層狀非均質包氣帶滲透性特征及其對降水入滲的影響

崔浩浩，張光輝，張亞哲，3，張 冰，馮 欣，郎旭娟

(1. 中國地質科學院水文地質環境地質研究所，河北 石家莊 050061；2. 中國地質大學(北京)，北京 100083；3. 自然資源部地下水科學與工程科普基地，河北 正定 050800；4. 河北地質大學水資源與環境學院，河北 石家莊 050031)

淺層地下水主要源自大氣降水入滲補給，包氣帶是聯系大氣降水和地下水的關鍵帶[1-2]。不同包氣帶結構具有不同的滲透性特征；具有不同滲透性的包氣帶對降水入滲補給地下水的影響機制各不相同。除了氣象、水文和地形地貌等條件對降水入滲具有重要影響之外[3]，包氣帶的地層結構、巖性組成和埋藏深度對降水進入包氣帶之后的入滲過程和下滲機制都具有重要影響[4-9]。第四系組成的包氣帶其地層交錯分布，垂向剖面上滲透性強弱隨之呈現結構性變化[10-12]，包括由粗顆粒砂性地層轉變為黏性或黏質細顆粒地層，或由黏性或黏質細顆粒地層轉變為粗顆粒砂性地層，使得降水在包氣帶入滲過程中呈現有序復雜的過程。換言之，層狀非均質土壤水分運動明顯不同于均質土壤，不同巖性層狀地層之間界面存在毛管阻礙或透吸作用(即滲透性折射效應)，加劇了降水入滲水流過程的復雜性[13-16]。王文焰等[17]室內土柱模擬實驗證明，層狀土入滲速率在穿越分層界面時會發生明顯轉折，在經過分層界面前呈非線性變化，而經過分層界面后呈線性變化。Colman等[18]認為無論細質土壤覆蓋粗質土還是粗質土覆蓋細質土，土壤都可視為是均質的，并且水分入滲過程由細質土來控制。虞佩媛等[19]在研究包氣帶巖性結構對降雨入滲能力影響時指出，均質結構和層狀“上粗下細”結構降雨入滲過程均呈線性變化過程。許尊秋等[20]通過二維土槽染色示蹤試驗表明，具有相同厚度、相同土質的土壤，土層排序不同導致累積入滲量和入滲率不同。余世鵬等[21]在開展水鹽運移的大型土柱實驗時指出：不同土體構型條件下土壤剖面水分含量的垂直分布規律差異顯著。陳靜等[22]也指出層狀非均質土柱中彌散系數尺度效應大于均質土柱。李毅等[23]、李久生等[24]開展了室內土柱試驗，結果表明，夾層層位和土壤質地對于層狀土壤的入滲特征有明顯影響，不同巖性地層界面增加了水分的橫向擴散而限制了水分的垂向運動，致使界面下部形成水分積聚區。

前人對層狀土的研究多限于室內土柱試驗進行理論研究，并且多是針對入滲率進行的，有關野外原位開展層狀非均質結構對包氣帶滲透性特征及其對降水入滲影響機制的研究較少。本文依托自然資源部地下水科學與工程野外試驗基地(河北省正定縣)，利用非均質包氣帶的原位長期監測資料，重點開展了層狀非均質包氣帶中降水入滲水分垂向分布、濕潤鋒下移過程與入滲速率特征和層狀非均質地層結構影響機制研究，對于以大氣降水入滲補給為主地區地下水合理利用與保護具有重要意義[25-27]。

1 研究區概況

研究區位于石家莊市正定縣自然資源部地下水科學與工程野外試驗基地內，試驗場面積2.67 hm2，包氣帶為層狀結構，地層巖性以粉質黏土和砂土為主，潛水埋深為38 m。在試驗區建有原位的6 m×4 m×5 m的大氣降水入滲試驗樣方平臺，樣方四壁由30 cm厚混凝土和隔水材料層構成，使其在水平方向與外界不發生水量交換；豎直方向上部與地表齊平，接受大氣降水入滲補給，底部自由入滲。

研究期間(2012年1月—2012年12月)(氣象數據來自中國氣象數據網)監測其區降水量649.4 mm，主要集中在每年的6—9月份，占全年降水量的80%以上，潛在蒸發量年均值為941.7 mm，主要集中在3—8月份(圖1)。

圖1 2012年監測區降水量和蒸發量分布特征Fig.1 Distribution of annual precipitation and evaporation in 2012

2 研究方法

試驗通過大氣降水入滲試驗樣方平臺，參照試驗場地層結構人工回填構建了亞砂土、粉砂和亞粘土互層的包氣帶模型，監測自然條件下包氣帶垂向上土壤含水率和水勢動態變化，跟蹤研究降水在包氣帶中入滲特征、過程與變化規律。回填土巖性為亞砂土、亞粘土和粉砂，參照工程地質學命名方法，在野外通過經驗法定名，并取樣測試三種巖性的干容重(表1)。按照設計的包氣帶層狀結構以及相應巖性的干容重分層進行回填，層與層之間用釘耙打出毛邊便于緊密接觸，每40cm在回填土與樣方邊壁接觸帶布設一圈粘性土，減弱水分沿邊壁直接向下快捷式入滲的效應。樣方回填結束后通過自然沉降法進行為期一個月的穩定。

表1 包氣帶巖性、容重及埋藏深度

包氣帶剖面上不同深度分別布設土壤含水率和土壤水勢監測點(見圖2)。其中土壤含水率采用TDR土壤水分測定儀進行監測，剖面上共安裝TDR探頭19個，監測點的最大埋深460 cm，自地表至220 cm深度處，TDR安裝間隔為20 cm，220～460 cm深度TDR安裝間隔為30 cm，利用CR1000數據采集器對土壤含水率進行自動監測，采樣間隔為每小時1次，全年可以監測；土壤水勢采用WM-1型水銀式負壓計監測，剖面上共安裝49支負壓計，監測點的最大埋深為470 cm，自地表至20 cm處，負壓計安裝間隔為5 cm，20～470 cm深度負壓計安裝間隔為10 cm。人工采集數據，每天8∶00和17∶30各觀測1次，并定期對水銀式負壓計進行補水、排氣等工作以保證數據的精度，由于冰凍期水銀式負壓計無法正常工作，所以土壤水勢數據監測時間為每年3—11月。

圖2 包氣帶巖性結構及儀器安裝位置Fig.2 Lithologic structure of vadose zone and installation position of monitors

3 結果分析

3.1 降水入滲在層狀非均質包氣帶中垂向分布特征

采用每個月中旬土壤含水率的日均值繪制包氣帶水分垂向時空分布圖如圖3。從圖3可以看出，220 cm以上的地層土壤含水率變化幅度明顯，220 cm以下地層土壤含水率變化幅度較小，尤其是400 cm以下變化微弱；整個剖面上2月份土壤含水率最低，8月份土壤含水率最高。3月份之前降雨稀少，在蒸發作用下土壤中存儲的水分逐漸減少，在2月份達到最低值；隨著雨季的到來，土壤中存儲的水分逐漸增加，在8月份達到最高值。

圖3 不同月份層狀非均質包氣帶水分變化特征Fig.3 Dynamics changes of monthly soil water in layered-heterogeneous vadose zone

對全年不同深度的土壤含水率日均值進行統計，得出各個深度的年均值、極值以及標準偏差(表2)，并且采用年均值及其標準偏差繪制圖4。研究結果表明：(1)亞砂土、亞粘土等細顆粒組成的地層含水率較高，除了地表和不同巖性地層界面處之外，其含水率均值介于20%～35%；而粉砂等較粗顆粒組成的地層含水率均值較低，介于10%～20%。(2)在同一巖性地層中，垂向上土壤含水率變化連續，沒有突變發生。(3)在不同巖性地層之間分界，無論是“上粗下細”結構還是“上細下粗”結構都呈現土壤含水率陡變特征。

圖4 層狀非均質包氣帶水分垂向分布特征Fig.4 Vertical distribution of soil water in layered-heterogeneous vadose zone

表2 不同深度土壤含水率日均值統計表

降水入滲后，土壤含水率呈現如圖5所示的特征：進入雨季，包氣帶不同深度的土壤含水率對每一次降水事件都呈現不同的響應變化，監測點的埋深越淺，響應變化越敏感，其中220 cm深度以上的土壤含水率對降水入滲補給響應變化特征基本一致，都呈現脈沖式增減變化過程，降水后土壤含水率迅速增大，然后又快速減小。按照包氣帶不同深度土壤含水率對降雨事件的敏感強弱程度將其分為強、較強、弱、微弱四種類型，分別對應埋藏深度為20～100、120～200、220～400 cm和430～460 cm(圖6～圖9)。

圖5 層狀非均質包氣帶不同深度土壤含水率動態變化特征Fig.5 Dynamic variation of soil water content with different depth in layered-heterogeneous vadose zone

圖6 層狀非均質包氣帶中20～100 cm深度的土壤含水率動態變化特征Fig.6 Dynamic variation of soil water content in 20～100 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

圖9 層狀非均質包氣帶中430～460 cm深度的土壤含水率動態變化特征Fig.9 Dynamic variation of soil water content in 430～460 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

20～100 cm地層中土壤含水率對降雨響應敏感程度強，含水率的變化幅度大，尤其60 cm以上土壤含水率變化幅度高達25.87%～29.76%；80～100 cm土壤含水率變化幅度介于22.59%～23.46%(圖6)。

120～200 cm土壤含水率對降水入滲的響應敏感程度較強，土壤含水率響應變化幅度較大，為13.74%～20.74%，并且存在明顯滯后期，標志特征呈平緩的多峰或單峰變化過程(圖7)。

圖7 層狀非均質包氣帶中120～200cm深度的土壤含水率動態變化特征Fig.7 Dynamic variation of soil water content in 120～200 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

220～400 cm土壤含水率對降水入滲的響應敏感程度弱，直至7月初才出現對當年降水入滲的響應變化特征，與當年次降水之間相關性明顯減弱，土壤含水率響應變化幅度小，為2.3%～12.15%(圖8)；430～460 cm土壤含水率對降水入滲的響應敏感程度微弱，對次降水入滲基本沒有響應，而是呈現對多場次降水入滲累積過程的響應，表現為每年7月底開始呈現單峰波動響應變化特征，土壤含水率變化幅度為2.5%～3.41%(圖9)。

圖8 層狀非均質包氣帶中 220～400 cm深度的土壤含水率動態變化特征Fig.8 Dynamic variation of soil water content in 220～400 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

總體上，層狀非均質包氣帶的不同深度地層，巖性和埋深耦合影響了土壤含水率對當年降水入滲補給的響應敏感性，監測點(地層)埋深越大、不同巖性地層結構變化越頻繁和黏性細顆粒地層厚度越大，它們對次降水入滲響應越滯緩、響應變化脈動特征越不明顯，累積響應特征越顯著。

3.2 降水入滲濕潤鋒下移過程與入滲速率特征

在層狀非均質包氣帶中，濕潤鋒下移過程與入滲速率變化是降水入滲特征的標志性指標。研究結果表明，從4月21日(年內第一場有效降水，降雨量28.3 mm)至8月21日，包氣帶剖面上水分以向下運移為主，但是50 cm以上的地層水分動態變化活躍，經歷了入滲-蒸發-入滲等不同的階段。如圖10所示，4月21日包氣帶上部50 cm深度發育有收斂型零通量面，50 cm以上地層水分向下運移；隨后由于降雨稀少，在蒸發作用影響下包氣帶淺部地層水分蒸發明顯，5月9日包氣帶上部(30 cm深度)發育有發散型零通量面；至6月19日，在持續的蒸發作用影響下該零通量面下移至50 cm深度處。隨后，隨著降水入滲量不斷增多，至7月15日之后零通量面消失，整個剖面上水分持續向下運移。

從4月21日到7月15日期間，在包氣帶下部(460 cm深度)發育穩定的收斂性零通量面；至8月21日該收斂性零通量面上移至430 cm處，在450 cm處形成發散型零通量面，表明存在入滲水分已經到達并通過460 cm深度的監測點。從圖10中水勢剖面線可見，在亞砂土-粉砂地層和亞砂土-亞粘土地層的兩個界面處土壤水勢曲線變緩，表明該處土壤水分運移遭受阻滯，這種現象在圖10土壤含水率的響應變化特征中也給出了有力佐證。由圖10所示，在4月21日—5月9日的19 d中，降水入滲濕潤鋒已經抵達包氣帶的200 cm深度處，呈現出亞砂土地層較強的滲透性特征，該處土壤含水率出現顯著增大，該段的平均入滲速度約10.53 cm·d-1。至8月21日，430 cm深度處的土壤含水率開始呈現明顯增大，表明4月21日開始降水形成的濕潤鋒已經自地表下滲，經過了亞砂土-粉砂土-亞砂土層抵達亞粘土層中，歷時123 d，平均入滲速度約3.5 cm·d-1，地層巖性、非均質結構和埋深耦合對降水入滲的影響作用突顯。由于430～450 cm深度發育有收斂-發散復合型零通量面，所以450 cm深度以上土壤水分向上運移，450 cm深度以下土壤水分向下運移。

圖10 降水入滲濕潤鋒在層狀非均質包氣帶下移過程中土壤水勢和含水率變化特征Fig.10 Variation characteristics of soil water potential and water content during the migration of wet front in layered-heterogeneous vadose zone

年內降水入滲形成的濕潤鋒下移深度與時間之間相關關系是非線性的，它不僅與地層埋深緊密相關，而且還與層狀非均質地層巖性和地層結構密切相關。從圖11可見，自年內4月21日第一場有效次降水入滲起始，至8月21日降水入滲的濕潤鋒抵達亞粘土層為止，呈現4個階段性特征：

圖11 層狀非均質包氣帶入滲濕潤鋒 運移時間與速率變化特征Fig.11 Variation characteristics of migration time and rate of wet front in layered-heterogeneous vadose zone

(1)在0～200 cm深度的亞砂土層(第一階段)中，降水入滲的濕潤鋒僅用19 d時間完成該層下滲過程，濕潤鋒平均運移速率約10.53 cm·d-1，在100 cm深度以上地層中濕潤鋒運移速率大于20.0 cm·d-1。這除了與地層滲透性較強、埋藏淺有關之外，還與其下部地層滲透性強、持水性差有關。即隨著降水入滲濕潤鋒面不斷下移、土壤孔隙中水分增加，其下部地層的土壤因持水性差、滲透性強，由此不會對下移的入滲濕潤鋒面形成較大阻力，所以，在0～200 cm深度的亞砂土層(第一階段)降水入滲濕潤鋒面下移速率較大；

(2)在200～250 cm深度地層(第二階段)，水分由亞砂土向粉砂運移，歷時65 d，運移速率由上層的10.53 cm·d-1下降為0.77 cm·d-1。由于受到“上細下粗”結構影響，上覆地層對水分吸持能力較強，濕潤鋒在穿透亞砂土向粉砂運移時受到明顯的阻滯作用。在此期間多次降水入滲發生了疊加與積累，入滲補給水量不斷蓄積；當水量增加到一定程度時，細顆粒地層的土壤對水的吸持力明顯減弱，降水入滲濕潤鋒下突破阻滯，繼續向下運移；

(3)250～370 cm深度的地層(第三階段)，水分由粉砂向亞砂土運移，歷時10 d。在經歷了第二階段的多次降水入滲影響，土壤含水率處于臨近田間持水率狀態并且變化范圍較小，排氣-吸水-下滲過程存在的下部地層巖性界面阻滯效應減弱，濕潤鋒運移的速率變大，為12 cm·d-1；

(4)370～460 cm深度的地層(第四階段)，水分運移較為復雜。4月21日至7月15日，460 cm處發育收斂型零通量面，附近區域水分向460 cm處運移匯聚；8月21日收斂型零通量面運移到430 cm，并且該處水勢明顯增大，說明濕潤鋒穿過亞砂土-亞粘土運移到此處；受到“上粗下細”結構影響，下部亞粘土地層滲透性能較差，使得濕潤鋒的下移速度減緩，濕潤鋒從370 cm運移到430 cm，歷時32 d，運移速率約為1.86 cm·d-1。

綜合整個包氣帶剖面的運移過程，濕潤鋒運移到各深度的平均速率主要受第一層亞砂土和第二層粉砂分界面的阻滯影響。隨著深度的增加，在第一層亞砂土中濕潤鋒從地表運移到亞砂土底部的平均速率由40 cm·d-1逐漸減小到10.53 cm·d-1；在通過巖性分界面后，其平均運移速率減小到3.5 cm·d-1左右，直到底部亞粘土層其濕潤鋒平均運移速率一直保持在該水平，包氣帶下部的巖性分界面對其影響微弱。

4 討 論

前述研究結果表明，無論是“上粗下細”還是“上細下粗”的地層巖性結構，對降水在包氣帶入滲過程和速率都具有因層狀非均質結構而形成阻滯效應，但這兩種結構的阻滯效應原理不同。“上粗下細”結構是因為下伏地層滲透性低、持水性強而產生的阻滯效應；“上細下粗”結構則是因為上覆地層水分吸持力較大，以至需要在兩種巖性界面處水分積累一定程度時才會繼續向下運移。

通過在兩種巖性地層分界面的突變處安裝TDR的監測結果表明，地層分界面處土壤含水率明顯小于其上、下鄰近兩個TDR監測點土壤含水率(圖3，圖4)。由圖5～圖9可見，在220 cm深度以上的同一巖性地層中，該土層含水率對年內多次的每一次降水入滲都呈現脈沖式響應變化，而且，次降水事件的響應特征明顯。在220 cm深度以下的層狀非均質結構地層中，幾乎所有不同巖性地層分界面處的入滲水流下滲過程及運移速率都呈現受阻滯特征，并呈現多場次降水影響逐漸疊加與累積效應，促使兩種巖性地層分界面處土壤水分不斷蓄積，增大入滲濕潤鋒繼續下移的動力。但是，隨著地層埋深的不斷增大，蒸發作用不斷減弱，土壤水分虧缺程度減小，土壤含水率更趨近田間持水量，其變化幅度明顯變小，不再呈現劇增劇減的大幅度變化特征；而且，因受上覆地層吸持和阻滯入滲水分的影響，巖性分界面下部地層對于單場次降水事件響應明顯弱化，甚至對水量較小的次降水基本沒有反映，尤其在430 cm深度以下地層的土壤含水率年內基本不呈現多峰谷動態變化過程，而是表現為平緩單峰變化過程。

層狀非均質結構影響著大氣降水入滲的土壤水分分布與動態變化類型。當降水進入包氣帶中之后，首先是遭遇土壤孔隙中大量空氣阻滯濕潤鋒下移的效應，地層巖性顆粒越細，降水強度及次降水量越大，土壤中空氣阻滯濕潤鋒下移的效應越顯著；反之，粗顆粒巖性地層的土壤中空氣阻滯濕潤鋒下移的效應較弱，影響持續時間較短。包氣帶中大量空氣被入滲水分擠壓排除之后，當降水入滲水分從亞砂土向粉砂運移時，亞砂土的含水率持續平緩升高，在兩種巖性地層分界面處的含水率陡降，然后在粉砂土層緩慢升高。這是因為受上層亞砂土層較強持水性的影響，土壤對該土層入滲水分具有較強吸持和儲蓄作用，暫時成為分界面之下粉砂地層的弱透水阻滯層，只有在兩種巖性地層分界面處富集一定水量之后，達到完全可以克服亞砂土層吸持水分能力和允許水分繼續下滲時，該分界面的阻滯入滲水分作用才能失去功效。由于多次降水在該界面處進行緩沖、積累，使得下部巖性界面的阻滯作用減弱甚至消除，例如在粉砂-亞砂土分界面水分幾乎未受到阻滯作用；直到下一個亞砂土-亞粘土分界面時，由于累積的水分被上部地層消耗有所減少，加上亞粘土滲透性能較差，“上粗下細”界面阻滯入滲水分作用再次突顯。

總之，層狀非均質結構對降水入滲水分在包氣帶中垂向運移過程，不僅具有“削峰填谷、儲水蓄能”作用，而且兩種巖性地層的分界面還具有阻滯濕潤鋒下移的效應，削弱了次降水入滲脈沖式影響程度，促進多場的次降水在包氣帶入滲過程中混合、疊加和積累，增強地下水調蓄與調節功能，有利于蓄補每年枯水期的地下水開采利用。

5 結 論

試驗構建了由亞砂土、粉砂和亞粘土組成的非均質包氣帶剖面，運用TDR和CR1000數據采集器以及WM-1型負壓計構成的監測系統對該剖面的含水率、水勢進行連續監測，分析了降水入滲在層狀非均質包氣帶中垂向分布特征、濕潤鋒下移過程與入滲速率特征，結果表明：

(1)受層狀非均質結構的滲透性和持水性變化影響，無論是“上粗下細”結構還是“上細下粗”結構地層都呈現分界面處土壤含水率陡降的變化特征；

(2)層狀非均質結構對降水入滲的垂向分布特征影響明顯，220 cm以上土壤含水率動態變化與降水量響應積極且兩者動態基本一致，呈脈沖式曲線，含水率陡升快降；220 cm以下深度土壤含水率動態變化與降水量響應消極，明顯表現出一定的滯后作用，其土壤含水率動態變化呈平緩的多峰甚至單峰曲線，含水率快升緩降；

(3)層狀非均質結構阻滯了水分的運移，起到了“削峰填谷、儲水蓄能”的作用，削弱了單次降水脈沖式的影響，將多次降水的影響疊加到一起，當巖性界面處水分不斷蓄積克服阻力才能向下運移；受上部界面水分蓄積的影響，下部層狀非均質結構的阻滯作用將被減弱甚至不明顯。