地下水、土壤水、大气水界面水分转化研究综述

　　地下水、土壤水和大气水是水资源系统的有机组成部分。将“三水”区分开来又联系在一起的是变动的潜水面和裸露的或植物覆盖的地表面,统称为水分转化界面。通过水分转化界面,地下水、土壤水和大气水之间相互联系、相互作用、相互转化(图1)。

　　构建统一水资源系统模型的关键之一是地下水、土壤水、大气水和地表水转化规律的研究,而不同形式水分转化规律研究的基础是界面水分转化的研究。本文主要讨论直接参与农田水分循环的地下水、土壤水和大气水。降水对地下水补给和地下水蒸发的确定直接决定地下水资源评价的精度。在地下水位埋深较浅的地区,地下水对土壤水的补给(即地下水蒸发)对于农田非充分灌溉有很大的价值。合理的灌溉制度、灌溉方式和灌溉时间的确定,土壤表面水分蒸发的控制,节水型农业和旱作农业的研究以及许多水利工程的建设,都需要研究土壤水腾发问题。区域陆面腾发和大气降水入渗的研究对于构建区域与气候和水文循环模型,评估环境变化对自然及农业生态系统的影响有着重要意义。

　　1 从气象和地表因素出发确定大气水-土壤水界面水分转化

　　利用气象和地表因素,主要用于确定土壤水腾发。土壤水腾发包括土面蒸发和植物蒸腾。尽管有将两者分开研究建立数学模型的[1,2],但大多数研究将两者合一进行。

　　1.1 经验公式或数理统计法

　　经验公式或数理统计法是在研究土壤水腾发机理的基础上,从影响腾发量的诸因素中选取若干主要因素(如水面蒸发、气温、辐射等),根据试验观测资料分析这些主要因素与腾发量之间存在的数量关系,后归纳成某种形式的经验公式或半经验公式[3],或者根据已测得的腾发量数据分析腾发量随时间的变化规律,建立腾发量时序模型。

　　基于水面蒸发的公式有布莱斯基-尚兹公式(1917),仅需水面蒸发资料,在湿润地区或水稻种植区应用效果较好,但在干旱地区则不太理想。基于气温的公式有Thornthwaite公式(1948),Blaney-Criddel公式(1950),Linacre公式(1977)和康绍忠公式(1985)。Thornthwite公式是在气温与辐射高度相关的北美大陆考虑了昼长、计算时段天数、年热量指数和月平均气温等参数的估算作物腾发的公式,然后通过作物系数换算成作物的实际腾发量。该公式多用于只有气温观测数据的地区。Blaney-Criddel公式考虑了日平均气温、日平均昼长占全年昼长时数百分比及温度、风速和灌溉数据等因素,适用范围和精度有了较大提高。Linacre公式仅需高程、纬度、日高低温度和平均温度,较为简便。康绍忠公式以气温、日照和风速为参数,适用于我国北方干旱半干旱地区,计算结果表明精度较为可靠基于太阳辐射的公式有Makkink公式(1957),回归模型(Aslyng,1974)和Jensen-Haise公式(1963)等。Makkink公式适用于湿冷气候区,在干旱区则不太适用。回归模型认为腾发量与辐射之间存在着线性关系,计算简单,但公式高度的经验性限制了其应用。Jensen-Haise公式适用于非平流条件下,有平流时往往低估腾发量。

　　土壤水腾发量随时间而变化。根据大量的周、月或年腾发量数据进行时序分析建立腾发量的时间序列或随机统计模型,为预测未来腾发量,进行农田实时灌溉创造了有利条件[5]。Rhend和Bras(1981)讨论了腾发量的不确定性对灌溉时间的影响,建立了一阶自回归模型(AR(1))来预测作物腾发量。Gupta和Chauhan(1986)将水稻十年生长期的作物腾发量和有效降水量看作一个连续的序列,建立了二阶自回归模型(AR(2))。Hameed和Marino(1993)应用20年的月蒸发数据,得到了参考作物腾发量序列,建立了以温度为参数的动力回归模型。Mohan和Arumugam(1995)应用15年的周参考作物腾发量建立了季节性ARIMA模型和Winter指数平滑模型,模型预测误差较小,在实时灌溉中可望得到应用。

　　1.2 微气象学方法

　　应用微气象学方法确定农田蒸发蒸腾,近年来取得了很大进展。微气象学方法包括能量平衡法、空气动力学法、能量平衡-空气动力学法和涡度相关技术等。能量平衡法以地表能量平衡方程为基础,精度较高,但公式中热量交换系数和水汽交换系数相等的假定只有在均一下垫面情况下才是正确的,因此在平流逆温和非均匀平流条件下,该法测量结果会产生误差。空气动力学法根据近地表气象要素梯度和湍流扩展系数求出某一点处的潜热通量,Slayer和Mcllory(1961)指出空气动力学法在使用范围方面受到很大限制,Pruitt和Lourense(1966)对方法的其它限制作了阐述。能量平衡-空气动力学法将地表能量平衡方程和空气动力学理论结合起来。

　　目前常用的是在Penman公式(1948)基础上发展起来的Penman-Monteith公式(1965),但公式中的阻抗系数难以估算,直接影响了方法的适用性。涡度相关技术基于不连续涡流中水汽浓度和涡流上下运动的测量,物理基础坚实,测量精度高,使蒸渗仪和其它方法测定腾发量受到有力挑战[7],但仪器制造复杂,维护困难,大大限制了其应用。

　　1.3 遥感法

　　遥感法通过卫星或飞机的高精度辐射探头,在高空遥测地表表面温度和地表光谱反射率等参数,结合地面气象、植被和土壤要素的观测来估算土壤水的腾发量[8]。遥感法既适用于田间尺度测定,又适用于大面积范围测定,是一种有效经济测定区域和陆面蒸发的技术[9]。根据遥感数据,已先后建立了经验或统计模型、物理分析模型和数值模型来估算不同时间和空间尺度的腾发量。数值模型可以模拟腾发的时间变化,但需要很多与土壤和植被有关的输入参数,这些参数在区域尺度上不易获得,目前的研究趋势是尽量减少所需输入的参数。本质上所有能量平衡模型都基于有效能(Availableenergy)的测算。但是地表特征的空间变异、不确定性因素的影响和辐射探头的技术性能,使该方法应用受到诸多限制,Kustas和Norman(1996)将这些限制因素总结为八个方面。

　　此外,大多数腾发模型利用短波和红外波段范围的遥感数据来确定边界条件,但是辐射表面温度和空气动力学温度相等的假定是有条件的,且光学感件不能穿过云层,因而目前开始应用微波波段来测定表面湿度和表面温度。有希望的方法是将表面温度的变化速率(或表面温度和植被指数)和大气边界层模型相耦合。

　　2 从土壤水出发确定土壤水-大气水界面和土壤水-地下水界面水分转化

　　大气降水入渗补给土壤水、土壤水入渗补给地下水、地下水补给土壤水(地下水蒸发)和土壤水腾发可通过土壤水含水量、土水势、土壤水温、土壤水化学成分等与土壤水有关的因素来测定和估算。目前的研究方法中,既有能够确定这四个量的通用方法,又有分别确定这四个量的单独方法。

　　2.1 通用方法

　　2.1.1 土壤水量平衡法

　　根据水量守恒定律,对土壤层(或包气带)可以写出水量平衡方程,只要能弄清计算区域边界范围内外的水分交换量,取得水量平衡分量的测定值,就可以得到所求分量的值。该方法的优点是限制条件少,适用范围大。方法的精度依赖于各平衡分量测定方法和技术的提高。在各分量测定中,有效降水量、地下水补给量和土壤水腾发量较难确定。例如,用土壤水量平衡法估算地下水补给量,测定较为困难的是土壤水分变化和土壤水腾发量,在干旱半干旱地区土壤水腾发量的测定往往有很大的误差,从而影响了地下水补给量的估算精度[10]。随着测试技术的发展和各分量测定方法的改进,该方法的精度得到了很大提高。由于该方法是从计算区域内水量收入和支出的差额推求所求量,难以确切反映所求量的动态变化过程,因此该方法一般用于较长时间(如一周以上)的测定。

　　2.1.2 零通量面法

　　根据土壤剖面上土水势的变化确定土水势变化梯度为零的面(零通量面),零通量面以下土壤含水量的变化为地下水补给量(含地下水蒸发),零通量面以上土壤含水量的变化为土壤水腾发量。方法的精度取决于零通量面的确定和土壤含水量的测定。这一方法的应用取得了好的成效[11]。不幸的是,零通量面法的存在是有条件的,在雨季频繁降水时期,土壤很快形成入渗型的水势剖面导致零通量面消失[11]。如果零通量面出现在植物根系层内,零通量面法也不能应用。邱景唐(1992)指出,用零通量面法计算潜水蒸发量和补给量,在潜水位深埋区有较好的适用性[12],为了弥补零通量面法的不足,雷志栋等(1988)提出了零通量面法和定位通量法相结合的方法[13],但公式中含有非饱和渗透系数。

　　2.1.3 测渗学方法(蒸渗仪方法)

　　测渗学方法是直接测定土壤水腾发、地下水补给和蒸发的有效方法,其测量结果常用来衡量其它方法效果的好坏。根据测量对象,测试仪器可分为两类:用于测量土壤水腾发的蒸渗仪和用于测量地下水补给和蒸发的地中渗透仪(含蒸发筒)。Aboukhaled(1982)对各种蒸渗仪的设计、建造、性能和缺陷进行了详细总结,Marek等(1988)对美国称重式蒸渗仪进行了归纳。结果表明,蒸渗仪很少超过2.5m的土壤深度,精度高可达0.01mm。随着地下水、土壤水和大气水研究的深入,李宝庆等(1991)设计和制造了同时具有蒸渗仪和地中渗透仪功能的新型大型称重式蒸渗仪,能够同时测定土壤水腾发、地下水补给和蒸发,直径2m,深5m,精度达0.02mm[16],为研究地下水蒸发对土壤水腾发的“贡献”开辟了新途径。蒸渗仪建造耗时长,技术复杂,费用昂贵,需要土方开挖,从而对周围土壤和植物生长产生不同程度的影响。另外,蒸渗仪的土壤条件和植物生长受器壁等边界效应的影响与大田有所差异,同时蒸渗仪不能反映由自然因素和人类作用引起的空间变异性。

　　2.1.4 数值模拟方法

　　数值模拟方法是在土壤水分运移理论基础上于80年代初发展起来的,在求解土壤水入渗、地下水补给和蒸发方面取得了较好成果。Philip(1957,1969)在Richard方程(1931)的基础上完善了入渗理论,建立了土壤水运动方程和土壤水热运动方程[17]。雷志栋(1988)全面概括了数值模拟方法的理论、发展和应用情况[。在特定边界条件和初始条件下,求解土壤水运动方程获得了简单情况下地表入渗率或地下水补给量的解析解或半解析解,为理解土壤水分运动机理提供了有利条件。随后采用有限差分法或有限单元法模拟在较复杂的边界条件和初始条件下的土壤水分运动,以了解入渗、补给的动态变化。Chanzy(1993)利用土壤水热运移方程用有限单元法研究了地表土壤含水量和土面蒸发量的关系[,提出一个输入参数较少的计算公式。JinquanWu等(1996)利用有限单元法模拟结果按潜水位埋深将地下水分为三类,并对每类地下水建立了降水和地下水补给之间的关系[20]。该方法的不足之处在于所建立的数值模型都需要土壤水分运动参数(如非饱和渗透系数、比水容量等),这些参数如非饱和渗透系数是土壤含水量或土水势的函数,无论室内还是野外测定都存在困难,特别是在土壤干燥的情况下,含水量的微小变化会引起非饱和渗透系数的很大差异,因此数值模拟方法对于复杂条件下的土壤水分运动问题有待深入研究。

　　2.2 其它方法

　　2.2.1 地下水蒸发

　　针对影响地下水蒸发因素的不确定性,根据已有的观测数据,总结出估算地下水蒸发的经验公式,仍将是地下水蒸发研究的途径之一。影响地下水蒸发的主要因素有气象因素、地下水位埋深、土壤质地和物理特性等,已有的经验公式也主要考虑了这些因素。阿维扬诺夫公式、叶水庭公式和张朝新公式[21]均认为潜水蒸发系数(潜水蒸发量/水面蒸发量)与潜水位埋深呈单一相关关系,与蒸发能力无关。沈立昌公式󰀁考虑了潜水位埋深与蒸发能力,一般拟合实测资料较好,但结构形式尚有不足之处。雷志栋公式[22]既考虑了土壤输水特征,又考虑了土面蒸发,效果较好。唐海行(1989)对雷志栋公式进行了改进和完善[21]。此外,还有用土壤水吸力来推求潜水蒸发的公式。

　　2.2.2 地下水补给

　　在干旱半干旱地区(年降水量小于700mm),Allison等认为应用化学和同位素法确定地下水补给量比其它方法效果要好[24]。在地下水补给研究中,常用的天然示踪剂有3H,14C,36Cl,18O,2H,13C和Cl,其中3H,2H和18O本身是水分子的组成元素,用于模拟地下水分运动是精确的,Cl平衡技术的应用是简单便宜普遍的。该方法的优点是能综合反映包气带中影响水分运动的各种过程。但是它只能对地下水补给量进行间接估算,土壤水分的入渗机制会影响测量的结果,更重要的是,它也不能克服地下水补给的空间变异问题。

　　大气降水入渗补给潜水存在着滞后效应。降雨量、降雨历时、降雨间隔和包气带岩性与厚度等因素的影响致使地下水补给量随时间不断发生着变化。Besbes等(1984)用参数转换函数,Morel-Seytoux(1984)从入渗理论推导出一个近似表达式。李云峰(1997)采用瑞利分布来描述一次降雨后地下水补给量随时间的变化规律[25～27],虽假定在入渗过程中不存在水分向上的运动,却是颇为有益的尝试。JinquanWu等(1996)考虑了蒸发对补给过程的影响,在用󰀁分布研究一次降雨补给地下水的基础上利用叠加原理得到一系列降雨对地下水补给的响应函数模型,计算结果与实测值拟合较好[28]。

　　3 从地下水出发确定地下水-土壤水界面水分转化

　　地下水补给量和蒸发量可通过地下水位水文地质参数等与地下水有关的因素来确定。

　　3.1 地下水动态分析法

　　根据地下水动态长期观测资料,有两种途径来计算地下水补给量或蒸发量。一种是根据公式Q=󰀂(z) h。式中Q为地下水补给量或蒸发量,󰀂(z)为依水位埋深而变的给水度, h为地下水上升或下降的幅度。这种方法概念明确,计算简便,但要求有较多的地下水动态资料,而且式中的给水度因测定方法的不同易引起测量误差, h的测定受到地下水径流的影响[30]。另一种是根据地下水位和地下水补给量的历史观测数据建立时间序列数学模型。Eriksson(1970)和Rennols等(1980)分别建立的一阶自回归模型有两个假定:模型参数不随时间发生变化,降水与地下水位之间不存在滞后效应。Viswanathan(1984)所建模型通过引进“遗忘”因子和采用小二乘法估算模型参数克服了这两个问题。

　　3.2 数值模型反演法

　　数值模型是根据地下水水量守恒原理建立起来的。数值模型在用于求解渗流区的水头分布规律时,称正演;在用水文地质勘探资料和地下水动态观测资料反求地下水补给量和蒸发量时,称反演。数值模型反演法求地下水补给量与蒸发量和传统的地下水量平衡法相比有很大的优点[,它不仅可以得到区域范围内各子区的地下水补给量和蒸发量,而且还可以反映这些量的动态变化规律。模型计算需要大量的资料,如含水层分布、水文地质参数、地下水位、地下水开采情况等,这些资料的获得在很大程度上影响了方法的精度。

　　4 结 语

　　从上面的叙述可以得出,地下水-土壤水-大气水界面水分转化的确定在小尺度范围内已取得很大进展,但是多数方法偏重于均匀下垫面均一介质条件下的水分转化研究,对于不均匀下垫面非均一条件下,由空间变异和时间变化所引起的优先流问题和区域尺度问题等还未能很好的解决。复杂条件下界面水分转化的机理研究和区域尺度测定是今后研究所面临的课题之一,在各种研究方法中,值得注意的是遥感法、数值法和综合方法。此外,各分量之间关系如地下水蒸发对土壤水腾发的贡献的研究,也已开始引起人们的重视。