干旱-半干旱地区深层渗漏研究方法综述

段良霞,黄明斌

(1.西北农林科技大学资源环境学院,712100,陕西杨凌;2.西北农林科技大学,黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室,712100,陕西杨凌)

干旱-半干旱地区深层渗漏研究方法综述

段良霞1,2,黄明斌2†

(1.西北农林科技大学资源环境学院,712100,陕西杨凌;2.西北农林科技大学,黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室,712100,陕西杨凌)

深层渗漏(DP)是水文循环的重要环节,准确评价DP对于分析水文循环规律,合理制定水资源规划和地下水可持续利用具有重大意义,尤其是在水资源短缺的干旱-半干早地区,开展该项研究更具价值。目前,干旱-半干旱地区DP的评价方法主要有经验方法、物理方法、示踪方法和数值模拟方法。由于经验系数需要校正,因而经验方法应用到其他区域受到限制;物理方法又可分为蒸渗仪法、土壤水分通量法、水量平衡法、达西方法以及地下水位动态监测法;示踪方法主要从示踪剂的峰值、剖面形状和总含量来计算DP,此方法不是对DP的直接测定,且没有考虑示踪剂的空间变异;数值模拟理论上可对各种条件下的DP进行模拟和预测,但获取参数的难度较大。针对各方法存在的优缺点,将现有评价方法相结合,相互验证,可提高模拟精度;鉴于DP的时空变异性,将现有方法与GIS等新技术集成,可评价大尺度DP的空间异质性;同时,进行长时间序列的野外观测,既可直接获取DP的动态信息,也可为各方法参数的获取提供数据支持。

深层渗漏;经验方法;物理方法;示踪方法;数值模拟方法

深层渗漏是指由于降雨量或灌溉水量过大,使土壤水分向根系活动层以下的土层产生渗漏,从而补给地下含水层或含水系统的过程,通常发生在包气带,其值大小可看作是作物根区底部向下运移的水分通量[1]。深层渗漏受气候、植被、土壤和地形地貌等多种因素的影响。K.E.Keese等[2]指出,湿润地区较干旱地区的深层渗漏严重。Liu Huihai[3]模拟气候变化对深层渗漏的影响,表明:1)年降雨量一定,减少降雨频数;2)降雨频数一定,增大次降雨量;3)次降雨量一定,增多降雨频数,3种情况均可引起深层渗漏量的增大。G.W.Gee等[4]指出,在干旱-半干旱地区,植被的存在明显减少了深层渗漏量,同时,植被类型对深层渗漏也有较大影响。E.A.Prvch[5]认为,一年生农作物和草地的深层渗漏量较林地和灌木大,而G.B.Allison等[6]认为浅根系植物的深层渗漏量比深根系植物的大。在土壤质地方面,野外实验和模拟研究均表明,质地较粗的土壤比较细土壤中深层渗漏量大[7]。关于地形地貌,H.Hoetzl[8]认为,喀斯特地貌常常存在较大的深层渗漏量。

干旱-半干旱地区降水稀少,蒸发强烈,地表水资源严重匮乏。一方面,地下水成为重要的供水水源,深层渗漏对于地下水的合理开采有重要参考价值[9-10];另一方面,该区需要进行灌溉补给,研究灌水量和灌溉频率的大小是否导致深层渗漏,引起水的浪费和土壤次生盐渍化,对于制订科学灌溉措施、控制水的渗漏有借鉴意义[11]。干旱和半干旱区水土保持措施,对深层渗漏的影响是显著而复杂的。水土保持措施一般能增加降水入渗,从而增加深层渗漏;但在地块尺度,水土保持植被措施常常增加土壤水的消耗,导致土壤储水量降低,从而降低深层渗漏,而在大的流域和区域尺度,水土保持措施能增加流域基流,流域基流主要来自深层渗漏[12-13]。然而,在干旱-半干旱地区,地下水埋藏较深,深层渗漏过程一般是不连续的,受到降雨、蒸散和地形、地貌特征的综合影响,定量估算深层渗漏量尤为困难。过去几十年,随着对土壤有效水、放射性废物处理及旱地盐渍化等问题的关注,关于干旱-半干旱地区深层渗漏的研究,取得重要进展[14],提出许多定量评价深层渗漏的研究方法[15-16],主要有经验方程、物理方法、示踪方法和数值模拟方法。深层渗漏受多种因素的影响,同时不同评价方法适用的时间尺度、范围以及可靠性不同;因此,根据研究问题的需要,选择一个合适的方法,进行深层渗漏评价,显得异常重要[17]。本文针对干旱-半干旱地区深层渗漏测定困难,以及研究方法不易选择的问题,对深层渗漏评价方法的原理、适用性及其存在的问题进行综述,以期为地下水可持续开发利用和数值模拟提供依据,同时为相关研究提供参考。

1 经验方法

经验方法是一种比较简单的评价深层渗漏的方法。早在1949年,G.B.Maxey等[18]在内华达州盆地就提出该方法,即根据年均降雨量将盆地分成5个渗漏区,用每个渗漏区的降雨量乘以一个系数来表示深层渗漏量,分别为:降雨量＜203mm/a时,深层渗漏量为0,203～304 mm/a时为降雨量的3%, 305～380 mm/a时为7%,381～507 mm/a时为15%,＞508mm/a时为25%。1998年,J.A.Hevesi等[19]将Maxey-Eakin模型修改后应用到美国尤卡山地区,认为降雨量＜100 mm/a时,深层渗漏量为0,100～304 mm/a时为降雨量的3%,其余保持不变,并预测美国死谷和尤卡区域的深层渗漏约为2.9mm/a和0.2～1.4 mm/a。而J.Houston[20]指出,深层渗漏可由经验方程表示:

式中:DP是深层渗漏量,mm/a;P是降雨量,mm/a; k1和k2是区域的经验常数。应用此方程,对年平均深层渗漏量较高的地区(≥50 mm/a),进行初步估算,取得较好的预测效果[1];但当此方程运用到其他区域时,还需要重新校正经验常数[21]。在干旱-半干旱地区这一经验方法应用较少。

2 物理方法

评价深层渗漏的物理方法主要有蒸渗仪法、土壤水分通量法、水量平衡方法、达西方法和地下水位动态监测法。

2.1蒸渗仪法

蒸渗仪法是通过测定有无植被条件下土壤水平衡的各要素,来直接计算深层渗漏的方法。此方法可以比较准确的确定深层渗漏量,特别是渗漏量较小时,是一种最为直接和有效的办法。蒸渗仪是一种安装在野外或者人工试验场,并且装满扰动土或非扰动土,以及有植被或无植被的大型仪器,内设各种传感器、电子计算机等设备。蒸渗仪分非称量式和称量式2种,其中称量式较为精确。渗透仪表面积从100～300 m2不等,其监测深度为几十厘米到20m[4]。对于一些较大的蒸渗仪(表面积约100～300m2),精确度可达1 mm/a[17]。许多学者利用蒸渗仪成功评价深层渗漏量,例如:郭占荣等[22]利用蒸渗仪,对天山北麓平原冻结—冻融期的地下水补给与损耗进行观测,发现冻融期的深层渗漏量较大,为年内地下水的重要补给时期;R.Kitching等[23]运用表面积为100 m2的蒸渗仪,对英国Bunter Sandstone地区进行了3年观测,发现该地区深层渗漏量为342～378mm/a;R.Kitching等[24]用25m2的渗透仪,测得英国Chalk Aquifer区的深层渗漏量为200 mm/a;而G.Gee等[25]在美国的一个半干旱地区,将渗透仪的监测深度设在18m,发现该地区深层渗漏量为1～200mm/a。

蒸渗仪法一般会有较高的测量精度,并能够直接测定深层渗漏量和长期监测;但是,蒸渗仪仅能测量小面积裸地或者有植被生长土壤的深层渗漏量,且只有当被测区域的土壤质地以及植被类型完全相同时,其监测范围才可以扩大[26]。如果渗透仪的深度比根区浅,测量的渗漏量就会偏大;因此,蒸渗仪不适宜估算深根系植被的土层渗漏量[27]。此外,渗透仪的建设和维护,需要大量的人力、物力和财力,且极为耗时,也不能进行大面积布点[26]。

2.2土壤水分通量法

土壤水分通量法是根据田间水量平衡原理,利用田间实测土壤含水率和水势进行深层渗漏计算的一种方法[28]。对于垂向的一维流动,根据水量平衡原理,时段t至t+Δt内,任2断面z＇和z处的土壤水分通量和2断面之间土壤含水率θ的变化应满足土壤水分通量基本方程:

式中:q为土壤水分通量,cm3/(cm2·s);z为土壤深度,cm;t为时间,s;θ为土壤水分体积分数,%。

此方程即为土壤水分通量法的基本方程。只要某一新断面z＇处的土壤水分通量已知,则任断面z处的通量便可求得,深层渗漏量便可进行估算。根据断面z＇的特征,可将土壤水分通量法分为零通量面法、表面通量法和定位通量法。

如果存在z＇=z0的点,该点的,则该点处土壤水分通量为0,称该点所在断面为零通量面(zero flux profile,ZFP),通过连续测量土壤储水量的变化速率,并假设该速率等于深层地下水的补给速率,以此零通量面推算土壤水分通量的方法,称为零通量面法,其测量尺度从单次事件到年。当某地区常年的土壤水分波动较大,或者地下水位通常要比零通量面低时,零通量法预测效果较好[17]。该方法最早由L.Richards等[29]提出,此后得到广泛运用,并可以很好地估算年内深层渗漏量。邱景唐[30]用零通量面法,计算了潜水蒸发量和地下水补给,发现其在潜水位深埋区有较好的适用性;S.Wellings[31]在英国南部地区,用该方法测得深层渗漏量为345～469mm/a,而J.Cooper等[32]在英国砂岩含水层地区,测得其值为78～300 mm/a;此后,M.Sharma等[33]在澳大利亚西部半干旱地区,用该方法测得深层渗漏量在34～149mm/a波动。

在地下水埋藏较深,土壤含水量变化较大的地方可采用零通量面法,且能够连续测定深层渗漏量的时空变化;但是,该方法最大的不足之处是当土壤水全部向下运移时,就无法计算深层渗漏量,因为此时无法确定零通量面的位置。同时,该方法需要特定的测试仪器,以及需要测定大量的含水量、水势数据,费用较为昂贵。当零通量面不存在或出现在作物根系层内时,此方法便无法使用。在这种情况下,可以选取地表处(z＇=0)的土壤水分通量来推算(即表面通量法),或者根据定位点z＇的土壤水分通量来推算(即为定位通量法),定位点可根据研究工作的需要设在根系层以下或邻近潜水面。关于表面通量法和定位通量法的应用较少,雷志栋等[28]用定位通量法,对深层渗漏量进行计算,表明定位通量法估算深层渗漏量是可行的。

2.3水量平衡方法

水量平衡法是一种估算深层渗漏量最为通用的方法,该方法假设在水量平衡方程中,除深层渗漏为未知量外,其余各项都为已知量。H.Penman[34]最先利用土壤水量平衡方法来评价深层渗漏。W. Kinzelbach等[10]对水量平衡方法测算深层渗漏,做了详细的综述,总结土壤水量平衡、河道水量平衡、河流基流分割、河流衰退曲线和累积降雨衰退曲线等几种水量平衡模式及其优缺点。基于一个流域的水量平衡方程式为

式中:P为降雨量;Qsw为流入监测点的地表水量; Qgw为流入监测点的地下水量;Esw为地表水蒸散量; Euz为非饱和带蒸散量;Egw为地下水蒸散量;R0为地表径流量;Wgw为流出观测点的地下水量;Qbf为基流;ΔSsnow为降雪量变化量;ΔSsw为地表水变化量; ΔSuz为非饱和带水量变化量;ΔSgw为地下水变化量。其中,每部分都是以速率表示,如mm/d。深层渗漏由如下方程给出:

将其代入方程(3),得深层渗漏的水量平衡方程

式中DP为深层渗漏水量,mm/d。在具体应用水平衡方法时,方程中某些项的作用微乎其微,可以省略。水量平衡法计算简便,该方法在估算深层渗漏方面,取得一系列的研究成果[35];但是,水平衡方程需要的数据量很大,深层渗漏在水平衡中占的比例很小,而且各项影响因素的不确定性及测量的误差,都将导致深层渗漏测算误差,因此,本方法的模拟精度并不是很高。J.J.De Vries等[14]的研究表明,在干旱-半干旱区,深层渗漏量很小,各项本身的测量和估算误差要远大于渗漏量。一般情况下,用月平均值来表示较短的时间步长。而K.Howard等[36]指出,若水平衡各参数的测算时间步长小于10 d,将会降低深层渗漏计算的误差。M.A.Sophocleous[37]表明以d为计算单位,水均衡法与地下水位动态监测法,估算结果相近,同时,土壤水均衡方程的可信度,在一定程度上,依赖于水均衡各项的精确测量和评价;通过土壤水量与地下水位上升的结合,把具体的降雨事件与地下水位上升联系起来,从而将水量平衡的深层渗漏评价与相应的地下水位上升结合,得到每个补给观测点有效的释水系数,此方法比较可靠,而且不需要测量额外的变量。R.De Silva[35]用7、10和30 d 3个时间步长,研究干旱地区的深层渗漏量,发现时间步长越大,所测算的深层渗漏量越小;另外,深层渗漏量跟降雨事件有关系,深层渗漏量依赖于大雨(＞10 mm/d)的数量,而不是总降雨量[15]。

2.4达西方法

C.W.Rose等[38]指出,深层渗漏是基质势、土层深度和一定土壤含水量下导水率的函数,可用非饱和达西公式进行计算。

式中:DP为深层渗漏,mm;H为基质势,mm;Z为土层深度,mm;K(θ)为导水率,mm/d。

达西方法可用来直接计算深层渗漏速率,是一种在干旱-半干旱地区广泛使用的方法。该方法同时适用于包气带和饱和带,其中,在包气带应用最为广泛。将达西定律应用于包气带深层渗漏计算时,需要测量包气带的水力梯度和非饱和导水率,而非饱和导水率是含水量(或基质势)的函数,很难精确测量,容易出现误差,需要特殊的田间设备和专业人员测量,通常利用抽水实验获取非饱和导水率[39]。达西方法取样数目太小会导致误差,为减小这种误差,观测点的数量通常很大,如果取样数量太小,就不能准确的测算平均水通量。

通过野外观测,达西方法计算所需要的参数都可获得,可常年使用,能很好的适用于饱水带和包气带;但是,在获得可靠的水力梯度值和确定渗透系数的空间分布方面难度较大。

2.5地下水位动态监测法

地下水位动态监测法是一种传统的可用来测定深层渗漏量的方法,在干旱-半干旱区具有较高的精度。该方法使用的前提为,地下水水位(无承压蓄水层)的上升是由深层渗漏补给地下水引起的。

式中:Sy为给水度,cm3/cm3;h为地下水水位,cm;t为时间,d。当确定了地下水位的上升量和含水层的给水度,就可以利用式(7)计算深层渗漏[40]。

该方法应用广泛,优点是易操作,参数获取相对简单,不受包气带土壤水流运移机制的影响,并且不受包气带中优先流存在的限制;因而对于深层渗漏机理较为复杂,潜水位埋藏浅、水位波动强烈的地区,尤其是存在优先流情况时,该方法有较好的适用性[41]。其不足是缺乏高精度的地下水动态资料和可靠的给水度Sy:因地下水蓄水层往往不是封闭的,进出观测区的水流量不能确定,尤其是未考虑抽水、蒸发等引起的地下水位变化;获得可靠的给水度是成功应用地下水水位动态法的重要前提,目前主要是通过抽水试验获取,而抽水试验往往是局部的测量,获得的地下水位动态信息代表性较差[10]。

3 示踪方法

在示踪方法中,首先运用氚示踪,研究土壤水的深层渗漏问题,此后40多年中,关于示踪方法学者们做了大量研究[1,42]。示踪方法主要从示踪剂的峰值位置、剖面形状和总含量3个角度来评价深层渗漏,常用的示踪剂有Cl-、Br-、36Cl、2H、3H、14C、18O、CFC和SF6等,另有少数学者用热示踪[43]来研究深层渗漏。示踪剂中最常用的是Cl-,氯质量守恒自E.Eriksson等[44]提出以来,得到广泛的应用,并迅速成为干旱-半干旱地区估算地下水补给量最有效的方法之一。Huang Tianming等[45]运用此方法,估算了黄土高原典型坡耕地的深层渗漏量约为33～90mm/a,占降雨量的6.3%～18%;E.T.Selaolo[46]研究结果表明,大气灰尘的氯元素含量具有强烈的年际变化,氯质量守恒法最大的限制在于无法准确确定大气灰尘中的氯元素含量;谭秀翠等[47]选用Br-做示踪剂,得出华北平原冲积平原平均深层渗漏量为126.1mm,平均补给系数为0.185。36Cl、14C和3H都是放射性示踪剂,其半衰期分别为12.3、5 700和30万1 000年[1]。张光辉等[48]运用环境同位素技术(3H、14C等)和指数加权量化法,表明黑河流域走廊平原,深层渗漏量主要受区域气候变化和中游区人类活动的影响;Lin Ruifen等[49]运用氚元素(3H),对黄土高原农耕地的深层渗漏量进行估算,其值约为降雨量的12%～13%。近年来随着3H在大气中含量的降低,其可利用性也在降低[17],而大气中含氯氟烃(CFCs)含量逐渐增加,越来越多应用于地下水年龄的测算[50]。

示踪方法测试和操作较为简单,对于地质条件较为复杂的地区,且研究经费少和精度要求不是很高时可采用此方法。与物理方法相比,示踪方法不是对深层渗漏的直接测量,且渗漏机制将影响对测量结果的解释,如优先流存在条件下,可能导致深层渗漏量偏小,同时没考虑示踪剂的空间变异问题,且某些示踪剂,可能会造成环境污染和生态破坏。

4 数值模拟方法

随着计算机技术的发展,数值模拟方法已成为计算深层渗漏的有效方法之一,并能对深层渗漏进行预测,而且可通过分别控制各影响因素,来模拟深层渗漏量[2]。常见数值模型包括HYDRUS[51]、UNSAT-H[2]、BUCKET[21]、SWIM[52]、SWAT[53]和SWAP[54]等。为了研究气候变化和土地利用方式等对深层渗漏的影响,吴谋松等[55]运用HYDRUS-1D冻融模块,对不同地下水埋深情况下,冻结过程中的水分运移规律进行了模拟,发现累积深层渗漏量随着埋深增加而有所减小,甚至保持不变;余欣晓等[56]运用中国科学院成都山地灾害与环境研究所提出的森林流域分布式水文模型,计算暗针叶流域的深层渗漏量约为降雨量的12.1%～12.8%;K.E. Keese[2]等利用非饱和流模型UNSAT-H,评价深层渗漏的各个控制因素;G.R.Walker[21]等运用BUCKET模型,研究土地利用方式对深层渗漏的影响;T.S.Anurag等[57]将一维土壤-水-大气-植物模型(SWAP)与政府提供的数据整合连接,集成到一个地理信息系统,来评估小流域尺度上,土壤与土地利用方式对深层渗漏的影响。为适应更大范围的气候、景观、土地利用和土地覆盖条件,深层渗漏模型纳入美国地质调查局的模块化地下水模拟系统-MODFLOW,使该模型的应用尺度从田间实验样地拓展到区域[58]。

数值模拟方法理论上适用于各种条件的模拟,不受时间尺度和空间尺度的限制,并可对将来的深层渗漏量进行预测。在实际运用中,数值模拟最大的难点在于获取精确的输入参数,在实现深层渗漏评价方面与其他方法结合检验更可靠。

5 展望

1)现有评价方法的结合:每种深层渗漏的评价方法都有自身的优点,也具有一定的局限,综合应用多种评价方法,相互验证,才能提高评价的精确度和可靠度。例如,针对水量平衡方法,均衡项各参数测量的误差及不确定性问题,使其与地下水动态监测方法耦合,以提高其精度。数值模拟方法与示踪方法结合,可以检验模型模拟,对深层渗漏的预测更加可靠;因此,通过在时间、空间尺度上,各方法之间的相互补充,综合多种方法来评价深层渗漏非常必要。

2)与新技术集成:鉴于深层渗漏的时空非均质性,利用GIS、遥感等技术与传统评价方法的有机结合,将地下水和地表水动态监测系统,以及地下水的评价系统相连接,评价大尺度深层渗漏的空间变异特征,揭示其与相关环境因素之间的关系,可为水资源短缺的干旱-半干旱地区植被恢复和生态重建,提供重要的科学依据和理论指导。

3)加强长时间序列野外观测:实验研究是取得数据、确定深层渗漏识别因子参数最重要的方法之一。从深层渗漏的影响因素考虑,在不同土地利用方式、节水措施等条件下,进行深层渗漏的长期野外试验,建立基于气候、土地利用和灌溉等变化条件下的深层渗漏动态信息。通过获得翔实数据,比较准确地确定各评价参数,从而优选适合干旱-半干旱地区的深层渗漏评价方法。

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Review on themethods to determ ine deep percolation in arid and sem i-arid areas

Duan Liangxia1,2,Huang Mingbin2

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

[Background]Deep percolation(DP)is termed as themovement of water from soil surface to sufficient depths,usually below the root zone.It generally occurs when infiltrated water exceeds the storage capacity of the soil and plays an vital role in hydrologic cycle.Accurate evaluation of the deep percolation is crucial to analyze the processes of the hydrologic cycle.Furthermore,deep percolation is pivotal for the management and rational development of groundwater resources,especially in arid and semi-arid regions where water resources is deficient.[M ethods]This paper reviews several approaches to assess deep percolation in arid and semi-arid regions,i.e.,empirical,physical,tracer,and numerical modelling.[Results]The principle,applicability,merits and drawbacks of the abovementioned four approaches are commented.Due to the empirical coefficient requires calibration,the empirical approach is limited while it is applied in the other regions.Physical approach includes lysimetermethod,soil water flux method,water balance method,Darcy method,and underground water-table fluctuation method.The tracer approach is used to estimate deep percolation by the identification of peak value,profile shape,and the amount of tracers,but this approach cannot directly measure the deep percolation;moreover,the spatial variation in tracers is not considered in it.Theoretically,the approach of numericalmodelling can be used to estimate and predict the deep percolation under any circumstance. Nevertheless,it is difficult to obtain the parameters that is necessary for the numerical modelling. [Conclusions]Considering the advantages and disadvantages of each method,the integration of existing evaluation methods and mutual verification of them can improve the precision of the simulation.Due to the spatial and temporal variability of DP,the integration of existing methods and GISmay evaluate the spatial heterogeneity of DPat large scale.Simultaniously,long-term series of field observation may not only acquire the dynamic information of DP,but also provide the data support for the parameters of each approach.

deep percolation;empirical methods;physical methods;tracer methods;numerical modellingmethods

S152.7

A

1672-3007(2016)02-0155-08

10.16843/j.sswc.2016.02.020

2015-06-03

2015-12-07

项目名称:国家自然科学基金“黄土高原人工林对土壤干层的适应性与生态水文响应”(41571213)

段良霞(1985—),女,博士研究生。主要研究方向:土壤物理。E-mail:duanliangxia2005@126.com

简介:黄明斌(1968—),男,博士,研究员。主要研究方向:生态水文和土壤物理。E-mail:hmbd@nwsuaf.edu.cn