旱区不同层状结构土壤的水分运移过程与模拟.pdf

DOI：10.16030/ki.issn.1000-3665.202211076王强民，赵明，彭鸿杰，等.旱区不同层状结构土壤的水分运移过程与模拟 J.水文地质工程地质，2023，50(4):84-94.WANG Qiangmin,ZHAO Ming,PENG Hongjie,et al.Water transport process and simulation of layered soils with differentconfigurations in an arid regionJ.Hydrogeology&Engineering Geology,2023,50(4):84-94.旱区不同层状结构土壤的水分运移过程与模拟王强民1,2，赵明3，彭鸿杰3，胡贵明3，马开峰3，郭珂珂3，刘璞3（1.中煤科工集团西安研究院（集团）有限公司，陕西 西安710077；2.陕西省“四主体一联合”黄河流域中段矿区（煤矿）生态环境保护与修复校企联合研究中心，陕西 西安710077；3.长安大学土地工程学院，陕西 西安710061）摘要：针对位于干旱-半干旱气候带的我国西北部矿区生态修复过程中重构层状土壤水分运移规律不清等问题，通过设置不同层状结构土壤进行水分运移入渗试验，监测土壤剖面水分变化，采用 Hydrus-1D 模拟降雨入渗过程，从土壤水分、水势和水通量 3 个方面揭示层状土壤水分运移特征，并基于优化后的模型进行情景模拟，探究夹层特征对浅层土壤水分运移的影响。研究结果表明，夹层明显改变了土壤水分的分配与运移过程，土壤水势在夹层界面连续分布，而土壤水分在夹层界面发生突变；虽然黄土夹层和风化砂岩夹层都阻滞了土壤水分的下渗，但其阻滞原理不同，前者表现为黏质夹层渗透性能差导致夹层以上土壤水分滞留，后者归因于粗质夹层土壤基质势小造成水分持留在上部黏质土壤中；根据不同夹层属性的情景模拟结果，提出在风积沙 40 cm 深度处设置 20 cm 厚的黄土夹层有利于提高夹层以上土壤水分以供植被利用。研究探明了风积沙区充填黄土对土壤水分运动的影响，并为土壤类型以风积沙和黄土为主的我国西北部矿区在生态修复中的土壤重构方式提供了参考依据。关键词：层状结构；降雨入渗；水分运移；Hydrus-1D 模拟；干旱-半干旱区中图分类号：P641;S156.1 文献标志码：A 文章编号：1000-3665（2023）04-0084-11Water transport process and simulation of layered soils withdifferent configurations in an arid regionWANG Qiangmin1,2，ZHAO Ming3，PENG Hongjie3，HU Guiming3，MA Kaifeng3，GUO Keke3，LIU Pu3（1.Xian Research Institute of China Coal Technology&Engineering Group Corp,Xian,Shaanxi710077,China；2.Shaanxi Union Research Center of University and Enterprise for Mine Ecological EnvironmentProtection and Restoration in the Middle of Yellow River Basin,Xian,Shaanxi710077,China；3.School of Land Engineering,Changan University,Xian,Shaanxi710061,China）Abstract：The mining area in northwest China is located in the arid and semi-arid zone,in which the surfacewater resource is sparse and the ecological environment is fragile.Coupled with the exploitation of mineralresources,the land has been degraded seriously.How to realize the efficient reclamation of soil and the effectiveutilization of soil water is an urgent scientific and technical problem.In this study,the layered soil with differentconfigurations is set up for water transport and infiltration test to monitor the moisture changes in the soil profile.收稿日期：2022-11-28；修订日期：2023-01-06投稿网址：基金项目：国家自然科学基金项目（42007179）；大学生创新创业训练计划项目（G202210710131）第一作者：王强民（1989-），男，博士研究生，助理研究员，主要从事矿区生态修复研究。E-mail：通讯作者：赵明（1992-），男，博士，讲师，主要从事旱区生态水文研究。E-mail： Vol.50 No.4水文地质工程地质第 50 卷 第 4 期Jul.，2023HYDROGEOLOGY&ENGINEERING GEOLOGY2023 年 7 月Hydrus-1D is used to simulate the rainfall infiltration process and reveal the water transport characteristics oflayered soil from three aspects:soil moisture,water potential and water flux.The scenario simulation is conductedbased on the optimized model to explore the effect of interlayer characteristics on shallow soil water.The resultsshow that the interlayer significantly changes the distribution and transport of soil water,and the soil waterpotential is continuously distributed at the interlayer interface,while the soil water abruptly changes at theinterlayer interface.Although loess interlayer and weathered sandstone interlayer both block the infiltration of soilwater,the principle and the source of water increase are different.The former is the retention of soil water abovethe interlayer due to the poor permeability of loess,while the latter is the retention of water above the interlayerdue to the small matrix potential of the coarser interlayer.According to the results of the model,it is suggested thatsetting loess interlayer of 20 cm thick at the depth of 40 cm of aeolian sand is conducive to increase soil moistureabove the interlayer for vegetation utilization.Summarily,the results can provide a theoretical basis forunderstanding and mastering the layered soil hydrological process in arid regions and optimizing the soilreconstruction mode in the process of land reclamation and ecological restoration.Keywords：layered structure；rainfall infiltration；water transport；Hydrus-1D；arid and semi-arid region 位于干旱-半干旱的中国西北部矿区面临着 2 个主要生态环境问题，其一是气候干旱，地表水资源短缺，年降水量不足且分布不均，陆地生态环境极其脆弱1 2；其二是矿产资源的开发，大面积的土地被破坏，进一步加剧了生态退化3 4。土地复垦是保护土地资源、改善区域环境的重要手段，而土壤重构又是土地复垦的核心内容，其关键在于土壤剖面重构5 6。然而对于我国西北部矿区土壤水的气候条件，土壤水分是改良土壤的首要因子，因其是物质传输和转化的载体，也是维持植被和农作物生存和生长的关键制约因素。研究表明土壤中的层状结构对土壤水分的入渗过程起到减渗作用7 12，影响了水的分布状况。不同的用地类型进行的土壤重构对土壤水分运移影响的侧重点不同，例如：对于生态用地应减少地表径流，平衡土壤蒸发、植被耗水和地下水补给之间的关系，以期维持水文生态系统的长期稳定13；对于农业用地应提高耕作层土壤的持水能力，减少深层渗漏以保障作物需水量3，14。层状土壤水分运移过程较均质土壤而言，发生了较大的变异，土壤水分的入渗过程变得更为复杂，主要是由于夹层处土壤的水力性质发生了突变，如进气值、基质势和非饱和渗透系数等。根据土壤质地的差异，可将层状土壤分为上粗下细和上细下粗 2 种类型，然而两者结构的层状土对水分运移的影响机理又截然不同：对于上粗下细型，由于渗透性能的差异，水分达到交界面时受到导水障碍15 16；对于上细下粗型，上层细质土的土壤水吸力使水分不能进入粗相土，也就是形成了毛细屏障17 20，只有当交界面细质土土水势大于粗相土土水势时，毛细屏障被打破，水流才能继续向下移动。夹层的位置、数量、厚度和夹层土壤质地等对土壤水的入渗过程都有一定的影响：王文焰等21发现当湿润锋穿过界面后入渗率变为常数，且与上层土壤饱和导水率成正比。李毅等22指出夹层的层位越靠上，相应的累积入渗量越小；王晓彤等23通过正交试验发现夹层厚度对持水系数影响最大，而夹层位置对持水系数影响最小。马蒙蒙等24指出层状土壤中湿润锋随时间的推进方式由非线性过渡至线性，入渗率逐渐减小。综上分析，学者们主要是对层状土在水分入渗过程中湿润锋、入渗量以及入渗速率等指标的表述，而欠缺对不同结构层状土壤剖面的土壤水分运移机理的揭示。并且对位于陕北的风积沙与黄土过渡带，亟需在受损矿区进行土壤重构过程中提出科学高效的重构技术参数。因此，本文拟通过可控的室内层状土壤水分入渗试验并结合数值模拟揭示夹层土壤水分运移的影响机制等相关问题，研究成果在旱区层状土壤水分运移理论研究和土地整治应用上都具有重要意义。1 材料与方法 1.1 试验材料本研究以干旱-半干旱区的陕北榆神矿区为研究区。区内大部分地区地下水位埋深在 310 m25，非均质土壤结构普遍存在，据调查主要表现为 2 种形2023 年王强民，等：旱区不同层状结构土壤的水分运移过程与模拟 85 式：天然沙盖黄土和土地整治后的非均质体。本文以区内典型的风积沙、沙盖黄土和风化砂岩为研究对象，通过野外获取土壤样在室内进行颗粒分析，得到3 种多孔介质的物理性质，见表 1。风积沙的粒径主要分布在 0.0750.25 mm 之间，占比为 85%以上，属于粉细砂；风化砂岩的粒径主要分布在 0.0750.5 mm之间，占比为 95%以上，属于中砂；黄土的粒径主要分布在0.0020.25 mm 之间，占比为92%以上，属于砂壤土。表 1 多孔介质的物理特性Table 1 Physical properties of porous media in the experiment 多孔介质颗粒组成/%干容重/（gcm3）孔隙度定名0.02 mm0.020.05 mm0.050.075 mm0.075 0.25 mm0.250.5 mm风积沙8.888.23.01.450.37粉细砂风化砂岩4.863.531.71.320.30中砂黄土19.934.525.120.30.21.65砂壤土 1.2 入渗试验设计及过程试验装置由蒸渗仪、马氏瓶、降雨喷淋器及数据采集系统构成，见图 1。降雨装置由 3 组独立供水系统的降雨喷淋器组成，喷淋高度为 30 cm，喷淋面积100 cm2，喷淋强度可调节。有压入渗装置主体为马氏瓶，其工作原理见文献 26。蒸渗仪为透明有机玻璃材质，内径 20 cm，高 110 cm；上部开口，底部由滤网、溢流口和排气口组成；蒸渗仪侧壁留有圆形孔，用于传感器引线。本次研究设置均质风积沙（US）、风积沙-黄土-风积沙（SLS）和风积沙-风化砂岩-风积沙（SMS）3 组蒸渗仪。其中，2 组层状结构土柱的夹层位置在 4060 cm，厚度为 20 cm。回填过程中，按测定土样容重，20 cm/层进行填装，通过注排水进行密实，并进行打毛处理。每装填至预留圆形孔时，安装土壤含水率传感器（从土壤表层往下深度依次为 0，10，20，30，50，80 cm），并连接 EM50 数采设备，监测频率为10 min/次。填装完成后，土壤表面覆盖滤纸，底部排水口打开并静置 1 个月，使土壤剖面含水率稳定在一个较低的水平，继而开始入渗试验。本试验土壤样品取样点的地下水水位埋深较大，超过 8.2 m，因此土柱下边界设计成自由排水形式。（1）有压入渗试验试验过程维持水头恒定在 20 mm，供水时间为10 min，之后停止马氏瓶供水，连续监测土壤水入渗过程，10 d 后试验结束。（2）降雨入渗试验按照我国气象部门一般采用的降雨强度标准，设置小雨、中雨和大雨 3 种降雨强度，即 5，15，25 mm/h，降雨时长为 1 h。每组降雨试验连续监测土壤水入渗过程超过 12 d。1.3 数值模拟根据水力参数的实测值，结合有压入渗试验，利用 Hydrus-1D 及 Inverse Solution 模块，反演不同结构土柱的最优水力参数值。基于优化的水力参数值，模拟不同降雨强度下土壤水分运移过程，揭示层状土壤降雨入渗机理以及夹层对土壤水分再分配的影响机制，最后，综合考虑夹层厚度、位置和数量等因素，模拟多种结构情景下土壤水分运移过程，率定夹层属性对土壤水分运移的影响。1.3.1 本构方程非饱和土壤水分运移方程如下：c(h)ht=zK(h)hzK(h)z（1）式中：h压力水头/cm；c(h)容水度/cm1；K(h)非饱和渗透系数/（cmd1）；z空间垂直坐标；t时间。式中涉及非饱和土壤水力特性 c(h)和 K(h)采用van Genuchten（VG）27方程表示：10 cm20 cm30 cm50 cm80 cm110 cm20 cm10 cm20 cm30 cm50 cm80 cm13组13组（a）降雨装置（b）有压入渗装置（c）蒸渗仪调节阀出水口喷头马氏瓶接进水含水率传感器孔滤石层排气口排水口图 1 试验装置示意图Fig.1 Schematic diagram of test device 86 水文地质工程地质第 4 期w(h)=wr+wswr1+|h|n11n,h 0ws,h 0（2）K(h)=Ks1(|h|)n1(1+|h|n)m2(1+|h|n)m/2（3）式中：w(h)非饱和含水率/（cm3cm3）；ws饱和含水率/（cm3cm3）；wr残余含水率/（cm3cm3）；Ks饱和渗透系数/（cmmin1）；进气参数/cm1；n孔径分布参数/（cmcm1）；m经验参数，数值上等于 1-1/n。利用 Ku-pF 非饱和渗透系数测量系统测量原状土的压力水头-土壤含水率数据，用 Matlab 对 VG 公式进行拟合，得到参数值 和 n，见表 2。表 2 VG 公式水力参数的拟合值Table 2 Fitting values of hydraulic parameters of VG formula 多孔介质wr/（cm3cm3）ws/（cm3cm3）/cm1nKs/（cmmin1）风积沙0.030.340.0173.120.28黄土0.100.460.0381.210.03风化砂岩0.010.300.0264.080.57 模型的初始条件、边界条件和步长设置如下：（1）初始条件有压入渗模型和不同降雨强度入渗模型的初始条件为室内试验开始的实测土壤剖面含水率。情景模拟的初始条件设置为田间持水率。（2）边界条件有压入渗模型的上边界条件为第三类边界条件，有压入渗时设置为定水头，入渗结束后为定通量边界。不同降雨强度入渗模型的上边界条件为定通量边界。情景模拟的上边界条件设置为大气边界。模型的下边界设置为自由排水边界。（3）时间、空间步长有压入渗模型和不同降雨强度入渗模型的时间步长设置为 1 min；情景模拟的时间步长设置为 1 d，总模拟时长为 365 d。所有模型的空间步长为 1 cm，有压入渗模型和不同降雨强度入渗模型的土壤剖面模型深度为 100 cm；情景模拟的土壤剖面模型深度为200 cm。1.3.2 情景模拟情景模拟设置的土壤厚度为 200 cm，以 SLS 的厚度、位置和数量为试验的变量因素，每个因素选取45 个水平。考虑研究区植物的根系分布特征，设计上层土壤厚度为 40 cm，夹层厚度按照递增规律依次设置为 4，10，20，40，80，100 cm；夹层数量设置为 1，2，3，4 层，见图 2。SMS 的情景试验设计与 SLS 一样。200 cm4 cm 10 cm 20 cm 40 cm80 cm100 cm 2层3层4层变量组对照组风积沙黄土均质图 2 情景模拟试验设计示意图Fig.2 Schematic diagram of the scenario simulation test design 2 结果与分析 2.1 模型参数的确定利用实测变量对模型进行校正的逆建模方法，是反演水力参数的常用方法。Hydrus-1D 包括 Marquardt-Levenberg 型参数优化算法，其通过最小化目标函数进行运算 28 29。本次研究基于该方法，利用含水率实测值进行逆建模，实现模型参数的反演与优化。从图 3和表 3 中土壤剖面含水率的模拟值和实测值(对于SLS，10 cm 处的传感器故障，数据缺失)的对比关系可以看出模拟效果良好，且土壤深度越深，模拟的结果越接近实测值。所以，经过研究认为可以将反演得到的土壤水力参数值作为最优值用于降雨入渗正演模型和情景模拟中。Hydrus-1D 反演模型得到的 3 种层状结构土壤优化后的土壤水力参数见表 4。其中，饱和渗透系数Ks的实测值与优化值存在一定的差异，并且同种介质在不同层状土壤中的水力参数值也不尽相同。这主要是由于回填土的容重不易控制与原状土完全一致，且层状结构的综合渗透性与单一介质渗透性存在异参同效，导致层状结构土壤不同介质的水力参数的实测值与优化值存在一定的差异。2.2 层状土壤的水分运动特征图 4 显示了 3 种层状结构土壤在不同强度降雨事件下实测土壤水分演化过程。图 4（a）显示 US 表层处土壤含水率对降雨响应最为显著，波动范围为 0.120.20 cm3/cm3，且随着降雨强度的增加，波动幅度也增加；降雨结束后，土壤含水率快速下降，之后缓慢下降2023 年王强民，等：旱区不同层状结构土壤的水分运移过程与模拟 87 至初始状态水平；10 cm 处的含水率对降雨响应程度明显下降，并在 0.02 cm3/cm3左右波动；2030 cm 处的含水率对降雨的响应出现明显的滞后效应，降雨强度越大，滞后时间越小；5080 cm 处的含水率对 5，12 mm/h 的 降 雨 事 件 几 乎 没 有 响 应，仅 对 25 mm/h的降雨事件有响应。图 4（b）显示的 SLS 土壤表层至30 cm 深度处的含水率演化趋势与 US 相似，但是波动幅度有所减小；50 cm 处的含水率一直维持在0.335 cm3/cm3的较高水平且相对稳定；80 cm 处的含水率也仅对25 mm/h 的降雨事件有响应。从图 4（c）可以发现，对于 SMS，050 cm 处的土壤含水率和 US 表现出相似的演变规律，而 80 cm 处的含水率在 3 种雨强下皆表现出升高的趋势，且降雨强度越大，含水率升高的越快。2.3 不同层状结构土壤水分再分布图 5 显示了 US、SLS 和 SMS 3 种土壤结构在降雨强度为 12 mm/h 下的土壤剖面含水率、总水头（基质势与位置势之和）和水分通量（向下为负，向上为正）的模拟结果。对于 US，土壤剖面含水率连续分布，且可分为三个区：040 cm 为剧烈变动区，其值在 0.080.18 cm3/cm3之间波动；4060 cm 为过渡区，含水率变化相对较小，在 0.150.18 cm3/cm3之间；60 cm 以下为稳定区，含水率随土壤深度线性增加，且几乎不受降雨入渗的影响。土壤剖面总水头呈光滑连续分布。初始时刻，土壤剖面总水头呈发散型（030 cm）和汇聚型（3060 cm）模式分布；降雨后，土壤剖面总水头分布向单一汇聚型转变，并最终呈入渗型分布。从土 表 3 反演水力参数误差分析Table 3 Error analysis of the inversed hydraulic parameters 深度/cmUSSLSSMS均方根误差平均绝对误差均方根误差平均绝对误差均方根误差平均绝对误差00.0480.2070.0400.1170.0340.251100.0320.2070.0210.170200.0140.0860.0210.0670.0160.121300.0100.0390.0090.0140.0080.046500.0120.0650.0090.0480.0110.025800.0100.0120.0030.0100.0230.035 表 4 优化的各层状结构土壤的水力参数Table 4 Optimized hydraulic parameters of porous media foreach soil configuration 土壤结构 多孔介质 wr/（cm3cm3）ws/（cm3cm3）/cm1nKs/（cmmin1）US风积沙0.040.310.016 3.720.225SLS风积沙0.030.320.020 5.120.17黄土0.120.430.041 1.270.09风积沙0.030.320.020 5.010.12SMS风积沙0.020.340.015 4.370.13风化砂岩0.030.310.055 1.740.25风积沙0.020.340.015 3.890.11 400 800 1 20000.10.20.30.400.10.20.30.400.10.20.30.400.10.20.30.400.10.20.30.400.10.20.30.4400 800 1 20010 cm400 800 1 20020 cm400 800 1 20030 cm400 800 1 20050 cm400 800 1 20080 cm0.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.40.10.20.30.410 cm20 cm30 cm50 cm80 cm20 cm30 cm50 cm80 cm含水率/（cm3cm3）含水率/（cm3cm3）含水率/（cm3cm3）时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min时间/min400 800 1 200000000400 800 1 200400 800 1 200400 800 1 200400 800 1 200400 800 1 200时间/min400 800 1 20000000400 800 1 200400 800 1 200400 800 1 200400 800 1 200时间/min表层表层表层实测值模拟值图 3 有压入渗试验土壤含水率实测值与模拟值（第一行 US；第二行 SLS；第三行 SMS）Fig.3 Measured and simulated values of soil moisture content in the pressure infiltration test（row 1:US;row 2:SLS;row 3:SMS）88 水文地质工程地质第 4 期壤剖面水分通量可以看出，降雨发生后，030 cm 内的水分向下传输，30 cm 以深的水向上传输，随着时间的推移，土壤剖面水分通量逐渐减小，最终，整个土壤剖面的水分通量皆向下且随深度线性减小。对于 SLS，土壤剖面含水率表现出明显的不连续分布特征，含水率在夹层界面处发生了突变，夹层内的含水率明显高于夹层两侧的含水率；夹层以上的土壤含水率在 0.080.20 cm3/cm3之间波动，尤其 2040 cm 处的含水率要高于 US 对应位置的含水率，出现了“积水”的现象，而夹层以下土壤含水率不受降雨入渗影响。土壤剖面总水头是连续分布的，在降雨发生时，仅夹层以上土壤剖面总水头发生了变化，且夹层上界面处的总水头出现了明显升高，夹层及夹层以下土壤剖面的总水头几乎不发生变化。从剖面水分通量变化可以看出，降雨发生后，夹层以上的土壤水分以向下运动为主，且随着时间的推移，土壤剖面水分通量逐渐减小；而夹层及夹层以下几乎无水分通量。对于 SMS，土壤含水率在夹层界面处也发生了突变，夹层内的含水率几乎无变化，且要低于夹层两侧的含水率；夹层以上土壤含水率值及波动幅度皆小于US、SLS 对应位置的含水率；夹层以下的含水率略微减少。土壤剖面总水头从降雨前的发散型（030 cm）和汇聚型（3060 cm）模式，在降雨后向单一汇聚型转变，并最终呈蒸发型分布。在降雨发生后，在 030 cm内水分向下运动，30 cm 以深的水分向上运动；随着时间的推移，剖面水分皆向上传输，且水分通量随深度不断减小。有别于均质土壤水分运动规律，非均质土壤对水分运动的影响主要是由于土体中的异质层，造成了水流阻滞效应，使得夹层界面处的土壤孔隙和水力学性质出现明显的变化，水分滞留在夹层以上的土壤层，从而影响整个土体剖面水分的运移和分布，进而加剧了降水入渗水流过程的复杂性。3 讨论 3.1 夹层对水分运移的阻滞机理分析从试验和模拟结果可以发现，黄土夹层和风化砂岩夹层都显著改变了土壤剖面水势的分布，水分运移在夹层界面处受到阻滞（图 5）。崔浩浩等30指出非均质层状结构对水分运移的阻滞起到了“储水蓄能”的作用，并且一定程度上对单次降雨的脉冲式影响起到滤波作用，使得多次降雨的影响叠加到一起，当夹层界面处的水分克服了阻力后才能向下运移。虽然 2种质地夹层的土壤都对土壤水分表现出阻滞作用，但其原理截然不同：当土壤水向下运移时，对于黄土夹层，由于其渗透性能较差，相当于隔水层阻滞了水分向下迁移；对于风化砂岩夹层，由于上部细粒介质对水分的吸持力较大，使得夹层以上土壤总水头低于夹层处土壤总水头，造成土壤水分运移受阻，且研究表明降雨强度越大，阻滞作用越强，归因于降雨强度越大，雨水入渗时的水驱气过程越强烈。本研究继而探索饱和导水率进气参数的变异性对夹层阻滞效应的影响。图 6 显示了夹层上界面水分通量对饱和渗透系数（Ks）和进气参数（）的敏感性。对于黄土夹层，夹层上界面水分通量与 Ks呈线性正相关，且对 Ks的变化较为敏感，意味着夹层介质的渗透性能越差，土壤的滞水能力越强；而夹层上界面水分通量与 呈对数相关，且对 的变化较为敏感，0.0410月1日10月11日10月21日10月31日11月10日10月1日10月11日10月21日10月31日11月10日10月1日10月11日10月21日10月31日11月10日0.080.120.160.200.240.280.320.360102030（a）US（b）SLS表面深度10 cm深度20 cm深度30 cm深度50 cm深度80 cm含水率/（cm3cm3）含水率/（cm3cm3）降雨强度/（mmh1）降雨强度/（mmh1）含水率/（cm3cm3）时间降雨强度/（mmh1）0.040.080.120.160.200.240.280.320.3601020300.040.080.120.160.2.00.240.280.320.36（c）SMS0102030降雨强度5 mmh1降雨强度12 mmh1降雨强度25 mmh1降雨强度5 mmh1降雨强度12 mmh1降雨强度25 mmh1降雨强度5 mmh1降雨强度12 mmh1降雨强度25 mmh1图 4 土壤水分演化特征Fig.4 Characteristics of soil water evolution2023 年王强民，等：旱区不同层状结构土壤的水分运移过程与模拟 89 意味着进气参数越小，土壤的滞水能力越强。对于风化砂岩夹层，夹层上界面水分通量与 Ks呈对数相关，意味着夹层介质的渗透性能越强，其滞水能力也越强；而夹层上界面水分通量对 的敏感性较低。由此可知，夹层的质地对于土壤水分运移会产生影响，对于黄土夹层，渗透性能越差起到的隔水效果越强；而对于风化砂岩夹层，其是通过提高水分的向上传输间接起到阻滞水分向下传输的效果。3.2 层状土壤滞水的生态学意义西北内陆地区天然植被对土壤水具有强烈的依赖性，而包气带岩性结构对土壤水的分布具有明显影响，与单一岩性相比，多种岩性的组合结构有效持水量较大，生态效应更强。层状土壤对水分运移的阻滞效应可以为旱区植被生态恢复和水资源管理提供依据。例如，在毛乌素风沙滩地，由于潜在蒸发强烈，降水稀少，并以小强度降水事件居多，导致入渗的降水在未运移到深部土层时就被蒸发损失掉，形成了无效的降水；对于强降水，入渗的雨水迅速运移至深部土层，发生漏失，不能有效持留在浅部土层被植被利用。研究认为可以通过风沙滩地土壤结构重构，在某深度处设置黏质层，构造层状土壤结构，当土壤水向下运移时，由于细粒的渗透性能较差，水分运移速度 2040608010002040608010020406080100-1-2-3-1-2-3-1-2-350 min100 min200 min500 min1 000 min0204060801000204060801000.10.20.30.400.10.20.30.40204060801000.0090.0060.00300.0090.0060.00300.0090.0060.00300204060801000204060801002001501005005020015010050050200150100500020406080100含水率/（cm3cm3）总水头/cm水分通量/（cmmin1）土壤深度/cm土壤深度/cm土壤深度/cm00.10.20.30.4初始时刻风积沙风积沙风积沙风积沙风化砂岩风积沙黄土图 5 降雨强度为 12 mm/h 下 US（）、SLS（）和 SMS（）含水率、总水头和水分通量的剖面分布Fig.5 Profile distribution of soil moisture content,hydraulic head and water flux at rainfall intensity of 12 mm/h(:US,:SLS,:SMS)90 水文地质工程地质第 4 期会减缓，从而加强了包气带滞水效应，包气带持有的有效水分能够供给植被，发挥浅层包气带水的生态功能31，同时又可以通过打断毛细上升高度抑制蒸发32。陶正平等33指出鄂尔多斯盆地风积沙覆基岩型包气带结构有利于土壤水分的富集与保持，对维持当地生态系统具有重要作用。另外，在煤矿塌陷区、地裂缝、露天煤场等区域的生态修复和土地复垦过程中，通过设置夹层改善土壤水分的分布特征和运移规律，可以改善土壤环境，促进植物生长3。由较细颗粒层覆盖较粗颗粒层组成的岩土结构称之为毛细屏障系统（capillary barrier system，CBS），也可以实现水屏蔽效果，以减少或限制雨水的渗透15，17 18。这种特性依靠在土壤界面形成毛细管破裂，防止雨水的重力流进入深层11。入渗的雨水储存在上覆的细层中，随着入渗量的增加，水分在界面处积累，界面处的吸力逐渐减小，当吸力足够小时，水就会从细层突破到粗层，出现渗水现象，导致 CBS 失效19 20。CBS 的性能受降雨模式、强度、土壤特性和坡角等多种因素的影响17，其机理研究尚不完善。因而，后续可以加强对毛细屏障效应机理及其生态学方面的应用研究。影响层状土壤水分运移的因素有很多，层状土壤的质地和分层次序对降雨入渗过程和土壤水分再分布有显著影响8，22，34。许尊秋等35证实了不同的土层排序引起累计入渗量和入渗速率有明显的差异。吴奇凡等16结合晋陕蒙接壤区自然条件，粗质沙土越向上，累积入渗量和入渗速率越大。王晓彤等23根据不同夹层厚度、位置和数量对重构土壤入渗和蒸发特性的影响，优化了黄河泥沙充填复垦夹层式土壤剖面设计。陕北风沙滩区大部分优势植被的根系主要分布在 40 cm 以浅的土壤层，该范围内的土壤水也是根系耗水的主要来源36。本研究基于黄土夹层对重构土壤水分入渗阻滞的特征，模拟夹层上界面位置在 40 cm时，不同夹层厚度和数量对夹层以上土壤水储量的影响，通过对模拟结果的预分析得到，土壤水分入渗对夹层的数量不敏感，而与夹层的厚度呈对数增长关系。从图 7 可以看出，随着夹层厚度的增加，夹层以上土壤水储量呈对数函数的增加趋势，当夹层厚度在020 cm 之间时，土壤水储量处于快速上升阶段；当夹层厚度超过 20 cm 以后，夹层以上土壤水储量的增加趋势逐渐放缓。分析认为，在一定厚度范围内，随 00.010.020.030.040.05Ks/（cmmin1）Ks/（cmmin1）0.050.040.030.020.0101 0.5 00.5 1.0101/cm10.60.40.200.210.20.620020406000.40.81.21.62.00.20.30.40.50.60.71012Ks 变化率Ks 变化率0.400.40.020.040.060.080.10/cm100.020.040.060.080.1000.10.20.30.40.51011.00.500.51.0夹层上界面累积水分通量/cm夹层上界面累积水分通量/cm夹层上界面累积水分通量/cm夹层上界面累积水分通量/cm水分通量变化率 变化率 变化率水分通量变化率水分通量变化率水分通量变化率图 6 夹层上界面水分通量（向上为正，向下为负）对饱和导水率和进气参数敏感性分析Fig.6 Sensitivity analysis of