崔浩浩，張光輝，張亞哲，3，張 冰，馮 欣，郎旭娟

(1. 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，河北 石家莊 050061；2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)，北京 100083；3. 自然資源部地下水科學(xué)與工程科普基地，河北 正定 050800；4. 河北地質(zhì)大學(xué)水資源與環(huán)境學(xué)院，河北 石家莊 050031)

淺層地下水主要源自大氣降水入滲補(bǔ)給，包氣帶是聯(lián)系大氣降水和地下水的關(guān)鍵帶[1-2]。不同包氣帶結(jié)構(gòu)具有不同的滲透性特征；具有不同滲透性的包氣帶對(duì)降水入滲補(bǔ)給地下水的影響機(jī)制各不相同。除了氣象、水文和地形地貌等條件對(duì)降水入滲具有重要影響之外[3]，包氣帶的地層結(jié)構(gòu)、巖性組成和埋藏深度對(duì)降水進(jìn)入包氣帶之后的入滲過(guò)程和下滲機(jī)制都具有重要影響[4-9]。第四系組成的包氣帶其地層交錯(cuò)分布，垂向剖面上滲透性強(qiáng)弱隨之呈現(xiàn)結(jié)構(gòu)性變化[10-12]，包括由粗顆粒砂性地層轉(zhuǎn)變?yōu)轲ば曰蝠べ|(zhì)細(xì)顆粒地層，或由黏性或黏質(zhì)細(xì)顆粒地層轉(zhuǎn)變?yōu)榇诸w粒砂性地層，使得降水在包氣帶入滲過(guò)程中呈現(xiàn)有序復(fù)雜的過(guò)程。換言之，層狀非均質(zhì)土壤水分運(yùn)動(dòng)明顯不同于均質(zhì)土壤，不同巖性層狀地層之間界面存在毛管阻礙或透吸作用(即滲透性折射效應(yīng))，加劇了降水入滲水流過(guò)程的復(fù)雜性[13-16]。王文焰等[17]室內(nèi)土柱模擬實(shí)驗(yàn)證明，層狀土入滲速率在穿越分層界面時(shí)會(huì)發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折，在經(jīng)過(guò)分層界面前呈非線性變化，而經(jīng)過(guò)分層界面后呈線性變化。Colman等[18]認(rèn)為無(wú)論細(xì)質(zhì)土壤覆蓋粗質(zhì)土還是粗質(zhì)土覆蓋細(xì)質(zhì)土，土壤都可視為是均質(zhì)的，并且水分入滲過(guò)程由細(xì)質(zhì)土來(lái)控制。虞佩媛等[19]在研究包氣帶巖性結(jié)構(gòu)對(duì)降雨入滲能力影響時(shí)指出，均質(zhì)結(jié)構(gòu)和層狀“上粗下細(xì)”結(jié)構(gòu)降雨入滲過(guò)程均呈線性變化過(guò)程。許尊秋等[20]通過(guò)二維土槽染色示蹤試驗(yàn)表明，具有相同厚度、相同土質(zhì)的土壤，土層排序不同導(dǎo)致累積入滲量和入滲率不同。余世鵬等[21]在開(kāi)展水鹽運(yùn)移的大型土柱實(shí)驗(yàn)時(shí)指出：不同土體構(gòu)型條件下土壤剖面水分含量的垂直分布規(guī)律差異顯著。陳靜等[22]也指出層狀非均質(zhì)土柱中彌散系數(shù)尺度效應(yīng)大于均質(zhì)土柱。李毅等[23]、李久生等[24]開(kāi)展了室內(nèi)土柱試驗(yàn)，結(jié)果表明，夾層層位和土壤質(zhì)地對(duì)于層狀土壤的入滲特征有明顯影響，不同巖性地層界面增加了水分的橫向擴(kuò)散而限制了水分的垂向運(yùn)動(dòng)，致使界面下部形成水分積聚區(qū)。

前人對(duì)層狀土的研究多限于室內(nèi)土柱試驗(yàn)進(jìn)行理論研究，并且多是針對(duì)入滲率進(jìn)行的，有關(guān)野外原位開(kāi)展層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)對(duì)包氣帶滲透性特征及其對(duì)降水入滲影響機(jī)制的研究較少。本文依托自然資源部地下水科學(xué)與工程野外試驗(yàn)基地(河北省正定縣)，利用非均質(zhì)包氣帶的原位長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)資料，重點(diǎn)開(kāi)展了層狀非均質(zhì)包氣帶中降水入滲水分垂向分布、濕潤(rùn)鋒下移過(guò)程與入滲速率特征和層狀非均質(zhì)地層結(jié)構(gòu)影響機(jī)制研究，對(duì)于以大氣降水入滲補(bǔ)給為主地區(qū)地下水合理利用與保護(hù)具有重要意義[25-27]。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于石家莊市正定縣自然資源部地下水科學(xué)與工程野外試驗(yàn)基地內(nèi)，試驗(yàn)場(chǎng)面積2.67 hm2，包氣帶為層狀結(jié)構(gòu)，地層巖性以粉質(zhì)黏土和砂土為主，潛水埋深為38 m。在試驗(yàn)區(qū)建有原位的6 m×4 m×5 m的大氣降水入滲試驗(yàn)樣方平臺(tái)，樣方四壁由30 cm厚混凝土和隔水材料層構(gòu)成，使其在水平方向與外界不發(fā)生水量交換；豎直方向上部與地表齊平，接受大氣降水入滲補(bǔ)給，底部自由入滲。

研究期間(2012年1月—2012年12月)(氣象數(shù)據(jù)來(lái)自中國(guó)氣象數(shù)據(jù)網(wǎng))監(jiān)測(cè)其區(qū)降水量649.4 mm，主要集中在每年的6—9月份，占全年降水量的80%以上，潛在蒸發(fā)量年均值為941.7 mm，主要集中在3—8月份(圖1)。

圖1 2012年監(jiān)測(cè)區(qū)降水量和蒸發(fā)量分布特征Fig.1 Distribution of annual precipitation and evaporation in 2012

2 研究方法

試驗(yàn)通過(guò)大氣降水入滲試驗(yàn)樣方平臺(tái)，參照試驗(yàn)場(chǎng)地層結(jié)構(gòu)人工回填構(gòu)建了亞砂土、粉砂和亞粘土互層的包氣帶模型，監(jiān)測(cè)自然條件下包氣帶垂向上土壤含水率和水勢(shì)動(dòng)態(tài)變化，跟蹤研究降水在包氣帶中入滲特征、過(guò)程與變化規(guī)律?；靥钔翈r性為亞砂土、亞粘土和粉砂，參照工程地質(zhì)學(xué)命名方法，在野外通過(guò)經(jīng)驗(yàn)法定名，并取樣測(cè)試三種巖性的干容重(表1)。按照設(shè)計(jì)的包氣帶層狀結(jié)構(gòu)以及相應(yīng)巖性的干容重分層進(jìn)行回填，層與層之間用釘耙打出毛邊便于緊密接觸，每40cm在回填土與樣方邊壁接觸帶布設(shè)一圈粘性土，減弱水分沿邊壁直接向下快捷式入滲的效應(yīng)。樣方回填結(jié)束后通過(guò)自然沉降法進(jìn)行為期一個(gè)月的穩(wěn)定。

表1 包氣帶巖性、容重及埋藏深度

包氣帶剖面上不同深度分別布設(shè)土壤含水率和土壤水勢(shì)監(jiān)測(cè)點(diǎn)(見(jiàn)圖2)。其中土壤含水率采用TDR土壤水分測(cè)定儀進(jìn)行監(jiān)測(cè)，剖面上共安裝TDR探頭19個(gè)，監(jiān)測(cè)點(diǎn)的最大埋深460 cm，自地表至220 cm深度處，TDR安裝間隔為20 cm，220～460 cm深度TDR安裝間隔為30 cm，利用CR1000數(shù)據(jù)采集器對(duì)土壤含水率進(jìn)行自動(dòng)監(jiān)測(cè)，采樣間隔為每小時(shí)1次，全年可以監(jiān)測(cè)；土壤水勢(shì)采用WM-1型水銀式負(fù)壓計(jì)監(jiān)測(cè)，剖面上共安裝49支負(fù)壓計(jì)，監(jiān)測(cè)點(diǎn)的最大埋深為470 cm，自地表至20 cm處，負(fù)壓計(jì)安裝間隔為5 cm，20～470 cm深度負(fù)壓計(jì)安裝間隔為10 cm。人工采集數(shù)據(jù)，每天8∶00和17∶30各觀測(cè)1次，并定期對(duì)水銀式負(fù)壓計(jì)進(jìn)行補(bǔ)水、排氣等工作以保證數(shù)據(jù)的精度，由于冰凍期水銀式負(fù)壓計(jì)無(wú)法正常工作，所以土壤水勢(shì)數(shù)據(jù)監(jiān)測(cè)時(shí)間為每年3—11月。

圖2 包氣帶巖性結(jié)構(gòu)及儀器安裝位置Fig.2 Lithologic structure of vadose zone and installation position of monitors

3 結(jié)果分析

3.1 降水入滲在層狀非均質(zhì)包氣帶中垂向分布特征

采用每個(gè)月中旬土壤含水率的日均值繪制包氣帶水分垂向時(shí)空分布圖如圖3。從圖3可以看出，220 cm以上的地層土壤含水率變化幅度明顯，220 cm以下地層土壤含水率變化幅度較小，尤其是400 cm以下變化微弱；整個(gè)剖面上2月份土壤含水率最低，8月份土壤含水率最高。3月份之前降雨稀少，在蒸發(fā)作用下土壤中存儲(chǔ)的水分逐漸減少，在2月份達(dá)到最低值；隨著雨季的到來(lái)，土壤中存儲(chǔ)的水分逐漸增加，在8月份達(dá)到最高值。

圖3 不同月份層狀非均質(zhì)包氣帶水分變化特征Fig.3 Dynamics changes of monthly soil water in layered-heterogeneous vadose zone

對(duì)全年不同深度的土壤含水率日均值進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，得出各個(gè)深度的年均值、極值以及標(biāo)準(zhǔn)偏差(表2)，并且采用年均值及其標(biāo)準(zhǔn)偏差繪制圖4。研究結(jié)果表明：(1)亞砂土、亞粘土等細(xì)顆粒組成的地層含水率較高，除了地表和不同巖性地層界面處之外，其含水率均值介于20%～35%；而粉砂等較粗顆粒組成的地層含水率均值較低，介于10%～20%。(2)在同一巖性地層中，垂向上土壤含水率變化連續(xù)，沒(méi)有突變發(fā)生。(3)在不同巖性地層之間分界，無(wú)論是“上粗下細(xì)”結(jié)構(gòu)還是“上細(xì)下粗”結(jié)構(gòu)都呈現(xiàn)土壤含水率陡變特征。

圖4 層狀非均質(zhì)包氣帶水分垂向分布特征Fig.4 Vertical distribution of soil water in layered-heterogeneous vadose zone

表2 不同深度土壤含水率日均值統(tǒng)計(jì)表

降水入滲后，土壤含水率呈現(xiàn)如圖5所示的特征：進(jìn)入雨季，包氣帶不同深度的土壤含水率對(duì)每一次降水事件都呈現(xiàn)不同的響應(yīng)變化，監(jiān)測(cè)點(diǎn)的埋深越淺，響應(yīng)變化越敏感，其中220 cm深度以上的土壤含水率對(duì)降水入滲補(bǔ)給響應(yīng)變化特征基本一致，都呈現(xiàn)脈沖式增減變化過(guò)程，降水后土壤含水率迅速增大，然后又快速減小。按照包氣帶不同深度土壤含水率對(duì)降雨事件的敏感強(qiáng)弱程度將其分為強(qiáng)、較強(qiáng)、弱、微弱四種類(lèi)型，分別對(duì)應(yīng)埋藏深度為20～100、120～200、220～400 cm和430～460 cm(圖6～圖9)。

圖5 層狀非均質(zhì)包氣帶不同深度土壤含水率動(dòng)態(tài)變化特征Fig.5 Dynamic variation of soil water content with different depth in layered-heterogeneous vadose zone

圖6 層狀非均質(zhì)包氣帶中20～100 cm深度的土壤含水率動(dòng)態(tài)變化特征Fig.6 Dynamic variation of soil water content in 20～100 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

圖9 層狀非均質(zhì)包氣帶中430～460 cm深度的土壤含水率動(dòng)態(tài)變化特征Fig.9 Dynamic variation of soil water content in 430～460 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

20～100 cm地層中土壤含水率對(duì)降雨響應(yīng)敏感程度強(qiáng)，含水率的變化幅度大，尤其60 cm以上土壤含水率變化幅度高達(dá)25.87%～29.76%；80～100 cm土壤含水率變化幅度介于22.59%～23.46%(圖6)。

120～200 cm土壤含水率對(duì)降水入滲的響應(yīng)敏感程度較強(qiáng)，土壤含水率響應(yīng)變化幅度較大，為13.74%～20.74%，并且存在明顯滯后期，標(biāo)志特征呈平緩的多峰或單峰變化過(guò)程(圖7)。

圖7 層狀非均質(zhì)包氣帶中120～200cm深度的土壤含水率動(dòng)態(tài)變化特征Fig.7 Dynamic variation of soil water content in 120～200 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

220～400 cm土壤含水率對(duì)降水入滲的響應(yīng)敏感程度弱，直至7月初才出現(xiàn)對(duì)當(dāng)年降水入滲的響應(yīng)變化特征，與當(dāng)年次降水之間相關(guān)性明顯減弱，土壤含水率響應(yīng)變化幅度小，為2.3%～12.15%(圖8)；430～460 cm土壤含水率對(duì)降水入滲的響應(yīng)敏感程度微弱，對(duì)次降水入滲基本沒(méi)有響應(yīng)，而是呈現(xiàn)對(duì)多場(chǎng)次降水入滲累積過(guò)程的響應(yīng)，表現(xiàn)為每年7月底開(kāi)始呈現(xiàn)單峰波動(dòng)響應(yīng)變化特征，土壤含水率變化幅度為2.5%～3.41%(圖9)。

圖8 層狀非均質(zhì)包氣帶中 220～400 cm深度的土壤含水率動(dòng)態(tài)變化特征Fig.8 Dynamic variation of soil water content in 220～400 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

總體上，層狀非均質(zhì)包氣帶的不同深度地層，巖性和埋深耦合影響了土壤含水率對(duì)當(dāng)年降水入滲補(bǔ)給的響應(yīng)敏感性，監(jiān)測(cè)點(diǎn)(地層)埋深越大、不同巖性地層結(jié)構(gòu)變化越頻繁和黏性細(xì)顆粒地層厚度越大，它們對(duì)次降水入滲響應(yīng)越滯緩、響應(yīng)變化脈動(dòng)特征越不明顯，累積響應(yīng)特征越顯著。

3.2 降水入滲濕潤(rùn)鋒下移過(guò)程與入滲速率特征

在層狀非均質(zhì)包氣帶中，濕潤(rùn)鋒下移過(guò)程與入滲速率變化是降水入滲特征的標(biāo)志性指標(biāo)。研究結(jié)果表明，從4月21日(年內(nèi)第一場(chǎng)有效降水，降雨量28.3 mm)至8月21日，包氣帶剖面上水分以向下運(yùn)移為主，但是50 cm以上的地層水分動(dòng)態(tài)變化活躍，經(jīng)歷了入滲-蒸發(fā)-入滲等不同的階段。如圖10所示，4月21日包氣帶上部50 cm深度發(fā)育有收斂型零通量面，50 cm以上地層水分向下運(yùn)移；隨后由于降雨稀少，在蒸發(fā)作用影響下包氣帶淺部地層水分蒸發(fā)明顯，5月9日包氣帶上部(30 cm深度)發(fā)育有發(fā)散型零通量面；至6月19日，在持續(xù)的蒸發(fā)作用影響下該零通量面下移至50 cm深度處。隨后，隨著降水入滲量不斷增多，至7月15日之后零通量面消失，整個(gè)剖面上水分持續(xù)向下運(yùn)移。

從4月21日到7月15日期間，在包氣帶下部(460 cm深度)發(fā)育穩(wěn)定的收斂性零通量面；至8月21日該收斂性零通量面上移至430 cm處，在450 cm處形成發(fā)散型零通量面，表明存在入滲水分已經(jīng)到達(dá)并通過(guò)460 cm深度的監(jiān)測(cè)點(diǎn)。從圖10中水勢(shì)剖面線可見(jiàn)，在亞砂土-粉砂地層和亞砂土-亞粘土地層的兩個(gè)界面處土壤水勢(shì)曲線變緩，表明該處土壤水分運(yùn)移遭受阻滯，這種現(xiàn)象在圖10土壤含水率的響應(yīng)變化特征中也給出了有力佐證。由圖10所示，在4月21日—5月9日的19 d中，降水入滲濕潤(rùn)鋒已經(jīng)抵達(dá)包氣帶的200 cm深度處，呈現(xiàn)出亞砂土地層較強(qiáng)的滲透性特征，該處土壤含水率出現(xiàn)顯著增大，該段的平均入滲速度約10.53 cm·d-1。至8月21日，430 cm深度處的土壤含水率開(kāi)始呈現(xiàn)明顯增大，表明4月21日開(kāi)始降水形成的濕潤(rùn)鋒已經(jīng)自地表下滲，經(jīng)過(guò)了亞砂土-粉砂土-亞砂土層抵達(dá)亞粘土層中，歷時(shí)123 d，平均入滲速度約3.5 cm·d-1，地層巖性、非均質(zhì)結(jié)構(gòu)和埋深耦合對(duì)降水入滲的影響作用突顯。由于430～450 cm深度發(fā)育有收斂-發(fā)散復(fù)合型零通量面，所以450 cm深度以上土壤水分向上運(yùn)移，450 cm深度以下土壤水分向下運(yùn)移。

圖10 降水入滲濕潤(rùn)鋒在層狀非均質(zhì)包氣帶下移過(guò)程中土壤水勢(shì)和含水率變化特征Fig.10 Variation characteristics of soil water potential and water content during the migration of wet front in layered-heterogeneous vadose zone

年內(nèi)降水入滲形成的濕潤(rùn)鋒下移深度與時(shí)間之間相關(guān)關(guān)系是非線性的，它不僅與地層埋深緊密相關(guān)，而且還與層狀非均質(zhì)地層巖性和地層結(jié)構(gòu)密切相關(guān)。從圖11可見(jiàn)，自年內(nèi)4月21日第一場(chǎng)有效次降水入滲起始，至8月21日降水入滲的濕潤(rùn)鋒抵達(dá)亞粘土層為止，呈現(xiàn)4個(gè)階段性特征：

圖11 層狀非均質(zhì)包氣帶入滲濕潤(rùn)鋒 運(yùn)移時(shí)間與速率變化特征Fig.11 Variation characteristics of migration time and rate of wet front in layered-heterogeneous vadose zone

(1)在0～200 cm深度的亞砂土層(第一階段)中，降水入滲的濕潤(rùn)鋒僅用19 d時(shí)間完成該層下滲過(guò)程，濕潤(rùn)鋒平均運(yùn)移速率約10.53 cm·d-1，在100 cm深度以上地層中濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速率大于20.0 cm·d-1。這除了與地層滲透性較強(qiáng)、埋藏淺有關(guān)之外，還與其下部地層滲透性強(qiáng)、持水性差有關(guān)。即隨著降水入滲濕潤(rùn)鋒面不斷下移、土壤孔隙中水分增加，其下部地層的土壤因持水性差、滲透性強(qiáng)，由此不會(huì)對(duì)下移的入滲濕潤(rùn)鋒面形成較大阻力，所以，在0～200 cm深度的亞砂土層(第一階段)降水入滲濕潤(rùn)鋒面下移速率較大；

(2)在200～250 cm深度地層(第二階段)，水分由亞砂土向粉砂運(yùn)移，歷時(shí)65 d，運(yùn)移速率由上層的10.53 cm·d-1下降為0.77 cm·d-1。由于受到“上細(xì)下粗”結(jié)構(gòu)影響，上覆地層對(duì)水分吸持能力較強(qiáng)，濕潤(rùn)鋒在穿透亞砂土向粉砂運(yùn)移時(shí)受到明顯的阻滯作用。在此期間多次降水入滲發(fā)生了疊加與積累，入滲補(bǔ)給水量不斷蓄積；當(dāng)水量增加到一定程度時(shí)，細(xì)顆粒地層的土壤對(duì)水的吸持力明顯減弱，降水入滲濕潤(rùn)鋒下突破阻滯，繼續(xù)向下運(yùn)移；

(3)250～370 cm深度的地層(第三階段)，水分由粉砂向亞砂土運(yùn)移，歷時(shí)10 d。在經(jīng)歷了第二階段的多次降水入滲影響，土壤含水率處于臨近田間持水率狀態(tài)并且變化范圍較小，排氣-吸水-下滲過(guò)程存在的下部地層巖性界面阻滯效應(yīng)減弱，濕潤(rùn)鋒運(yùn)移的速率變大，為12 cm·d-1；

(4)370～460 cm深度的地層(第四階段)，水分運(yùn)移較為復(fù)雜。4月21日至7月15日，460 cm處發(fā)育收斂型零通量面，附近區(qū)域水分向460 cm處運(yùn)移匯聚；8月21日收斂型零通量面運(yùn)移到430 cm，并且該處水勢(shì)明顯增大，說(shuō)明濕潤(rùn)鋒穿過(guò)亞砂土-亞粘土運(yùn)移到此處；受到“上粗下細(xì)”結(jié)構(gòu)影響，下部亞粘土地層滲透性能較差，使得濕潤(rùn)鋒的下移速度減緩，濕潤(rùn)鋒從370 cm運(yùn)移到430 cm，歷時(shí)32 d，運(yùn)移速率約為1.86 cm·d-1。

綜合整個(gè)包氣帶剖面的運(yùn)移過(guò)程，濕潤(rùn)鋒運(yùn)移到各深度的平均速率主要受第一層亞砂土和第二層粉砂分界面的阻滯影響。隨著深度的增加，在第一層亞砂土中濕潤(rùn)鋒從地表運(yùn)移到亞砂土底部的平均速率由40 cm·d-1逐漸減小到10.53 cm·d-1；在通過(guò)巖性分界面后，其平均運(yùn)移速率減小到3.5 cm·d-1左右，直到底部亞粘土層其濕潤(rùn)鋒平均運(yùn)移速率一直保持在該水平，包氣帶下部的巖性分界面對(duì)其影響微弱。

4 討 論

前述研究結(jié)果表明，無(wú)論是“上粗下細(xì)”還是“上細(xì)下粗”的地層巖性結(jié)構(gòu)，對(duì)降水在包氣帶入滲過(guò)程和速率都具有因?qū)訝罘蔷|(zhì)結(jié)構(gòu)而形成阻滯效應(yīng)，但這兩種結(jié)構(gòu)的阻滯效應(yīng)原理不同?！吧洗窒录?xì)”結(jié)構(gòu)是因?yàn)橄路貙訚B透性低、持水性強(qiáng)而產(chǎn)生的阻滯效應(yīng)；“上細(xì)下粗”結(jié)構(gòu)則是因?yàn)樯细驳貙铀治至^大，以至需要在兩種巖性界面處水分積累一定程度時(shí)才會(huì)繼續(xù)向下運(yùn)移。

通過(guò)在兩種巖性地層分界面的突變處安裝TDR的監(jiān)測(cè)結(jié)果表明，地層分界面處土壤含水率明顯小于其上、下鄰近兩個(gè)TDR監(jiān)測(cè)點(diǎn)土壤含水率(圖3，圖4)。由圖5～圖9可見(jiàn)，在220 cm深度以上的同一巖性地層中，該土層含水率對(duì)年內(nèi)多次的每一次降水入滲都呈現(xiàn)脈沖式響應(yīng)變化，而且，次降水事件的響應(yīng)特征明顯。在220 cm深度以下的層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)地層中，幾乎所有不同巖性地層分界面處的入滲水流下滲過(guò)程及運(yùn)移速率都呈現(xiàn)受阻滯特征，并呈現(xiàn)多場(chǎng)次降水影響逐漸疊加與累積效應(yīng)，促使兩種巖性地層分界面處土壤水分不斷蓄積，增大入滲濕潤(rùn)鋒繼續(xù)下移的動(dòng)力。但是，隨著地層埋深的不斷增大，蒸發(fā)作用不斷減弱，土壤水分虧缺程度減小，土壤含水率更趨近田間持水量，其變化幅度明顯變小，不再呈現(xiàn)劇增劇減的大幅度變化特征；而且，因受上覆地層吸持和阻滯入滲水分的影響，巖性分界面下部地層對(duì)于單場(chǎng)次降水事件響應(yīng)明顯弱化，甚至對(duì)水量較小的次降水基本沒(méi)有反映，尤其在430 cm深度以下地層的土壤含水率年內(nèi)基本不呈現(xiàn)多峰谷動(dòng)態(tài)變化過(guò)程，而是表現(xiàn)為平緩單峰變化過(guò)程。

層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)影響著大氣降水入滲的土壤水分分布與動(dòng)態(tài)變化類(lèi)型。當(dāng)降水進(jìn)入包氣帶中之后，首先是遭遇土壤孔隙中大量空氣阻滯濕潤(rùn)鋒下移的效應(yīng)，地層巖性顆粒越細(xì)，降水強(qiáng)度及次降水量越大，土壤中空氣阻滯濕潤(rùn)鋒下移的效應(yīng)越顯著；反之，粗顆粒巖性地層的土壤中空氣阻滯濕潤(rùn)鋒下移的效應(yīng)較弱，影響持續(xù)時(shí)間較短。包氣帶中大量空氣被入滲水分?jǐn)D壓排除之后，當(dāng)降水入滲水分從亞砂土向粉砂運(yùn)移時(shí)，亞砂土的含水率持續(xù)平緩升高，在兩種巖性地層分界面處的含水率陡降，然后在粉砂土層緩慢升高。這是因?yàn)槭苌蠈觼喩巴翆虞^強(qiáng)持水性的影響，土壤對(duì)該土層入滲水分具有較強(qiáng)吸持和儲(chǔ)蓄作用，暫時(shí)成為分界面之下粉砂地層的弱透水阻滯層，只有在兩種巖性地層分界面處富集一定水量之后，達(dá)到完全可以克服亞砂土層吸持水分能力和允許水分繼續(xù)下滲時(shí)，該分界面的阻滯入滲水分作用才能失去功效。由于多次降水在該界面處進(jìn)行緩沖、積累，使得下部巖性界面的阻滯作用減弱甚至消除，例如在粉砂-亞砂土分界面水分幾乎未受到阻滯作用；直到下一個(gè)亞砂土-亞粘土分界面時(shí)，由于累積的水分被上部地層消耗有所減少，加上亞粘土滲透性能較差，“上粗下細(xì)”界面阻滯入滲水分作用再次突顯。

總之，層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)對(duì)降水入滲水分在包氣帶中垂向運(yùn)移過(guò)程，不僅具有“削峰填谷、儲(chǔ)水蓄能”作用，而且兩種巖性地層的分界面還具有阻滯濕潤(rùn)鋒下移的效應(yīng)，削弱了次降水入滲脈沖式影響程度，促進(jìn)多場(chǎng)的次降水在包氣帶入滲過(guò)程中混合、疊加和積累，增強(qiáng)地下水調(diào)蓄與調(diào)節(jié)功能，有利于蓄補(bǔ)每年枯水期的地下水開(kāi)采利用。

5 結(jié) 論

試驗(yàn)構(gòu)建了由亞砂土、粉砂和亞粘土組成的非均質(zhì)包氣帶剖面，運(yùn)用TDR和CR1000數(shù)據(jù)采集器以及WM-1型負(fù)壓計(jì)構(gòu)成的監(jiān)測(cè)系統(tǒng)對(duì)該剖面的含水率、水勢(shì)進(jìn)行連續(xù)監(jiān)測(cè)，分析了降水入滲在層狀非均質(zhì)包氣帶中垂向分布特征、濕潤(rùn)鋒下移過(guò)程與入滲速率特征，結(jié)果表明：

(1)受層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)的滲透性和持水性變化影響，無(wú)論是“上粗下細(xì)”結(jié)構(gòu)還是“上細(xì)下粗”結(jié)構(gòu)地層都呈現(xiàn)分界面處土壤含水率陡降的變化特征；

(2)層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)對(duì)降水入滲的垂向分布特征影響明顯，220 cm以上土壤含水率動(dòng)態(tài)變化與降水量響應(yīng)積極且兩者動(dòng)態(tài)基本一致，呈脈沖式曲線，含水率陡升快降；220 cm以下深度土壤含水率動(dòng)態(tài)變化與降水量響應(yīng)消極，明顯表現(xiàn)出一定的滯后作用，其土壤含水率動(dòng)態(tài)變化呈平緩的多峰甚至單峰曲線，含水率快升緩降；

(3)層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)阻滯了水分的運(yùn)移，起到了“削峰填谷、儲(chǔ)水蓄能”的作用，削弱了單次降水脈沖式的影響，將多次降水的影響疊加到一起，當(dāng)巖性界面處水分不斷蓄積克服阻力才能向下運(yùn)移；受上部界面水分蓄積的影響，下部層狀非均質(zhì)結(jié)構(gòu)的阻滯作用將被減弱甚至不明顯。