間歇性生態(tài)輸水塔里木河下游斷面地下水位變化模擬

劉遷遷,古力米熱·哈那提,王光焰,蘇里坦,張 音

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(diǎn)實(shí)驗室,烏魯木齊 830011 2 中國科學(xué)院大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院,北京 100049 3 新疆水利水電科學(xué)研究院水資源研究所,烏魯木齊 830049 4 新疆塔里木河流域干流管理局,庫爾勒 841000

作為干旱區(qū)生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分,植被主要依賴于地下水和地表水,而在塔里木河下游幾乎無降水,地下水則成為維系下游生態(tài)系統(tǒng)的唯一水源[1- 2]。20世紀(jì)70年代初期,塔里木河下游修建人工水庫,致使下游321 km河道徹底斷流,地下水位大幅度下降。為解決下游地下水位過低問題,有關(guān)部門利用博斯騰湖持續(xù)高水位的有利時機(jī),對塔里木河下游實(shí)施應(yīng)急生態(tài)輸水工程[3]。然而,由于實(shí)際條件的限制,無法實(shí)現(xiàn)輸水的連續(xù)性,因此充分了解在間歇輸水情況下河道地下水動態(tài)變化規(guī)律是輸水生態(tài)效益評價的關(guān)鍵[4]。

地下水水位的估算能夠很好地描述地下水流的動態(tài)變化,對水文地質(zhì)研究、地下水管理等具有重要作用,常常有必要使用確定性模型重建地下水變化過程[5- 6]。塔里木河下游河道作為典型的間歇性生態(tài)輸水河道,在輸水-斷流交替出現(xiàn)的過程中,其地下水滲流場運(yùn)動過程中各個運(yùn)動要素(水位,流速,流向等)隨時間產(chǎn)生一定變化,具有非穩(wěn)定流特性,可根據(jù)非穩(wěn)定流理論進(jìn)行求解。自1935年C. V. Theis[7]提出了地下水非穩(wěn)定流解析解以來,國內(nèi)外學(xué)者基于非穩(wěn)定流原理對地下水變化模型構(gòu)建的研究逐漸增多,王玉林等[8]運(yùn)用非穩(wěn)定流原理對抽-灌同軸非完整井承壓層地下水變化過程進(jìn)行了模型構(gòu)建;陳志強(qiáng)等[9]基于非穩(wěn)定流原理對巖體滲透系數(shù)進(jìn)行了求解;Liggett等[10]基于邊界積分方程對承壓含水層非穩(wěn)定流理論進(jìn)行了研究;Koch等[11]基于非穩(wěn)定流理論構(gòu)建了耦合地表水、地下水運(yùn)動關(guān)系的冰川融水徑流模型;另外,Jha等[12]、Merkhali等[13]將非穩(wěn)定流理論運(yùn)用到河道泥沙運(yùn)動過程中,得到了較好的擬合結(jié)果。

對于塔里木河下游河道,基于非穩(wěn)定流理論,前人也進(jìn)行了地下水變化模型構(gòu)建研究[14- 16],并取得了一定進(jìn)展。然而,以往的地下水模型主要適用于河岸附近,忽略了地下水運(yùn)動過程中河岸距離的增加引起的地下水變化的時間滯后效應(yīng),另外忽略了潛水蒸發(fā)的影響,使得地下水變化擬合精度隨河岸距離增加而逐漸降低。本研究基于前人研究成果,以塔里木河下游英蘇斷面地下水動態(tài)變化為研究內(nèi)容,基于非穩(wěn)定流理論,以水位邊界條件作為初始求解條件,以余誤差函數(shù)erfc(x)為求解函數(shù),綜合考慮地下水變化滯后效應(yīng)及潛水蒸發(fā)作用,構(gòu)建了間歇性輸水河道地下水模型,并運(yùn)用英蘇斷面C3、C4、C5、C6、C7監(jiān)測井2011—2015年河岸1050 m范圍內(nèi)逐月地下水埋深監(jiān)測數(shù)據(jù)進(jìn)行了定量分析,以期構(gòu)建適用于間歇性輸水河道附近地下水變化過程模型,合理估算地下水變化趨勢,一方面為指導(dǎo)塔里木河下游輸水方案及生態(tài)效益評價提供科學(xué)依據(jù),另一方面為間歇性輸水河道地下水位變化研究提供模型參考。

1 地下水非穩(wěn)定流計算方法

1.1 流量邊界條件已知的情形

河道充水后,若河道滲漏量隨時間變化值已知,則輸水引起的兩岸地下水位的上升值,可根據(jù)地下水動力學(xué)原理[17]進(jìn)行求解。

(1)

式中,tj為時間軸刻度,其中j(j= 1,2,3,…,k)為間歇輸水次數(shù),t0= 0;S(x,tj)為離河渠x距離的點(diǎn)在tj時刻地下水位變化值;qj為tj時刻河道滲漏量;ierfc(λ)為補(bǔ)余誤差函數(shù);a為含水層壓力傳導(dǎo)系數(shù);k為含水層滲透系數(shù);?為含水層平均厚度;S(x,tj)為離河渠x距離的點(diǎn)在tj時刻地下水位變化值(自初始水位算起),S(x,t0) = 0。

1.2 水位邊界條件已知的情形

河道充水后,如果河岸x處水位變化值已知,通常把水位變化曲線按時間軸剖分成n(n≥ 0)個小段,相鄰之間的變化可看作是水位定值時的狀況,從而把整個過程理解為各個微小段的疊加,利用特定水位邊界時的水位計算方法[17- 18],就可以確定充水時所引起的兩岸地下水位的上升值S(x,tj),即是

(2)

式中,Hj為tj時刻河岸x(x=0)處地下水位;erfc(λ)為余誤差函數(shù)。

2 間斷輸水河道地下水交互式模型構(gòu)建

影響地下水?dāng)?shù)值模擬結(jié)果不確定性的因素很多,如何從眾多的因素中篩選出影響模型的主控參數(shù)是模型分析的關(guān)鍵[19]。基于生態(tài)組成部分相互影響,地下水變化需要綜合考慮水的補(bǔ)給(生態(tài)輸水、自補(bǔ)給)和消耗(地下水流動)之間的平衡[20]。其中,河道水位和流量的變化是影響地下水位動態(tài)的重要因素,一般情況下,河流水位高于附近地下水位時,將補(bǔ)給地下水;河流水位低于地下水位時,河渠就成為地下水的排泄出路。塔里木河下游作為典型的間歇輸水河道,其地下水位變化包括兩個階段：一、生態(tài)輸水階段(圖1)。此時河道滲漏主要經(jīng)歷以下兩個過程,當(dāng)?shù)叵滤坏陀诤拥赖撞扛叱虝r,河道產(chǎn)生自由滲漏;當(dāng)?shù)叵滤迳仙梁拥赖撞亢?地下水與河水中的地表水連成一體,也即是地下水水位邊界條件已知,在這種情況下,河道將產(chǎn)生頂托滲漏,由于其輸水特性,河道滲漏過程為自由滲漏與頂托滲漏方式交互進(jìn)行。二、河道斷流階段(圖1)。此時地下水缺乏持續(xù)有效的地表徑流補(bǔ)給,地下水變化主要經(jīng)歷以下兩個過程,地下水位側(cè)向自補(bǔ)給過程,以及潛水蒸發(fā)作用引起的地下水位降低的過程。

圖1 英蘇斷面輸水河道生態(tài)輸水-斷流交替階段地下水變化示意圖Fig.1 Ground water level changes diagram in ecological water conveyance-cutoff alternating period of Yingsu-sectionH: 地下水位;D: 地下水埋深;C3—C7: 監(jiān)測井;x: 河岸距離;s: 水位變化值;S: 坐標(biāo)軸; Eg: 潛水蒸發(fā);h0: 初時水位

然而,在塔里木河下游已有的間歇性輸水過程中,河道生態(tài)輸水流量年際變化較大,導(dǎo)致不同輸水階段流量邊界分布不穩(wěn)定,使得實(shí)際測量過程中,生態(tài)輸水流量邊界的確定比較困難,工作量較大,不易求解。然而,河道附近設(shè)置有監(jiān)測井,可較好地反映河道附近水位變化,易于界定水位邊界。整個輸水及斷流過程中,在橫向上僅存在側(cè)向自補(bǔ)給,即高水位區(qū)向低水位區(qū)形成的側(cè)向流,可根據(jù)公式(2)對英蘇斷面地下水位進(jìn)行模擬,然而,隨著河道距離x的增加,余誤差函數(shù)erfc(x)計算結(jié)果將會逐漸減小,并且小于實(shí)際減小幅度,導(dǎo)致計算誤差較大。因而,為提高擬合精度,需綜合考慮河道距離所產(chǎn)生的水位變化時間誤差,則有

(3)

式中,tl為距離引起的滯后時間,x為河岸與河道間的距離,u為地下水的實(shí)際流動速度。

根據(jù)達(dá)西定律,實(shí)際流動速度u=v/n=ki/n,其中,v為地下水滲流流速,n為含水介質(zhì)的孔隙度,k為含水層滲透系數(shù),i為地下水運(yùn)動的水力梯度,i=Ha/xa,xa為非穩(wěn)定流相鄰兩個滲流階段的河岸距離差,Ha為xa距離內(nèi)的水位差。然而,達(dá)西實(shí)驗是基于恒定均勻滲流發(fā)生的,對于英蘇監(jiān)測斷面非穩(wěn)定地下流,水力坡度i隨河岸距離呈非穩(wěn)定變化,此時u已不再是斷面平均流速,而是滲流斷面中任一點(diǎn)的流速[21]。根據(jù)研究斷面地下水非穩(wěn)定流運(yùn)動規(guī)律,將河岸帶地下水滲流過程分為m個部分,此時地下水實(shí)際流速為

(4)

那么,式(3)中不同河岸距離所引起的時間滯后差則可表示為

(5)

在此情況下,地下水位變化計算公式為

(6)

式中,(Hk-H1)為模擬期間水位變化總值。

為了便于測算,將地下水水位(H)變化轉(zhuǎn)換為地下水埋深(D)變化,則計算公式可表示為

(7)

式中,D為地下水埋深值,(DK-D1)為模擬期間埋深變化總值;其中S計算結(jié)果為負(fù)值表征地下水埋深減小,水位升高,正值表征地下水埋深增加,水位下降。

對于豎直方向上,潛水蒸發(fā)作用在一定程度上影響地下水埋深變化[22],此時,由于蒸發(fā)作用所引起的地下水位的變化量T為：

(8)

式中,Eg為實(shí)際蒸發(fā)量,b、c為蒸發(fā)相關(guān)系數(shù),由實(shí)驗資料確定,E0為水面蒸發(fā)強(qiáng)度,D0為初始地下水埋深,其中j(j≥ 1)為天數(shù),T(0)=0。

綜合公式(7)、(8),最終地下水埋深模擬值為

D(x,tj)=D0+S(x,tj)+T(x,tj)

(9)

式中,D0為初始埋深值,S與T分別為非穩(wěn)定流、潛水蒸發(fā)作用引起的地下水埋深波動值。

3 研究區(qū)概況

研究區(qū)英蘇監(jiān)測斷面(C),距離大西海子水庫約61 km,位于若羌縣鐵干里克鄉(xiāng)境內(nèi)的其文闊爾河上,地處北緯40°25′52.3″,東經(jīng)87°56′18.7″,是下游輸水監(jiān)測的核心位置(圖2)。區(qū)域內(nèi)干旱少雨而蒸發(fā)強(qiáng)烈,大氣降水對地下水幾乎不產(chǎn)生補(bǔ)給,地下水的主要補(bǔ)給來源是區(qū)域內(nèi)的河道。已有研究表明[23],生態(tài)輸水期間,塔里木河下游生態(tài)輸水過程對單側(cè)河岸影響寬度超過1000 m,并且隨著輸水量的增加,其影響寬度呈現(xiàn)增加的趨勢,而河道斷流期間,由于河道地下水自補(bǔ)給,地下水埋深波動范圍也超過1000 m。因此,為全面掌握英蘇監(jiān)測斷面處地下水埋深的動態(tài)變化情況,分別利用距離生態(tài)輸水河道59、300、500、750 m及1050 m范圍內(nèi)的C3、C4、C5、C6、C7監(jiān)測井,對河岸約1050 m范圍的地下水埋深進(jìn)行動態(tài)變化監(jiān)測。

圖2 英蘇斷面地理位置圖Fig.2 Yingsu section location map

作為間歇性輸水河道,塔里木河下游自2011年1月初至2015年12月底,共進(jìn)行了五個周期共計八次生態(tài)輸水工作(圖3),其他時間階段均為斷流階段?；诤拥纼?nèi)地下水埋深在生態(tài)輸水期間易達(dá)到頂托滲漏,不適宜作為水位邊界求解條件,因而,本研究選取河岸59 m處C3監(jiān)測井作為水位邊界逐月埋深變化值初始求解條件,如圖3,為C3監(jiān)測井2011—2015年地下水埋深值變化圖。其中,C3、C4、C5、C6、C7監(jiān)測井地下水埋深初始值D0分別為3.47,4.80,5.04,5.91,7.48 m;英蘇監(jiān)測斷面地處塔克拉瑪干沙漠及庫魯克沙漠的交界地帶,其巖性主要為粉砂、細(xì)砂、粉土及粉質(zhì)粘土的互層,河岸附近含水介質(zhì)孔隙度n約為35 %,地下水含水層滲透系數(shù)k在1—5 m/d之間;地下水壓力傳導(dǎo)系數(shù)a為575.62 m2/d;i為階段性水力梯度,大小由不同河岸距離滲流范圍及該滲流范圍內(nèi)非穩(wěn)定流滲流變化規(guī)律決定;另外,水面蒸發(fā)強(qiáng)度E0為0.0075 m/d,蒸發(fā)相關(guān)系數(shù)b為0.0195,c為0.0011。

圖3 2011—2015年間歇性輸水過程圖及河道附近地下水埋深值變化圖Fig.3 Maps of intermittent water delivery process and groundwater depth change near the river during 2011—2015

4 結(jié)果與分析

4.1 地下水埋深值變化滯后期分析

由于地下水補(bǔ)給量的差異,隨著間歇性生態(tài)輸水過程的持續(xù),塔里木河下游河道地下水位的總趨勢是上升的,但離河道不同距離處的地下水位上升幅度有所不同,且波動規(guī)律具有一定的差異。研究表明,在河道輸水期間,由于含水層滲透系數(shù)的限制,在短期內(nèi),臨近河道地下水埋深波動較大,然而遠(yuǎn)離河道地下水埋深波動并未受到較大的影響,生態(tài)輸水作用影響河岸附近地下水埋深變化會產(chǎn)生一定時段的滯后期,且隨著距離河道的增加,滯后期增長。本研究所涉及的C3、C4、C5、C6、C7監(jiān)測井分布在距河道1050 m范圍內(nèi),處于河道輸水影響緩沖區(qū)內(nèi),在生態(tài)輸水期間,由于滯后效應(yīng),地下水埋深變化在短期內(nèi)并不能對生態(tài)輸水產(chǎn)生響應(yīng),因此在運(yùn)用非穩(wěn)定流理論對地下水模擬過程中,除了考慮河道附近水位邊界變化之外,還需綜合考慮滯后效應(yīng)所引起的地下水埋深滯后變化。

通過河道距離x及含水層滲透系數(shù)k,計算出不同監(jiān)測井地下水埋深變化滯后期,以2011—2015年生態(tài)輸水期為時間起點(diǎn),綜合滯后期,得到地下水埋深變化滯后統(tǒng)計結(jié)果(表1)。由表1可知,在不同年份生態(tài)輸水期間,C3、C4、C5、C6、C7監(jiān)測井由于河岸距離的不同,地下水埋深變化滯后期達(dá)到1—13月之間,其中,2015年輸水期間,C5、C6、C7監(jiān)測井滯后期過長,超出計算年限,因此忽略了此段時期滯后效應(yīng)計算。

表1 2011—2015年不同監(jiān)測井輸水前后地下水埋深變化滯后期統(tǒng)計結(jié)果

4.2 地下水埋深值擬合結(jié)果分析

經(jīng)過初始地下水埋深和水位邊界條件設(shè)定、水文地質(zhì)參數(shù)賦值、不同河岸距離地下水埋深變化時間滯后效應(yīng)界定、潛水蒸發(fā)條件設(shè)定、模型校驗、參數(shù)微調(diào)、公式計算,最終完成了英蘇監(jiān)測斷面地下水埋深變化模型構(gòu)建。以C4、C5、C6、C7監(jiān)測井初始埋深值、2011—2015年河道附近C3監(jiān)測井地下水埋深變化值為初始求解條件,運(yùn)用公式(5)、(6)非穩(wěn)定流計算模型,潛水蒸發(fā)計算模型進(jìn)行模擬計算,得到C4、C5、C6、C7監(jiān)測井2011—2015年逐月埋深變化及潛水蒸發(fā)變化模擬結(jié)果(圖4)。

圖4 2011—2015年非穩(wěn)定流及蒸發(fā)作用引起的地下水埋深值變化模擬值Fig.4 Simulation of groungwater depth changes caused by unstedy flow and evaporation during 2011—2015

由圖4可知,生態(tài)輸水作用對地下水埋深月變化及年變化影響較大,引起的地下水埋深變化值較大,并且波動明顯;基于綜合考慮生態(tài)輸水期間地下水埋深變化滯后效應(yīng),不同河岸距離不同監(jiān)測井地下水埋深變化波動趨勢具有一定的差別,但總體變化趨勢一致。潛水蒸發(fā)作用在短期內(nèi)對地下水埋深變化影響作用較小,然而在多年時間序列上對地下水埋深變化總影響值不可忽視,在2011—2015年期間,潛水蒸發(fā)作用引起河道附近地下水埋深變化累加平均值超過0.1 m,在一定程度上對地下水埋深產(chǎn)生了影響。其中距離河道1050 m處C7監(jiān)測井潛水蒸發(fā)作用變化累加值為0.066 m,距離河道750 m處C6監(jiān)測井潛水蒸發(fā)作用變化累加值為0.111 m,距離河道500 m處C5監(jiān)測井潛水蒸發(fā)作用變化累加值為0.118 m,距離河道300 m處C4監(jiān)測井潛水蒸發(fā)作用變化累加值為0.122 m,表明隨著河岸距離的減小,潛水蒸發(fā)作用對地下水埋深的影響逐漸增強(qiáng),且隨著時間的累積,以及生態(tài)輸水引起的河道附近生態(tài)恢復(fù)效應(yīng)的突顯,該影響作用將持續(xù)增強(qiáng)。

運(yùn)用公式(7),將C4、C5、C6、C7監(jiān)測井地下水埋深初始值與地下水埋深變化模擬值(圖4)累加計算,得到2011—2015年地下水埋深最終模擬結(jié)果。綜合英蘇斷面不同監(jiān)測井2011—2015年逐月地下水埋深實(shí)測數(shù)據(jù),得到地下水埋深變化擬合-實(shí)測對照圖(圖5)。由圖5可知,對于各監(jiān)測井埋深變化實(shí)測值,在時間序列上波動變化明顯,在間歇性輸水過程中地下水埋深值呈現(xiàn)階段性增減,總體表現(xiàn)為生態(tài)輸水階段地下水埋深減小,斷流階段地下水埋深增加。對于各監(jiān)測井埋深變化模擬值,總體變化趨勢與實(shí)測值一致,在河道斷流期間,由于地下水自補(bǔ)給及潛水蒸發(fā)作用,模擬得出的地下水埋深值逐漸增加;在生態(tài)輸水期間,由于河道內(nèi)地表徑流對地下水補(bǔ)給作用,河道附近地下水埋深值總體呈現(xiàn)減小的趨勢。綜合考慮表1滯后效應(yīng)所對應(yīng)的滯后期進(jìn)行埋深變化求解,有效的獲取了生態(tài)輸水期間不同監(jiān)測井地下水埋深滯后變化規(guī)律,得到較好的擬合變化結(jié)果,地下水埋深模擬值在輸水月份及其對應(yīng)的滯后月份均符合實(shí)測變化趨勢。

圖5 2011—2015年地下水埋深值擬合結(jié)果Fig.5 Simulation of groungwater depth during 2011—2015

4.3 地下水埋深擬合精度分析

為研究地下水?dāng)M合效果,對模擬結(jié)果進(jìn)行精度分析。圖6為地下水埋深觀測值與模擬值檢驗結(jié)果圖,可以反映模擬值偏離實(shí)測值的程度。由圖可知,數(shù)據(jù)主要集中在擬合曲線周圍,沒有明顯偏離的情況,表明塔里木河下游斷面尺度地下水埋深觀測值與模擬值表現(xiàn)出較好的相關(guān)性。

圖6 2011—2015年地下水埋深觀測值與模擬值有效性檢驗Fig.6 Validity test of observation value and simulation value of groundwater depth during 2011—2015

表2為地下水埋深擬合精度統(tǒng)計結(jié)果,其中確定系數(shù)R、相關(guān)系數(shù)R2反映擬合精度,平均絕對誤差(mean absolute error,MAE)表征模擬值偏離實(shí)測值的大小,平均相對誤差(mean relative error,MRE)為平均絕對誤差與平均模擬值的比值,用以表征擬合結(jié)果的準(zhǔn)確性水平[24- 25]。對于C4、C5、C6、C7監(jiān)測井地下水埋深模擬值與實(shí)測值相關(guān)關(guān)系,在P<0.01置信區(qū)間內(nèi)均達(dá)到顯著性水平;對于不同監(jiān)測井其確定系數(shù)R值均大于0.791、相關(guān)系數(shù)R2均大于0.625;另外,對于平均相對誤差MRE,均不超過13%。結(jié)果表明,基于地下水非穩(wěn)定流理論及潛水蒸發(fā)模型擬合結(jié)果的相關(guān)性較好,表明以河道為基點(diǎn)的地下水非穩(wěn)定流運(yùn)動及潛水蒸發(fā)作用是影響沿岸地下水變化的諸多環(huán)境因子中最敏感的因子。

表2 C4—C7監(jiān)測井地下水埋深值擬合精度統(tǒng)計結(jié)果

*表示在P<0.01水上平顯著相關(guān)

另外,隨著距離河道的增加,確定系數(shù)R值、相關(guān)系數(shù)R2逐漸減小,地下水模擬精度逐漸降低,其中,C5、C7監(jiān)測井?dāng)M合精度較C4、C6監(jiān)測井低,主要原因是隨著距離河道的增加,影響地下水埋深變化的隨機(jī)性因素逐漸增多。其中C5監(jiān)測井分布于距河道約500 m處,為植物分布比較集中的位置,植物生長及蒸散發(fā)作用對地下水埋深變化產(chǎn)生一定的影響;C7監(jiān)測井分布于距河道約1050 m處,距離河道較遠(yuǎn),受到多元方向的地下水補(bǔ)給與排泄作用,影響模擬精度。但是總體上,對于河道附近1050 m范圍內(nèi)地下水埋深模擬,已達(dá)到了所需精度要求,對于間歇性輸水河道地下水埋深變化狀況模擬具有重要意義。

5 結(jié)論與討論

本研究采用非穩(wěn)定流理論,以水位邊界條件為自變量,并綜合考慮潛水蒸發(fā)及生態(tài)輸水期間地下水埋深變化在時間及距離尺度上的滯后效應(yīng),對塔里木河下游斷面尺度單側(cè)河岸1050 m范圍內(nèi)地下水變化進(jìn)行模擬,得出以下結(jié)論：

(1) 生態(tài)輸水期間,在短期內(nèi),臨近河道地下水埋深波動較大,而遠(yuǎn)離河道地下水埋深波動并未受到較大的影響,生態(tài)輸水作用影響河岸附近地下水埋深變化會產(chǎn)生一定時段的滯后期,且隨著距離河道的增加,滯后期增長,其中C4監(jiān)測井滯后期最短,C7監(jiān)測井滯后期最長。

(2) 非穩(wěn)定流作用對地下水埋深月變化及年變化過程中影響較大,引起的地下水埋深變化值較大,并且波動明顯;潛水蒸發(fā)作用在短期內(nèi)對地下水埋深變化影響作用較小,然而在多年時間序列上對地下水埋深變化總影響值不可忽視。綜合分析表明,以河道為基點(diǎn)的地下水非穩(wěn)定流運(yùn)動及潛水蒸發(fā)作用是影響沿岸地下水變化的諸多環(huán)境因子中最敏感的因子。

(3) 通過本研究所應(yīng)用的非穩(wěn)定流理論及潛水蒸發(fā)模型,在河岸300、500、750、1050 m處擬合精度R2分別達(dá)到0.701、0.654、0.701、0.625,達(dá)到了地下水模擬精度的要求,對塔里木河下游斷面尺度上地下水恢復(fù)狀況研究具有重要的理論意義與參考價值。

輸水效益的顯現(xiàn)是一個漫長的過程,地下水的響應(yīng)和下游植被的生態(tài)響應(yīng)在一個大的空間和時間尺度上將逐步顯現(xiàn)[26]。英蘇斷面作為塔里木河下游核心監(jiān)測帶,自河道處開始至1050 m范圍內(nèi),依次分布有胡楊-檉柳-草甸混合帶、草甸帶、草甸-荒漠混合帶、半荒漠帶,且不同植被類型所需地下水埋深值有一定的差異。其中,當(dāng)?shù)叵滤裆?—3.5 m時,胡楊-檉柳林分布最大[27];當(dāng)?shù)叵滤裆钤?—5 m時,最適合草本植物生長;當(dāng)?shù)叵滤坏陀? m時,物種的多樣性均勻度豐富度迅速降低[28]。運(yùn)用非穩(wěn)定流理論對地下水位變化模擬,在已知河道附近地下水埋深變化值、間歇性輸水時間以及初始地下水埋深情況下,可對河道附近地下水影響范圍內(nèi)任意位置地下水埋深變化進(jìn)行模擬,結(jié)合不同植被類型生態(tài)響應(yīng)期,進(jìn)而對生態(tài)效益進(jìn)行評估,在一定程度上可提高生態(tài)評價的效率。

然而,在實(shí)際計算中,由于觀測不準(zhǔn)或極端氣候因素、多元地下水補(bǔ)給及排泄等外因的緣故,地下水模擬結(jié)果與實(shí)際測量結(jié)果存在一定的偏差[29]。本研究側(cè)重測算間斷歇性輸水過程及潛水蒸發(fā)作用對地下水位變化影響,忽略了其他因素對地下水位的影響,同時本研究是基于斷面尺度研究,在一定程度上限定了區(qū)域內(nèi)地下水補(bǔ)給及排泄的邊界。因此在今后的研究中需要進(jìn)一步細(xì)化模型,增加更多的影響變量以提高模型的精度,同時伴隨今后監(jiān)測精度的提高,獲得相關(guān)參數(shù)的精確性會更高。另一方面,下一步研究過程中,將在以地下水模擬為主的生態(tài)水文研究的基礎(chǔ)上,增加地下水-植物耦合關(guān)系,以更好的建立生態(tài)輸水-地下水-植物生態(tài)效益快速評價體系。