何雨江，藺文靜，王貴玲

中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，石家莊 050061

0 引言

隨著太行山前地下水位持續(xù)下降、包氣帶厚度不斷增加，使得包氣帶水熱運(yùn)移分析和模擬更為困難[1-2]。其原因主要有：土壤水入滲過程與時間密切相關(guān)，必須準(zhǔn)確把握水分變化的時間點(diǎn)[3-4]；厚包氣帶水力參數(shù)的準(zhǔn)確獲取十分困難[5]；氣象因素、剖面的空間變異[6]；監(jiān)測的人為影響隨著包氣帶增厚更為顯著。

傳統(tǒng)的監(jiān)測土壤含水量的方法分別存在以下問題：人為擾動較大的取土法不可能再次測量同一剖面；不連續(xù)監(jiān)測（厚度達(dá)幾十米的包氣帶不可能同時監(jiān)測）的中子儀法會造成重要滲透拐點(diǎn)的遺漏，且耗費(fèi)大量人力；利用電磁波原理的小型測定儀器測定深度十分有限，只適合淺層包氣帶。因此，上述方法均不能滿足深厚包氣帶的研究需求[7-10]。

美國CAMPBELL公司研發(fā)的時域反射（TDR）系統(tǒng)能夠產(chǎn)生一個瞬時的、上升的電磁脈沖。通過同軸電纜和TDR探頭（包括CS605、Model109和Watermark200）可以同時測量土壤的體積含水量、溫度和基質(zhì)勢；反射波發(fā)生的采集樣本和數(shù)字化數(shù)據(jù)可以分析，也可以存儲下來；面板上的處理器可以很輕易、快速地把傳播時間和脈沖轉(zhuǎn)換成振幅信息，通過這些信息就可以反映出土壤的體積含水量，并可在-40～55℃下進(jìn)行操作，且不受土層壓力影響[11]。顯然，該設(shè)備適用于長期原位監(jiān)測包氣帶水熱運(yùn)移，特別是深厚包氣帶優(yōu)勢明顯。

因此，筆者利用TDR100土壤多項監(jiān)測系統(tǒng)測定深厚包氣帶全剖面土壤體積含水量和溫度，以及降水、蒸發(fā)等自然條件共同作用下的水分分布和熱量運(yùn)移規(guī)律。

1 材料和方法

1.1 試驗區(qū)概況

試驗于2011-2012年在河北正定國土資源部野外綜合試驗基地進(jìn)行。當(dāng)?shù)貙倥瘻貛О霛駶櫞箨懶约撅L(fēng)氣候，四季分明，年平均氣溫12.9℃，7月份平均氣溫最高（26.5℃），l月份平均氣溫最低（-2.9℃）。降水主要集中在6-9月，年平均降水量為569.8mm，年蒸發(fā)量約1092.3mm。

正定位于太行山中段山前傾斜平原地帶，西部高程106.0m，東部為56.0m，微向東傾斜，地面坡降1%。其地貌類型屬于滹沱河沖洪積扇的中上部，在滹沱河的二級階地上。試驗基地土質(zhì)以粉質(zhì)黏土和砂土為主，密度2.20～2.74g／cm3，淺層地下水埋深36.1～49.3m。

1.2 試驗布置

本研究在正定試驗基地開挖30.3m典型包氣帶多相監(jiān)測剖面，內(nèi)徑為2.5m，外徑3.5m，于典型剖面內(nèi)側(cè)井壁安裝監(jiān)測探頭，探頭水平插入深度1.5m，測量土壤體積含水量（36支CS630）、土壤基質(zhì)勢（36支 Watermark200-253／257）和土壤溫度（36支Model109）。3種探頭埋設(shè)深度相同，2.0m以內(nèi)每0.2m一支，2.0m以下，每0.4～1.2m一支，3種探頭統(tǒng)一利用TDR100采集數(shù)據(jù)。監(jiān)測間隔為0.5h，TDR100系統(tǒng)鐘與北京時間設(shè)為一致。同時利用小型氣象站 Watchdog（美國，Davis Instruments）監(jiān)測研究區(qū)氣象變化，包括降水、蒸發(fā)（圖1）、太陽輻射等19項常規(guī)氣象監(jiān)測，觀測間隔為0.5h；并使用自計式水位計（Diver荷蘭，Schlumberger，Co.Ltd.）進(jìn)行地下水位的常規(guī)觀測，觀測間隔也為0.5h。

1.3 室內(nèi)標(biāo)定

室內(nèi)標(biāo)定試驗的目的在于建立探頭信號與土壤體積含水量之間的關(guān)系，優(yōu)化監(jiān)測結(jié)果。在標(biāo)定試驗之前，必須對不同層面的巖性刻畫清楚，這是由于不同巖性土壤對TDR電磁波反應(yīng)存在差異，只有相同或相似巖性的土壤才能使用同一標(biāo)定方程。根據(jù)顆分結(jié)果，主要標(biāo)定了粉質(zhì)黏土、粉砂和粗砂的探頭信號與土壤含水量、基質(zhì)勢的相關(guān)關(guān)系。

其中，粉質(zhì)黏土采自1.2m處，粉砂取自5.4m處，而粗砂取自3.0m深度處。對每個探頭進(jìn)行標(biāo)定發(fā)現(xiàn)，不同探頭在對同一土壤的標(biāo)定方程基本一致，探頭本身的差異可以忽略不計。下文中的數(shù)據(jù)均為經(jīng)標(biāo)定轉(zhuǎn)化后的結(jié)果。

2 結(jié)果與討論

2.1 典型降水-蒸發(fā)過程

太行山前平原夏秋交替季節(jié)由于氣溫較高，蒸發(fā)較強(qiáng)烈（圖1）。在持續(xù)降水事件后，以2011年8月16日-9月10日為例，選取持續(xù)降水前（已持續(xù)高溫蒸發(fā)10d，少量降水）8月19日的總水勢作為蒸發(fā)階段的典型日，選取9月9日（持續(xù)降水停止日）作為降水階段典型日進(jìn)行對比，結(jié)果見圖2（圖中總水勢由Watermark 200-253／257測定的基質(zhì)勢轉(zhuǎn)化得到）。

圖1 典型過程的降水量和蒸發(fā)量Fig.1 Rainfall and evaporation of the typical process

圖2 典型降水-蒸發(fā)過程總水勢變化圖Fig.2 Variation of the soil water potential of typical rainfall-evaporation process

蒸發(fā)階段典型日監(jiān)測結(jié)果顯示：0.0～1.0m總水勢均低于-320.0cm，在0.4cm深度處達(dá)到-390.0cm；0.0～8.0m深度平均總水勢為-354.8cm。而持續(xù)降水改變了總水勢的分布情況，特別是3.0m以上，1.2m處升到最大值-270.0cm，0.0～8.0m 深度平均總水勢為-340.1cm。由圖2看出，2次監(jiān)測過程的最淺零通量面（總水勢拐點(diǎn)）均出現(xiàn)在1.2m深度處（巖性為粉質(zhì)黏土），且該深度總水勢在整個剖面上最大，這是典型的發(fā)散型零通量面。由于上部土壤水逐漸蒸發(fā)蒸騰，下部土壤水繼續(xù)向下入滲，此階段土壤水的運(yùn)動形式為蒸發(fā)-入滲型，其發(fā)育形成隨灌溉、降水、作物生長和土壤質(zhì)地呈規(guī)律性變化。

由不同深度降水階段與蒸發(fā)階段的總水勢變化率（圖3）可見：總水勢變化率顯然在表層較大，0.6 m以上均超過10.0%；1.2m以上總水勢變化率由地表向下逐漸降低，1.2m處總水勢變化率降至最低（-1.1%）；1.2m以下的總水勢變化率均在5.0%以內(nèi)；3.0m深度處的總水勢變化率達(dá)到4.5%，這是由于持續(xù)的強(qiáng)烈蒸發(fā)造成水分又向上運(yùn)動。按照相同方法，對表1中各次降水蒸發(fā)過程進(jìn)行監(jiān)測發(fā)現(xiàn)，該典型剖面最淺層零通量面為1.0～1.2m。

圖3 典型降水-蒸發(fā)過程總水勢變化率Fig.3 Soil water potential gradient of the typical rainfall evaporation process

表1 典型降水-蒸發(fā)過程統(tǒng)計表Table1 Typical rainfall-evaporation process

2.2 不同深度水分動態(tài)差異

由資料得知，2011年9月10日-9月16日發(fā)生了降水（共60mm）之后，截至11月15日，研究區(qū)基本無降水，且無其他入滲補(bǔ)給（圖1）。土壤水的基質(zhì)勢隨土壤含水量而變化，圖4反映了包氣帶不同深度處的基質(zhì)勢動態(tài)變化規(guī)律。由圖4可見：0.2 m深度處的基質(zhì)勢在9月16日后明顯增大，于9月22日達(dá)到最大（-17.35kPa），隨后受蒸發(fā)作用影響，基質(zhì)勢不斷減小，至11月15日減小至-25.89 kPa；0.6m處的基質(zhì)勢在9月27日達(dá)到最大，明顯滯后于0.2m深度處，但比9月16日降水前增大了1.77kPa，同樣在蒸發(fā)作用影響下，該處基質(zhì)勢在11月12日減少至-23.73kPa。顯然，淺層包氣帶的水分動態(tài)變化主要取決于外界環(huán)境的變化，且隨著深度增加，水分動態(tài)變化趨緩并滯后。

圖4 深厚包氣帶土壤基質(zhì)勢動態(tài)Fig.4 Soil matric potential dynamic in deep vadose zone

1.6m深度處的基質(zhì)勢在整個研究時段內(nèi)均高于0.6m處，變化平緩，且整體趨向增大，于10月21日達(dá)到最大（-13.20kPa）后開始下降。在10月21日以前，1.2m以下土壤水分向下運(yùn)動，但是，長時間的蒸發(fā)條件導(dǎo)致零通量面的下移，使得1.6 m處的土壤水分開始向上運(yùn)動，最終，在11月12日基質(zhì)勢降到了-16.67kPa。5.0和25.0m處的土壤水基質(zhì)勢基本保持穩(wěn)定。1.6、5.0和25.0m處平均基質(zhì)勢分別為-14.71kPa、-5.01kPa和-2.50kPa，基質(zhì)勢隨深度增加逐漸增大，這是由于逐漸接近地下水位的原因。

值得注意的是，12.0m處的平均基質(zhì)勢達(dá)到了-35.28kPa，在不同深度包氣帶中為最低值。其主要原因是該深度處存在一個黏性較大的夾層，當(dāng)土壤體積含水量約為18%時，基質(zhì)勢降至很低，且土壤含水量的微小變化，引起12.0m處的基質(zhì)勢產(chǎn)生波動；而5.0m和25.0m處土壤巖性接近，砂粒含量較大，在含水量大于15%時表現(xiàn)出較高的基質(zhì)勢。因此，在包氣帶較深處（研究區(qū)零通量面變化范圍以下），土壤水基質(zhì)勢動態(tài)的主要決定因素是土壤本身的性質(zhì)。

2.3 水分入滲過程

考慮到深厚包氣帶入滲過程較長，本次選取研究區(qū)強(qiáng)降水過程基本結(jié)束的2011年11月1日、之后半年（2012年5月1日）和之后1個完整年（2012年11月1日）3個時間點(diǎn)的全剖面土壤含水量動態(tài)進(jìn)行分析，結(jié)果見圖5。

從全剖面來看，3個時間點(diǎn)的水分動態(tài)趨勢基本一致，說明在1年之中監(jiān)測系統(tǒng)較為穩(wěn)定，數(shù)據(jù)是可信的。在0.0～3.2m，3個時間點(diǎn)的土壤體積含水量差異較大，特別是2012年5月1日的土壤含水量明顯高于另2個時間點(diǎn)，這是由于降水相對較多，且蒸發(fā)不強(qiáng)烈；在3.2～30.0m深度，共出現(xiàn)了4次代表性的土壤含水量差異，下面分別進(jìn)行分析。

1）4.2m和7.0m均位于砂層的中部。4.2m深度位于粉砂層，在2012年11月1日的土壤體積含水量低于前2個時間點(diǎn)近5%，查閱2012年10月該深度處的監(jiān)測結(jié)果發(fā)現(xiàn)，自2012年10月10日開始，在無上層補(bǔ)給后，該深度處（粉砂層，透水性能良好）土壤體積含水量持續(xù)下降，發(fā)生入滲補(bǔ)給；而7.0m深度位于中粗砂層，水分動態(tài)和4.2m處基本一致，但該深度處是更好的滲水通道，在2012年5月之前的體積含水量較高，達(dá)到0.30，在2012年5月之后，研究區(qū)進(jìn)入強(qiáng)降水階段，7.0m處積累的水分在上層補(bǔ)給的重力驅(qū)動下繼續(xù)向下運(yùn)移，2012年11月該深度處體積含水量回歸到0.20。

圖5 深厚包氣帶土壤體積含水量動態(tài)Fig.5 Soil VWC dynamics in deep vadose zone

2）7.9m位于砂層和黏土層交界處。3個時間點(diǎn)的土壤含水量均降到了全剖面最低。原因在于下層為黏性土，阻礙了水分繼續(xù)向下運(yùn)移。在無強(qiáng)降水補(bǔ)給的2012年5月之前，水分積累在黏性土層以上。

3）9.1m位于黏土層中部。2012年5月1日的土壤體積含水量比2011年11月1日和2012年11月1日的均大0.15，這說明在5月該層土壤水分充足，水分入滲至11月，土壤含水量降至上年同期水平，有著較強(qiáng)的賦水能力且滲透性能較差，是典型的黏土層特征。

圖7 地下水埋深動態(tài)Fig.7 Variation of the groundwater level

4）12.5m位于黏土層與砂層交界處。該深度土壤體積含水量比7.9m處（砂層與黏土層交界）高出0.15，在該層水分能夠及時地發(fā)生入滲。而該深度處2011年11月1日的土壤體積含水量高于2012年相同日期，是因為2011年降水較少，驅(qū)動力不足所致，這一點(diǎn)與7.0m處特征一致。

15.0～30.0m剖面顆粒較粗，成為過水通道，所以3個時間點(diǎn)土壤水分差異不大，需要選取典型深度（7.9、19.8和27.3m）分析水分入滲規(guī)律（圖6）。以砂性土為例：由7.9m土壤水分的全年動態(tài)可以看出，在降水入滲驅(qū)動下2012年4月土壤體積含水量開始逐漸升高，并在2012年10月升至最大；19.8m處變化較為平穩(wěn)，但趨勢基本一致，同樣是受到上層水分補(bǔ)給而變化，水分滯后時間約60d；而27.3m處的水分動態(tài)與前兩者明顯不同，上半年在2012年1月達(dá)到最大值并開始逐漸下降，這與研究區(qū)強(qiáng)降水期（每年6-9月）明顯不符，主要補(bǔ)給來源很可能是地下水向上補(bǔ)給。圖7中地下水埋深在2012年2月達(dá)到最淺之后逐漸下降，直至2012年8月開始抬升。

2.4 深厚包氣帶地溫動態(tài)規(guī)律

太陽輻射到達(dá)地面以后很快被吸收，地面吸收的熱量通過固體顆粒和顆?？紫堕g空氣向下傳導(dǎo)，引起土壤溫度在垂直剖面上發(fā)生不同變化[12]。0.1 m深度處的土壤溫度變化最為明顯，從2011年9月25日的24.1℃到11月15日的10.8℃，變幅達(dá)到13.3℃，影響其變化的主要原因是地表溫度，同時，強(qiáng)降水對其有著重要影響；9月16日-9月18日平均地表溫度基本不變，但是降水導(dǎo)致該深度處溫度下降2.1℃（圖8）。1.0m處的土壤溫度受地表溫度變化影響顯著，9月16日-11月15日呈直線下降，R2達(dá)到0.9602（R 為相關(guān)系數(shù)）。5.0、15.0和25.0m處的土壤溫度基本保持不變：5.0m處土壤平均溫度為16.3℃；15.0m和25.0m處土壤溫度基本一致，平均為15.0℃。

圖8 不同深度土壤溫度動態(tài)對比圖Fig.8 Contrast of soil temperature dynamic of different depth

圖9 不同時期全剖面土壤溫度對比圖Fig.9 Contrast of soil temperature in different period at all profile

由全剖面土壤溫度變化對比圖（圖9）可知：9月16日表層土壤溫度最高，1.0m以內(nèi)隨深度增加溫度下降，在1.0～2.0m深度處出現(xiàn)1個平臺，2.0 m以下土壤溫度迅速下降直至9.2m，達(dá)到第2個平臺，但是，9.2m以下深度仍存在1.0℃左右的波動；11月15日的表層溫度最低，隨著深度的增加，在2.4m處達(dá)到最高土壤溫度17.2℃，之后，土壤溫度不斷下降，在9.2m處進(jìn)入平臺，與9月16日相同，土壤溫度在1.0℃以內(nèi)小幅波動。2個時期的土壤溫度變化曲線均表明：9.2m以內(nèi)土壤溫度隨深度變化明顯。

對比降水后的9月16日和長期無降水的11月15日全剖面土壤溫度動態(tài)可知：土壤溫度受氣溫影響顯著，9月16日各深度土壤溫度均高于11月15日，特別是5.0m以內(nèi)，溫度差異較大；5.0m以下的土壤溫度隨時間變化而改變的主要原因是地表溫度改變的滯后效應(yīng)。

另外，結(jié)合圖7、圖8得到：5.0m以下的土壤溫度隨深度變化仍然有波動，而這種動態(tài)變化的主要原因是巖性差異，這與深層土壤水分動態(tài)的產(chǎn)生原因（詳見2.2節(jié)）一致。

3 結(jié)論

1）由于厚度大、巖性條件復(fù)雜，使得深厚包氣帶水分運(yùn)移必然是相對滯后的往復(fù)運(yùn)動，研究區(qū)水分補(bǔ)給滯后時間為2～3個月。土壤總水勢動態(tài)表明：零通量面為1.0～1.2m，零通量面以上土壤水分主要受降水蒸發(fā)影響，零通量面以下，深層土壤水分動態(tài)不明顯。

2）深厚包氣帶1.0m以上地溫受地表溫度影響顯著，9.2m以內(nèi)地溫仍然存在明顯變化。5.0m以內(nèi)地溫隨時間變化而改變的主要原因是地表溫度改變的滯后效應(yīng)，5.0m以下土壤巖性差異能夠造成地溫1.0℃以內(nèi)小幅波動。

3）深厚包氣帶（特別是地表3.0m以下）的水分入滲由土壤巖性決定，黏粒含量大的水分波動大，砂粒含量大的波動較?。簭拇诸w粒層向細(xì)顆粒層入滲時，在粗顆粒層可能發(fā)生水分積累現(xiàn)象，這就是部分深層包氣帶砂層出現(xiàn)土壤水分較高的原因，研究區(qū)此性質(zhì)砂層含水量較其他砂層高15%；從細(xì)顆粒層向粗顆粒層入滲時，水分能夠及時入滲。因此，粗顆粒層是良好的輸水通道，而細(xì)顆粒層（如黏土層）才是決定入滲能力的關(guān)鍵層。

4）強(qiáng)降水入滲對深厚包氣帶水熱運(yùn)移產(chǎn)生重要影響，起著打通“輸水通道”的關(guān)鍵作用。

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