曹文炳，万 力，陈 康，王友平，梁四海

(1.中国地质大学(北京)水资源与环境学院，北京 100083;2.石家庄经济学院水资源与环境学院，河北石家庄 050031)

长期以来，国内外学者对冻土中水分迁移规律进行了大量研究，中国科学院兰州冰川冻土研究所对冻土中水分迁移做过大量实验和理论研究，认为冻土中的水分迁移与冻土边缘中的水土势梯度有关，该梯度取决于土体性质、边界条件、冻结速度和冻涨速度等因素［1～2］。工程地质学者为解决季节冻土引起的道路翻浆、冻涨等问题，对水分迁移机理进行过大量研究，并采用水土势、能量交换等理论建立水分迁移的热偶模型，用有限单元等计算方法进行求解［3～5］。笔者曾通过野外和室内试验研究，提出包气带中气态水转换基本模式［6］。本文通过对砂卵砾石层包气带不同深度的地温和含水率进行观测，时长一个水文年，研究季节冻土形成和消融对包气带水分迁移规律的影响。

1 试验场地周边环境

1.1 气候

试验场位于吉林省集安市鸭绿江畔，属北温带大陆海洋季风性气候，四季分明。年平均降水量为890mm(1954～2008年)，降水集中在6～9月，7月降水最大为243mm，1～2月降水最少为12mm。11月～翌年2月，为寒季，月平均气温低于0℃，1月气温最低，最高月平均气温为-6℃，最低为-19℃，极端最低气温为-36℃，冻土厚1m左右，属季节冻土区。3～10月，为暖季，月平均气温高于0℃，7月气温最高，月平均为24℃。受海洋性季风影响，全年相对湿度较高，月平均相对湿度70% ～90%。

1.2 地质、地貌

试验场位于鸭绿江西岸Ⅱ级阶地中部，阶面平坦，微向东倾斜，属中更新世冲积阶地，具二元结构，自上而下包气带结构:表层土，0～0.25m，黑褐色亚砂土，植物根系发育;含黑色淤泥卵石层，0.25～0.6m，卵石磨圆度好，黑色淤泥充填在孔隙中;黄色砂卵石层，0.6～2.0m，卵砾石磨圆好，中粗砂充填。试验场设在无遮挡的草地上，夏季植被茂盛，盖度100%。

2 试验仪器、安装及校正

2.1 采用仪器

采用成熟的国产智能化土壤墒情监测仪，该仪器有6组温度和含水量测头，可按设置时间自动采集和保存数据，只需每隔4～6个月更换电池，下载数据，不需长期蹲守。

2.2 仪器安装

2010年10月14日，笔者在阶地上挖一探坑埋设含水量和温度测头，探坑深2m，长1.5m，宽0.6m，将探头插入坑壁，共埋设6组探头，第一组深0.30m，第二组深0.50m，第三组深0.8m，第四组深 1.0m，第五组深1.5m，第六组深2.0m(图1)。埋设好后将坑回填。

2.3 仪器校正

图1 温度、含水量探头埋设深度图Fig．1 Diagram showing layout of the temperature and moisture sensors

温度校正，分别将两组温度探头与温度计同时放入水中，在不同温度的水中进行测量，校正测温探头的误差，校正结果表明绝大多数误差仅为0～0.2℃。

含水率校正，分别将两组探头埋入不同湿度的砂中测量砂土中的含水率，每测完一次后，立即取出砂土样，用土工试验的方法测定含水率，校正探头的测量误差。结果表明，当测试样品中含水率低于10%的条件下，误差较大;含水率大于10%时，测定与实际值接近，误差小于3%。

为了解季节冻土形成过程中含水量探头测量数据的变化特征，将探头插入装有饱和土样的容器中，测得常温状态下的数值，然后将插有探头的土壤容器放入冰柜中冷却，分别测出半冻结状态和全冻结状态下的含水率。冻结过程中，测量数值急剧降低，与实测季节冻土形成时的含水率变化规律一致。

2.4 数据采集

2010年10月19日，启动设备，进行监测，每日两次采集数据，时间分别为2:00和14:00，相隔12h;2011年2月26日后，调整到10:45和22:45。2010年10月19日～2011年10月22日共采集741×6组数据。

3 地温变化特征

由图2、3可知，地温随季节的变化幅度较大，随深度增加变化幅度逐渐减小。10月进入深秋后，地温随深度增加而增高，上部温度最低，从12月12日～翌年1月25日，表层0.3m、0.5m、0.8m和1.0m处的地温依次降至0℃以下;自1月30日～2月2日，各测点相继出现最低地温，分别为-7.4℃、-4.9℃、-1.7℃和-0.6℃;1.0m处地温徘徊在0℃附近，而1.5m和2.0m处的地温始终高于0℃，故季节冻土带深度在1m左右。

2月初地温开始回升，2月22日以后季节冻土带内各测点地温在 -1.0～0℃之间徘徊，3月13日，1.0m处的地温首先升至0℃以上;4月2日，0.3m处地温也升至0℃以上;到4月8日，0.5m和0.8m处测点地温回升到0℃以上;至此季节冻土完全融化，为季节冻土融化期。

4月中旬后，各测点地温开始回升速度加快，0.3m地温回升值最大，且有小幅波动;随深度增加，地温升幅逐渐减小，且峰值出现时间明显滞后，0.3m处峰值出现在7月25日，为24.6℃;1.0m处峰值出现在8月17日，为22.1℃;2.0m处峰值出现在9月7日，为21.2℃。5～9月，包气带内部温度随深度增加而降低。

图2 不同深度温度与时间变化曲线图Fig．2 Temperature versus time at different depths

图3 每月10日不同深度地温与时间变化曲线Fig．3 Soil temperature at different depths versus time in the 10thof each month

4 含水率变化特征

由图4、5可知，季节冻土带上部(0.8m以上)各测点含水率变化幅度较大，1m以下各监测点含水率变化值较小，随深度增加含水率逐渐降低。这与季节冻土带长期反复冻涨，孔隙度增大，使其储水性和渗透性变好，与下部非冻结带存在明显差别有关。10月下旬以后气温降低，包气带表层地温低于深部，形成低温界面，水汽不断在界面附近凝结，各监测点的含水率逐渐增加［6］。自上而下，各监测点含水率变化峰值有明显的滞后，如0.3m处在12月16日含水率为62.5%(峰值)，而0.8m处峰值为56.4%出现在12月28日，滞后12天。12月12日地表开始冻结，水结冰后电导率降低，仪器测得的含水率也随之急剧降低，维持在30%以下。含水率变化受包气带岩性结构控制，0.25～0.6m为黑色淤泥质砾卵石层，渗透性较差，故0.5m处的监测点的含水率变化幅度和滞后性与上、下两个监测点有明显的差异。

图4 不同深度含水率与时间变化曲线Fig．4 Moisture content versus time of different depths

图5 每月10日不同深度含水率与时间变化曲线Fig．5 The graph of moisture content at different depths versus time in the 10thof each month

5 季节冻土对包气带水分迁移的影响

根据地温和含水率随季节变化特征，包气带水分迁移过程可分为以下四个阶段:季节冻土形成前期水分聚集阶段、季节冻土形成期及消融期水分聚集阶段、融冻水下渗阶段和大气降水入渗阶段。

5.1 季节冻土形成前期水分聚集阶段

从包气带表层地温低于下部开始，直到季节冻土冻结锋面形成为止(10月20日～12月12日)，时长53d。深秋，气温急剧下降，包气带表层温度随之降低，形成带内最低温度界面，下部地温较高，且孔隙内水汽处于饱和状态，水汽不断向上运移，在最低温度界面附近凝结［6］。白天气温高，且月平均相对湿度较高，为70% ～80%，大气中的水汽也会进入包气带中，在最低温度界面附近凝结;加之降水入渗，使包气带上部含水率不断增高。在此过程中，随着水汽凝结量增加，一部分达到饱和孔隙中的重力水会向下运移，当凝结速率大于渗透速率时，孔隙水不断累积，含水率增加。到12月14日，测点的含水量达到峰值，0.3m、0.5m、0.8m和1.0m处4个测点含水率，分别为61.9%、41.3%、53.2%和25.9%。此时，0.3m和2m处的温度达9～11℃，表明当包气带内地温差较大时，凝结速率可远大于渗透速率。

5.2 季节冻土形成期水分聚集阶段

自地表冻结锋面形成到冻土完全消融为止(12月12日～翌年4月8日)，时长117d。冬季地表开始结冰，形成冻结锋面，随气温不断降低，冻结锋面逐渐自地表向下移动，将孔隙水冻结、储存，最后到达季节冻土底界，形成季节冻土带。1月30日季节冻土带内部温度最低。在此过程中，来自包气带深部的水汽不断向上运移，在冰晶缝隙中凝结，使含冰量增加，形成饱冰冻土，水分以固体形式储存。1月15日～3月13日季节冻土完全冻结日数共计57d。

2月地温开始逐渐回升，至3月10日，季节冻土带内各测点的地温徘徊在-0.7～-0.1℃。消融过程则是由地表向下和季节冻土底面向上两个方向进行。季节冻土带内部温度低于上、下两侧，使来自大气和包气带深部的水汽不断进入，凝结，含水率增加。

3月13日季节冻土带底部(1m)处的地温最先升至0℃以上;4月2日，顶部(0.3m)处的地温升至0℃以上;0.5m和0.8m处的地温仍然徘徊在-0.5℃附近，直到4月8日这两个测点的地温相继回升至0℃以上，季节冻土带消融完毕。这一过程表明:季节冻土两侧的消融程度不一，底部最先消融，而消融范围有限，仅20cm左右;上部开始消融时间较晚，消融范围大约80cm，占季节冻土消融部分的80%左右，所用时长仅6d。

季节冻土消融过程中，随着越来越多的孔隙水从固体状态转化为液体状态，含水率逐渐增加，4月10日季节冻土带内0.3m、0.5m、0.8m和1.0m处4个测点的含水率达到峰值，分别为77.8%、39.4%、60.4%和30.1%，比冻结前含水率增加约12% ～20%。季节冻土形成前期是包气带上部水分主要聚集阶段。随后，孔隙水向下渗流补给地下水，含水率逐渐降低，进入融冻水下渗阶段。

5.3 融冻水下渗阶段

自4月8日到第一次较大降水之间(时长28d)，包气带上部水汽凝结量减少，孔隙中重力水不断向下渗流，补给地下水，含水率不断降低。

到5月6日10:45(雨前)，0.3m、0.5m、0.8m 和1.0m处4个测点的含水率，分别降低到43.7%、36.3%、41.2%和27.5%。自上而下，各测点含水率下 降 速 率 分 别 为 1.21%/d、0.11%/d、0.6%/d，0.1%/d。午后有中-大雨(降水量9.8mm)，降水入渗明显，当晚22:45，0.3m、0.5m、0.8m和1.0m处4个测点含水率，分别上升到54.9%、43.1%、43.5%和27.8%;随后下降，形成降水后的第一个峰值。此后，含水率曲线的峰、谷变化，随降水多寡而波动，进入降水入渗阶段。

5.4 降水入渗阶段

5～9月，包气带表层地温高于深部，水汽向下运移，且孔隙水向下渗流，含水率维持在较低的水平。各测点含水率变幅与降水强度有关，峰值出现与大于10mm的降水相对应，0.3m和0.5m处测点峰值在同一天出现，0.8m测点滞后1d，1.0m处则要滞后2d。

5月6日的含水率曲线峰值出现后，随着孔隙水向下渗流，含水率逐渐降低，至5月8日22:45，0.3m、0.5m两个测点的含水率分别降至45.6%、37.0%，下降速率分别为4.65%/d、3.1%/d;而0.8m测点为43.5%，1m测点滞后上升到28.1%。

5月9日凌晨有大雨(降水量12.9mm)，当日10:45，上述4个测点的含水率迅速回升，分别达到63.0%、52.0%、56.7%和32.0%，而后开始下降。5月13日，各点含水率分别降至43.2%、37.9%、45.1%和27.6%，下降速率分别为 4.95%/d、3.52%/d、2.9%/d、1.1%/d。此后，含水率缓慢下降，5月31日，各点含水率分别降至35.0%、32.0%、36.7%和23.3%，下降速率分别为0.46%/d、0.33%/d、0.47%/d、0.24%/d。

6～7月降水很少，仅在6月初有小雨(降水量0.9～3.1mm)，各测点含水率回升1% ～2%。随后，含水率缓慢降低，至8月1日10:45，各点含水率分别降低到29.1%、28.2%、30.0%和23.9%。中雨(降水量18.2mm)后，当日 22:45，0.3m、0.5m、0.8m 测点，体积含水率分别回升到35.2%、33.8%、34.8%，而1.0m处的含水率仍然下降。8月9日、8月14日和8月16日分别出现44.4mm、56.1mm和44.8mm的暴雨，上述各测点的含水率一直在31% ～33%之间波动，直到9月底。

进入深秋，表层地温低于深部，水汽向上运移，凝结，当凝结速率大于渗透速率时，孔隙水开始蓄积，含水率小幅波动上升。

综上所述。季节冻土带位于包气带上部，与外界水、热、气交换频繁，地温和含水率随季节变化。可分为季节冻土形成前期水分聚集阶段、季节冻土形成期及消融期水分聚集阶段、融冻水下渗阶段和大气降水入渗四个阶段。深秋到初冬，季节冻土形成前，表层地温不断下降，包气带深部和地下水温度较高，水汽不断在上部低温带凝结，凝结速度大于孔隙水下渗速度，含水率不断升高，是包气带上部水分主要聚集期。冻结锋面形成后，孔隙水逐渐冻结成冰，以固态水的形式储存在季节冻土层中，来自下部的水汽不断在冰晶缝隙中凝结成冰，使季节冻土成为富冰冻土。春季，气温逐渐升高，冻土消融最先从底部开始，消融范围有限;表层冻土消融开始较晚，但消融范围大，且迅速;季节冻土消融后，孔隙水向下渗流，补给地下水，向河谷径流、排泄，成为冰雪融水型径流的一部分。夏季，经冻涨后的包气带上部，孔隙大，渗透性好，接纳降水入渗能力强;雨后，各测点的含水率迅速上升，形成峰值，而后迅速衰减;该阶段含水率变化趋势与深秋季节完全不同，无水分蓄积现象。即使9月15日出现105mm的大暴雨，包气带也无水分聚集现象。

6 结论

温度场控制着气态水凝结方向，是引起包气带内水分运移的重要因素之一。寒季，气温急剧下降，地温随深度增加而增高，气态水在包气带上部的低温带凝结，当凝结速率、降水入渗速率之和大于渗透速率时，含水量增加，水分蓄积。季节冻土形成后孔隙水以固态水的形式储存，是包气带上部水分主要的聚集期。暖季，地温随深度增加而降低，气态水向下运移(其运移速度远高于渗透速度)，在地温最低的潜水面附近凝结，补给地下水，当包气带温差较大时，凝结速率大于渗透速率，成为不可忽视的重要补给途径。

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