引黄灌区包气带土壤水分运移及对地下水的补给

杨丽虎,徐迎春,马玉学,宋献方, 赵志鹏,公 亮,刘海燕，宋秋英

(1.中国科学院 地理科学与资源研究所 陆地水循环及地表过程重点实验室,北京 100101;2.中国科学院大学 中丹学院，北京 101400;3.中国科学院大学 资源与环境学院,北京 101400;4.宁夏回族自治区地质调查院, 银川 750021;5.宁夏回族自治区水文环境地质勘察院,银川 750011;6.齐河县水利局,山东 齐河 251100)

包气带土壤水是联系地表水与地下水的纽带，在农业水资源的形成、转化和消耗过程中是不可缺少的部分，由于受降雨、灌溉、蒸发、地下水等因素的共同影响，土壤水在时间和空间上表现出不同的变化特征，了解土壤水分的动态特征对农业水文过程研究至关重要[1-2]。

银川平原位于我国西北干旱地区，属引黄灌溉区，为了满足灌区作物生长，引用黄河水进行大水漫灌，大量灌溉水通过包气带入渗补给地下水，灌溉入渗成为地下水补给的重要组成部分，因此针对灌区的土壤水分运移过程及对地下水的补给研究便是迫切需要探究的方向。目前一些学者研究了银川平原地下水水水位动态变化[3]、同位素及水化学特征[4-10]、补径排特征[11-12]以及渠系渗漏对地下水的补给量[13]，而对于银川平原引黄灌区包气带的水分运移以及土壤水与地下水的补给关系关注较少。包气带土壤水分运移在地下水—土壤—植物—大气连续体中是重要的组成部分，其实质是降雨和灌溉水在土壤中的运动过程，这一运动过程决定了对地下水的入渗量，同时也影响着地下水通过毛管上升对包气带的补给程度[14]，分析研究土壤水分的运移及对地下水的补给情况，对节约水资源和维持灌区的良性发展具有重要的意义。

基于以上认识，本研究以银川平原永宁灌区试验区为例，建立包气带水分运移原位观测试验点，监测降雨、土壤水、地下水，分析包气带的水分运移特征，定量评估土壤水与地下水的补给量，期望为灌区的农业水资源管理提供理论依据。

1 试验区概况与研究方法

1.1 试验区概况

试验区位于银川市永宁县杨和镇观桥村种植园内(106°15′58″E，38°19′10″N)，为河湖积平原的二级阶地，属典型的中温带大陆性干旱气候，根据中国气象数据网银川站1951—2018年的气象数据，试验区多年平均气温9.2℃，年平均降雨量197.0 mm，多集中在6—9月，占全年降雨量的70.66%，最大日降雨量为46.9 mm，最大月降雨量148.7 mm，年平均湿度为56.1%，平均水面蒸发量(Φ20 cm)为1 595.4 mm，多集中在4—9月，占全年蒸发量的93.2%，最大月平均蒸发量238 mm，平均气压为890.7 hPa，日照时数是2 896.2 h，无霜期平均144～159 d，冻土深度0.8～1.21 m。试验区土壤质地130 cm以上以壤土成分为主，130～270 cm为粉砂质壤土。地下水埋深较浅，介于2.3～4.3 m，主要消耗于潜水蒸发。

1.2 试验观测

为研究土壤水分的运移规律，本次试验在2018年9月在观桥村种植园试验田裸地安装仪器监测降雨、土壤水、地下水(图1)。降雨采用上海气象仪器厂有限公司生产的SL3-1型翻斗式雨量传感器监测，测量精度为0.1 mm，每5 min自动读取1次数据。土壤水监测深度为20，30，50，70，100，150，200，270 cm共8层，在8个土壤层安装了电测土壤水负压计(DLS-3型，中国科学院地理科学与资源研究所)监测土壤水的基质势[15]和TDR土壤水分传感器(TDR-310S，Acclima，USA)监测土壤水分，同时安装地下水位传感器(CYW11，星仪传感器制造有限公司，中国)监测地下水位动态变化，利用数据采集器每30 min读取1次土壤水和地下水数据。

图1 试验观测仪器分布

选择2019年4—11月为研究时间段，研究期内水面蒸发量(E-601B)为927.5 mm，降雨量为160.8 mm，日降雨量大于10 mm的天数共5 d，分别为6月15日，6月25—27日和9月12日(图2)，对试验区裸地进行了8次大水漫灌，灌溉日期为5月1日、5月25日、7月2日、7月14日、8月3日、8月16日、8月30日、11月10日，对应的灌溉入渗量分别为：41.6，68.8，42.5，57.6，65.7，102.8，83.6，106.9 mm。

图2 观测期降雨、水面蒸发量、地下水位埋深动态变化

1.3 数据处理方法

(1)土水势计算。选取地面为重力势零点，基质势与重力势之和得到土水势。

(2)水势梯度计算。

(1)

式中:Ψ2为土壤相邻两层下层土水势(kPa)；Ψ1为土壤相邻两层上层土水势(kPa)；h2为土壤相邻两层下层的深度(cm)；h1为土壤相邻两层上层的深度(cm)；Ψ′为土壤相邻两层间的垂向土水势梯度(kPa/cm)，正值代表土壤水分向上运移，负值代表土壤水分向下运移。

(3)水量平衡计算。取单位面积的包气带柱体作为水量平衡计算单元，上界面为地表，下界面选为270 cm处，土壤水量的输入项包括扣除地表径流和蒸发后的净雨量、灌溉水量、侧向补给、深层补给，土壤水量的输出项包括蒸发、侧向排泄、深层渗漏以及植物的蒸腾量。由于平原区土壤水水平流动十分微弱，故不考虑侧向补给和排泄，试验区为裸地，也不考虑植物的蒸腾量。由此得到包气带水量平衡模型如下：

ΔW=P+I-E-Dd+Du

(2)

式中：ΔW为水量变化量；P为降雨入渗量；I为灌溉入渗量；E为土壤蒸发量；Dd为深层渗漏量；Du为地下水补给量。其中灌溉入渗量I、降雨入渗量P、土壤蒸发量E、深层渗漏量Dd和深层补给量Dd采用零通量面法计算[16]。

(3)

式中：q(z1),q(z2)为通过z1，z2断面的土壤水分通量；θ为土壤含水量。

2 结果与分析

2.1 土壤含水量的垂向分布特征

表1是观测期间不同深度土壤水含量的统计值。从地表到270 cm土壤含水量介于0.078～0.478 cm3/cm3，标准差和变异系数随着土层深度的增加，均有减小趋势，根据标准差和变异系数将土层分为活跃层(0—20 cm)、次活跃层(20—50 cm)、过渡层(50—150 cm)和相对稳定层(150—270 cm)。

表1 不同深度土壤水分标准差及变异系数

图3A—B为试验区不同深度土壤水含量的动态变化。活跃层、次活跃层土壤含水量从0.152～0.258 cm3/cm3增加到0.381 cm3/cm3，各深度随时间的变幅为0.072～0.182 cm3/cm3。过渡层和相对稳定层土壤含水量随时间的变化相对于活跃层和次活跃层较小，各深度变幅为0.007～0.067 cm3/cm3，并且随着深度的增加，变幅逐渐降低。

图3 不同深度土壤水分含水量和土水势动态变化特征

土壤含水量在季节变化上主要受降雨、灌溉和气候变化的影响，以活跃层、次活跃层为例，将土壤水分变化分为增失交替期(4—9月底)、相对稳定期(10—11月中旬)、秋季灌溉后缓慢下降期(11月中旬以后)。增失交替期气温升高，降雨频次增加，灌溉增加，但蒸发强烈，此时期占全年蒸发量的73%，土壤含水量波动变化。例如：7月2日土壤受灌溉影响，表层土壤水分急剧上升，增幅为0.282 cm3/cm3，灌溉6 d后含水量降幅为0.243 cm3/cm3。相对稳定期平均气温偏低，降雨量为年降雨量的9.4%，活跃层土壤平均含水量为0.231 cm3/cm3。11月中旬秋季灌溉以后土壤水分出现持续的蒸发，无其他水分来源，土壤水分含量逐渐减少。

2.2 土水势的动态变化规律

利用公式(1)计算观测期土水势梯度，统计值见表2。从表中可以看出，不同深度土水势梯度方向多变，各深度土水势随时间的波动很大，最大值在20—30 cm处，为1.368 kPa/cm，梯度为正值，土壤水向上运移，蒸发最强烈，最小值出现在50—70 cm处，为-0.736 kPa/cm，梯度为负值，土壤水向下运动，呈现入渗现象。活跃层、次活跃层基质势受降雨和灌溉的影响最大，范围为-18.02～0 kPa，变幅为18.02 kPa；过渡层基质势变化较小，土水势范围为-10.50～0 kPa；相对稳定层基质势范围最小。整体上来看，土壤水基质势的变幅随着深度增加而减小。

表2 试验区不同深度土水势梯度统计特征

图2C—D表示试验区在不同时期土水势的年内动态变化。从季节上来说，4月气温升高，降雨少，蒸发增大，活跃层、次活跃层土水势范围为-20.18～-12.66 kPa。随着5月份春灌开始到9月底，降雨或灌溉时，活跃层、次活跃层土水势急剧上升，降雨或者灌溉之后，受土壤蒸发影响，土水势下降。在7月受灌溉渠系渗漏的影响，地下水埋深减小至264 cm左右，土水势几乎为饱和状态下的重力势。10月以后气温低，降雨少，蒸发小，活跃层、次活跃层土水势出现持续的下降趋势。

2.3 地下水位埋深动态变化特征

由图2可知，观测期地下水位埋深在233～429 cm变化，年变幅为195 cm。4月初—4月末，由于气温上升、蒸发强烈，再加上地下水开采，地下水位埋深从401 cm增加到415 cm，水位下降了15 cm。经过5月1日灌溉渠系渗漏，地下水位埋深减小到351 cm，水位增加了64 cm，但是灌溉过后，农作物耗水量加大，地下水整体上排泄量大于补给量，呈现出波动式下降趋势。6月随着降雨量的增大，补给量大于排泄量，呈现出波动式上升趋势，到7月初灌溉期，地下水水位上升，埋深减少到最小值264 cm，但是灌溉过后又呈现出波动式下降趋势，在10月下降至最低，埋深达到最大值420 cm。11月初随着秋灌的开始，水位又大幅上升，秋灌结束后，地下水呈现为下降趋势。总体上来说，受灌溉渠系渗漏影响，7月初地下水位最高，4月末—11月初地下水位最低。

3 讨 论

3.1 降雨/灌溉和地下水对包气带土壤水运移的影响

从表1—2和图3可以看出活跃层和次活跃层土壤含水量和土水势随时间的变化最大，该深度受到降雨或灌溉入渗、蒸发的影响最大。过渡层(50—150 cm)土壤含水量和土水势随时间的变化相对较小。相对稳定层(150—270 cm)受灌溉和地下水的双重影响，灌溉时土水势梯度向下，土壤水补给地下水，非灌溉时土水势梯度向上，受地下水毛细作用，土水势响应地下水位的动态变化。

以6月25—27日降雨、7月14日灌溉为例对比分析持续降雨模式、灌溉模式对土壤水的运移影响。3日降雨量为59.2 mm，灌溉入渗量为57.6 mm。图4为降雨/灌溉后土水势的变化过程。降雨入渗量为52.9 mm，入渗到70 cm土层的平均初始入渗速率为23.2 cm/h，降雨后土壤开始表层蒸发，28—29日在30 cm形成零通量面，为发散型通量面，零通量面以上土水势梯度为正，土壤水向上运动，以下土水势梯度为负，土壤水向下运动，土壤的蒸发消耗发生在0—30 cm。6月30—7月1日零通量面下移至50 cm处。利用零通量面法[公式(2)—(3)]计算得到降雨后的蒸发量和深层渗漏量见表3。降雨后4 d的蒸发量为12.0 mm，第一天的蒸发量最大4.8 mm，而深层渗漏量为17.4 mm，第一天的渗漏量最大，为6.9 mm，随后呈现波动式减小。

表3 降雨/灌溉后土壤蒸发量和深层渗漏量 mm

7月14日16：00灌溉前土壤干旱，70 cm处出现零通量面，灌溉后水分向下入渗为主，灌溉入渗量为57.6 mm，入渗到70 cm土层的初始入渗速率为25.0 cm/h。7月15—18日在30 cm形成零通量面，7月20—23日在50 cm形成零通量面，均为发散型通量面(图4)。利用零通量面法计算得到灌溉后6 d的蒸发量为20.7 mm，第1天的蒸发量最大6.1 mm，而6 d的深层渗漏量为28.3 mm，占灌溉入渗量的49.1%，灌溉后第5天深层渗漏量达到最大为6.7 mm，随后减少。

图4 降雨/灌溉后土水势的变化

由以上分析可知，持续降雨模式和灌溉模式均影响着包气带土壤水分的运移，因降雨量/灌溉量，降雨/灌溉历时的不同，土壤水分的再分布状况不同[17]。次灌溉量比次降雨量大，活跃层和次活跃层含水量的增幅在灌溉模式比降雨模式大。一般次降雨持续3.5 h，大水漫灌1 h，初始入渗速率灌溉比降雨偏大。降雨模式的深层渗漏量随时间波动时下降，而灌溉模式的深层渗漏量随时间先增大后降低，持续时间和总渗漏量均大于降雨模式。50 cm土层的零通量面在降雨模式比灌溉模式先形成，因此土壤蒸发量降雨模式要大于灌溉模式。

包气带土壤水除受降雨和灌溉的影响外，还受地下水位波动的影响。从地下水埋深动态变化(图2)来看，7月2日和7月14日灌溉后8 d的地下水位埋深分别介于264～347 cm和342～366 cm，灌溉入渗量分别为42.5，57.6 mm，但两次灌溉的深层渗漏量基本相当(表3)，是因为7月2日灌溉后前2 d地下水位的抬升使270 cm土层处于饱和状态，随着水位的降低，260—270 cm土层水分进行了释放，使得深层渗漏量相对增加，同时7月2日灌溉后深层渗漏的持续时间也比地下水低的时候增加了2 d。

3.2 土壤水和地下水补给量的定量评估

利用公式(2)和(3)计算了2019年4月20日—10月20日试验区土壤水量平衡，结果列于表4中。研究时段内土壤储水量增加了0.3 mm。4—10月土壤入渗量为633.3 mm，其中8月入渗量最大为253.7 mm，土壤蒸发量为285.6 mm，7月的蒸发量最大为66.9 mm，占当月水面蒸发量的42.3%。降雨后向地下水补给了26.39 mm，降雨入渗系数为16.4%。灌溉后向地下水补给了289.1 mm，平均灌溉入渗系数为46.6%，这与Wang等[18]在山西运城农田研究的灌溉入渗系数是一致的，灌溉入渗主要发生在春季灌溉(5月)和夏季灌溉(7—8月)期间，3个月的补给量占全年补给量的66.8%，最大单次灌溉入渗量为102.8 mm，土壤水向地下水的补给量为68.6 mm，占入渗量的66.7%，比李昊旭等[19]在宁卫平原研究的灌溉对地下水补给比例(59.0%)偏大，这与灌溉水量、土壤初始含水量和土壤质地不同有关[20]。地下水向土壤水补给了87.0 mm，主要发生在非灌溉月份(9—10月)，这两个月补给量占地下水总补给量的51.7%，主要是因为9—10月无灌溉水入渗，蒸发强烈，土壤含水量比较低，地下水凭借毛管上升作用补给土壤水。

表4 4月20日-10月20日土壤水量平衡计算结果 mm

4 结 论

(1)土壤含水量、土水势随着深度的增加，变幅逐渐降低。地下水埋深7月初最小，4月末和11月初最大，介于418～426 cm。

(2)持续降雨模式、灌溉模式和地下水位波动均影响着包气带土壤水分的运移，使得土壤水分的再分布状况不同。次灌溉量比次降雨量大，活跃层和次活跃层含水量的增幅在灌溉模式比降雨模式大。初始入渗速率、持续时间和总渗漏量在灌溉模式均大于降雨模式，土壤蒸发量则相反。地下水位的抬升使得在灌溉入渗量减少的情况下，深层渗漏量相对增加，同时深层渗漏的持续时间也比地下水位低的时候增加了2 d。

(3)研究时段内土壤储水量增加了0.3 mm，土壤入渗量为633.3 mm，蒸发量为285.6 mm，土壤水向地下水补给了434.4 mm，占入渗量的68.6%，同时地下水凭借毛管上升作用补给土壤水为87.0 mm，土壤水补给地下水的净补给量为347.4 mm。