汾河灌區土壤水分動態與地下水之間的定量關系研究

楊普義

（山西省汾河灌溉管理局 山西 祁縣 030900）

1 問題的提出

汾河灌區是山西省最大的灌區，其工程建設和管理水平在全省乃至全國具有較好的代表性和引領性。受其特殊水文地質條件的影響，灌區有大多數面積實施大定額灌水方式，即每年只進行一次春澆，灌溉定額在240m3/畝左右。按傳統概念來講，其灌溉水的利用率特低，僅有0.3左右的有效利用率。但是實際上，在其特殊水文地質條件下（灌溉前地下水埋深2.0m～3.0m），灌溉水量由于深層滲漏補充了地下水，導致地下水的上升（灌溉后上升至0.5m～1.0m），在后續的土壤水分消耗過程中，地下水源不斷轉化為土壤水而被吸收利用，其有效利用率遠遠高于傳統概念的指標值。

本研究課題試圖通過對灌區灌溉過程、土壤水分補充與消耗過程、地下水位變化過程的年度跟蹤監測，揭示灌區特殊水文地質條件下土壤的水分運移特性、土壤水與地下水之間的定量關系以及大定額灌溉的有效利用系數，為特殊水文地質條件下大定額灌溉區灌水有效性的評價提供依據，也為山西省汾河灌溉管理局的持續發展提供管理技術支撐。

2 試驗條件

2.1 試驗區氣象條件

汾河灌區屬大陸性季風氣候，四季分明，春季多風干燥，夏季多雨、炎熱，秋季多晴，冬季少雪、寒冷。最高氣溫39.4℃，最低氣溫-25.5℃，年平均氣溫10.43℃，最大凍土深0.95m，灌區平均無霜期為171天。灌區多年平均降雨量453.1mm，多年平均蒸發量1031.9mm，多年平均蒸發量為多年平均降雨量的2.28倍，由于冬春缺雨雪，春旱十分嚴重。

2.2 試驗區水文地質

灌區位于汾河沖、洪積平原區，地下水類型屬松散巖類孔隙水。試驗區地下水淺層潛水：含水層為Q3+4砂層，總體規律是從上游到下游顆粒變細，厚度變小，富水性變差。含水層厚度一般為10m左右，古河道分布區最大厚度達30m～40m。地下水補給來源為大氣降水入滲、渠系、田間灌溉滲漏補給及側向徑流補給。排泄途徑為潛水蒸發、人工開采、越流下滲及側向排泄。所選試驗點含水層為粉細砂和中細砂，厚3.4m～14.0m，單井涌水量 20m3/h～30m3/h，單位涌水量 2.6m3/h·m～4.0m3/h·m，礦化度 1.2 g/L～2.6g/L，少數區域高達4.0g/L。

2.3 試驗區土壤條件

汾河灌區位于太原盆地中部汾河的兩側，其土壤母質為汾河沖洪積沉積物。本次所選孟封和柳杜試驗點土壤以沙壤土為主，在汾河灌區具有代表性?？傮w來看土壤孔隙率較大、通透性較好、毛管作用強力，四水轉化能力較強，同時保水性較差也是其特點。此外陽離子交換量較小，鹽分、養分及其污染物質的傳輸速度較快。

試驗區各試驗點分層土壤的容重測定值 1.32g/cm3～1.59g/cm3?？傮w講，各層容重都偏大，這主要是因為土壤質地較粗，即沙粒含量較高所致。

2.4 試驗儀器

本次試驗對汾河灌區孟封鎮和柳杜村進行了為期一年的3m深度范圍內土壤水分進行觀測，為了能夠更好地反映出土壤不同深度含水率的變化規律，采用便攜式時域反射儀法來對土壤水分進行跟蹤監測，選擇使用Diviner2000土壤水分廓線儀來測量土壤不同深度的含水率。根據試驗點的地下水位以及土壤剖面狀況，選取1.6m型號的Diviner2000便攜式土壤水分廓線儀。

2.5 試驗方法

（1）土壤基本理化性質測定方法

土壤基本理化性質測定主要包括對土壤的容重、含水率、含鹽量測定。

土壤容重：運用較常見的烘干法進行，烘干后的土壤質量與所取土樣的體積之比便是土壤的容重值。

（2）土壤水分和地下水位的跟蹤監測方法

本次試驗測量土壤含水率采用的是時域反射儀法，所用儀器為1.6m型號的Diviner2000便攜式土壤水分廓線儀；測量地下水位采用土鉆法。對汾河灌區孟封村和柳杜村土壤含水率進行了為期一年的跟蹤實測，測量了項目區8個采樣點的地下水位以及土壤不同層次的含水率。

表1 試驗區采樣點土壤容重測定值（單位：g/cm3）

試驗時間從2012年到2013年，共測量20次，原則上是隔20天測量一次，但在灌水前后和降雨量很大的降雨前后會加大頻率進行測量，以求盡量能取得準確的數據，減小大田試驗的誤差。

3 試驗結果分析

3.1 大定額灌水條件下地下水位年變化特征

本項目對孟封和柳杜兩個試驗區的8個試驗點的地下水位進行了為期一年的跟蹤監測，選取孟封1、2號和柳杜1、2號試驗點為代表，作出各試驗點的地下水位埋深年度變化過程如圖1所示。

由圖1可以看出：各試驗點的地下水位埋深存在基本一致變化規律。各試驗點地下水埋深呈現的規律是：在前一年的冬季和第二年的早春期間，地下水埋深緩慢增大，而且表現出先小后大的加大速度，但幅度較??；晚春和初夏期間，由于大定額灌溉，導致地下水埋深大幅度減小，最小地下水埋深接近地表，而后在蒸發蒸騰、排水溝排水、井灌井排的綜合作用下，地下水埋深較快速度穩定減小；進入降雨較多的7月份后，地下水位埋深有所減小，但幅度不大；至八月下旬后，各試驗點的地下水位埋深基本區域穩定加大階段；在11月份，地下水位埋深恢復到前一年同季節狀態。

3.2 土壤水與地下水之間的定量關系分析

3.2.1 土壤水與地下水相互轉化機理

地下水淺埋條件下，地下水和土壤水聯系緊密，轉化頻繁。在地下水淺埋區，其土壤水分動態運移的一般規律可以總結為：土壤剖面在當地大氣蒸發和間斷降雨的共同作用下，表現出蒸發—入滲的交替變化趨勢，非飽和帶與飽和帶之間發生雙向的水量交換過程，也就是說地下水在接受補給的同時，也產生消耗。

作物生長條件下土壤水分向地下水的轉化過程主要表現在降水和灌溉入滲補給地下水，地下水向土壤水的轉化過程主要表現為潛水蒸發。潛水蒸發過程發生在潛水淺埋地區，由于地表棵間蒸發和作物根系引起地表以下一定深度土壤水分的消耗，引起耕層與地下水土水勢梯度的增大，進而引起地下水向上的運移，即補充土壤水，而且所補充土壤水分絕大部分能被作物所利用，該部分水分成為作物需水量的重要組成部分，所以該水分可以稱為有效的潛水蒸發量，而且地下水始終處于緩慢的補給狀態。

圖1 各試驗點的地下水位埋深年變化過程

圖2 計劃濕潤層儲水量和地下水位變化曲線

地下水位埋深不同，土壤中水勢和水分的分布會有明顯區別。事實證明，地下水向上運移到達根區的路徑長短和地下水埋藏深度有一定的關系，當地下水埋深比較大時，該路徑比較長，此時地下水對土壤水的補給量也會減少，然后隨著地下水埋藏深度的不斷增加，土壤吸力也不斷地增大，同時伴隨著土壤含水量的不斷減少；隨著土壤水吸力的增加和含水量的逐漸減少，地下水開始不斷向上運動并補給了土壤水，同時又引起了地下水位的下降。所以，土壤水的動態變化過程會受到地下水的動態變化影響，相應的地下水的動態變化規律也會受到土壤水動態變化的影響。綜上所述，二者屬于同一個系統內部的自調節和自適應過程，并且會相互作用、相互影響。

試驗區大定額灌溉后，潛水入滲補給起主導作用，土壤水向潛水的轉化量大于潛水向土壤水的轉化量；在作物的生長期，特別是4月以后作物生長進入旺盛期，降水量相對比較少，而作物需水較多，土壤水分含量水平降低土水勢梯度加大，地下水上升補給量增加，地下水埋深加大。

3.2.2 土壤水與地下水的定量關系

土壤水分與地下水的相互轉化機理決定了二者之間必定存在一定的定量關系。汾河灌區屬于地下水淺埋地區，地下水和土壤水之間的關系十分密切，兩者間的形態、能量轉換呈現出一個動態的過程，研究試驗區土壤水與地下水之間的定量關系，有助于對汾河灌區土壤水與地下水之間的關系的認識，并為灌區大定額灌水方式的有效性的計算分析提供一定的依據，為提高灌區的灌溉水有效利用系數提供理論支撐。

對試驗區土壤分層含水率分析得出，1m以上土層的土壤水分變化幅度相對較大，1m以下土層的含水率受外界影響較小，所以研究1m以上的土壤水分與地下水的定量關系具有很大的意義。以孟封1號點為例對二者的關系進行分析，通過分析1m以上土層儲水量與地下水位之間的相關性來確定二者之間的定量關系。土壤儲水量是指一定土層厚度的土壤含水量，用水層深度（cm）表示。計算出土壤0cm～100cm深度每10cm土層共10個土壤層次的逐次土壤水分儲存量，在此基礎上算出每次測量時0cm～100cm土壤的儲水總量。

圖2為二者隨時間的變化曲線，可以看出，計劃濕潤層隨著地下水位的增大而減小隨著地下水位的減小而增大，二者呈現顯著的負相關。

以地下水位為自變量，儲水量為因變量對兩因素進行相關性分析并擬合相關公式，如圖 3、圖 4 和公式 1、2。

圖3 孟封1號點土壤水與地下水位關系圖

圖4 柳杜1號點土壤水與地下水位關系圖

對孟封1號點為期一年的跟蹤測量數據進行分析整理，其0cm～100cm土層內的儲水量與地下水的定量關系為：

分析柳杜1號點中二者之間的關系，其定量關系式為：

由圖3和圖4可知，計劃濕潤層內的土壤水分與地下水位有著密切的關系：地下水位越高，其儲水量越大，隨著地下水位的降低，其儲水量也逐漸減少。

各點顯示的變化規律基本相同，說明這一分布規律在整個灌區具有普適性。由于實驗數據存在一定的誤差，使得擬合方差稍微偏小。

4 結論

本項目基于汾河灌區范圍內，山西省清徐縣孟封鎮和柳杜村的8個典型田塊大定額灌溉后的土壤水分、地下水位、降雨等的跟蹤實測數據，采用實際測定的土壤基本理化性質和農田水量平衡方程，分析了項目區內的大定額灌水過程、水分消耗過程、地下水變化幅度和消耗補給過程，主要結論如下：

（1）汾河灌區地下水位在測量期間的變化規律為：冬季及早春（2012年11月至2013年2月8日）期間，地下水位呈現穩定緩慢下降趨勢，至2月8日達到極小值；大定額灌水后（孟封2月18日、柳杜3月6日），地下水位達到了一年中的埋深最淺值，隨后逐漸作物消耗性為主的下降；進入迅速下降時期；至6月底，進入雨季以后，由于降水量較大，降水對地下水產生補給，使得地下水位波動上升，雨季過后地下水位穩定平緩下降階段。

（2）土壤水分的時空變化特性。從時間上把試驗期分為四個時期：灌溉前、灌溉后—播種前、播種后—雨季前、雨季開始—11月。灌溉前時期土壤各分層含水率均持續緩慢下降；灌溉后—播種前時期，上層土壤含水率緩慢下降而深層土壤含水率基本不變；播種后—雨季前時期，0cm～130cm土層含水率也有較大幅度減小，部分土層由飽和狀態變化為非飽和狀態。從6月下旬到主汛期，20cm～150cm范圍內土壤含水率都較大幅度的減小，地下水位已降到150cm以下，但70cm以下土層含水量還保持在高于30%的高水平；雨季后期到11月份，各分層土壤的含水率呈現出減小的趨勢，其中40 cm～140cm土層內含水率的下降趨勢比較明顯，在這一時期內由于降雨量和地下水補給量不能滿足作物蓄需水和地表蒸發的需求，消耗了深層土壤中的部分水分，土壤中水分的逐漸減小。

在剖面空間上，土壤含水量分為速變層（0cm～10cm），活躍層（10cm～60cm）、次活躍 層 （60cm～100cm）、 相 對 穩 定 層（100cm～150cm）、穩定層（150cm以下），0cm～10cm土層受外界條件影響最大；10cm～60cm與60cm～100cm土層由于根系的分布，其含水率也有明顯變化；100cm～150cm土層受毛管作用影響較大，其含水率相對較為穩定；150cm以下土層受外界影響較小，其變化幅度很小。

（3）在汾河灌區特殊水文地質條件下，根系活動層土壤含水量與地下水之間有著緊密的聯系，根系活動層土壤含水量隨著地下水埋深的變淺而逐漸增大，即根系活動層土壤含水量與地下水埋深成反比，滿足二次多項式函數關系。陜西水利

[1]李玉山.土水分狀況與作物生長［J］.土壤學報，1962，10（3）:289-294.

[2]邵明安，楊文治，李玉山．黃土區土壤水分有效性研究［J］.水利學報，1987（8）:38-44.

[3]雷志棟，尚松浩，楊詩秀，等．地下水淺埋條件下越冬期土壤水熱遷移的數值模擬［J］.冰川凍土，1998，20（1）:51-54.

[4]陳明亮.土壤水分研究動態［A］//李阜棣，李學垣，劉武定，等.生命科學與土壤學中幾個領域的研究進展.北京:農業出版社，1993:111-115.

[5]莊季屏.四十年來的中國土壤水分研究［J］.土壤學報，1989，26（3）:241-248.