黃小琴，張一冰，張 勃，徐兆祥，李 陽，王成文，朱 薇

（寧夏回族自治區(qū)水文環(huán)境地質(zhì)調(diào)查院，寧夏 銀川 750021）

包氣帶是大氣降水、地表水、灌溉水、地下水發(fā)生物質(zhì)和能量交換的主要場所［1，2］。一方面，大氣降水和灌溉水等通過入滲進入到包氣帶中進而補給地下水，另一方面，地下水通過毛管上升至包氣帶后以土壤蒸發(fā)和植物蒸騰的形式向外排泄［3］。因而，揭示包氣帶中水分的運移轉(zhuǎn)化過程和驅(qū)動機制，是精確評價水資源量，實現(xiàn)水資源科學(xué)管理和調(diào)控的重要基礎(chǔ)，對于緩解干旱半干旱地區(qū)水資源供需矛盾具有重要意義。程一本［4］研究了北方典型沙地的降雨入滲過程，發(fā)現(xiàn)深層滲漏與降雨強度密切相關(guān)，強降雨更有利于深層滲漏發(fā)生。劉明明［5］通過農(nóng)田灌溉試驗研究不同灌溉定額和巖性結(jié)構(gòu)對包氣帶水分運移和地下水補給規(guī)律的影響，結(jié)果認為包氣帶巖性對灌溉水分的運移起到控制作用，多層巖性結(jié)構(gòu)不利于灌溉水的入滲補給?；羲歼h［6］利用HYDRUS 軟件模擬了衡水地區(qū)降水入滲補給規(guī)律，評價了年周期內(nèi)的灌溉入滲補給量。龐忠和［7］以鄂爾多斯高原為例評述了包氣帶在干旱半干旱地區(qū)地下水補給研究中的重要作用。范高功等［8］探討了天山北麓細土平原區(qū)包氣帶水分運移規(guī)律及其與潛水的轉(zhuǎn)化關(guān)系。

國內(nèi)外關(guān)于降雨和灌溉條件下農(nóng)田水分運移規(guī)律以及對地下水補給的研究十分多見［9-13］，對于非灌期層狀結(jié)構(gòu)包氣帶天然含水率時空分布特征尚未開展專門研究。本文以野外鉆孔和剖面調(diào)查為依據(jù)，對寧北灌區(qū)包氣帶的巖性、厚度和結(jié)構(gòu)特征進行系統(tǒng)總結(jié)，并通過3種典型的試驗土柱，探討了非灌期層狀結(jié)構(gòu)包氣帶土壤含水率特征。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于寧夏北部平原地區(qū)，南起青銅峽，北至石嘴山，西以賀蘭山洪積扇前緣為界，東至鄂爾多斯臺地西緣（圖1），為寧夏引黃灌區(qū)的核心地域，地勢沿黃河自西南向東北緩傾。研究區(qū)多年平均氣溫9.3 ℃，年平均濕度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。多年平均水面蒸發(fā)量1 546.3 mm，以每年4-9 月份蒸發(fā)最為強烈。研究區(qū)沉積了上千米厚的第四系松散堆積物，巖性以細砂、粉細砂、中粗砂和砂夾黏土等為主，具有良好的地下水賦存空間和徑流條件，地下水位埋深較淺，最小不足1.0 m，平均水位埋深2.0～3.0 m 左右。干旱的氣候、強烈的蒸發(fā)，又受益于引黃灌溉的面狀補給，為水分的垂向運移和交換提供了良好的外動力條件和水量保證。

圖1 包氣帶巖性調(diào)查點布置圖Fig.1 Layout diagram of lithology survey points for the vadose zone

1.2 野外調(diào)查

為了更加真實地總結(jié)研究區(qū)包氣帶巖性的空間分布規(guī)律，剖面結(jié)構(gòu)特征，在研究區(qū)不同地貌上部署了111 個包氣帶調(diào)查點（圖1），每個調(diào)查點以洛陽鏟鉆孔的方式對包氣帶剖面巖性、厚度和結(jié)構(gòu)進行描述。又利用研究區(qū)30個潛水監(jiān)測井（井深為6～10 m）對包氣帶厚度變化進行了為期一年的持續(xù)觀測（水位采用ZKGD2000-M三參數(shù)水位計自動觀測）。

1.3 土柱試驗

由于野外原位試驗易受外界不確定性因素影響，且難以長期妥善管理和維護，故而采用土柱試驗研究包氣帶水分運移機理是目前較為常見的方法［14-16］。寧夏水與環(huán)境野外科學(xué)觀測研究站位于銀川市賀蘭縣，站內(nèi)建有不同巖性結(jié)構(gòu)的試驗土柱以供開展不同試驗條件下的包氣帶水分運移機理等研究。本文針對寧北灌區(qū)包氣帶巖性結(jié)構(gòu)特征，選擇3 種具有區(qū)域代表性的層狀結(jié)構(gòu)試驗土柱，探討非灌期層狀結(jié)構(gòu)包氣帶土壤水分的時空分布規(guī)律。

試驗土柱長寬均為3 m，高4.5 m，由壁厚為10 mm 的鋼板制成筒體，頂部與地面平齊，主體埋置于地下，土柱底部連接有供水平衡裝置，用于土柱充水和控制土柱內(nèi)水位埋深。各試驗土柱內(nèi)部于不同深度均埋置有土壤熱通量儀HFP01-10、負壓傳感器TER0S21（觀測溫度、負壓）和土壤三參數(shù)傳感器TDR315H（觀測溫度、含水率、電導(dǎo)率），各傳感器數(shù)據(jù)采集頻率為10 min一次，土柱結(jié)構(gòu)和傳感器安裝位置見圖2。

圖2 試驗土柱結(jié)構(gòu)及傳感器安裝位置（單位:cm）Fig.2 Structure of soil column and installation position of the sensor

試驗土柱F2，F(xiàn)3 和F4 的巖性結(jié)構(gòu)依次為:土柱F2 為上細下粗的3 層結(jié)構(gòu)，即自地表向下50 cm 為粉土，50～150 cm 為粉砂層，150～410 cm 為細砂層；土柱F3 為上細下粗的雙層結(jié)構(gòu)，其地表以下50 cm 為粉土層，50～410 cm 為細砂層；土柱F4 頂部為50 cm 厚細砂層，中間為50～150 cm 粉土層，150～410 cm 為細砂層。2021 年5 月，試驗開始前首先對土柱進行一次飽和過程，然后將土柱內(nèi)水位埋深設(shè)置為4.0 m，使其中水分在自然氣象條件下經(jīng)過充分運移后，于2021 年10 月末正式開始觀測，至2022年5月末試驗結(jié)束。

2 結(jié)果與分析

2.1 野外包氣帶巖性和結(jié)構(gòu)特征

據(jù)本次111 個包氣帶鉆孔調(diào)查結(jié)果，研究區(qū)包氣帶巖性主要有粉土、粉質(zhì)黏土、黏土、粉砂、細砂、砂卵礫石等。其中以粉土和粉質(zhì)黏土分布最為廣泛，在研究區(qū)呈大面積集中連片分布。砂類土主要沿賀蘭山洪積扇前緣和黃河漫灘分布，砂卵礫石主要分布在洪積扇上。黏土分布范圍最小，僅在局部插花分布。垂向結(jié)構(gòu)上，大部分包氣帶厚度較小的地區(qū)，巖性均為單一結(jié)構(gòu)，但在研究區(qū)中北部和南部青銅峽洪積扇邊緣，或者包氣帶厚度較大的地區(qū)，常有上細下粗或者上粗下細等層狀結(jié)構(gòu)分布（圖3）。其中比較典型的有①上覆粉土，下部粉砂結(jié)構(gòu)；②上覆粉質(zhì)黏土，下部粉砂結(jié)構(gòu)；③上覆粉土，下部細砂結(jié)構(gòu)；④上覆粉質(zhì)黏土，下部粉土；⑤上覆粉砂，下部粉質(zhì)黏土結(jié)構(gòu)；⑥上覆粉土，下部粉質(zhì)黏土結(jié)構(gòu)。其他較復(fù)雜的多層結(jié)構(gòu)，不再贅述。

據(jù)2021年7月以來對30個調(diào)查點的包氣帶厚度監(jiān)測情況，區(qū)內(nèi)包氣帶厚度最小為0.5 m，最厚6.5 m，平均厚度1.0～3.0 m，包氣帶厚度變化區(qū)間在0.3～3.4 m。造成年內(nèi)包氣帶厚度變化的直接原因，在于灌溉引起的地下水位波動。每年進入灌溉期后，地下水位上升，包氣帶厚度減小，灌期結(jié)束后，地下水位下降，包氣帶厚度增大。地下水位波動甚至?xí)拱鼩鈳r性結(jié)構(gòu)發(fā)生復(fù)雜變化（圖4）?？梢姡芯繀^(qū)內(nèi)包氣帶厚度變化和結(jié)構(gòu)特征受灌溉活動控制顯著，包氣帶厚度整體上具有灌期小于非灌期的特點。

圖4 包氣帶剖面結(jié)構(gòu)隨地下水位波動發(fā)生變化Fig.4 Variation of the sectional structure of the vadose zone with the underground water level fluctuations

2.2 層狀結(jié)構(gòu)包氣帶含水率時空分布規(guī)律

2.2.1 不同巖性結(jié)構(gòu)包氣帶土壤含水率隨時間變化規(guī)律

觀測期內(nèi)不同試驗土柱土壤含水率隨時間變化曲線如圖5所示。由圖5 可見，非灌期各土柱埋深60 cm 以下土壤含水率在觀測期內(nèi)總體平穩(wěn)，略呈減小趨勢。而地表以下40 cm 內(nèi)的土壤含水率，在土壤進入凍期（土壤溫度低于0 ℃）后急劇下跌，土壤解凍后隨著溫度回升，含水率則快速上升至凍前水平。這是因為土壤溫度低于0 ℃時，部分土壤水分以固態(tài)形式存在，因而造成TDR 所測土壤含水率降低?？梢姡枪嗥诓煌瑤r性結(jié)構(gòu)包氣帶土壤含水率隨時間變化不明顯。

圖5 包氣帶含水率隨時間變化曲線Fig.5 Variation curve of moisture content in vadose zone with time

2.2.2 不同巖性結(jié)構(gòu)包氣帶剖面含水率特征

以各土柱2021年11月20日土壤含水率數(shù)據(jù)繪制的包氣帶剖面含水率曲線如圖6 所示。土柱F2、F3 上層均為粉土，距地表10 cm 處土壤含水率分別為20.8%和19.79%，向下逐漸增大，至巖性界面附近分別增至27%和26.31%，但在巖性界面處土壤含水率急劇減小。其中粉土-粉砂界面土壤含水率減小為22.5%，粉土-細砂界面土壤含水率減小為14.11%。對于F2，粉砂層內(nèi)的土壤含水率先隨深度增加而增大，最大土壤含水率為27%，100 cm 以下，土壤含水率開始減小，至粉砂-細砂界面，再次急劇減小。穿過巖性界面進入細砂層后，土壤含水率隨著埋深增加逐漸增大。對于F3，穿過粉土-細砂界面進入細砂層后，土壤含水率在260 cm以內(nèi)基本不發(fā)生變化，260 cm 以下開始隨深度增加而增大。

圖6 不同巖性結(jié)構(gòu)包氣帶剖面含水率特征Fig.6 Characteristics of sectional moisture content for the vadose zone with different lithologic structures

土柱F4 上層為細砂，0～40 cm 內(nèi)土壤平均含水率僅為9.45%，至巖性界面附近增至11.8%，而在細砂-粉土界面處土壤含水率急劇增大，進入粉土層后，土壤持水能力比較強，土壤含水率保持在較高水平，為34.9%～37.5%。至粉土-細砂界面，土壤含水率急劇減小，進入細砂層后，在300 cm深度以內(nèi)，土壤含

3 討 論

粗顆粒層透水性好，而持水性能差，細顆粒層持水性好，因而水分在粗顆粒層中不易保持，而是快速向下入滲進入細顆粒層，并在細顆粒層中保持。對于細砂-粉土-細砂結(jié)構(gòu)，由于地表細砂層的存在，使得水分除耗于蒸發(fā)外，能夠快速向下進入粉土層，而粉土持水能力較強，阻礙了水分向下運移，因而使得中間粉土層土壤水含量保持穩(wěn)定。粉土以下的細砂層，由于上部粉土的較強持水作用，使得水分很難向下入滲，同時又得不到底部毛細上升水的補給，因而水分幾乎不發(fā)生垂向運移?？梢妼τ诖?細-粗結(jié)構(gòu)的層狀包氣帶，有利于地表水分下滲將土壤水分保存在中間細顆粒層，且當?shù)叵滤宦裆钭銐虼髸r，能夠阻止地下水向上運移。

4 結(jié) 論

水率不隨深度發(fā)生變化，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運移的結(jié)果。

（1）寧北灌區(qū)包氣帶巖性主要有粉砂、細砂、粉土、粉質(zhì)黏土、黏土和砂卵礫石等；巖性結(jié)構(gòu)既有單一巖性，又有上細下粗或者上粗下細的層狀結(jié)構(gòu)。

（2）灌區(qū)包氣帶厚度變化和結(jié)構(gòu)特征受灌溉活動控制，包氣帶厚度整體上具有灌期小于非灌期的特點。

（3）層狀結(jié)構(gòu)包氣帶土壤含水率在巖性界面處產(chǎn)生突變，當水分從細顆粒層進入粗顆粒層時，巖性界面處土壤含水率急劇減小，并且顆粒粗細程度差異越大，土壤含水率減小越明顯。而由粗顆粒層進入細顆粒層時，巖性界面處土壤含水率急劇增大。