段良霞,黃明斌

(1.西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,712100,陜西楊凌;2.西北農(nóng)林科技大學(xué),黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,712100,陜西楊凌)

干旱-半干旱地區(qū)深層滲漏研究方法綜述

段良霞1,2,黃明斌2?

(1.西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,712100,陜西楊凌;2.西北農(nóng)林科技大學(xué),黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,712100,陜西楊凌)

深層滲漏(DP)是水文循環(huán)的重要環(huán)節(jié),準(zhǔn)確評(píng)價(jià)DP對(duì)于分析水文循環(huán)規(guī)律,合理制定水資源規(guī)劃和地下水可持續(xù)利用具有重大意義,尤其是在水資源短缺的干旱-半干早地區(qū),開(kāi)展該項(xiàng)研究更具價(jià)值。目前,干旱-半干旱地區(qū)DP的評(píng)價(jià)方法主要有經(jīng)驗(yàn)方法、物理方法、示蹤方法和數(shù)值模擬方法。由于經(jīng)驗(yàn)系數(shù)需要校正,因而經(jīng)驗(yàn)方法應(yīng)用到其他區(qū)域受到限制;物理方法又可分為蒸滲儀法、土壤水分通量法、水量平衡法、達(dá)西方法以及地下水位動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)法;示蹤方法主要從示蹤劑的峰值、剖面形狀和總含量來(lái)計(jì)算DP,此方法不是對(duì)DP的直接測(cè)定,且沒(méi)有考慮示蹤劑的空間變異;數(shù)值模擬理論上可對(duì)各種條件下的DP進(jìn)行模擬和預(yù)測(cè),但獲取參數(shù)的難度較大。針對(duì)各方法存在的優(yōu)缺點(diǎn),將現(xiàn)有評(píng)價(jià)方法相結(jié)合,相互驗(yàn)證,可提高模擬精度;鑒于DP的時(shí)空變異性,將現(xiàn)有方法與GIS等新技術(shù)集成,可評(píng)價(jià)大尺度DP的空間異質(zhì)性;同時(shí),進(jìn)行長(zhǎng)時(shí)間序列的野外觀測(cè),既可直接獲取DP的動(dòng)態(tài)信息,也可為各方法參數(shù)的獲取提供數(shù)據(jù)支持。

深層滲漏;經(jīng)驗(yàn)方法;物理方法;示蹤方法;數(shù)值模擬方法

深層滲漏是指由于降雨量或灌溉水量過(guò)大,使土壤水分向根系活動(dòng)層以下的土層產(chǎn)生滲漏,從而補(bǔ)給地下含水層或含水系統(tǒng)的過(guò)程,通常發(fā)生在包氣帶,其值大小可看作是作物根區(qū)底部向下運(yùn)移的水分通量[1]。深層滲漏受氣候、植被、土壤和地形地貌等多種因素的影響。K.E.Keese等[2]指出,濕潤(rùn)地區(qū)較干旱地區(qū)的深層滲漏嚴(yán)重。Liu Huihai[3]模擬氣候變化對(duì)深層滲漏的影響,表明:1)年降雨量一定,減少降雨頻數(shù);2)降雨頻數(shù)一定,增大次降雨量;3)次降雨量一定,增多降雨頻數(shù),3種情況均可引起深層滲漏量的增大。G.W.Gee等[4]指出,在干旱-半干旱地區(qū),植被的存在明顯減少了深層滲漏量,同時(shí),植被類型對(duì)深層滲漏也有較大影響。E.A.Prvch[5]認(rèn)為,一年生農(nóng)作物和草地的深層滲漏量較林地和灌木大,而G.B.Allison等[6]認(rèn)為淺根系植物的深層滲漏量比深根系植物的大。在土壤質(zhì)地方面,野外實(shí)驗(yàn)和模擬研究均表明,質(zhì)地較粗的土壤比較細(xì)土壤中深層滲漏量大[7]。關(guān)于地形地貌,H.Hoetzl[8]認(rèn)為,喀斯特地貌常常存在較大的深層滲漏量。

干旱-半干旱地區(qū)降水稀少,蒸發(fā)強(qiáng)烈,地表水資源嚴(yán)重匱乏。一方面,地下水成為重要的供水水源,深層滲漏對(duì)于地下水的合理開(kāi)采有重要參考價(jià)值[9-10];另一方面,該區(qū)需要進(jìn)行灌溉補(bǔ)給,研究灌水量和灌溉頻率的大小是否導(dǎo)致深層滲漏,引起水的浪費(fèi)和土壤次生鹽漬化,對(duì)于制訂科學(xué)灌溉措施、控制水的滲漏有借鑒意義[11]。干旱和半干旱區(qū)水土保持措施,對(duì)深層滲漏的影響是顯著而復(fù)雜的。水土保持措施一般能增加降水入滲,從而增加深層滲漏;但在地塊尺度,水土保持植被措施常常增加土壤水的消耗,導(dǎo)致土壤儲(chǔ)水量降低,從而降低深層滲漏,而在大的流域和區(qū)域尺度,水土保持措施能增加流域基流,流域基流主要來(lái)自深層滲漏[12-13]。然而,在干旱-半干旱地區(qū),地下水埋藏較深,深層滲漏過(guò)程一般是不連續(xù)的,受到降雨、蒸散和地形、地貌特征的綜合影響,定量估算深層滲漏量尤為困難。過(guò)去幾十年,隨著對(duì)土壤有效水、放射性廢物處理及旱地鹽漬化等問(wèn)題的關(guān)注,關(guān)于干旱-半干旱地區(qū)深層滲漏的研究,取得重要進(jìn)展[14],提出許多定量評(píng)價(jià)深層滲漏的研究方法[15-16],主要有經(jīng)驗(yàn)方程、物理方法、示蹤方法和數(shù)值模擬方法。深層滲漏受多種因素的影響,同時(shí)不同評(píng)價(jià)方法適用的時(shí)間尺度、范圍以及可靠性不同;因此,根據(jù)研究問(wèn)題的需要,選擇一個(gè)合適的方法,進(jìn)行深層滲漏評(píng)價(jià),顯得異常重要[17]。本文針對(duì)干旱-半干旱地區(qū)深層滲漏測(cè)定困難,以及研究方法不易選擇的問(wèn)題,對(duì)深層滲漏評(píng)價(jià)方法的原理、適用性及其存在的問(wèn)題進(jìn)行綜述,以期為地下水可持續(xù)開(kāi)發(fā)利用和數(shù)值模擬提供依據(jù),同時(shí)為相關(guān)研究提供參考。

1 經(jīng)驗(yàn)方法

經(jīng)驗(yàn)方法是一種比較簡(jiǎn)單的評(píng)價(jià)深層滲漏的方法。早在1949年,G.B.Maxey等[18]在內(nèi)華達(dá)州盆地就提出該方法,即根據(jù)年均降雨量將盆地分成5個(gè)滲漏區(qū),用每個(gè)滲漏區(qū)的降雨量乘以一個(gè)系數(shù)來(lái)表示深層滲漏量,分別為:降雨量＜203mm/a時(shí),深層滲漏量為0,203～304 mm/a時(shí)為降雨量的3%, 305～380 mm/a時(shí)為7%,381～507 mm/a時(shí)為15%,＞508mm/a時(shí)為25%。1998年,J.A.Hevesi等[19]將Maxey-Eakin模型修改后應(yīng)用到美國(guó)尤卡山地區(qū),認(rèn)為降雨量＜100 mm/a時(shí),深層滲漏量為0,100～304 mm/a時(shí)為降雨量的3%,其余保持不變,并預(yù)測(cè)美國(guó)死谷和尤卡區(qū)域的深層滲漏約為2.9mm/a和0.2～1.4 mm/a。而J.Houston[20]指出,深層滲漏可由經(jīng)驗(yàn)方程表示:

式中:DP是深層滲漏量,mm/a;P是降雨量,mm/a; k1和k2是區(qū)域的經(jīng)驗(yàn)常數(shù)。應(yīng)用此方程,對(duì)年平均深層滲漏量較高的地區(qū)(≥50 mm/a),進(jìn)行初步估算,取得較好的預(yù)測(cè)效果[1];但當(dāng)此方程運(yùn)用到其他區(qū)域時(shí),還需要重新校正經(jīng)驗(yàn)常數(shù)[21]。在干旱-半干旱地區(qū)這一經(jīng)驗(yàn)方法應(yīng)用較少。

2 物理方法

評(píng)價(jià)深層滲漏的物理方法主要有蒸滲儀法、土壤水分通量法、水量平衡方法、達(dá)西方法和地下水位動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)法。

2.1蒸滲儀法

蒸滲儀法是通過(guò)測(cè)定有無(wú)植被條件下土壤水平衡的各要素,來(lái)直接計(jì)算深層滲漏的方法。此方法可以比較準(zhǔn)確的確定深層滲漏量,特別是滲漏量較小時(shí),是一種最為直接和有效的辦法。蒸滲儀是一種安裝在野外或者人工試驗(yàn)場(chǎng),并且裝滿擾動(dòng)土或非擾動(dòng)土,以及有植被或無(wú)植被的大型儀器,內(nèi)設(shè)各種傳感器、電子計(jì)算機(jī)等設(shè)備。蒸滲儀分非稱量式和稱量式2種,其中稱量式較為精確。滲透儀表面積從100～300 m2不等,其監(jiān)測(cè)深度為幾十厘米到20m[4]。對(duì)于一些較大的蒸滲儀(表面積約100～300m2),精確度可達(dá)1 mm/a[17]。許多學(xué)者利用蒸滲儀成功評(píng)價(jià)深層滲漏量,例如:郭占榮等[22]利用蒸滲儀,對(duì)天山北麓平原凍結(jié)—凍融期的地下水補(bǔ)給與損耗進(jìn)行觀測(cè),發(fā)現(xiàn)凍融期的深層滲漏量較大,為年內(nèi)地下水的重要補(bǔ)給時(shí)期;R.Kitching等[23]運(yùn)用表面積為100 m2的蒸滲儀,對(duì)英國(guó)Bunter Sandstone地區(qū)進(jìn)行了3年觀測(cè),發(fā)現(xiàn)該地區(qū)深層滲漏量為342～378mm/a;R.Kitching等[24]用25m2的滲透儀,測(cè)得英國(guó)Chalk Aquifer區(qū)的深層滲漏量為200 mm/a;而G.Gee等[25]在美國(guó)的一個(gè)半干旱地區(qū),將滲透儀的監(jiān)測(cè)深度設(shè)在18m,發(fā)現(xiàn)該地區(qū)深層滲漏量為1～200mm/a。

蒸滲儀法一般會(huì)有較高的測(cè)量精度,并能夠直接測(cè)定深層滲漏量和長(zhǎng)期監(jiān)測(cè);但是,蒸滲儀僅能測(cè)量小面積裸地或者有植被生長(zhǎng)土壤的深層滲漏量,且只有當(dāng)被測(cè)區(qū)域的土壤質(zhì)地以及植被類型完全相同時(shí),其監(jiān)測(cè)范圍才可以擴(kuò)大[26]。如果滲透儀的深度比根區(qū)淺,測(cè)量的滲漏量就會(huì)偏大;因此,蒸滲儀不適宜估算深根系植被的土層滲漏量[27]。此外,滲透儀的建設(shè)和維護(hù),需要大量的人力、物力和財(cái)力,且極為耗時(shí),也不能進(jìn)行大面積布點(diǎn)[26]。

2.2土壤水分通量法

土壤水分通量法是根據(jù)田間水量平衡原理,利用田間實(shí)測(cè)土壤含水率和水勢(shì)進(jìn)行深層滲漏計(jì)算的一種方法[28]。對(duì)于垂向的一維流動(dòng),根據(jù)水量平衡原理,時(shí)段t至t+Δt內(nèi),任2斷面z＇和z處的土壤水分通量和2斷面之間土壤含水率θ的變化應(yīng)滿足土壤水分通量基本方程:

式中:q為土壤水分通量,cm3/(cm2·s);z為土壤深度,cm;t為時(shí)間,s;θ為土壤水分體積分?jǐn)?shù),%。

此方程即為土壤水分通量法的基本方程。只要某一新斷面z＇處的土壤水分通量已知,則任斷面z處的通量便可求得,深層滲漏量便可進(jìn)行估算。根據(jù)斷面z＇的特征,可將土壤水分通量法分為零通量面法、表面通量法和定位通量法。

如果存在z＇=z0的點(diǎn),該點(diǎn)的,則該點(diǎn)處土壤水分通量為0,稱該點(diǎn)所在斷面為零通量面(zero flux profile,ZFP),通過(guò)連續(xù)測(cè)量土壤儲(chǔ)水量的變化速率,并假設(shè)該速率等于深層地下水的補(bǔ)給速率,以此零通量面推算土壤水分通量的方法,稱為零通量面法,其測(cè)量尺度從單次事件到年。當(dāng)某地區(qū)常年的土壤水分波動(dòng)較大,或者地下水位通常要比零通量面低時(shí),零通量法預(yù)測(cè)效果較好[17]。該方法最早由L.Richards等[29]提出,此后得到廣泛運(yùn)用,并可以很好地估算年內(nèi)深層滲漏量。邱景唐[30]用零通量面法,計(jì)算了潛水蒸發(fā)量和地下水補(bǔ)給,發(fā)現(xiàn)其在潛水位深埋區(qū)有較好的適用性;S.Wellings[31]在英國(guó)南部地區(qū),用該方法測(cè)得深層滲漏量為345～469mm/a,而J.Cooper等[32]在英國(guó)砂巖含水層地區(qū),測(cè)得其值為78～300 mm/a;此后,M.Sharma等[33]在澳大利亞西部半干旱地區(qū),用該方法測(cè)得深層滲漏量在34～149mm/a波動(dòng)。

在地下水埋藏較深,土壤含水量變化較大的地方可采用零通量面法,且能夠連續(xù)測(cè)定深層滲漏量的時(shí)空變化;但是,該方法最大的不足之處是當(dāng)土壤水全部向下運(yùn)移時(shí),就無(wú)法計(jì)算深層滲漏量,因?yàn)榇藭r(shí)無(wú)法確定零通量面的位置。同時(shí),該方法需要特定的測(cè)試儀器,以及需要測(cè)定大量的含水量、水勢(shì)數(shù)據(jù),費(fèi)用較為昂貴。當(dāng)零通量面不存在或出現(xiàn)在作物根系層內(nèi)時(shí),此方法便無(wú)法使用。在這種情況下,可以選取地表處(z＇=0)的土壤水分通量來(lái)推算(即表面通量法),或者根據(jù)定位點(diǎn)z＇的土壤水分通量來(lái)推算(即為定位通量法),定位點(diǎn)可根據(jù)研究工作的需要設(shè)在根系層以下或鄰近潛水面。關(guān)于表面通量法和定位通量法的應(yīng)用較少,雷志棟等[28]用定位通量法,對(duì)深層滲漏量進(jìn)行計(jì)算,表明定位通量法估算深層滲漏量是可行的。

2.3水量平衡方法

水量平衡法是一種估算深層滲漏量最為通用的方法,該方法假設(shè)在水量平衡方程中,除深層滲漏為未知量外,其余各項(xiàng)都為已知量。H.Penman[34]最先利用土壤水量平衡方法來(lái)評(píng)價(jià)深層滲漏。W. Kinzelbach等[10]對(duì)水量平衡方法測(cè)算深層滲漏,做了詳細(xì)的綜述,總結(jié)土壤水量平衡、河道水量平衡、河流基流分割、河流衰退曲線和累積降雨衰退曲線等幾種水量平衡模式及其優(yōu)缺點(diǎn)。基于一個(gè)流域的水量平衡方程式為

式中:P為降雨量;Qsw為流入監(jiān)測(cè)點(diǎn)的地表水量; Qgw為流入監(jiān)測(cè)點(diǎn)的地下水量;Esw為地表水蒸散量; Euz為非飽和帶蒸散量;Egw為地下水蒸散量;R0為地表徑流量;Wgw為流出觀測(cè)點(diǎn)的地下水量;Qbf為基流;ΔSsnow為降雪量變化量;ΔSsw為地表水變化量; ΔSuz為非飽和帶水量變化量;ΔSgw為地下水變化量。其中,每部分都是以速率表示,如mm/d。深層滲漏由如下方程給出:

將其代入方程(3),得深層滲漏的水量平衡方程

式中DP為深層滲漏水量,mm/d。在具體應(yīng)用水平衡方法時(shí),方程中某些項(xiàng)的作用微乎其微,可以省略。水量平衡法計(jì)算簡(jiǎn)便,該方法在估算深層滲漏方面,取得一系列的研究成果[35];但是,水平衡方程需要的數(shù)據(jù)量很大,深層滲漏在水平衡中占的比例很小,而且各項(xiàng)影響因素的不確定性及測(cè)量的誤差,都將導(dǎo)致深層滲漏測(cè)算誤差,因此,本方法的模擬精度并不是很高。J.J.De Vries等[14]的研究表明,在干旱-半干旱區(qū),深層滲漏量很小,各項(xiàng)本身的測(cè)量和估算誤差要遠(yuǎn)大于滲漏量。一般情況下,用月平均值來(lái)表示較短的時(shí)間步長(zhǎng)。而K.Howard等[36]指出,若水平衡各參數(shù)的測(cè)算時(shí)間步長(zhǎng)小于10 d,將會(huì)降低深層滲漏計(jì)算的誤差。M.A.Sophocleous[37]表明以d為計(jì)算單位,水均衡法與地下水位動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)法,估算結(jié)果相近,同時(shí),土壤水均衡方程的可信度,在一定程度上,依賴于水均衡各項(xiàng)的精確測(cè)量和評(píng)價(jià);通過(guò)土壤水量與地下水位上升的結(jié)合,把具體的降雨事件與地下水位上升聯(lián)系起來(lái),從而將水量平衡的深層滲漏評(píng)價(jià)與相應(yīng)的地下水位上升結(jié)合,得到每個(gè)補(bǔ)給觀測(cè)點(diǎn)有效的釋水系數(shù),此方法比較可靠,而且不需要測(cè)量額外的變量。R.De Silva[35]用7、10和30 d 3個(gè)時(shí)間步長(zhǎng),研究干旱地區(qū)的深層滲漏量,發(fā)現(xiàn)時(shí)間步長(zhǎng)越大,所測(cè)算的深層滲漏量越小;另外,深層滲漏量跟降雨事件有關(guān)系,深層滲漏量依賴于大雨(＞10 mm/d)的數(shù)量,而不是總降雨量[15]。

2.4達(dá)西方法

C.W.Rose等[38]指出,深層滲漏是基質(zhì)勢(shì)、土層深度和一定土壤含水量下導(dǎo)水率的函數(shù),可用非飽和達(dá)西公式進(jìn)行計(jì)算。

式中:DP為深層滲漏,mm;H為基質(zhì)勢(shì),mm;Z為土層深度,mm;K(θ)為導(dǎo)水率,mm/d。

達(dá)西方法可用來(lái)直接計(jì)算深層滲漏速率,是一種在干旱-半干旱地區(qū)廣泛使用的方法。該方法同時(shí)適用于包氣帶和飽和帶,其中,在包氣帶應(yīng)用最為廣泛。將達(dá)西定律應(yīng)用于包氣帶深層滲漏計(jì)算時(shí),需要測(cè)量包氣帶的水力梯度和非飽和導(dǎo)水率,而非飽和導(dǎo)水率是含水量(或基質(zhì)勢(shì))的函數(shù),很難精確測(cè)量,容易出現(xiàn)誤差,需要特殊的田間設(shè)備和專業(yè)人員測(cè)量,通常利用抽水實(shí)驗(yàn)獲取非飽和導(dǎo)水率[39]。達(dá)西方法取樣數(shù)目太小會(huì)導(dǎo)致誤差,為減小這種誤差,觀測(cè)點(diǎn)的數(shù)量通常很大,如果取樣數(shù)量太小,就不能準(zhǔn)確的測(cè)算平均水通量。

通過(guò)野外觀測(cè),達(dá)西方法計(jì)算所需要的參數(shù)都可獲得,可常年使用,能很好的適用于飽水帶和包氣帶;但是,在獲得可靠的水力梯度值和確定滲透系數(shù)的空間分布方面難度較大。

2.5地下水位動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)法

地下水位動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)法是一種傳統(tǒng)的可用來(lái)測(cè)定深層滲漏量的方法,在干旱-半干旱區(qū)具有較高的精度。該方法使用的前提為,地下水水位(無(wú)承壓蓄水層)的上升是由深層滲漏補(bǔ)給地下水引起的。

式中:Sy為給水度,cm3/cm3;h為地下水水位,cm;t為時(shí)間,d。當(dāng)確定了地下水位的上升量和含水層的給水度,就可以利用式(7)計(jì)算深層滲漏[40]。

該方法應(yīng)用廣泛,優(yōu)點(diǎn)是易操作,參數(shù)獲取相對(duì)簡(jiǎn)單,不受包氣帶土壤水流運(yùn)移機(jī)制的影響,并且不受包氣帶中優(yōu)先流存在的限制;因而對(duì)于深層滲漏機(jī)理較為復(fù)雜,潛水位埋藏淺、水位波動(dòng)強(qiáng)烈的地區(qū),尤其是存在優(yōu)先流情況時(shí),該方法有較好的適用性[41]。其不足是缺乏高精度的地下水動(dòng)態(tài)資料和可靠的給水度Sy:因地下水蓄水層往往不是封閉的,進(jìn)出觀測(cè)區(qū)的水流量不能確定,尤其是未考慮抽水、蒸發(fā)等引起的地下水位變化;獲得可靠的給水度是成功應(yīng)用地下水水位動(dòng)態(tài)法的重要前提,目前主要是通過(guò)抽水試驗(yàn)獲取,而抽水試驗(yàn)往往是局部的測(cè)量,獲得的地下水位動(dòng)態(tài)信息代表性較差[10]。

3 示蹤方法

在示蹤方法中,首先運(yùn)用氚示蹤,研究土壤水的深層滲漏問(wèn)題,此后40多年中,關(guān)于示蹤方法學(xué)者們做了大量研究[1,42]。示蹤方法主要從示蹤劑的峰值位置、剖面形狀和總含量3個(gè)角度來(lái)評(píng)價(jià)深層滲漏,常用的示蹤劑有Cl-、Br-、36Cl、2H、3H、14C、18O、CFC和SF6等,另有少數(shù)學(xué)者用熱示蹤[43]來(lái)研究深層滲漏。示蹤劑中最常用的是Cl-,氯質(zhì)量守恒自E.Eriksson等[44]提出以來(lái),得到廣泛的應(yīng)用,并迅速成為干旱-半干旱地區(qū)估算地下水補(bǔ)給量最有效的方法之一。Huang Tianming等[45]運(yùn)用此方法,估算了黃土高原典型坡耕地的深層滲漏量約為33～90mm/a,占降雨量的6.3%～18%;E.T.Selaolo[46]研究結(jié)果表明,大氣灰塵的氯元素含量具有強(qiáng)烈的年際變化,氯質(zhì)量守恒法最大的限制在于無(wú)法準(zhǔn)確確定大氣灰塵中的氯元素含量;譚秀翠等[47]選用Br-做示蹤劑,得出華北平原沖積平原平均深層滲漏量為126.1mm,平均補(bǔ)給系數(shù)為0.185。36Cl、14C和3H都是放射性示蹤劑,其半衰期分別為12.3、5 700和30萬(wàn)1 000年[1]。張光輝等[48]運(yùn)用環(huán)境同位素技術(shù)(3H、14C等)和指數(shù)加權(quán)量化法,表明黑河流域走廊平原,深層滲漏量主要受區(qū)域氣候變化和中游區(qū)人類活動(dòng)的影響;Lin Ruifen等[49]運(yùn)用氚元素(3H),對(duì)黃土高原農(nóng)耕地的深層滲漏量進(jìn)行估算,其值約為降雨量的12%～13%。近年來(lái)隨著3H在大氣中含量的降低,其可利用性也在降低[17],而大氣中含氯氟烴(CFCs)含量逐漸增加,越來(lái)越多應(yīng)用于地下水年齡的測(cè)算[50]。

示蹤方法測(cè)試和操作較為簡(jiǎn)單,對(duì)于地質(zhì)條件較為復(fù)雜的地區(qū),且研究經(jīng)費(fèi)少和精度要求不是很高時(shí)可采用此方法。與物理方法相比,示蹤方法不是對(duì)深層滲漏的直接測(cè)量,且滲漏機(jī)制將影響對(duì)測(cè)量結(jié)果的解釋,如優(yōu)先流存在條件下,可能導(dǎo)致深層滲漏量偏小,同時(shí)沒(méi)考慮示蹤劑的空間變異問(wèn)題,且某些示蹤劑,可能會(huì)造成環(huán)境污染和生態(tài)破壞。

4 數(shù)值模擬方法

隨著計(jì)算機(jī)技術(shù)的發(fā)展,數(shù)值模擬方法已成為計(jì)算深層滲漏的有效方法之一,并能對(duì)深層滲漏進(jìn)行預(yù)測(cè),而且可通過(guò)分別控制各影響因素,來(lái)模擬深層滲漏量[2]。常見(jiàn)數(shù)值模型包括HYDRUS[51]、UNSAT-H[2]、BUCKET[21]、SWIM[52]、SWAT[53]和SWAP[54]等。為了研究氣候變化和土地利用方式等對(duì)深層滲漏的影響,吳謀松等[55]運(yùn)用HYDRUS-1D凍融模塊,對(duì)不同地下水埋深情況下,凍結(jié)過(guò)程中的水分運(yùn)移規(guī)律進(jìn)行了模擬,發(fā)現(xiàn)累積深層滲漏量隨著埋深增加而有所減小,甚至保持不變;余欣曉等[56]運(yùn)用中國(guó)科學(xué)院成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所提出的森林流域分布式水文模型,計(jì)算暗針葉流域的深層滲漏量約為降雨量的12.1%～12.8%;K.E. Keese[2]等利用非飽和流模型UNSAT-H,評(píng)價(jià)深層滲漏的各個(gè)控制因素;G.R.Walker[21]等運(yùn)用BUCKET模型,研究土地利用方式對(duì)深層滲漏的影響;T.S.Anurag等[57]將一維土壤-水-大氣-植物模型(SWAP)與政府提供的數(shù)據(jù)整合連接,集成到一個(gè)地理信息系統(tǒng),來(lái)評(píng)估小流域尺度上,土壤與土地利用方式對(duì)深層滲漏的影響。為適應(yīng)更大范圍的氣候、景觀、土地利用和土地覆蓋條件,深層滲漏模型納入美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局的模塊化地下水模擬系統(tǒng)-MODFLOW,使該模型的應(yīng)用尺度從田間實(shí)驗(yàn)樣地拓展到區(qū)域[58]。

數(shù)值模擬方法理論上適用于各種條件的模擬,不受時(shí)間尺度和空間尺度的限制,并可對(duì)將來(lái)的深層滲漏量進(jìn)行預(yù)測(cè)。在實(shí)際運(yùn)用中,數(shù)值模擬最大的難點(diǎn)在于獲取精確的輸入?yún)?shù),在實(shí)現(xiàn)深層滲漏評(píng)價(jià)方面與其他方法結(jié)合檢驗(yàn)更可靠。

5 展望

1)現(xiàn)有評(píng)價(jià)方法的結(jié)合:每種深層滲漏的評(píng)價(jià)方法都有自身的優(yōu)點(diǎn),也具有一定的局限,綜合應(yīng)用多種評(píng)價(jià)方法,相互驗(yàn)證,才能提高評(píng)價(jià)的精確度和可靠度。例如,針對(duì)水量平衡方法,均衡項(xiàng)各參數(shù)測(cè)量的誤差及不確定性問(wèn)題,使其與地下水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)方法耦合,以提高其精度。數(shù)值模擬方法與示蹤方法結(jié)合,可以檢驗(yàn)?zāi)Ｐ湍M,對(duì)深層滲漏的預(yù)測(cè)更加可靠;因此,通過(guò)在時(shí)間、空間尺度上,各方法之間的相互補(bǔ)充,綜合多種方法來(lái)評(píng)價(jià)深層滲漏非常必要。

2)與新技術(shù)集成:鑒于深層滲漏的時(shí)空非均質(zhì)性,利用GIS、遙感等技術(shù)與傳統(tǒng)評(píng)價(jià)方法的有機(jī)結(jié)合,將地下水和地表水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)系統(tǒng),以及地下水的評(píng)價(jià)系統(tǒng)相連接,評(píng)價(jià)大尺度深層滲漏的空間變異特征,揭示其與相關(guān)環(huán)境因素之間的關(guān)系,可為水資源短缺的干旱-半干旱地區(qū)植被恢復(fù)和生態(tài)重建,提供重要的科學(xué)依據(jù)和理論指導(dǎo)。

3)加強(qiáng)長(zhǎng)時(shí)間序列野外觀測(cè):實(shí)驗(yàn)研究是取得數(shù)據(jù)、確定深層滲漏識(shí)別因子參數(shù)最重要的方法之一。從深層滲漏的影響因素考慮,在不同土地利用方式、節(jié)水措施等條件下,進(jìn)行深層滲漏的長(zhǎng)期野外試驗(yàn),建立基于氣候、土地利用和灌溉等變化條件下的深層滲漏動(dòng)態(tài)信息。通過(guò)獲得翔實(shí)數(shù)據(jù),比較準(zhǔn)確地確定各評(píng)價(jià)參數(shù),從而優(yōu)選適合干旱-半干旱地區(qū)的深層滲漏評(píng)價(jià)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

項(xiàng)目名稱:國(guó)家自然科學(xué)基金“黃土高原人工林對(duì)土壤干層的適應(yīng)性與生態(tài)水文響應(yīng)”(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

簡(jiǎn)介:黃明斌(1968—),男,博士,研究員。主要研究方向:生態(tài)水文和土壤物理。E-mail:hmbd@nwsuaf.edu.cn