包气带的水文特性解析

如第6章所述，土壤中地下水自由水面以上的土层称为包气带，地下水自由水面以下的土层称为饱和带或饱水带。在地下水自由水面以上的土层中，虽然也存在着多种形式的水分，但它们不能在重力作用下自由运行，且因为土层孔隙与大气直接相连通，存在着土壤颗粒、水与空气3种物质，故称为包气带。包气带是径流形成和输送的重要场所。径流形成过程实质上是水分在流域中的运行和再分配过程，而水分的运行和再分配主要发生在包气带中，包气带的特征及其水分动态将影响产流过程和产流量的大小，所以研究流域产流规律，需要以包气带及其水分动态为基础。

图7.3　土层的水分带

1.包气带的水分分布

根据土层中水分的垂向分布，如以浅层地下水面为界，土层可分为包气带和饱和带两个不同的水分带。饱和带的土壤孔隙全部被水充满，是由土粒和水分组成的二相系统；而包气带则是由土粒、空气和水分组成的三相系统，为非饱和带，有一定的吸水、持水和输水能力。而包气带按其水分分布特征又可分为3个明显不同的水分带：接近地面处存在毛管悬着水带；接近地下水面处存在毛管上升水带；位于两者之间则为中间包气带，如图7.3所示。在毛管上升水带中，由于毛管力和重力正好抵消，所以毛管上升水带中的水一般不能流入地下水中。毛管上升水带在包气带中的位置随地下水位的变动而变化。毛管悬着水带只有在地面供水时才出现，并随着地面以下饱和含水层厚度的增加而不断下移。

包气带的上界面直接与大气接触，它既是大气降水的承受面，又是土壤蒸发的蒸发面。因此包气带是土壤水分剧烈变化的土壤带。当包气带生长着植物，存在着根系层时，包气带土壤水分的变化还要变得更复杂些。由于这种情况主要发生在毛管悬着水带中，故通常将毛管悬着水带称为影响土层。

2.包气带水分的增长与消耗

（1）包气带水分的增长。包气带与外界的水分交换主要发生在包气带的上、下两个界面上，其中下界面是指地下水的水面，如果不存在地下水，则下界面也就不存在。上界面水分来源主要是降水或灌溉的入渗补给；下界面水分增长的补给主要来源于地下水饱和带。天然条件下，上界面的降水是包气带水分增长的主要原因，因此，上界面以上的降水下渗是导致水分增长的机理。按照下渗理论，这种机理可具体表述为：当雨强i大于上界面的下渗能力fp时，实际下渗率fa=fp；当i不大于fp时，fa=i。于是在一场降雨中包气带增加的总水量I应如式（7.1）所示

（2）包气带水分的消耗。包气带的水分消耗也发生在其上、下界面处，在消耗过程中的水分运行方向与增长过程完全相反。上层水分主要消耗于土壤蒸发和植物散发。下界面处水分主要消耗通过内排水过程完成，但只有当包气带全层有自由重力水时才会出现内排水。因此在一般情况下，土壤蒸发和植物散发是包气带水分消耗的主要原因。根据蒸散发理论，蒸散发所消耗的水分取决于气象条件和土壤含水率。通常对土壤水分消退采用三段模式进行计算，见式（7.2）

式中　θf、θa、θ——田间持水量、最大分子持水量及实际含水率，%；

Ep、E——蒸发能力及实际蒸发量，mm；

k——系数；

C——常数。

当地下水位埋藏较浅，毛管水上升到悬着水带时，地下水通过毛管直接向蒸发面供水，此种条件下包气带水分基本上没有直接损耗。

3.包气带的水量平衡方程

包气带中水分的增长、消退与壤中流之间的定量关系，可用水量平衡方程来描述。在给定时段Δt内，包气带的水量平衡方程为

式中　ΔW——时段内的水分增量，mm；

I、E——时段内的下渗量及蒸发量，mm；

Rss——壤中侧向流出量，mm；

Fc——深层下渗量，mm。

包气带水量平衡示意图如图7.4所示。降雨期内，ΔW＞0，是水量增长期。而无雨期，I=0，则ΔW=-E-Rss-Fc，即ΔW＜0，是水分消耗期。当Rss=0且Fc=0时，ΔW=-E，此时水分只消耗于蒸发。包气带的水量平衡方程式也可分层来建立。如图7.5所示，如果将包气带划分成A、B、C、D 4层，则不难写出各分层的水量平衡方程如下

ΔWA=I-EA-FA-Rss，A+EB

ΔWB=FA-EB-FB-Rss，B+EC

ΔWC=FB-EC-FC-Rss，C+ED

ΔWD=FC-ED-FD-Rss，D+EE

图7.4　包气带水量平衡示意图

图7.5　分层水量平衡示意图

式（7.3）中的下渗量，可根据降雨的转化及消耗途径求出(www.xing528.com)

式中　P——时段降雨量，mm；

In——时段植物截留量，mm；

Rs——地面径流量，mm；

E——蒸发量，mm；

ΔSd——时段填洼水量，mm。

由于In、E所占比重比较小，而ΔSd最终消耗于下渗与蒸发，所以可以忽略不计，则有

代入（7.3），则有

式（7.6）是表达产流量与各因素关系的基本方程。

4.包气带在产流中的作用

包气带是由不同土壤所构成的有孔介质蓄水体，具有吸水、持水、输水等功能，对降水起调节和再分配作用。降雨后，表层土壤以其所具有的下渗能力吸收部分或全部降雨渗入土壤，超过下渗能力的降雨形成地面径流，这是包气带对降雨的第一次再分配。由此可见，包气带对降雨的第一次再分配发生在土壤表面。而包气带对降雨的第二次再分配发生在包气带的内部，它主要是对渗入土层中的水分的再分配，这次分配过程远比第一次再分配复杂得多。概括地说，下渗的水分在运行过程中将分配为两大部分：土壤蓄存部分和径流部分。

蓄存部分是指水分运行中为了维持土壤含水率等于或小于田间持水量所蓄的下渗水分。一次降雨的蓄存水量S取决于终止时刻的含水率θ和起始时刻的含水率θ0，当终止时刻的土壤含水量θ小于或等于田间持水率θf时，即θ≤θf时

当θ＞θf时

对地下水埋深较大的地区，一次降水后的下渗锋面不可能达到地下水面，有时仅在影响土层范围以内，这时蓄存水量应等于下渗量，即

式中　f（t）——下渗强度，mm/h或mm/min。

当起始时刻的含水量θ0为最大分子持水量θa时，且一次降雨后的含水量达到田间持水量θf时，此时蓄水量S为包气带的最大蓄水量（蓄水容量）SM，即

产生径流的部分是指土壤含水量超过田间持水量以后，以自由重力水形式由包气带输出的水量，即

或　Tp=F-S

式中　Tp——一次降雨包气带输出的自由重力水；

F——总下渗量。

自由重力水Tp，在输送过程中，在适当条件下，经再分配而成为壤中流Rss和地下径流Rg，即

显然，当F≤S时，Tp=0，全部水量蓄存于包气带中，此时Rss=0，Rg=0。

由上可知，以包气带为核心的对降水的再分配，决定了径流的形成及不同径流成分的分配，包气带是径流的发生场和分配场，而包气带的各个界面又是不同径流成分的发生场和分配场。所以包气带的特征决定了流域的产流特征和产流过程。