, 赵景波, 罗小庆Runoff and groundwater recharge conditions in the megadune area of Badain Jaran Desert
MAYandong, ZHAOJingbo, LUOXiaoqing通讯作者:
收稿日期:2015-10-14
修回日期:2015-12-20
网络出版日期:2016-03-25
版权声明:2016《地理学报》编辑部本文是开放获取期刊文献，在以下情况下可以自由使用：学术研究、学术交流、科研教学等，但不允许用于商业目的.
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摘要
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Abstract
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1 引言
巴丹吉林沙漠发育了全球高差最大的沙山[1-3]及140余个湖泊[4-5],形成了沙山与湖泊相伴的独特景观.这两个突出的自然现象引起了人们的高度关注[1-3, 6-9].过去对巴丹吉林沙漠地貌的物质组成[2, 7]开展了许多研究,并取得了许多重要成果.已认识到该区风沙沉积物粒度成分较粗,细砂含量略高于中砂[2, 7].湖水的来源是近年来争论的焦点之一,主要有3种不同的认识.一是有****认为该区湖水来自于大气降水的入渗[8-13].由于该区降水少,降水作为湖水来源的观点缺少有说服力的直接证据.二是有研究者认为来自晚更新世或全新世间冰期的水[14-15].鉴于该区蒸发强烈,晚更新世残留水保存到现今的可能性也较小.三是少数研究者认为湖水主要通过沙漠下伏深大断裂从外围山区输送而来[16].这种观点缺少可靠的地质证据支持,受到了绝大多数研究者的质疑.过去对巴丹吉林沙漠及其相邻的腾格里沙漠沙层含水量开展了一定研究[17-18],已认识到该沙漠干沙层厚度很小,为20 cm左右,干沙层含水量通常小于1%[17-18].20 cm之下为湿沙层,含水量一般在1%~3%之间[17-18].近40年来,巴丹吉林沙漠沙山--湖泊区的湖泊数量和面积略有减少,沙漠腹地90个湖泊的总面积约为18 km2 [19].该区湖水化学成分变化研究显示,降水可能是湖水的补给来源[20].根据氯质量平衡原理,估算出巴丹吉林沙漠降水对地下水略有补给[21].虽然国内外****对巴丹吉林沙漠进行了一些研究,但在已出版的专著和发表的成果中,尚未报道在沙山斜坡中上部发现因大气降水而产生的地表径流和径流侵蚀及由地下径流转变而来的地表径流产生的径流--风沙混合物理沉积和径流化学沉积.尽管巴丹吉林沙漠风成沙中具有含量极低的来自于大气沉降的盐类物质[22],但这与我们发现的径流化学沉积完全不同.本文根据新发现的证据和实验分析,探讨了巴丹吉林沙漠沙山内部水分的运移,不仅对从深层次上揭示该沙漠沙山区水分平衡和水分循环具有重要作用,而且为揭示该区众多湖泊的湖水来源问题提供可靠的科学依据.
2 区域概况与研究方法
2.1 区域概况
巴丹吉林沙漠位于内蒙古自治区阿拉善右旗境内,最新的研究表明为中国第二大沙漠[23],总面积约为5.2万km2(图1).沙山和高大沙丘是该沙漠的主体,面积为29242.7 km2,占沙漠总面积的56.1%[24].巴丹吉林沙漠海拔高度在1200~1700 m之间.沙山高差大多在200~300 m之间,最大高差接近500 m,是世界上高差最大沙山分布区.巴丹吉林沙漠属温带极端干旱气候,降水稀少,且多集中在6~8月份.沙山地区正常年的降水量可达105 mm左右[24].该区年均温度7~8 ℃,夏季最高气温可达38~43 ℃.年均风速4 m/s,八级大风日为30天左右,主要为西北风.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图1巴丹吉林沙漠概貌及采样点分布
-->Fig. 1General view of the Badain Jaran Desert and distribution of sampling points in the megadunes
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2.2 研究方法
巴丹吉林沙漠沙山上因降水产生的地表径流和径流侵蚀在雨季偶尔能够被发现.地下径流及其出露产生的地表径流--风沙混合物理沉积和化学沉积次生盐在沙山上部和中部的斜坡位置较为容易被观察到,而下部仅偶尔能够见到.为了进一步认识这些自然现象,需要采集必要的样品进行实验分析.在沙山上,采样点一般选在坡度适中的代表性地段,并且同一种样品选择不少于2个采样点(图1,表1).化学沉积次生盐分布在径流--风沙混合物理沉积表面,在扎拉特湖东沙山,诺尔图湖东沙山,音德日图湖东沙山和呼和吉林湖东沙山共采集了16个次生盐样品,每个样品重约100 g.次生盐的形态利用电子显微镜观察,化学成分用能谱仪分析和盐酸溶液浸提法测定.CaSO4的测定是先将沙样用乙醇清洗,除去非可溶的物质.之后用盐酸浸提,使沙样中的石膏全部溶解.在浸出SO42-的溶液中加BaCl2,形成BaSO4沉淀.最后烘干称重,换算出CaSO4的含量.另外,在呼和吉林湖西沙山中下部海拔1245 m和海拔1217 m处分别打2个水平间距为5 m的钻孔进行采样.钻孔深度为4 m,采样间隔为10cm,每个样品重约80 g,每个钻孔采样40个,共采集粒度样品160个.在诺尔图湖东沙山海拔1326 m处和扎拉特湖东沙山海拔1350 m处的径流--风沙混合物理沉积层上分别挖出2个1 m深度的剖面进行采样,采样间隔为10 cm,4个剖面共采集40个粒度样品.利用Mastersizer 2000激光粒度仪进行测量,并以0.005 mm,0.01 mm,0.05 mm,0.1 mm,0.25 mm,0.5 mm,2 mm作为黏粒,细粉砂,粗粉砂,极细砂,细砂,中砂,粗砂的分界线.样品的实验分析均在陕西师范大学环境实验室和化学实验室进行.Tab. 1
表1
表1巴丹吉林沙漠沙山采样点概况
Tab. 1A survey of sampling points in megadunes of Badain Jaran Desert
| 沙山名称 | 沙山海拔(m) | 样品类型 | 采样剖面数量(个) | 采样点海拔(m) | 采样点坡度(°) | 采样点周边植被 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 扎拉特湖东沙山 | 1548 | 粒度,盐 | 2,2 | 1350 | 25 | 稀少 |
| 音德日图湖东大沙山 | 1609 | 盐 | 2 | 1520 | 25 | 稀少 |
| 呼和吉林湖东沙山 | 1617 | 盐 | 2 | 1469 | 20 | 局部灌丛 |
| 呼和吉林湖西沙山 | 1584 | 粒度 | 4 | 1217,1245 | 20 | 无 |
| 诺尔图湖东沙山 | 1610 | 粒度,盐 | 2,2 | 1326 | 20 | 无 |
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3 结果分析
3.1 地表侵蚀沟与地表径流
在扎拉特湖东沙山顶部之下约35 m高度处,存在直径约30 m的洼地.在洼地周边可见宽度为1~4 cm的侵蚀细沟(图2),细沟边的沙层因含水量很高而变得颜色较深的现象.图2洼地径流主沟右侧发育了5条更细的侵蚀沟.极端干旱沙漠区的沙层入渗率很高,沙层上发育地表径流与侵蚀沟是很罕见的自然现象.径流细沟的出现指示了该沙漠区超渗径流的存在.地表超渗径流发生的前提条件是降雨强度要大于地表沙层或土层入渗率.根据过去的入渗研究,粒度成分比巴丹吉林沙漠略细的腾格里沙漠沙层平均入渗率在12~16.8 mm/min之间[25].所发现的超渗径流在洼地底部,周边和坡上都有发育(图2),这表明超渗径流的出现不是偶然的沙层入渗率低造成的.根据沙层入渗率可以确定,该区存在每分钟超过12 mm的极强降雨过程.因此,虽然该区降水量少,但存在能够为地下水提供补给来源的较强降雨过程.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图2扎拉特湖东沙山上部洼地内的地表径流与侵蚀沟(A. 右侧径流源头;B. 左侧径流源头;C. 径流主沟;D. 5条径流支沟;E. 为洼地中部;虚线为径流湿润的外侧边界)
-->Fig. 2Surface runoff and erosion gully at depressions in the upper of eastern megadune of Nuoertu Lake
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3.2 地表出露的地下径流
根据野外实地考察,在巴丹吉林沙山区发现了前人未曾报道的两种直接出现的地下径流(图3).第1种是微弱的地下径流,这种径流从沙山内部渗出,但渗出很缓慢,我们将其称之为缓渗径流(图3a).发现于音德日图湖东沙山背风坡的缓渗径流有多层缓渗径流出现(图3a).由于细粒层的持水性较好,缓渗径流一般从细粒层中渗出,局部可见渗出的水流到了其下面的粗粒层中(图3a).细粒层含水多颜色较深,粗粒层颜色较浅.所发现的多层缓渗径流位于沙山顶面之下40 m左右的深度,所以这一缓渗径流指示大气降水已通过入渗至少到达了大沙丘的深部约40 m,构成了沙山深部水分的补给来源.这种缓渗径流主要是在沙层水分渗出量与蒸发量接近相同或略大于蒸发量的条件下发生的.在缓渗径流出现层位,有时可见盐类沉淀析出.第2种直接出现的地下径流是地下径流以泉水的形式流出地表(图3b),使得沙层湿润甚至达到饱和.这种地下径流的流量和流速较缓渗径流大,并能够在地表搬运风沙物质形成径流--风沙混合物理堆积.这种缓渗径流主要是在沙层水流量大于蒸发量的条件下产生的.图3b所示的这种地下径流出现在扎拉特湖东沙山迎风坡.这种地下径流的出现指示沙山区大气降水通过入渗到达了沙山深处.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图3沙山斜坡位置出露的地下径流(a. 音德日图湖东沙山背风坡多层地下缓渗径流;b. 扎拉特湖东沙山迎风坡地下径流转变而成的地表径流及其沉积物)
-->Fig. 3The emergence of groundwater runoff on the slope of megadunes
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3.3 径流沉积物
3.3.1 径流--风沙混合物理沉积物在巴丹吉林沙漠沙山区,野外调查所发现的因地下径流出露而产生的地表径流--风沙混合物理沉积位于扎拉特湖东沙山,诺尔图湖东沙山,呼和吉林湖东沙山以及音德日图湖东沙山,海拔高度分别为1350 m,1326 m,1469 m和1520 m(图3b,图4).由于径流是从风成沙构成的沙山中流出的,所以,径流--风沙混合物理沉积物的粒度组成与风积物相同.这种混合物理沉积是在地表微弱径流近距离(一般为数米或更小,图3b,图4)搬运作用下,将风沙沉积物改造形成的,实际上是径流与风力作用的混合沉积,把这种物理沉积称之为径流--风沙混合物理沉积.径流--风沙物理沉积在沙山斜坡上部,中部和下部偶尔可以见到,一般分布在斜坡坡度较小之处.径流--风沙物理沉积物通常构成小型的扇形地貌(图3b,图4).扇形地貌长宽多在2~3 m之间,坡度一般为5~8°,常由多个小台阶构成.由于径流--风沙混合物理沉积常受到水分渗出的影响,表面的颜色较暗,并常有化学沉淀的盐类物质聚集.在径流--风沙混合物理沉积中还可以看到水分的渗出(图3b),水分渗出使得沙层颜色加深.径流--风沙混合物理沉积是地下径流以泉水的形式出露于地表形成的,代表了地下径流的存在,指示了沙山地区大气降水通过入渗到达了沙山的深处.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图4地下径流转变而成的地表径流--风沙混合物理沉积物(a. 诺尔图湖东沙山指示地下径流存在的地表径流--风沙混合物理沉积;b. 音德日图湖东沙山指示地下径流存在的地表径流--风沙混合物理沉积)
-->Fig. 4Mixed physical sediment of runoff-aeolian sand caused by ground runoff converted into surface runoff
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3.3.2 径流化学沉积物
在巴丹吉林沙漠沙山区野外调查发现的径流化学沉积位于扎拉特湖东沙山,呼和吉林湖东沙山和音德日图湖东沙山(图5),海拔高度分别为1350 m,1469 m和1520 m.这些化学沉积可分为两种类型.第一种类型是层状地层中缓渗水的渗出仅到达沙层的侧面就基本被全部蒸发,同时形成仅分布在细粒沙层侧面的灰白色薄膜状化学沉积(图5a,5b).在沙层的内部,没有化学沉积,也就是说这种侧向缓渗水的化学沉积不是夹在沙层之间的沉积层.这种缓渗水经蒸发形成的化学沉积分布在沙山斜坡的坡度较大处.第二种类型是地下径流以泉水的形式出露,流到地表之后经过蒸发形成化学沉积(图5c,5d).由于第二种化学沉积形成于有明显地表径流的条件下,所以这种化学沉积常常分布在径流--风沙混合物理沉积物中且分层性不明显(图5c,5d).在径流--风沙混合物理沉积形成的扇形地前缘,化学沉积分布较集中.这种化学沉积分布在沙山斜坡的坡度较小处.这种由地下径流转变而成的地表径流化学沉积物在沙山斜坡上部,中部和下部都偶尔可以见到.径流化学沉积形成的灰白色薄膜松散易破碎,为水分蒸发形成的盐类物质.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图5地下径流转变而成的地表径流化学沉积(a,b. 扎拉特湖东沙山指示有地下微弱径流存在的缓渗水化学沉积;c. 呼和吉林湖东沙山代表由地下径流转变而来的地表径流形成的径流--风沙混合物理沉积与化学沉积;d. 音德日图湖东沙山指示由地下径流转变而来的地表径流形成的化学沉积)
-->Fig. 5Chemical sediment caused by ground runoff converted into surface runoff
-->
3.4 径流化学沉积物的矿物与化学组成
电镜观察可见,化学沉积矿物呈现结晶形态,晶体集合体呈现规则排列,形态主要有长柱状(图6a),针状(图6b),短柱状(图6c)和颗粒状(图6d).根据结晶矿物的形态可知,这样的次生结晶的矿物为盐类沉积.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图6径流化学沉积物的矿物结晶形态(a,b. 分别为扎拉特湖东沙山径流沉积物中的柱状和针状结晶石膏;c,d. 为诺尔图湖东沙山径流化学沉积物中的短柱状和颗粒状结晶石膏)
-->Fig. 6Mineral crystal of chemical sediment caused by runoff
-->
为了确定次生盐类矿物和化学成分,对次生盐进行了能谱分析.结果表明,次生盐的氧化物组成主要是SO3和CaO,另有少部分Na2O,MgO,Cl2O和SiO2(表2,图7),表明次生盐样品以盐类矿物含量占绝对优势.SO3和CaO的高含量显示次生盐矿物以石膏为主.另外,样品中一般含有5%~10%的Na2O,并都含有少量与Na相结合的Cl.因为SiO2含量都低于4.8%,所以Na不是钠长石含有的Na,而是天然食盐中的Na,这指示可食盐成分的存在.个别样品中可食盐占优势(表2,图7),显示了荒漠区水分强烈蒸发的特点.
Tab. 2
表2
表2化学沉积次生盐样品能谱分析获得的化学成分(%)
Tab. 2Chemical composition of secondary salt analyzed by energy spectrum instrument (%)
| 采样点 | 样品号 | CaO | SO3 | Na2O | MgO | SiO2 | CO2 | Cl2O | Al2O3 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 扎拉特沙山 | B01-003c | 34.38 | 52.33 | 6.19 | 1.33 | 4.50 | 0.51 | 0.07 | - |
| 扎拉特沙山 | B01-003d | 42.06 | 54.50 | 1.18 | 0.51 | 1.41 | 0.33 | - | - |
| 诺尔图沙山 | C01-001 | 37.17 | 56.08 | 2.78 | 0.54 | 2.31 | 0.30 | 0.19 | - |
| 诺尔图沙山 | C01-002 | 34.83 | 56.73 | 5.68 | 0.33 | 2.19 | - | 0.25 | - |
| 呼和吉林沙山 | B02-004b | 37.93 | 52.03 | 3.32 | 1.24 | 3.58 | 0.41 | 1 .15 | - |
| 呼和吉林沙山 | B02-004c | - | - | 42.62 | - | 10.80 | - | 44.54 | 1.43 |
| 呼和吉林沙山 | B02-004d | - | - | 37.44 | - | 20.68 | - | 31.10 | 2.33 |
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显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图7径流化学沉积次生盐样品的能谱曲线(a,b. 为扎拉特湖东沙山径流化学沉积样品石膏能谱曲线;c,d. 为诺尔图湖东沙山呼和吉林湖东沙山径流化学沉积样品石膏能谱曲线;e,f. 为呼和吉林湖东沙山径流化学沉积可食盐样品能谱曲线)
-->Fig. 7Spectrum curve of secondary salt caused by runoff
-->
为进一步确定化学沉积物的化学成分,利用盐酸浸提法对12个样品的CaSO4含量进行了分析.结果(表3)表明,CaSO4含量变化较大,变化在0.8%~18.6%之间,主要分布在沙层顶部20 cm深度范围内,这是荒漠区水分强烈蒸发向上运移的结果.化学分析证明,径流化学沉积主要为石膏.化学分析得出的CaSO4含量比能谱分析得出的低,这是能谱分析选择的矿物样点很微小且较纯的结果.
Tab. 3
表3
表3沙层剖面CaSO4含量(%)
Tab. 3CaSO4 content in sand layer (%)
| 深度(m) | 扎兰特 | 呼和吉林 | 音德日图 | 深度(m) | 扎兰特 | 呼和吉林 | 音德日图 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 0~1 | 11.2 | 18.6 | 10.3 | 20~21 | 3.7 | 12.0 | 14.5 |
| 10~11 | 1.1 | 2.3 | 11.4 | 30~31 | 1.3 | 0.8 | 1.2 |
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3.5 地下径流产生的隔水条件
通过野外考察,在呼和吉林湖东沙山背风坡中上部及其他沙山多处发现了明显的粗粒层和相对隔水的细粒层.细粒层较为致密,呈现向外凸出的层位;粗粒层松散,呈现向内凹进的层位(图8).为了揭示径流--风沙混合物理沉积物和风积沙的粒度成分及其与地下径流渗出的原因,对扎拉特湖东沙山和诺尔图湖东沙山径流--风沙混合物理沉积各20个样品,呼和吉林西沙山背风坡4个4 m深度剖面的160个样品进行了粒度分析.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图8风积沙层中的细粒的相对隔水层(x-凸出层位)和粗粒层(y-凹进层位)
-->Fig. 8Fine layer with relatively impermeable (x-convex horizon) and coarse layer (y-recessed horizon) in the aeolian sand
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扎拉特湖东沙山20个径流--风沙混合物理沉积样品中细砂含量在38.75%~56.24%之间,平均为52.41%;中砂含量在41.79%~53.94%之间,平均为45.52%;粗砂含量在0.16%~8.37%之间,平均为1.37%.极细砂含量在0.13%~2.82%之间,平均为0.63%.诺尔图湖东沙山20个样品中细砂含量在51.3%~59.1%之间,平均含量为55.2%;中砂含量在28.5%~38.5%之间,平均为33.3%;粗砂含量在3.9%~7.3%之间,平均为5.8%;细砂含量在4.4%~8.6%之间,平均为6.5%.粒度分析结果表明,两个沙山的径流--风沙混合物理沉积物粒度成分相近.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图9呼和吉林湖西沙山背风坡不同深度粒度含量变化
-->Fig. 9The change of grain size contents at different depths on the leeward slope of western megadune of Huhejaran Lake
-->
呼和吉林湖西沙山背风坡4个剖面中160个样品分析结果(图9,图10a)表明,风沙沉积a剖面中极细砂含量在0~0.24%之间,平均为0.03%;细砂含量在29.2%~63.48%之间,平均为51.48%;中砂含量在36.41%~63.71%之间,平均为47.63%;粗砂含量在0.02%~7.09%之间,平均为0.86%.b剖面中极细砂含量在0~0.13%之间,平均为0.03%;细砂含量在19.56%~63.86%之间,平均为50.67%;中砂含量在35.98%~72.45%之间,平均为47.76%;粗砂含量在0.02%~7.99%之间,平均为1.53%.c剖面中极细砂含量在0~2.88%之间,平均为0.25%;细砂含量在31.76%~54.28%之间,平均为45.69%;中砂含量在43.88%~63.73%之间,平均为51.54%;粗砂含量在0.06%~21.48%之间,平均为2.53%.d剖面中粉砂含量为0~0.79%之间,平均为0.03%;极细砂含量在0~5.08%之间,平均为0.58%;细砂含量在26.6%~59.69%之间,平均为44.31%;中砂含量在39.95%~67.53%之间,平均为50.94%;粗砂含量在0.04%~25.56%之间,平均为4.14%.从粒度成分上来看,两个沙山径流--风沙混合物理沉积与风成沙的成分基本相同.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图10呼和吉林湖西沙山背风坡沉积物不同粒径含量与累积频率
-->Fig. 10Different grain size contents and cumulative frequency of sediments on the leeward slope of western megadune of Huhejaran Lake
-->
呼和吉林湖西沙山4个沉积物剖面不同深度的粒度含量变化显示了风沙沉积物中不同深度存在粗细交替变化的特征(图9).剖面中的细砂和中砂含量变化显示,各剖面一般包括了3~4个或更多的粒度粗细变化层段(图9).各层段粒度成分差异显著,在细粒层段细砂含量比粗粒层段常常高20%左右,在粗粒层段中砂含量比细粒层段高20%左右或更多(图9).应用SPSS软件中的"配对样本t检验"方法,对每个剖面的细砂和中砂含量差异的显著性进行分析,结果显示4个剖面的粗粒层和细粒层中的细砂与中砂含量差异显著(P<0.05).
为进一步比较沉积物剖面粗粒层与细粒层的粒度特征,4个沉积物剖面的累积频率平均值被计算出并绘制成曲线(图10b),进而利用Folk-Ward提出的图解法进行计算沉积物剖面.
沉积物中粗粒层与细粒层的粒度参数(表4),沙山背风坡4个沉积物剖面的累积含量曲线略有差异(图10b),位于同一海拔高度的两个剖面累积曲线相似;海拔较高的两个剖面的累积含量曲线位于左侧,表明曲线斜率大,粒度成分略偏细;海拔较低的两剖面累积含量曲线位于右侧,表明曲线斜率较小,粒度组分偏粗.可见,海拔较高的两剖面比海拔较低的两剖面粒度成分更细.粗粒层和细粒层的粒度参数表明,4个沉积物剖面中细粒层相对于粗粒层的粒径更小分选更好(表4).显然,风沙沉积物中粗粒层与细粒层的交替变化导致了其不同层位的隔水性的差异,细砂含量较高的细粒层具有相对隔水性,是泉水渗出的原因.
Tab. 4
表4
表4呼和吉林湖西沙山沉积物中粗粒层与细粒层粒度参数
Tab. 4Grain size parameters of coarse layer and fine layer in sediments in western megadune of Huhejaran Lake
| 钻孔 剖面 | 粒度参数 | 样品 数量 | 粗粒层 | 样品 数量 | 细粒层 | ||
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 范围 | 平均 | 范围 | 平均 | ||||
| a | 粒径(mm) | 18 | 1.996~2.160 | 2.060 | 9 | 1.719~1.987 | 1.924 |
| 标准偏差 | 0.403~0.539 | 0.456 | 0.411~0.510 | 0.453 | |||
| 偏度 | -0.008~0.004 | -0.003 | -0.008~0.006 | 0.002 | |||
| 峰度 | 0.939~0.963 | 0.953 | 0.946~0.966 | 0.957 | |||
| b | 粒径(mm) | 17 | 2.000~2.168 | 2.068 | 10 | 1.614~1.985 | 1.897 |
| 标准偏差 | 0.047~0.536 | 0.456 | 0.437~0.557 | 0.494 | |||
| 偏度 | -0.008~0.003 | -0.001 | -0.009~0.004 | -0.002 | |||
| 峰度 | 0.939~0.962 | 0.952 | 0.935~0.958 | 0.948 | |||
| c | 粒径(mm) | 10 | 1.997~2.050 | 2.030 | 17 | 1.685~1.984 | 1.895 |
| 标准偏差 | 0.406~0.675 | 0.479 | 0.408~0.826 | 0.489 | |||
| 偏度 | -0.027~0.003 | -0.005 | -0.051~0.005 | -0.004 | |||
| 峰度 | 0.930~0.962 | 0.951 | 0.921~0.965 | 0.951 | |||
| d | 粒径(mm) | 10 | 1.998~2.115 | 2.032 | 17 | 1.638~1.981 | 1.861 |
| 标准偏差 | 0.408~0.539 | 0.464 | 0.408~0.897 | 0.548 | |||
| 偏度 | -0.013~0.002 | -0.001 | -0.081~0.004 | -0.012 | |||
| 峰度 | 0.941~0.962 | 0.953 | 0.893~0.963 | 0.947 | |||
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4 讨论
4.1 径流与地下水短期富集
沙山上部洼地超渗径流的出现表明,虽然该区降水量少,但存在能够为地下水补给水分来源的很强的有效降雨过程,这是沙山斜坡上可见地下径流出露和形成径流--风沙混合物理沉积与化学沉积的主要自然条件.沙山斜坡上的径流--风沙混合物理沉积是沙山内部水分暂时聚集的结果,聚集的水分由压力大的沙山内部向压力小的沙山边缘移动,并在沙山斜坡出露于地表形成地表径流或缓渗水(图3).地下径流到达地表时径流呈扇形分散,并搬运当地的风沙物质沉积形成砂质扇形地(图4).径流--风沙混合物理沉积物的形成需要饱和且流动的水力搬运条件,径流--风沙物理沉积物指示了地下径流转变为地表径流之后的搬运和沉积的水动力变化.因此,地下径流出露于地表产生的径流--风沙混合物理沉积指示了该区大气降水通过入渗至少已经到达了沙山深处径流出露的层位.在扎拉特湖东沙山和诺尔图湖东沙山地下径流出露在海拔1350 m和1326 m高度,指示大气降水至少到达了沙山中下部,完全可以成为地下水和湖水的补给来源.沙山下部坡度较小,地下径流容易被砂层掩盖,这是下部少见地下径流出现的原因.
径流化学沉积是地下径流出露于地表沉积的结果(图5),并要求沙层含水量要达到或接近饱和的条件[26].化学沉积比径流--风沙混合物理沉积更能指示径流发生的时间过程.径流--风沙混合物理沉积通常形成较快,难以根据其确定沉积过程的长短.因为沙山区风沙物质中可溶盐和大气降水中的Ca2+,Na+,Cl-,SO42-离子含量都很低[22],加上降水很少和径流量很小,沙山区径流通过蒸发使得盐类积累非常缓慢,所以化学沉积的明显聚集(图5)指示径流发生时间过程较长和地下水富集与流出是经常性的.因此,径流化学沉积不仅指示了大气降水通过入渗在沙山深部富集形成了地下径流,而且代表了大气降水对沙山深处水分的补给是多年发生的.
4.2 径流与径流沉积物指示的水分循环与平衡
水分平衡能够反映一个地区的水分收支情况.水分收入大于支出为正平衡,收入小于支出为负平衡.如沙山区水分的蒸发和蒸腾量小于入渗量时,土壤水分为正平衡,反之为负平衡.水分收支不同引起的水循环形式与途径不同,据此可分为两种水循环类型.第一种类型出现在降水量较多的地区,在这样的地区水分收入大于支出,大气降水可通过土层,沙层入渗构成地下水的来源[27-29],地下水则部分以泉水的形式排泄.这种水循环通常被认为是正常的水循环[27-29],也是自然界最普遍的水分循环类型.第一种水循环类型表现为大气降水--土壤水--地下水--地表水的转化.第二种类型出现在降水量较少的地区,水分的支出常大于收入,大气降水不能通过土层入渗到达地下水位,不能构成地下水的补给来源,这种地区地下水常常贫乏.第二种水循环表现为大气降水--土壤水的转化,通常被认为是异常的水循环类型[29].大沙山区各种径流,径流--风沙混合物理沉积和化学沉积都具有指示沙山区水分循环与平衡的关键作用.沙山区的大气降水能够在地下不同深度形成径流并出露于地表形成径流沉积物,充分表明该区大气降水在通过蒸发,蒸腾及地表径流损失之后,确实还有剩余水分通过入渗到达了沙山深处,并发生了一定聚集.由此可见,该区水分确实为正平衡,也就是说沙山区的水分循环为大气降水--土壤水--地下水--地表水循环类型.因为沙层垂向入渗率大于水平入渗率,所以尽管沙山深部富集的水分有部分出露于地表,但是向下入渗的水分要远多于出露于地表的径流量.因此,沙山地区的大气降水必然通过入渗补给了地下水.该区降水量少,出现水分正平衡是令人惊奇的,原因将在下面讨论.
4.3 沙山区水分平衡和降水对地下水的补给条件
虽然沙山--湖泊地区降水比过去认识的偏多,但年降水量也只有105 mm左右[24],远小于该区蒸发量[13, 15].在这样的气候区应该是沙层水分为明显负平衡的地区,出现水分的正平衡必定有内在的原因.需要特别指出的是,通常所说的蒸发量不是实际的地面沙层和土层蒸发量,而是水面的蒸发量,沙层与土层年蒸发量及蒸腾量要远远小于水面蒸发量[30-31].下述分析充分证明了该区具有大气降水补给地下水的4个重要条件.(1)沙山区存在较强的有效降水,可为沙层提供不可缺少的水分来源.对毛乌素沙地的研究表明,15 mm以下的单次降雨量一般被全部蒸发消耗,而15 mm以上的单次降雨蒸发后有剩余,有一部分降水补给了地下水[30].根据王乃昂等[24]2010-2011年的降水观测结果可知,巴丹吉林沙山区2010年为正常降水年,该年出现了两次降水大于15 mm的降水过程,分别为5月份的1次27.8 mm和9月份的1次25.0 mm.该区2011年降水较少,但也出现了两次降水量大于15 mm的降水过程[24].据杨文斌等[32]研究,在紧靠沙山地区的阿拉善右旗近50年大于25 mm的降水出现了20次,除去蒸发与蒸腾等消耗之外,为该区地下水提供了约415.6 mm的水分补给.这些都充分表明该区确实存在能够为地下水提供补给来源的较强降水过程.
(2)沙漠区沙层入渗率高,为水分正平衡起到了重要作用.2015年10月,我们在巴丹吉林沙漠扎拉特沙山下部设置了5个入渗试验点.入渗实验结果表明,该区沙层入渗率很高(表5),比腾格里沙漠沙层入渗率略高[25],是一般土壤入渗率的约19~28倍[33].高的入渗率能够使大气降水较快速的渗入地下,使其免受蒸发消耗的影响.
Tab. 5
表5
表5沙层与土壤入渗系数对比
Tab. 5Comparison of the infiltration coefficient between sand layer and soil
| 入渗实验点编号 | a | b | c | d | e |
|---|---|---|---|---|---|
| 巴丹吉林扎拉特沙层入渗系数(mm/mim) | 30.0 | 20.6 | 21.1 | 21.0 | 21.3 |
| 洛川现代土壤入渗系数(mm/mim) | 1.32 | 1.46 | 1.28 | 1.10 | 1.63 |
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(3)沙层受蒸发作用影响深度小,利于降水补给地下水.中国古尔班通古特沙漠[34],库布齐沙漠[35]和毛乌素沙地[36]的沙层水分研究表明,这些地区干沙层的厚度一般为20 cm左右[35-37],干沙层之下就是湿沙层.巴丹吉林和腾格里沙漠的测量资料也表明,即使在干旱的春季,干沙层的分布一般不大于40 cm深度(表6).这强有力地证明沙层受蒸发影响的深度很小.与黄土高原地区粉砂为主的黄土受蒸发影响深度一般为2 m左右[27]相比,沙层受蒸发影响的深度仅是黄土类土壤的五分之一.由于沙层入渗率很大,较集中的一次降水能够很快入渗到达40 cm以下,避免了蒸发作用的消耗,所以沙层中的水分能够持续向下运移到较大深处.这均表明沙层受蒸发影响深度小的物理特性对入渗到达40 cm深度之下的水分具非常好的有保护作用.
Tab. 6
表6
表6巴丹吉林沙漠与腾格里沙漠2008年旱季干沙层厚度
Tab. 6Thickness of dry sand layer in dry season of 2008 in the Badain Jaran Desert and Tengger Desert
| 地貌位置 | 30°斜坡 | 25°斜坡 | 平坦高地 | 15°斜坡 | 洼地 |
|---|---|---|---|---|---|
| 巴丹吉林干沙层分布深度(cm) | 35 | 32 | 25 | 22 | 12 |
| 腾格里中卫干沙层分布深度(cm) | 33 | 30 | 20 | 18 | 10 |
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(4)该区植被稀疏和植物蒸腾消耗的水分很少,利于降水转化为地下水.调查表明沙山区植被覆盖不足2%,蒸腾消耗水分少,利于降水通过入渗补给地下水.
上述4个条件的综合作用,决定了该区水分呈现正平衡,也是该沙漠区大气降水能够补给地下水和有众多湖泊发育的主要条件.
4.4 沙山区降水对地下水的年补给量
该区众多湖泊的形成和湖水补给来源是存在激烈争论的问题,沙山水分补给量的计算,能为认识这一问题提供令人信服的依据.土壤水分平衡的方程[27]为:式中:W为土壤年储水量;P为年降水量;I为植冠截流量;R为地表径流量;E为土壤总蒸发量(土壤水蒸发量和植物蒸腾量之和).
巴丹吉林沙漠沙山区年降水量为105 mm左右[24],植被盖度很低,植被消耗的水分很少,加之沙层入渗率很高和沙层受蒸发影响深度小,非常利于该区沙层水分出现正平衡,下面水分平衡计算充分证明了这一点.
为计算研究地区的水分平衡,需要以下几方面的参数数据:① 是大沙丘--湖泊区的总面积,已知为29242.7 km2 [23].② 大沙丘--湖泊区的湖泊面积,已知总面积为18~23 km2 [12, 20],为得出水分平衡的可靠认识取值23 km2.③ 植被覆盖的面积,该区植被盖度不到2%,为获得水分补给量的可靠结果,本文按2%计算,得出植被覆盖面积为584.8 km2.④ 渗出泉的面积,泉点面积十分小,按占总面积的0.01%计,为2.9 km2.⑤ 裸露沙地面积,由大沙丘--湖泊区的总面积减去湖泊面积,植被覆盖的面积和泉点的面积之后为28632 km2.⑥ 该区沙层的蒸发与年降水补给率,按照王乃昂等[24]2010-2011年的降水观测结果可知,研究区2010年为正常降水年,该年出现了两次降水大于15 mm的降水过程[24],分别为5月份的一次27.8 mm和9月份的一次25.0 mm.2011年为降水偏少年,降水量为75 mm,出现了两次降水量大于15 mm的降水过程,分别为19.7 mm和15.8 mm.按照沙地区一次小于15 mm的降水量全部消耗和一次降水大于15 mm的降水量有剩余的研究结果[30],可以认为一次降水量大于15 mm的部分是剩余的降水量,由此可计算该区裸露沙地2010-2011年两年平均降水补给量=[(27.8 mm–15 mm)+(25 mm–15 mm)+(19.7 mm–15 mm)+(15.8 mm–15 mm)]÷2=14.2 mm.
如果考虑到2011年是降水偏少年,那么该区的降水补给量应该大于14.2 mm.这14.2 mm的补给量占该区2010-2011年两年间年平均90 mm降水量的15.8%,表明84.2%的年降水量通过沙层蒸发消耗了,只有15.8%的降水补给了地下水.这与毛乌素沙地的裸露沙地年蒸发量占年降水量的56%[38]相比大很多,这主要是大沙丘--湖泊区单次降水量小,易于蒸发消耗的结果.
根据上述参数,可以初步计算水分正平衡剩余的水量.
(1)计算沙山--湖泊地区的湖面总蒸发量.最新研究认为沙山区湖水年蒸发量为1040~1550 mm[13, 39],过去认为沙漠区湖水年蒸发量为2500~3000 mm[4, 16].为获得可靠结果,按3000 mm进行计算.湖泊总蒸发量=湖泊面积×(湖泊蒸发量–年降水量)=23 km2×(1400 mm–90 mm)=66930000 m3.
(2)计算植被总蒸发与蒸腾量.植被覆盖的沙地年蒸发与蒸腾量一般小于年降水量, 这一是与沙地入渗率高有关,二是在年蒸发与蒸腾量超过年降水量时,已无水分蒸发与蒸腾有关.为了获得可靠结果,把研究区2010-2011年两年降水平均90 mm的年降水量都作为年蒸发与蒸腾量.植被总蒸发与蒸腾量=植被覆盖的面积×植被年蒸发与蒸腾量=584.8 km2 × 90 mm=52632000 m3.
(3)渗出泉总蒸发量=泉点面积×蒸发量=2.9 km2 × 3000 mm(按湖面最高蒸发量计算)=8700000 m3.
(4)裸露沙地年降水总补给量=裸露沙地面积×裸露沙地年降水补给量=28632 km2 ×14.2 mm=4065744000 m3.
(5)地下水年补给剩余总量=裸露沙地年降水总补给量–湖面总蒸发量–植被总蒸发与蒸腾量–渗出泉总蒸发量=4065744000 m3–66930000 m3–52632000 m3–8700000 m3=3937482000 m3(t).
(6)每平方公里沙地地下水年补给量=地下水年补给总量÷大沙山区总面积–湖泊区面积=3937482000 t ÷ 29242.7 km2=134648.4 t/ km2.
这一计算结果表明,研究区的大气降水在经过各类蒸发与蒸腾消耗之后,每年每平方公里还剩余有约134648.4 t水补给了地下水和湖水.这一计算结果有力支持了本文的发现和得出的认识.水分正平衡应该使得湖泊面积扩大,但实际上这些地区的众多湖泊没有扩大,这与湖泊通常存在渗漏和地下水的外流有关.
5 结论
(1)在巴丹吉林沙漠沙山斜坡带新发现的地表超渗径流与侵蚀地貌,多层地下径流,地下径流转变而成的地表径流--风沙混合物理沉积物与化学沉积物,地下缓渗水化学沉积物各项指标充分证明沙山区确实存在令人惊奇的正常水循环和水分正平衡,即大气降水在经过蒸发和蒸腾的消耗之后,还有剩余的水分通过入渗到达了沙山不同深度,并在一定层位发生了富集,构成了地下水的重要补给来源.(2)沙山区由地下径流转变而形成的地表径流,地下径流的出露,径流--风沙混合物理沉积物及化学沉积物,地下缓渗水与化学沉积物六项科学证据充分证明大气降水通过入渗到达了沙山的深处,径流化学沉积物表明沙山斜坡上的径流不是偶然的降水事件造成的,而是大气降水多年长期入渗的结果.
(3)在入渗率很强的沙山区形成超渗地表径流与侵蚀沟表明,虽然该区降水少,但存在强度较大的有效降水过程,这是沙山斜坡上可见地下径流出露和形成径流--风沙混合物理沉积物与化学沉积物的关键自然条件.
(4)沙山区沙层剖面具有粗粒层和细粒层的交替变化,细粒层中的细砂含量比粗粒层高20%以上甚至30%以上,细粒层具有相对隔水性,加之该区单次降水强度较大,这为大气降水通过入渗能够在细粒层上部暂时部分富集提供了必不可少的条件.
The authors have declared that no competing interests exist.
参考文献 原文顺序
文献年度倒序
文中引用次数倒序
被引期刊影响因子
| [1] | . 对巴丹吉林沙漠高大沙山形态特征和环境因素的研究表明:高大沙山形成发育受沙源、风况、基底和植被等因素的影响,尤其受环境演变的影响较大。受西风环流的控制,沙山下伏地形的起伏不仅能够改变近地表风的运行形式,而且是风沙流运行的障碍。气候湿润期(间冰期)沙丘主要通过钙胶结层固定沙丘表面,并增大沙山基底;气候干冷期(冰期)在钙胶结层又发育次一级的沙丘。经过钙胶结固定-加积-再钙胶结固定循环的演化模式,最终发育成高大的复合型沙山。 . 对巴丹吉林沙漠高大沙山形态特征和环境因素的研究表明:高大沙山形成发育受沙源、风况、基底和植被等因素的影响,尤其受环境演变的影响较大。受西风环流的控制,沙山下伏地形的起伏不仅能够改变近地表风的运行形式,而且是风沙流运行的障碍。气候湿润期(间冰期)沙丘主要通过钙胶结层固定沙丘表面,并增大沙山基底;气候干冷期(冰期)在钙胶结层又发育次一级的沙丘。经过钙胶结固定-加积-再钙胶结固定循环的演化模式,最终发育成高大的复合型沙山。 |
| [2] | . The evolution of mega-dunes is sometimes attributed to factors other than the wind but evidence for this is lacking. It is assumed that the dominance of wind in maintaining the evolution of mega-dunes should be characterized by regular height–spacing relationships that have been found for simple dunes or wind ripples which are dominantly formed by the wind. In this context, we studied the height–spacing relationship for the complex reversing mega-dunes in the Badain Jaran Desert, which features the tallest mega-dunes in the world. The complex mega-dunes were divided into three hierarchical orders according to the cumulative probability plots of dune height and spacing measurements, and the coefficients of variability of dune heights and spacings were in accordance with values reported for other deserts. The relationship between dune spacing and height for all the three orders of dunes could be expressed reasonably well by a uniform linear function that was also applied to the height–wavelength relationship for wind ripples in other deserts. This relationship was found to be similar to those for several other deserts and subaqueous bedforms. This implies that there should be few unique factors in maintaining the evolution of complex mega-dunes in the Badain Jaran Desert compared with the superimposed simple dunes and dunes in other deserts, dune fields and subaqueous bedforms, and that the tallest mega-dunes on the earth can be maintained by the wind. |
| [3] | . . |
| [4] | . 中国科学院机构知识库(中国科学院机构知识库网格（CAS IR GRID）)以发展机构知识能力和知识管理能力为目标，快速实现对本机构知识资产的收集、长期保存、合理传播利用，积极建设对知识内容进行捕获、转化、传播、利用和审计的能力，逐步建设包括知识内容分析、关系分析和能力审计在内的知识服务能力，开展综合知识管理。 |
| [5] | . ABSTRACT Characterization of dune morphology has historically been based on relationships between dune forms and wind regimes with dune height shown to be sensitive to atmospheric boundary layer depth, sand availability and sediment properties. While these parameters have been used in numerical simulations to model the occurrences of some types of dunes, they cannot alone explain the great diversity in form and size seen on Earth and on other solar system bodies. Here we present results from our studies of dune formation in the Badain Jaran Desert in western China, where Earth's tallest dunes occur. We measured the variability of the dune morphology in this desert on the basis of LANDSAT ETM+ data, and we detected the bedrock landforms beneath the aeolian sands by applying gravity methods. Wind records from stations at the periphery of the desert and SRTM topographical data were examined also to augment the interpretation. Our studies demonstrate that in addition to average wind parameters, dune height is highly sensitive to local geology, subsurface characteristics, and topography, and interactions between changing climate conditions and aeolian and fluvial processes. These additional factors need to be considered in the interpretation and simulation of dunes on Earth. We anticipate that analysis of anomalous dune heights like those seen in the Badain Jaran may also provide critical information on subsurface characteristics and environmental conditions on Earth and on other planetary bodies. |
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| [8] | . In the extensive area of western Inner Mongolia, China, the water demand of local residents often depends mainly on shallow aquifers, although scientific investigations of the quality and formation of the groundwater are still lacking. In this study the chemistry and isotopic composition of groundwater and lake water samples collected at 22 sites in the area of Yabulai Mountains ( Fig. 1 ) in western Inner Mongolia were analysed. Chemical water analysis included the determination of Na + , K + , Ca 2+ , Mg 2+ , Li + , NH 4 + , Al 3+ , Co 2+ , CO 3 261 , HCO 3 61 , Cl 61 , SO 4 261 , NO 3 61 , F 61 , PO 4 361 , HBO 2 and SiO 2 , and 18 O and tritium isotopes. Solute concentrations in groundwater show significant differences within the study area, while the water of the three lakes is dominated by sodium and chloride. This study reveals the importance of spatial variation of groundwater chemistry in an arid environment that has a relatively homogeneous lithological basement. The heterogeneity of groundwater chemistry suggests that the shallow groundwater in western Inner Mongolia is mainly recharged by infiltration of local rainfall. The relatively high tritium content indicates that the water in the shallow aquifer of the study area is generally not older than 100 years. Former shorelines in the lake basin of Shugui ( Fig. 1 ) suggest the presence of a much larger lake in the past under a wetter climate than present hyper-arid conditions, presumably because of increased East Asian monsoon intensity during the middle Holocene. In the vicinity of commune administrations that have higher population density, the TDS of ground water is also higher, probably owing to water pollution. |
| [9] | . |
| [10] | . The Badain Jaran Desert, north of the Qilian Mountains, is situated at the margin of the East Asian Monsoon which controls the region抯 precipitation and has attracted several investigations such as Sino-Sweden expedition in the 1930s[1], Chinese desert |
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| [12] | . 巴丹吉林沙漠以湖泊众多和沙山高大而闻名于世.到目前为止,关于 湖泊和沙山的成因问题尚存在不同的观点.实际上,巴丹吉林沙漠湖泊和沙山的形成与该地区地下水的循环交替问题直接相关.参照前人研究成果,结合开展的巴丹 吉林沙漠水文地质调查,探讨了湖泊和沙山的形成问题,初步认为巴丹吉林沙漠湖泊主要接受来自东部雅布赖山区区域地下水侧向补给和沙山地下水补给而形成；高 大沙山的形成与降水和地下水关系密切；高大沙山与湖泊的形成和共存关系是先有沙山,而后才形成湖泊,沙山是形成巴丹吉林沙漠湖泊的必备条件. . 巴丹吉林沙漠以湖泊众多和沙山高大而闻名于世.到目前为止,关于 湖泊和沙山的成因问题尚存在不同的观点.实际上,巴丹吉林沙漠湖泊和沙山的形成与该地区地下水的循环交替问题直接相关.参照前人研究成果,结合开展的巴丹 吉林沙漠水文地质调查,探讨了湖泊和沙山的形成问题,初步认为巴丹吉林沙漠湖泊主要接受来自东部雅布赖山区区域地下水侧向补给和沙山地下水补给而形成；高 大沙山的形成与降水和地下水关系密切；高大沙山与湖泊的形成和共存关系是先有沙山,而后才形成湖泊,沙山是形成巴丹吉林沙漠湖泊的必备条件. |
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| [14] | . 巴丹吉林沙漠位于我国西北部的 阿拉善高原。近年来,许多中外****应用天然水样及土壤水分的水化学、同位素等技术手段研究了该地区地下水补给及环境演化。基于这些研究,试图给出巴丹吉林 沙漠和古日乃绿洲一个完整的二维地下水系统概念模型。巴丹吉林沙漠地下水在浅埋区和出露区蒸发,同时接受少量当地降水补给,其最终的排泄区是古日乃绿洲。 巴丹吉林沙漠地下水垂向补给微弱,地下水很可能是更新世晚期至全新世早期周边的雅布赖山区降水径流及发源于祁连山的河流古河道补给的古水。在全新世中—晚 期,地下水得到有限的降水补给,并且经受蒸发作用。随着千年尺度的气候转型,两千年以来,巴丹吉林沙漠干旱化加剧,正在经历地下水位下降、湖泊绿洲逐渐萎 缩消亡的过程。 . 巴丹吉林沙漠位于我国西北部的 阿拉善高原。近年来,许多中外****应用天然水样及土壤水分的水化学、同位素等技术手段研究了该地区地下水补给及环境演化。基于这些研究,试图给出巴丹吉林 沙漠和古日乃绿洲一个完整的二维地下水系统概念模型。巴丹吉林沙漠地下水在浅埋区和出露区蒸发,同时接受少量当地降水补给,其最终的排泄区是古日乃绿洲。 巴丹吉林沙漠地下水垂向补给微弱,地下水很可能是更新世晚期至全新世早期周边的雅布赖山区降水径流及发源于祁连山的河流古河道补给的古水。在全新世中—晚 期,地下水得到有限的降水补给,并且经受蒸发作用。随着千年尺度的气候转型,两千年以来,巴丹吉林沙漠干旱化加剧,正在经历地下水位下降、湖泊绿洲逐渐萎 缩消亡的过程。 |
| [15] | . <p>通过恢复巴丹吉林沙漠及其周边地区大气降水氚值，并结合区域稳定同位素组合特征，揭示了区域地下水氚年龄的多解性与地下水稳定同位素的温度效应。恢复的1963年核试验期氚高峰值达到2 100 TU，进入90年代平均为60 TU。1960年以来降水补给的地下水氚值都应大于15 TU，而1963年的高峰氚衰变至今应在200 TU左右。地下水实测氚值较低，表明由现代少量降水补给的地下水与大量的古水进行了混合。影响降水中δ<sup>18</sup>O和δ<sup>2</sup>H分布的主要影响因子是月平均空气温度，对δ<sup>18</sup>O与δ<sup>2</sup>H的影响权重分别占到59.9%和57.0%。巴丹吉林沙漠及其周边地区地下水较低的稳定同位素组成表明，其补给主要是晚更新世较冷环境下形成的，来源于东南部的雅布赖山区，部分浅层地下水接受现代降水与河流的补给。 </p> . <p>通过恢复巴丹吉林沙漠及其周边地区大气降水氚值，并结合区域稳定同位素组合特征，揭示了区域地下水氚年龄的多解性与地下水稳定同位素的温度效应。恢复的1963年核试验期氚高峰值达到2 100 TU，进入90年代平均为60 TU。1960年以来降水补给的地下水氚值都应大于15 TU，而1963年的高峰氚衰变至今应在200 TU左右。地下水实测氚值较低，表明由现代少量降水补给的地下水与大量的古水进行了混合。影响降水中δ<sup>18</sup>O和δ<sup>2</sup>H分布的主要影响因子是月平均空气温度，对δ<sup>18</sup>O与δ<sup>2</sup>H的影响权重分别占到59.9%和57.0%。巴丹吉林沙漠及其周边地区地下水较低的稳定同位素组成表明，其补给主要是晚更新世较冷环境下形成的，来源于东南部的雅布赖山区，部分浅层地下水接受现代降水与河流的补给。 </p> |
| [16] | . |
| [17] | . 沙坡头地区降水是水份的主要补 给来源,占补给总量的98.3％;凝结水仅对一年生短命植物有作用,无明显实际意义,尤其对灌木和半灌木。沙地蒸发散量是主要的消耗项,其占年降水的 89.7—112.8％,有负亏缺现象,特别是固沙年代较长地区,人工防护体系发生变化和演替,水分不足是主要原因。热量变化是沙地水分运动的主要动力条 件,容积热容量、导热系数、热扩散量是沙地热力学运动的基础参数,它与土壤水分和干容重相互制约,壤中热流和壤中水流耦合运动研究将进一步揭示水分运动规 律的实质。 . 沙坡头地区降水是水份的主要补 给来源,占补给总量的98.3％;凝结水仅对一年生短命植物有作用,无明显实际意义,尤其对灌木和半灌木。沙地蒸发散量是主要的消耗项,其占年降水的 89.7—112.8％,有负亏缺现象,特别是固沙年代较长地区,人工防护体系发生变化和演替,水分不足是主要原因。热量变化是沙地水分运动的主要动力条 件,容积热容量、导热系数、热扩散量是沙地热力学运动的基础参数,它与土壤水分和干容重相互制约,壤中热流和壤中水流耦合运动研究将进一步揭示水分运动规 律的实质。 |
| [18] | . <FONT face=Verdana>水是影响沙漠生态系统的主要因子,决定着多年生植物的种类和数量。受恶劣的自然条件和研究手段限制,目前对沙漠地区包气带水分时空动态变化的研究相对薄弱。以巴丹吉林沙漠南部湖泊密集区为研究对象,通过随机采样和同一坡向剖面采样,综合运用DCCA和地统计学分析方法,揭示0～10 m较深层包气带沙丘水分的空间变化规律和局部控制因子对包气带水分的影响。结果表明,0～10 m沙丘包气带水分变化曲线呈指数、对数和对数正态分布3种类型,分别受地下水或下伏黏土层的毛管作用、湖心距和综合地形因子控制；影响沙漠包气带水分空间变化的主要局部控制因子与小流域的研究结果差异显著。地形、植被等局部控制因子影响对数分布型包气带水分的深度为表层1 m,而影响对数正态分布型的深度为3～4 m；沙丘水分随相对湖面高程空间变化差异显著,而空间相关距离则不显著。</FONT> . <FONT face=Verdana>水是影响沙漠生态系统的主要因子,决定着多年生植物的种类和数量。受恶劣的自然条件和研究手段限制,目前对沙漠地区包气带水分时空动态变化的研究相对薄弱。以巴丹吉林沙漠南部湖泊密集区为研究对象,通过随机采样和同一坡向剖面采样,综合运用DCCA和地统计学分析方法,揭示0～10 m较深层包气带沙丘水分的空间变化规律和局部控制因子对包气带水分的影响。结果表明,0～10 m沙丘包气带水分变化曲线呈指数、对数和对数正态分布3种类型,分别受地下水或下伏黏土层的毛管作用、湖心距和综合地形因子控制；影响沙漠包气带水分空间变化的主要局部控制因子与小流域的研究结果差异显著。地形、植被等局部控制因子影响对数分布型包气带水分的深度为表层1 m,而影响对数正态分布型的深度为3～4 m；沙丘水分随相对湖面高程空间变化差异显著,而空间相关距离则不显著。</FONT> |
| [19] | . <p>利用1973、1990、2000年和2010年4期Landsat遥感影像资料为信息源,运用目视解译和波段比值的方法得到不同时相巴丹吉林沙漠腹地湖泊信息,分析其变化特征,结合沙漠周边降水数据,通过水量收支平衡关系对湖泊群变化因素进行了初步探讨。结果表明,沙漠湖泊在各时期发生了不同程度的萎缩。1973—2010年间,湖泊总数由94个减少到82个,共减少了12个,总面积减少了3.69 km2。其中,1973—1990年间湖泊萎缩最快。对沙漠湖泊面积进行统计分级后发现,湖泊的萎缩主要发生在面积小于0.2 km2的湖泊中,萎缩速率由快到慢;面积大于0.9 km2的湖泊面积发生不同程度的波动。湖泊群面积变化基本不受人为因素影响,也不是当地气候变化直接作用的结果,地下补给源水量变化是导致湖泊面积变化的主要因素。</p> . <p>利用1973、1990、2000年和2010年4期Landsat遥感影像资料为信息源,运用目视解译和波段比值的方法得到不同时相巴丹吉林沙漠腹地湖泊信息,分析其变化特征,结合沙漠周边降水数据,通过水量收支平衡关系对湖泊群变化因素进行了初步探讨。结果表明,沙漠湖泊在各时期发生了不同程度的萎缩。1973—2010年间,湖泊总数由94个减少到82个,共减少了12个,总面积减少了3.69 km2。其中,1973—1990年间湖泊萎缩最快。对沙漠湖泊面积进行统计分级后发现,湖泊的萎缩主要发生在面积小于0.2 km2的湖泊中,萎缩速率由快到慢;面积大于0.9 km2的湖泊面积发生不同程度的波动。湖泊群面积变化基本不受人为因素影响,也不是当地气候变化直接作用的结果,地下补给源水量变化是导致湖泊面积变化的主要因素。</p> |
| [20] | . 通过对巴丹吉林沙漠腹地拐子湖-地质公园一线51个湖泊水,8个泉水,12个井水及1个雨水 水样的水化学成分分析,初步探讨了沙漠湖泊水化学分布特征及其影响因素.结果表明由东南边缘至腹地湖泊总体上依次呈硫酸盐型-碳酸盐型-氯化物型分布.东 南边缘以Na^＋、Cl^-、SO4^2-为主的湖泊因矿化度分异,形成Ca^2＋、Mg^2＋含量不同的三种亚型,其中高矿化度的Na^- Cl^-（SO4）型湖泊在腹地湖泊群中也有出现,表现出地理上的不连续分布;边缘若干湖泊受局部地理环境的影响水离子多含Na^＋、Cl^-、 CO3^2-＋HCO3^-.综合分析表明湖泊水化学型的空间分异与区域气候差异和气候变化有关,湖水直接或间接地接受当地降水补给,但不排除外源地下水 补给对其有一定贡献.通过对比不同时段部分沙漠湖泊水化学特征发现近十年以来腹地湖泊补给源或受气候干暖化影响使其水化学特性较边缘湖泊的变化大. . 通过对巴丹吉林沙漠腹地拐子湖-地质公园一线51个湖泊水,8个泉水,12个井水及1个雨水 水样的水化学成分分析,初步探讨了沙漠湖泊水化学分布特征及其影响因素.结果表明由东南边缘至腹地湖泊总体上依次呈硫酸盐型-碳酸盐型-氯化物型分布.东 南边缘以Na^＋、Cl^-、SO4^2-为主的湖泊因矿化度分异,形成Ca^2＋、Mg^2＋含量不同的三种亚型,其中高矿化度的Na^- Cl^-（SO4）型湖泊在腹地湖泊群中也有出现,表现出地理上的不连续分布;边缘若干湖泊受局部地理环境的影响水离子多含Na^＋、Cl^-、 CO3^2-＋HCO3^-.综合分析表明湖泊水化学型的空间分异与区域气候差异和气候变化有关,湖水直接或间接地接受当地降水补给,但不排除外源地下水 补给对其有一定贡献.通过对比不同时段部分沙漠湖泊水化学特征发现近十年以来腹地湖泊补给源或受气候干暖化影响使其水化学特性较边缘湖泊的变化大. |
| [21] | . 为了研究巴丹吉林沙漠东南部地区的降雨入渗补给量,基于沙漠东南部两个剖面的氯离子质量浓度、质量含水率数据,利用氯离子示踪法计算了巴丹吉林沙漠东南部地区的降雨入渗补给量。结果表明乌海子、诺尔图地区的年平均补给率分别为0.81mm/a和1.24mm/a,仅占多年平均降雨量的0.9%和1.4%,因此当地现代降水对巴丹吉林沙漠东南部地区地下水的补给十分微弱,即当地现代降雨并非为此区域地下水的主要补给源。 . 为了研究巴丹吉林沙漠东南部地区的降雨入渗补给量,基于沙漠东南部两个剖面的氯离子质量浓度、质量含水率数据,利用氯离子示踪法计算了巴丹吉林沙漠东南部地区的降雨入渗补给量。结果表明乌海子、诺尔图地区的年平均补给率分别为0.81mm/a和1.24mm/a,仅占多年平均降雨量的0.9%和1.4%,因此当地现代降水对巴丹吉林沙漠东南部地区地下水的补给十分微弱,即当地现代降雨并非为此区域地下水的主要补给源。 |
| [22] | . Based on samples taken from four large sand seas of northern China, this paper first provides basic data about the concentrations and chemistries of soluble salts in deserts of northern China and then discusses the origins and parameters triggering geographical variations. The total concentration of soluble salts in the aeolian sands of four large sand seas in northern China ranges between 0.14‰ and 1.32‰, with the pH of the soluble salts solution (mixing ratio of sand and water 1:5) changing between 8.4 and 9.6, confirming alkaline soil conditions in these regions. Sodium chloride and bicarbonate are the dominant salts occurring as soluble salts in the aeolian deposits of these sand seas. The geographical changes of soluble salts' concentration display a clear correlation with regional climatic parameters, i.e., precipitation and temperature. The domination of sedimentation of soluble salts in the aeolian sands deposited via atmospheric processes is discussed, which are heavily associated with dry deposition. The mean percentages of Na and Cl, derived from dry depositions, are estimated to be >0290% in both Badain Jaran and Taklamakan deserts. |
| [23] | . <p>长期以来，各种因素导致****们对巴丹吉林沙漠确切范围的认识和理解存在争议，关于其面积大小属于中国第三大沙漠还是第二大沙漠存在颇多分歧。根据巴丹吉林沙漠相关领域研究新成果和2009年野外考察取得的相关数据资料，从地理学角度研究了确定巴丹吉林沙漠范围与界线的原则与涉及的问题，结合RS , GIS和GPS技术方法重新对巴丹吉林沙漠范围与界线位置进行了精确定位和定量分析。结果表明，巴丹吉林沙漠位于雅布赖盐湖与雅布赖山之西北，宗乃山、省道S218公路之西，黑河正义峡出山口、弱水东岸至古日乃湖之东，横跨5个经度，东西长约442 km;合黎山、北大山、黑山头之北，拐子湖、古居延泽之南，纵贯3个纬度，南北宽约354 km。地域范围位于39°04'15"N～42°12'23"N, 99°23'18"E～104°34'02"E，面积为5.2162万km<sup>2</sup>，应系我国仅次于塔克拉玛十沙漠的第二大沙漠。</p> . <p>长期以来，各种因素导致****们对巴丹吉林沙漠确切范围的认识和理解存在争议，关于其面积大小属于中国第三大沙漠还是第二大沙漠存在颇多分歧。根据巴丹吉林沙漠相关领域研究新成果和2009年野外考察取得的相关数据资料，从地理学角度研究了确定巴丹吉林沙漠范围与界线的原则与涉及的问题，结合RS , GIS和GPS技术方法重新对巴丹吉林沙漠范围与界线位置进行了精确定位和定量分析。结果表明，巴丹吉林沙漠位于雅布赖盐湖与雅布赖山之西北，宗乃山、省道S218公路之西，黑河正义峡出山口、弱水东岸至古日乃湖之东，横跨5个经度，东西长约442 km;合黎山、北大山、黑山头之北，拐子湖、古居延泽之南，纵贯3个纬度，南北宽约354 km。地域范围位于39°04'15"N～42°12'23"N, 99°23'18"E～104°34'02"E，面积为5.2162万km<sup>2</sup>，应系我国仅次于塔克拉玛十沙漠的第二大沙漠。</p> |
| [24] | . 利用巴丹吉林沙漠腹地定位观测的降水数据,结合其外围南缘、东南缘、北缘和西北缘4个气象站同期降水资料,分析了沙漠腹地的降水特征以及高大沙山对降水的影响,比较了沙漠腹地与外围降水量的差异。结果表明,沙漠腹地降水以小雨为主,且一般在1～2 h内结束。沙漠腹地与外围的降水在季节分布上有较好的一致性,观测期间腹地的年降水量少于南缘阿拉善右旗气象站,但明显多于东南缘、北缘和西北缘。沙漠腹地降水的季节变率很大,年降水量往往由某些集中降水日决定,具有高度集中性。腹地的高大沙山对降水有一定影响,沙山顶部年降水量和年降水日数皆略多于丘间地,较长的单次降水过程之持续时间及累积降水量亦有类似特征。强降水事件发生时,沙漠腹地在16.8 km的空间距离上有"斑块"现象。日降水量的相关距离分析显示,夏半年日降水量空间相关性随距离的增大而明显减小;冬半年因多冷锋降水而使其日降水量在约50 km空间尺度上仍有较好的相关性,50 km以外相关性则显著减小。 . 利用巴丹吉林沙漠腹地定位观测的降水数据,结合其外围南缘、东南缘、北缘和西北缘4个气象站同期降水资料,分析了沙漠腹地的降水特征以及高大沙山对降水的影响,比较了沙漠腹地与外围降水量的差异。结果表明,沙漠腹地降水以小雨为主,且一般在1～2 h内结束。沙漠腹地与外围的降水在季节分布上有较好的一致性,观测期间腹地的年降水量少于南缘阿拉善右旗气象站,但明显多于东南缘、北缘和西北缘。沙漠腹地降水的季节变率很大,年降水量往往由某些集中降水日决定,具有高度集中性。腹地的高大沙山对降水有一定影响,沙山顶部年降水量和年降水日数皆略多于丘间地,较长的单次降水过程之持续时间及累积降水量亦有类似特征。强降水事件发生时,沙漠腹地在16.8 km的空间距离上有"斑块"现象。日降水量的相关距离分析显示,夏半年日降水量空间相关性随距离的增大而明显减小;冬半年因多冷锋降水而使其日降水量在约50 km空间尺度上仍有较好的相关性,50 km以外相关性则显著减小。 |
| [25] | . 为查明腾格里沙丘沙层水分渗透 性及其原因,在该地区进行了沙层水分入渗试验。结果表明,在稳定前,流动沙丘入渗率最大,半固定沙丘次之,洼地最小。在达到稳定入渗后,半固定沙丘的入渗 率较流动沙丘略大,洼地则最小,它们的平均稳定入渗率分别为16.8,16.2,12.0 mm/min。不同地貌类型的沙层达到稳定入渗的时间在6.3～8.8 min之间。流动沙丘与半固定沙丘水分入渗量基本相同,入渗量均较大,洼地入渗量最小。沙层具有入渗率高,达到稳定入渗快和入渗率变化小的突出特点,沙层 粒度较粗,组成均一和孔隙连通性好,是其主要原因。沙层入渗率高为沙漠地区大气降水向地下水的转化创造了非常有力的条件。研究结果表明,在常用的3个入渗 计算公式中,Koctakob公式最适用于沙丘水分的入渗研究,Horton公式也较适用沙层水分的入渗研究,通用经验公式不适于沙层水分的入渗研究。 . 为查明腾格里沙丘沙层水分渗透 性及其原因,在该地区进行了沙层水分入渗试验。结果表明,在稳定前,流动沙丘入渗率最大,半固定沙丘次之,洼地最小。在达到稳定入渗后,半固定沙丘的入渗 率较流动沙丘略大,洼地则最小,它们的平均稳定入渗率分别为16.8,16.2,12.0 mm/min。不同地貌类型的沙层达到稳定入渗的时间在6.3～8.8 min之间。流动沙丘与半固定沙丘水分入渗量基本相同,入渗量均较大,洼地入渗量最小。沙层具有入渗率高,达到稳定入渗快和入渗率变化小的突出特点,沙层 粒度较粗,组成均一和孔隙连通性好,是其主要原因。沙层入渗率高为沙漠地区大气降水向地下水的转化创造了非常有力的条件。研究结果表明,在常用的3个入渗 计算公式中,Koctakob公式最适用于沙丘水分的入渗研究,Horton公式也较适用沙层水分的入渗研究,通用经验公式不适于沙层水分的入渗研究。 |
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| [29] | . 黄河中游黄土地区一般系指长城以南、秦岭以北、太行山以西、西宁以东地表覆盖有厚层黄土的地区。包括整个黄土高原及南部海拔低于800米的黄土台源及高阶地区。由于这一地区土壤均发育于黄土母质之上,又同属季风区,所以在土壤水分的性质与循环特征上存在很多相似规律性。过去把土壤水分作为一个肥力因素,研究它的状况、移动及其和作物生长的关系，曾有过不少报道（李玉山，1962、1965、1980；杨文治，1981；西北水保所土壤水分组，1977年）。 . 黄河中游黄土地区一般系指长城以南、秦岭以北、太行山以西、西宁以东地表覆盖有厚层黄土的地区。包括整个黄土高原及南部海拔低于800米的黄土台源及高阶地区。由于这一地区土壤均发育于黄土母质之上,又同属季风区,所以在土壤水分的性质与循环特征上存在很多相似规律性。过去把土壤水分作为一个肥力因素,研究它的状况、移动及其和作物生长的关系，曾有过不少报道（李玉山，1962、1965、1980；杨文治，1981；西北水保所土壤水分组，1977年）。 |
| [30] | . 通过室内和野外模拟降雨的入渗和蒸发实验,研究不同降雨量条件下,沙地的最大入渗深度、入渗速率以及每天的蒸发量。结果表明:降雨量大小对沙地的入渗深度、入渗速率影响显著,并且不同下渗深度的水分在沙土中保存时间不同,1、2、5和10mm降雨分别在4、6、11和15 d左右全部蒸发,而15mm以上的降雨由于稳定干沙层的抑制作用,除了一部分蒸发以外,还有部分水分保存在沙土中。同时由于沙区不同植被根系的垂直分布差异较大,所以,降雨量越大,入渗越深,越能被深根性植被所利用,且利用时间越长。 . 通过室内和野外模拟降雨的入渗和蒸发实验,研究不同降雨量条件下,沙地的最大入渗深度、入渗速率以及每天的蒸发量。结果表明:降雨量大小对沙地的入渗深度、入渗速率影响显著,并且不同下渗深度的水分在沙土中保存时间不同,1、2、5和10mm降雨分别在4、6、11和15 d左右全部蒸发,而15mm以上的降雨由于稳定干沙层的抑制作用,除了一部分蒸发以外,还有部分水分保存在沙土中。同时由于沙区不同植被根系的垂直分布差异较大,所以,降雨量越大,入渗越深,越能被深根性植被所利用,且利用时间越长。 |
| [31] | . 试验于 2 0 0 1年 8月 1 7日至 9月 30日在中国科学院沙坡头沙漠试验研究站进行 ,主要利用时域反射仪 ( TDR)连续测量土壤剖面水分含量的方法 ,观测受植物根系吸水、蒸散作用影响下的人工植被荒漠灌木柠条 ( Caragana korshinskii)群落区固定沙丘降水入渗与再分配过程。土壤体积含水率由水平埋设在植物根系剖面内 1 2个深度层次 ( 5～ 2 0 0 cm)的时域反射仪探头每小时自动测定 1次。天然降水条件下的土壤入渗速率由入渗深度与相应的入渗时间之比值计算得到。结果表明 :在 7次不连续降水过程中 ,土壤入渗速率与降水强度呈简单线性相关关系 ,土壤入渗速率约为降水强度的 1 0倍强。然而当次降水过程中降水强度小于 0 .46mm/h时 ,土壤入渗速率约为 0 cm/h,此时的降水对人工植被固定沙丘区的土壤基本上没有水分补给作用。受荒漠灌木柠条根系吸水作用的影响 ,其根系密集剖面深度 40～ 1 40 cm内降水水分入渗积累不明显。降水入渗速率及入渗深度受土壤剖面初始含水率多寡而变化 ,干燥土壤剖面有助于提高入渗速率及入渗深度。降水以后随着时间的推移 ,区域环境内空气温度、湿度等气象条件适宜，柠条生长进入相对旺盛阶段，其根系密集层140cm深度处土壤含水率在总体上下降的过程中，表现出昼消夜长的趋势，翌日8：00土壤含水率值略高于前一日20：00水分值0.1%~0.3vol.%。 . 试验于 2 0 0 1年 8月 1 7日至 9月 30日在中国科学院沙坡头沙漠试验研究站进行 ,主要利用时域反射仪 ( TDR)连续测量土壤剖面水分含量的方法 ,观测受植物根系吸水、蒸散作用影响下的人工植被荒漠灌木柠条 ( Caragana korshinskii)群落区固定沙丘降水入渗与再分配过程。土壤体积含水率由水平埋设在植物根系剖面内 1 2个深度层次 ( 5～ 2 0 0 cm)的时域反射仪探头每小时自动测定 1次。天然降水条件下的土壤入渗速率由入渗深度与相应的入渗时间之比值计算得到。结果表明 :在 7次不连续降水过程中 ,土壤入渗速率与降水强度呈简单线性相关关系 ,土壤入渗速率约为降水强度的 1 0倍强。然而当次降水过程中降水强度小于 0 .46mm/h时 ,土壤入渗速率约为 0 cm/h,此时的降水对人工植被固定沙丘区的土壤基本上没有水分补给作用。受荒漠灌木柠条根系吸水作用的影响 ,其根系密集剖面深度 40～ 1 40 cm内降水水分入渗积累不明显。降水入渗速率及入渗深度受土壤剖面初始含水率多寡而变化 ,干燥土壤剖面有助于提高入渗速率及入渗深度。降水以后随着时间的推移 ,区域环境内空气温度、湿度等气象条件适宜，柠条生长进入相对旺盛阶段，其根系密集层140cm深度处土壤含水率在总体上下降的过程中，表现出昼消夜长的趋势，翌日8：00土壤含水率值略高于前一日20：00水分值0.1%~0.3vol.%。 |
| [32] | 土壤水分是干旱生态系统的重要 制约因素,一直是干旱区研究和生态建设的热点和难点问题,对降雨的深层土壤渗漏水量仍缺少定量观测研究.本文采用作者自主研发的YWB-01型土壤深层水 分渗漏计量仪对毛乌素沙地等4大沙漠(地)的流动沙地测试记录了降雨入渗到150 cm以下深层土壤的渗漏水量,连续2年的资料表明:(1)降雨的深层渗漏水量自东向西由半干旱区向干旱区递减,其中:乌审旗流动沙地渗漏水总量高达 508.4 mm,占同期降雨量58.4%,磴口的渗漏水量为23.8 mm,占降雨量13.9%,而阿拉善左旗和右旗未测试到渗漏水量,但≥25 mm的强降水对干旱和半干旱区流沙地深层土壤水分的渗漏补给具有重要作用;(2)渗漏水量的季节变化与降水的变化趋于一致,但有一定滞后,在降雨量较大地 区,二者变化的相似性更强;(3)单次较强降雨在降雨开始的40~55 h后出现一个渗漏水量峰值,渗漏速率增加较快但其减少相对缓慢,持续渗漏过程长达150 h左右,降雨量越大,渗漏水量峰值就越高,渗漏水量所占降雨量的比例也越高;受降雨强度、雨量和历时的共同作用,就低强度、长历时和单次降雨量大的降雨事 件更有利于降雨对沙地深层土壤的渗漏补给;(4)受土壤冻融作用的影响,在快速消融期3月份出现一个小的渗漏补给峰值.研究结果对我国干旱和半干旱区沙地 水资源的准确评估和合理利用及生态建设具有现实指导意义. . 土壤水分是干旱生态系统的重要 制约因素,一直是干旱区研究和生态建设的热点和难点问题,对降雨的深层土壤渗漏水量仍缺少定量观测研究.本文采用作者自主研发的YWB-01型土壤深层水 分渗漏计量仪对毛乌素沙地等4大沙漠(地)的流动沙地测试记录了降雨入渗到150 cm以下深层土壤的渗漏水量,连续2年的资料表明:(1)降雨的深层渗漏水量自东向西由半干旱区向干旱区递减,其中:乌审旗流动沙地渗漏水总量高达 508.4 mm,占同期降雨量58.4%,磴口的渗漏水量为23.8 mm,占降雨量13.9%,而阿拉善左旗和右旗未测试到渗漏水量,但≥25 mm的强降水对干旱和半干旱区流沙地深层土壤水分的渗漏补给具有重要作用;(2)渗漏水量的季节变化与降水的变化趋于一致,但有一定滞后,在降雨量较大地 区,二者变化的相似性更强;(3)单次较强降雨在降雨开始的40~55 h后出现一个渗漏水量峰值,渗漏速率增加较快但其减少相对缓慢,持续渗漏过程长达150 h左右,降雨量越大,渗漏水量峰值就越高,渗漏水量所占降雨量的比例也越高;受降雨强度、雨量和历时的共同作用,就低强度、长历时和单次降雨量大的降雨事 件更有利于降雨对沙地深层土壤的渗漏补给;(4)受土壤冻融作用的影响,在快速消融期3月份出现一个小的渗漏补给峰值.研究结果对我国干旱和半干旱区沙地 水资源的准确评估和合理利用及生态建设具有现实指导意义. |
| [33] | . This article systematically investigated permeability, porosity, carbonate mass percentage, and magnetic susceptibility of representative loess-palaeosol layers (from L-1 to S-4) on the Chinese Loess Plateau, based on analysing a sequence on the Luochuan Yuan (tableland) as a case study. The results of in situ permeability measurements illustrate that average infiltration rate of loess layers is higher than that of palaeosol layers, and that average time for the loess layers to reach quasi-steady infiltration is longer than that of palaeosol layers. In addition, loess layers have higher porosity than palaeosols on average, and it is suggested as a major reason why the loess layers have a |
| [34] | . <p>在2006年4-11月，通过对古尔班通古特沙漠南缘沙丘0～100 cm沙层水分含量的定点观测，结果表明：不同季节沙丘含水量表现为春季>夏季>秋季，春季为沙丘水分的积累期，秋季为水分亏缺期；春、夏、秋季背风坡含水量均高于迎风坡，并且随着土层的加深，土壤含水量变化的程度表现为春季>夏季>秋季；沙丘近地表水分含量低，普遍存在一层干沙层，厚度为10～20 cm。沙丘各部位水分由高到低依次表现为丘间低地>丘顶>背风坡>迎风坡。研究揭示了古尔班通古特沙漠南缘沙丘水分的时空分布特征，为干旱地区无灌溉造林和水分利用提供了科学依据。</p> . <p>在2006年4-11月，通过对古尔班通古特沙漠南缘沙丘0～100 cm沙层水分含量的定点观测，结果表明：不同季节沙丘含水量表现为春季>夏季>秋季，春季为沙丘水分的积累期，秋季为水分亏缺期；春、夏、秋季背风坡含水量均高于迎风坡，并且随着土层的加深，土壤含水量变化的程度表现为春季>夏季>秋季；沙丘近地表水分含量低，普遍存在一层干沙层，厚度为10～20 cm。沙丘各部位水分由高到低依次表现为丘间低地>丘顶>背风坡>迎风坡。研究揭示了古尔班通古特沙漠南缘沙丘水分的时空分布特征，为干旱地区无灌溉造林和水分利用提供了科学依据。</p> |
| [35] | . 本文在库布齐沙漠西部，于2004年从植物萌动前的4月末开始到植物生长结束后的10月为止，对不同立地条件梭梭人工固沙林以及流动沙丘，分别进行了沙层水分的定点观测，结果表明，不同立地梭梭植物群落的土壤水分时空分布格局不同，即表层（0—10cm）土壤含水量较低，为土壤水分低值层；中层（10—115cm）土壤含水量逐渐升高，且波动剧烈，为土壤水分活跃层；下层（115cm以下）土壤含水量高，波动幅度小，为土壤水分相对稳定层。土壤含水量的季节变化可分为三个阶段，4～5月的土壤水分弱失水阶段，6～8月的土壤水分消耗阶段，9～10月的土壤水分缓慢恢复阶段。 . 本文在库布齐沙漠西部，于2004年从植物萌动前的4月末开始到植物生长结束后的10月为止，对不同立地条件梭梭人工固沙林以及流动沙丘，分别进行了沙层水分的定点观测，结果表明，不同立地梭梭植物群落的土壤水分时空分布格局不同，即表层（0—10cm）土壤含水量较低，为土壤水分低值层；中层（10—115cm）土壤含水量逐渐升高，且波动剧烈，为土壤水分活跃层；下层（115cm以下）土壤含水量高，波动幅度小，为土壤水分相对稳定层。土壤含水量的季节变化可分为三个阶段，4～5月的土壤水分弱失水阶段，6～8月的土壤水分消耗阶段，9～10月的土壤水分缓慢恢复阶段。 |
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| [37] | . 按生物气候带、干燥度、沙地土壤水分平均含量和降水量组合等特点，将我国沙地和沙漠分为荒漠带、半荒溴带、干草原带、半湿润带和南方湿润带五个沙漠区（青藏高原区除外）归纳分析各沙区水分运动基本规律、稳定含水率和有效储水量等项目，探讨影响我国沙地水分分布状况的主要因子，提出了我国不同沙带固沙造林具体措施和适宜选用的植物种。最后讨论各沙地开发和农业生产方向以及灌溉农业的经济效益和未来的发展趋势。 . 按生物气候带、干燥度、沙地土壤水分平均含量和降水量组合等特点，将我国沙地和沙漠分为荒漠带、半荒溴带、干草原带、半湿润带和南方湿润带五个沙漠区（青藏高原区除外）归纳分析各沙区水分运动基本规律、稳定含水率和有效储水量等项目，探讨影响我国沙地水分分布状况的主要因子，提出了我国不同沙带固沙造林具体措施和适宜选用的植物种。最后讨论各沙地开发和农业生产方向以及灌溉农业的经济效益和未来的发展趋势。 |
| [38] | . 裸沙表面的蒸发虽然是一个物理问题，但对于沙地植被演替的初始阶段非常重要。目前存在的地表蒸发的机理性模型大多是瞬时或者短时期的 <BR>，而年尺度以上的蒸发量与降水和蒸发驱动下的土壤水分系统的状态变化及其对蒸发过程的反馈密切相关。一些估算毛乌素年蒸发量的实验结 <BR>果之间分歧很大且缺乏准确的机理性解释。该文利用生态系统模型中的土壤水分运动和蒸发模块计算了毛乌素裸沙丘从日到年际尺度的实际蒸 <BR>发量，发展了一个以单次降雨量和降雨频率为驱动因素的降雨-蒸发模型对年蒸发量进行简单的估算，并研究了年蒸发量对降雨格局的响应。结 <BR>果表明毛乌素裸沙丘的多年平均蒸发量为166 mm，占多年平均降雨量的56%。虽然研究区1959～1992年降雨总量无显著变化趋势，但是裸沙丘斑 <BR>块的实际蒸发量呈现较明显的增加趋势（1.30 mm<I>&#</I>8226;a<SUP>－1</SUP>）。小降雨事件对蒸发量贡献的显著增加（0.69 mm<I>&#</I>8226;a<SUP>－1</SUP>）是导致实际蒸发量增大的重 <BR>要原因。大强度降雨事件的频度和雨量对降雨总量的贡献要远高于对蒸发总量的贡献，小于12 mm的降雨事件在年际比较稳定，很大程度上保证 <BR>了年蒸发量100 mm左右的基数值。这些因素使得年蒸发量的变异程度小于年降雨量的变异程度。由于降雨格局的年际变化会对蒸发量产生直接 <BR>的影响，降雨-蒸发模型可以相对有效地预测年度蒸发量，而用年降雨量预测年蒸发量误差较大。 . 裸沙表面的蒸发虽然是一个物理问题，但对于沙地植被演替的初始阶段非常重要。目前存在的地表蒸发的机理性模型大多是瞬时或者短时期的 <BR>，而年尺度以上的蒸发量与降水和蒸发驱动下的土壤水分系统的状态变化及其对蒸发过程的反馈密切相关。一些估算毛乌素年蒸发量的实验结 <BR>果之间分歧很大且缺乏准确的机理性解释。该文利用生态系统模型中的土壤水分运动和蒸发模块计算了毛乌素裸沙丘从日到年际尺度的实际蒸 <BR>发量，发展了一个以单次降雨量和降雨频率为驱动因素的降雨-蒸发模型对年蒸发量进行简单的估算，并研究了年蒸发量对降雨格局的响应。结 <BR>果表明毛乌素裸沙丘的多年平均蒸发量为166 mm，占多年平均降雨量的56%。虽然研究区1959～1992年降雨总量无显著变化趋势，但是裸沙丘斑 <BR>块的实际蒸发量呈现较明显的增加趋势（1.30 mm<I>&#</I>8226;a<SUP>－1</SUP>）。小降雨事件对蒸发量贡献的显著增加（0.69 mm<I>&#</I>8226;a<SUP>－1</SUP>）是导致实际蒸发量增大的重 <BR>要原因。大强度降雨事件的频度和雨量对降雨总量的贡献要远高于对蒸发总量的贡献，小于12 mm的降雨事件在年际比较稳定，很大程度上保证 <BR>了年蒸发量100 mm左右的基数值。这些因素使得年蒸发量的变异程度小于年降雨量的变异程度。由于降雨格局的年际变化会对蒸发量产生直接 <BR>的影响，降雨-蒸发模型可以相对有效地预测年度蒸发量，而用年降雨量预测年蒸发量误差较大。 |
| [39] | . 巴丹吉林沙漠以其独特的沙丘湖泊景观而受到关注.地下水对湖泊的强烈蒸散耗水起到了支撑作用,而湖泊群的存在反过来也会影响该沙漠的区域地下水循环模式. 在区域尺度上,银根—额济纳旗中生代盆地对巴丹吉林沙漠的水文地质特征具有控制作用.通过水文地质调查和典型湖泊的综合观测,表明沙漠湖水的年蒸发量可以 达到1 200～1 550 mm,盐湖形成时间达到千年尺度,本地降水入渗形成的浅层地下水和来自沙漠周边地区的深层地下水对湖水都有贡献.地下水总体上自东向西流动并受到湖泊群的 干扰,形成了局部地下水系统与区域地下水系统的嵌套结构.越靠近沙漠东侧,区域侧向径流对湖泊的补给贡献越大,反之则浅层地下水循环对湖泊的补给贡献更 大. . 巴丹吉林沙漠以其独特的沙丘湖泊景观而受到关注.地下水对湖泊的强烈蒸散耗水起到了支撑作用,而湖泊群的存在反过来也会影响该沙漠的区域地下水循环模式. 在区域尺度上,银根—额济纳旗中生代盆地对巴丹吉林沙漠的水文地质特征具有控制作用.通过水文地质调查和典型湖泊的综合观测,表明沙漠湖水的年蒸发量可以 达到1 200～1 550 mm,盐湖形成时间达到千年尺度,本地降水入渗形成的浅层地下水和来自沙漠周边地区的深层地下水对湖水都有贡献.地下水总体上自东向西流动并受到湖泊群的 干扰,形成了局部地下水系统与区域地下水系统的嵌套结构.越靠近沙漠东侧,区域侧向径流对湖泊的补给贡献越大,反之则浅层地下水循环对湖泊的补给贡献更 大. |
