平潭島蘆洋埔土壤水與淺層地下水的關系研究

吳 征,單 科,楊志宏

(國家海洋局 天津海水淡化與綜合利用研究所,天津 300192)

海島淡水資源除天然降雨外無其他補給,特殊的自然環境又導致其不利于淡水資源的賦存,這一直是抑制大多數海島經濟發展的主要原因[1]。平潭縣由120多個海島組成,其中平潭島為主要有居民海島,其面積達267 km2,是福建第一大島[2]。同多數海島一樣,平潭島降雨偏少,加上全島無大河入境,淡水資源極其短缺,其人均水資源年擁有量約為463 m3,相當于全國人均水資源量的21.8%、福建全省人均水資源量的12.3%[3]。

土壤水作為四水轉換的紐帶,在水資源循環中起到非常重要的作用,研究不同環境下的土壤水運動特征,有助于地下水資源的評價和合理開采利用。目前平潭島雖然做過一些水文地質調查,但缺乏針對土壤水和地下水之間關系方面的研究。國內相關研究主要集中在西北干旱地以及農業灌溉領域內,例如：楊玉崢等采用土壤水分平衡方程結合Hydrus-1d軟件對地下水淺埋區農田土壤水與地下水之間的轉化關系進行了計算和分析，得出了土壤水與地下水的快速響應關系[4];楊普義等通過長期檢測汾河灌區各個點位的土壤含水率提出了根系活動層土壤含水量與地下水埋深成反比的二次多項式函數關系[5];郝芳華等通過環刀法采集河套灌區土壤樣塊并采用分析含水率的方法，探討了不同農作物地塊間土壤含水率的變化差別[6]。

我們實測了平潭島蘆洋埔降雨前后土壤含水量的變化情況及水分運動變化特征,并在此基礎上采用水分通量法及土壤水分平衡法計算了本研究區土壤水補給地下水的量,研究了土壤水與地下水的關系,旨在為海島水資源評價提供參考。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區為蘆洋埔,地處平潭島中北部蘆洋鄉,是平譚縣七大埔中最大的平原,面積為30.23 km2。該區為地勢平坦的海積平原,土壤以濱海風砂土亞類東山屬鹽砂土為主,第四系松散堆積層較厚,滲透性強,砂層孔隙潛水主要受降水補給,地下水埋深較淺,一般為0.5～2.0 m,其潛水區分布于整個蘆洋埔平原[7]。平潭島海洋性氣候特征明顯,平均氣溫19.6 ℃,多年平均降水1180.2 mm,水面蒸發量1330 mm,陸面蒸發量550 mm[8]。平潭島地屬亞熱帶常綠闊葉林地帶,主要植被以人工植物為主,群落結構簡單,植被多樣性低[9]；經過多年的土壤改良現在蘆洋埔已被規劃為平潭縣未來農業發展基地[10]。

1.2 實驗方法

研究期為當地春季,從2018年3月7日開始至2018年4月15日結束,其中3月15～23日為降雨期,雨量較為均勻緩和。研究區無植被,共取3個點,其中點1為主要數據采集點,GPS坐標為5°35′13″N,119°45′22″E；點2、點3為平行實驗參考點位,分別位于點1東、西兩方10 m處。在各點位分別開挖長寬各1.0 m、深1.5 m的土坑,于距土壤表面20、40、60、80和100 cm處各埋設WM-1型負壓計測定土水勢，以判斷土壤水分運動特征；含水率則通過英國IH-Ⅲ型中子水分儀測得。土壤容重通過將土壤樣品放置烘箱后稱量并計算單位容積的干土質量得到[11],結果如表1所示。地下水位數據則通過附近監測井獲得。

表1 各層土壤的容重

1.3 水分通量法計算公式

土壤水分運動特征分為入滲型、蒸發型、聚合型和發散型；當水勢梯度為0時,稱該處的剖面為零通量面[12]。在一定條件下土壤水分的運動狀態可以相互轉化[13]。研究區為濱海砂土,采用以下計算公式:

(1)

式(1)中：D為地下水補給量(mm);Z0(t1)為t1時刻零通量面位置;Z0(t2)為t2時刻零通量面位置;t(Z0)為零通量面位置在Z0時的時間;θ為土壤含水率(%)[14]。

利用零通量面存在情況下求得的下滲量和實測的水勢梯度,采用定位通量法計算非飽和導水率,計算步驟如下:

(1)用零通量面法求得D;

(2)計算Z*處的土壤水分通量(mm):

(2)

(3)由達西定律可知土壤非飽和導水率為:

(3)

(4)計算定位邊界Z*段處的土壤水量，公式為:

(4)

式(4)中:Q(Z*)為t1～t2時段內從定位邊界Z*處通過的土壤水量。當Z*接近潛水位時,Q(Z*)近似為土壤水分下滲補給的地下水量；當Z*接近地表面時,Q(Z*)近似為土壤蒸散量[15]。

1.4 土壤水分平衡方程

研究區無植被,研究期內無特大暴雨,可暫不考慮雨后地表徑流及基巖側向補給,同時植被截留量和灌溉量也可忽略不計,其地下水補給量可通過以下土壤水分平衡方程求得:

D=P+E1-E2-ΔW

(5)

式(5)中：P為降雨量(mm);E1為潛水蒸發量(mm);E2為土壤蒸散量(mm);△W為土壤水儲量的變化量(mm)。其中土壤水儲量W根據下式計算:

(6)

式(6)中：W為單一土層的土壤水儲量(mm);d為土壤容重(g/cm3);h為某一土層的厚度[16]。

降雨及水面蒸發量數據來自平潭各鄉鎮區域自動氣象站;E2由定位通量法測得;降雨入滲補給量通過以下公式求得:

Pr=αP

(7)

式(7)中：Pr為降雨入滲補給量(mm);α為降雨入滲補給系數。參考冉莊實驗站積累的8～15年實測基礎資料以及太行山東麓山前平原區降雨入滲系數分析，本文入滲補給系數取經驗值0.25[17-18]。

計算潛水蒸發量E1的公式為:

E1=σE水

(8)

式(8)中：E水為水面蒸發量;σ為潛水蒸發系數。參考河北省冉莊水資源實驗站、安徽省五道溝水文水資源實驗站、山西省太谷均衡實驗站實測數據分析,不同地下水埋深潛水蒸發系數經驗取值見表2[19]。

表2 風砂土無作物潛水蒸發系數經驗取值

2 結果與分析

2.1 土壤含水量及水分運動特征

如圖1所示,研究期內土壤儲水量W與降水量呈現正相關的變化趨勢,同時針對采集點1主要土水勢數據變化點作以下水分特征分析:

降雨前(3月7日至3月14日),水分運動特征屬于蒸發型,土壤含水率低且隨時間變化不明顯。該階段地下水位維持在2 m埋深。

降雨中(3月15日至3月23日)，土壤先后經歷聚合型和入滲型兩種水分運動特征(圖2)。結合圖3各土層土壤含水率的情況可知,在聚合型期間40 cm以上土層首先接受降雨入滲補給,其含水率上升較快,而40～60 cm土層含水率變化則較為平緩。由于濕潤鋒還未到達60 cm土層以下區間,其土壤水分含量變化很小,可知該區間為穩定變化帶,此時土層仍然接受來自地下水的潛水蒸發微弱補給,據此可推斷零通量面出現在40～60 cm緩變化帶中,地下水位埋深仍然維持在2 m。從3月19日開始土壤水分運動逐漸轉變為入滲型,此時零通量面移動至潛水面附近并消失,土壤水開始補給地下水,該階段地下水位逐漸上升,接近1.5 m埋深。

圖1 土壤儲水量的變化

圖2 3月15日至3月23日土壤土水勢的分布

降雨后期間(3月24日至4月7日)，研究區土壤停止接受降雨的補給,其土壤水分特征先后經歷發散型和蒸發型(圖4、圖5),推測含水率緩變化帶及零通量面仍處于40～60 cm土層中。40 cm以上表層土壤蒸散量由于天氣轉晴、氣溫升高而增大,其含水率下降較為明顯；60 cm以下土層保持含水率穩定變化帶特征,同時繼續將降雨入滲所帶來的水分補給地下水,該階段地下水位維持在1.5 m埋深。值得一提的是從4月4日開始土壤水分運動特征變回降雨前的蒸發型狀態,土壤水停止補給地下水,地下水位埋深逐漸恢復至2 m左右。

圖3 降雨期采集點1各層土壤含水率的變化

圖4 3月25日至4月6日土壤土水勢的分布

綜上所述,蘆洋埔土壤水分及水勢變化快速且明顯,40 cm以上土層屬于土壤水分強變化帶層,其土壤含水量對雨水入滲補給變化的響應最快；40～60 cm為緩變化帶層；而60 cm以下為穩定變化帶,推測是由于土層壓實等自然原因,該層黏土含量比例較大,導致其水量變化不明顯。零通量面僅存在于聚合及發散型階段的土壤水分緩變化帶中,地下水僅在入滲型和發散型土壤水分運動特征時段接受降雨入滲補給且埋深變動范圍在1.5～2.0 m。

圖5 降雨后采集點1各層土壤含水率的變化

2.2 土壤水補給地下水的量

由于土壤中濕潤鋒緩慢下沉所帶來的時間差,降雨入滲補給地下水的起始時間比降雨發生時間稍有滯后。如圖6所示,降雨入滲補給地下水直至3月18日才開始呈現出逐漸增加的趨勢；在降雨停止后到4月3日期間,入滲補給量逐漸減少；最終隨著零通量面的消失,地下水停止接受土壤水下滲補給。潛水蒸發量整體呈現小幅度緩慢上升趨勢,以下針對時段1(3月18日至3月23日)和時段2(3月24日至4月3日)計算地下水補給量。

圖6 研究期降雨量、降雨入滲補給量以及潛水蒸發量的變化

通過水分通量法分別計算3個采集點位土壤水補給地下水量及土壤表面水分蒸散量,結果如表3所示。各個采集點的計算結果相差不大,由于降雨停止后土壤表層不再接受雨水入滲補給,所以時段2較時段1來說下滲補給量大幅度減少。

表3 采用水分通量法計算的各時段土壤水補給地下水下滲量 mm

如表4所示,時段1中土壤水儲量變化量表示降雨期間土壤水的變化量,時段2中相對應的值為降雨結束至土壤水停止補給地下水這段時間內土壤水的變化量。由于時段2不接受降雨補給,土壤表層水分開始蒸發,所以此時段內土壤水分變化量為負值。3個采集點計算所得的地下水補給量結果接近。

2.3 模型的驗證及誤差分析

平潭島內無水文地質研究場,相關數據也缺乏長期監測。本文對通過土壤水分通量法與土壤水分平衡方程計算得出的地下水補給量進行對比分析。分析結果如表5所示,相對誤差在9.50%～19.00%。分析誤差原因，本文采用的降雨入滲補給系數以及潛水蒸發系數源于過往研究的經驗參數,多為大陸西北干旱區及農田耕地區域的研究數據,雖然土壤類型都為砂土且地下水埋深相近,但南方海島多受海水入侵影響,加上常年大風,降雨量不均勻,導致其數據的應用存在誤差。

表4 采用水分平衡方程法求得的各時段地下水補給量 mm

表5 地下水補給量計算結果誤差

3 小結與討論

與大陸相比而言，海島濱海砂土在降雨期具有土壤水分通量大、含水率變化快的特點,同時地下水位埋深較淺且能夠根據雨量及土壤水分運動特征做出快速響應。蘆洋埔海積平原土層結構按含水變化率來看可分為快速變化帶(0～40 cm)、緩變化帶(40～60 cm)及穩定變化帶(60 cm以下)。

降雨入滲補給地下水的開始時間通常相對于降雨時間有所滯后,雨水所帶來的土水勢變化可在短時間內改變土壤水分運動特征狀態,其中移動零通量面僅存在于當土壤水分運動特征為收縮型以及發散型兩個階段的緩變化帶土層中。

采用水分通量法以及土壤水分平衡方程均可計算一定時間段內蘆洋埔地下水補給量,但兩種方法得出的地下水補給量結果存在誤差,其相對誤差在9.50%～19.00%。將土壤水分平衡方程法應用于多數缺水海島上,對其地下水的評價工作會有所幫助。