张满想，陈军锋，臧红飞，刘 萍，郑秀清
（1.太原理工大学 水利科学与工程学院，太原 030024；
2.华北水利水电大学 水资源学院，郑州 450046；
3.太原理工大学大数据学院，太原 030024）
我国黄河中游大部分黄土台塬地区，更新世黄土极为发育，全新世也有黄土堆积，不同时代黄土相互叠覆[1,2]，是极具特色的黄土覆盖区，然而该地区因黄土独特的性质和特殊的气候条件水土流失十分严重，滑坡等地质灾害频发[3,4]。深入研究黄土台塬地区不同时代黄土水分运动，掌握其规律，可以为当地水土流失的治理[5]、滑坡等地质灾害的防治[6-8]、包气带污染物质迁移的预测[9,10]以及地下水资源量的准确评价提供科学依据[11]。因此，研究黄土台塬地区土壤水分的入渗和迁移规律具有重要的现实意义。
土壤水分的入渗和迁移作为自然水文循环中一个不可或缺的环节，具有重要性和基础性[12]，对于补给土壤水分、调配降水具有重要意义[13]，许多学者基于不同土壤类型[14-18]、不同土壤理化性质[19,20]、不同降雨条件[21,22]以及不同覆盖条件[23,24]进行了深入的研究。土壤水分的入渗和迁移是一个连续的过程，其驱动力为土水势梯度[25]，非饱和土壤水分运动的动力主要包括重力势、基质势和温度势，而积水条件下的水分运动则不可忽略压力势。许多研究表明，在土壤物理参数中，土壤容重、质地、结构、前期含水率等对土壤水分运动具有显著影响[17-20]，在土壤化学参数中，有机质含量对土壤入渗能力具有较强影响，有机质含量高的土壤，团粒结构多且稳定性好，土壤中的水分运动通道（非毛管孔隙）多，入渗能力强[19]。此外，入渗水中离子的种类和浓度也会对土壤水分运动产生较强影响，如入渗水中的非吸附性离子可促进土壤团粒结构的形成，提高入渗能力[14]。黄土是一种普遍具有节理、结构疏松、水敏性极强的特殊土，黄土中节理的存在，一方面割裂土体，降低其稳定性，另一方面，节理可作为优势入渗通道，极大地促进水分的入渗和迁移[26,27]，因此研究黄土中水分的运动规律时，其节理的发育特征不容忽视。总之，国内外学者关于不同土壤类型、土壤不同理化性质、不同类型入渗水以及不同供水强度条件下的土壤入渗和迁移规律进行了深入研究，但对于黄土台塬地区不同时代黄土水分入渗特性和迁移规律的研究较少，张敬晓等通过野外土柱试验从干化土壤修复的角度研究了黄土丘陵区独立降雨和间歇降雨条件下土壤水分的入渗和迁移规律[21]，李萍等采用现场试验的方法研究了马兰黄土中水分的迁移规律[8]，但其都未涉及黄土台塬区不同时代黄土（Q4、Q3和Q2）的入渗特性的研究。
本文通过实地分层垂向一维积水入渗试验、自然降雨和地表入渗池入渗条件下土壤水分迁移试验，采用3种入渗模型对不同时代黄土入渗过程进行拟合，对土壤水分入渗和迁移特征进行分析，揭示黄土台塬区不同时代黄土水分入渗特性和迁移规律，研究成果对于当地土壤水资源利用和地质灾害防治具有一定指导意义。
1.1 试验地概况
试验在山西省太原市汾河东岸的黄土台塬地进行，地理坐标E112°36"42.2″，N37°50"11.8″，平均海拔高度895.7 m。试验区属暖温带半干旱大陆性季风气候，多年（1979～2007）平均降水量414.5 mm，多集中在7-9月，占全年降水量的70%；
多年平均气温9.5 ℃；
多年平均蒸发量为1 644.91 mm，无霜期170 d，历史最大冻土深度1.06 m。试验期间日平均气温和降水情况见图1。
图1 试验期日平均气温和降水量Fig.1 Daily average temperature and rainfall during the test period
研究区地表之下12.0 m 范围内土壤质地大多为砂壤土，少部分为壤土，从上到下依次为Q4、Q3和Q2黄土，研究区不同时代黄土颗粒组成见表1。
表1 不同时代黄土颗粒组成Tab.1 Composition of loess particles in different epochs
1.2 试验设计
1.2.1 一维垂向入渗试验
为了研究黄土台塬地区0～12.0 m 深度不同时代黄土的入渗特性，7月12-15日在试验地16 个不同深度（0、20、40、60、80、100、150、200、300、400、500、600、700、830、1 000、1 200 cm）使用双环试验装置进行一维垂向入渗试验，维持积水层厚度2 cm，入渗时间90 min。
1.2.2 自然降雨条件下土壤水分迁移试验
为了研究黄土台塬区自然降雨条件下土壤水分在垂直方向上的运移状况，进行了自然降雨条件下土壤水分迁移试验。试验期间（7月12日-10月3日）共取土6次，日期分别为7月16日（第4天）、7月25日（第13天）、8月6日（第25天）、8月21日（第40 天）、9月9日（第59 天）和10月3日（第83天），取样深度为0、10、20、40、60、80、100、150～1 200 cm（间隔50 cm 取样），采用烘干法测量土壤含水率。每次取土前均有降雨，总降雨量为281.4 mm，总土壤蒸发量为254.8 mm，自然降雨期间降雨和土壤蒸发情况见表2。
表2 自然降雨试验期间降雨和土壤蒸发Tab.2 Precipitation and soil evaporation during natural rainfall test
1.2.3 地表入渗池入渗下土壤水分迁移试验
为了研究黄土台塬地区极端暴雨后土壤水分在垂直方向上的运移状况，在自然降雨观测的同时，进行了地表入渗池入渗条件下土壤水分迁移试验。在研究区构筑直径为5 m的圆形入渗池，7月12日向入渗池内一次性灌水15.708 m3（相当于降雨800 mm），约26 h 水分全部入渗，此后入渗池敞口，7月12日～10月3日期间自然降雨281.4 mm，土壤蒸发284.4 mm。有效降雨总量远大于多年（1979-2007年）平均年降水量414.5 mm和最大年降水量621.0 mm（1996年）。
从入渗池底中心水平向外由近及远共设置了5 个监测点，距离入渗池底中心的距离分别为：0、2.5、3.0、4.5、8.0 m，每个监测点位的监测项目为不同深度土壤含水率和土壤湿润锋深度，所有监测点位土壤含水率的取样深度为0、10、20、30、40、60、80、100、150～1 200 cm（间隔50 cm取样），土壤含水率取样时间为：灌水后第4、13、25、40、59 和83 天，湿润锋深度监测时间为：灌水后第4、13、25、34、40、48、59、69、74和83天。
2.1 土壤入渗特性分析
0～12.0 m不同深度处土壤90 min累积入渗量与稳定入渗率如图2所示。由图2 可知，Q4、Q3和Q2黄土的90 min 累积入渗量平均值分别为113.32 mm、126.65 mm 和79.53 mm，平均稳定入渗率分别为0.95 mm/min、0.97 mm/min 和0.53 mm/min，Q4、Q3黄土入渗能力较为接近，Q2黄土入渗能力最弱。黄土中的垂直节理在宏观上表现为一系列张开或者微张开的垂直裂隙或结构面，是土体优势入渗的快速通道，Q3马兰黄土比较发育，而Q2离石黄土发育较弱[25]。所以，Q3黄土的入渗能力最强，Q2黄土的入渗能力最弱。
图2 不同时代黄土累积入渗量和稳定入渗率变化曲线Fig.2 Variation curves of cumulative infiltration and stable infiltration rate of loess in different epochs
选取Kostiakov[28]、Horton[29]和Philip[30]3 种经典入渗模型对不同时代黄土入渗过程进行拟合，入渗过程拟合参数见表3。可见，3种不同模型对研究区不同时代黄土水分入渗过程的拟合精度有所差异。在Kostiakov模型中，Q4黄土的b值明显大于Q3黄土和Q2黄土，这表明Q4黄土的入渗率随时间降低的速度较快。在Horton 模型中，所有初始入渗率在3.07～184.16 mm/min，拟合效果较为理想。在Philip模型中，A值可表征入渗能力，其随深度的变化特征与90 min 入渗量与稳定入渗率随深度的变化基本一致。
表3 不同时代黄土3种入渗模型拟合结果Tab.3 Fitting results of 3 infiltration models of loess in different epochs
Kostiakov 模型的R2为0.63～0.95；
Horton 模型的R2为0.53～0.99；
Philip 模型的R2为0.44～0.86，Kostiakov 模型和Horton 模型的R2均大于0.50，拟合效果较好，同一深度，Philip 模型的拟合效果最差。Q4黄土的入渗过程较好地符合Kostiakov 模型，Q3、Q2黄土的入渗过程较好地符合Horton模型。
2.2 自然降雨条件下土壤水分迁移特征
研究区地势平坦，只有雨强较大时产生地表径流，一般降雨入渗于土壤中或继续迁移或蒸发排泄。自然降雨条件下，蒸发是地表水及土壤水分的主要排泄途径，研究区雨季土壤蒸发量占降雨量的90.55%。
土壤剖面水分的时空变化特征可通过含水率等值线在平面上的疏密程度和随时间变化的平缓曲折程度来反映[31]。图3为0～200 cm 自然降雨条件下土壤含水率等值线图，由图3 可知，自然降雨条件下100 cm 处的土壤含水率的波动幅度为1.31%，地表处土壤含水率波动幅度为10.12%，10～80 cm 土壤含水率波动幅度为3.79%～8.61%。土壤含水率等值线在0～100 cm 深度较为稠密，在100～200 cm 深度较为稀疏，并且越靠近地表等值线越稠密。等值线的稠密程度反映土壤含水率梯度的大小，在空间上变化的剧烈程度，越靠近地表，降雨和蒸发对土壤含水率影响越大，土壤含水率梯度越大，变化程度越剧烈，尤其是0～20 cm Q4黄土层。等值线的平缓曲折程度，反映了土壤水分随时间变化的剧烈程度，0～100 cm 土壤含水率等值线逐渐由曲折向平缓转变，受降雨和蒸发的影响，越靠近地表等值线越曲折。湿润锋是水分下渗过程中土壤湿润带与初始土壤的交界面，在湿润锋处土壤含水率梯度较大，自然降雨条件下土壤湿润锋在60～100 cm 深度范围内变化，自然降雨和蒸发对土壤水分的影响深度小于100 cm。
图3 自然降雨条件下土壤含水率等值线图（单位：%）Fig.3 Contour of soil moisture content under natural precipitation
选用数理统计中的极值比Ka与变差系数Cv描述土壤剖面水分时空变异特征[23]。图4为土壤含水率极值比和变差系数随深度变化曲线，由图4 可见，自然降雨条件下极值比Ka和变差系数Cv随着深度的增加，总体上呈现出减小的趋势，这表明随着深度的增加，土壤含水率的波动幅度和变异程度减小。0～80 cm土壤含水率Cv≥0.1且Ka≥1.4，为水分活跃层，土壤含水率变化剧烈；
100 cm 以下深度的土壤含水率Cv< 0.1 且Ka< 1.4，为水分稳定层，土壤含水率变化幅度较小。
图4 土壤含水率极值比和变差系数随深度变化曲线Fig.4 Curve of extreme value ratio and variation coefficient of soil moisture content with depth
2.3 地表入渗池入渗条件下土壤水分迁移特征
地表入渗池入渗条件下，Q2黄土的含水率变化较小，7月16日到10月3日的入渗池中心0～600 cm 深度Q4和Q3土壤含水率等值线见图5，由图可知，0～20 cm、80～120 cm 和300～450 cm土壤含水率等值线稠密。
图5 灌水后第4～83天入渗池中心土壤含水率等值线图（单位：%）Fig.5 Contour of soil moisture content in the center of infiltration pool from the 4th day to 83rd day after irrigation
夏季蒸发强烈降雨频繁，地表附近0～20 cm 土壤含水率受降雨和蒸发的影响较大，梯度较大。7月16日（入渗后第4天），湿润锋运移到265 cm，湿润锋上层土壤含水率高达15.00%～22.01%，随着时间的推移，0～100 cm深度土壤由于受蒸发影响含水率逐渐减小，100 cm 深度以下土壤水分受地表蒸发影响甚微，故在80～120 cm 深度形成土壤水分变化剧烈区，等值线较为稠密。在300～450 cm 深度范围有一条从左上斜向右下的等值线稠密带，这表明灌水后第4 天到第83 天土壤湿润锋从265 cm运移到420 cm。
图6为入渗池中心湿润锋深度随时间变化的拟合曲线，由图6可知，入渗池中心湿润锋深度与时间的拟合关系为幂函数关系y= 211.703x0.153，R2为0.951，入渗后第1～13 天，垂向湿润锋推进速率较大，平均25 cm/d，而第69～83 天垂向湿润锋推进平均速率仅为1.43 cm/d。
图6 入渗池中心湿润锋随时间变化拟合曲线Fig.6 Fitting curve between wetting front with time in the center of infiltration pool
图7 为灌水后第59 天到第83 天入渗池附近湿润锋动态变化曲线，由于土壤水分在水平方向运移能力较弱，直到入渗后第59 天（9月9 号）才观测到明显的水平方向湿润锋迁移。在同一时间，入渗池中心湿润锋深度最大，从入渗池中心水平向外土壤湿润锋深度逐渐减小，在入渗池边界（距离入渗池中心2.5 m）附近，土壤湿润锋深度剧烈减小，灌水后第83天入渗池边界处湿润锋深度为390 cm，而距离入渗池边界50 cm处（距离入渗池中心3.0 m）湿润锋深度仅为95 cm。
图7 灌水后第59～83天入渗池附近土壤湿润锋动态变化曲线Fig.7 Dynamic change curve of soil wetting front near infiltration pool from the 59th day to 83rd day after irrigation
（1）研究区Q4（0～40 cm）、Q3（40～650 cm）和Q2黄土（650～1 200 cm）90 min 累积入渗量平均值分别为113.32 mm、126.65 mm 和79.53 mm，平均稳定入渗率分别为0.95 mm/min、0.97 mm/min 和0.53 mm/min，Q2黄土的入渗能力较Q4和Q3分别低44.2%和45.4%；
Q4黄土的入渗过程较好的符合Kostiakov模型，Q3、Q2黄土的入渗过程较好的符合Horton模型。
（2）自然降雨条件下，100 cm 处的土壤含水率的波动幅度为1.31%，自然降雨和蒸发对土壤水分的影响深度小于100 cm；
0～80 cm 土层为水分活跃层，100～1 200 cm 土层为水分稳定层。
（3）地表入渗池入渗条件下，Q2黄土的含水率变化较小；
入渗后第4 天到第83 天，入渗池中心土壤湿润锋从265 cm 运移到420 cm，池中心的垂向湿润锋深度与时间符合幂函数关系。入渗后第83 天，入渗池边界处湿润锋深度为390 cm，距离入渗池边界50 cm处湿润锋深度仅为95 cm。