2018, Vol. 26
2. 中国科学院水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室 杨凌 712100
2. State Key Laboratory of Soil Erosion and Dryland Farming on the Loess Plateau, Institute of Soil and Water Conservation, Chinese Academy of Sciences and Ministry of Water Resources, Yangling 712100, China
地下水补给是含水层和含水系统从外界获取水量的过程, 通常受气候、植被、地质、土壤、地貌、水位埋深和灌溉等下垫面条件和人为因素的综合影响, 因而地下水补给过程十分复杂。黄土高原水蚀风蚀交错区是黄土高原的重要组成部分, 面积占黄土高原总面积的28.56%, 水蚀风蚀严重, 水资源短缺。土壤质地较粗, 是黄河下游河床粗泥沙的主要产区[1]。该区土壤水分是影响区域生态系统生产力、塑造区域植被和景观的重要因素[2]。在当地, 地下水是居民生活、工农业生产和维持区域生态系统平衡的重要水源。但目前对于区域地下水的补给和转化机制尚不明确, 因此研究黄土高原地下水的补给对水资源利用、地下水保护和模拟水文过程有重要指导作用。
目前对深层土壤水分的测定和保护研究很多, 不同土地利用模式对土壤水分产生较大影响, 选择合适的植被对于土壤深层水的保护和持续利用非常重要[3]。Hu等[4]在时间变异性和时间稳定性分析基础上, 利用SWC模型和经验正交函数, 估算小流域尺度上空间分布的土壤含水量。李晗等[5]利用同位素示踪剂氚测定长武塬区王东沟流域坡地深层渗漏量, 显示平均渗漏量超过20 mm·a-1。一些学者在巴丹吉林沙漠和日古乃绿洲利用环境同位素示踪手段, 根据当地气候、土壤质地、地下水的特征及水化学条件, 研究得到地下水补给机制及补给来源, 并定量得到了地下水补给深度和补给量[6-8]。在黄土高原地区, 土层深厚, 地形复杂。诸多研究显示降水是黄土区地下水补给的主要来源[9-13]。但降水如何穿过深厚的黄土层补给地下水的过程尚不明确[11]。早期调查指出洛川塬、董志塬等黄土塬区主要通过裂隙或者潜蚀洞补给地下水, 还在裂隙面发现了因重力水通过形成的碳酸盐膜, 而较难通过常规入渗和水分再分布过程补给[14-15]。程立平等[11]和徐学选等[12]指出黄土区地下水存在大孔隙优先流补给的可能, 但在空间上并不普遍; 优先流的发生与土地利用方式以及土壤含水量有关, 土壤干层会减少优先流的发生, 而土壤剖面含水量较高时则容易产生优先流, 从而对地下水进行补给[9, 11]。区域“退耕还林(草)”工程和淤地坝建设等人为因素导致大规模植被和微地形改变, 同时引起地下水补给和转化的改变[16]。地下水补给量在不同区域不同研究当中存在差异, 例如黄土高原无定河流域地下水年补给量为11.38~15.69 mm, 占多年平均降水量(409 mm)的2.8%~3.9%[17];渭北旱塬拥有130 m厚层黄土的黑河流域地下水年补给量为107 mm, 占多年平均降水量(571 mm)的19%, 其中“优先流”占87%[18], 活塞流由于干燥层的存在而贡献较小, 优先流为主要补充机制。
黄土高原北部水蚀风蚀交错区粗质地土壤分布广泛, 是黄河中下游粗泥沙的主要来源区。土壤孔隙度大, 持水能力低, 饱和导水率高。区域降水量在108.6~891.1 mm之间, 年际和年内分配不均, 年变率大, 降水集中且暴雨多, 雨强大[10]。有研究表明, 只有在丰水年降水才能垂直入渗通过根系活动区, 从而对地下水形成缓慢补给[11], 大的降水促进了大孔隙优先流的发生[12]。入渗和土壤水分再分布是降水、地表水、土壤水和地下水相互转化的一个重要过程, 研究年际不同降水水平条件下粗质地土壤深层剖面水分运动, 对揭示降水对浅层地下水补给可能性、水蚀风蚀交错区地下水补给机制有重要意义。受限于水分观测设备和实际条件, 更深层水分运动很难实测, 本研究采用水蚀风蚀交错区六道沟小流域内2013—2016年人工旱柳(Salix matsudana)林地土壤0~600 cm剖面含水量实测数据和气象资料, 运用HYDRUS-1D反演获取土壤水力参数并用以模拟深层土壤水分运移, 以期得到降水在粗质地土壤中入渗和运移深度及补给浅层地下水的可能性, 为揭示水蚀风蚀交错区土壤剖面水分运动与浅层地下水补给机制提供参考。
1 试验材料与方法 1.1 研究区概况研究区位于陕西省神木市西沟乡六道沟小流域(110°21'~110°23'E, 38°46'~38°51'N), 海拔1 094~ 1 274 m, 处于黄土高原到毛乌素沙地的过渡地带, 以及流水侵蚀的黄土丘陵区向干燥剥蚀作用的鄂尔多斯高原过渡的水蚀风蚀交错带, 是典型的生态脆弱区。该区属于中温带半干旱气候, 气候变化剧烈, 年平均气温8.4 ℃, ≥10 ℃活动积温为3 248.0 ℃, 无霜期153 d, 全年日照时数2 836 h, 年总太阳辐射量5 922 MJ·m-2, 年光合有效辐射2 900 MJ·m-2, 年平均风速为2.5~2.7 m·s-1。多年平均年降水量437.4 mm, 年内年际变化大(108.6~891.1 mm), 其中6—9月份的降水量占全年的75%以上, 年平均蒸发力785.4 mm, 干燥度1.8, 属于典型的半干旱区。该区雨热同季, 植物4—5月萌发, 10月枯萎。
地带性土壤为黑垆土, 因长期强烈侵蚀, 已被沙黄土、新黄土、红黏土及沙地上发育起来的风沙土、淤地坝土取代, 地貌类型为片沙覆盖的梁峁状黄土丘陵。流域内地形非常复杂, 沟道纵横交错, 土地沙化严重。退耕还林(草)工程的实施, 使该流域内植被大量增加, 目前主要人工或自然乔灌木有杨树(Populus simonii)、旱柳、沙柳(S. cheilophila)和柠条(Caragana korshinskii), 主要草有长芒草(Stipa bungeana)和紫花苜蓿(Medicago sativa)等[19]。
试验选择旱柳样地为研究对象, 样地土壤主要为粗砂质土壤, 在当地风沙土呈片状、斑块状不连续分布。有研究表明在本地区颗粒组成大于0.05 mm占69%[20], 也有研究表明0~200 cm土层内, 颗粒组成小于0.01 mm占13.8%[21]。在风沙土丘陵区, 0~200 cm土层内粗砂占较大比例。据实际观测, 0~260 cm为粗砂, 260~300 cm为粗砂细砂过渡层, 300~1 000 cm之间820 cm和960 cm附近出现细砂与黄土混合层, 其余为细砂质土壤, 据此认为600~1 500 cm土壤为细砂质土壤。表层土壤容重为1.62 g·cm-3, 孔隙度为38.9%。样地与当地气象站处于同一海拔高度1 216 m, 直线距离600 m。样地上的旱柳是当地的乡土树种, 树龄近30年。
1.2 基础数据获取土壤剖面实测含水量:在旱柳样地埋设3根铝制中子仪测管, 地下埋深均为600 cm, 采用CNC503B型中子仪测量土壤剖面体积含水量(θ, cm3·cm-3), 在2013—2016年4月至10月每隔1个月测定一次。因土壤含水量浅层比深层变化更强烈, 因此在0~100 cm深度土层, 测量间隔10 cm; 在100~600 cm土层, 测量间隔为20 cm。
植被根系分布:采用80 mm直径根钻取土分离土样中根系, 获取旱柳样地地下0~600 cm深度根系分布特征。取与根系吸水密切相关的小于2 mm直径细根生物量, 分析土壤剖面根系分布特征, 详细根系取样和处理过程见前期研究[22]。
气象资料和潜在蒸散(ETp):从距离样地直线600 m的自动气象监测站获取气象数据, 主要包括1.5 m高度净辐射量(Rn, MJ·m-2·h-1)、平均空气温度(Ta, ℃)、空气相对湿度(RH, %)、2 m高度风速(Sw, m·s-1)和降水量(P, mm)等。运用Ref-ET software (www.kimberly.uidaho.edu), 选择内置ASCE Penman-Monteith模型计算参考作物蒸散量(ET0, mm·d-1)。在旱柳不同生长时期用SunScan植物冠层分析仪测定样地叶面积指数(LAI), 用于将ET0分割为潜在土壤蒸发(Ep, mm·d-1)和潜在冠层蒸腾(Tp, mm·d-1)[23-24], 分割计算公式为:
| $ {T_{\rm{P}}} = {\rm{E}}{{\rm{T}}_0} - {\rm{SCF}} $ | (1) |
| $ {E_{\rm{P}}} = {\rm{E}}{{\rm{T}}_0} \times (1 - {\rm{SCF}}) $ | (2) |
| $ {\rm{SCF}} = 1 - {e^{ - {r_{{\rm{extinct}}}}}}^{{\rm{ \times LAI}}} $ | (3) |
式中: SCF为植被覆盖系数; rextinct为冠层消光系数, 本文取值0.75[25-26]。
1.3 HYDRUS-1D模型 1.3.1 模型介绍该模型包括正解模块和反演模块, 反演模块允许用5种解析表达式表示土壤水力性质θ(h)和K(h), 这些解析式由有限个未知参数组成。模型模拟可以方便地控制环境变量和边界条件, 但一般需要复杂的参数输入, 确定合理的参数比较困难。反演过程中先给这些参数赋予初值, 然后把赋予初值的θ(h)和K(h)代入水流控制方程, 并结合试验的初始条件和边界条件, 形成完整描述水流运动状况的数学模型。最后用Nash-Sutcliffe效率系数Ens和均方根误差RMSE评价模型的模拟精度。效率系数Ens体现了模型的总体效率, 其计算公式为:
| $ {\rm{Ens}} = 1-\frac{{\sum\nolimits_{i = 1}^n {{{({P_i} - {O_i})}^2}} }}{{\sum\nolimits_{i = 1}^n {{{({O_i} - {{\bar O}_i})}^2}} }} $ | (4) |
式中: Pi为预测值, Oi为观测值,
RMSE也称为回归系统的拟合标准, 表示模拟值与实测值的接近程度。公式为:
| $ {\rm{RMSE}}= \sqrt {\frac{1}{n}\sum\limits_{i = 1}^n {{w_i}{{({P_i} - {O_i})}^2}} } $ | (5) |
式中: wi表示权重。RMSE越小, 代表模拟值越接近观测值。
1.3.2 初始条件和边界条件研究区沙地一般不产生径流, 忽略植被截留, 将当年降水量作为水分输入项。选取2013年至2016年实测的日气象数据, 将降水数据和计算得到的Ep和Tp作为大气边界条件设定为上边界条件, 下边界条件设定为自由排水条件, 将2013年0~600 cm第1次水分剖面实测值作为初始条件, 应用HYDRUS-1D模型进行2年时间(共730 d)的水分运移模拟。首先, 利用反解模块模拟2013—2014年0~600 cm剖面水分变化, 进行参数反演。之后, 利用反解获得的参数, 将2015年第1次水分剖面实测值作为初始条件, 模拟得到的2015—2016年剖面水
分模拟值和实测值进行对比, 验证参数可行性。最后, 将2013年0~600 cm第1次水分剖面实测值作为模型中0~600 cm的初始条件, 并将接近600 cm深度的含水量作为模型中600~1 500 cm的初始条件, 利用验证后的参数进行2013—2016年0~1 500 cm剖面水分运动模拟。此外, 利用观测和文献数据进行上边界通量验证。
根据剖面土壤质地差异, 模拟时将0~600 cm土层剖面划分3层, 分别为0~260 cm、260~300 cm、300~600 cm, 同时假设600~1500 cm土层土壤质地与300~600 cm一致; 依据土壤剖面细根生物量分布规律设置模型根系分布参数, 不考虑根系生长。
1.3.3 参数确定采用HYDRUS-1D模型的反演模块确定剖面土层水力参数:进气吸力的倒数(α)、孔隙大小分布系数(n)、饱和导水率(Ks), 将模拟得到的剖面水分分布与实测值进行对比, 利用Nash-Sutcliffe效率系数Ens和均方根误差RMSE检验模拟结果和实测值之间的拟合程度, 验证获得的参数和入渗、蒸发过程的合理性, 不断重复反演过程, 直至拟合效果最优且参数可接受, 得到最优的反演参数。之后将确定的参数代入正解模块中, 进行2013—2016年深剖面0~1 500 cm的水分运动模拟。
2 结果与分析 2.1 试验区降水特征与土壤水分运动六道沟流域多年平均年降水量为437.4 mm, 年际间相差大, 年内5—10月降水量约占全年降水量92%。试验期间, 2013年和2016年降水量分别为669 mm和704 mm, 显著高于多年平均值, 为丰水年; 2014年降水量439 mm, 接近多年平均值, 为典型的平水年; 2015年降水量371.1 mm, 远低于多年平均值, 为干旱年(图 1)。4年内最大日降水量为124.0 mm, 发生在2016年7月8日; 最大月降水量发生在2016年7月, 为274.6 mm。由于试验地属于粗质地沙土, 土壤水分含量处于较低水平, 剖面平均含水量最低在0.05 cm3·cm-3。年内土壤水分受到降水的强烈影响, 2014年和2015年降水量少, 土壤剖面水分含量在生长季初和生长季末整体上差异不大, 说明当季降水均已通过蒸散发或者渗漏等损失。但是2013年和2016年降水较多, 土壤剖面含水量在生长季初和生长季末有显著差异, 当季降水显著提高了生长季末剖面大部分层次的水分含量, 测量的最深处(600 cm)生长季末水分含量仍然高于生长季初, 说明水分渗漏已经超过了试验观测深度(图 2)。
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图 1 2013—2016年六道沟流域月降水量分布和期间月平均降水量 Figure 1 The monthly precipitation distribution and the monthly mean precipitation at the Liudaogou catchment during 2013-2016 |
利用2013—2014年反演得到的参数, 模拟得到2015—2016年剖面水分分布, 对比分析2015—2016年0~600 cm剖面水分生长季初和生长季末实测值和模拟值。结果显示剖面水分含量模拟值与实测值接近, 变化趋势一致(图 2)。同时分析了50 cm、130 cm、300 cm、400 cm和540 cm土层4年期间实测值与模拟值, 浅层土壤受降水影响较大, 在50 cm深度土壤水分随时间变化波动较大, 随深度的增加, 变化幅度逐渐趋于平缓(图 3)。2013—2016年土壤深度模拟结果评价系数Ens范围在0.439~0.739, 80%在可接受范围(Ens≥0.5)内, RMSE在0.002~0.009 cm3·cm-3范围内(表 1), 均在合理范围内, 说明模拟结果可以接受。
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图 2 2013—2016年六道沟流域0~600 cm剖面水分实测值与模拟值拟合程度对比 Figure 2 Comparison between the observed and simulated soil volumetric water content profiles at the Liudaogou catchment in 2013-2016 |
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图 3 2013—2016年六道沟流域不同深度土壤体积含水量实测值与模拟值随时间变化对比 Figure 3 Comparison between dynamic changes of the observed and simulated soil volumetric water contents at different depths at the Liudaogou catchment in 2013-2016 |
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表1 率定期和验证期不同深度土壤体积含水量模拟效果评价系数Ens和RMSE Table 1 Goodness-of-fit assessment based on Ens and RMSE of soil volumetric water contents at different depths during inverse correction and verification periods |
4年中, 在生长季初和生长季末水分含量在0~280 cm土层变化明显, 分析原因一方面可能是受到根系的影响, 根系主要分布在0~100 cm和220~280 cm土层, 分别占总量的66%和20%[27]。根系少的土层土壤含水量高于根系多的土层。另一方面可能是受土壤剖面质地的影响, 280~300 cm土层土壤含水量显著升高, 并且300 cm土层以下土壤含水量也保持在一个较高的水平(高于上层土壤)。260~300 cm是粗沙向细沙过渡层, 很有可能使得水分下渗变缓而造成300 cm左右土层水分含量增加, 并且柳树根系主要分布在300 cm土层以上, 而沙地大量的水分入渗到300 cm土层以下, 这说明柳树根系能够吸收利用的水分较少, 超过根系分布层的水分就会继续下渗, 可能补给浅层地下水。
2.3 模型验证HYDRUS-1D模型2013—2016年不同测定时间模拟评价系数Ens值从0.433到0.915, 63%在可接受范围内。RMSE在0.006~0.016 cm3·cm-3范围内, 均值为0.009 cm3·cm-3(表 2)。2013—2016年的两个评价系数说明模型模拟0~600 cm土壤水分含量结果可以接受。
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表2 率定期和验证期不同测定时间土壤体积含水量评价系数Ens和RMSE Table 2 Ens and RMSE evaluation coefficients of soil volumetric water contents at different measured times of inverse correction and verification periods |
模型输出的2013—2016年结果(表 3)显示, 降水量与实际蒸散量之差与实际情况一致, 即在2013年和2016年的丰水年, 生长季末土壤剖面含水量明显比生长季初剖面含水量增加, 降水量与实际蒸散量之差应大于0, 与表 2对应。
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表3 2013—2016年模型输出六道沟流域地表水通量 Table 3 Surface water flux outputs of the simulation model at the Liudaogou catchment in 2013-2016 |
同时, 经模型反演得到的土壤水力参数可以用来模拟更深层次土壤的水分运动(表 4)。
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表4 模型在率定期间输出的土壤水力特征参数 Table 4 Soil hydraulic characteristic parameters from the model simulation during the period of inverse correction |
模型通过验证之后, 保持相关参数不变, 将模拟深度增加至1 500 cm, 模拟土壤水分向深层的运动过程(图 4)。
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图 4 2013—2016年生长季初、生长季末及年末的1 500 cm深度水分分布的模拟结果 Figure 4 Simulation results of soil water distribution along soil profile of 1 500 cm deep at the beginning, end of the growing season, the end of the year in 2013-2016 |
2013年降水量较高, 模拟结果显示, 雨季末的10月份300~800 cm的剖面水分分布相比4月份明显增加, 10月份入渗到1 100 cm左右, 因为生长季初(4月)与生长季末(10月)剖面水分含量分布线在1 100 cm重合, 水分含量趋于0.08 cm3·cm-3。10月份之后, 300 cm以下土壤水分继续缓慢下渗, 100 d之后, 水分入渗深度超过1 500 cm。
2014年季初、季末及年底3个时间点剖面水分分布变化不大, 但是随时间延长, 深层剖面水分含水量分布线没有变化, 可能是2013年较为丰沛的降水在深层继续下渗, 而浅层含水量分布线在400 cm左右就重合, 说明当季降水量并没有下渗超过400 cm。
2015年属于干旱年, 在前一年平水年的基础上, 土壤剖面水分含量处于较低水平。从模拟结果看, 没有明显的土壤水分下渗, 因此2015年降水无法补给到浅层地下水。但是2014年末至2015年季初的4个多月期间, 300 cm以下土壤剖面水分含量整体有降低趋势, 这说明2013年的降水, 经过2014全年和2015年的生长季前这段时间的入渗再分布, 土壤水分的入渗深度已经超过1 500 cm, 水分可以继续入渗, 最终补给浅层地下水。
2016年是降水量较高的丰水年, 10月份300~700 cm剖面水分含量相比4月份明显增加, 季末剖面水分含量分布线在1 200 cm左右与季初水分含量分布线重合, 即季末水分入渗到1 200 cm, 模拟到年末水分含量分布线延伸超过1 500 cm。按照2013—2015年期间的水分运动状况, 本年度的土壤水分将在2017年和2018年生长季之前, 有更多的水分入渗超过1 500 cm深度, 向更深层运动。
3 讨论根据前期研究, 该样地2013年5—9月土壤蒸发总量(E总)为17.0 cm, 植物蒸腾总量(T)为26.2 cm[27], T总/ET总为0.606, 2015年T总/ET总为0.569[28]。模型模拟结果得到2013年、2014年、2015年和2016年的T/ET分别为0.779、0.634、0.600和0.721, 4年的T/ET平均值为0.684, 模型模拟值与已有测定值接近, 说明模型模拟的上边界通量结果与实测接近。降水进入土壤后, 除了上边界的蒸散发损失之外, 就是在土壤中的储存和深层渗漏。雨强大, 历时短, 一次性降水多是黄土高原典型的降水特点[29]。
对于有高孔隙度的砂质土壤来说, 其饱和导水率高, 田间持水量低, 强降水后水分入渗迅速。降水结束后, 强烈蒸发使砂质土壤表面很快形成干沙层[30], 大孔隙毛管上升水通道断裂, 供水作用停止, 随后土壤蒸发仅发生在深层土壤, 水汽通过土壤孔隙再扩散到大气中去, 蒸发速率比同样条件下水面蒸发小得多[31], 干沙层减少了地下水受强烈蒸发的损失, 起到了保护深层土壤水分的作用。当入渗深度超过根系深度时, 土壤水分不受蒸散发影响, 继续向下渗漏[10, 27]。在这种条件下, 即使是干旱年, 也有可能补给浅层地下水。
在丰水年, 由于土壤质地原因, 大的降水很难在根区滞留而被植物利用, 尽管一定时段内降水量可能小于同期植物需水量, 但仍有水分通过根区下渗至深层土壤[11], 否则降水转化成土壤水后不参与地下水循环, 通过蒸腾蒸发作用返还到大气中[32]。模拟结果显示, 2013年和2016年降水量相对蒸散量有盈余, 且2016年降水量显著高于同期蒸散量, 入渗深度也超出了根区范围, 通过降水入渗与水分再分布过程, 降水可能补给到浅层地下水, 进入小流域地下水循环的过程中。
Mathieu等[33]认为, 通过对比降水和土壤水中同位素变化特征, 将降水入渗分为2个过程:一是降水入渗到土壤基质中, 与土壤浅层自由水完全混合后继续下渗, 并因蒸发而富集氢氧同位素; 二是降水通过土壤大孔隙以优先流的形式快速通过浅层土壤, 最终导致深层渗漏。Gazis等[34]的研究显示, 在浅层土壤, 降水在入渗过程中以活塞流形式下渗, 同时部分雨水能够以优先流的形式快速抵达深层土壤, 这种优先流的存在, 使得降水能够快速补给浅层地下水。但最近关于地下水的同位素研究表明, 当季降水可能并不容易和浅层的土壤水分充分混合, 并以活塞流的方式下渗, 而是以“易动水”的形式直接补给地下水; 只有原来保持在土壤根际附近的小孔隙中的“难动水”被植物耗竭, 根区才有可能得到当季降水的补给[34]。目前, 大多数研究认为黄土高原的塬区丰富的地下水是通过优先流补给的, 因为传统“活塞”流穿过厚层黄土需要几十甚至几百年的时间[18, 35-36]。而在丘陵沟壑区, 降水可以通过复杂地形形成的特殊通道补给浅层地下水, 例如黄土和古土壤的接触面, 边坡裂隙等[37]。Yasuda等[38]在六道沟流域的研究表明, 降水以坡面径流的形式在淤地坝沟头部位汇集入渗, 进而补给浅层地下水。
与试验样地临近的沟道基流观测结果显示, 2015年6—10月的基流流量随降水的变化而变化(图 5), 但是基流的增加对降水响应存在滞后现象, 这与Tan等[37]研究结论一致。如果6月28日、7月17日、8月3日、9月4日、9月8日、10月2日的基流曲线峰值分别是对8月28日、9月10日、9月28日、10月19日、10月25日、11月5日的降水的响应, 那么间隔时间分别为61 d、55 d、59 d、45 d、47 d、33 d, 平均滞后时间大约为50 d。基流可能来源处的地表与基流出流处岩层相对高差为17 m, 计算得到土壤水分运动平均速率为34 cm·d-1。试验观测的旱柳样地距离基岩30 m左右, 按照这个速率, 季末降水期基本结束后, 将近3个月的时间, 降水可以到达基岩, 进而可能补给到浅层地下水。土壤剖面水分运动模拟结果显示, 雨季结束后, 2013年和2016年两个丰水年份, 水分下渗至基岩处需要100 d左右的时间, 二者的入渗速率基本接近, 证明降水通过土壤基质入渗与再分布过程也可以补给该区的浅层地下水, 因为HUYDRUS-1D模拟的水分运动过程并未考虑优先流现象。但是, 在水蚀风蚀交错区, 黄土与风沙土交错分布的地貌特征下, 风沙土导水率高, 持水性差, 区域上成为降水补给地下水的“优先通道”。在风蚀水蚀交错区, 往往在风沙土堆积的附近沟道有“泉水”, 就是例证。
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图 5 2015年临近试验区的沟道基流与日降水变化 Figure 5 Varieties of base flow and daily precipitation in 2015 in a valley near the experiment area |
黄土高原水蚀风蚀交错区降水年际差异大, 在连续4年观测期间, 最大年降水量约是最小年降水量的2倍, 水分入渗过程受降水量影响明显。在区域平水年或干旱年, 粗质地土壤剖面含水量仅在300 cm以内深度波动, 300~600 cm水分含量变化微弱。但是, 丰水年2013年和2016年生长季末剖面水分含量显著高于生长季初, 得益于较充足的降水和粗质地土壤的高入渗率, 降水大量转化为土壤水快速向下入渗运移。在观测期间的2个丰水年, 降水入渗深度超过观测深度(600 cm), 模型模拟显示当年植物生长季末降水最深入渗运移至1 200 cm, 年末已经超过模拟深度1 500 cm, 远超过根层, 水分继续向深层运移, 可能补给浅层地下水。该区黄土与风沙土交互堆积形成的特殊地貌条件下, 风沙土剖面可能是浅层地下水补给的“特殊通道”。
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