汾河灌区土壤水分动态与地下水之间的定量关系研究

杨普义

（山西省汾河灌溉管理局 山西 祁县 030900）

1 问题的提出

汾河灌区是山西省最大的灌区，其工程建设和管理水平在全省乃至全国具有较好的代表性和引领性。受其特殊水文地质条件的影响，灌区有大多数面积实施大定额灌水方式，即每年只进行一次春浇，灌溉定额在240m3/亩左右。按传统概念来讲，其灌溉水的利用率特低，仅有0.3左右的有效利用率。但是实际上，在其特殊水文地质条件下（灌溉前地下水埋深2.0m～3.0m），灌溉水量由于深层渗漏补充了地下水，导致地下水的上升（灌溉后上升至0.5m～1.0m），在后续的土壤水分消耗过程中，地下水源不断转化为土壤水而被吸收利用，其有效利用率远远高于传统概念的指标值。

本研究课题试图通过对灌区灌溉过程、土壤水分补充与消耗过程、地下水位变化过程的年度跟踪监测，揭示灌区特殊水文地质条件下土壤的水分运移特性、土壤水与地下水之间的定量关系以及大定额灌溉的有效利用系数，为特殊水文地质条件下大定额灌溉区灌水有效性的评价提供依据，也为山西省汾河灌溉管理局的持续发展提供管理技术支撑。

2 试验条件

2.1 试验区气象条件

汾河灌区属大陆性季风气候，四季分明，春季多风干燥，夏季多雨、炎热，秋季多晴，冬季少雪、寒冷。最高气温39.4℃，最低气温-25.5℃，年平均气温10.43℃，最大冻土深0.95m，灌区平均无霜期为171天。灌区多年平均降雨量453.1mm，多年平均蒸发量1031.9mm，多年平均蒸发量为多年平均降雨量的2.28倍，由于冬春缺雨雪，春旱十分严重。

2.2 试验区水文地质

灌区位于汾河冲、洪积平原区，地下水类型属松散岩类孔隙水。试验区地下水浅层潜水：含水层为Q3+4砂层，总体规律是从上游到下游颗粒变细，厚度变小，富水性变差。含水层厚度一般为10m左右，古河道分布区最大厚度达30m～40m。地下水补给来源为大气降水入渗、渠系、田间灌溉渗漏补给及侧向径流补给。排泄途径为潜水蒸发、人工开采、越流下渗及侧向排泄。所选试验点含水层为粉细砂和中细砂，厚3.4m～14.0m，单井涌水量 20m3/h～30m3/h，单位涌水量 2.6m3/h·m～4.0m3/h·m，矿化度 1.2 g/L～2.6g/L，少数区域高达4.0g/L。

2.3 试验区土壤条件

汾河灌区位于太原盆地中部汾河的两侧，其土壤母质为汾河冲洪积沉积物。本次所选孟封和柳杜试验点土壤以沙壤土为主，在汾河灌区具有代表性。总体来看土壤孔隙率较大、通透性较好、毛管作用强力，四水转化能力较强，同时保水性较差也是其特点。此外阳离子交换量较小，盐分、养分及其污染物质的传输速度较快。

试验区各试验点分层土壤的容重测定值 1.32g/cm3～1.59g/cm3。总体讲，各层容重都偏大，这主要是因为土壤质地较粗，即沙粒含量较高所致。

2.4 试验仪器

本次试验对汾河灌区孟封镇和柳杜村进行了为期一年的3m深度范围内土壤水分进行观测，为了能够更好地反映出土壤不同深度含水率的变化规律，采用便携式时域反射仪法来对土壤水分进行跟踪监测，选择使用Diviner2000土壤水分廓线仪来测量土壤不同深度的含水率。根据试验点的地下水位以及土壤剖面状况，选取1.6m型号的Diviner2000便携式土壤水分廓线仪。

2.5 试验方法

（1）土壤基本理化性质测定方法

土壤基本理化性质测定主要包括对土壤的容重、含水率、含盐量测定。

土壤容重：运用较常见的烘干法进行，烘干后的土壤质量与所取土样的体积之比便是土壤的容重值。

（2）土壤水分和地下水位的跟踪监测方法

本次试验测量土壤含水率采用的是时域反射仪法，所用仪器为1.6m型号的Diviner2000便携式土壤水分廓线仪；测量地下水位采用土钻法。对汾河灌区孟封村和柳杜村土壤含水率进行了为期一年的跟踪实测，测量了项目区8个采样点的地下水位以及土壤不同层次的含水率。

表1 试验区采样点土壤容重测定值（单位：g/cm3）

试验时间从2012年到2013年，共测量20次，原则上是隔20天测量一次，但在灌水前后和降雨量很大的降雨前后会加大频率进行测量，以求尽量能取得准确的数据，减小大田试验的误差。

3 试验结果分析

3.1 大定额灌水条件下地下水位年变化特征

本项目对孟封和柳杜两个试验区的8个试验点的地下水位进行了为期一年的跟踪监测，选取孟封1、2号和柳杜1、2号试验点为代表，作出各试验点的地下水位埋深年度变化过程如图1所示。

由图1可以看出：各试验点的地下水位埋深存在基本一致变化规律。各试验点地下水埋深呈现的规律是：在前一年的冬季和第二年的早春期间，地下水埋深缓慢增大，而且表现出先小后大的加大速度，但幅度较小；晚春和初夏期间，由于大定额灌溉，导致地下水埋深大幅度减小，最小地下水埋深接近地表，而后在蒸发蒸腾、排水沟排水、井灌井排的综合作用下，地下水埋深较快速度稳定减小；进入降雨较多的7月份后，地下水位埋深有所减小，但幅度不大；至八月下旬后，各试验点的地下水位埋深基本区域稳定加大阶段；在11月份，地下水位埋深恢复到前一年同季节状态。

3.2 土壤水与地下水之间的定量关系分析

3.2.1 土壤水与地下水相互转化机理

地下水浅埋条件下，地下水和土壤水联系紧密，转化频繁。在地下水浅埋区，其土壤水分动态运移的一般规律可以总结为：土壤剖面在当地大气蒸发和间断降雨的共同作用下，表现出蒸发—入渗的交替变化趋势，非饱和带与饱和带之间发生双向的水量交换过程，也就是说地下水在接受补给的同时，也产生消耗。

作物生长条件下土壤水分向地下水的转化过程主要表现在降水和灌溉入渗补给地下水，地下水向土壤水的转化过程主要表现为潜水蒸发。潜水蒸发过程发生在潜水浅埋地区，由于地表棵间蒸发和作物根系引起地表以下一定深度土壤水分的消耗，引起耕层与地下水土水势梯度的增大，进而引起地下水向上的运移，即补充土壤水，而且所补充土壤水分绝大部分能被作物所利用，该部分水分成为作物需水量的重要组成部分，所以该水分可以称为有效的潜水蒸发量，而且地下水始终处于缓慢的补给状态。

图1 各试验点的地下水位埋深年变化过程

图2 计划湿润层储水量和地下水位变化曲线

地下水位埋深不同，土壤中水势和水分的分布会有明显区别。事实证明，地下水向上运移到达根区的路径长短和地下水埋藏深度有一定的关系，当地下水埋深比较大时，该路径比较长，此时地下水对土壤水的补给量也会减少，然后随着地下水埋藏深度的不断增加，土壤吸力也不断地增大，同时伴随着土壤含水量的不断减少；随着土壤水吸力的增加和含水量的逐渐减少，地下水开始不断向上运动并补给了土壤水，同时又引起了地下水位的下降。所以，土壤水的动态变化过程会受到地下水的动态变化影响，相应的地下水的动态变化规律也会受到土壤水动态变化的影响。综上所述，二者属于同一个系统内部的自调节和自适应过程，并且会相互作用、相互影响。

试验区大定额灌溉后，潜水入渗补给起主导作用，土壤水向潜水的转化量大于潜水向土壤水的转化量；在作物的生长期，特别是4月以后作物生长进入旺盛期，降水量相对比较少，而作物需水较多，土壤水分含量水平降低土水势梯度加大，地下水上升补给量增加，地下水埋深加大。

3.2.2 土壤水与地下水的定量关系

土壤水分与地下水的相互转化机理决定了二者之间必定存在一定的定量关系。汾河灌区属于地下水浅埋地区，地下水和土壤水之间的关系十分密切，两者间的形态、能量转换呈现出一个动态的过程，研究试验区土壤水与地下水之间的定量关系，有助于对汾河灌区土壤水与地下水之间的关系的认识，并为灌区大定额灌水方式的有效性的计算分析提供一定的依据，为提高灌区的灌溉水有效利用系数提供理论支撑。

对试验区土壤分层含水率分析得出，1m以上土层的土壤水分变化幅度相对较大，1m以下土层的含水率受外界影响较小，所以研究1m以上的土壤水分与地下水的定量关系具有很大的意义。以孟封1号点为例对二者的关系进行分析，通过分析1m以上土层储水量与地下水位之间的相关性来确定二者之间的定量关系。土壤储水量是指一定土层厚度的土壤含水量，用水层深度（cm）表示。计算出土壤0cm～100cm深度每10cm土层共10个土壤层次的逐次土壤水分储存量，在此基础上算出每次测量时0cm～100cm土壤的储水总量。

图2为二者随时间的变化曲线，可以看出，计划湿润层随着地下水位的增大而减小随着地下水位的减小而增大，二者呈现显著的负相关。

以地下水位为自变量，储水量为因变量对两因素进行相关性分析并拟合相关公式，如图 3、图 4 和公式 1、2。

图3 孟封1号点土壤水与地下水位关系图

图4 柳杜1号点土壤水与地下水位关系图

对孟封1号点为期一年的跟踪测量数据进行分析整理，其0cm～100cm土层内的储水量与地下水的定量关系为：

分析柳杜1号点中二者之间的关系，其定量关系式为：

由图3和图4可知，计划湿润层内的土壤水分与地下水位有着密切的关系：地下水位越高，其储水量越大，随着地下水位的降低，其储水量也逐渐减少。

各点显示的变化规律基本相同，说明这一分布规律在整个灌区具有普适性。由于实验数据存在一定的误差，使得拟合方差稍微偏小。

4 结论

本项目基于汾河灌区范围内，山西省清徐县孟封镇和柳杜村的8个典型田块大定额灌溉后的土壤水分、地下水位、降雨等的跟踪实测数据，采用实际测定的土壤基本理化性质和农田水量平衡方程，分析了项目区内的大定额灌水过程、水分消耗过程、地下水变化幅度和消耗补给过程，主要结论如下：

（1）汾河灌区地下水位在测量期间的变化规律为：冬季及早春（2012年11月至2013年2月8日）期间，地下水位呈现稳定缓慢下降趋势，至2月8日达到极小值；大定额灌水后（孟封2月18日、柳杜3月6日），地下水位达到了一年中的埋深最浅值，随后逐渐作物消耗性为主的下降；进入迅速下降时期；至6月底，进入雨季以后，由于降水量较大，降水对地下水产生补给，使得地下水位波动上升，雨季过后地下水位稳定平缓下降阶段。

（2）土壤水分的时空变化特性。从时间上把试验期分为四个时期：灌溉前、灌溉后—播种前、播种后—雨季前、雨季开始—11月。灌溉前时期土壤各分层含水率均持续缓慢下降；灌溉后—播种前时期，上层土壤含水率缓慢下降而深层土壤含水率基本不变；播种后—雨季前时期，0cm～130cm土层含水率也有较大幅度减小，部分土层由饱和状态变化为非饱和状态。从6月下旬到主汛期，20cm～150cm范围内土壤含水率都较大幅度的减小，地下水位已降到150cm以下，但70cm以下土层含水量还保持在高于30%的高水平；雨季后期到11月份，各分层土壤的含水率呈现出减小的趋势，其中40 cm～140cm土层内含水率的下降趋势比较明显，在这一时期内由于降雨量和地下水补给量不能满足作物蓄需水和地表蒸发的需求，消耗了深层土壤中的部分水分，土壤中水分的逐渐减小。

在剖面空间上，土壤含水量分为速变层（0cm～10cm），活跃层（10cm～60cm）、次活跃 层 （60cm～100cm）、 相 对 稳 定 层（100cm～150cm）、稳定层（150cm以下），0cm～10cm土层受外界条件影响最大；10cm～60cm与60cm～100cm土层由于根系的分布，其含水率也有明显变化；100cm～150cm土层受毛管作用影响较大，其含水率相对较为稳定；150cm以下土层受外界影响较小，其变化幅度很小。

（3）在汾河灌区特殊水文地质条件下，根系活动层土壤含水量与地下水之间有着紧密的联系，根系活动层土壤含水量随着地下水埋深的变浅而逐渐增大，即根系活动层土壤含水量与地下水埋深成反比，满足二次多项式函数关系。陕西水利

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