張滿想，陳軍鋒，臧紅飛，劉 萍，鄭秀清

（1.太原理工大學 水利科學與工程學院，太原 030024；2.華北水利水電大學 水資源學院，鄭州 450046；3.太原理工大學大數據學院，太原 030024）

0 引言

我國黃河中游大部分黃土臺塬地區(qū)，更新世黃土極為發(fā)育，全新世也有黃土堆積，不同時代黃土相互疊覆[1,2]，是極具特色的黃土覆蓋區(qū)，然而該地區(qū)因黃土獨特的性質和特殊的氣候條件水土流失十分嚴重，滑坡等地質災害頻發(fā)[3,4]。深入研究黃土臺塬地區(qū)不同時代黃土水分運動，掌握其規(guī)律，可以為當地水土流失的治理[5]、滑坡等地質災害的防治[6-8]、包氣帶污染物質遷移的預測[9,10]以及地下水資源量的準確評價提供科學依據[11]。因此，研究黃土臺塬地區(qū)土壤水分的入滲和遷移規(guī)律具有重要的現實意義。

土壤水分的入滲和遷移作為自然水文循環(huán)中一個不可或缺的環(huán)節(jié)，具有重要性和基礎性[12]，對于補給土壤水分、調配降水具有重要意義[13]，許多學者基于不同土壤類型[14-18]、不同土壤理化性質[19,20]、不同降雨條件[21,22]以及不同覆蓋條件[23,24]進行了深入的研究。土壤水分的入滲和遷移是一個連續(xù)的過程，其驅動力為土水勢梯度[25]，非飽和土壤水分運動的動力主要包括重力勢、基質勢和溫度勢，而積水條件下的水分運動則不可忽略壓力勢。許多研究表明，在土壤物理參數中，土壤容重、質地、結構、前期含水率等對土壤水分運動具有顯著影響[17-20]，在土壤化學參數中，有機質含量對土壤入滲能力具有較強影響，有機質含量高的土壤，團粒結構多且穩(wěn)定性好，土壤中的水分運動通道（非毛管孔隙）多，入滲能力強[19]。此外，入滲水中離子的種類和濃度也會對土壤水分運動產生較強影響，如入滲水中的非吸附性離子可促進土壤團粒結構的形成，提高入滲能力[14]。黃土是一種普遍具有節(jié)理、結構疏松、水敏性極強的特殊土，黃土中節(jié)理的存在，一方面割裂土體，降低其穩(wěn)定性，另一方面，節(jié)理可作為優(yōu)勢入滲通道，極大地促進水分的入滲和遷移[26,27]，因此研究黃土中水分的運動規(guī)律時，其節(jié)理的發(fā)育特征不容忽視。總之，國內外學者關于不同土壤類型、土壤不同理化性質、不同類型入滲水以及不同供水強度條件下的土壤入滲和遷移規(guī)律進行了深入研究，但對于黃土臺塬地區(qū)不同時代黃土水分入滲特性和遷移規(guī)律的研究較少，張敬曉等通過野外土柱試驗從干化土壤修復的角度研究了黃土丘陵區(qū)獨立降雨和間歇降雨條件下土壤水分的入滲和遷移規(guī)律[21]，李萍等采用現場試驗的方法研究了馬蘭黃土中水分的遷移規(guī)律[8]，但其都未涉及黃土臺塬區(qū)不同時代黃土（Q4、Q3和Q2）的入滲特性的研究。

本文通過實地分層垂向一維積水入滲試驗、自然降雨和地表入滲池入滲條件下土壤水分遷移試驗，采用3種入滲模型對不同時代黃土入滲過程進行擬合，對土壤水分入滲和遷移特征進行分析，揭示黃土臺塬區(qū)不同時代黃土水分入滲特性和遷移規(guī)律，研究成果對于當地土壤水資源利用和地質災害防治具有一定指導意義。

1 材料與方法

1.1 試驗地概況

試驗在山西省太原市汾河東岸的黃土臺塬地進行，地理坐標E112°36'42.2″，N37°50'11.8″，平均海拔高度895.7 m。試驗區(qū)屬暖溫帶半干旱大陸性季風氣候，多年（1979～2007）平均降水量414.5 mm，多集中在7-9月，占全年降水量的70%；多年平均氣溫9.5 ℃；多年平均蒸發(fā)量為1 644.91 mm，無霜期170 d，歷史最大凍土深度1.06 m。試驗期間日平均氣溫和降水情況見圖1。

圖1 試驗期日平均氣溫和降水量Fig.1 Daily average temperature and rainfall during the test period

研究區(qū)地表之下12.0 m 范圍內土壤質地大多為砂壤土，少部分為壤土，從上到下依次為Q4、Q3和Q2黃土，研究區(qū)不同時代黃土顆粒組成見表1。

表1 不同時代黃土顆粒組成Tab.1 Composition of loess particles in different epochs

1.2 試驗設計

1.2.1 一維垂向入滲試驗

為了研究黃土臺塬地區(qū)0～12.0 m 深度不同時代黃土的入滲特性，7月12-15日在試驗地16 個不同深度（0、20、40、60、80、100、150、200、300、400、500、600、700、830、1 000、1 200 cm）使用雙環(huán)試驗裝置進行一維垂向入滲試驗，維持積水層厚度2 cm，入滲時間90 min。

1.2.2 自然降雨條件下土壤水分遷移試驗

為了研究黃土臺塬區(qū)自然降雨條件下土壤水分在垂直方向上的運移狀況，進行了自然降雨條件下土壤水分遷移試驗。試驗期間（7月12日-10月3日）共取土6次，日期分別為7月16日（第4天）、7月25日（第13天）、8月6日（第25天）、8月21日（第40 天）、9月9日（第59 天）和10月3日（第83天），取樣深度為0、10、20、40、60、80、100、150～1 200 cm（間隔50 cm 取樣），采用烘干法測量土壤含水率。每次取土前均有降雨，總降雨量為281.4 mm，總土壤蒸發(fā)量為254.8 mm，自然降雨期間降雨和土壤蒸發(fā)情況見表2。

表2 自然降雨試驗期間降雨和土壤蒸發(fā)Tab.2 Precipitation and soil evaporation during natural rainfall test

1.2.3 地表入滲池入滲下土壤水分遷移試驗

為了研究黃土臺塬地區(qū)極端暴雨后土壤水分在垂直方向上的運移狀況，在自然降雨觀測的同時，進行了地表入滲池入滲條件下土壤水分遷移試驗。在研究區(qū)構筑直徑為5 m的圓形入滲池，7月12日向入滲池內一次性灌水15.708 m3（相當于降雨800 mm），約26 h 水分全部入滲，此后入滲池敞口，7月12日～10月3日期間自然降雨281.4 mm，土壤蒸發(fā)284.4 mm。有效降雨總量遠大于多年（1979-2007年）平均年降水量414.5 mm和最大年降水量621.0 mm（1996年）。

從入滲池底中心水平向外由近及遠共設置了5 個監(jiān)測點，距離入滲池底中心的距離分別為：0、2.5、3.0、4.5、8.0 m，每個監(jiān)測點位的監(jiān)測項目為不同深度土壤含水率和土壤濕潤鋒深度，所有監(jiān)測點位土壤含水率的取樣深度為0、10、20、30、40、60、80、100、150～1 200 cm（間隔50 cm取樣），土壤含水率取樣時間為：灌水后第4、13、25、40、59 和83 天，濕潤鋒深度監(jiān)測時間為：灌水后第4、13、25、34、40、48、59、69、74和83天。

2 結果與分析

2.1 土壤入滲特性分析

0～12.0 m不同深度處土壤90 min累積入滲量與穩(wěn)定入滲率如圖2所示。由圖2 可知，Q4、Q3和Q2黃土的90 min 累積入滲量平均值分別為113.32 mm、126.65 mm 和79.53 mm，平均穩(wěn)定入滲率分別為0.95 mm/min、0.97 mm/min 和0.53 mm/min，Q4、Q3黃土入滲能力較為接近，Q2黃土入滲能力最弱。黃土中的垂直節(jié)理在宏觀上表現為一系列張開或者微張開的垂直裂隙或結構面，是土體優(yōu)勢入滲的快速通道，Q3馬蘭黃土比較發(fā)育，而Q2離石黃土發(fā)育較弱[25]。所以，Q3黃土的入滲能力最強，Q2黃土的入滲能力最弱。

圖2 不同時代黃土累積入滲量和穩(wěn)定入滲率變化曲線Fig.2 Variation curves of cumulative infiltration and stable infiltration rate of loess in different epochs

選取Kostiakov[28]、Horton[29]和Philip[30]3 種經典入滲模型對不同時代黃土入滲過程進行擬合，入滲過程擬合參數見表3。可見，3種不同模型對研究區(qū)不同時代黃土水分入滲過程的擬合精度有所差異。在Kostiakov模型中，Q4黃土的b值明顯大于Q3黃土和Q2黃土，這表明Q4黃土的入滲率隨時間降低的速度較快。在Horton 模型中，所有初始入滲率在3.07～184.16 mm/min，擬合效果較為理想。在Philip模型中，A值可表征入滲能力，其隨深度的變化特征與90 min 入滲量與穩(wěn)定入滲率隨深度的變化基本一致。

表3 不同時代黃土3種入滲模型擬合結果Tab.3 Fitting results of 3 infiltration models of loess in different epochs

Kostiakov 模型的R2為0.63～0.95；Horton 模型的R2為0.53～0.99；Philip 模型的R2為0.44～0.86，Kostiakov 模型和Horton 模型的R2均大于0.50，擬合效果較好，同一深度，Philip 模型的擬合效果最差。Q4黃土的入滲過程較好地符合Kostiakov 模型，Q3、Q2黃土的入滲過程較好地符合Horton模型。

2.2 自然降雨條件下土壤水分遷移特征

研究區(qū)地勢平坦，只有雨強較大時產生地表徑流，一般降雨入滲于土壤中或繼續(xù)遷移或蒸發(fā)排泄。自然降雨條件下，蒸發(fā)是地表水及土壤水分的主要排泄途徑，研究區(qū)雨季土壤蒸發(fā)量占降雨量的90.55%。

土壤剖面水分的時空變化特征可通過含水率等值線在平面上的疏密程度和隨時間變化的平緩曲折程度來反映[31]。圖3為0～200 cm 自然降雨條件下土壤含水率等值線圖，由圖3 可知，自然降雨條件下100 cm 處的土壤含水率的波動幅度為1.31%，地表處土壤含水率波動幅度為10.12%，10～80 cm 土壤含水率波動幅度為3.79%～8.61%。土壤含水率等值線在0～100 cm 深度較為稠密，在100～200 cm 深度較為稀疏，并且越靠近地表等值線越稠密。等值線的稠密程度反映土壤含水率梯度的大小，在空間上變化的劇烈程度，越靠近地表，降雨和蒸發(fā)對土壤含水率影響越大，土壤含水率梯度越大，變化程度越劇烈，尤其是0～20 cm Q4黃土層。等值線的平緩曲折程度，反映了土壤水分隨時間變化的劇烈程度，0～100 cm 土壤含水率等值線逐漸由曲折向平緩轉變，受降雨和蒸發(fā)的影響，越靠近地表等值線越曲折。濕潤鋒是水分下滲過程中土壤濕潤帶與初始土壤的交界面，在濕潤鋒處土壤含水率梯度較大，自然降雨條件下土壤濕潤鋒在60～100 cm 深度范圍內變化，自然降雨和蒸發(fā)對土壤水分的影響深度小于100 cm。

圖3 自然降雨條件下土壤含水率等值線圖（單位：%）Fig.3 Contour of soil moisture content under natural precipitation

選用數理統(tǒng)計中的極值比Ka與變差系數Cv描述土壤剖面水分時空變異特征[23]。圖4為土壤含水率極值比和變差系數隨深度變化曲線，由圖4 可見，自然降雨條件下極值比Ka和變差系數Cv隨著深度的增加，總體上呈現出減小的趨勢，這表明隨著深度的增加，土壤含水率的波動幅度和變異程度減小。0～80 cm土壤含水率Cv≥0.1且Ka≥1.4，為水分活躍層，土壤含水率變化劇烈；100 cm 以下深度的土壤含水率Cv< 0.1 且Ka< 1.4，為水分穩(wěn)定層，土壤含水率變化幅度較小。

圖4 土壤含水率極值比和變差系數隨深度變化曲線Fig.4 Curve of extreme value ratio and variation coefficient of soil moisture content with depth

2.3 地表入滲池入滲條件下土壤水分遷移特征

地表入滲池入滲條件下，Q2黃土的含水率變化較小，7月16日到10月3日的入滲池中心0～600 cm 深度Q4和Q3土壤含水率等值線見圖5，由圖可知，0～20 cm、80～120 cm 和300～450 cm土壤含水率等值線稠密。

圖5 灌水后第4～83天入滲池中心土壤含水率等值線圖（單位：%）Fig.5 Contour of soil moisture content in the center of infiltration pool from the 4th day to 83rd day after irrigation

夏季蒸發(fā)強烈降雨頻繁，地表附近0～20 cm 土壤含水率受降雨和蒸發(fā)的影響較大，梯度較大。7月16日（入滲后第4天），濕潤鋒運移到265 cm，濕潤鋒上層土壤含水率高達15.00%～22.01%，隨著時間的推移，0～100 cm深度土壤由于受蒸發(fā)影響含水率逐漸減小，100 cm 深度以下土壤水分受地表蒸發(fā)影響甚微，故在80～120 cm 深度形成土壤水分變化劇烈區(qū)，等值線較為稠密。在300～450 cm 深度范圍有一條從左上斜向右下的等值線稠密帶，這表明灌水后第4 天到第83 天土壤濕潤鋒從265 cm運移到420 cm。

圖6為入滲池中心濕潤鋒深度隨時間變化的擬合曲線，由圖6可知，入滲池中心濕潤鋒深度與時間的擬合關系為冪函數關系y= 211.703x0.153，R2為0.951，入滲后第1～13 天，垂向濕潤鋒推進速率較大，平均25 cm/d，而第69～83 天垂向濕潤鋒推進平均速率僅為1.43 cm/d。

圖6 入滲池中心濕潤鋒隨時間變化擬合曲線Fig.6 Fitting curve between wetting front with time in the center of infiltration pool

圖7 為灌水后第59 天到第83 天入滲池附近濕潤鋒動態(tài)變化曲線，由于土壤水分在水平方向運移能力較弱，直到入滲后第59 天（9月9 號）才觀測到明顯的水平方向濕潤鋒遷移。在同一時間，入滲池中心濕潤鋒深度最大，從入滲池中心水平向外土壤濕潤鋒深度逐漸減小，在入滲池邊界（距離入滲池中心2.5 m）附近，土壤濕潤鋒深度劇烈減小，灌水后第83天入滲池邊界處濕潤鋒深度為390 cm，而距離入滲池邊界50 cm處（距離入滲池中心3.0 m）濕潤鋒深度僅為95 cm。

圖7 灌水后第59～83天入滲池附近土壤濕潤鋒動態(tài)變化曲線Fig.7 Dynamic change curve of soil wetting front near infiltration pool from the 59th day to 83rd day after irrigation

3 結論

（1）研究區(qū)Q4（0～40 cm）、Q3（40～650 cm）和Q2黃土（650～1 200 cm）90 min 累積入滲量平均值分別為113.32 mm、126.65 mm 和79.53 mm，平均穩(wěn)定入滲率分別為0.95 mm/min、0.97 mm/min 和0.53 mm/min，Q2黃土的入滲能力較Q4和Q3分別低44.2%和45.4%；Q4黃土的入滲過程較好的符合Kostiakov模型，Q3、Q2黃土的入滲過程較好的符合Horton模型。

（2）自然降雨條件下，100 cm 處的土壤含水率的波動幅度為1.31%，自然降雨和蒸發(fā)對土壤水分的影響深度小于100 cm；0～80 cm 土層為水分活躍層，100～1 200 cm 土層為水分穩(wěn)定層。

（3）地表入滲池入滲條件下，Q2黃土的含水率變化較小；入滲后第4 天到第83 天，入滲池中心土壤濕潤鋒從265 cm 運移到420 cm，池中心的垂向濕潤鋒深度與時間符合冪函數關系。入滲后第83 天，入滲池邊界處濕潤鋒深度為390 cm，距離入滲池邊界50 cm處濕潤鋒深度僅為95 cm。