非灌期层状结构包气带含水率特征

黄小琴，张一冰，张 勃，徐兆祥，李 阳，王成文，朱 薇

（宁夏回族自治区水文环境地质调查院，宁夏 银川 750021）

包气带是大气降水、地表水、灌溉水、地下水发生物质和能量交换的主要场所［1，2］。一方面，大气降水和灌溉水等通过入渗进入到包气带中进而补给地下水，另一方面，地下水通过毛管上升至包气带后以土壤蒸发和植物蒸腾的形式向外排泄［3］。因而，揭示包气带中水分的运移转化过程和驱动机制，是精确评价水资源量，实现水资源科学管理和调控的重要基础，对于缓解干旱半干旱地区水资源供需矛盾具有重要意义。程一本［4］研究了北方典型沙地的降雨入渗过程，发现深层渗漏与降雨强度密切相关，强降雨更有利于深层渗漏发生。刘明明［5］通过农田灌溉试验研究不同灌溉定额和岩性结构对包气带水分运移和地下水补给规律的影响，结果认为包气带岩性对灌溉水分的运移起到控制作用，多层岩性结构不利于灌溉水的入渗补给。霍思远［6］利用HYDRUS 软件模拟了衡水地区降水入渗补给规律，评价了年周期内的灌溉入渗补给量。庞忠和［7］以鄂尔多斯高原为例评述了包气带在干旱半干旱地区地下水补给研究中的重要作用。范高功等［8］探讨了天山北麓细土平原区包气带水分运移规律及其与潜水的转化关系。

国内外关于降雨和灌溉条件下农田水分运移规律以及对地下水补给的研究十分多见［9-13］，对于非灌期层状结构包气带天然含水率时空分布特征尚未开展专门研究。本文以野外钻孔和剖面调查为依据，对宁北灌区包气带的岩性、厚度和结构特征进行系统总结，并通过3种典型的试验土柱，探讨了非灌期层状结构包气带土壤含水率特征。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于宁夏北部平原地区，南起青铜峡，北至石嘴山，西以贺兰山洪积扇前缘为界，东至鄂尔多斯台地西缘（图1），为宁夏引黄灌区的核心地域，地势沿黄河自西南向东北缓倾。研究区多年平均气温9.3 ℃，年平均湿度58.1%。多年平均降雨量194.5 mm，降雨主要集中在每年的6-9 月份。多年平均水面蒸发量1 546.3 mm，以每年4-9 月份蒸发最为强烈。研究区沉积了上千米厚的第四系松散堆积物，岩性以细砂、粉细砂、中粗砂和砂夹黏土等为主，具有良好的地下水赋存空间和径流条件，地下水位埋深较浅，最小不足1.0 m，平均水位埋深2.0～3.0 m 左右。干旱的气候、强烈的蒸发，又受益于引黄灌溉的面状补给，为水分的垂向运移和交换提供了良好的外动力条件和水量保证。

图1 包气带岩性调查点布置图Fig.1 Layout diagram of lithology survey points for the vadose zone

1.2 野外调查

为了更加真实地总结研究区包气带岩性的空间分布规律，剖面结构特征，在研究区不同地貌上部署了111 个包气带调查点（图1），每个调查点以洛阳铲钻孔的方式对包气带剖面岩性、厚度和结构进行描述。又利用研究区30个潜水监测井（井深为6～10 m）对包气带厚度变化进行了为期一年的持续观测（水位采用ZKGD2000-M三参数水位计自动观测）。

1.3 土柱试验

由于野外原位试验易受外界不确定性因素影响，且难以长期妥善管理和维护，故而采用土柱试验研究包气带水分运移机理是目前较为常见的方法［14-16］。宁夏水与环境野外科学观测研究站位于银川市贺兰县，站内建有不同岩性结构的试验土柱以供开展不同试验条件下的包气带水分运移机理等研究。本文针对宁北灌区包气带岩性结构特征，选择3 种具有区域代表性的层状结构试验土柱，探讨非灌期层状结构包气带土壤水分的时空分布规律。

试验土柱长宽均为3 m，高4.5 m，由壁厚为10 mm 的钢板制成筒体，顶部与地面平齐，主体埋置于地下，土柱底部连接有供水平衡装置，用于土柱充水和控制土柱内水位埋深。各试验土柱内部于不同深度均埋置有土壤热通量仪HFP01-10、负压传感器TER0S21（观测温度、负压）和土壤三参数传感器TDR315H（观测温度、含水率、电导率），各传感器数据采集频率为10 min一次，土柱结构和传感器安装位置见图2。

图2 试验土柱结构及传感器安装位置（单位:cm）Fig.2 Structure of soil column and installation position of the sensor

试验土柱F2，F3 和F4 的岩性结构依次为:土柱F2 为上细下粗的3 层结构，即自地表向下50 cm 为粉土，50～150 cm 为粉砂层，150～410 cm 为细砂层；土柱F3 为上细下粗的双层结构，其地表以下50 cm 为粉土层，50～410 cm 为细砂层；土柱F4 顶部为50 cm 厚细砂层，中间为50～150 cm 粉土层，150～410 cm 为细砂层。2021 年5 月，试验开始前首先对土柱进行一次饱和过程，然后将土柱内水位埋深设置为4.0 m，使其中水分在自然气象条件下经过充分运移后，于2021 年10 月末正式开始观测，至2022年5月末试验结束。

2 结果与分析

2.1 野外包气带岩性和结构特征

据本次111 个包气带钻孔调查结果，研究区包气带岩性主要有粉土、粉质黏土、黏土、粉砂、细砂、砂卵砾石等。其中以粉土和粉质黏土分布最为广泛，在研究区呈大面积集中连片分布。砂类土主要沿贺兰山洪积扇前缘和黄河漫滩分布，砂卵砾石主要分布在洪积扇上。黏土分布范围最小，仅在局部插花分布。垂向结构上，大部分包气带厚度较小的地区，岩性均为单一结构，但在研究区中北部和南部青铜峡洪积扇边缘，或者包气带厚度较大的地区，常有上细下粗或者上粗下细等层状结构分布（图3）。其中比较典型的有①上覆粉土，下部粉砂结构；②上覆粉质黏土，下部粉砂结构；③上覆粉土，下部细砂结构；④上覆粉质黏土，下部粉土；⑤上覆粉砂，下部粉质黏土结构；⑥上覆粉土，下部粉质黏土结构。其他较复杂的多层结构，不再赘述。

据2021年7月以来对30个调查点的包气带厚度监测情况，区内包气带厚度最小为0.5 m，最厚6.5 m，平均厚度1.0～3.0 m，包气带厚度变化区间在0.3～3.4 m。造成年内包气带厚度变化的直接原因，在于灌溉引起的地下水位波动。每年进入灌溉期后，地下水位上升，包气带厚度减小，灌期结束后，地下水位下降，包气带厚度增大。地下水位波动甚至会使包气带岩性结构发生复杂变化（图4）。可见，研究区内包气带厚度变化和结构特征受灌溉活动控制显著，包气带厚度整体上具有灌期小于非灌期的特点。

图4 包气带剖面结构随地下水位波动发生变化Fig.4 Variation of the sectional structure of the vadose zone with the underground water level fluctuations

2.2 层状结构包气带含水率时空分布规律

2.2.1 不同岩性结构包气带土壤含水率随时间变化规律

观测期内不同试验土柱土壤含水率随时间变化曲线如图5所示。由图5 可见，非灌期各土柱埋深60 cm 以下土壤含水率在观测期内总体平稳，略呈减小趋势。而地表以下40 cm 内的土壤含水率，在土壤进入冻期（土壤温度低于0 ℃）后急剧下跌，土壤解冻后随着温度回升，含水率则快速上升至冻前水平。这是因为土壤温度低于0 ℃时，部分土壤水分以固态形式存在，因而造成TDR 所测土壤含水率降低。可见，非灌期不同岩性结构包气带土壤含水率随时间变化不明显。

图5 包气带含水率随时间变化曲线Fig.5 Variation curve of moisture content in vadose zone with time

2.2.2 不同岩性结构包气带剖面含水率特征

以各土柱2021年11月20日土壤含水率数据绘制的包气带剖面含水率曲线如图6 所示。土柱F2、F3 上层均为粉土，距地表10 cm 处土壤含水率分别为20.8%和19.79%，向下逐渐增大，至岩性界面附近分别增至27%和26.31%，但在岩性界面处土壤含水率急剧减小。其中粉土-粉砂界面土壤含水率减小为22.5%，粉土-细砂界面土壤含水率减小为14.11%。对于F2，粉砂层内的土壤含水率先随深度增加而增大，最大土壤含水率为27%，100 cm 以下，土壤含水率开始减小，至粉砂-细砂界面，再次急剧减小。穿过岩性界面进入细砂层后，土壤含水率随着埋深增加逐渐增大。对于F3，穿过粉土-细砂界面进入细砂层后，土壤含水率在260 cm以内基本不发生变化，260 cm 以下开始随深度增加而增大。

图6 不同岩性结构包气带剖面含水率特征Fig.6 Characteristics of sectional moisture content for the vadose zone with different lithologic structures

土柱F4 上层为细砂，0～40 cm 内土壤平均含水率仅为9.45%，至岩性界面附近增至11.8%，而在细砂-粉土界面处土壤含水率急剧增大，进入粉土层后，土壤持水能力比较强，土壤含水率保持在较高水平，为34.9%～37.5%。至粉土-细砂界面，土壤含水率急剧减小，进入细砂层后，在300 cm深度以内，土壤含

3 讨 论

粗颗粒层透水性好，而持水性能差，细颗粒层持水性好，因而水分在粗颗粒层中不易保持，而是快速向下入渗进入细颗粒层，并在细颗粒层中保持。对于细砂-粉土-细砂结构，由于地表细砂层的存在，使得水分除耗于蒸发外，能够快速向下进入粉土层，而粉土持水能力较强，阻碍了水分向下运移，因而使得中间粉土层土壤水含量保持稳定。粉土以下的细砂层，由于上部粉土的较强持水作用，使得水分很难向下入渗，同时又得不到底部毛细上升水的补给，因而水分几乎不发生垂向运移。可见对于粗-细-粗结构的层状包气带，有利于地表水分下渗将土壤水分保存在中间细颗粒层，且当地下水位埋深足够大时，能够阻止地下水向上运移。

4 结 论

水率不随深度发生变化，平均土壤含水率10.79%。埋深300 cm以下的土壤含水率快速增加，主要是由于毛管作用使得地下水向上运移的结果。

（1）宁北灌区包气带岩性主要有粉砂、细砂、粉土、粉质黏土、黏土和砂卵砾石等；岩性结构既有单一岩性，又有上细下粗或者上粗下细的层状结构。

（2）灌区包气带厚度变化和结构特征受灌溉活动控制，包气带厚度整体上具有灌期小于非灌期的特点。

（3）层状结构包气带土壤含水率在岩性界面处产生突变，当水分从细颗粒层进入粗颗粒层时，岩性界面处土壤含水率急剧减小，并且颗粒粗细程度差异越大，土壤含水率减小越明显。而由粗颗粒层进入细颗粒层时，岩性界面处土壤含水率急剧增大。