楊麗虎,徐迎春,馬玉學(xué),宋獻(xiàn)方, 趙志鵬,公 亮,劉海燕，宋秋英

(1.中國(guó)科學(xué)院 地理科學(xué)與資源研究所 陸地水循環(huán)及地表過(guò)程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100101;2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué) 中丹學(xué)院，北京 101400;3.中國(guó)科學(xué)院大學(xué) 資源與環(huán)境學(xué)院,北京 101400;4.寧夏回族自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院, 銀川 750021;5.寧夏回族自治區(qū)水文環(huán)境地質(zhì)勘察院,銀川 750011;6.齊河縣水利局,山東 齊河 251100)

包氣帶土壤水是聯(lián)系地表水與地下水的紐帶，在農(nóng)業(yè)水資源的形成、轉(zhuǎn)化和消耗過(guò)程中是不可缺少的部分，由于受降雨、灌溉、蒸發(fā)、地下水等因素的共同影響，土壤水在時(shí)間和空間上表現(xiàn)出不同的變化特征，了解土壤水分的動(dòng)態(tài)特征對(duì)農(nóng)業(yè)水文過(guò)程研究至關(guān)重要[1-2]。

銀川平原位于我國(guó)西北干旱地區(qū)，屬引黃灌溉區(qū)，為了滿(mǎn)足灌區(qū)作物生長(zhǎng)，引用黃河水進(jìn)行大水漫灌，大量灌溉水通過(guò)包氣帶入滲補(bǔ)給地下水，灌溉入滲成為地下水補(bǔ)給的重要組成部分，因此針對(duì)灌區(qū)的土壤水分運(yùn)移過(guò)程及對(duì)地下水的補(bǔ)給研究便是迫切需要探究的方向。目前一些學(xué)者研究了銀川平原地下水水水位動(dòng)態(tài)變化[3]、同位素及水化學(xué)特征[4-10]、補(bǔ)徑排特征[11-12]以及渠系滲漏對(duì)地下水的補(bǔ)給量[13]，而對(duì)于銀川平原引黃灌區(qū)包氣帶的水分運(yùn)移以及土壤水與地下水的補(bǔ)給關(guān)系關(guān)注較少。包氣帶土壤水分運(yùn)移在地下水—土壤—植物—大氣連續(xù)體中是重要的組成部分，其實(shí)質(zhì)是降雨和灌溉水在土壤中的運(yùn)動(dòng)過(guò)程，這一運(yùn)動(dòng)過(guò)程決定了對(duì)地下水的入滲量，同時(shí)也影響著地下水通過(guò)毛管上升對(duì)包氣帶的補(bǔ)給程度[14]，分析研究土壤水分的運(yùn)移及對(duì)地下水的補(bǔ)給情況，對(duì)節(jié)約水資源和維持灌區(qū)的良性發(fā)展具有重要的意義。

基于以上認(rèn)識(shí)，本研究以銀川平原永寧灌區(qū)試驗(yàn)區(qū)為例，建立包氣帶水分運(yùn)移原位觀測(cè)試驗(yàn)點(diǎn)，監(jiān)測(cè)降雨、土壤水、地下水，分析包氣帶的水分運(yùn)移特征，定量評(píng)估土壤水與地下水的補(bǔ)給量，期望為灌區(qū)的農(nóng)業(yè)水資源管理提供理論依據(jù)。

1 試驗(yàn)區(qū)概況與研究方法

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

試驗(yàn)區(qū)位于銀川市永寧縣楊和鎮(zhèn)觀橋村種植園內(nèi)(106°15′58″E，38°19′10″N)，為河湖積平原的二級(jí)階地，屬典型的中溫帶大陸性干旱氣候，根據(jù)中國(guó)氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)銀川站1951—2018年的氣象數(shù)據(jù)，試驗(yàn)區(qū)多年平均氣溫9.2℃，年平均降雨量197.0 mm，多集中在6—9月，占全年降雨量的70.66%，最大日降雨量為46.9 mm，最大月降雨量148.7 mm，年平均濕度為56.1%，平均水面蒸發(fā)量(Φ20 cm)為1 595.4 mm，多集中在4—9月，占全年蒸發(fā)量的93.2%，最大月平均蒸發(fā)量238 mm，平均氣壓為890.7 hPa，日照時(shí)數(shù)是2 896.2 h，無(wú)霜期平均144～159 d，凍土深度0.8～1.21 m。試驗(yàn)區(qū)土壤質(zhì)地130 cm以上以壤土成分為主，130～270 cm為粉砂質(zhì)壤土。地下水埋深較淺，介于2.3～4.3 m，主要消耗于潛水蒸發(fā)。

1.2 試驗(yàn)觀測(cè)

為研究土壤水分的運(yùn)移規(guī)律，本次試驗(yàn)在2018年9月在觀橋村種植園試驗(yàn)田裸地安裝儀器監(jiān)測(cè)降雨、土壤水、地下水(圖1)。降雨采用上海氣象儀器廠(chǎng)有限公司生產(chǎn)的SL3-1型翻斗式雨量傳感器監(jiān)測(cè)，測(cè)量精度為0.1 mm，每5 min自動(dòng)讀取1次數(shù)據(jù)。土壤水監(jiān)測(cè)深度為20，30，50，70，100，150，200，270 cm共8層，在8個(gè)土壤層安裝了電測(cè)土壤水負(fù)壓計(jì)(DLS-3型，中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所)監(jiān)測(cè)土壤水的基質(zhì)勢(shì)[15]和TDR土壤水分傳感器(TDR-310S，Acclima，USA)監(jiān)測(cè)土壤水分，同時(shí)安裝地下水位傳感器(CYW11，星儀傳感器制造有限公司，中國(guó))監(jiān)測(cè)地下水位動(dòng)態(tài)變化，利用數(shù)據(jù)采集器每30 min讀取1次土壤水和地下水?dāng)?shù)據(jù)。

圖1 試驗(yàn)觀測(cè)儀器分布

選擇2019年4—11月為研究時(shí)間段，研究期內(nèi)水面蒸發(fā)量(E-601B)為927.5 mm，降雨量為160.8 mm，日降雨量大于10 mm的天數(shù)共5 d，分別為6月15日，6月25—27日和9月12日(圖2)，對(duì)試驗(yàn)區(qū)裸地進(jìn)行了8次大水漫灌，灌溉日期為5月1日、5月25日、7月2日、7月14日、8月3日、8月16日、8月30日、11月10日，對(duì)應(yīng)的灌溉入滲量分別為：41.6，68.8，42.5，57.6，65.7，102.8，83.6，106.9 mm。

圖2 觀測(cè)期降雨、水面蒸發(fā)量、地下水位埋深動(dòng)態(tài)變化

1.3 數(shù)據(jù)處理方法

(1)土水勢(shì)計(jì)算。選取地面為重力勢(shì)零點(diǎn)，基質(zhì)勢(shì)與重力勢(shì)之和得到土水勢(shì)。

(2)水勢(shì)梯度計(jì)算。

(1)

式中:Ψ2為土壤相鄰兩層下層土水勢(shì)(kPa)；Ψ1為土壤相鄰兩層上層土水勢(shì)(kPa)；h2為土壤相鄰兩層下層的深度(cm)；h1為土壤相鄰兩層上層的深度(cm)；Ψ′為土壤相鄰兩層間的垂向土水勢(shì)梯度(kPa/cm)，正值代表土壤水分向上運(yùn)移，負(fù)值代表土壤水分向下運(yùn)移。

(3)水量平衡計(jì)算。取單位面積的包氣帶柱體作為水量平衡計(jì)算單元，上界面為地表，下界面選為270 cm處，土壤水量的輸入項(xiàng)包括扣除地表徑流和蒸發(fā)后的凈雨量、灌溉水量、側(cè)向補(bǔ)給、深層補(bǔ)給，土壤水量的輸出項(xiàng)包括蒸發(fā)、側(cè)向排泄、深層滲漏以及植物的蒸騰量。由于平原區(qū)土壤水水平流動(dòng)十分微弱，故不考慮側(cè)向補(bǔ)給和排泄，試驗(yàn)區(qū)為裸地，也不考慮植物的蒸騰量。由此得到包氣帶水量平衡模型如下：

ΔW=P+I-E-Dd+Du

(2)

式中：ΔW為水量變化量；P為降雨入滲量；I為灌溉入滲量；E為土壤蒸發(fā)量；Dd為深層滲漏量；Du為地下水補(bǔ)給量。其中灌溉入滲量I、降雨入滲量P、土壤蒸發(fā)量E、深層滲漏量Dd和深層補(bǔ)給量Dd采用零通量面法計(jì)算[16]。

(3)

式中：q(z1),q(z2)為通過(guò)z1，z2斷面的土壤水分通量；θ為土壤含水量。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤含水量的垂向分布特征

表1是觀測(cè)期間不同深度土壤水含量的統(tǒng)計(jì)值。從地表到270 cm土壤含水量介于0.078～0.478 cm3/cm3，標(biāo)準(zhǔn)差和變異系數(shù)隨著土層深度的增加，均有減小趨勢(shì)，根據(jù)標(biāo)準(zhǔn)差和變異系數(shù)將土層分為活躍層(0—20 cm)、次活躍層(20—50 cm)、過(guò)渡層(50—150 cm)和相對(duì)穩(wěn)定層(150—270 cm)。

表1 不同深度土壤水分標(biāo)準(zhǔn)差及變異系數(shù)

圖3A—B為試驗(yàn)區(qū)不同深度土壤水含量的動(dòng)態(tài)變化?；钴S層、次活躍層土壤含水量從0.152～0.258 cm3/cm3增加到0.381 cm3/cm3，各深度隨時(shí)間的變幅為0.072～0.182 cm3/cm3。過(guò)渡層和相對(duì)穩(wěn)定層土壤含水量隨時(shí)間的變化相對(duì)于活躍層和次活躍層較小，各深度變幅為0.007～0.067 cm3/cm3，并且隨著深度的增加，變幅逐漸降低。

圖3 不同深度土壤水分含水量和土水勢(shì)動(dòng)態(tài)變化特征

土壤含水量在季節(jié)變化上主要受降雨、灌溉和氣候變化的影響，以活躍層、次活躍層為例，將土壤水分變化分為增失交替期(4—9月底)、相對(duì)穩(wěn)定期(10—11月中旬)、秋季灌溉后緩慢下降期(11月中旬以后)。增失交替期氣溫升高，降雨頻次增加，灌溉增加，但蒸發(fā)強(qiáng)烈，此時(shí)期占全年蒸發(fā)量的73%，土壤含水量波動(dòng)變化。例如：7月2日土壤受灌溉影響，表層土壤水分急劇上升，增幅為0.282 cm3/cm3，灌溉6 d后含水量降幅為0.243 cm3/cm3。相對(duì)穩(wěn)定期平均氣溫偏低，降雨量為年降雨量的9.4%，活躍層土壤平均含水量為0.231 cm3/cm3。11月中旬秋季灌溉以后土壤水分出現(xiàn)持續(xù)的蒸發(fā)，無(wú)其他水分來(lái)源，土壤水分含量逐漸減少。

2.2 土水勢(shì)的動(dòng)態(tài)變化規(guī)律

利用公式(1)計(jì)算觀測(cè)期土水勢(shì)梯度，統(tǒng)計(jì)值見(jiàn)表2。從表中可以看出，不同深度土水勢(shì)梯度方向多變，各深度土水勢(shì)隨時(shí)間的波動(dòng)很大，最大值在20—30 cm處，為1.368 kPa/cm，梯度為正值，土壤水向上運(yùn)移，蒸發(fā)最強(qiáng)烈，最小值出現(xiàn)在50—70 cm處，為-0.736 kPa/cm，梯度為負(fù)值，土壤水向下運(yùn)動(dòng)，呈現(xiàn)入滲現(xiàn)象?；钴S層、次活躍層基質(zhì)勢(shì)受降雨和灌溉的影響最大，范圍為-18.02～0 kPa，變幅為18.02 kPa；過(guò)渡層基質(zhì)勢(shì)變化較小，土水勢(shì)范圍為-10.50～0 kPa；相對(duì)穩(wěn)定層基質(zhì)勢(shì)范圍最小。整體上來(lái)看，土壤水基質(zhì)勢(shì)的變幅隨著深度增加而減小。

表2 試驗(yàn)區(qū)不同深度土水勢(shì)梯度統(tǒng)計(jì)特征

圖2C—D表示試驗(yàn)區(qū)在不同時(shí)期土水勢(shì)的年內(nèi)動(dòng)態(tài)變化。從季節(jié)上來(lái)說(shuō)，4月氣溫升高，降雨少，蒸發(fā)增大，活躍層、次活躍層土水勢(shì)范圍為-20.18～-12.66 kPa。隨著5月份春灌開(kāi)始到9月底，降雨或灌溉時(shí)，活躍層、次活躍層土水勢(shì)急劇上升，降雨或者灌溉之后，受土壤蒸發(fā)影響，土水勢(shì)下降。在7月受灌溉渠系滲漏的影響，地下水埋深減小至264 cm左右，土水勢(shì)幾乎為飽和狀態(tài)下的重力勢(shì)。10月以后氣溫低，降雨少，蒸發(fā)小，活躍層、次活躍層土水勢(shì)出現(xiàn)持續(xù)的下降趨勢(shì)。

2.3 地下水位埋深動(dòng)態(tài)變化特征

由圖2可知，觀測(cè)期地下水位埋深在233～429 cm變化，年變幅為195 cm。4月初—4月末，由于氣溫上升、蒸發(fā)強(qiáng)烈，再加上地下水開(kāi)采，地下水位埋深從401 cm增加到415 cm，水位下降了15 cm。經(jīng)過(guò)5月1日灌溉渠系滲漏，地下水位埋深減小到351 cm，水位增加了64 cm，但是灌溉過(guò)后，農(nóng)作物耗水量加大，地下水整體上排泄量大于補(bǔ)給量，呈現(xiàn)出波動(dòng)式下降趨勢(shì)。6月隨著降雨量的增大，補(bǔ)給量大于排泄量，呈現(xiàn)出波動(dòng)式上升趨勢(shì)，到7月初灌溉期，地下水水位上升，埋深減少到最小值264 cm，但是灌溉過(guò)后又呈現(xiàn)出波動(dòng)式下降趨勢(shì)，在10月下降至最低，埋深達(dá)到最大值420 cm。11月初隨著秋灌的開(kāi)始，水位又大幅上升，秋灌結(jié)束后，地下水呈現(xiàn)為下降趨勢(shì)?？傮w上來(lái)說(shuō)，受灌溉渠系滲漏影響，7月初地下水位最高，4月末—11月初地下水位最低。

3 討 論

3.1 降雨/灌溉和地下水對(duì)包氣帶土壤水運(yùn)移的影響

從表1—2和圖3可以看出活躍層和次活躍層土壤含水量和土水勢(shì)隨時(shí)間的變化最大，該深度受到降雨或灌溉入滲、蒸發(fā)的影響最大。過(guò)渡層(50—150 cm)土壤含水量和土水勢(shì)隨時(shí)間的變化相對(duì)較小。相對(duì)穩(wěn)定層(150—270 cm)受灌溉和地下水的雙重影響，灌溉時(shí)土水勢(shì)梯度向下，土壤水補(bǔ)給地下水，非灌溉時(shí)土水勢(shì)梯度向上，受地下水毛細(xì)作用，土水勢(shì)響應(yīng)地下水位的動(dòng)態(tài)變化。

以6月25—27日降雨、7月14日灌溉為例對(duì)比分析持續(xù)降雨模式、灌溉模式對(duì)土壤水的運(yùn)移影響。3日降雨量為59.2 mm，灌溉入滲量為57.6 mm。圖4為降雨/灌溉后土水勢(shì)的變化過(guò)程。降雨入滲量為52.9 mm，入滲到70 cm土層的平均初始入滲速率為23.2 cm/h，降雨后土壤開(kāi)始表層蒸發(fā)，28—29日在30 cm形成零通量面，為發(fā)散型通量面，零通量面以上土水勢(shì)梯度為正，土壤水向上運(yùn)動(dòng)，以下土水勢(shì)梯度為負(fù)，土壤水向下運(yùn)動(dòng)，土壤的蒸發(fā)消耗發(fā)生在0—30 cm。6月30—7月1日零通量面下移至50 cm處。利用零通量面法[公式(2)—(3)]計(jì)算得到降雨后的蒸發(fā)量和深層滲漏量見(jiàn)表3。降雨后4 d的蒸發(fā)量為12.0 mm，第一天的蒸發(fā)量最大4.8 mm，而深層滲漏量為17.4 mm，第一天的滲漏量最大，為6.9 mm，隨后呈現(xiàn)波動(dòng)式減小。

表3 降雨/灌溉后土壤蒸發(fā)量和深層滲漏量 mm

7月14日16：00灌溉前土壤干旱，70 cm處出現(xiàn)零通量面，灌溉后水分向下入滲為主，灌溉入滲量為57.6 mm，入滲到70 cm土層的初始入滲速率為25.0 cm/h。7月15—18日在30 cm形成零通量面，7月20—23日在50 cm形成零通量面，均為發(fā)散型通量面(圖4)。利用零通量面法計(jì)算得到灌溉后6 d的蒸發(fā)量為20.7 mm，第1天的蒸發(fā)量最大6.1 mm，而6 d的深層滲漏量為28.3 mm，占灌溉入滲量的49.1%，灌溉后第5天深層滲漏量達(dá)到最大為6.7 mm，隨后減少。

圖4 降雨/灌溉后土水勢(shì)的變化

由以上分析可知，持續(xù)降雨模式和灌溉模式均影響著包氣帶土壤水分的運(yùn)移，因降雨量/灌溉量，降雨/灌溉歷時(shí)的不同，土壤水分的再分布狀況不同[17]。次灌溉量比次降雨量大，活躍層和次活躍層含水量的增幅在灌溉模式比降雨模式大。一般次降雨持續(xù)3.5 h，大水漫灌1 h，初始入滲速率灌溉比降雨偏大。降雨模式的深層滲漏量隨時(shí)間波動(dòng)時(shí)下降，而灌溉模式的深層滲漏量隨時(shí)間先增大后降低，持續(xù)時(shí)間和總滲漏量均大于降雨模式。50 cm土層的零通量面在降雨模式比灌溉模式先形成，因此土壤蒸發(fā)量降雨模式要大于灌溉模式。

包氣帶土壤水除受降雨和灌溉的影響外，還受地下水位波動(dòng)的影響。從地下水埋深動(dòng)態(tài)變化(圖2)來(lái)看，7月2日和7月14日灌溉后8 d的地下水位埋深分別介于264～347 cm和342～366 cm，灌溉入滲量分別為42.5，57.6 mm，但兩次灌溉的深層滲漏量基本相當(dāng)(表3)，是因?yàn)?月2日灌溉后前2 d地下水位的抬升使270 cm土層處于飽和狀態(tài)，隨著水位的降低，260—270 cm土層水分進(jìn)行了釋放，使得深層滲漏量相對(duì)增加，同時(shí)7月2日灌溉后深層滲漏的持續(xù)時(shí)間也比地下水低的時(shí)候增加了2 d。

3.2 土壤水和地下水補(bǔ)給量的定量評(píng)估

利用公式(2)和(3)計(jì)算了2019年4月20日—10月20日試驗(yàn)區(qū)土壤水量平衡，結(jié)果列于表4中。研究時(shí)段內(nèi)土壤儲(chǔ)水量增加了0.3 mm。4—10月土壤入滲量為633.3 mm，其中8月入滲量最大為253.7 mm，土壤蒸發(fā)量為285.6 mm，7月的蒸發(fā)量最大為66.9 mm，占當(dāng)月水面蒸發(fā)量的42.3%。降雨后向地下水補(bǔ)給了26.39 mm，降雨入滲系數(shù)為16.4%。灌溉后向地下水補(bǔ)給了289.1 mm，平均灌溉入滲系數(shù)為46.6%，這與Wang等[18]在山西運(yùn)城農(nóng)田研究的灌溉入滲系數(shù)是一致的，灌溉入滲主要發(fā)生在春季灌溉(5月)和夏季灌溉(7—8月)期間，3個(gè)月的補(bǔ)給量占全年補(bǔ)給量的66.8%，最大單次灌溉入滲量為102.8 mm，土壤水向地下水的補(bǔ)給量為68.6 mm，占入滲量的66.7%，比李昊旭等[19]在寧衛(wèi)平原研究的灌溉對(duì)地下水補(bǔ)給比例(59.0%)偏大，這與灌溉水量、土壤初始含水量和土壤質(zhì)地不同有關(guān)[20]。地下水向土壤水補(bǔ)給了87.0 mm，主要發(fā)生在非灌溉月份(9—10月)，這兩個(gè)月補(bǔ)給量占地下水總補(bǔ)給量的51.7%，主要是因?yàn)?—10月無(wú)灌溉水入滲，蒸發(fā)強(qiáng)烈，土壤含水量比較低，地下水憑借毛管上升作用補(bǔ)給土壤水。

表4 4月20日-10月20日土壤水量平衡計(jì)算結(jié)果 mm

4 結(jié) 論

(1)土壤含水量、土水勢(shì)隨著深度的增加，變幅逐漸降低。地下水埋深7月初最小，4月末和11月初最大，介于418～426 cm。

(2)持續(xù)降雨模式、灌溉模式和地下水位波動(dòng)均影響著包氣帶土壤水分的運(yùn)移，使得土壤水分的再分布狀況不同。次灌溉量比次降雨量大，活躍層和次活躍層含水量的增幅在灌溉模式比降雨模式大。初始入滲速率、持續(xù)時(shí)間和總滲漏量在灌溉模式均大于降雨模式，土壤蒸發(fā)量則相反。地下水位的抬升使得在灌溉入滲量減少的情況下，深層滲漏量相對(duì)增加，同時(shí)深層滲漏的持續(xù)時(shí)間也比地下水位低的時(shí)候增加了2 d。

(3)研究時(shí)段內(nèi)土壤儲(chǔ)水量增加了0.3 mm，土壤入滲量為633.3 mm，蒸發(fā)量為285.6 mm，土壤水向地下水補(bǔ)給了434.4 mm，占入滲量的68.6%，同時(shí)地下水憑借毛管上升作用補(bǔ)給土壤水為87.0 mm，土壤水補(bǔ)給地下水的凈補(bǔ)給量為347.4 mm。