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)境地質調查院，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化過程和驅動機制，是精確評價水資源量，實現(xiàn)水資源科學管理和調控的重要基礎，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，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構對包氣帶水分運移和地下水補給規(guī)律的影響，結果認為包氣帶巖性對灌溉水分的運移起到控制作用，多層巖性結構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)律及其與潛水的轉化關系。

國內外關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］，對于非灌期層狀結構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查為依據(jù)，對寧北灌區(qū)包氣帶的巖性、厚度和結構特征進行系統(tǒng)總結，并通過3種典型的試驗土柱，探討了非灌期層狀結構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 包氣帶巖性調查點布置圖Fig.1 Layout diagram of lithology survey points for the vadose zone

1.2 野外調查

為了更加真實地總結研究區(qū)包氣帶巖性的空間分布規(guī)律，剖面結構特征，在研究區(qū)不同地貌上部署了111 個包氣帶調查點（圖1），每個調查點以洛陽鏟鉆孔的方式對包氣帶剖面巖性、厚度和結構進行描述。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)境野外科學觀測研究站位于銀川市賀蘭縣，站內建有不同巖性結構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)包氣帶巖性結構特征，選擇3 種具有區(qū)域代表性的層狀結構試驗土柱，探討非灌期層狀結構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水位埋深。各試驗土柱內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、電導率），各傳感器數(shù)據(jù)采集頻率為10 min一次，土柱結構和傳感器安裝位置見圖2。

圖2 試驗土柱結構及傳感器安裝位置（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 的巖性結構依次為:土柱F2 為上細下粗的3 層結構，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構，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，然后將土柱內水位埋深設置為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月末試驗結束。

2 結果與分析

2.1 野外包氣帶巖性和結構特征

據(jù)本次111 個包氣帶鉆孔調查結果，研究區(qū)包氣帶巖性主要有粉土、粉質黏土、黏土、粉砂、細砂、砂卵礫石等。其中以粉土和粉質黏土分布最為廣泛，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。垂向結構上，大部分包氣帶厚度較小的地區(qū)，巖性均為單一結構，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構分布（圖3）。其中比較典型的有①上覆粉土，下部粉砂結構；②上覆粉質黏土，下部粉砂結構；③上覆粉土，下部細砂結構；④上覆粉質黏土，下部粉土；⑤上覆粉砂，下部粉質黏土結構；⑥上覆粉土，下部粉質黏土結構。其他較復雜的多層結構，不再贅述。

據(jù)2021年7月以來對30個調查點的包氣帶厚度監(jiān)測情況，區(qū)內包氣帶厚度最小為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，灌期結束后，地下水位下降，包氣帶厚度增大。地下水位波動甚至會使包氣帶巖性結構發(fā)生復雜變化（圖4）?？梢?，研究區(qū)內包氣帶厚度變化和結構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 包氣帶剖面結構隨地下水位波動發(fā)生變化Fig.4 Variation of the sectional structure of the vadose zone with the underground water level fluctuations

2.2 層狀結構包氣帶含水率時空分布規(guī)律

2.2.1 不同巖性結構包氣帶土壤含水率隨時間變化規(guī)律

觀測期內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總體平穩(wěn)，略呈減小趨勢。而地表以下40 cm 內的土壤含水率，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。可見，非灌期不同巖性結構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 不同巖性結構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 不同巖性結構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，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-細砂結構，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-粗結構的層狀包氣帶，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 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果。

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

（2）灌區(qū)包氣帶厚度變化和結構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）層狀結構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。