层状非均质包气带渗透性特征及其对降水入渗的影响

2020-07-28崔浩浩张光辉张亚哲郎旭娟

干旱地区农业研究 2020年3期

崔浩浩，张光辉，张亚哲，3，张冰，冯欣，郎旭娟

(1. 中国地质科学院水文地质环境地质研究所，河北石家庄 050061；2. 中国地质大学(北京)，北京 100083；3. 自然资源部地下水科学与工程科普基地，河北正定 050800；4. 河北地质大学水资源与环境学院，河北石家庄 050031)

浅层地下水主要源自大气降水入渗补给，包气带是联系大气降水和地下水的关键带[1-2]。不同包气带结构具有不同的渗透性特征；具有不同渗透性的包气带对降水入渗补给地下水的影响机制各不相同。除了气象、水文和地形地貌等条件对降水入渗具有重要影响之外[3]，包气带的地层结构、岩性组成和埋藏深度对降水进入包气带之后的入渗过程和下渗机制都具有重要影响[4-9]。第四系组成的包气带其地层交错分布，垂向剖面上渗透性强弱随之呈现结构性变化[10-12]，包括由粗颗粒砂性地层转变为黏性或黏质细颗粒地层，或由黏性或黏质细颗粒地层转变为粗颗粒砂性地层，使得降水在包气带入渗过程中呈现有序复杂的过程。换言之，层状非均质土壤水分运动明显不同于均质土壤，不同岩性层状地层之间界面存在毛管阻碍或透吸作用(即渗透性折射效应)，加剧了降水入渗水流过程的复杂性[13-16]。王文焰等[17]室内土柱模拟实验证明，层状土入渗速率在穿越分层界面时会发生明显转折，在经过分层界面前呈非线性变化，而经过分层界面后呈线性变化。Colman等[18]认为无论细质土壤覆盖粗质土还是粗质土覆盖细质土，土壤都可视为是均质的，并且水分入渗过程由细质土来控制。虞佩媛等[19]在研究包气带岩性结构对降雨入渗能力影响时指出，均质结构和层状“上粗下细”结构降雨入渗过程均呈线性变化过程。许尊秋等[20]通过二维土槽染色示踪试验表明，具有相同厚度、相同土质的土壤，土层排序不同导致累积入渗量和入渗率不同。余世鹏等[21]在开展水盐运移的大型土柱实验时指出：不同土体构型条件下土壤剖面水分含量的垂直分布规律差异显著。陈静等[22]也指出层状非均质土柱中弥散系数尺度效应大于均质土柱。李毅等[23]、李久生等[24]开展了室内土柱试验，结果表明，夹层层位和土壤质地对于层状土壤的入渗特征有明显影响，不同岩性地层界面增加了水分的横向扩散而限制了水分的垂向运动，致使界面下部形成水分积聚区。

前人对层状土的研究多限于室内土柱试验进行理论研究，并且多是针对入渗率进行的，有关野外原位开展层状非均质结构对包气带渗透性特征及其对降水入渗影响机制的研究较少。本文依托自然资源部地下水科学与工程野外试验基地(河北省正定县)，利用非均质包气带的原位长期监测资料，重点开展了层状非均质包气带中降水入渗水分垂向分布、湿润锋下移过程与入渗速率特征和层状非均质地层结构影响机制研究，对于以大气降水入渗补给为主地区地下水合理利用与保护具有重要意义[25-27]。

1 研究区概况

研究区位于石家庄市正定县自然资源部地下水科学与工程野外试验基地内，试验场面积2.67 hm2，包气带为层状结构，地层岩性以粉质黏土和砂土为主，潜水埋深为38 m。在试验区建有原位的6 m×4 m×5 m的大气降水入渗试验样方平台，样方四壁由30 cm厚混凝土和隔水材料层构成，使其在水平方向与外界不发生水量交换；竖直方向上部与地表齐平，接受大气降水入渗补给，底部自由入渗。

研究期间(2012年1月—2012年12月)(气象数据来自中国气象数据网)监测其区降水量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，潜在蒸发量年均值为941.7 mm，主要集中在3—8月份(图1)。

图1 2012年监测区降水量和蒸发量分布特征Fig.1 Distribution of annual precipitation and evaporation in 2012

2 研究方法

试验通过大气降水入渗试验样方平台，参照试验场地层结构人工回填构建了亚砂土、粉砂和亚粘土互层的包气带模型，监测自然条件下包气带垂向上土壤含水率和水势动态变化，跟踪研究降水在包气带中入渗特征、过程与变化规律。回填土岩性为亚砂土、亚粘土和粉砂，参照工程地质学命名方法，在野外通过经验法定名，并取样测试三种岩性的干容重(表1)。按照设计的包气带层状结构以及相应岩性的干容重分层进行回填，层与层之间用钉耙打出毛边便于紧密接触，每40cm在回填土与样方边壁接触带布设一圈粘性土，减弱水分沿边壁直接向下快捷式入渗的效应。样方回填结束后通过自然沉降法进行为期一个月的稳定。

表1 包气带岩性、容重及埋藏深度

包气带剖面上不同深度分别布设土壤含水率和土壤水势监测点(见图2)。其中土壤含水率采用TDR土壤水分测定仪进行监测，剖面上共安装TDR探头19个，监测点的最大埋深460 cm，自地表至220 cm深度处，TDR安装间隔为20 cm，220～460 cm深度TDR安装间隔为30 cm，利用CR1000数据采集器对土壤含水率进行自动监测，采样间隔为每小时1次，全年可以监测；土壤水势采用WM-1型水银式负压计监测，剖面上共安装49支负压计，监测点的最大埋深为470 cm，自地表至20 cm处，负压计安装间隔为5 cm，20～470 cm深度负压计安装间隔为10 cm。人工采集数据，每天8∶00和17∶30各观测1次，并定期对水银式负压计进行补水、排气等工作以保证数据的精度，由于冰冻期水银式负压计无法正常工作，所以土壤水势数据监测时间为每年3—11月。

图2 包气带岩性结构及仪器安装位置Fig.2 Lithologic structure of vadose zone and installation position of monitors

3 结果分析

3.1 降水入渗在层状非均质包气带中垂向分布特征

采用每个月中旬土壤含水率的日均值绘制包气带水分垂向时空分布图如图3。从图3可以看出，220 cm以上的地层土壤含水率变化幅度明显，220 cm以下地层土壤含水率变化幅度较小，尤其是400 cm以下变化微弱；整个剖面上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，在蒸发作用下土壤中存储的水分逐渐减少，在2月份达到最低值；随着雨季的到来，土壤中存储的水分逐渐增加，在8月份达到最高值。

图3 不同月份层状非均质包气带水分变化特征Fig.3 Dynamics changes of monthly soil water in layered-heterogeneous vadose zone

对全年不同深度的土壤含水率日均值进行统计，得出各个深度的年均值、极值以及标准偏差(表2)，并且采用年均值及其标准偏差绘制图4。研究结果表明：(1)亚砂土、亚粘土等细颗粒组成的地层含水率较高，除了地表和不同岩性地层界面处之外，其含水率均值介于20%～35%；而粉砂等较粗颗粒组成的地层含水率均值较低，介于10%～20%。(2)在同一岩性地层中，垂向上土壤含水率变化连续，没有突变发生。(3)在不同岩性地层之间分界，无论是“上粗下细”结构还是“上细下粗”结构都呈现土壤含水率陡变特征。

图4 层状非均质包气带水分垂向分布特征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统计表

降水入渗后，土壤含水率呈现如图5所示的特征：进入雨季，包气带不同深度的土壤含水率对每一次降水事件都呈现不同的响应变化，监测点的埋深越浅，响应变化越敏感，其中220 cm深度以上的土壤含水率对降水入渗补给响应变化特征基本一致，都呈现脉冲式增减变化过程，降水后土壤含水率迅速增大，然后又快速减小。按照包气带不同深度土壤含水率对降雨事件的敏感强弱程度将其分为强、较强、弱、微弱四种类型，分别对应埋藏深度为20～100、120～200、220～400 cm和430～460 cm(图6～图9)。

图5 层状非均质包气带不同深度土壤含水率动态变化特征Fig.5 Dynamic variation of soil water content with different depth in layered-heterogeneous vadose zone

图6 层状非均质包气带中20～100 cm深度的土壤含水率动态变化特征Fig.6 Dynamic variation of soil water content in 20～100 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

图9 层状非均质包气带中430～460 cm深度的土壤含水率动态变化特征Fig.9 Dynamic variation of soil water content in 430～460 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

20～100 cm地层中土壤含水率对降雨响应敏感程度强，含水率的变化幅度大，尤其60 cm以上土壤含水率变化幅度高达25.87%～29.76%；80～100 cm土壤含水率变化幅度介于22.59%～23.46%(图6)。

120～200 cm土壤含水率对降水入渗的响应敏感程度较强，土壤含水率响应变化幅度较大，为13.74%～20.74%，并且存在明显滞后期，标志特征呈平缓的多峰或单峰变化过程(图7)。

图7 层状非均质包气带中120～200cm深度的土壤含水率动态变化特征Fig.7 Dynamic variation of soil water content in 120～200 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

220～400 cm土壤含水率对降水入渗的响应敏感程度弱，直至7月初才出现对当年降水入渗的响应变化特征，与当年次降水之间相关性明显减弱，土壤含水率响应变化幅度小，为2.3%～12.15%(图8)；430～460 cm土壤含水率对降水入渗的响应敏感程度微弱，对次降水入渗基本没有响应，而是呈现对多场次降水入渗累积过程的响应，表现为每年7月底开始呈现单峰波动响应变化特征，土壤含水率变化幅度为2.5%～3.41%(图9)。

图8 层状非均质包气带中 220～400 cm深度的土壤含水率动态变化特征Fig.8 Dynamic variation of soil water content in 220～400 cm depth in layered-heterogeneous vadose zone

总体上，层状非均质包气带的不同深度地层，岩性和埋深耦合影响了土壤含水率对当年降水入渗补给的响应敏感性，监测点(地层)埋深越大、不同岩性地层结构变化越频繁和黏性细颗粒地层厚度越大，它们对次降水入渗响应越滞缓、响应变化脉动特征越不明显，累积响应特征越显著。

3.2 降水入渗湿润锋下移过程与入渗速率特征

在层状非均质包气带中，湿润锋下移过程与入渗速率变化是降水入渗特征的标志性指标。研究结果表明，从4月21日(年内第一场有效降水，降雨量28.3 mm)至8月21日，包气带剖面上水分以向下运移为主，但是50 cm以上的地层水分动态变化活跃，经历了入渗-蒸发-入渗等不同的阶段。如图10所示，4月21日包气带上部50 cm深度发育有收敛型零通量面，50 cm以上地层水分向下运移；随后由于降雨稀少，在蒸发作用影响下包气带浅部地层水分蒸发明显，5月9日包气带上部(30 cm深度)发育有发散型零通量面；至6月19日，在持续的蒸发作用影响下该零通量面下移至50 cm深度处。随后，随着降水入渗量不断增多，至7月15日之后零通量面消失，整个剖面上水分持续向下运移。

从4月21日到7月15日期间，在包气带下部(460 cm深度)发育稳定的收敛性零通量面；至8月21日该收敛性零通量面上移至430 cm处，在450 cm处形成发散型零通量面，表明存在入渗水分已经到达并通过460 cm深度的监测点。从图10中水势剖面线可见，在亚砂土-粉砂地层和亚砂土-亚粘土地层的两个界面处土壤水势曲线变缓，表明该处土壤水分运移遭受阻滞，这种现象在图10土壤含水率的响应变化特征中也给出了有力佐证。由图10所示，在4月21日—5月9日的19 d中，降水入渗湿润锋已经抵达包气带的200 cm深度处，呈现出亚砂土地层较强的渗透性特征，该处土壤含水率出现显著增大，该段的平均入渗速度约10.53 cm·d-1。至8月21日，430 cm深度处的土壤含水率开始呈现明显增大，表明4月21日开始降水形成的湿润锋已经自地表下渗，经过了亚砂土-粉砂土-亚砂土层抵达亚粘土层中，历时123 d，平均入渗速度约3.5 cm·d-1，地层岩性、非均质结构和埋深耦合对降水入渗的影响作用突显。由于430～450 cm深度发育有收敛-发散复合型零通量面，所以450 cm深度以上土壤水分向上运移，450 cm深度以下土壤水分向下运移。

图10 降水入渗湿润锋在层状非均质包气带下移过程中土壤水势和含水率变化特征Fig.10 Variation characteristics of soil water potential and water content during the migration of wet front in layered-heterogeneous vadose zone

年内降水入渗形成的湿润锋下移深度与时间之间相关关系是非线性的，它不仅与地层埋深紧密相关，而且还与层状非均质地层岩性和地层结构密切相关。从图11可见，自年内4月21日第一场有效次降水入渗起始，至8月21日降水入渗的湿润锋抵达亚粘土层为止，呈现4个阶段性特征：

图11 层状非均质包气带入渗湿润锋运移时间与速率变化特征Fig.11 Variation characteristics of migration time and rate of wet front in layered-heterogeneous vadose zone

(1)在0～200 cm深度的亚砂土层(第一阶段)中，降水入渗的湿润锋仅用19 d时间完成该层下渗过程，湿润锋平均运移速率约10.53 cm·d-1，在100 cm深度以上地层中湿润锋运移速率大于20.0 cm·d-1。这除了与地层渗透性较强、埋藏浅有关之外，还与其下部地层渗透性强、持水性差有关。即随着降水入渗湿润锋面不断下移、土壤孔隙中水分增加，其下部地层的土壤因持水性差、渗透性强，由此不会对下移的入渗湿润锋面形成较大阻力，所以，在0～200 cm深度的亚砂土层(第一阶段)降水入渗湿润锋面下移速率较大；

(2)在200～250 cm深度地层(第二阶段)，水分由亚砂土向粉砂运移，历时65 d，运移速率由上层的10.53 cm·d-1下降为0.77 cm·d-1。由于受到“上细下粗”结构影响，上覆地层对水分吸持能力较强，湿润锋在穿透亚砂土向粉砂运移时受到明显的阻滞作用。在此期间多次降水入渗发生了叠加与积累，入渗补给水量不断蓄积；当水量增加到一定程度时，细颗粒地层的土壤对水的吸持力明显减弱，降水入渗湿润锋下突破阻滞，继续向下运移；

(3)250～370 cm深度的地层(第三阶段)，水分由粉砂向亚砂土运移，历时10 d。在经历了第二阶段的多次降水入渗影响，土壤含水率处于临近田间持水率状态并且变化范围较小，排气-吸水-下渗过程存在的下部地层岩性界面阻滞效应减弱，湿润锋运移的速率变大，为12 cm·d-1；

(4)370～460 cm深度的地层(第四阶段)，水分运移较为复杂。4月21日至7月15日，460 cm处发育收敛型零通量面，附近区域水分向460 cm处运移汇聚；8月21日收敛型零通量面运移到430 cm，并且该处水势明显增大，说明湿润锋穿过亚砂土-亚粘土运移到此处；受到“上粗下细”结构影响，下部亚粘土地层渗透性能较差，使得湿润锋的下移速度减缓，湿润锋从370 cm运移到430 cm，历时32 d，运移速率约为1.86 cm·d-1。

综合整个包气带剖面的运移过程，湿润锋运移到各深度的平均速率主要受第一层亚砂土和第二层粉砂分界面的阻滞影响。随着深度的增加，在第一层亚砂土中湿润锋从地表运移到亚砂土底部的平均速率由40 cm·d-1逐渐减小到10.53 cm·d-1；在通过岩性分界面后，其平均运移速率减小到3.5 cm·d-1左右，直到底部亚粘土层其湿润锋平均运移速率一直保持在该水平，包气带下部的岩性分界面对其影响微弱。

4 讨论

前述研究结果表明，无论是“上粗下细”还是“上细下粗”的地层岩性结构，对降水在包气带入渗过程和速率都具有因层状非均质结构而形成阻滞效应，但这两种结构的阻滞效应原理不同。“上粗下细”结构是因为下伏地层渗透性低、持水性强而产生的阻滞效应；“上细下粗”结构则是因为上覆地层水分吸持力较大，以至需要在两种岩性界面处水分积累一定程度时才会继续向下运移。

通过在两种岩性地层分界面的突变处安装TDR的监测结果表明，地层分界面处土壤含水率明显小于其上、下邻近两个TDR监测点土壤含水率(图3，图4)。由图5～图9可见，在220 cm深度以上的同一岩性地层中，该土层含水率对年内多次的每一次降水入渗都呈现脉冲式响应变化，而且，次降水事件的响应特征明显。在220 cm深度以下的层状非均质结构地层中，几乎所有不同岩性地层分界面处的入渗水流下渗过程及运移速率都呈现受阻滞特征，并呈现多场次降水影响逐渐叠加与累积效应，促使两种岩性地层分界面处土壤水分不断蓄积，增大入渗湿润锋继续下移的动力。但是，随着地层埋深的不断增大，蒸发作用不断减弱，土壤水分亏缺程度减小，土壤含水率更趋近田间持水量，其变化幅度明显变小，不再呈现剧增剧减的大幅度变化特征；而且，因受上覆地层吸持和阻滞入渗水分的影响，岩性分界面下部地层对于单场次降水事件响应明显弱化，甚至对水量较小的次降水基本没有反映，尤其在430 cm深度以下地层的土壤含水率年内基本不呈现多峰谷动态变化过程，而是表现为平缓单峰变化过程。

层状非均质结构影响着大气降水入渗的土壤水分分布与动态变化类型。当降水进入包气带中之后，首先是遭遇土壤孔隙中大量空气阻滞湿润锋下移的效应，地层岩性颗粒越细，降水强度及次降水量越大，土壤中空气阻滞湿润锋下移的效应越显著；反之，粗颗粒岩性地层的土壤中空气阻滞湿润锋下移的效应较弱，影响持续时间较短。包气带中大量空气被入渗水分挤压排除之后，当降水入渗水分从亚砂土向粉砂运移时，亚砂土的含水率持续平缓升高，在两种岩性地层分界面处的含水率陡降，然后在粉砂土层缓慢升高。这是因为受上层亚砂土层较强持水性的影响，土壤对该土层入渗水分具有较强吸持和储蓄作用，暂时成为分界面之下粉砂地层的弱透水阻滞层，只有在两种岩性地层分界面处富集一定水量之后，达到完全可以克服亚砂土层吸持水分能力和允许水分继续下渗时，该分界面的阻滞入渗水分作用才能失去功效。由于多次降水在该界面处进行缓冲、积累，使得下部岩性界面的阻滞作用减弱甚至消除，例如在粉砂-亚砂土分界面水分几乎未受到阻滞作用；直到下一个亚砂土-亚粘土分界面时，由于累积的水分被上部地层消耗有所减少，加上亚粘土渗透性能较差，“上粗下细”界面阻滞入渗水分作用再次突显。

总之，层状非均质结构对降水入渗水分在包气带中垂向运移过程，不仅具有“削峰填谷、储水蓄能”作用，而且两种岩性地层的分界面还具有阻滞湿润锋下移的效应，削弱了次降水入渗脉冲式影响程度，促进多场的次降水在包气带入渗过程中混合、叠加和积累，增强地下水调蓄与调节功能，有利于蓄补每年枯水期的地下水开采利用。