北京典型地區灌溉條件下包氣帶水分運移特征研究

劉穎超，邢國章，劉 凱，謝振華

（1.北京市水文地質工程地質大隊，北京 100195；2.北京市地質工程勘察院，北京 100048）

北京典型地區灌溉條件下包氣帶水分運移特征研究

劉穎超1，邢國章2，劉 凱1，謝振華1

（1.北京市水文地質工程地質大隊，北京 100195；2.北京市地質工程勘察院，北京 100048）

以張家灣包氣帶水鹽運移試驗場灌溉試驗資料為依據，運用土壤水分能量觀點，分析了灌溉條件下包氣帶水分運移特征。試驗結果表明，在一定灌溉量下包氣帶水分運移具有明顯的分帶特征以及灌溉水明顯運移到達的深度；在一定灌溉量條件下，灌溉后地下水位上升微小，灌溉補給地下水量較小，并通過非飽和水流達西定律計算了向下入滲補給量。

包氣帶；含水量；土水勢；水分運移；補給量

0 引言

包氣帶是地下水與大氣水、地表水相互聯系的紐帶，在廣大的平原地區，降雨、灌溉水的入滲補給是淺層地下水的主要補給來源，地下水獲得垂向補給必須通過包氣帶來實現。目前隨著地下水運動的研究與發展，地下水運動的基本理論也基本成熟。目前，在確定降雨和灌溉水入滲補給量的計算方面，主要采用降雨入滲補給系數法和灌溉水入滲補給系數法［1～8］。由于沒有考慮降雨、灌溉水進入到非飽和帶土壤后的運移機理及過程，以及補給系數的準確性，致使地下水補給量的計算精度不高。近些年來，非飽和包氣帶水分運移特征研究成為熱點，各地相繼建成了包氣帶水鹽運移試驗場。針對不同地區、不同巖性包氣帶進行了各種原位試驗研究。李曼等對太行山前平原田間土壤水分運移機理研究［9］；李明香等對黃土包氣帶水分運移特征進行了研究［10］；李訓華，商潔對沙漠地區包氣帶水分運移特征進行了研究［11～12］；趙貴章，段鵬鄂爾多斯盆地風沙灘地區包氣帶水分運移特征進行了研究［13～14］。研究非飽和帶土壤水分運移規律，可以準確的確定降雨、灌溉對地下水的補給量，以此提高地下水資源量的計算精度，滿足工農業生產發展的需要。本文依據張家灣包氣帶原位水鹽運移試驗場進行的灌溉試驗，運用土壤水能量理論分析了灌溉條件下包氣帶水分運移的特征。

1 試驗場概況

包氣帶水鹽運移試驗場位于北京通州區張家灣鎮國土資源部平原區地下水—北京野外基地內。該試驗場地處潮白河沖洪積扇的中下部，第四系主要為河流沖洪積作用形成，厚度在150m左右，代表著北京平原區沖洪積扇中下部大部分區域的表層地質環境。包氣帶巖性以砂質粉土、粉砂夾粘質粉土為主。試驗場多年降雨量為556.2mm，多年地下水位埋深3～4m。

試驗場南北長17m，東西寬12m，試驗場內修建地下觀測室一處，在觀測室北、東、南方向分別開挖3個試驗儀器埋設槽，根據地層巖性在不同深度埋設負壓計，試驗場內設有簡易氣象站、水位及含水量觀測系統。試驗場平面布置圖見圖1，試驗場內地層及負壓計埋設情況見圖2。

2 試驗方法

本次灌溉試驗選取南槽作為灌溉區，灌溉面積9.97 m2，灌水量1500L，試驗水源選用涼水河河水。試驗過程中通過WM-1型負壓計系統，監測各土體深度的基質勢；運用the TRIME Data Pilot system監測各深度土體含水量；同時監測試驗場內地下水位和氣象因素。灌溉開始前對地下水位及各深度土體基質勢、含水量進行觀測作為背景值。灌溉開始后基質勢每10分鐘觀測1次，7小時后每30分鐘觀測一次，10小時后每1小時觀測一次，15小時后每3小時觀測一次，灌溉7天后改為日常觀測每天2次。含水量的觀測，灌溉當天每30分鐘觀測一次，灌溉第2天后每3小時觀測1次，灌溉7天后改為日常觀測每天1次。水位和氣象每天觀測一次。

圖1 試驗場平面布置圖

圖2 試驗場地層及負壓計埋設圖

3 結果與分析

灌溉后灌溉水滲入地下，儲存在包氣帶中，并逐漸由上至下改變土壤的勢能狀態，一次灌溉能夠真正補給地下水取決于多方面的因素，主要與灌溉前土壤水勢能剖面有關，還跟灌溉量與灌溉時間等有關。灌溉水向下入滲的驅動力為土水勢，土壤水總是從高土水勢處向低土水勢處運移，測定了土壤中連續兩點的土水勢以后，即可確定土壤水的運移方向，即土壤水在水勢梯度大于零時，水分向下運移；當水勢梯度小于零，水分向上運移，水勢梯度等于零時，該處的水分通量為零，稱該處的水平面為零通量面［15］，以此判斷灌溉水的運移情況。通過對含水量和基質勢的監測和計算，繪制各深度土體含水量、土水勢隨時間、深度變化曲線，分析灌溉過程中土壤水分運移特征。土壤水分運動呈非飽和流狀態，可近似看作一維垂向水流運動，遵循非飽和達西定律，通過非飽和達西定律計算灌溉向下入滲補給量。

圖3 灌溉當天包氣帶含水量隨深度變化曲線

3.1 含水量變化情況

從含水量隨深度變化曲線上可以看出從地表至地表以下120 cm土體含水量逐漸減小（圖3、圖4），受為粉土粉砂互層（130～138cm）、169～180cm粉質粘土層（169～180cm）阻水作用，地表以下120～200cm范圍內土體含水量出現增加，220cm以下土體為毛細水作用影響帶，含水量有一定波動。灌溉后土壤剖面上含水量分布發生明顯變化，其中0～60cm范圍內土體吸收水分后，含水量出現明顯增大，變幅自地表依次減小，剖面上遇到相對阻水巖層后含水量會明顯增加（圖5）。

圖4 灌溉后包氣帶含水量隨深度變化曲線

圖5 包氣帶各深度土體含水量隨時間變化情況

3.2 土水勢變化情況

灌溉試驗于5月6日上午9:00開始，灌溉過程中保持水面穩定在8cm。灌溉前從土水勢隨深度變化圖上可以看出，由于蒸發強烈，水分處于虧缺狀態，土水勢值遠離飽和水勢線(重力勢)，土壤吸水能力增強、給水能力減弱，灌溉入滲補給地下水的條件最為困難。包氣帶土壤水運動為蒸發-入滲型，并在80cm處形成零通量面，80cm以上土體土壤水處于蒸發狀態，向上運移；80cm以下至220cm包氣帶水處于入滲狀態，向下運移。灌溉開始后，在入滲剖面上隨著時間推移灌溉水逐漸入滲深入包氣帶，較干燥的土壤得以充分吸水，各深度土體土水勢逐步增大接近飽和水勢線，當土體吸持一定水分后，土體進入過水狀態，土水勢值則繼續變大。若入滲水量有限，這時的土體含水率和土水勢都達到該次灌溉入滲過程的極值，然后土體進入脫水狀態，土水勢值逐漸減少，慢慢遠離飽和土水勢線。隨著入滲水流下移深度的增大，濕潤鋒的水平軸距變短而垂向距變長，同時濕潤鋒到達各深度的時間間隔逐漸變大，即濕潤鋒的運移逐漸減慢。在灌溉當天土水勢明顯影響深度為140cm，隨著埋深增加，各層土水勢變化幅度逐漸減少，140cm以下各深度土水勢沒有明顯變化（圖6），即灌溉當天土壤水分以入滲型緩慢運移到140cm。從灌溉后各深度隨時間變化曲線中可以看出為0～120cm各層土水勢隨時間推移逐漸緩慢降低；140～180cm各層土水勢隨時間推移先緩慢增大，之后長時間維持穩定，180cm以下土各層水勢維持穩定（圖7），故此次灌溉水分運移明顯影響深度為180cm。

圖6 灌溉當天各包氣帶土體土水勢隨時間變化曲線

圖7 灌溉后各包氣帶土體土水勢隨時間變化曲線

從土水勢隨深度深度圖上看（圖8、圖9），灌溉后由于蒸發強烈土壤水分從5月6日－5月7日的入滲型迅速過渡到5月8日后的蒸發-入滲型，且其形成的零通量面隨著時間推移緩慢運移到90cm。

從灌溉后土水勢變幅可以看出(表1)，灌溉后土壤水分運移明顯分為3個帶：0～70cm土體變幅大于5cm Hg，土水勢、水勢梯度隨時間變化快，灌溉水運移明顯，為水分運移的強交替帶；70～180cm范圍內土體土水勢變幅為0～5cm Hg，土水勢、水勢梯度隨時間變化較大，灌溉水運移也比較明顯，為水分運移弱交替帶；180～220cm范圍內土體土水勢變幅小于1cm Hg，土水勢、水勢梯度隨時間變化很小，基本處于穩定狀態，灌溉水運移不太明顯，為水分運移基本穩定帶；220～330cm為毛管水帶。

圖8 灌溉當天包氣帶土水勢隨深度變化曲線

圖9 灌溉后包氣帶土水勢隨深度變化曲線

3.3 入滲補給量計算

從地下水位隨時間變化圖上看（圖10），灌溉后引起地下水位的微小上升，而后又慢慢下降，表明灌溉補給地下水量微小，而5月18日16.1mm的降雨引起地下水位的明顯抬升，表明大面積的降雨通過地層優先流或其它途徑能夠對地下水的進行快速補給。

根據土水勢變化分析，本次試驗明顯入滲影響深度為180cm，由于169～200cm為粘質粉土層，入滲剖面上土體粒徑由粗變細，對土的下滲具有很強的阻滯作用，入滲能力變小，但180～220cm土體間存在土水勢梯度，土壤水在水勢梯度的作用下還能緩慢下滲，根據非飽和水流達西定律（公式1）計算灌溉當月通過該層的水量。

表1 各深度土體土水勢變化情況表

式中q—土壤水分通量

k(θ)—以土壤含水率 表示的非飽和土壤導水率

k(ψm)—以土壤基質勢 表示的非飽和土壤導水率

根據非飽和達西定律計算5月1日－31日土壤水由180cm到220cm通過粘質粉土層向下入滲量約為1.6mm。該粘質粉土層位于土壤剖面下部，以下都為粉砂土，處于毛細水上升帶附近，通過該層的水量可近似的估計為該時間段內灌溉水入滲補給量。

圖10 地下水位隨時間變化曲線

4 結論

試驗場地灌溉條件下水分運移特征具有如下顯著的特點：

（1）灌溉后包氣帶水分運移經歷了蒸發–入滲型、入滲型、蒸發–入滲型3種運動狀態的轉變。

（2）根據灌溉后土水勢變幅，試驗場內土體水分運移明顯分為3個帶，即強交替帶、弱交替帶、基本穩定帶。

（3）通過土水勢隨時間的變化，確定本次灌溉試驗水分明顯運移至180cm。灌溉后引起試驗場內地下水位微小上升，補給地下水量小，而5月18日降雨后，引起了試驗場內地下水位的快速上升，表明試驗場內灌溉或降雨都能補給地下水。

（4）當包氣帶中存在粘質粉土層或粉質粘土層時時對水分向下入滲具有很強的阻滯作用，但土體間仍存在土水勢梯度，通過非飽和達西定律計算得出灌溉當月入滲補給地下量約為1.6mm。

［1］韓占成,溫 浩.滄州市年降雨人滲補給系數分析［J］.河北水利科技,1997,18(3):11～13.

［2］張榮旺.阿拉善盟賀蘭山西麓水資源調查研究區降水入滲補給系數α的確定［J］.內蒙古水利,2009,(2):50～51.

［3］劉延璽,朝倫巴根,馬 龍等.規定時段降雨入滲補給系數的確定［J］.內蒙古農業大學學報,2002,23(2):44～48.

［4］牛振紅.降水入滲補給系數的實驗研究與分析計算［J］.地下水,2003,25(3):152～154.

［5］王言思.內蒙孿井灌區地下水補給的研究［D］.青島.中國海洋大學,2009.

［6］周金龍,王 斌.新疆平原區灌溉水入滲補給地下水試驗分析［J］.地下水,2002,24(4):202～203.

［7］謝永玉.淮北平原降雨入滲補給系數隨地下水埋深變化特征［J］.地下水,2012(1):9～11.

［8］李 娟,葉 立,張維江.寧夏中部干旱風沙區降雨入滲補給系數的估算［J］.水土保持研究,2009(1):22～26.

［9］李 曼,何雨江,藺文靜等.太行山前平原田間土壤水分運移機理研究［J］.干旱區資源與環境,2014,28(3):101～106.［10］李明香,馬炳輝,劉錦峰等.黃土包氣帶水分運移的現場研究［J］.輻射防護,2000,20(1-2):91～99.

［11］李訓華.沙漠包氣帶水分運移機理研究［J］.煤田地質與勘探,2004,32(5):38～39.

［12］商 潔.巴丹吉林沙漠腹地包氣帶水分運移研究［D］.北京.中國地質大學（北京）,2014.

［13］趙貴章.鄂爾多斯盆地風沙灘地區包氣帶水—地下水轉化機理研究［D］.西安.長安大學，2011.

［14］段 鵬,王文科,藏 鵬.鄂爾多斯盆地風沙灘地區包氣帶水分運移特征研究［J］.地下水,2013,35(1):4～6.

［15］荊恩春,費瑾,張孝和等.土壤水分通量法試驗研究［M］.北京:地震出版社.1994.

Research on the Characteristics of Water M ovement under Irrigation Condition in Vadose Zone in the Typical Area of Beijing

LIU Yingchao1, XING Guozhang2,LIU Kai1,XIE Zhenhua1

（Beijing Institu te of Hydrogeo logy and Engineering Geo logy, Beijing 100195；
Beijing Institu te of Geo logical Engineering, Beijing 100048）

Base on the irrigation experiment of moisture and salt content m igration of the vadose zones in-situ in the Zhangjiawan area, the paper analyzes the m igration characteristics of moisture movement of unsaturated zones from the view of moisture energy. It shows that moisture m igration of vadose zones can be roughly divided into three zones and the process of groundwater recharge under irrigation, the deep of the moisture m igration. The ground water level rises very low under the condition of irrigation and the irrigation recharge quantity was very little, which was calculated by unsaturated fl ow Darcy's law.

Vadose zone；Water content；Soil water potential；Moisture movement；Recharge quantity

P641.131

A

1007-1903（2015）01-0020-05

劉穎超（1980–），男，工程師，主要從事水文地質、工程地質、地熱地質方面研究。E-mail:lyc95588@163.com