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河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化

王国帅 史海滨 李仙岳 闫建文 郭珈玮 李正中

王国帅, 史海滨, 李仙岳, 闫建文, 郭珈玮, 李正中. 河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化[J]. 水科学进展, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
引用本文: 王国帅, 史海滨, 李仙岳, 闫建文, 郭珈玮, 李正中. 河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化[J]. 水科学进展, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
WANG Guoshuai, SHI Haibin, LI Xianyue, YAN Jianwen, GUO Jiawei, LI Zhengzhong. Study on migration of different types water during farmland-wasteland-lake system in Hetao Irrigation District[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
Citation: WANG Guoshuai, SHI Haibin, LI Xianyue, YAN Jianwen, GUO Jiawei, LI Zhengzhong. Study on migration of different types water during farmland-wasteland-lake system in Hetao Irrigation District[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003

河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化

doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
基金项目: 

国家自然科学基金资助项目 51539005

国家自然科学基金资助项目 51769024

详细信息
    作者简介:

    王国帅(1992-), 男, 内蒙古呼和浩特人, 博士研究生, 主要从事节水灌溉与新技术方面研究。E-mail:173994303@qq.com

    通讯作者:

    史海滨, E-mail:shi_haibin@sohu.com

  • 中图分类号: S271

Study on migration of different types water during farmland-wasteland-lake system in Hetao Irrigation District

Funds: 

The study is financially supported by the National Natural Science Foundation of China 51539005

The study is financially supported by the National Natural Science Foundation of China 51769024

  • 摘要: 为了探明耕地-荒地-海子系统中不同类型水分的运移转化规律,在2018-2019年典型时期对系统内具有代表性的采样点进行水样采集,分析了不同时期内不同水体的δ18O变化特征,并利用二端元混合模型和土壤水动力学方法计算了不同类型水分转化贡献率。结果发现:①在灌溉期,82%的灌溉水储存于1 m土体中,18%的灌溉水通过渗漏补给了耕地地下水,渠系灌溉水通过地下侧向径流给耕地地下水贡献了76%。②灌溉水和降雨对耕地地下水平均贡献率为94%和6%;耕地地下水和降雨对荒地地下水的平均贡献率为71%和29%;荒地地下水和降雨对海子的平均贡献率为43%和57%。③渠系灌溉水通过侧向径流贡献给耕地地下水的水量基本全部迁移给了荒地地下水,地下水迁移转化是由渠系水侧向径流触发的。④灌后5 d,耕荒地交界土层0~40 cm存在饱和-非饱和侧向补给;灌后15 d和30 d,耕地和耕荒地交界处的地下水向根区40~60 cm、土层80 cm以及100 cm补给水分;灌后30 d,耕地中的灌溉水水分消失。⑤在非灌溉期,荒地地下水和海子耗水较多,应给海子补给水分。
  • 图  1  试验布置

    Figure  1.  Experiment design

    图  2  不同土层土壤粒径含量

    Figure  2.  Soil particle content in different soil layers

    图  3  典型观测点地下水水位动态

    Figure  3.  Groundwater dynamics of representative observation points

    图  4  降雨、地下水、灌溉水和海子水δD和δ18O关系

    Figure  4.  Relationship of δD and δ18O between precipitation, groundwater, irrigation and lake

    图  5  不同类型水分转化示意

    Figure  5.  Schematic maps of different types water transport

    图  6  不同水体转化比例

    Figure  6.  Conversion rate of different water bodies

    图  7  耕地土壤剖面含水量和δ18O值变化

    Figure  7.  Change of water content and δ18O at farmland soil profile

    图  8  耕荒地交界处土壤剖面含水量和δ18O值变化

    Figure  8.  Change of water content and δ18O at farmland-wasteland junction soil profile

    图  9  荒地土壤剖面含水量和δ18O值变化

    Figure  9.  Change of water content and δ18O at wasteland soil profile

    表  1  不同类型水分δ18O同位素变化

    Table  1.   Changes of δ18O in different types water

    水体 灌溉期 非灌溉期
    样品个数 最小值/‰ 最大值/‰ 平均值/‰ 标准差/‰ 样品个数 最小值/‰ 最大值/‰ 平均值/‰ 标准差/‰
    灌溉水 9 -9.21 -6.09 -8.80d 1.20
    降雨 6 -7.25 -2.52 -4.50ab 2.03 9 -14.13 -9.12 -11.27 2.58
    耕地地下水 24 -9.19 -1.72 -6.60bcd 2.35 18 -9.05 -7.39 -8.39 0.65
    耕荒交界地下水 24 -8.80 -6.62 -7.22cd 0.89 18 -8.89 -6.73 -8.01 0.79
    荒地地下水 24 -8.48 -3.18 -5.64abc 2.22 18 -4.74 -2.65 -3.88 0.97
    海子水 24 -8.56 -0.83 -5.20a 1.74 18 -3.24 -1.80 -2.37 0.62
    注:abcd表示显著差异性。
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    表  2  灌溉前和灌溉后土壤储水量

    Table  2.   Changes of soil water storage before and after irrigation

    日期 耕地储水量/mm 耕地储水量增量/mm 灌溉水占比 耕荒地交界储水量/mm 耕荒地交界储水量增量/mm 荒地储水量/mm 荒地储水量增量/mm
    5月24日 280.91 149.76 0.81 313.69 110.63 410.01 88.81
    5月31日 430.67 424.32 498.82
    6月19日 264.82 87.09 0.84 193.48 68.15 427.78 43.90
    6月25日 351.92 261.64 471.68
    7月2日 314.12 78.09 0.81 245.65 61.67 455.01 38.26
    7月9日 392.21 307.32 493.28
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    表  3  渠系水侧向径流量估算

    Table  3.   Estimation of lateral runoff of canal system water

    日期 L/cm (h2-h1)/cm J K/(cm·d-1) v/(cm·d-1) A/cm2 Q/(cm3·d-1)
    5月26日 180 135 0.75 19.7 14.8 1 14.8
    6月21日 180 90 0.50 19.7 9.8 1 9.8
    7月4日 180 70 0.39 19.7 7.6 1 7.7
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    表  4  不同时间节点地下水埋深和δ18O特征统计

    Table  4.   Changes of δ18O and groundwater table during different period

    地下水类型 6月28日 7月9日 7月20日 8月4日
    埋深/cm δ18O/‰ 埋深/cm δ18O/‰ 埋深/cm δ18O/‰ 埋深/cm δ18O/‰
    耕地 85 -1.72 88 -7.33 96 -6.93 114 -8.83
    耕荒地交界 127 -7.36 130 -7.53 142 -7.18 155 -8.91
    荒地 39 -5.47 38 -3.27 42 -6.77 57 -3.04
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出版历程
  • 收稿日期:  2019-09-10
  • 网络出版日期:  2020-05-22
  • 刊出日期:  2020-11-30

河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化

doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
    基金项目:

    国家自然科学基金资助项目 51539005

    国家自然科学基金资助项目 51769024

    作者简介:

    王国帅(1992-), 男, 内蒙古呼和浩特人, 博士研究生, 主要从事节水灌溉与新技术方面研究。E-mail:173994303@qq.com

    通讯作者: 史海滨, E-mail:shi_haibin@sohu.com
  • 中图分类号: S271

摘要: 为了探明耕地-荒地-海子系统中不同类型水分的运移转化规律,在2018-2019年典型时期对系统内具有代表性的采样点进行水样采集,分析了不同时期内不同水体的δ18O变化特征,并利用二端元混合模型和土壤水动力学方法计算了不同类型水分转化贡献率。结果发现:①在灌溉期,82%的灌溉水储存于1 m土体中,18%的灌溉水通过渗漏补给了耕地地下水,渠系灌溉水通过地下侧向径流给耕地地下水贡献了76%。②灌溉水和降雨对耕地地下水平均贡献率为94%和6%;耕地地下水和降雨对荒地地下水的平均贡献率为71%和29%;荒地地下水和降雨对海子的平均贡献率为43%和57%。③渠系灌溉水通过侧向径流贡献给耕地地下水的水量基本全部迁移给了荒地地下水,地下水迁移转化是由渠系水侧向径流触发的。④灌后5 d,耕荒地交界土层0~40 cm存在饱和-非饱和侧向补给;灌后15 d和30 d,耕地和耕荒地交界处的地下水向根区40~60 cm、土层80 cm以及100 cm补给水分;灌后30 d,耕地中的灌溉水水分消失。⑤在非灌溉期,荒地地下水和海子耗水较多,应给海子补给水分。

English Abstract

王国帅, 史海滨, 李仙岳, 闫建文, 郭珈玮, 李正中. 河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化[J]. 水科学进展, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
引用本文: 王国帅, 史海滨, 李仙岳, 闫建文, 郭珈玮, 李正中. 河套灌区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分运移转化[J]. 水科学进展, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
WANG Guoshuai, SHI Haibin, LI Xianyue, YAN Jianwen, GUO Jiawei, LI Zhengzhong. Study on migration of different types water during farmland-wasteland-lake system in Hetao Irrigation District[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
Citation: WANG Guoshuai, SHI Haibin, LI Xianyue, YAN Jianwen, GUO Jiawei, LI Zhengzhong. Study on migration of different types water during farmland-wasteland-lake system in Hetao Irrigation District[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(6): 832-842. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.06.003
  • 近些年由于气候变化加剧了水循环过程, 影响了降雨、蒸散发、土壤含水量和区域水资源状况[1], 许多学者利用氢氧同位素技术研究了降雨-土壤水-地下水的变化特征和流域中不同水体的转化关系以及土壤水分来源等。宋献方等[2]通过应用NCEP/NCAR资料、HYSPLIT模型及降水稳定同位素资料对北京22场连续降水的水汽输送差异进行了研究, 结果表明降水氘盈余的变化反映出二次蒸发的影响及水汽源区大气相对湿度的差异。Ma等[3]通过分析降水、土壤水、浅层地下水和深层地下水(灌溉用水)δD和δ18O的时空变化, 揭示了浅层地下水和深层地下水的补给来源;基于3种不同植被类型(草地、杨树林地、冬小麦-夏玉米地)不同土壤质地条件下降水-土壤水-地下水的时空变化, 区分了优先流、活塞流入渗, 揭示了降水、土壤水、地下水转化关系。陈建生等[4]通过人工模拟降水入渗的示踪试验和对沙丘剖面不同深度的含水率、Cl-δD和δ18O进行了分析, 结果表明地下水是以薄膜水的形式向地表运动, 泉水、井水、湖水与土壤水的补给源为地下水。赵宾华等[5]运用稳定同位素技术和二端元混合模型分析了不同季节生态建设治理对流域不同水体的转化影响, 结果表明旱季和雨季不同水体的转化比例发生改变。詹泸成等[6]在典型时期通过对洞庭湖研究区具有代表性的地表水和地下水的δD和δ18O进行分析, 结果表明地表水和地下水的来源均为大气降水, 地下水接受地表水补给是一个较为长期的过程。张兵等[7]通过稳定氢氧同位素和水化学相结合的方法, 研究了第二松花江地表水和地下水的相互关系, 运用端元法定量计算了地表水与地下水的相互转换比例。曾揭峰等[8]、李亮等[9]、Ren等[10]通过传统方法研究了河套灌区沙丘、耕地、荒地和海子水分的变化特征, 通过点模型HYDRUS或SWAP进行模拟。以往缺少采用氢氧同位素技术研究整个耕地-荒地-海子连续系统不同类型水分的变化特征。

    内蒙古河套灌区是中国三大灌区之一, 现引黄控制面积116.2万hm2, 实际灌溉面积已达到68.03万hm2。灌区内耕地与荒地交错, 且荒地分布于耕地的间隙和湖泊的周围[11]。灌区内部单个面积大于6.6 hm2的海子平均有289个(不包括乌梁素海)[12], 主要由灌溉回归水补充, 使得耕地、荒地和海子间存在着密切的水力联系, 因此, 耕地-荒地-海子是河套灌区重要的水循环系统。但随着节水工程的实施和指令性节水, 河套灌区年均引水量从52亿m3减到40亿m3, 造成了灌区耕地-荒地-海子系统水文循环发生较大改变[13]。本文针对复杂的耕地-荒地-海子系统间水分运移转化问题, 利用试验区典型时期的不同类型水样δ18O资料和田间观测数据, 分析耕地-荒地-海子系统中不同类型水分变化特征, 以期为探明节水改造后耕地-荒地-海子系统水循环过程和进一步提高河套灌区水资源的合理利用提供理论依据。

    • 试验区位于内蒙古河套灌区解放闸灌域张连生海子(40°54′36″N, 107°15′59″E;高程1 035 m), 试验区耕地和荒地面积大约8 hm2, 海子面积51.2 hm2, 耕地、荒地和海子相邻(图 1)。试验区载波相位差分技术(Real - time kinematic, RTK)结果显示, 农田最大地面高差15 cm, 农田分别比荒地和海子平均高45 cm和150 cm(图 1)。试验区为引黄河水灌溉, 灌溉方式为畦灌, 试验区灌溉定额大约350~550 mm。试验区灌水时间分别在5月24日、6月21日、7月4日前后。如果干旱年, 在8月20日前后会补充灌溉。在研究区共布设17眼地下水观测井, 其中重点观测井7眼, 一般观测井10眼。重点观测井安装地下水自动传感器(CTD-10, 美国Meter公司), 用EM50采集器每1 h记录1次地下水水位、温度和盐分数据, 一般观测井定期量测地下水埋深和取水样测试地下水盐分。土壤观测点共63个, 土样点间距50 m, 定期分层取样测含水量和盐分。土壤重点观测点7个, 在重点观测点安装土壤自动传感器(5TE, 美国Meter公司), 用EM50采集器每1 h记录1次土壤含水量、温度和盐分数据。安装了4个土壤微型蒸发器和2组负压计以及1台小型自动气象站(HOBO U30, 美国Onset公司)(图 1)。

      图  1  试验布置

      Figure 1.  Experiment design

    • 本试验在2018年4月15日—10月16日进行, 分别在5月24日、6月21日和7月4日灌水186 mm、104 mm、96 mm, 总灌水量386 mm。选A(耕地)、B(耕荒地交界)和C(荒地)点为土壤和地下水取样观测点(图 1)。

    • 大气温度和降雨量由自动气象站观测, 记录间隔为1 h/次。2018年降雨主要集中在6—9月, 9月降雨量最大(44 mm), 7月上旬气温最高(28 ℃)。

    • 每隔10 d取土样1次, 土壤取样深度100 cm, 每隔20 cm为1层, 根据灌水时间分别在5月20日、5月31日、6月13日、6月24日、6月28日、7月9日、7月20日和8月4日加密取样。用烘干法测土壤含水率, 用干法粒度仪(HELOS & RODOS, 德国新帕泰克公司)测定土壤粒径级配, 测定结果如图 2所示。用真空抽提法抽提土壤样品中的水分, 然后用液态水同位素仪(DLT-100, Los Gatos Research Inc., LGR)分析土壤水中同位素比率(δD和δ18O)。

      图  2  不同土层土壤粒径含量

      Figure 2.  Soil particle content in different soil layers

    • 根据灌水时间和降雨时间分别于5月20日、5月26日、5月31日、6月7日、6月13日、6月21日、6月24日、6月28日、7月4日、7月9日、7月20日、7月31日、8月4日、8月11日、9月1日、9月16日、10月1日, 10月16日在点A、点B和点C采集地下水、海子水、降水和灌溉水水样, 每个采样点采集3个重复, 并量测地下水水位。RTK数据显示点A、点B和点C的地面高程分别为1 033.82 m、1 034.07 m和1 032.9 m, 点A、点B和点C地下水水位变化分别为1 031.80~1 033.29 m、1 031.91~1 033.11 m和1 031.28~1 032.77 m(图 3)。用LGR分析水样中同位素比率(δD和δ18O)。

      图  3  典型观测点地下水水位动态

      Figure 3.  Groundwater dynamics of representative observation points

    • $$W=\sum\limits_{i=1}^{n} \gamma_{i} d_{i} \theta_{i} \times 10 $$ (1)

      式中: W为1 m土体的储水量, mm;di为第i层土壤的厚度, cm;γi为第i层土壤的干容重, g/cm3θi为第i层土壤含水率。

    • $$\delta=\left(\frac{R_{\mathrm{sa}}}{R_{\mathrm{st}}}-1\right) \times 1000 ‰ $$ (2)

      式中: Rsa是样品中元素的重轻同位素丰度之比;Rst是国际通用标准物(H、O稳定同位素采用维也纳国际原子能组织同位素实验室配置的V-SMOW标准物)稳定同位素丰度之比。

    • 在源同位素比值能够测定的情况下, 只要不同来源水分的同位素比值存在差异, 就可以利用同位素二源混合模型来区分对每一个源的利用情况。通过对比不同水体的同位素值, 运用二端元模型计算不同水体来源比例[14]。根据质量平衡方程和浓度平衡方程可得二端元混合模型如下:

      $$Q_{\mathrm{m}}=Q_{1}+Q_{2} $$ (3)
      $$Q_{\mathrm{m}} C_{\mathrm{m}}=Q_{1} C_{1}+Q_{2} C_{2} $$ (4)

      式中: Q为流量; C为同位素组分或示踪剂浓度; 下标m、1、2分别代表两来源混合后的水体、水体来源1和水体来源2。

      通过式(3)和式(4)得到式(5)和式(6):

      $$\frac{Q_{\mathrm{P}}}{Q_{\mathrm{R}}}=\frac{\delta_{\mathrm{R}}-\delta_{\mathrm{G}}}{\delta_{\mathrm{G}}-\delta_{\mathrm{P}}} $$ (5)
      $$\frac{Q_{\mathrm{P}}}{Q_{\mathrm{G}}}=\frac{\delta_{\mathrm{G}}-\delta_{\mathrm{R}}}{\delta_{\mathrm{R}}-\delta_{\mathrm{P}}} $$ (6)

      式中: δP为降水中δD或者δ18O的比值;δR为地表水中δD或者δ18O的比值;δG为地下水中δD或者δ18O的比值。

    • 根据达西定律估算渠系水侧向径流量:

      $$Q=A K J=K A \frac{h_{2}-h_{1}}{L} $$ (7)
      $$v=K J=K \frac{h_{2}-h_{1}}{L} $$ (8)

      式中: K水力传导度, cm/d;A为过水断面面积, cm2h2-h1为压力水头差, cm;L为径流路径长度, cm;J为水力坡度;v为渗流速度, cm/d。

    • 通过对降雨、灌溉水、海子水中δD、δ18O分析, 建立了试验区大气降雨线、灌溉水和海子水线性关系(图 4)。3种不同类型水分的线性拟合精度R2均在0.94以上, 与全球大气降雨线(δD=8δ18O + 10)相比, 斜率由大到小排列为:全球大气降雨线>当地降雨线>灌溉水>海子水(图 4), 全球大气降水线线性关系在平衡状态下D/H的分馏大体为18O/16O的8倍, 而试验区不同类型水分关系在平衡状态下D/H的分馏大体为18O/16O的4~6倍, 表明试验区为干旱区, 蒸发强度大, 水体受到不同程度蒸发分馏效应的影响[14-16], 海子影响最大, 试验区容易富集同位素。耕地地下水和耕荒地交界地下水的δD和δ18O散点分别在灌溉水拟合线处聚集, 灌溉水是其主要来源。耕地地下水和降雨的δD和δ18O散点在荒地地下水处聚集, 耕地地下水和降雨是其主要来源。荒地地下水和降雨的δD和δ18O散点在海子水处聚集, 荒地地下水和降雨是其主要来源(图 4)。

      图  4  降雨、地下水、灌溉水和海子水δD和δ18O关系

      Figure 4.  Relationship of δD and δ18O between precipitation, groundwater, irrigation and lake

    • 选取δ18O值分析灌溉期与非灌溉期不同类型水分的变化特征。在灌溉期(5月15日—7月30日), 通过LSD (Least Significant Difference)法比较分析, 结果显示(表 1), 灌溉水、降雨、荒地地下水以及海子水有极显著的差异。降雨和耕荒地交界地下水有极显著差异, 海子水分别和耕地地下水和耕荒地交界地下水有极显著差异。不同类型水分δ18O同位素平均值和标准差变化由大到小分别为:降雨>海子水>荒地地下水>耕地地下水>耕荒地交界地下水>灌溉水;耕地地下水>荒地地下水>降雨>海子水>灌溉水>耕荒地交界地下水(表 1)。由于温度高, 蒸发强度大, 雨水在形成和降落时因温度高而蒸发, 并且受大陆季风性气候影响[13], 降雨δ18O偏大(-4.5‰), 同时使海子水富集δ18O(-5.2‰), 而海子水较降雨δ18O贫化, 是由于海子受荒地地下水δ18O (-5.6‰)补给的影响。荒地地下水在灌溉期地下水埋深较浅(图 3), 地下水受蒸发作用较大, 但与降雨相比, 荒地地下水δ18O较贫化, 与耕地地下水δ18O(-6.6‰)相比, 荒地地下水δ18O富集, 说明耕地地下水和降雨补给荒地地下水。耕地地下水受灌溉水δ18O(-8.8‰)和降雨δ18O(-4.5‰)补给, 造成耕地地下水离散程度最大(标准差2.35)。

      表 1  不同类型水分δ18O同位素变化

      Table 1.  Changes of δ18O in different types water

      水体 灌溉期 非灌溉期
      样品个数 最小值/‰ 最大值/‰ 平均值/‰ 标准差/‰ 样品个数 最小值/‰ 最大值/‰ 平均值/‰ 标准差/‰
      灌溉水 9 -9.21 -6.09 -8.80d 1.20
      降雨 6 -7.25 -2.52 -4.50ab 2.03 9 -14.13 -9.12 -11.27 2.58
      耕地地下水 24 -9.19 -1.72 -6.60bcd 2.35 18 -9.05 -7.39 -8.39 0.65
      耕荒交界地下水 24 -8.80 -6.62 -7.22cd 0.89 18 -8.89 -6.73 -8.01 0.79
      荒地地下水 24 -8.48 -3.18 -5.64abc 2.22 18 -4.74 -2.65 -3.88 0.97
      海子水 24 -8.56 -0.83 -5.20a 1.74 18 -3.24 -1.80 -2.37 0.62
      注:abcd表示显著差异性。

      在非灌溉期(7月30日—10月15日), 不同类型水分δ18O平均值和标准差变化由大到小分别为:海子水>荒地地下水>耕荒地交界地下水>耕地地下水>降雨;降雨>荒地地下水>耕荒地交界地下水>耕地地下水>海子水(表 1)。而在非灌溉期, 降雨量少, 温度降低, 蒸发强度减弱, 降雨δ18O值降低了2.74‰, 离散程度最大(标准差2.58)。由于没有灌溉水影响, 地下水横向交换量几乎为零, 海子水和荒地地下水的δ18O较大。与灌溉期相比, 荒地地下水和海子水富集δ18O, 富集率分别为31%和54%。荒地地下水和海子水δ18O是耕地地下水的2~3.5倍, 荒地地下水和海子水受蒸发影响较耕地地下水大, 荒地地下水和海子水消耗水分较多, 处于亏水状态。

    • 试验区耕地-荒地-海子系统间不同类型水分转化如图 5所示, 降雨和灌溉水是主要的水分来源, 蒸发和蒸腾是主要的水分消耗。耕地受灌溉影响, 灌溉水抬升耕地地下水水位, 与邻近未受灌溉影响的荒地和海子会产生强烈的地下水交换[17], 耕地地下水来源端元为灌溉水和降雨, 荒地地下水来源端元为耕地地下水和降雨, 海子来源端元为荒地地下水和降雨(图 5)。

      图  5  不同类型水分转化示意

      Figure 5.  Schematic maps of different types water transport

      根据土壤储水量方程式(1)计算1 m土体灌溉前后(5月24日—5月31日、6月19日—6月25日和7月2日—7月9日)储水量变化(表 2), 在灌溉期, 1 m土壤中灌溉水储水率的平均值为82%, 18%的灌溉水通过地表入渗补给耕地地下水, 使得耕地地下水增加69.5 mm, 荒地储水量增量的总和为171.0 mm(表 2)。王国帅等[18]通过水量平衡方程计算发现(5月26日—5月31日、6月21日—6月28日和7月4日—7月9日)耕地地下水增量为82.0 mm, 荒地储水量增量为163.8 mm, 研究结果相近。

      表 2  灌溉前和灌溉后土壤储水量

      Table 2.  Changes of soil water storage before and after irrigation

      日期 耕地储水量/mm 耕地储水量增量/mm 灌溉水占比 耕荒地交界储水量/mm 耕荒地交界储水量增量/mm 荒地储水量/mm 荒地储水量增量/mm
      5月24日 280.91 149.76 0.81 313.69 110.63 410.01 88.81
      5月31日 430.67 424.32 498.82
      6月19日 264.82 87.09 0.84 193.48 68.15 427.78 43.90
      6月25日 351.92 261.64 471.68
      7月2日 314.12 78.09 0.81 245.65 61.67 455.01 38.26
      7月9日 392.21 307.32 493.28

      通过二端元模型式(5)和式(6), 采用δ18O分别计算灌溉前后(5月26日—5月31日、6月21日—6月28日和7月4日—7月9日)不同类型水分转化关系(图 6)。灌溉水和降雨对耕地地下水平均贡献率为94%和6%, 耕地地下水和降雨对荒地地下水的平均贡献率为71%和29%, 荒地地下水和降雨对海子的平均贡献率为43%和57%。由于灌溉水通过地表入渗给耕地地下水贡献了18%, 因此渠系灌溉水通过侧向径流给耕地地下水贡献了76%, 渠系灌溉水通过侧向径流贡献给耕地地下水的水量基本全部迁移给了荒地地下水。王国帅等[18]通过水量平衡方程计算发现, 79%的耕地地下水迁移给荒地地下水, 46.3%的荒地地下水迁移给海子, 研究结果相近, 可信度较高。

      图  6  不同水体转化比例

      Figure 6.  Conversion rate of different water bodies

      通过达西定律式(7)和式(8)分别估算第1次灌水(5月26日)、第2次灌水(6月21日)和第3次灌水(7月4日)渠系灌溉水侧向径流量。结果发现(表 3) : 5月26日、6月21日及7月4日的渠系水径流量分别为14.8 cm3、9.8 cm3和7.7 cm3(过水断面面积1 cm2, 实则渠系水径流量分别为14.8 cm、9.8 cm和7.7 cm), 侧向径流总和为32.3 cm。王国帅等[18]通过水量平衡方程计算发现, 耕地地下水补给荒地的水量为31.34 cm, 研究结果相近, 说明地下水之间的迁移转化, 是由渠系水侧向径流触发的。

      表 3  渠系水侧向径流量估算

      Table 3.  Estimation of lateral runoff of canal system water

      日期 L/cm (h2-h1)/cm J K/(cm·d-1) v/(cm·d-1) A/cm2 Q/(cm3·d-1)
      5月26日 180 135 0.75 19.7 14.8 1 14.8
      6月21日 180 90 0.50 19.7 9.8 1 9.8
      7月4日 180 70 0.39 19.7 7.6 1 7.7
    • 选择试验区第3次灌水事件(7月4日;δ18O:-7.60‰)来研究灌水前后土壤剖面水分运移特征, 以6月28日、7月9日、7月20日和8月4日为研究时间节点。不同时间节点地下水埋深和δ18O值如表 4所示。

      表 4  不同时间节点地下水埋深和δ18O特征统计

      Table 4.  Changes of δ18O and groundwater table during different period

      地下水类型 6月28日 7月9日 7月20日 8月4日
      埋深/cm δ18O/‰ 埋深/cm δ18O/‰ 埋深/cm δ18O/‰ 埋深/cm δ18O/‰
      耕地 85 -1.72 88 -7.33 96 -6.93 114 -8.83
      耕荒地交界 127 -7.36 130 -7.53 142 -7.18 155 -8.91
      荒地 39 -5.47 38 -3.27 42 -6.77 57 -3.04

      通过对耕地不同土层土壤水δ18O值与灌溉水和地下水δ18O值比对(图 7), 发现灌后5 d(7月9日), 灌溉水和地下水δ18O相近, 灌溉水补给地下水。土层40 cm、80 cm和100 cm有灌溉水水分, 且含水量较高(图 7(a)), 而20 cm土层受蒸发影响, δ18O已开始富集, 含水量较低。灌溉水并没有在60 cm土层驻留, 因为作物根系使得该土层土壤孔隙较大, 在60 cm土层存在优先流[19-20]。7月底到8月初葵花处于现蕾期和开花期, 是葵花生长最旺盛的阶段, 葵花根系吸水量大, 造成40~60 cm土层含水量逐渐变小, 但通过对比灌后15 d(7月20日)和30 d(8月4日)根区40~60 cm、土层80 cm和100 cm δ18O值以及地下水δ18O值, 发现δ18O值相近(图 7(b)), 说明地下水通过毛管作用给根区40~60 cm、土层80 cm和100 cm补给水分。灌后30 d(8月4日), 1 m土体中灌溉水水分消失, 0~40 cm土层富集δ18O最多, 土壤含水量较小。

      图  7  耕地土壤剖面含水量和δ18O值变化

      Figure 7.  Change of water content and δ18O at farmland soil profile

      耕荒地交界地下水δ18O值和灌溉水δ18O值相似(表 4), 灌溉水通过垂直入渗和饱和-非饱和侧向渗流浸入荒地[22]。7月9日80 cm和100 cm土层δ18O值与耕荒地交界地下水δ18O值相近, 土层受到地下水补给;20 cm和40 cm土层δ18O值比6月28日的贫化, 水分在土壤中发生饱和-非饱和侧向运移, 造成7月9日各层含水量均比6月28日含水量高, 但此后20 cm和40 cm土层δ18O富集, 土壤含水量降低(图 8(a))。7月20日地下水对60 cm土层进行补给, 土层60 cm含水量升高与7月9日含水量相近, 而其他各层含水量较7月9日均减小。8月4日地下水δ18O值(表 4)与80 cm和100 cm土层δ18O值相近, 地下水对80 cm和100 cm土层进行补给, 使其与7月20日的含水量相近(图 8(a))。

      图  8  耕荒地交界处土壤剖面含水量和δ18O值变化

      Figure 8.  Change of water content and δ18O at farmland-wasteland junction soil profile

      荒地地下水埋深较浅, 为38~57 cm(表 4), 土层0~60 cm沙粒含量较多, 60~100 cm粉粒含量高(图 2), 土层60 cm以下土壤水变化稳定, 80 cm和100 cm土层含水量较高(图 9(a))。20 cm土层受蒸发影响较大, 富集δ18O(图 9(b)), 土壤含水量变化较大。6月28日—7月20日荒地地下水受蒸发分馏影响最大, δ18O从-5.47‰增加到-3.04‰, 土层20 cm和40 cm变化最明显, 水分消耗最多。8月4日, 荒地地下水δ18O减小到-6.77‰, 荒地土壤水δ18O也随之贫化(图 9(b)), 荒地地下水是荒地土壤水变化的主要影响因子。

      图  9  荒地土壤剖面含水量和δ18O值变化

      Figure 9.  Change of water content and δ18O at wasteland soil profile

    • 针对复杂的耕地—荒地—海子系统间水分转移问题, 于2018—2019年在河套灌区开展田间观测, 分析不同类型水分变化特征, 得到以下结论:

      (1) 试验区降雨、灌溉水和海子水的δD和δ18O关系均呈线性, 海子受蒸发分馏影响最大, 试验区容易富集同位素, 灌溉水是耕地地下水和耕荒地交界地下水的主要来源。耕地地下水和降雨是荒地地下水主要来源, 荒地地下水和降雨是海子水的主要来源。

      (2) 在灌溉期, 灌溉水和降雨对耕地地下水平均贡献率为94%和6%, 耕地地下水和降雨对荒地地下水的平均贡献率为71%和29%, 荒地地下水和降雨对海子的平均贡献率为43%和57%, 82%的灌溉水储存在1 m土体中, 18%的灌溉水贡献给耕地地下水, 渠系灌溉水通过地下侧向径流给耕地地下水贡献76%, 地下水之间的迁移转化, 是由渠系水侧向径流触发的。

      (3) 在非灌溉期, 荒地地下水和海子水的δ18O比灌溉期的多富集31%和54%, 且是耕地地下水的2~3.5倍, 荒地地下水和海子耗水较多, 处于亏水状态。

      (4) 灌后5 d, 耕荒地交界土层0~40 cm存在饱和-非饱和侧向补给, 灌后15 d和30 d, 耕地和耕荒地交界地下水给根区40~60 cm、土层80 cm以及100 cm补给水分, 灌后30 d, 耕地土壤中灌溉水水分消失, 荒地受蒸发影响最大, 水分消耗最多。

      灌溉期应合理控制灌溉水水量, 减少灌溉水深层渗漏和耕荒地间饱和-非饱和带横向运移以及地下水和海子间水分转化; 在非灌溉期, 由于蒸发作用消耗荒地和海子水分较大, 应适当对海子进行生态补水以维持海子水分平衡。

参考文献 (20)

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