魯瀚友，李志威，2①，胡旭躍，3（.長沙理工大學(xué)水利工程學(xué)院，湖南長沙 404；2.青海大學(xué)省部共建三江源生態(tài)和高原農(nóng)牧業(yè)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青海西寧 8006；3.水沙科學(xué)與水災(zāi)害防治湖南省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，湖南長沙404）

泥炭濕地萎縮現(xiàn)象近年來在國內(nèi)外普遍發(fā)生，造成濕地生態(tài)、水土資源面臨威脅［1-2］。若爾蓋泥炭沼澤曾達(dá)4 600 km2［3］，是全球最大的內(nèi)陸高寒泥炭分布區(qū)。如今該地區(qū)自然溝道和人工溝渠密布，致使地下水位下降、地表水流失、泥炭層退化、有機(jī)碳氧化分解，宏觀上表現(xiàn)為泥炭沼澤面積大幅度萎縮，現(xiàn)存面積僅約2 200 km2［4］。影響泥炭濕地萎縮趨勢的重要指標(biāo)是地形地貌［1］。2011—2017年若爾蓋沼澤濕地的野外調(diào)查表明，若爾蓋高原的泥炭地有2種典型的自然溝道：溝道切穿泥炭層和溝道未切穿泥炭層。因此，研究不同溝道對泥炭地地下水運(yùn)動(dòng)的影響對于揭示泥炭沼澤萎縮機(jī)制具有重要科學(xué)意義。

國內(nèi)學(xué)者對若爾蓋高原的地下水變化也有一定關(guān)注，如王焱等［5］在朗州公路附近進(jìn)行地下水的抽水實(shí)驗(yàn)，通過有限差分法計(jì)算若爾蓋地下水的平均滲透系數(shù)與入滲率；李麗等［6］證實(shí)了地下水位降低是若爾蓋有機(jī)碳與全氮流失的重要原因；LI等［7］建立In?teractive Groundwater模型研究溝渠排水對濕地退化的影響。對于若爾蓋泥炭沼澤萎縮及地下水疏干，自然溝道的排水作用同樣較顯著［8］。泥炭地含水率高，在自重作用下沿溝道發(fā)生垮塌和崩岸，使泥炭地的溝道橫向侵蝕速率高，在一定程度上造成泥炭沼澤面積減少［9］。另一方面，溝道縱向的溯源下切，向泥炭沼澤內(nèi)部延伸和發(fā)展，從而加速封閉泥炭沼澤的地表水及地下水流失［8］。自然溝道對于泥炭地的排水作用既是泥炭濕地萎縮的驅(qū)動(dòng)力，也是當(dāng)前若爾蓋流域侵蝕過程與物質(zhì)輸運(yùn)的集中體現(xiàn)。然而，受降雨頻率與大小的影響，泥炭地的地下水變化較快，波動(dòng)幅度相對較大，加上缺少地下水的原位監(jiān)測，使得泥炭地的地下水?dāng)?shù)據(jù)缺失，其地下水運(yùn)動(dòng)的定量分析較困難。為此，采用野外泥炭地的地下水原位觀測和地下水?dāng)?shù)值模擬相結(jié)合的方法，是研究泥炭地溝道對泥炭沼澤地下水運(yùn)動(dòng)的影響是一個(gè)可行的途徑。Visual MODFLOW（VMOD）軟件是一款用于模擬地下水運(yùn)動(dòng)的專業(yè)軟件，在國際上廣泛應(yīng)用于地下水及溶質(zhì)的運(yùn)移研究［10-11］，如MELIKADZE等［12］用此軟件計(jì)算地下水在含水層中的滯留時(shí)間；CHETHAN等［13］通過建模模擬降雨對缺水地區(qū)地下水的改變。VMOD軟件在國內(nèi)也有一些應(yīng)用，如刁維杰等［14］運(yùn)用此軟件對地下水資源進(jìn)行了優(yōu)化配置。該軟件也用于泥炭地及其溝道的數(shù)值模擬，如BUJAKOWSKI等［15］運(yùn)用VMOD軟件研究了泥炭覆蓋對河谷水文地質(zhì)條件的影響；CRUZ?FUENTES等［16］采用此模型研究了西班牙某干旱地區(qū)溝渠灌溉的方案。因此，采用VMOD軟件研究自然溝道對于泥炭地的地下水運(yùn)動(dòng)具有可行性。

筆者以若爾蓋高原黑河上游麥曲支流局部泥炭地的地下水野外觀測為基礎(chǔ)，通過野外實(shí)測數(shù)據(jù)，采用VMOD Flex 2015軟件建立切穿泥炭層和未切穿泥炭層2種情況下的泥炭地地下水模型。根據(jù)實(shí)際情況設(shè)計(jì)了不同地形坡度，共計(jì)20組工況，模擬溝道對泥炭地地下水運(yùn)動(dòng)的影響及水力梯度，有助于認(rèn)識(shí)2種典型自然溝道對泥炭地的地下水及濕地萎縮的影響。

1 研究區(qū)域與研究方法

1.1 研究區(qū)域與野外觀測

研究區(qū)位于黃河源支流黑河流域的哈曲上游，屬于紅原縣色地鎮(zhèn)附近的泥炭沼澤濕地。該地區(qū)多年平均降雨量為765 mm，地勢低平，降雨匯流于此，排泄不暢形成濕地。1950年代以來，由于人工開挖溝渠和自然溝道的溯源侵蝕，大片濕地被疏干變成草原，沼澤面積與歷史時(shí)期相比萎縮近50%。黃河源干流的溯源下切起于180 Myr BP，至今仍保持1～2 mm·a-1的下切速率［17-18］，黃河河道以“U”型彎道切穿若爾蓋盆地，促進(jìn)若爾蓋黑河、白河流域中自然溝道的橫向侵蝕和溯源下切，從而導(dǎo)致地表水及地下水橫向排水，形成溝道兩側(cè)的疏干帶［7］，這一點(diǎn)為實(shí)地考察所證實(shí)。研究區(qū)域選取自然溝道邊緣，觀測點(diǎn)1（32°59′11.130″N，102°59′17.922″E）和觀測點(diǎn)2（32°59′16.212″N，102°59′14.250″E）分別代表自然溝道切穿泥炭層和未切穿泥炭層（圖1）。研究區(qū)覆蓋約1.5 m厚的草本質(zhì)泥炭層，是密集植被根系的淺變質(zhì)炭化的多孔介質(zhì)，干密度一般為0.2～0.4 g·cm-3，泥炭的質(zhì)量含水率約為200%，泥炭下層為粉砂層，50%粒徑（d50）約為0.039 mm。不同的溝道深度導(dǎo)致2種溝道的排水能力及其對地下水運(yùn)動(dòng)的影響也不同。

2個(gè)觀測點(diǎn)的原位地下水觀測設(shè)計(jì)相似，均由3排共9個(gè)點(diǎn)組成。這些測量孔3排平行于溝道，3排垂直于溝道，且受局部地形影響，每個(gè)觀測區(qū)9個(gè)點(diǎn)間距離各不相同。測壓管由一個(gè)1.5 m長的鐵管組成，鐵管外徑2 cm，內(nèi)徑1.8 cm，在管底部10 cm范圍內(nèi)有4排穿孔以便地下水通過。每個(gè)測量管分別設(shè)置于地表以下100、70和40 cm位置，在每個(gè)深度插入鋼卷尺進(jìn)測量管直至管內(nèi)水面，以此測量地下水的水頭（water head），水頭測量誤差控制在3 mm以內(nèi)。每測1次，測壓管垂直移動(dòng)后要等8～17 h，以待水頭達(dá)到穩(wěn)定。通過野外多次觀測，8 h后該地區(qū)水頭可達(dá)到平衡狀態(tài)。測量水頭之后，通過測量鉆孔內(nèi)地表到地下水的距離，記錄地下水位值。測量方法與FISHER等［19］相似，水位值記錄3次，1次降雨前和2次降雨后。泥炭地表面地形變化較大，使用全站儀測量當(dāng)?shù)?個(gè)位置點(diǎn)的高程。每個(gè)觀測區(qū)共有27個(gè)地下水頭值、9個(gè)高程值，以及3個(gè)不同時(shí)刻共27個(gè)水位值。

圖1 研究區(qū)域原位測量位置示意Fig.1 Study area and location of two measuring points

除此之外，采用蠕動(dòng)泵測量了35、72和100 cm的滲透系數(shù)K，滲透系數(shù)采樣位置在圖1標(biāo)注的觀測點(diǎn)1與觀測點(diǎn)2，測量滲透系數(shù)的方法為CHASON等［20］于1986年基于靜水時(shí)差方法提出。先記錄起始水頭，使用蠕動(dòng)泵抽水，抽水量約為87 cm3，抽水深度約10～15 cm，抽水時(shí)間取決于水頭高度，2～4 min不等。抽完水后，連續(xù)測量水頭變化直至回升到起始高度，通過水頭變化時(shí)間計(jì)算滲透系數(shù)［20］。

式（1）中，K為滲透系數(shù)，m·s-1；r為測壓管內(nèi)半徑，m；T0為水頭恢復(fù)總時(shí)間，s。有時(shí)候水頭并不能完全恢復(fù)，所以測量的恢復(fù)時(shí)間T0可能會(huì)小于實(shí)際所需時(shí)間。考慮到這一點(diǎn)，初始階段水位回升遵循線性趨勢，對后面的點(diǎn)進(jìn)行擬合線性回歸，然后用線性模型預(yù)測總恢復(fù)時(shí)間，帶入式（1）計(jì)算滲透系數(shù)［21］。各深度滲透系數(shù)均測量3遍并取平均值以減少誤差（表1）。

表1 滲透系數(shù)測定Table 1 Determination of hydraulic conductivity m·s-1

根據(jù)2016—2017年野外實(shí)測結(jié)果，泥炭層的滲透系數(shù)約為 3.89×10-6～3.91×10-5m·s-1，而根據(jù)ZHENG等［22］的研究，粉砂滲透系數(shù)經(jīng)驗(yàn)值范圍為1×10-9～2×10-5m·s-1，故粉砂層滲透系數(shù)取值為10-8m·s-1。

1.2 模型建立與工況設(shè)計(jì)

1.2.1 模型建立

在VMOD模型中導(dǎo)入實(shí)測地形點(diǎn)，采用Natural Neighbors差值法生成地形面，通過定義模型結(jié)構(gòu)體功能把地形面生成土體，最后定義土體的各項(xiàng)參數(shù)。對于該文討論的物理情景需要建立2種模型進(jìn)行比較。以觀測點(diǎn)1的實(shí)測數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，建立溝道切穿泥炭層模型，以觀測點(diǎn)2的實(shí)測數(shù)據(jù)建立溝道未切穿泥炭層模型（圖2）。

圖2（a）模型寬9 m，長10 m，溝道寬2 m，深2m，沿x軸正方向坡度為0.5。表層為1.5 m的泥炭沼澤，其下為粉砂的弱透水層，弱透水層是含水層重要組成部分，具有低滲透性和高儲(chǔ)水性，其滲透系數(shù)一般小于 10-8m·s-1［22-23］，降雨入滲后水流主要通過泥炭層運(yùn)動(dòng)。圖2（b）溝道深度0.5 m且未切穿泥炭層，9個(gè)觀測點(diǎn)的位置受地形影響不同。

泥炭層的地下水水面一般在地表附近，該模型研究以潛水流動(dòng)為主。二維潛水流方程是根據(jù)Du?puit假設(shè)和質(zhì)量守恒原理推導(dǎo)的潛水非恒定流動(dòng)Boussinesq方程。由此基礎(chǔ)上不采用Dupuit假設(shè)可得到三維流潛水流動(dòng)的一般方程為

式（2）中，Kx、Ky和Kz為滲透系數(shù)分量，m·s－1；H為水頭，m；Ss為貯水率，m-1；w為源匯項(xiàng)，d-1；t為時(shí)間，s。

通過VMOD模型計(jì)算20種工況條件，這些工況都是根據(jù)實(shí)際觀測改變系數(shù)實(shí)現(xiàn)。實(shí)際工況有2種，即切穿泥炭層和未切穿泥炭層情況。這2種工況由于觀測地點(diǎn)不同，井的觀測位置改變（圖3），同樣常水頭與溝道水頭的值也隨實(shí)測值發(fā)生變化。式（2）給出了地下水潛水流運(yùn)移方程，但并不能確定具體運(yùn)動(dòng)狀態(tài)，需要加上定解條件。

圖2 泥炭地的三維數(shù)值模型示意Fig.2 Sketch of 3D simulation model in peatland

圖3 邊界條件設(shè)定Fig.3 Definition of boundary conditions

1.2.2 邊界條件設(shè)定

邊界條件是定解條件的一種。側(cè)向常水頭邊界是模型的上邊界，溝道內(nèi)有水流，屬于模型的下邊界，表達(dá)式為

式（3）中，φ1（x，y，z，t）為邊界Γ1上的已知函數(shù)，該模型中的邊界均屬于第1類邊界條件。

模型區(qū)域的邊界條件包含溝道與常水頭，溝道寬2 m，方向向右。常水頭邊界在坡頂與遠(yuǎn)離溝道的側(cè)邊，代表地下水來水方向，取值為。坡度方向與溝道同向，2種情況下9個(gè)觀測井位置受地形影響各不相同（圖3）。坡腳位置為地下水去水方式之一，溝道切穿泥炭層情況下，地下水位取值在其地表以下，溝道切穿泥炭層情況下，地下水位取值在其地表以下。其余未設(shè)置邊界條件的邊緣，默認(rèn)為0流量邊界［24］。下文研究以模型內(nèi)9個(gè)觀察點(diǎn)數(shù)據(jù)展開，此小區(qū)域內(nèi)有流量的出入，且距坡腳相對較遠(yuǎn)，故能使用以上邊界條件分析瞬時(shí)局部水流趨勢。

非穩(wěn)定流問題需要初始條件，對于地下水模型來水，初始條件指0時(shí)刻水頭值，模型中默認(rèn)的初始水頭為0 m。

地形的影響主要指坡度i改變對地下水的影響，實(shí)測點(diǎn)的坡度i=0.5，這里選取以0.01為等距間隔，即從0～0.1的坡度共10組模擬地下水變化情況。

綜合有無溝道、坡度的不同組合，此次共模擬計(jì)算了20種工況。每種工況除自變量參數(shù)，其他參數(shù)與原始值相同，不考慮河岸形狀變化對河岸的影響。此次模擬計(jì)算的時(shí)間為穩(wěn)態(tài)。有限差分網(wǎng)格劃分為50×45個(gè)，并對觀測井附近網(wǎng)格加密1倍。

2 結(jié)果與討論

2.1 實(shí)際工況下模型模擬結(jié)果

圖4為溝道切穿泥炭層觀測點(diǎn)1與未切穿泥炭層觀測點(diǎn)2的VMOD模擬運(yùn)行結(jié)果。圖4（a）中地下水在岸上遞減相對較緩慢，觀測區(qū)域水頭每米約下降0.1 m?？拷吰滤^遞減迅速，溝道切穿泥炭層后地下水只能通過邊壁向下匯流或通過弱透水層入滲。這使得溝道邊壁附近地下水的水力梯度達(dá)到0.89，等水頭線密集程度是岸上9倍。圖4（b）水頭變化較均勻，觀測區(qū)水頭約每米下降0.047 m，溝道未切穿泥炭層時(shí)溝道影響相對較小。以圖4（a）中5號(hào)點(diǎn)為例，該點(diǎn)約66%的地下水偏向于垂直溝道方向，而圖4（b）中5號(hào)點(diǎn)這個(gè)數(shù)值約為59%，證明了溝道的存在促使泥炭層產(chǎn)生更大的橫向水力梯度，使溝道具有排水的作用，而且溝道切穿泥炭層后排水效果更加明顯。

圖4 地下水水頭等值線圖Fig.4 Contour plot of water head of groundwater in peat layer

圖5是溝道附近某點(diǎn)的來水路徑。泥炭地地下水流運(yùn)動(dòng)受溝道與地形影響。地形影響下圖5（a）的跡線有向坡腳運(yùn)動(dòng)的趨勢，沿地形坡度方向水力梯度為0.043。在溝道影響下地下水偏向溝道方向運(yùn)動(dòng)，沿垂直溝道方向水力梯度為0.084。圖5（b）沿地形坡度方向水力梯度為0.031，沿垂直溝道方向水力梯度為0.044。圖5（a）溝道內(nèi)水位較低，且并未與泥炭層相連，岸上水頭較高，在邊坡上有一個(gè)陡降的過程，地下水位在邊壁下降近1 m。圖5（b）溝道內(nèi)水位相對較高且與泥炭層連接，跡線較均勻。

圖5 地下水流動(dòng)軌跡追蹤Fig.5 Path line of groundwater movement

建立模型采用的地形和邊界條件都需簡化且形式不定。數(shù)值模型邊緣會(huì)選擇特征邊界，如河流、山脊、湖泊等以減少不確定因素，但邊界條件往往是根據(jù)需要和對水流運(yùn)動(dòng)的判斷建立的，具有一定的不確定性［23］。因此，需要把建立的泥炭地地下水模型的模擬結(jié)果與實(shí)測值進(jìn)行對比，以檢驗(yàn)其可靠性。圖6是觀測值與數(shù)值模擬的計(jì)算值的對比。圖6（a）的1、2、3、4、6號(hào)點(diǎn)觀測值與運(yùn)算結(jié)果相對吻合，5、7、8、9號(hào)點(diǎn)相對離散，觀測值大于計(jì)算值。分析可能的原因是：（1）受地質(zhì)、降雨、植物根系等影響，實(shí)際情況下溝道附近地下水運(yùn)動(dòng)更為復(fù)雜；（2）模型是在實(shí)際自然條件簡化后建立的，并不能完全模擬地下水的實(shí)際流態(tài)；（3）泥炭地的地下水水位及水頭是時(shí)變的，缺少在時(shí)間上高分辨率數(shù)據(jù)作為輸入條件。對于溝道未切穿泥炭層的情況，圖6（b）的結(jié)果類似，但誤差在0.1 m以內(nèi)，小于圖6（a）。圖6（a）的平均殘差為-0.15 m，均方根誤差為0.21 m；圖6（b）的平均殘差為0.022 m，均方根誤差為0.045 m，說明模擬的計(jì)算值較為正確，可反映泥炭層地下水觀測的真實(shí)狀況。

圖6 觀測值與模擬值的比較Fig.6 Comparison between observed water head and calculated water head

2.2 地形對地下水的影響

在原始工況的條件下，按表1從0.01～0.10取10個(gè)坡度。對研究區(qū)9個(gè)位置地下水位進(jìn)行計(jì)算，2、5、8號(hào)觀測點(diǎn)為垂直于溝道方向斷面（圖7），4、5、6號(hào)觀測點(diǎn)為地形坡度方向斷面（圖8）。

地形坡度的變化能引起地下水流動(dòng)的改變，2、5、8號(hào)觀測點(diǎn)是溝道方向的斷面上3個(gè)點(diǎn)（圖7）。圖7（a）的3個(gè)點(diǎn)坡度每增加0.01，水頭平均下降0.4 cm，2號(hào)點(diǎn)與5號(hào)點(diǎn)的平均水頭差為7.49 cm，5號(hào)點(diǎn)與8號(hào)點(diǎn)平均水頭差11.39 cm。這表明沿坡度方向，越往坡腳流向，溝道的地下水水頭下降比例越大，且不受坡度改變的影響。對于溝道未切穿泥炭層，圖7（b）的線間距同步擴(kuò)大，從0.01坡度時(shí)的2 cm，到0.1坡度時(shí)擴(kuò)大至7 cm。說明坡頭到坡腳流向溝道的地下水比例變化不大，但隨坡度的增加地下水向溝道出流加快。

對比圖8（a）垂直溝道方向的3個(gè)點(diǎn)，2點(diǎn)間水頭差均為0.07 cm，正如前文描述的溝道切穿泥炭層時(shí)岸上遞減緩慢且均勻，在邊壁附近陡降。溝道未切穿泥炭層時(shí)，地下水沿垂直溝道方向先快速后緩慢下降，0.05坡度時(shí)5～6號(hào)點(diǎn)地下水下降速度比4～5號(hào)點(diǎn)慢35%左右。

圖7 垂直于溝道方向的坡度-水頭關(guān)系曲線Fig.7 Slope‐head relation curve in perpendicular to gully direction

2.3 水力梯度對比

表2是由插值得到的3個(gè)點(diǎn)在不同方向上的水力梯度。2號(hào)點(diǎn)遠(yuǎn)離溝道，8號(hào)點(diǎn)靠近溝道，兩者地形坡度方向上的水力梯度之差在溝道切穿泥炭層情況下是0.023 2，溝道未切穿泥炭層情況下0.003 8，前者情況下溝道排水能力更強(qiáng)。垂直溝道上3個(gè)點(diǎn)水力梯度值變化不大，切穿時(shí)距溝道3 m的點(diǎn)水力梯度均在0.85左右，未切穿時(shí)距溝道2.5 m的點(diǎn)則在0.45附近，溝道對等距點(diǎn)的影響相同。5號(hào)觀測點(diǎn)位于觀測區(qū)域中心，對比5號(hào)點(diǎn)橫縱水力梯度得到圖9。切穿溝道泥炭層的5號(hào)點(diǎn)在垂直方向的水力梯度偏小，表明其位置地下水相比4號(hào)更偏向于地形坡度方向。未切穿溝道泥炭層的5號(hào)點(diǎn)在地形坡度方向的水力梯度偏小，也說明其位置地下水相比2號(hào)更偏向于垂直溝道方向。

圖8 地形坡度方向坡度水頭關(guān)系曲線Fig.8 Slope‐head relation curve along terrain slope direction

表2 典型方向上水力梯度值Table 2 Hydraulic gradient in typical directions

2種典型溝道情況下垂直溝道方向的水力梯度均大于地形坡度方向的水力梯度（圖9）。溝道切穿泥炭層時(shí)2個(gè)方向水力梯度差值平均為0.04，溝道未切穿泥炭層時(shí)這個(gè)差值為0.014，表明溝道可加速兩岸沼澤的疏干，而且溝道切穿泥炭層時(shí)其作用更強(qiáng)。坡度對水力梯度的影響在2種情況下是不同的，溝道切穿泥炭層時(shí)垂直溝道方向的水力梯度在0.01～0.1坡度范圍內(nèi)只減少0.003，而溝道未切穿泥炭層在同等情況下增加0.052。溝道切穿泥炭層且未與兩岸泥炭層直接接觸，地下水在邊壁附近陡降，通過邊壁流入溝道，地形坡度對水力梯度影響小。溝道未切穿泥炭層時(shí)與泥炭層連接，溝道底部以下1 m依舊是泥炭層，地下水的變動(dòng)受坡度影響較大。

圖9 垂直于溝道方向和沿地形坡度方向的水力梯度對比Fig.9 Comparison of hydraulic gradient in perpendicular to gully and along the terrain slope

結(jié)合實(shí)測資料，利用VMOD模擬結(jié)果的分析表明，溝道附近泥炭地地下水水力梯度偏向溝道方向，證明溝道確實(shí)具有疏干地下水的能力。這與LI等［7］的結(jié)論一致，認(rèn)為排水溝渠對濕地退化有重要影響。研究定量分析了2種典型溝道附近垂直溝道方向水力梯度的大小，溝道切穿泥炭層時(shí)5號(hào)點(diǎn)位置水力梯度是溝道未切穿泥炭層的1.79倍，證明溝道從未切穿泥炭層情況逐漸溯源下切直至切穿泥炭層的過程會(huì)加速地下水的流失［8］。通過0.01～0.10地形坡度的對比證明溝道未切穿泥炭層情況受地形影響大，而溝道切穿泥炭層后地下水受地形影響小，這與溝道內(nèi)水流與泥炭層是否相連有關(guān)。

該研究還存在一些不足之處，例如0流量邊界使計(jì)算存在誤差，常水頭位置僅代表瞬時(shí)水位，并非實(shí)際的動(dòng)水頭邊界。但前人證明VMOD模擬泥炭地地下水有一定可行性［15，25］。這些問題有待增加實(shí)測野外數(shù)據(jù)和深入理論分析以進(jìn)一步解決。

3 結(jié)論

基于若爾蓋局部泥炭沼澤地的地水下實(shí)測數(shù)據(jù)和VMOD模型，建立當(dāng)?shù)?種典型自然溝道影響下泥炭地的地下水?dāng)?shù)值模型，對比了若爾蓋2種典型溝道的排水能力。結(jié)果表明，濕地的保護(hù)可以針對排水作用更強(qiáng)的溝道切穿泥炭層區(qū)域進(jìn)行。主要結(jié)論如下：

（1）觀測區(qū)超過50%的地下水流入溝道，溝道具有局部疏干排水的能力。若爾蓋泥炭地的自然溝道不僅排走部分地表水，還在非降雨期疏干溝道兩側(cè)的地下水，使其兩側(cè)的地下水潛水位降低，從而形成泥炭沼澤疏干帶。

（2）自然溝道切穿泥炭層比未切穿泥炭層的距溝道2 m位置垂直于溝道的水力梯度增大79%，即排水能力顯著增強(qiáng)。在溝道溯源下切作用下，未切穿溝道逐漸向切穿溝道發(fā)展，疏干帶在溝道兩側(cè)放射式擴(kuò)張。溝道的存在及發(fā)育促使若爾蓋泥炭沼澤的地下水不斷流失。

（3）泥炭地的溝道排水能力始終大于小幅度地形坡度影響，即自然溝道的排水功能基本不受局部地形變化而改變。這使得在溝道密布的若爾蓋高原自然溝道排水現(xiàn)象普遍存在，其兩側(cè)的疏干帶連結(jié)成網(wǎng)絡(luò)，從而大范圍降低若爾蓋泥炭濕地的地下水位。