维普资讯 http://www.cqvip.com 第１ ３卷第３期 ２ ０ ０ ２年９月 西北水资源与水工程 ＶＯ１．１３ ＮＯ．３ Ｎｏｒｔｈｗｅｓｔ Ｗａｔｅｒ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ＆Ｗａｔｅｒ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎ ＳｅＤｔ．．２００２ 细土平原区包气带水分运移及 与潜水转化关系的研究 Ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔ ｏｎ ｗａｔｅｒ ｍｏｖｅｍｅｎｔ ａｎｄ ｔｒａｎｓｆｏｒｍｉｎｇ ｒｅｌ ａｔｉｏｎ ｗｉｔｈ ｕｎｓａｔｕｒａｔｅｄ ｚｏｎｅ ｗａｔｅｒ ｉｎ ｆｉｎｅ ｓｏｉｌ ｐｌ ａｉｎ 范高功 ，侯光才 （１．长安大学水资源与环境工程系，陕西西安７１００５４；２．西安地质研究所，陕西西安７１００５４） 摘 要：以试验模拟剖面在不同潜水埋深条件下的负压观测资料为依据，用土壤水能量的观点，探讨了 天山北麓细土平原区包气带水分的运移规律及其与潜水的转化关系。试验研究成果对农业生态环境、水 盐运移、三水转化及区域水循环等均有重要意义 同时，对其它内陆干旱平原区包气带的研究也具有一 定意义和参考价值。 关键词：包气带；水分运移；潜水 中图分类号：ＴＶ１５２．７ ２ 文献标识码：Ａ 文章编号：１Ｏ０８—５８５８（２００２）０３—００１９—０４ ＦＡＮ Ｇａｏ—ｇｏｎｇ ．ＨＯＵ Ｇｕａｎｇ—ｃａｉ （１．Ｗａｔｅｒ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ ａｎｄ Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ Ｄｅｐａｒｔｍｅｎｔ，Ｃｈａｎｇ’ａｎ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｘｉ’ａｎ，Ｓｈａａｎｘｉ ７１００５４，Ｃｈｉｎａ； ２．Ｘｉ’ａｒｌ Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ，Ｘｉ’ａｎ，Ｓｈａａｎｘｉ ７１００５４，Ｃｈｉａ） ｎＡｂｓｔｒａｃｔ：Ｗｉｔｈ ｔｅｓｔ ｓｉｍｕｌａｔｉｏｎ ｕｎｄｅｒ ｔｈｅ ｃｏｎｄｉｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ ｐｈｒｅａｔｉｃ ｗａｔｅｒ ｄｅｐｔｈ，ｔｈｅ ｐａｐｅｒ ｄｉｓｃｕｓｓ— ａｓ ｔｈｅ ｌａｗ ａｎｄ ｔｒａｎｓｆｏｒｍｉｎｇ ｒｅｌａｔｉｏｎｓ Ｏｆ ｕｎｓａｔｕｒａｔｅｄ ｚｏｎｅ ｗａｔｅｒ ｍｏｖｅｍｅｎｔ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｖｉｅｗｐｏｉｎｔ Ｏｆ ｅａｒｔｈ ｗａ— ｔｅｒ ｅｎｅｒｇｙ．Ｔｈｅ ｒｅｓｕｌｔ ｏｆ ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔ ｈａｓ ｇｒｅａｔ ｉｍｐａｃｔ ｏｎ ａｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌ ｅｃｏｌｏｇｉｃａｌ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，ｗａｔｅｒ ａｎｄ ｓａｌｉｎｉｔｙ ｍｏｖｅｍｅｎｔ，ｔｒａｎｓｆｏｒｍａｔｉｏｎ ｏｆ ｇｒｏｕｎｄｗａｔｅｒ，ｓｕｒｆａｃｅ ｗａｔｅｒ ａｎｄ ｇａｓｅｏｕｓ ｗａｔｅｒ，ａｎｄ ｒｅｇｉｏｎａｌ ｗａｔｅｒ ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎ． Ｋｅｙ ｗｏｒｄｓ：ｕｎｓａｔｕｒａｔｅｄ ｚｏｎｅ；ｗａｔｅｒ ｍｏｖｅｍｅｎｔ；ｐｈｒｅａｔｉｃ ｗａｔｅｒ 包气带对成壤作用及植物生长具有重要意义， 而包气带又是饱水带与大气圈、地表水圈联系的通 道。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。因此，研究包气带水的运移 规律对农业生态环境、水盐运移、三水转化乃至区域 水循环等均有重要意义。 本文以昌吉地下水均衡试验场１９９９～２００１年 老叠置的冲洪积扇组成，其中上部主要为砾质平原 区，潜水埋深＞ｌＯｍ；向下过渡为细土平原区，潜水 埋深变浅。 试验场位于天山北麓头屯河冲洪积扇前缘昌吉 市北郊，地理坐标为东经８７。１７ ５１ ，北纬４４。０２ １９”。 １９９１～２０００年平均气温７．１ Ｃ，极端最高气温 ４０．３Ｃ，极端最低气温一３２．６＿Ｃ。年平均降水量 １９６．９ｍｍ，年平均蒸发量为１８１９．３ｍｍ，属典型的内 试验资料为依据，借用土壤水能量的观点，分析研究 天山北麓细土平原区包气带水分运移及其与潜水的 转化关系。 陆干旱区。冬季寒冷漫长，土壤冻结期从ｌ１月至翌 年３月，裸地条件下，最大冻土深度１４９ｃｍ。场区包 气带土层厚５～１０ｍ，岩性以轻粘土为主；潜水水位 埋深１０．７１ｍ，承压水水头埋深为１３．００ｍ。 １．２试验方法 １ 自然条件及试验方法 １．１ 自然条件 天山北麓倾斜平原由向北缓倾的大小不等、新 收稿日期：２００２—０６—２Ｏ 本文研究资料主要来源于试验场模拟剖面和自 作者简介：范高功（１ ９５５一），男（汉族）．安徽砀山县人．工程师。现从事水文水资源专业实验教学与研究工作。 维普资讯 http://www.cqvip.com ２０ 西北水资源与水工程 然剖面负压计多年观测数据。模拟剖面为地渗仪系 统中的粘土试筒土样；模拟的潜水位埋深依次为： １．５ｍ、２．０ｍ、３．０ｍ、４．０ｍ、５．０ｍ、６．０ｍ、７．０ｍ；负压 计测点深度为１０ｃｍ～６６７ｃｍ；观测时间从１９９１～ ２０００年；取得负压计观测数据共１８８５６８个。 场区的自然条件及模拟剖面土的性质，基本上 能代表天山北麓细土平原区的总体情况。模拟的潜 水位埋深最大７．０ｍ，大于细土平原区轻粘土（无作 物）潜水蒸发极限深度（５．６５ｍ）。 ２包气带土水势及水势梯度的计算 包气带土水势由下式计算： 一一１２．６＾，＋１３．６ｈ 一ｈ。一Ｚ （１） 式中： ——包气带土水势，ｃｍ水柱；ｈ ——压力 表水银柱液面到观测板零位的距离，ｃｍ；ｈ。——水 银槽水银液面到观测板零位的距离，ｃｍ；ｈ ——负 压计陶土头中心部位到观测板零位的距离，ｃｍ； ｚ——负压计陶土头中心部位的埋深，ｃｍ。 包气带土水势梯度由下式计算： （ ）一 （２） 式中：Ｉ（ ）——包气带土水势梯度，是土层体积含 水率 的函数。 ３试验条件下包气带水分运移的基本 类型及其与潜水的转化关系 ３．１ 蒸发型 蒸发型包气带水分运动状态的特征是：在包气 带整个土层剖面上，土水势梯度 （ ）＜０，即包气 带水分向上运动。蒸发型包气带土层剖面水势分布 曲线见图１。 中 ｍ） Ｏ １ＯＯ ２ＯＯ 图１ 蒸发型包气带土层剖面水势分布曲线 形成蒸发型包气带水分运动状态的原因是：潜 ７ｔ＜｛ｔｃＮ￣不大（≤２ｍ），蒸发起主导作用，包气带水 分被蒸发，潜水持续上升补给包气带水分损耗。 蒸发型是天山北麓细土平原潜水浅埋区（如溢 出带及其附近）包气带水分运动的主要形式。 ３．２下渗型 下渗型包气带水分运动状态的特征是：在包气 带整个土层剖面上水势梯度 （ ）＞０，包气带水分 向下运动，在增加包气带土层水分储量的同时，下渗 的包气带水又补给潜水。水势分布曲线见图２。下渗 型包气带水分运动状态出现于春融水、降水或灌溉 水入渗补给浅埋（≤２ｍ）潜水的时段。 中（ｃｍ） Ｏ １ＯＯ ２ＯＯ 图２ Ｆ渗型包气带土层剖面水势分布曲线 ３．３蒸发——下渗型 蒸发一下渗型包气带水分运动状态的特征是： 在零通量面（ＺＦＰ）以上，土水势梯度 （ ）＜Ｏ，包气 带水分向上运动，水分被蒸发；在ＺＦＰ以下，土水势 梯度 （ ）＞Ｏ，包气带水分向下运动补给潜水。在上 述土层剖面上、下两部分的交界处，土水势梯度 Ｉ（ ）一０，包气带水分通量为零，即此处出现发散型 零通量面（ＺＦＰ）。在此ＺＦＰ的上、下两部分土体之 间无液态水分交换。土层剖面水势分布见图３。 Ｏ １ＯＯ ２００ ３００ 图３蒸发～下渗型包气带土层剖面水势分布曲线 维普资讯 http://www.cqvip.com 第３期 范高功等：细土平原区包气带水分运移及与潜水转化关系的研究 蒸发——下渗型包气带水分运动状态形成的主 要原因：降雨（或灌溉水）使包气带水分运动呈下渗 型，由于蒸发作用，表层土水势梯度发生如下变化： Ｉ（ ）＞０－－－￣Ｉ（ ）：０一Ｉ（ ）＜０，即上部包气带水分 由向下运动转化为向上运动。而在下部包气带土水 势梯度仍保持 （ ）＞０，水分继续向下运动。在上述 两部分交界处 （ ）一０，即此处为ＺＦＰ。这时包气带 水分运动状态由下渗型转化为蒸发——下渗型。 蒸发一一下渗型是天山北麓细土平原潜水埋深 ／＞－３ｍ地区的一种主要的包气带水分运动状态。从 土水势分布曲线可以看出，潜水得到零通量面以下 包气带水分的下渗补给。 ３．４下渗——蒸发型 下渗——蒸发型包气带水分运动状态的特征 是：在上部包气带，土水势梯度Ｉ（ ）＞０，水分向下 运动；在下部包气带，土水势梯度Ｉ（ ）＜０，包气带 水分向上运动；在上述两部分的交界处，土水势梯度 （ ）一０，此处为一收敛型零通量面（ＣＺＦＰ）。在这 种情况下，ＣＺＦＰ位置与湿润锋面位置相一致，是包 气带水势分布曲线的一个极小值点。下渗——蒸发 型土层剖面水势分布曲线见图４。 下渗——蒸发型包气带水分运动状态，主要发 生在潜水浅埋区（溢出带及其附近）。在干旱的气候 条件下，虽然每次灌溉或降水都有可能形成下渗 蒸发型包气带水分运动状态，但是它存在的时 间一般都比较短暂。 中（ｃｍ） １００ ２００——３００ Ｏ — Ｅ １０Ｏ Ｎ ２００ 图４ 渗——蒸发型土层剖面水势分布曲线 以上是试验条件下包气带水分运动状态的四种 基本类型，反映了天山北麓细土平原区非冻结期包 气带水分运动及其与潜水转化关系的基本情况。这 ４种包气带水分运动的基本状态在一定条件下是相 对稳定的。随着条件的改变，包气带剖面土水势分布 也将发生变化，引起包气带水分运动状态相互转化。 如原先包气带水分运动状态是蒸发型，这时若进行 灌溉，地表土水势必突然增大，并随着灌溉水的入 渗，高能区向下延伸，使包气带水分运动状态由蒸发 型转化为下渗——蒸发型，出现一个向下移动的收 敛型零通量面。如果灌水量足够大，该零通量面继续 向下运移，直至消失，这时包气带水分运动状态又由 下渗——蒸发型转为下渗型。灌水停止后，由于蒸发 作用，又会在表层形成向下发育的零通量面，这时包 气带水分运动状态又从下渗型转化为蒸发——下渗 型。如再发生降水或灌溉，包气带水分运动状态又会 转变为下渗——蒸发——下渗的复合型。 ４冻结期包气带水分运移及其与潜水 的转化关系 试验场所在的天山北麓平原区，大约在每年的 ｌ１月初进入冻结期，一直持续到翌年３月底，最大 冻土层厚度在１．２～１．５ｍ左右。冻结期绝大部分时 问被积雪覆盖，积雪最大厚度近５０ｃｍ。 在冻结层从地表形成并向下发育过程中，冻结 层下界面附近土水势随深度增加而增加，包气带水 分运动状态呈蒸发型，水分向冻结层下界面运移。 在潜水埋深３ｍ的条件下，在冻结过程中冻结 层以下的包气带水分运动状态呈蒸发型，潜水持续 地向包气带水分转化；在融冻期转变为下渗型，潜水 获得一定量的补给（见图５）。 ｚ（ｃｍ） ２２０ ２６０ 图５冻融前后冻结层以下土层剖面水势分布曲线 在潜水埋深５ｍ或更大深度，在冻结层形成发 育过程中，冻结层与潜水面之间存在一个零通量面， 包气带水分运动呈蒸发——下渗型，如图６。零通量 面（２６０ｃｍ）以上包气带水分向冻结层下界面附近运 移，使冻结层下界面附近包气带含水量增加；零通量 面以下，包气带水分向下运动，潜水接受少量包气带 水分转化补给。在融冻期，随着冻结层下界面的消退 和积雪的融化，出现大量水分入渗，包气带水分运动 状态逐渐转变为下渗型。包气带水分下渗，除增加土 层剖面含水量外，潜水也得到部分补给。 维普资讯 http://www.cqvip.com 西北水资源与水工程 Ｚ（ｃｍ） 分别表现为蒸发型，下渗——蒸发型、下渗型、蒸发 下渗型，但蒸发型仍是主要形式。包气带水分的 在冻结期，若潜水埋深３ｍ左右，冻结层至潜水 薹 图６冻结期冻结层以下土层剖面 运移类型决定包气带水与潜水的相互转化关系。 面之间包气带水分运动状态呈蒸发型，潜水持续向 包气带水分转化ｌ若潜水埋深大于５ｍ，包气带水分 运动呈蒸发——下渗型，零通量面以上包气带水分 向冻结层下界面附近运移；以下水分向下运移，向潜 水转化。在融冻期，包气带水分运动状态呈下渗型， 浅埋区潜水得到一定的人渗补给。 参考文献： Ｅ１３张远芳，周金龙．内陆干旱平原区零通量面形成发育规 律的初步研究ＥＪ３．水文水资源，１９９９（３）． 水势分布曲线（潜水埋深５ｍ） ５结论 试验条件下，天山北麓包气带水分运移的基本 类型有：蒸发型、下渗型、蒸发——下渗型和下渗 Ｅ２］李佩成，等．黄土原灌区三水转化机理及研究［Ｍ］． 西安：陕西科技出版社，１ ９９９年． 蒸发型四种 这４种基本类型在一定条件下相 对稳定，并随条件改变，相互转化。在气象要素，土的 性质基本相同的情况下，潜水埋深对包气带水分运 Ｅ３］霍崇仁．等．水文地质学ＥＭ］．北京：水利电力出版社， １９８８年． 动状态起控制作用。当潜水位埋深≥３ｍ时，蒸发 Ｅ４３ Ｄ．希勒尔（美）著．尉，等译．土壤物理学概论［Ｍ］． 西安：陕西人民出版社，１ ９８８年． 下渗型是最主要的包气带水分运动类型；当潜 水位埋深≤２ｍ时，包气带水分运动状态在不同时段 （上接第１８页） 比１９９５年大早年少８８．５ｋｇ。粮食产量最少年份，人 均粮食仅为１９１．７５ｋｇ，比１９９５年大早年少１０３． ２５ｋｇ。每年平均粮食产量约４２２．９万ｔ，比１９９５年 如果缺乏有力的措施，关中的社会经济将严重倒退。 参考文献： 大早年少１８１．２６万ｔ。最低年份粮食产量约为３９２． ４Ｏ万ｔ，比１９９５年大早年少２１１．７６万ｔ。与正常年 份比较，每年减产粮食大约２７３万ｔ。 ５．４工农业总损失综合估计 Ｅｌ３黄河流域及西北水旱灾害编委会．黄河流域水旱灾害 ＥＭ；．郑州：黄河水利出版社，１９９６年． ［２］陕西省气象局气象台．陕西省自然灾害史料［Ｍ］． １９７６．１Ｏ． 特大持续干旱年，关中地区（损失按１９９５年灾 害损失同比例计算）因干旱造成直接经济损失约 ５６．０８亿元，其中农业减产损失约３１．８７亿元，畜牧 业损失约４．１６亿元，工业损失约１７．３５亿元，城乡 人民生活损失约１．１９亿元，其它损失约１．５Ｏ亿元。 ［３］气象局气象科学研究院．中国近五百年旱涝分布图 集ＥＭ］．地图出版社，１９８１． Ｅ４３陕西省水利厅、陕西省防汛抗旱指挥部办公室编著．陕 西水旱灾害［Ｍ］．１９９６年． ｒｓ３黄河年鉴１９９５［－Ｍ］．郑州：黄河水利出版社，１９９６．
