賴恒安王艷艷

(1.華北水利水電大學(xué)測繪與地理信息學(xué)院，河南 鄭州 450045；2.華北水利水電大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，河南 鄭州 450045；3.中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061)

引言

包氣帶是指地表以下、潛水面以上土壤孔隙未被水充滿，固、液、氣三相同時存在的復(fù)雜地帶，其不僅是水循環(huán)系統(tǒng)的重要組成部分，也是大氣圈、地表水圈與地下水聯(lián)系的關(guān)鍵環(huán)節(jié)。大氣降水、灌溉水、土壤水和地下水相互間的轉(zhuǎn)換需通過包氣帶實現(xiàn)，其內(nèi)在結(jié)構(gòu)復(fù)雜，加之人類長期超采地下水，地面沉降等因素導(dǎo)致巨厚包氣帶的形成，內(nèi)部土壤水分運動過程變得更為復(fù)雜。因此，科學(xué)分析包氣帶水分的運移過程，對于精準(zhǔn)評價地下水資源量，制定合理的地下水開采方案，防止研究區(qū)地下水位持續(xù)下降具有重要意義。目前，包氣帶土壤水分運移研究方法主要有零通量面法、數(shù)值模擬法、水均衡法、示蹤法和蒸滲儀法。本文將著重對這5種方法的原理、優(yōu)缺點等進(jìn)行論述。

1 室內(nèi)研究方法

1.1 零通量面法

20世紀(jì)50年代，Richards等用通量法研究土壤水分通量的變化，之后隨著測量含水率儀器的進(jìn)步，該方法開始被廣泛應(yīng)用。20世紀(jì)80年代后該方法主要應(yīng)用于計算土壤表面蒸發(fā)量、非飽和導(dǎo)水率和估算潛水入滲補給量、騰發(fā)量等。Yang等以單位面積的包氣帶柱體為計算單元，利用零通量面法分析干旱區(qū)灌區(qū)包氣帶的水分平衡狀況，定量計算了土壤水與地下水的補給量。

零通量面法在計算蒸騰發(fā)方面較簡單便捷，但存在零通量面在時空尺度方面沒有廣泛的適用性，且計算精度對儀器的依賴性比較強等問題。

1.2 模型試驗法

隨著對入滲理論更深入的研究，模型開始逐漸運用到土壤水分的研究中，常見的模型主要分為3類,經(jīng)驗?zāi)Ｐ?如Kostiakov模型、Mezencev模型等)、半經(jīng)驗?zāi)Ｐ?如Horton模型、Holtan模型等)和物理模型(Philip模型、Green-Ampt模型等)，其模型公式及參數(shù)含義見表1。

學(xué)者利用上述模型做相關(guān)研究,Liu等通過采用Philip模型、Horton模型和Kostiakov模型研究土壤水分入滲過程；Maimuri N等在哈希米亞兩河流域?qū)orton模型的適用性及補給進(jìn)行評價。不同的模型有其各自的特點以及適用范圍，并無廣泛的適用性且在不同的研究區(qū)域和研究對象下其表現(xiàn)出的模擬效果是不同的，因此在研究某區(qū)域土壤水分入滲過程時，應(yīng)依據(jù)研究區(qū)的自然環(huán)境和水文地質(zhì)環(huán)境選擇最適合該區(qū)域的入滲模型，提高模型的精度。

表1 土壤水分入滲模型

1.3 水均衡法

水均衡是指其建立的均衡區(qū)內(nèi)地下水的總補給量(W總補給)與總支出量(W總支出)相平衡，根據(jù)質(zhì)量守恒定律，其數(shù)學(xué)方程：

W總補給=W總支出

其中：

上述各式中，W總補給為計算區(qū)內(nèi)地下水總補給量；W總支出為計算區(qū)地下水總支出量；Wa為計算區(qū)降雨入滲補給量；Wb為側(cè)向補給量；Wc為計算區(qū)河道入滲補給量；Wd為田間入滲補給量；We為渠道入滲補給量；Wf為井水入滲補給量；Wg為地下水徑流的支出量；Wh為計算區(qū)地下水潛水蒸發(fā)量；Wi為計算區(qū)地下水實際開采量；Wj為計算區(qū)河道支出量；β為相對均衡差(無量綱)。

水均衡法原理清晰，操作簡單便捷，實際運用水均衡法時，應(yīng)充分掌握研究區(qū)氣象水文、地形地貌和地質(zhì)概況，根據(jù)實際情況合理確定均衡區(qū)的位置及范圍、各個分區(qū)的均衡要素、建立水均衡方程式等。尤傳譽等采用水均衡法計算研究區(qū)地下水資源,得出該區(qū)地下水總補給量為2.12億m3,地下水處于正均衡狀態(tài)。

2 野外研究方法

2.1 示蹤法

通過在目標(biāo)物中加入某種物質(zhì)作為標(biāo)記物來觀察目標(biāo)物的行為和性質(zhì)的方法稱為示蹤法，該方法對標(biāo)記物的的要求比較高，如化學(xué)性質(zhì)穩(wěn)定，不易被外來物吸附等。示蹤技術(shù)能夠獲取到其它方法難以獲取的水文信息，可用以估算地下水的天然補給量、計算補給系數(shù)、標(biāo)示土壤水分運移過程、揭示土壤水分蒸發(fā)規(guī)律等。目前常用的示蹤劑有3類，環(huán)境示蹤劑、人工示蹤劑和歷史示蹤劑，具體示蹤劑種類及各類示蹤劑優(yōu)劣勢見表2。

表2 常見示蹤劑種類

示蹤法主要通過3種方式對示蹤劑在土壤水分里的遷移過程進(jìn)行分析和觀察。通過示蹤劑剖面確定其峰值的位置從而進(jìn)行相關(guān)的計算；根據(jù)土壤中示蹤劑剖面的形態(tài)來計算土壤水分入滲補給量；根據(jù)示蹤劑累積入滲量來進(jìn)行計算。

2.2 蒸滲儀法

蒸滲儀是根據(jù)水量平衡原理設(shè)計，埋設(shè)在田間等地下，一般由主體系統(tǒng)(土柱，測試儀器)、稱重系統(tǒng)、供排水系統(tǒng)、數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)組成，可用來探索水文循環(huán)中水分入滲、蒸散發(fā)的過程，見圖1。根據(jù)蒸滲儀尺寸、組成結(jié)構(gòu)等，一般將蒸滲儀分為2類，即大型蒸滲儀和小型蒸滲儀，具體見表3。蒸滲儀的工作原理較簡單，主要是基于水量平衡原理，以稱重式蒸滲儀為例，其土柱內(nèi)水平衡方程可表示為：

θ=J+P+Q+R-S

式中，θ為監(jiān)測時段內(nèi)蒸發(fā)蒸騰量；J為監(jiān)測時段內(nèi)灌溉量；P為監(jiān)測時段內(nèi)降雨量；Q為監(jiān)測時段內(nèi)地下水流；R為監(jiān)測時段內(nèi)凈地表流量；S為監(jiān)測時段內(nèi)土壤蓄存的變化量，該方程在實際使用過程中，R一般忽略，降雨量和灌溉量用儀器可直接獲得。

蒸滲儀具有直接測定蒸發(fā)蒸騰量、精度高、連續(xù)性強等優(yōu)點，被廣泛應(yīng)用于測定蒸騰發(fā)量，研究作物的耗水規(guī)律、測定地下水的滲漏量、研究水量平衡及地下水補給等方面。大型蒸滲儀能夠很好地測定蒸騰發(fā)量，但由于價格昂貴，儀器體積大而操作不便，因此學(xué)者研究出成本更低、操作更為簡便的小型蒸滲儀，該儀器能夠更精確地測量棵間蒸發(fā)量，在一定程度上彌補了大型蒸滲儀的不足。陳雨清等通過設(shè)計不同水汽通量覆膜的微型蒸滲儀實驗，實驗結(jié)果表明，溫度對夏玉米的棵間蒸發(fā)影響最大，而空氣濕度對夏玉米的棵間蒸發(fā)影響最小。

圖1 蒸滲儀工作流程圖

上述傳統(tǒng)蒸滲儀因其費用昂貴、適應(yīng)性差等缺陷限制了使用范圍，新型蒸滲儀開始逐漸應(yīng)用到土壤蒸發(fā)的測量研究中。許成成等利用該種新型蒸滲儀在室內(nèi)開展模擬蒸發(fā)入滲的實驗，實驗結(jié)果表明，該種新型蒸滲透儀不僅能提高觀測精度，還能在一定程度上減少人為因素產(chǎn)生的誤差。

表3 蒸滲儀分類

3 結(jié)語

包氣帶土壤水分運移是一個復(fù)雜的過程，受包氣帶的巖性和結(jié)構(gòu)、溫度、植物根系、土壤初始含水率等因素影響，因此采用單一方法難以獲得較為客觀、準(zhǔn)確的包氣帶土壤水分運移規(guī)律。但每種方法均具有一定的局限性，零通量面法對負(fù)壓計和中子儀的性能穩(wěn)定性要求較高，今后應(yīng)進(jìn)一步解決測量手段的問題，提高精度。模型試驗法中的每種模型都建立在一定的假設(shè)條件之上，其模擬結(jié)果的可靠性還需要采用別的實驗方法進(jìn)行驗證。水均衡法需要依據(jù)現(xiàn)有的水文地質(zhì)資料進(jìn)行地下水資源評價，在預(yù)測地下水資源的時空變化方面存在不足。示蹤法能夠獲取到其它方法難以獲取的水文信息，但每種示蹤劑都有其特有的性質(zhì)，應(yīng)依據(jù)研究區(qū)的水文地質(zhì)、氣象條件正確選擇示蹤劑用于研究。而蒸滲儀法主要基于農(nóng)田尺度，研究尺度較小，無法滿足大尺度的研究需求。

隨著對包氣帶性質(zhì)的了解不斷深入，將零通量面法、數(shù)值模擬法等多種方法相互結(jié)合，獲得更為客觀、相對完整的數(shù)據(jù)，從而更好地描述包氣帶水分運移過程，是未來包氣帶土壤水分運移研究的方向之一。