1 500 cm土壤為細(xì)砂質(zhì)土壤。表層土壤容重為1.62 g·cm-3, 孔隙度為38.9%。樣地與當(dāng)?shù)貧庀笳咎幱谕缓０胃叨? 216 m, 直線距離600 m。樣地上的旱柳是當(dāng)?shù)氐泥l(xiāng)土樹種, 樹齡近30年。

1.2 基礎(chǔ)數(shù)據(jù)獲取

土壤剖面實(shí)測含水量: 在旱柳樣地埋設(shè)3根鋁制中子儀測管, 地下埋深均為600 cm, 采用CNC503B型中子儀測量土壤剖面體積含水量(, cm3·cm-3), 在2013—2016年4月至10月每隔1個(gè)月測定一次。因土壤含水量淺層比深層變化更強(qiáng)烈, 因此在0~100 cm深度土層, 測量間隔10 cm; 在100~600 cm土層, 測量間隔為20 cm。

植被根系分布: 采用80 mm直徑根鉆取土分離土樣中根系, 獲取旱柳樣地地下0~600 cm深度根系分布特征。取與根系吸水密切相關(guān)的小于2 mm直徑細(xì)根生物量, 分析土壤剖面根系分布特征, 詳細(xì)根系取樣和處理過程見前期研究[22]。

氣象資料和潛在蒸散(ETp): 從距離樣地直線600 m的自動氣象監(jiān)測站獲取氣象數(shù)據(jù), 主要包括1.5 m高度凈輻射量(n, MJ·m-2·h-1)、平均空氣溫度(a, ℃)、空氣相對濕度(RH, %)、2 m高度風(fēng)速(w, m·s-1)和降水量(, mm)等。運(yùn)用Ref-ET software (www.kimberly.uidaho.edu), 選擇內(nèi)置ASCE Penman-Monteith模型計(jì)算參考作物蒸散量(ET0, mm·d-1)。在旱柳不同生長時(shí)期用SunScan植物冠層分析儀測定樣地葉面積指數(shù)(LAI), 用于將ET0分割為潛在土壤蒸發(fā)(p, mm·d-1)和潛在冠層蒸騰(p, mm·d-1)[23-24], 分割計(jì)算公式為:

P=ET0-SCF (1)

P=ET0′(1-SCF) (2)

式中: SCF為植被覆蓋系數(shù);extinct為冠層消光系數(shù), 本文取值0.75[25-26]。

1.3 HYDRUS-1D模型

1.3.1 模型介紹

該模型包括正解模塊和反演模塊, 反演模塊允許用5種解析表達(dá)式表示土壤水力性質(zhì)(h)和(h), 這些解析式由有限個(gè)未知參數(shù)組成。模型模擬可以方便地控制環(huán)境變量和邊界條件, 但一般需要復(fù)雜的參數(shù)輸入, 確定合理的參數(shù)比較困難。反演過程中先給這些參數(shù)賦予初值, 然后把賦予初值的(h)和(h)代入水流控制方程, 并結(jié)合試驗(yàn)的初始條件和邊界條件, 形成完整描述水流運(yùn)動狀況的數(shù)學(xué)模型。最后用Nash-Sutcliffe效率系數(shù)Ens和均方根誤差RMSE評價(jià)模型的模擬精度。效率系數(shù)Ens體現(xiàn)了模型的總體效率, 其計(jì)算公式為:

RMSE也稱為回歸系統(tǒng)的擬合標(biāo)準(zhǔn), 表示模擬值與實(shí)測值的接近程度。公式為:

式中:w表示權(quán)重。RMSE越小, 代表模擬值越接近觀測值。

1.3.2 初始條件和邊界條件

研究區(qū)沙地一般不產(chǎn)生徑流, 忽略植被截留, 將當(dāng)年降水量作為水分輸入項(xiàng)。選取2013年至2016年實(shí)測的日氣象數(shù)據(jù), 將降水?dāng)?shù)據(jù)和計(jì)算得到的p和p作為大氣邊界條件設(shè)定為上邊界條件, 下邊界條件設(shè)定為自由排水條件, 將2013年0~600 cm第1次水分剖面實(shí)測值作為初始條件, 應(yīng)用HYDRUS-1D模型進(jìn)行2年時(shí)間(共730 d)的水分運(yùn)移模擬。首先, 利用反解模塊模擬2013—2014年0~600 cm剖面水分變化, 進(jìn)行參數(shù)反演。之后, 利用反解獲得的參數(shù), 將2015年第1次水分剖面實(shí)測值作為初始條件, 模擬得到的2015—2016年剖面水分模擬值和實(shí)測值進(jìn)行對比, 驗(yàn)證參數(shù)可行性。最后, 將2013年0~600 cm第1次水分剖面實(shí)測值作為模型中0~600 cm的初始條件, 并將接近600 cm深度的含水量作為模型中600~1 500 cm的初始條件, 利用驗(yàn)證后的參數(shù)進(jìn)行2013—2016年0~1 500 cm剖面水分運(yùn)動模擬。此外, 利用觀測和文獻(xiàn)數(shù)據(jù)進(jìn)行上邊界通量驗(yàn)證。

根據(jù)剖面土壤質(zhì)地差異, 模擬時(shí)將0~600 cm土層剖面劃分3層, 分別為0~260 cm、260~300 cm、300~600 cm, 同時(shí)假設(shè)600~1500 cm土層土壤質(zhì)地與300~600 cm一致; 依據(jù)土壤剖面細(xì)根生物量分布規(guī)律設(shè)置模型根系分布參數(shù), 不考慮根系生長。

1.3.3 參數(shù)確定

采用HYDRUS-1D模型的反演模塊確定剖面土層水力參數(shù): 進(jìn)氣吸力的倒數(shù)()、孔隙大小分布系數(shù)()、飽和導(dǎo)水率(s), 將模擬得到的剖面水分分布與實(shí)測值進(jìn)行對比, 利用Nash-Sutcliffe效率系數(shù)Ens和均方根誤差RMSE檢驗(yàn)?zāi)M結(jié)果和實(shí)測值之間的擬合程度, 驗(yàn)證獲得的參數(shù)和入滲、蒸發(fā)過程的合理性, 不斷重復(fù)反演過程, 直至擬合效果最優(yōu)且參數(shù)可接受, 得到最優(yōu)的反演參數(shù)。之后將確定的參數(shù)代入正解模塊中, 進(jìn)行2013—2016年深剖面0~1 500 cm的水分運(yùn)動模擬。

2 結(jié)果與分析

2.1 試驗(yàn)區(qū)降水特征與土壤水分運(yùn)動

六道溝流域多年平均年降水量為437.4 mm, 年際間相差大, 年內(nèi)5—10月降水量約占全年降水量92%。試驗(yàn)期間, 2013年和2016年降水量分別為669 mm和704 mm, 顯著高于多年平均值, 為豐水年; 2014年降水量439 mm, 接近多年平均值, 為典型的平水年; 2015年降水量371.1 mm, 遠(yuǎn)低于多年平均值, 為干旱年 (圖1)。4年內(nèi)最大日降水量為124.0 mm, 發(fā)生在2016年7月8日; 最大月降水量發(fā)生在2016年7月, 為274.6 mm。由于試驗(yàn)地屬于粗質(zhì)地沙土, 土壤水分含量處于較低水平, 剖面平均含水量最低在0.05 cm3·cm-3。年內(nèi)土壤水分受到降水的強(qiáng)烈影響, 2014年和2015年降水量少, 土壤剖面水分含量在生長季初和生長季末整體上差異不大, 說明當(dāng)季降水均已通過蒸散發(fā)或者滲漏等損失。但是2013年和2016年降水較多, 土壤剖面含水量在生長季初和生長季末有顯著差異, 當(dāng)季降水顯著提高了生長季末剖面大部分層次的水分含量, 測量的最深處(600 cm)生長季末水分含量仍然高于生長季初, 說明水分滲漏已經(jīng)超過了試驗(yàn)觀測深度(圖2)。

圖1 2013—2016年六道溝流域月降水量分布和期間月平均降水量

2.2 土壤0~600 cm剖面水分運(yùn)動模擬

利用2013—2014年反演得到的參數(shù), 模擬得到2015—2016年剖面水分分布, 對比分析2015—2016年0~600 cm剖面水分生長季初和生長季末實(shí)測值和模擬值。結(jié)果顯示剖面水分含量模擬值與實(shí)測值接近, 變化趨勢一致(圖2)。同時(shí)分析了50 cm、130 cm、300 cm、400 cm和540 cm土層4年期間實(shí)測值與模擬值, 淺層土壤受降水影響較大, 在50 cm深度土壤水分隨時(shí)間變化波動較大, 隨深度的增加, 變化幅度逐漸趨于平緩(圖3)。2013—2016年土壤深度模擬結(jié)果評價(jià)系數(shù)Ens范圍在0.439~0.739, 80%在可接受范圍(Ens≥0.5)內(nèi), RMSE在0.002~0.009 cm3·cm-3范圍內(nèi)(表1), 均在合理范圍內(nèi), 說明模擬結(jié)果可以接受。

4年中, 在生長季初和生長季末水分含量在0~280 cm土層變化明顯, 分析原因一方面可能是受到根系的影響, 根系主要分布在0~100 cm和220~280 cm土層, 分別占總量的66%和20%[27]。根系少的土層土壤含水量高于根系多的土層。另一方面可能是受土壤剖面質(zhì)地的影響, 280~300 cm土層土壤含水量顯著升高, 并且300 cm土層以下土壤含水量也保持在一個(gè)較高的水平(高于上層土壤)。260~300 cm是粗沙向細(xì)沙過渡層, 很有可能使得水分下滲變緩而造成300 cm左右土層水分含量增加, 并且柳樹根系主要分布在300 cm土層以上, 而沙地大量的水分入滲到300 cm土層以下, 這說明柳樹根系能夠吸收利用的水分較少, 超過根系分布層的水分就會繼續(xù)下滲, 可能補(bǔ)給淺層地下水。

圖2 2013—2016年六道溝流域0~600 cm剖面水分實(shí)測值與模擬值擬合程度對比

圖3 2013—2016年六道溝流域不同深度土壤體積含水量實(shí)測值與模擬值隨時(shí)間變化對比

2.3 模型驗(yàn)證

HYDRUS-1D模型2013—2016年不同測定時(shí)間模擬評價(jià)系數(shù)Ens值從0.433到0.915, 63%在可接受范圍內(nèi)。RMSE在0.006~0.016 cm3·cm-3范圍內(nèi), 均值為0.009 cm3·cm-3(表2)。2013—2016年的兩個(gè)評價(jià)系數(shù)說明模型模擬0~600 cm土壤水分含量結(jié)果可以接受。

模型輸出的2013—2016年結(jié)果(表3)顯示, 降水量與實(shí)際蒸散量之差與實(shí)際情況一致, 即在2013年和2016年的豐水年, 生長季末土壤剖面含水量明顯比生長季初剖面含水量增加, 降水量與實(shí)際蒸散量之差應(yīng)大于0, 與表2對應(yīng)。

同時(shí), 經(jīng)模型反演得到的土壤水力參數(shù)可以用來模擬更深層次土壤的水分運(yùn)動(表4)。

2.4 土壤深剖面0~1 500 cm水分運(yùn)動模擬

模型通過驗(yàn)證之后, 保持相關(guān)參數(shù)不變, 將模擬深度增加至1 500 cm, 模擬土壤水分向深層的運(yùn)動過程(圖4)。

2013年降水量較高, 模擬結(jié)果顯示, 雨季末的10月份300~800 cm的剖面水分分布相比4月份明顯增加, 10月份入滲到1 100 cm左右, 因?yàn)樯L季初(4月)與生長季末(10月)剖面水分含量分布線在1 100 cm重合, 水分含量趨于0.08 cm3·cm-3。10月份之后, 300 cm以下土壤水分繼續(xù)緩慢下滲, 100 d之后, 水分入滲深度超過1 500 cm。

2014年季初、季末及年底3個(gè)時(shí)間點(diǎn)剖面水分分布變化不大, 但是隨時(shí)間延長, 深層剖面水分含水量分布線沒有變化, 可能是2013年較為豐沛的降水在深層繼續(xù)下滲, 而淺層含水量分布線在400 cm左右就重合, 說明當(dāng)季降水量并沒有下滲超過400 cm。

2015年屬于干旱年, 在前一年平水年的基礎(chǔ)上, 土壤剖面水分含量處于較低水平。從模擬結(jié)果看, 沒有明顯的土壤水分下滲, 因此2015年降水無法補(bǔ)給到淺層地下水。但是2014年末至2015年季初的4個(gè)多月期間, 300 cm以下土壤剖面水分含量整體有降低趨勢, 這說明2013年的降水, 經(jīng)過2014全年和2015年的生長季前這段時(shí)間的入滲再分布, 土壤水分的入滲深度已經(jīng)超過1 500 cm, 水分可以繼續(xù)入滲, 最終補(bǔ)給淺層地下水。

2016年是降水量較高的豐水年, 10月份300~700 cm剖面水分含量相比4月份明顯增加, 季末剖面水分含量分布線在1 200 cm左右與季初水分含量分布線重合, 即季末水分入滲到1 200 cm, 模擬到年末水分含量分布線延伸超過1 500 cm。按照2013—2015年期間的水分運(yùn)動狀況, 本年度的土壤水分將在2017年和2018年生長季之前, 有更多的水分入滲超過1 500 cm深度, 向更深層運(yùn)動。

表1 率定期和驗(yàn)證期不同深度土壤體積含水量模擬效果評價(jià)系數(shù)Ens和RMSE

表2 率定期和驗(yàn)證期不同測定時(shí)間土壤體積含水量評價(jià)系數(shù)Ens和RMSE

表3 2013—2016年模型輸出六道溝流域地表水通量

表4 模型在率定期間輸出的土壤水力特征參數(shù)

3 討論

根據(jù)前期研究, 該樣地2013年5—9月土壤蒸發(fā)總量(總)為17.0 cm, 植物蒸騰總量()為26.2 cm[27],總/ET總為0.606, 2015年總/ET總為0.569[28]。模型模擬結(jié)果得到2013年、2014年、2015年和2016年的/ET分別為0.779、0.634、0.600和0.721, 4年的/ET平均值為0.684, 模型模擬值與已有測定值接近, 說明模型模擬的上邊界通量結(jié)果與實(shí)測接近。降水進(jìn)入土壤后, 除了上邊界的蒸散發(fā)損失之外, 就是在土壤中的儲存和深層滲漏。雨強(qiáng)大, 歷時(shí)短, 一次性降水多是黃土高原典型的降水特點(diǎn)[29]。

對于有高孔隙度的砂質(zhì)土壤來說, 其飽和導(dǎo)水率高, 田間持水量低, 強(qiáng)降水后水分入滲迅速。降水結(jié)束后, 強(qiáng)烈蒸發(fā)使砂質(zhì)土壤表面很快形成干沙層[30], 大孔隙毛管上升水通道斷裂, 供水作用停止, 隨后土壤蒸發(fā)僅發(fā)生在深層土壤, 水汽通過土壤孔隙再擴(kuò)散到大氣中去, 蒸發(fā)速率比同樣條件下水面蒸發(fā)小得多[31], 干沙層減少了地下水受強(qiáng)烈蒸發(fā)的損失, 起到了保護(hù)深層土壤水分的作用。當(dāng)入滲深度超過根系深度時(shí), 土壤水分不受蒸散發(fā)影響, 繼續(xù)向下滲漏[10,27]。在這種條件下, 即使是干旱年, 也有可能補(bǔ)給淺層地下水。

在豐水年, 由于土壤質(zhì)地原因, 大的降水很難在根區(qū)滯留而被植物利用, 盡管一定時(shí)段內(nèi)降水量可能小于同期植物需水量, 但仍有水分通過根區(qū)下滲至深層土壤[11], 否則降水轉(zhuǎn)化成土壤水后不參與地下水循環(huán), 通過蒸騰蒸發(fā)作用返還到大氣中[32]。模擬結(jié)果顯示, 2013年和2016年降水量相對蒸散量有盈余, 且2016年降水量顯著高于同期蒸散量, 入滲深度也超出了根區(qū)范圍, 通過降水入滲與水分再分布過程, 降水可能補(bǔ)給到淺層地下水, 進(jìn)入小流域地下水循環(huán)的過程中。

圖4 2013—2016年生長季初、生長季末及年末的1 500 cm深度水分分布的模擬結(jié)果

Mathieu等[33]認(rèn)為, 通過對比降水和土壤水中同位素變化特征, 將降水入滲分為2個(gè)過程: 一是降水入滲到土壤基質(zhì)中, 與土壤淺層自由水完全混合后繼續(xù)下滲, 并因蒸發(fā)而富集氫氧同位素; 二是降水通過土壤大孔隙以優(yōu)先流的形式快速通過淺層土壤, 最終導(dǎo)致深層滲漏。Gazis等[34]的研究顯示, 在淺層土壤, 降水在入滲過程中以活塞流形式下滲, 同時(shí)部分雨水能夠以優(yōu)先流的形式快速抵達(dá)深層土壤, 這種優(yōu)先流的存在, 使得降水能夠快速補(bǔ)給淺層地下水。但最近關(guān)于地下水的同位素研究表明, 當(dāng)季降水可能并不容易和淺層的土壤水分充分混合, 并以活塞流的方式下滲, 而是以“易動水”的形式直接補(bǔ)給地下水; 只有原來保持在土壤根際附近的小孔隙中的“難動水”被植物耗竭, 根區(qū)才有可能得到當(dāng)季降水的補(bǔ)給[34]。目前, 大多數(shù)研究認(rèn)為黃土高原的塬區(qū)豐富的地下水是通過優(yōu)先流補(bǔ)給的, 因?yàn)閭鹘y(tǒng)“活塞”流穿過厚層黃土需要幾十甚至幾百年的時(shí)間[18,35-36]。而在丘陵溝壑區(qū), 降水可以通過復(fù)雜地形形成的特殊通道補(bǔ)給淺層地下水, 例如黃土和古土壤的接觸面, 邊坡裂隙等[37]。Yasuda等[38]在六道溝流域的研究表明, 降水以坡面徑流的形式在淤地壩溝頭部位匯集入滲, 進(jìn)而補(bǔ)給淺層地下水。

與試驗(yàn)樣地臨近的溝道基流觀測結(jié)果顯示, 2015年6—10月的基流流量隨降水的變化而變化(圖5), 但是基流的增加對降水響應(yīng)存在滯后現(xiàn)象, 這與Tan等[37]研究結(jié)論一致。如果6月28日、7月17日、8月3日、9月4日、9月8日、10月2日的基流曲線峰值分別是對8月28日、9月10日、9月28日、10月19日、10月25日、11月5日的降水的響應(yīng), 那么間隔時(shí)間分別為61 d、55 d、59 d、45 d、47 d、33 d, 平均滯后時(shí)間大約為50 d。基流可能來源處的地表與基流出流處巖層相對高差為17 m, 計(jì)算得到土壤水分運(yùn)動平均速率為34 cm·d-1。試驗(yàn)觀測的旱柳樣地距離基巖30 m左右, 按照這個(gè)速率, 季末降水期基本結(jié)束后, 將近3個(gè)月的時(shí)間, 降水可以到達(dá)基巖, 進(jìn)而可能補(bǔ)給到淺層地下水。土壤剖面水分運(yùn)動模擬結(jié)果顯示, 雨季結(jié)束后, 2013年和2016年兩個(gè)豐水年份, 水分下滲至基巖處需要100 d左右的時(shí)間, 二者的入滲速率基本接近, 證明降水通過土壤基質(zhì)入滲與再分布過程也可以補(bǔ)給該區(qū)的淺層地下水, 因?yàn)镠UYDRUS-1D模擬的水分運(yùn)動過程并未考慮優(yōu)先流現(xiàn)象。但是, 在水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū), 黃土與風(fēng)沙土交錯(cuò)分布的地貌特征下, 風(fēng)沙土導(dǎo)水率高, 持水性差, 區(qū)域上成為降水補(bǔ)給地下水的“優(yōu)先通道”。在風(fēng)蝕水蝕交錯(cuò)區(qū), 往往在風(fēng)沙土堆積的附近溝道有“泉水”, 就是例證。

圖5 2015年臨近試驗(yàn)區(qū)的溝道基流與日降水變化

4 結(jié)論

黃土高原水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)區(qū)降水年際差異大, 在連續(xù)4年觀測期間, 最大年降水量約是最小年降水量的2倍, 水分入滲過程受降水量影響明顯。在區(qū)域平水年或干旱年, 粗質(zhì)地土壤剖面含水量僅在300 cm以內(nèi)深度波動, 300~600 cm水分含量變化微弱。但是, 豐水年2013年和2016年生長季末剖面水分含量顯著高于生長季初, 得益于較充足的降水和粗質(zhì)地土壤的高入滲率, 降水大量轉(zhuǎn)化為土壤水快速向下入滲運(yùn)移。在觀測期間的2個(gè)豐水年, 降水入滲深度超過觀測深度(600 cm), 模型模擬顯示當(dāng)年植物生長季末降水最深入滲運(yùn)移至1 200 cm, 年末已經(jīng)超過模擬深度1 500 cm, 遠(yuǎn)超過根層, 水分繼續(xù)向深層運(yùn)移, 可能補(bǔ)給淺層地下水。該區(qū)黃土與風(fēng)沙土交互堆積形成的特殊地貌條件下, 風(fēng)沙土剖面可能是淺層地下水補(bǔ)給的“特殊通道”。

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Simulation of water flow and shallow groundwater recharge in coarse-textured soils on the Loess Plateau, China*

GE Jiamin1, FAN Jun1,2**, WANG Sheng2

(1. College of Resources and Environment, Northwest A&F University, Yangling 712100, China; 2. State Key Laboratory of Soil Erosion and Dryland Farming on the Loess Plateau, Institute of Soil and Water Conservation, Chinese Academy of Sciences and Ministry of Water Resources, Yangling 712100, China)

The Loess Plateau suffers serious soil and water loss, resulting in a fragile ecological condition with intense water resources deficit. Groundwater is crucial not only to guarantee regional social and economic development, but also to maintain ecosystem balance. However, the process of groundwater transformation and recharge on the Loess Plateau is still not entirely clear. The objective of this study was to investigate water movement in deep soil profile and test the possibilities of precipitation recharge of shallow groundwater in the water-wind erosion crisscross region on the Loess Plateau. Considering the limitations in current equipment and techniques for deep soil profile moisture observation, the HYDRUS-1D model was used to calculate solute soil hydraulic parameters and simulate deep profile (0–1 500 cm) soil water movement. The datasets used in the simulation included meteorological data and soil water content in the 0–600 cm soil layer in a willow field plot with aeolian sandy soil in the Liudaogou catchment in Shenmu City of Shaanxi Province, China for the period 2013–2016. The upper boundary condition was set as atmosphere boundary conditions with inputs of rainfall and potential transpiration (p) and potential evaporation (p) partitioned from crop evapotranspiration (ET0) by using measured leaf area index (LAI) in different growing periods. The lower boundary condition was set as free drainage. The optimized hydraulic parameters were derived from a repeated inverse solution process and used to simulate soil water movement in the 0–1 500 cm soil layer. Then the depth of soil water infiltration and the possibility of shallow groundwater recharge were analyzed. The results showed a slight soil water content deficit in the 0–600 cm soil layer at both the end and start of growing season in 2014 (439 mm, normal precipitation year) and 2015 (371 mm, dry year). However, there was surplus soil water content at the end of growing season, compared with the start of growing season in 2013 and 2016 (both were wet years with 669 mm and 704 mm precipitations), and rainfall infiltration exceeded observed 600 cm depth. From the simulation results, soil water content of deep soil profile did not significantly change in 2014 and 2015 with slight and slow water movement into the deeper soil layer, while rainfall infiltration depth reached 1 100 cm in 2013 and 1 200 cm in 2016. This exceeded rooting zone at the end of 2013 and 2016, which raised the possibilities of rainfall recharge of shallow groundwater in the study area. For the 4-year simulation period, average soil evaporation was 14.87 cm·a-1and average plant transpiration was 33.70 cm·a-1, soil water contents were mainly consumed in the form of transpiration. Due to high infiltration rate of the coarse-textured soil in wet years, a large proportion of rainfall was transformed into shallow groundwater. Dry and wet years alternated on the Loess Plateau with intensive rainfall variations. Rainfall infiltration in wet years was one important way of shallow groundwater recharge in the region.

Loess Plateau; Water-wind erosion crisscross zone; Coarse-textured sandy soil; HYDRUS-1D model; Soil water movement; Deep percolation; Shallow groundwater

, E-mail: fanjun@ms.iswc.ac.cn

May 28, 2017;

Sep. 14, 2017

10.13930/j.cnki.cjea.170495

S152.7

A

1671-3990(2018)02-0253-10

樊軍, 主要研究方向?yàn)橥寥牢镔|(zhì)循環(huán)。E-mail: fanjun@ms.iswc.ac.cn 蓋佳敏, 研究方向?yàn)橥寥浪逐B(yǎng)分循環(huán)。E-mail: gejiamin128@qq.com

2017-05-28

2017-09-14

* This study was supported by the Western Young Scholar Class A Project of Chinese Academy of Sciences (XAB2015A03) and the National Natural Science Foundation of China (41571224, 41571130082).

* 中國科學(xué)院西部青年學(xué)者A類項(xiàng)目(XAB2015A03)和國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41571224, 41571130082)資助