北京典型地区灌溉条件下包气带水分运移特征研究

刘颖超，邢国章，刘 凯，谢振华

（1.北京市水文地质工程地质大队，北京 100195；2.北京市地质工程勘察院，北京 100048）

北京典型地区灌溉条件下包气带水分运移特征研究

刘颖超1，邢国章2，刘 凯1，谢振华1

（1.北京市水文地质工程地质大队，北京 100195；2.北京市地质工程勘察院，北京 100048）

以张家湾包气带水盐运移试验场灌溉试验资料为依据，运用土壤水分能量观点，分析了灌溉条件下包气带水分运移特征。试验结果表明，在一定灌溉量下包气带水分运移具有明显的分带特征以及灌溉水明显运移到达的深度；在一定灌溉量条件下，灌溉后地下水位上升微小，灌溉补给地下水量较小，并通过非饱和水流达西定律计算了向下入渗补给量。

包气带；含水量；土水势；水分运移；补给量

0 引言

包气带是地下水与大气水、地表水相互联系的纽带，在广大的平原地区，降雨、灌溉水的入渗补给是浅层地下水的主要补给来源，地下水获得垂向补给必须通过包气带来实现。目前随着地下水运动的研究与发展，地下水运动的基本理论也基本成熟。目前，在确定降雨和灌溉水入渗补给量的计算方面，主要采用降雨入渗补给系数法和灌溉水入渗补给系数法［1～8］。由于没有考虑降雨、灌溉水进入到非饱和带土壤后的运移机理及过程，以及补给系数的准确性，致使地下水补给量的计算精度不高。近些年来，非饱和包气带水分运移特征研究成为热点，各地相继建成了包气带水盐运移试验场。针对不同地区、不同岩性包气带进行了各种原位试验研究。李曼等对太行山前平原田间土壤水分运移机理研究［9］；李明香等对黄土包气带水分运移特征进行了研究［10］；李训华，商洁对沙漠地区包气带水分运移特征进行了研究［11～12］；赵贵章，段鹏鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水分运移特征进行了研究［13～14］。研究非饱和带土壤水分运移规律，可以准确的确定降雨、灌溉对地下水的补给量，以此提高地下水资源量的计算精度，满足工农业生产发展的需要。本文依据张家湾包气带原位水盐运移试验场进行的灌溉试验，运用土壤水能量理论分析了灌溉条件下包气带水分运移的特征。

1 试验场概况

包气带水盐运移试验场位于北京通州区张家湾镇国土资源部平原区地下水—北京野外基地内。该试验场地处潮白河冲洪积扇的中下部，第四系主要为河流冲洪积作用形成，厚度在150m左右，代表着北京平原区冲洪积扇中下部大部分区域的表层地质环境。包气带岩性以砂质粉土、粉砂夹粘质粉土为主。试验场多年降雨量为556.2mm，多年地下水位埋深3～4m。

试验场南北长17m，东西宽12m，试验场内修建地下观测室一处，在观测室北、东、南方向分别开挖3个试验仪器埋设槽，根据地层岩性在不同深度埋设负压计，试验场内设有简易气象站、水位及含水量观测系统。试验场平面布置图见图1，试验场内地层及负压计埋设情况见图2。

2 试验方法

本次灌溉试验选取南槽作为灌溉区，灌溉面积9.97 m2，灌水量1500L，试验水源选用凉水河河水。试验过程中通过WM-1型负压计系统，监测各土体深度的基质势；运用the TRIME Data Pilot system监测各深度土体含水量；同时监测试验场内地下水位和气象因素。灌溉开始前对地下水位及各深度土体基质势、含水量进行观测作为背景值。灌溉开始后基质势每10分钟观测1次，7小时后每30分钟观测一次，10小时后每1小时观测一次，15小时后每3小时观测一次，灌溉7天后改为日常观测每天2次。含水量的观测，灌溉当天每30分钟观测一次，灌溉第2天后每3小时观测1次，灌溉7天后改为日常观测每天1次。水位和气象每天观测一次。

图1 试验场平面布置图

图2 试验场地层及负压计埋设图

3 结果与分析

灌溉后灌溉水渗入地下，储存在包气带中，并逐渐由上至下改变土壤的势能状态，一次灌溉能够真正补给地下水取决于多方面的因素，主要与灌溉前土壤水势能剖面有关，还跟灌溉量与灌溉时间等有关。灌溉水向下入渗的驱动力为土水势，土壤水总是从高土水势处向低土水势处运移，测定了土壤中连续两点的土水势以后，即可确定土壤水的运移方向，即土壤水在水势梯度大于零时，水分向下运移；当水势梯度小于零，水分向上运移，水势梯度等于零时，该处的水分通量为零，称该处的水平面为零通量面［15］，以此判断灌溉水的运移情况。通过对含水量和基质势的监测和计算，绘制各深度土体含水量、土水势随时间、深度变化曲线，分析灌溉过程中土壤水分运移特征。土壤水分运动呈非饱和流状态，可近似看作一维垂向水流运动，遵循非饱和达西定律，通过非饱和达西定律计算灌溉向下入渗补给量。

图3 灌溉当天包气带含水量随深度变化曲线

3.1 含水量变化情况

从含水量随深度变化曲线上可以看出从地表至地表以下120 cm土体含水量逐渐减小（图3、图4），受为粉土粉砂互层（130～138cm）、169～180cm粉质粘土层（169～180cm）阻水作用，地表以下120～200cm范围内土体含水量出现增加，220cm以下土体为毛细水作用影响带，含水量有一定波动。灌溉后土壤剖面上含水量分布发生明显变化，其中0～60cm范围内土体吸收水分后，含水量出现明显增大，变幅自地表依次减小，剖面上遇到相对阻水岩层后含水量会明显增加（图5）。

图4 灌溉后包气带含水量随深度变化曲线

图5 包气带各深度土体含水量随时间变化情况

3.2 土水势变化情况

灌溉试验于5月6日上午9:00开始，灌溉过程中保持水面稳定在8cm。灌溉前从土水势随深度变化图上可以看出，由于蒸发强烈，水分处于亏缺状态，土水势值远离饱和水势线(重力势)，土壤吸水能力增强、给水能力减弱，灌溉入渗补给地下水的条件最为困难。包气带土壤水运动为蒸发-入渗型，并在80cm处形成零通量面，80cm以上土体土壤水处于蒸发状态，向上运移；80cm以下至220cm包气带水处于入渗状态，向下运移。灌溉开始后，在入渗剖面上随着时间推移灌溉水逐渐入渗深入包气带，较干燥的土壤得以充分吸水，各深度土体土水势逐步增大接近饱和水势线，当土体吸持一定水分后，土体进入过水状态，土水势值则继续变大。若入渗水量有限，这时的土体含水率和土水势都达到该次灌溉入渗过程的极值，然后土体进入脱水状态，土水势值逐渐减少，慢慢远离饱和土水势线。随着入渗水流下移深度的增大，湿润锋的水平轴距变短而垂向距变长，同时湿润锋到达各深度的时间间隔逐渐变大，即湿润锋的运移逐渐减慢。在灌溉当天土水势明显影响深度为140cm，随着埋深增加，各层土水势变化幅度逐渐减少，140cm以下各深度土水势没有明显变化（图6），即灌溉当天土壤水分以入渗型缓慢运移到140cm。从灌溉后各深度随时间变化曲线中可以看出为0～120cm各层土水势随时间推移逐渐缓慢降低；140～180cm各层土水势随时间推移先缓慢增大，之后长时间维持稳定，180cm以下土各层水势维持稳定（图7），故此次灌溉水分运移明显影响深度为180cm。

图6 灌溉当天各包气带土体土水势随时间变化曲线

图7 灌溉后各包气带土体土水势随时间变化曲线

从土水势随深度深度图上看（图8、图9），灌溉后由于蒸发强烈土壤水分从5月6日－5月7日的入渗型迅速过渡到5月8日后的蒸发-入渗型，且其形成的零通量面随着时间推移缓慢运移到90cm。

从灌溉后土水势变幅可以看出(表1)，灌溉后土壤水分运移明显分为3个带：0～70cm土体变幅大于5cm Hg，土水势、水势梯度随时间变化快，灌溉水运移明显，为水分运移的强交替带；70～180cm范围内土体土水势变幅为0～5cm Hg，土水势、水势梯度随时间变化较大，灌溉水运移也比较明显，为水分运移弱交替带；180～220cm范围内土体土水势变幅小于1cm Hg，土水势、水势梯度随时间变化很小，基本处于稳定状态，灌溉水运移不太明显，为水分运移基本稳定带；220～330cm为毛管水带。

图8 灌溉当天包气带土水势随深度变化曲线

图9 灌溉后包气带土水势随深度变化曲线

3.3 入渗补给量计算

从地下水位随时间变化图上看（图10），灌溉后引起地下水位的微小上升，而后又慢慢下降，表明灌溉补给地下水量微小，而5月18日16.1mm的降雨引起地下水位的明显抬升，表明大面积的降雨通过地层优先流或其它途径能够对地下水的进行快速补给。

根据土水势变化分析，本次试验明显入渗影响深度为180cm，由于169～200cm为粘质粉土层，入渗剖面上土体粒径由粗变细，对土的下渗具有很强的阻滞作用，入渗能力变小，但180～220cm土体间存在土水势梯度，土壤水在水势梯度的作用下还能缓慢下渗，根据非饱和水流达西定律（公式1）计算灌溉当月通过该层的水量。

表1 各深度土体土水势变化情况表

式中q—土壤水分通量

k(θ)—以土壤含水率 表示的非饱和土壤导水率

k(ψm)—以土壤基质势 表示的非饱和土壤导水率

根据非饱和达西定律计算5月1日－31日土壤水由180cm到220cm通过粘质粉土层向下入渗量约为1.6mm。该粘质粉土层位于土壤剖面下部，以下都为粉砂土，处于毛细水上升带附近，通过该层的水量可近似的估计为该时间段内灌溉水入渗补给量。

图10 地下水位随时间变化曲线

4 结论

试验场地灌溉条件下水分运移特征具有如下显著的特点：

（1）灌溉后包气带水分运移经历了蒸发–入渗型、入渗型、蒸发–入渗型3种运动状态的转变。

（2）根据灌溉后土水势变幅，试验场内土体水分运移明显分为3个带，即强交替带、弱交替带、基本稳定带。

（3）通过土水势随时间的变化，确定本次灌溉试验水分明显运移至180cm。灌溉后引起试验场内地下水位微小上升，补给地下水量小，而5月18日降雨后，引起了试验场内地下水位的快速上升，表明试验场内灌溉或降雨都能补给地下水。

（4）当包气带中存在粘质粉土层或粉质粘土层时时对水分向下入渗具有很强的阻滞作用，但土体间仍存在土水势梯度，通过非饱和达西定律计算得出灌溉当月入渗补给地下量约为1.6mm。

［1］韩占成,温 浩.沧州市年降雨人渗补给系数分析［J］.河北水利科技,1997,18(3):11～13.

［2］张荣旺.阿拉善盟贺兰山西麓水资源调查研究区降水入渗补给系数α的确定［J］.内蒙古水利,2009,(2):50～51.

［3］刘延玺,朝伦巴根,马 龙等.规定时段降雨入渗补给系数的确定［J］.内蒙古农业大学学报,2002,23(2):44～48.

［4］牛振红.降水入渗补给系数的实验研究与分析计算［J］.地下水,2003,25(3):152～154.

［5］王言思.内蒙孪井灌区地下水补给的研究［D］.青岛.中国海洋大学,2009.

［6］周金龙,王 斌.新疆平原区灌溉水入渗补给地下水试验分析［J］.地下水,2002,24(4):202～203.

［7］谢永玉.淮北平原降雨入渗补给系数随地下水埋深变化特征［J］.地下水,2012(1):9～11.

［8］李 娟,叶 立,张维江.宁夏中部干旱风沙区降雨入渗补给系数的估算［J］.水土保持研究,2009(1):22～26.

［9］李 曼,何雨江,蔺文静等.太行山前平原田间土壤水分运移机理研究［J］.干旱区资源与环境,2014,28(3):101～106.［10］李明香,马炳辉,刘锦峰等.黄土包气带水分运移的现场研究［J］.辐射防护,2000,20(1-2):91～99.

［11］李训华.沙漠包气带水分运移机理研究［J］.煤田地质与勘探,2004,32(5):38～39.

［12］商 洁.巴丹吉林沙漠腹地包气带水分运移研究［D］.北京.中国地质大学（北京）,2014.

［13］赵贵章.鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水—地下水转化机理研究［D］.西安.长安大学，2011.

［14］段 鹏,王文科,藏 鹏.鄂尔多斯盆地风沙滩地区包气带水分运移特征研究［J］.地下水,2013,35(1):4～6.

［15］荆恩春,费瑾,张孝和等.土壤水分通量法试验研究［M］.北京:地震出版社.1994.

Research on the Characteristics of Water M ovement under Irrigation Condition in Vadose Zone in the Typical Area of Beijing

LIU Yingchao1, XING Guozhang2,LIU Kai1,XIE Zhenhua1

（Beijing Institu te of Hydrogeo logy and Engineering Geo logy, Beijing 100195；
Beijing Institu te of Geo logical Engineering, Beijing 100048）

Base on the irrigation experiment of moisture and salt content m igration of the vadose zones in-situ in the Zhangjiawan area, the paper analyzes the m igration characteristics of moisture movement of unsaturated zones from the view of moisture energy. It shows that moisture m igration of vadose zones can be roughly divided into three zones and the process of groundwater recharge under irrigation, the deep of the moisture m igration. The ground water level rises very low under the condition of irrigation and the irrigation recharge quantity was very little, which was calculated by unsaturated fl ow Darcy's law.

Vadose zone；Water content；Soil water potential；Moisture movement；Recharge quantity

P641.131

A

1007-1903（2015）01-0020-05

刘颖超（1980–），男，工程师，主要从事水文地质、工程地质、地热地质方面研究。E-mail:lyc95588@163.com