鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水分运移特征研究

段 鹏，王文科，臧 鹏

(1.长安大学环境科学与工程学院，陕西 西安710054;2.西安石油大学机械工程学院，陕西 西安710065)

包气带系指地面以下，潜水面以上的地质介质［1］，是连接大气水、土壤水和地下水的相互联系，相互作用的纽带。潜水通过包气带获得大气降水和地表水的补给，又通过包气带蒸发排泄［2］。因此，包气带水分运移规律的研究对生态环境保护、水盐运移、三水转化关系乃至区域水循环都具有重要的指导意义。

本文以鄂尔多斯盆地包气带水盐运移原位试验场综合剖面2006年试验资料为依据，运用土壤水分能量的观点分析鄂尔多斯盆地风沙滩包气带水分运移特征。

1 原位试验

1.1 试验场地

鄂尔多斯盆地包气带水盐运移原位试验场位于内蒙古自治区乌审旗气象局河南气象站院内，地理坐标为东经108°43'07″，北纬 37°51'06″，海拔 1 210 m，潜水位埋深 7～8 m。多年平均气温8.1℃，最高气温36.7℃，最低气温 -34.3℃。年平均降水量320 mm，蒸发量2 266 mm，冻土深度约为96 cm。

试验场区包气带剖面主要由耕植土(壤土)、粉质粘土、轻质粘土、沙质粘土、粉沙、细沙、中沙七种岩性12层组成，埋深0.4 m为耕植土，埋深0.4～1.6 m为粘土，属全新世地层，埋深1.6 m以下为以细砂、粉砂互层为主，属晚更新世的地层。

1.2 试验方法

任何一个试验点都不能代表盆地中所有的包气带岩性结构［3］，为了较全面反映鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带岩性的结构特点，在原位试验场地的五个试验小区(图1所示)，除保留东一区原位包气带岩性结构外，其余四个小区清除了原有的埋深2.5 m以内的地层。根据野外对包气带岩性调查的结果，选择了四个具有代表性的包气带岩性，按干容重误差小于1%的标准分别导入四个小区中，代表不同的岩性特征。东一区剖面为原状剖面，主要分布在湖盆滩地;东二区剖面主要结构为上覆风积沙(中细沙)，下覆为该区的含水层萨拉乌苏组，主要分布在毛乌素沙地;中区剖面为上覆风积沙，下覆淤泥质沙(砂质壤土)，主要分布在黄土高原区向毛乌素沙地的过渡带和湖盆滩地与沙丘的边缘地带;西二区剖面主要结构为上覆风积沙，下覆砂岩(壤质砂土)，分布在毛乌素沙地向鄂尔多斯湖盆高原过渡的过渡带和库布奇沙漠;西一区剖面的主要结构为上覆砂岩，主要分布在鄂尔多斯盆地北部地区。

图1 原位试验场综合剖面

试验场综合剖面实验装置包括观测井与数据采集室，观测井深6.8 m，由一个边长为1.5 m的正六边形的4 mm钢板构成，计11节，相邻两节之间由螺栓连结。透过钢板在地层剖面的壁上沿着水平方向装有负压探头70个(每个试验小区14个)，所有观测数据均由安装在数据采集室的自动化测量装置通过电子计算机采集。

本次研究资料主要来源于试验场综合剖面2006年非冻期(4.1～10.1)负压观测资料，负压计测点深度分别为20 cm、40 cm、80 cm、130 cm、180 cm、230 cm、280 cm、330 cm、380 cm、430 cm、480 cm、530 cm、580 cm、630 cm。数据采集频率为一天一次。

2 结果与分析

负压与土水势存在以下关系［4］:

式中:H为土壤水势，亦称全水头或总水头;z为位置水头或重力水头(取埋深8 m处为零势面);h为负压水头或压力水头，在非饱和状态下，h＜0。包气带水分在水势的作用下，从高水势状态向低水势状态迁移。

将观测期内每个月的同一深度总水势取平均值，做出各试验区相应时段的总水势-埋深变化规律曲线，如图2所示。

2.1 上细下粗包气带岩性结构的渗流特征

2.1.1 湖盆滩地岩性结构(东一区)

东一区2.5 m以上分别由壤土、粉质粘土、粘土和沙质粘土组成粗细颗粒交错的多层结构，存在多个零通量面，形成了蒸发-入渗-蒸发-入渗频繁转化特点。其中0.4 m处为壤土与粘性土的交界面，岩性由粗变细，此处形成一个蒸发型零通量面，对水分入渗不利;而在0.8 m和1.2 m处岩性由细变粗，该处均存在有入渗型零通量面。2.5 m以下则呈入渗状态，4～5 m为粉沙和中沙的交界面，此处总水势线明显发生偏转，水分由粉沙向中沙入渗时，转角增大，反之则减小。4～5月期间降雨量较小，土壤较为干燥，总水势小于6～9月的总水势;降雨量大且土壤较湿润的8月，土壤水的总水势最大;9月份随着降雨量的减小，总水势向减小的趋势发展。

图2 各剖面总水势变化

2.1.2 上覆风化砂岩岩性结构(西一区)

西一区2.5m以上由风化砂岩组成，在埋深0.3 m处形成一个零通面，零通量面以上呈蒸发状态，以下呈入渗状态，2.5 m以下与东一区相同。降雨量大时，总水势向增大的趋势演变(如6月和7月所对应的曲线)，降雨量较少时，总水势向减少的方向趋势变化。

2.2 上粗下细包气带岩性结构的渗流特征

2.2.1 风积沙-萨拉乌苏组岩性结构(东二区)

在整个观测期间，整个剖面均呈入渗状态，在1 m处风积沙和下层岩组的粗-细交界面上总水势线偏转角变小，2.5 m以下与东一区相同。4～6月降雨量较小，总水势曲线基本重合，随着在不同旬次降雨量增大，总水势也随之增加，到8月总水势达到最大。9月份降雨量减小，总水势向减小的趋势变化。

2.2.2 风积沙-砂质壤土岩性结构(中区)

观测期内，依照土壤水分运移的方向可以划分为五个不同阶段:第一阶段为4～6月，2.5m处总水势分布为上大下小土壤水处于入渗状态。而在2.5 m处的淤泥质沙与下层萨拉乌苏组的交界面上产生零通量面，3.3 m以下则长期为入渗状态;第二阶段为7～8月，随着降雨量的增加，2.5 m处的零通量面逐渐消失，整个剖面上的水分均处于入渗状态，8月份总水势达到最大。第三阶段9月，包气带水分向上运移;第四阶段7月上半月至9月上半月，包气带水分向下运移;第五阶段9月，随着降雨量减小，各点的总水势基本呈现减小的趋势。

2.2.3 风积沙-风化砂岩岩性结构(西二区)

西二区1 m以上为风积沙，1～2.5 m为风化砂岩。观测期内整个剖面上总体呈入渗状态，在1 m处风积沙和风化砂岩的交界面上总水势线偏转角变小，2.5 m以下与东一区相同。4～6月总水势曲线基本重合，7～8月随着在不同旬次降雨量增大，总水势也随之增加，到8月总水势达到最大。9月降雨量减小，总水势随之减小。

2.3 总水势对降雨的响应

为研究不同深度总水势对降雨的响应，对不同埋深处的总水势与次降雨量作对比，绘制出各剖面观测期内不同埋深处总水势与次降雨量的关系图(图3)。由图可知越接近地表处，总水势变化受气象要素影响越大。在0.2 m、0.4 m处的总水势对降雨入渗响应较敏感，0.2 m处即使是一次较小的降水，总水势也可以产生突变;与0.2 m处相比，次降雨量较小时0.4 m处总水势响应较平稳一些(如6月29日和6月30日降雨分别为0.7 mm 和0.8 mm)。而0.8 m 处较 0.2 m、0.4 m处总水势变化平稳，说明气象条件对此处的总水势变化干扰较小。埋深2.8 m以下总水势的变化幅度很小，基本为恒定值。

综上所述，在试验场区岩性和气候条件下，(1)包气带水分运移大致可以分为三个带:在0.8 m深度内总水势受地表边界影响较大，变化幅度显著，为土壤-大气水分积极交换带;0.8～2.8 m深度内各时段剖面上总水势呈现微小波动，大致平行，为水分入渗的过渡变化带;2.8 m以下至潜水面范围内剖面总水势分布受地表边界影响很小，主要与包气带岩性以及来自2.8 m以上包气带水分有关，为水分传导带。(2)包气带岩性与结构控制着整个剖面水分的迁移转化规律，地表岩性为风积沙(东二区、中区、西二区)时，观测期内整个剖面上均呈入渗状态，对降雨入渗最为有利;地表岩性为风化砂岩(西一区)或细颗粒岩性(东一区)时，剖面上部均存在蒸发型零通量面，对降雨入渗不利。

3 结语

1)通过对原位试验场典型剖面的研究表明，包气带水分运移大致可以分为三个带:0.8 m深度内为土壤-大气水分积极交换带，0.8～2.8 m为水分入渗的过渡带与调节区，2.8 m以下至潜水面为水分传导带。

2)地表岩性为风积沙时对降雨入渗最为有利，地表岩性为风化砂岩或细颗粒岩性时对降雨入渗不利。因此上细下粗层状包气带岩性结构不利于降雨入渗补给，上粗下细层状包气带岩性结构有利于降雨入渗补给，这正是鄂尔多斯风沙滩地下水相对丰富的原因。

图3 各剖面不同埋深总水势对降雨的响应

3)包气带非均质界面可以引起剖面上水势线发生偏转，从而造成剖面上总水势线出现多次弯曲，甚至出现零通面。包气带层数越多，渗透系数差异越大，水势线弯曲越大，并可出现多个零通面。

［1］王大纯，等.水文地质学基础［M］.北京:地质出版社.1995:26-27.

［2］范高功，侯光才.细土平原区包气带水分运移及与潜水转化关系的研究［J］.西北水资源与水工程.2002(13)3:19-22.

［3］郭会荣，靳孟贵等.基于地中渗透仪的入渗补给方式分析［J］.水文地质工程地质.2007(4):107-110.

［4］David E.Radcliffe and Jirí?im?nek.Soil physics with HYDRUS:Modeling and Applications［M］.Boca Raton，FL:CRC Press/Taylor＆ Francis，c2010:45-46.