華北山前平原區(qū)厚包氣帶次降水入滲補給定量估算*

劉美英 ,高 雅 ,張俊芝 ,沈彥俊 ,吳 林 ,李明良** ,閔雷雷**

(1.中國科學院遺傳與發(fā)育生物學研究所農業(yè)資源研究中心/中國科學院農業(yè)水資源重點實驗室/河北省節(jié)水農業(yè)重點實驗室石家莊 050022;2.中國科學院大學 北京 100049;3.河北省水文勘測研究中心 石家莊 050051)

降水入滲補給是水文循環(huán)的重要環(huán)節(jié)之一,是地下水資源的重要組成部分,華北平原降水入滲補給占淺層地下水總補給量的70%左右[1],因此深入研究降水入滲補給過程、正確評估降水入滲補給量是地下水資源評價、可持續(xù)利用和科學管理的基礎[2-3]。另一方面,在我國區(qū)域水資源評價工作中,年降水入滲補給量是由年降水量乘以年降水入滲補給系數(shù)得出的。但在實際條件下,年內的補給并非是隨著降水同步均勻發(fā)生的,而往往只是由年內幾場降水引起;由于不同年份降水年內分配具有較大差異,即使年降水量相同,年降水入滲補給量也會存在一定差異[4],因而年降水入滲補給系數(shù)無法反映降水年內分配不均導致的補給量差異。開展次降水入滲補給過程研究,深入分析次降水入滲補給機理,定量計算次降水入滲補給量,才能在機理上推動區(qū)域入滲補給量評估的科學性和準確性[5]。

次降水入滲補給是指一次大氣降水補充到地下水的水量,該水量與本次降雨量的比值稱為次降水入滲補給系數(shù)[6-7]。次降水入滲補給受到諸多因素的影響,例如: 降水條件(降水總量、降水強度、降水歷時等)、地形地貌、地表植被類型、包氣帶巖性、降水前期土壤含水量和地下水埋深等。目前,學者針對次降水入滲補給開展了大量研究。部分學者研究了地下水埋深、次降水特性和包氣帶巖性對次降水入滲補給量的影響[6,8-11]及次降水入滲補給系數(shù)的空間變異性[7]。也有部分學者研究了次降水入滲補給機理,并重點分析了次降水入滲補給過程隨地下水位埋深增加而發(fā)生的坦化和滯后現(xiàn)象[4-5,12-20]。以上研究表明: 降水入滲補給具有滯后性,且滯后時間隨地下水埋深增加而增大,補給過程線隨地下水埋深增加而坦化嚴重,埋深大于一定程度時,多個降水場次形成的補給過程逐漸合并成為一個總的補給過程。當前,土壤水均衡法、蒸滲儀法、地下水位動態(tài)法、環(huán)境組分(同位素)示蹤法、數(shù)值模擬法等手段廣泛應用于年降水入滲補給量的估算[21-25]。但在地下水位埋深較大的地區(qū),由于包氣帶較厚,利用蒸滲儀等觀測手段直接測定實際補給量不太現(xiàn)實,地下水位動態(tài)法也受到補給事件以外因素的干擾而無法使用,因此通常采用觀測或者估算的潛在補給量(深層滲漏量)來代替實際補給量。總之,在地下水深埋區(qū),究竟多少深度土層的滲漏量能夠代表潛在補給量、如何明確次降水入滲補給事件和確定相應的潛在補給量以及次降水入滲補給量與次降水量間存在怎樣的關系是亟需厘清的問題,但目前相關的研究還比較少。

本文以華北山前平原典型植被類型區(qū)[冬小麥(Triticum aestivum)-夏玉米(Zea mays)一年兩熟輪作]為例,基于典型站點的厚包氣帶觀測數(shù)據(jù),深入研究了地下水深埋區(qū)次降水入滲補給機理,定量計算了次降水入滲補給量,并建立次降水入滲補給量與次降水量間的定量關系,研究結果可為區(qū)域地下水水資源管理提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

華北平 原位于113.172°～119.845°E,34.981°～40.777°N。山前平原位于華北平原西部和北部,沿太行山、燕山山麓呈帶狀分布,寬度30～60 km,由形成于不同時期、規(guī)模不等的河流沖洪積扇疊加和連接而成,主要為第四系沖積的砂礫石層、亞砂土及亞黏土的松散堆積物,包括大清河水系山前平原和子牙河水系山前平原等在內的多個亞區(qū)[26]。

華北山前平原氣候屬于暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候,全年7 月溫度最高,l 月溫度最低;雨熱同期,降水量主要集中在7、8 月份[27]。區(qū)域內,冬小麥-夏玉米一年兩熟輪作是主要種植制度[28],冬小麥一般10 月上旬播種,翌年6 月上旬收獲;夏玉米一般在冬小麥收獲后播種,9 月下旬收獲。由于降水量無法滿足一年兩熟制的作物需水,作物高產依賴地下水灌溉,冬小麥生育期內一般灌溉3～5 次,夏玉米生育期一般灌溉1～2 次,每次灌溉量約60～100 mm,高強度開采地下水導致地下水位持續(xù)下降,包氣帶不斷增厚。

1.2 試驗方案與數(shù)據(jù)觀測

本研究依托華北山前平原兩個試驗站開展的次降水入滲補給試驗,分別為位于子牙河流域的中國科學院欒城農業(yè)生態(tài)系統(tǒng)試驗站(以下簡稱“欒城站”)和位于大清河流域的河北省水文局冉莊水資源實驗站(以下簡稱“冉莊站”) (圖1a)。兩個站點年平均降水量分別為506.7 mm和466.1 mm (1992—2016 年),研究時段內兩個站點的包氣帶厚度均大于8 m;兩個站點的沉積物類型分別為亞黏土和亞砂土,在山前平原具有較好的代表性;種植制度均為冬小麥-夏玉米一年兩熟輪作,代表了山前平原的主要種植制度。

圖1 欒城站和冉莊站位置 (a)及欒城站土壤水分要素觀測豎井 (b)和冉莊站地中蒸滲儀(c)示意圖Fig.1 Locations of Luancheng Station and Ranzhuang Station (a),schematics of soil water item observation instrumentation in Luancheng Station (b) and lysimeter in Ranzhuang Station (c)

欒城站地理位置為37°53′N、114°41′E,位于河北省欒城區(qū),海拔50.1 m,2016 年地下水位埋深為45 m。該站點的田間試驗水肥管理均參照當?shù)仄骄?具有區(qū)域代表性;監(jiān)測數(shù)據(jù)包括0～8 m 深土壤含水量、土壤水勢。土壤含水量監(jiān)測深度間隔為0.2 m;土壤水勢0～1 m 監(jiān)測深度間隔為0.2 m,1～8 m監(jiān)測深度間隔為1 m (圖1b)。土壤含水量和水勢監(jiān)測的時間間隔均不超過10 d。此外,該站內還對降水量(1985—2016 年)、灌溉量(1985—2016 年)和蒸散發(fā)(2007—2016 年)等數(shù)據(jù)進行觀測。

冉莊站地理位置為38°40′N、115°23′E,位于河北省清苑縣冉莊鎮(zhèn),距離保定市40 km,2016 年地下水位埋深為20 m。冉莊站系列監(jiān)測數(shù)據(jù)依托站內大型地中蒸滲儀觀測,該蒸滲儀于1987 年建成,面積為10 m2,地下水埋深為8 m,蒸滲儀中設有中子儀測管和負壓計(圖1c),用于觀測土壤含水量和土壤水勢,蒸滲儀還設有補給量觀測裝置。蒸滲儀內田間水肥管理也參照當?shù)仄骄健Ｍ寥篮勘O(jiān)測深度為0～8 m,深度間隔為0.2 m,時間間隔為10 d 左右;土壤水勢監(jiān)測深度為0～5 m,間隔為0.2 m,時間間隔為10 d左右;補給量監(jiān) 測深度 為0.3～8 m,間隔為0.7～2 m。土壤含水量、土壤水勢和補給量的監(jiān)測時間段為1988—2016 年,其中1988—1998 年數(shù)據(jù)資料較好,用于本研究。

1.3 研究方法

1.3.1 長時間序列降水入滲補給量模擬

本研究利用Hydrus-1D 模型模擬降水入滲條件下土壤水分運動和降水入滲補給量,Hydrus-1D 模型是由美國鹽土實驗室于1991 年開發(fā)的用于模擬土壤水流和溶質運移的數(shù)值模型軟件[29]。該模型由改進的一維Richards 方程模擬水分運動,采用Feddes 模型模擬根系吸水[29]。本研究采用均方根誤差(RMSE)和平均絕對誤差(MAE)對模型的擬合效果進行評價。模型的詳細模擬方程、初始和邊界條件設置及模擬效果評價方法見附錄(見官網www.ecoagri.ac.cn 此文的“資源附件”)。

Min 等[30]已對欒城站的模型參數(shù)進行了校準和驗證,本研究采用已校驗模型參數(shù)進行了長時間序列模擬。在冉莊站,利用土壤含水量、土壤水勢和補給量等實測數(shù)據(jù)對模型參數(shù)進行校準和驗證,結果表明: 基于Hydrus-1D 模擬的土壤含水量、土壤水勢、土壤儲水量及8 m 深水分通量與實測值均吻合較好,模型率定詳細結果見附錄(見官網www.ecoagri.ac.cn 此文的“資源附件”)。

1.3.2 數(shù)據(jù)處理與分析方法

本研究基于Microsoft Excel 2020 和Origin 2021處理數(shù)據(jù)并繪制圖表,采用SPSS 21.0 軟件進行數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析。

2 結果與分析

2.1 潛在補給界面發(fā)生深度的確定

土壤中水勢變化是水分下滲和水分耗損協(xié)同作用的結果,土壤水勢梯度是決定水分運動方向的驅動力[31-32]。定義水勢梯度為垂直剖面上兩深度之間水勢(φ)之差(φ1-φ2)與兩深度(h)之間距離(h1-h2,h1位于點h2下方)的比值。當水勢梯度為正值時,代表自h2深度以下的土壤水分運動方向向下;當某一層水勢梯度在研究時段內均大于0 時,則表明該層以下土壤的水分僅向下運動而不再向上運動,該深度也可稱為零通量面出現(xiàn)的最大深度。

利用欒城站和冉莊站土壤水勢觀測資料刻畫土壤水勢梯度變化特征。在欒城站,當土層深度大于2 m后,土壤水勢梯度均大于0,即地表以下2 m 為該站點零通量面存在的最大深度,該深度以下土壤水分不再向上運動僅向下運動(圖2a,b,c);在冉莊站,當土層深度大于3 m 后,土壤水勢梯度才基本上大于0,即地表以下3 m 為該站點零通量面存在的最大深度(圖2d,e,f)。值得注意的是,冉莊站土壤類型為亞砂土,欒城站土壤類型為亞黏土,而通常土壤質地越細,蒸發(fā)極限埋深(即零通量面存在的最大深度)越大,但冉莊站的零通量面存在的最大深度卻大于欒城站,這可能是由地表水分輸入條件差異引起的。欒城站1992—2016 年平均降水量和灌溉量分別為506.7 mm·a-1和358.7 mm·a-1,冉莊站1992—2016 年平均降水量和灌溉量分別為466.1 mm·a-1和355.5 mm·a-1,欒城站總水分輸入比冉莊站多43.7 mm·a-1,進而導致欒城站蒸散發(fā)影響到的土層深度相對較淺。

圖2 欒城站(a,b,c)和冉莊站(d,e,f)土壤水勢梯度隨深度變化(正值代表水分向下運動)Fig.2 Variations of the total soil water potential gradients along depth in Luancheng Station (a,b,c) and Ranzhuang Station (d,e,f)(positive values represent the downward movement of soil water)

利用校準和驗證完成的Hydrus-1D 模型,模擬了欒城站和冉莊站長時間序列(1992—2016 年)地表以下不同深度水分通量(圖3)。分析兩個站點水分通量隨深度變化特征可發(fā)現(xiàn): 零通量面存在的最大深度以下土層年平均水分通量隨深度波動極小。在欒城站,零通量面存在的最大深度(2 m)以下水分通量趨于不變(圖3a)[30];在冉莊站,零通量面存在的最大深度(3 m)以下水分通量隨深度變化也很小(圖3b)。

圖3 欒城站(a)和冉莊站(b)土壤層年平均水分通量隨深度變化Fig.3 Variations of average annual recharge fluxes along depths in Luancheng Station (a) and Ranzhuang Station (b)

盡管零通量面存在的最大深度以下土層年平均水分通量隨深度波動極小,但隨著深度增加,深層補給的滯后和坦化效應更明顯。例如,在欒城站模擬的2000—2002 年2 m、5 m 和8 m 水分通量結果顯示2 m 深度處水分通量變化較為劇烈,而5 m 和8 m 深度處水分通量波動狀況依次減緩,且5 m 和8 m 深度處水分通量峰值相較于2 m 均存在不同程度的滯后(圖4a);在冉莊站模擬的1994—1996 年3 m、6 m和8 m 水分通量結果表明,3 m 處水分通量變化較為劇烈,而6 m 和8 m 水分通量波動狀況依次減緩,且6 m 和8 m 水分通量峰值相較于3 m 均存在不同程度的滯后(圖4b)。因此,考慮到深度越大包氣帶對補給過程的調蓄和緩沖作用越強,補給過程越平緩,更不利于次降水入滲補給量的確定。因此,本研究將2 m 和3 m 分別定為欒城站和冉莊站地下水潛在補給的發(fā)生深度,并利用這兩個深度的水分通量開展次降水入滲補給量分析。

圖4 基于Hydrus-1D 模型模擬的欒城站(a)和冉莊站(b)不同深度地下水補給過程Fig.4 Recharge process at different depths in Luancheng Station (a) and Ranzhuang Station (b) simulated by Hydrus-1D model

2.2 次降水入滲補給量的確定

本文考慮作物類型、包氣帶特性和降水條件等因素,提出了適宜的次降水入滲補給事件識別的標準: 連續(xù)7 d 無降水為次降水的劃分間隔,日平均降水量大于2.00 mm (詳細劃分標準見附錄文件,官網www.ecoagri.ac.cn 此文的“資源附件”)。根據(jù)該標準將研究時段內(1992—2016 年)欒城站和冉莊站分別劃分出67 場和69 場次降水入滲補給事件,且確定了相應的降水入滲補給量。欒城站67 場次降水入滲補給量為0.1～421.7 mm,平均值為22.2 mm,標準差為57.7 mm;冉莊站69 場次降水入滲補給量為0.4～261.9 mm,平均值為32.0 mm,標準差為65.1 mm。

在確定了次降水入滲補給量的基礎上,分析次入滲補給量與次降水量以及前期土壤含水量影響下次總有效水量(次降水量與降水前期0～200 cm 土層儲水量的和)間的關系,并進一步分析次降水入滲補給系數(shù)與上述兩者水分輸入量之間的關系。

欒城站和冉莊站次降水入滲補給量與次降水量均存在較好的相關性,相關系數(shù)(R2)分別為0.894 和0.801 (圖5a,c);當考慮土壤前期含水量影響時,次降水入滲補給量與總有效水量相關關系更佳,R2分別為0.962 和0.853 (圖5b,d)。這是因為土壤前期含水量對降水入滲補給量具有重要影響,降水發(fā)生時,如果降水前期土壤含水量很高,甚至在飽和水平,則土壤剖面僅需少量水分補充甚至無需補充就可形成補給,而當降水前期土壤含水量很低時,降水首先需補充土壤剖面水分虧缺,然后再形成補給,如果降水量很低,甚至不足以補充水分虧缺,則不會形成補給。

圖5 欒城站(a,b)和冉莊站(c,d)次降水量和次總有效水量(次降水量+前期200 cm 土壤儲水量)與次降水入滲補給量的關系Fig.5 The relationship between sub-precipitation amount and total effective sub-water input (sub-precipitation amount and previous soil water storage in 200 cm soil profile),and sub-precipitation infiltration recharge amount in Luancheng station (a,b)and Ranzhuang station (c,d)

欒城站和冉莊站兩個站點次降水入滲補給系數(shù)與次降水量相關關系較差,R2分別僅為0.073 和0.192(圖6a,c);如果考慮土壤前期含水量的影響,總有效水量與次降水入滲補給系數(shù)相關關系雖比不考慮前期土壤含水量有所改善,但仍然較差(欒城站和冉莊站R2分別為0.128 和0.260,圖6b,d)。這是因為降水入滲補給系數(shù)是次降水入滲補給量與次降水量的比值,其分母并未考慮降水前期土壤含水量的影響。本研究中降水入滲補給量為地表以下2 m 或3 m 水分通量,如果降水前期土壤含水量較低,水分虧缺比較嚴重,那么即使降水量較大,入滲補給量也可能很低甚至沒有,則入滲補給系數(shù)將會很小甚至為零;而如果降水前期土壤含水量較高,甚至高于田持水平,那么即使降水量相對較小,也會有較大的補給量,則入滲補給系數(shù)將較大甚至達到1,這是次降水量和次降水入滲補給系數(shù)相關關系差的主要原因。

圖6 欒城站(a,b)和冉莊站(c,d)次降水量和次總有效水量(次降水量+前期200 cm 土壤儲水量)與次降水入滲補給系數(shù)的關系Fig.6 The relationship between sub-precipitation amount and total effective sub-water input (sub-precipitation amount and previous soil water storage in 200 cm soil profile),and sub-precipitation infiltration recharge coefficient in Luancheng station(a,b) and Ranzhuang station (c,d)

綜上所述,利用統(tǒng)一的降水劃分標準對次降水場次進行劃分,結合合適的次降水入滲補給量確定方法,再進行次降水事件的合理篩選和次降水入滲補給量的校核,可進行次降水入滲補給機理研究。研究發(fā)現(xiàn): 研究時段內次降水入滲補給量具有較大變異性,主要受到水分輸入條件的影響,次降水入滲補給量與次降水量和次總有效水量(次降水量+前期200 cm 土壤儲水量)存在顯 著相關關系,R2可達0.801～0.962。但次降水入滲補給系數(shù)與次降水量和次總有效水量(次降水量+前期200 cm 土壤儲水量)的相關關系較差,兩個站點的R2為0.073～0.260。這是因為次降水入滲補給系數(shù)沒有考慮降水前期土壤含水量對補給的影響,因此在實際應用中,利用次降水入滲補給系數(shù)可能無法準確計算次降水入滲補給量。

3 討論

次降水入滲補給研究是年或汛期降水入滲補給研究的基礎,開展次降水入滲補給機理和定量研究對于提高年降水入滲補給量的估算精度具有重要意義。本研究利用土壤水分、土壤水勢和補給量等數(shù)據(jù)對Hydrus-1D 模型進行校準和驗證,然后模擬了長時間序列降水入滲補給通量,進一步構建了適宜的次降水劃分標準,深入分析了次降水入滲補給機理,研究了次降水入滲補給量及其與次降水量之間的關系。

次降水事件的合理劃分是開展次降水入滲補給研究的前提,研究發(fā)現(xiàn)次降水劃分受流域特性和地下水位埋深[4-5,33]等因素的影響,其劃分標準可能具有不可移植性,劃分需視具體研究區(qū)域和研究目標而定。已有研究表明,降水入滲補給具有明顯的滯后性,且如果兩次降水事件相隔時間較短時,入滲補給過程線有可能重疊甚至合而為一,只形成一次補給事件。因此,對次降水進行劃分時,需要考慮次降水的時間間隔和當次降水的持續(xù)時間[33],一方面要保證次降水劃分間隔足夠長,即要考慮補給的滯后效應和持續(xù)時間[13,34]的影響,避免相鄰幾次降水事件的補給過程相互疊加無法區(qū)分;另一方面劃分間隔也不能太長,否則將出現(xiàn)每年只有1～2 場降水事件,且大多數(shù)降水事件中包括灌溉事件,導致無法開展次降水入滲補給機理的研究。本研究次降水事件劃分從補給過程線入手,在總結前人相關研究成果和區(qū)域特性引起的相關限制條件下,通過試錯法確定了適用于本地區(qū)的次降水劃分標準,劃分標準對相關研究具有指導意義。

本研究中的降水入滲補給量并非是實際地下水補給量,是地表以下2 m 或3 m 深度水分滲漏量,即潛在降水入滲補給量,但是該補給量可近似等于實際地下水補給量,在地下水深埋條件下,實際地下水補給滯后時間更長且更坦化[13-14,18,35],本研究確定的潛在補給界面發(fā)生深度對相關研究具有借鑒意義。

本研究欒城站和冉莊站分別劃分出67 場和69場次降水事件,且這些降水場次主要發(fā)生在汛期,即年內補給主要是由汛期幾次降水事件引起的,這與以往研究結果相似,例如李娜等[21]利用HYDRUS-1D 模型模擬了北京大興區(qū)厚包氣帶水分通量(1951—2005 年,55 年),結果表明年內入滲補給主要發(fā)生在6—10 月份。

次降雨入滲補給過程極其復雜,本研究中提出的次降水劃分標準和次降水入滲補給量確定方法是針對冬小麥-夏玉米灌溉農田確定的,次降水劃分標準受到土壤質地、地下水埋深、降水、植被類型等綜合影響,該研究中的方法和結果可為相關研究提供參考,但需要視流域特性等進行調整。

仍需要注意的是,盡管本文在研究降水入滲補給時剔除了灌溉影響場次,但灌溉對補給的形成起到很大的促進作用。在欒城站,Pei 等[36]研究冬小麥、夏玉米雨養(yǎng)條件下補給量時發(fā)現(xiàn),由于沒有春季灌溉對土壤剖面水分虧缺的補充,玉米季汛期補給量很低,雨養(yǎng)條件下年平均補給量(2011—2015 年)僅為1.3 mm·a-1,遠小于灌溉條件下年平均補給量(116 mm·a-1),因此,灌溉為夏季的降水入滲奠定了更好的土壤水分基礎。當前對于灌溉和降水對補給的各自貢獻仍不清楚,仍需要深入開展降水和灌溉的補給機理研究。

4 結論

本文基于土壤含水量、土壤水勢和蒸滲儀補給量等觀測數(shù)據(jù),結合Hydrus-1D 模型模擬了長時間尺度日降水入滲補給通量。結合區(qū)域特征并總結前人相關理論基礎建立了次降水和次入滲補給的劃分標準,次降水間隔定為7 d,該劃分標準具有一定的物理意義。基于上述方法在欒城站和冉莊站(1992—2016 年,25 年)分別劃分出67 場和69 場次降水入滲補給事件,次降水入滲補給量具有較大變異性。次降水入滲補給量與次降水量呈現(xiàn)較好的線性相關性,當考慮前期土壤含水量影響時,相關關系更佳。但是次降水入滲補給系數(shù)與次降水量相關關系較差,這是因為次降水入滲補給系數(shù)為次降水入滲補給量和次降水量的比值,無法反映降水前期土壤含水量對補給的影響,因此,利用降水入滲補給系數(shù)可能無法比較正確地估算次降水入滲補給量。