沙區(qū)微域土壤水分再分布研究

柴成武，徐先英，王方琳，郭樹江，唐衛(wèi)東，王多澤

(甘肅省治沙研究所/甘肅民勤荒漠草地生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學觀測研究站，甘肅 武威　733000)

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沙區(qū)微域土壤水分再分布研究

柴成武，徐先英，王方琳，郭樹江，唐衛(wèi)東，王多澤

(甘肅省治沙研究所/甘肅民勤荒漠草地生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學觀測研究站，甘肅 武威733000)

摘要：根據(jù)水量平衡方程式建立沙區(qū)微小區(qū)域蒸發(fā)估算模型，利用該模型對沙區(qū)微域徑流區(qū)積水區(qū)、過渡區(qū)、產(chǎn)流區(qū)土壤水分入滲與蒸發(fā)進行估算，分析降水的微域積水效應，探討利用沙區(qū)微域積水效應進行植被恢復的可行。結(jié)果表明：微域徑流區(qū)積水區(qū)表現(xiàn)出明顯的積水效應，降水入滲使土壤水分變化較大的深度表現(xiàn)為積水區(qū)(100 cm)>過渡區(qū)(80 cm)>產(chǎn)流區(qū)(60 cm)；對應的水分增量為積水區(qū)(15.84%)>產(chǎn)流區(qū)(12.64)>過渡區(qū)(10.61%)；蒸發(fā)量表現(xiàn)為積水區(qū)(44.8%)>過渡區(qū)(35.9%)>產(chǎn)流區(qū)(25.8%)，水分增量、蒸發(fā)量及總存水量相關(guān)，沙區(qū)微域積水區(qū)具有良好的積水存水效應，對植被恢復具有重要意義。

關(guān)鍵詞：沙區(qū)；蒸發(fā)估算模型；微域徑流區(qū)；土壤水分

蒸散發(fā)是SPAC系統(tǒng)中水分運動重要而復雜的過程，其強度與土壤狀況、植被狀況、大氣環(huán)境密切相關(guān)。研究陸地表面蒸散發(fā)過程意義在于，蒸散發(fā)一方面關(guān)聯(lián)著地-氣系統(tǒng)的物質(zhì)能量交換，影響著對全球變化的預測，另一方面區(qū)域蒸散發(fā)的顯著變化又反映著區(qū)域生態(tài)環(huán)境的改變[1]。自1802年Dalton提出著名的Dalton蒸發(fā)定律以來，對于蒸發(fā)量的研究已有200多年的歷史，在蒸發(fā)的理論、測定、計算等問題方面，取得了大量成果，特別是用于區(qū)域范圍內(nèi)的蒸散遙感遙測法得到極大發(fā)展[2]。目前，蒸散發(fā)的確定有實際測量與模擬計算2種方法[3]，實際測定方法有水量平衡測定法[4]、蒸滲儀法[5-6]、梯度法(擴散法)、渦度相關(guān)法(EC法)[7]、包文比能量平衡法(BREB法)、示蹤法、蒸騰室法、氣孔計法、植株液流法等[3]。雖然方法眾多，但實際測定中對于單點測量多以稱量法為主[8-9]，難以應用到野外實地測量，從而形成一些基于一定參數(shù)測量的模擬計算方法[10-13]。這些模擬計算法在參數(shù)的處理方面各有千秋，形成不同的應用范圍，但筆者在應用于民勤沙區(qū)荒漠綠洲過渡帶水分監(jiān)測時沒有找到更具操作性的模擬計算方法，而是應用水量平衡原理推導出新的應用于沙區(qū)的定點土壤水分監(jiān)測蒸發(fā)估算模型。已有水量平衡法主要通過測定一定深度內(nèi)土壤貯水量的變化，利用降水量資料，根據(jù)水分收支平衡推算某時段內(nèi)農(nóng)田總的實際蒸散量[3]，是一種范圍性的估算模型，試驗介紹的模型卻是一種基于單點測定的估算模型。沙區(qū)微域徑流作為地表徑流的一種形式，具有地表徑流形成的一切特征，但又存在差別。微域徑流是在微地貌下產(chǎn)生的，這就決定了相對于小流域概念，其集水面積、徑流量、徑流長等都很小，對于土壤水分的補給和生態(tài)效益是有限的，但在干旱區(qū)尤其是在沙漠中卻十分重要。沙區(qū)微域積水區(qū)、過渡區(qū)、產(chǎn)流區(qū)的水分分布差異研究可為沙區(qū)區(qū)域化植被恢復提供理論依據(jù)。

1材料與方法

1.1研究區(qū)概況

石羊河下游的民勤綠洲地處河西走廊東段，是我國荒漠化危害嚴重的區(qū)域之一，東北與騰格里沙漠接壤，西北為巴丹吉林沙漠。地處溫帶干旱荒漠氣候區(qū)，多年均溫7.8℃；平均年降水量113.2 mm而蒸發(fā)量高達2 644 mm，為全國最干旱地區(qū)之一。土壤類型以風沙土、灰棕漠土、草甸土、草甸沼澤土為主，耕作土壤是灰棕漠土、草甸土等土類經(jīng)過長期灌溉淋溶、耕作施肥等人為作用下形成的特殊土類—綠洲灌漠土。目前由于地表水資源的不合理利用和地下水資源的無序開采，已造成平均地下水位埋深下降到目前的19.8 m，地下水對地表植被的影響極度減弱，植被生態(tài)水文格局發(fā)生很大變化，由主要利用地下水演變?yōu)橥耆锰烊唤邓S持生長的狀況[14-15]。

1.2研究方法

1.2.1觀測方法采用中子儀定時觀測土壤重量含水率。選擇甘肅省民勤治沙綜合試驗站15號觀測井附近的典型微域，產(chǎn)流區(qū)相對于積水區(qū)底部高度1.6 m，外周長28.1 m，內(nèi)周長16.8 m，坡度約28°，面積40.725 m2；積水區(qū)長2.9 m，寬2.3 m，面積約21 m2。在積水區(qū)(相對經(jīng)常積水)、積水區(qū)與產(chǎn)流區(qū)的過渡區(qū)(相對少量積水)、產(chǎn)流區(qū)(基本不積水)分別設置中子管，為4、5、6號管，設置深度200 cm，每20 cm進行監(jiān)測，發(fā)生產(chǎn)生徑流的降雨時，連續(xù)每天觀測。

1.2.2微域蒸發(fā)估算模型的建立水量平衡法是計算土壤蒸發(fā)最基本的方法，地下水位相當?shù)蜁r可忽略地下水引起的水分向上運移，在地表水分入滲過程中，總能找到一個水分變化接近于恒定的地層，而且一般處于土壤深層，此時地溫也比較恒定，假定此層不蒸發(fā)不入滲，則在不考慮側(cè)滲、外部水分輸入如凝結(jié)等情況下，此層以上水分的變化量為地表水分蒸發(fā)。如圖1所示，選擇地表蒸發(fā)層A層(水分變化強烈)和植被水分利用最為密切的中間變化層B層(水分緩慢變化)及其下邊界層C層(水分基本恒定，近似為沒有變化)為研究對象，t0時刻A層含水量為At0，至t1時刻時At0的去向有三：蒸發(fā)、入滲、存留部分At1，同時有B層蒸發(fā)梯度力引起的進入A層的水分為輸入量記為Bto蒸發(fā)；對于B層而言， Bt0的去向有三：蒸發(fā)梯度力引起的向上的水分流失記為Bto蒸發(fā)、重力引起的入滲記為Bto入滲、存留部分Bt1；C層同理，分別記為Ct0蒸發(fā)、Ct0入滲、Ct1。由水量平衡則可得出如下關(guān)系式(模型圖1)：

At0+ Bt0蒸發(fā)= At0蒸發(fā)+ At0入滲+ At1

(1)

Bt0+ Ct0蒸發(fā)+ At0入滲=Bt0蒸發(fā)+ Bt0入滲+ Bt1

(2)

Ct0+Bt0入滲=Ct0蒸發(fā)+Ct0入滲+Ct1

(3)

當C層不蒸發(fā)不入滲時：Ct0蒸發(fā)=0；Ct0入滲=0； Ct1=Ct0；則Bt0入滲=0

(4)

由式(1)、(2)、(3)、(4)可得：

At0蒸發(fā)= At0- At1+ Bt0- Bt1

(5)

圖1　土壤蒸發(fā)估算模型圖Fig.1　Soil moisture evaporation estimation model

2結(jié)果與分析

2006年8月11日當日單次特大降水46.9 mm，其后降水12日為3 mm，13日為0.4 mm， 17日為13.5 mm，18日為0.3 mm,19日為3.5 mm。當降水進入土壤后，土壤水分的再分布表現(xiàn)為土壤水分入滲與蒸發(fā)。

2.1積水區(qū)土壤水分再分布

2.1.1積水區(qū)土壤水分入滲表層0～100 cm土壤含水率在降水后兩日即8月13日(由于儀器原因12日缺測)都大幅提高(圖2)，提高最大為20～40 cm處為20.82%，其次為表層0～20 cm和40～80 cm處，都在15%之上，80～100 cm提高10.98%，明顯降低。地表0～20 cm層直接與大氣接觸，蒸發(fā)強烈，土壤含水率提高后便迅速降低，40～100 cm處明顯受到降水入滲時間滯后效應影響，但總體都有較大幅度的提高。100 cm以下土壤含水率提高更慢，已經(jīng)不足1%，但隨著時間延長至19日，100～120 cm層土壤含水率一直在提高，已經(jīng)屬于水分再分布的長期效應。

2.1.2積水區(qū)土壤蒸發(fā)選擇水分變化相對處于穩(wěn)定狀態(tài)中的160～200 cm層作為控制層應用水量平衡原理來說明土壤水分的蒸發(fā)與入滲。當該層水分含量

圖2　積水區(qū)4號管土壤含水率Fig.2　Soil moisture change of in the casual water zone (pipe 4)

處于不變狀態(tài)時認為上部入滲十分微弱，100～160 cm標記為B層；對于其上部的0～100 cm，標記為A層；對于其下的160～200 cm標記為C層。降水后當?shù)乇?～20 cm水分達到最大時，記為t0時刻，對于其后的某一時刻記為t1時刻，則從t0至t1時刻土壤表面蒸發(fā)率可以用(5)式計算出。觀察到8月13日之前A層土壤含水率大幅升高，B層處于恒定狀態(tài)，之后A層下降而B層上升。11日至13日之間降雨引起的水分變化量為8月13日A層含水量與8月11日降雨前含水率之差，即15.84%。應用式(5)可計算出8月13、15、16、17、18、19日的土壤蒸發(fā)率分別為2.55%、1.92%、0.62%、0.473、1.02%、0.11%、3.43%，合計蒸發(fā)7.09%，占總流失水分的44.8%。

2.2過渡區(qū)土壤水分再分布

2.2.1過渡區(qū)土壤水分入滲表層0～100 cm土壤含水率在降水后1日即8月12日都增加至最大，提高最大的是20～40 cm表層，為17.1%；其次，表層40～60 cm處和60～80 cm處，分別為16.97%和11.34%；表層 0～20 cm處直接與大氣接觸，蒸發(fā)強烈，土壤含水率提高后便迅速降低，只提高5.78%；80～100 cm處明顯受到降水入滲時間滯后效應影響，但總體也有一定幅度的提高。100 cm以下土壤含水率提高更慢，已經(jīng)不足1%，但隨著試驗時間延長至19日，100～120 cm層土壤含水率一直在提高，此層屬于水分再分布的長期效應；120 cm～200 cm屬于水分變化穩(wěn)定不變區(qū)間(圖3)。

圖3　過渡區(qū)5號管土壤含水率Fig.3　Soil moisture change ofin the transition area (pipe 5)

2.2.2過渡區(qū)土壤蒸發(fā)水分變化相對處于穩(wěn)定狀態(tài)中的120～200 cm層作為控制層即C層，80～120 cm標記為B層；對于其上部的0～80 cm，標記為A層。降水后當?shù)乇?～20 cm水分達到最大時，記為t0時刻即8月12日，對于其后的某一時刻記為t1時刻。則11～12日降水引起的水分變化量為10.61%。應用式(5)可計算出11日以后各日的土壤蒸發(fā)率，合計蒸發(fā)4.59%，占總流失水分的35.9%。

2.3產(chǎn)流區(qū)土壤水分再分布

2.3.1產(chǎn)流區(qū)土壤水分入滲表層0～80 cm土壤含水率在降水后一日即8月12日都增加至最大(圖4)，提高最大者20～40 cm處為15.02%，其次為表層40～60 cm處為14.24%；表層 0～20 cm處直接與大氣接觸，蒸發(fā)強烈，土壤含水率提高后便迅速降低，只提高8.65%；60～100 cm處受到降水入滲時間滯后效應影響， 60～80 cm、80～100 cm分別以2.51%和2.03%的幅度提高，此層屬于水分再分布的長期效應區(qū)。100 cm以下土壤含水率提高都不足1%，屬于水分變化穩(wěn)定不變區(qū)間。2.3.2產(chǎn)流區(qū)土壤蒸發(fā)水分變化相對處于穩(wěn)定狀態(tài)中的100～200 cm層作為控制層即C層，60～100 cm標記為B層；對于其上部的0～60 cm，標記為A層。降雨后當?shù)乇?～20 cm水分達到最大時，記為t0時刻即8月12日，對于其后的某一時刻記為t1時刻。則11日至12日之間降雨引起的水分變化量為12.64%。應用式(3)可計算出11日以后各日的土壤蒸發(fā)率，合計蒸發(fā)3.26%，占總流失水分的25.8%。

圖4　產(chǎn)流區(qū)6號管土壤含水率Fig.4　Soil moisture change of in runoff area (pipe 6)

3討論

(1)沙區(qū)微域蒸發(fā)估算模型應用具備條件：1)土壤不同深度的定點土壤水分監(jiān)測數(shù)據(jù)；2)能找到一個土壤溫度和水分變化比較恒定的地層，并且土壤水分監(jiān)測到該位置。

(2)微域徑流區(qū)積水區(qū)水分監(jiān)測表現(xiàn)出明顯的積水效應，對植被恢復具有重要意義，降水入滲使土壤水分變化較大的深度表現(xiàn)為積水區(qū)(100 cm)>過渡區(qū)(80 cm)>產(chǎn)流區(qū)(60 cm)；對應的水分增量為積水區(qū)(15.84%)>產(chǎn)流區(qū)(12.64)>過渡區(qū)(10.61%)；土壤蒸發(fā)表現(xiàn)為積水區(qū)(44.8%)>過渡區(qū)(35.9%)>產(chǎn)流區(qū)(25.8%)，水分增量與蒸發(fā)量與總存水量相關(guān)。

(3)土壤水分在入滲蒸發(fā)后，存水量并非一定表現(xiàn)出“積水區(qū)>產(chǎn)流區(qū)>過渡區(qū)”，由于蒸發(fā)影響，還與植被蓋度等因素有關(guān)。

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A Study on the soil moisture redistribution in micro-scale watershed in sandy area

CHAI Cheng-wu,XU Xian-ying,WANG Fang-lin,GUO Shu-jiang,TANG Wei-dong,WANG Duo-ze

(GansuDesertControlResearchInstitute,NationalFieldObservationandResearchStationofDesertGrasslandEcosysteminMinqin,Wuwei733000,China)

Abstract：In order to explore the feasibility for recovering the vegetation by using the water kept in micro-scale watershed in sandy area,the evaporation model for micro-scale watershed was established with water balance equation to estimate the soil moisture infiltration and evaporation in casual water zone,transition zone and runoff zone.The result showed that the soil moisture was significantly increased in casual water zone,and the variation order of soil moisture in different depths caused by rainfall infiltration was 100cm in rainfall precipitation zone>80 cm in transition zone>60 cm in runoff area.Soil moisture was increased by 15.84% in the casual water zone,12.64% in the runoff area and 10.61% in the transition area respectively.Soil evaporation order was 44.8% in the casual water zone>35.9% in the transition area>25.8% in the runoff area.The water storage in micro-scale watershed was promising for vegetation restoration.

Key words：sandy area;evaporation estimation model;micro-scale watershed;soil moisture

中圖分類號：S 152.7

文獻標識碼：A

文章編號：1009-5500(2016)02-0066-05

作者簡介：柴成武(1980-)，男，甘肅會寧人，助理研究員，碩士，從事荒漠化防治與土壤水文生態(tài)研究。

基金項目：國家自然科學基金(31100519、41161006)，甘肅省自然科學基金計劃項目(1107RJZA099)資助

收稿日期：2015-10-29； 修回日期：2015-12-21

E-mail：chaichw@163.com