利用TDR100系统原位监测深厚包气带水热动态

何雨江，蔺文静，王贵玲

中国地质科学院水文地质环境地质研究所，石家庄 050061

0 引言

随着太行山前地下水位持续下降、包气带厚度不断增加，使得包气带水热运移分析和模拟更为困难[1-2]。其原因主要有：土壤水入渗过程与时间密切相关，必须准确把握水分变化的时间点[3-4]；厚包气带水力参数的准确获取十分困难[5]；气象因素、剖面的空间变异[6]；监测的人为影响随着包气带增厚更为显著。

传统的监测土壤含水量的方法分别存在以下问题：人为扰动较大的取土法不可能再次测量同一剖面；不连续监测（厚度达几十米的包气带不可能同时监测）的中子仪法会造成重要渗透拐点的遗漏，且耗费大量人力；利用电磁波原理的小型测定仪器测定深度十分有限，只适合浅层包气带。因此，上述方法均不能满足深厚包气带的研究需求[7-10]。

美国CAMPBELL公司研发的时域反射（TDR）系统能够产生一个瞬时的、上升的电磁脉冲。通过同轴电缆和TDR探头（包括CS605、Model109和Watermark200）可以同时测量土壤的体积含水量、温度和基质势；反射波发生的采集样本和数字化数据可以分析，也可以存储下来；面板上的处理器可以很轻易、快速地把传播时间和脉冲转换成振幅信息，通过这些信息就可以反映出土壤的体积含水量，并可在-40～55℃下进行操作，且不受土层压力影响[11]。显然，该设备适用于长期原位监测包气带水热运移，特别是深厚包气带优势明显。

因此，笔者利用TDR100土壤多项监测系统测定深厚包气带全剖面土壤体积含水量和温度，以及降水、蒸发等自然条件共同作用下的水分分布和热量运移规律。

1 材料和方法

1.1 试验区概况

试验于2011-2012年在河北正定国土资源部野外综合试验基地进行。当地属暖温带半湿润大陆性季风气候，四季分明，年平均气温12.9℃，7月份平均气温最高（26.5℃），l月份平均气温最低（-2.9℃）。降水主要集中在6-9月，年平均降水量为569.8mm，年蒸发量约1092.3mm。

正定位于太行山中段山前倾斜平原地带，西部高程106.0m，东部为56.0m，微向东倾斜，地面坡降1%。其地貌类型属于滹沱河冲洪积扇的中上部，在滹沱河的二级阶地上。试验基地土质以粉质黏土和砂土为主，密度2.20～2.74g／cm3，浅层地下水埋深36.1～49.3m。

1.2 试验布置

本研究在正定试验基地开挖30.3m典型包气带多相监测剖面，内径为2.5m，外径3.5m，于典型剖面内侧井壁安装监测探头，探头水平插入深度1.5m，测量土壤体积含水量（36支CS630）、土壤基质势（36支 Watermark200-253／257）和土壤温度（36支Model109）。3种探头埋设深度相同，2.0m以内每0.2m一支，2.0m以下，每0.4～1.2m一支，3种探头统一利用TDR100采集数据。监测间隔为0.5h，TDR100系统钟与北京时间设为一致。同时利用小型气象站 Watchdog（美国，Davis Instruments）监测研究区气象变化，包括降水、蒸发（图1）、太阳辐射等19项常规气象监测，观测间隔为0.5h；并使用自计式水位计（Diver荷兰，Schlumberger，Co.Ltd.）进行地下水位的常规观测，观测间隔也为0.5h。

1.3 室内标定

室内标定试验的目的在于建立探头信号与土壤体积含水量之间的关系，优化监测结果。在标定试验之前，必须对不同层面的岩性刻画清楚，这是由于不同岩性土壤对TDR电磁波反应存在差异，只有相同或相似岩性的土壤才能使用同一标定方程。根据颗分结果，主要标定了粉质黏土、粉砂和粗砂的探头信号与土壤含水量、基质势的相关关系。

其中，粉质黏土采自1.2m处，粉砂取自5.4m处，而粗砂取自3.0m深度处。对每个探头进行标定发现，不同探头在对同一土壤的标定方程基本一致，探头本身的差异可以忽略不计。下文中的数据均为经标定转化后的结果。

2 结果与讨论

2.1 典型降水-蒸发过程

太行山前平原夏秋交替季节由于气温较高，蒸发较强烈（图1）。在持续降水事件后，以2011年8月16日-9月10日为例，选取持续降水前（已持续高温蒸发10d，少量降水）8月19日的总水势作为蒸发阶段的典型日，选取9月9日（持续降水停止日）作为降水阶段典型日进行对比，结果见图2（图中总水势由Watermark 200-253／257测定的基质势转化得到）。

图1 典型过程的降水量和蒸发量Fig.1 Rainfall and evaporation of the typical process

图2 典型降水-蒸发过程总水势变化图Fig.2 Variation of the soil water potential of typical rainfall-evaporation process

蒸发阶段典型日监测结果显示：0.0～1.0m总水势均低于-320.0cm，在0.4cm深度处达到-390.0cm；0.0～8.0m深度平均总水势为-354.8cm。而持续降水改变了总水势的分布情况，特别是3.0m以上，1.2m处升到最大值-270.0cm，0.0～8.0m 深度平均总水势为-340.1cm。由图2看出，2次监测过程的最浅零通量面（总水势拐点）均出现在1.2m深度处（岩性为粉质黏土），且该深度总水势在整个剖面上最大，这是典型的发散型零通量面。由于上部土壤水逐渐蒸发蒸腾，下部土壤水继续向下入渗，此阶段土壤水的运动形式为蒸发-入渗型，其发育形成随灌溉、降水、作物生长和土壤质地呈规律性变化。

由不同深度降水阶段与蒸发阶段的总水势变化率（图3）可见：总水势变化率显然在表层较大，0.6 m以上均超过10.0%；1.2m以上总水势变化率由地表向下逐渐降低，1.2m处总水势变化率降至最低（-1.1%）；1.2m以下的总水势变化率均在5.0%以内；3.0m深度处的总水势变化率达到4.5%，这是由于持续的强烈蒸发造成水分又向上运动。按照相同方法，对表1中各次降水蒸发过程进行监测发现，该典型剖面最浅层零通量面为1.0～1.2m。

图3 典型降水-蒸发过程总水势变化率Fig.3 Soil water potential gradient of the typical rainfall evaporation process

表1 典型降水-蒸发过程统计表Table1 Typical rainfall-evaporation process

2.2 不同深度水分动态差异

由资料得知，2011年9月10日-9月16日发生了降水（共60mm）之后，截至11月15日，研究区基本无降水，且无其他入渗补给（图1）。土壤水的基质势随土壤含水量而变化，图4反映了包气带不同深度处的基质势动态变化规律。由图4可见：0.2 m深度处的基质势在9月16日后明显增大，于9月22日达到最大（-17.35kPa），随后受蒸发作用影响，基质势不断减小，至11月15日减小至-25.89 kPa；0.6m处的基质势在9月27日达到最大，明显滞后于0.2m深度处，但比9月16日降水前增大了1.77kPa，同样在蒸发作用影响下，该处基质势在11月12日减少至-23.73kPa。显然，浅层包气带的水分动态变化主要取决于外界环境的变化，且随着深度增加，水分动态变化趋缓并滞后。

图4 深厚包气带土壤基质势动态Fig.4 Soil matric potential dynamic in deep vadose zone

1.6m深度处的基质势在整个研究时段内均高于0.6m处，变化平缓，且整体趋向增大，于10月21日达到最大（-13.20kPa）后开始下降。在10月21日以前，1.2m以下土壤水分向下运动，但是，长时间的蒸发条件导致零通量面的下移，使得1.6 m处的土壤水分开始向上运动，最终，在11月12日基质势降到了-16.67kPa。5.0和25.0m处的土壤水基质势基本保持稳定。1.6、5.0和25.0m处平均基质势分别为-14.71kPa、-5.01kPa和-2.50kPa，基质势随深度增加逐渐增大，这是由于逐渐接近地下水位的原因。

值得注意的是，12.0m处的平均基质势达到了-35.28kPa，在不同深度包气带中为最低值。其主要原因是该深度处存在一个黏性较大的夹层，当土壤体积含水量约为18%时，基质势降至很低，且土壤含水量的微小变化，引起12.0m处的基质势产生波动；而5.0m和25.0m处土壤岩性接近，砂粒含量较大，在含水量大于15%时表现出较高的基质势。因此，在包气带较深处（研究区零通量面变化范围以下），土壤水基质势动态的主要决定因素是土壤本身的性质。

2.3 水分入渗过程

考虑到深厚包气带入渗过程较长，本次选取研究区强降水过程基本结束的2011年11月1日、之后半年（2012年5月1日）和之后1个完整年（2012年11月1日）3个时间点的全剖面土壤含水量动态进行分析，结果见图5。

从全剖面来看，3个时间点的水分动态趋势基本一致，说明在1年之中监测系统较为稳定，数据是可信的。在0.0～3.2m，3个时间点的土壤体积含水量差异较大，特别是2012年5月1日的土壤含水量明显高于另2个时间点，这是由于降水相对较多，且蒸发不强烈；在3.2～30.0m深度，共出现了4次代表性的土壤含水量差异，下面分别进行分析。

1）4.2m和7.0m均位于砂层的中部。4.2m深度位于粉砂层，在2012年11月1日的土壤体积含水量低于前2个时间点近5%，查阅2012年10月该深度处的监测结果发现，自2012年10月10日开始，在无上层补给后，该深度处（粉砂层，透水性能良好）土壤体积含水量持续下降，发生入渗补给；而7.0m深度位于中粗砂层，水分动态和4.2m处基本一致，但该深度处是更好的渗水通道，在2012年5月之前的体积含水量较高，达到0.30，在2012年5月之后，研究区进入强降水阶段，7.0m处积累的水分在上层补给的重力驱动下继续向下运移，2012年11月该深度处体积含水量回归到0.20。

图5 深厚包气带土壤体积含水量动态Fig.5 Soil VWC dynamics in deep vadose zone

2）7.9m位于砂层和黏土层交界处。3个时间点的土壤含水量均降到了全剖面最低。原因在于下层为黏性土，阻碍了水分继续向下运移。在无强降水补给的2012年5月之前，水分积累在黏性土层以上。

3）9.1m位于黏土层中部。2012年5月1日的土壤体积含水量比2011年11月1日和2012年11月1日的均大0.15，这说明在5月该层土壤水分充足，水分入渗至11月，土壤含水量降至上年同期水平，有着较强的赋水能力且渗透性能较差，是典型的黏土层特征。

图7 地下水埋深动态Fig.7 Variation of the groundwater level

4）12.5m位于黏土层与砂层交界处。该深度土壤体积含水量比7.9m处（砂层与黏土层交界）高出0.15，在该层水分能够及时地发生入渗。而该深度处2011年11月1日的土壤体积含水量高于2012年相同日期，是因为2011年降水较少，驱动力不足所致，这一点与7.0m处特征一致。

15.0～30.0m剖面颗粒较粗，成为过水通道，所以3个时间点土壤水分差异不大，需要选取典型深度（7.9、19.8和27.3m）分析水分入渗规律（图6）。以砂性土为例：由7.9m土壤水分的全年动态可以看出，在降水入渗驱动下2012年4月土壤体积含水量开始逐渐升高，并在2012年10月升至最大；19.8m处变化较为平稳，但趋势基本一致，同样是受到上层水分补给而变化，水分滞后时间约60d；而27.3m处的水分动态与前两者明显不同，上半年在2012年1月达到最大值并开始逐渐下降，这与研究区强降水期（每年6-9月）明显不符，主要补给来源很可能是地下水向上补给。图7中地下水埋深在2012年2月达到最浅之后逐渐下降，直至2012年8月开始抬升。

2.4 深厚包气带地温动态规律

太阳辐射到达地面以后很快被吸收，地面吸收的热量通过固体颗粒和颗粒孔隙间空气向下传导，引起土壤温度在垂直剖面上发生不同变化[12]。0.1 m深度处的土壤温度变化最为明显，从2011年9月25日的24.1℃到11月15日的10.8℃，变幅达到13.3℃，影响其变化的主要原因是地表温度，同时，强降水对其有着重要影响；9月16日-9月18日平均地表温度基本不变，但是降水导致该深度处温度下降2.1℃（图8）。1.0m处的土壤温度受地表温度变化影响显著，9月16日-11月15日呈直线下降，R2达到0.9602（R 为相关系数）。5.0、15.0和25.0m处的土壤温度基本保持不变：5.0m处土壤平均温度为16.3℃；15.0m和25.0m处土壤温度基本一致，平均为15.0℃。

图8 不同深度土壤温度动态对比图Fig.8 Contrast of soil temperature dynamic of different depth

图9 不同时期全剖面土壤温度对比图Fig.9 Contrast of soil temperature in different period at all profile

由全剖面土壤温度变化对比图（图9）可知：9月16日表层土壤温度最高，1.0m以内随深度增加温度下降，在1.0～2.0m深度处出现1个平台，2.0 m以下土壤温度迅速下降直至9.2m，达到第2个平台，但是，9.2m以下深度仍存在1.0℃左右的波动；11月15日的表层温度最低，随着深度的增加，在2.4m处达到最高土壤温度17.2℃，之后，土壤温度不断下降，在9.2m处进入平台，与9月16日相同，土壤温度在1.0℃以内小幅波动。2个时期的土壤温度变化曲线均表明：9.2m以内土壤温度随深度变化明显。

对比降水后的9月16日和长期无降水的11月15日全剖面土壤温度动态可知：土壤温度受气温影响显著，9月16日各深度土壤温度均高于11月15日，特别是5.0m以内，温度差异较大；5.0m以下的土壤温度随时间变化而改变的主要原因是地表温度改变的滞后效应。

另外，结合图7、图8得到：5.0m以下的土壤温度随深度变化仍然有波动，而这种动态变化的主要原因是岩性差异，这与深层土壤水分动态的产生原因（详见2.2节）一致。

3 结论

1）由于厚度大、岩性条件复杂，使得深厚包气带水分运移必然是相对滞后的往复运动，研究区水分补给滞后时间为2～3个月。土壤总水势动态表明：零通量面为1.0～1.2m，零通量面以上土壤水分主要受降水蒸发影响，零通量面以下，深层土壤水分动态不明显。

2）深厚包气带1.0m以上地温受地表温度影响显著，9.2m以内地温仍然存在明显变化。5.0m以内地温随时间变化而改变的主要原因是地表温度改变的滞后效应，5.0m以下土壤岩性差异能够造成地温1.0℃以内小幅波动。

3）深厚包气带（特别是地表3.0m以下）的水分入渗由土壤岩性决定，黏粒含量大的水分波动大，砂粒含量大的波动较小：从粗颗粒层向细颗粒层入渗时，在粗颗粒层可能发生水分积累现象，这就是部分深层包气带砂层出现土壤水分较高的原因，研究区此性质砂层含水量较其他砂层高15%；从细颗粒层向粗颗粒层入渗时，水分能够及时入渗。因此，粗颗粒层是良好的输水通道，而细颗粒层（如黏土层）才是决定入渗能力的关键层。

4）强降水入渗对深厚包气带水热运移产生重要影响，起着打通“输水通道”的关键作用。

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