包氣帶

地面以下潛水面以上的地帶。該帶內的土和岩石的空隙中沒有被水充滿，包含有空氣。包氣帶中的水主要存在的形式是氣態水、吸附水、薄膜水和毛細管水。當降水或地表水下滲時，可暫時出現重力水。

基本介紹

• 中文名：包氣帶
• 外文名：vadose zone/zone of aeration
• 別稱：非飽和帶
• 作用：吸收水分、保持水分和傳遞水分
• 位置：地球表面以下、潛水面以上
• 構成：岩土顆粒、水、空氣

包氣帶水

包氣帶水主要包括土壤水和上層滯水。土壤水存在於包氣帶頂部的土壤層中，是土壤的重要組成部分，也是土壤肥力的重要影響因素。上層滯水指包氣帶中存在於局部隔水層以上的重力水。包氣帶水以結合水、毛細水、氣態水的形式存在，其分布區與補給區都一致。土壤水主要消耗在植物吸收利用和地面蒸發上，其水量受氣象因素影響極為顯著，並隨季節性氣候變化而變化。上層滯水水量不穩定，但在乾旱區，當地下水埋藏較深時，可利用上層滯水灌溉和飲用。包氣帶的水質已愈來愈受到人類生活與生產的強烈影響。因而研究包氣帶水鹽的形成及其運動規律對闡明飽水帶的形成有重要意義。

水分動態

包氣帶上界面為地面，它直接與大氣接觸，既是流域降雨的承受面，又是土壤水的蒸發麵．下界面為地下水面。降雨下滲到包氣帶後．一部分被土壤吸收暫時儲存在包氣帶成為土壤水，還有一部分被轉化壤中流和地下徑流。因此，包氣帶是各種徑流成分生成的重要場所，它的水分動態直接關係到各類徑流成分能否形成及形成的數量大小，因此，需首先採用水量平衡原理分析包氣帶的水分動態變化規律。

包氣帶水分動態是指包氣帶中水分含量及水分剖面的增長與消退過程，包氣帶與外界發生水分交換就是在其上、下界面進行的。

包氣帶水分的增長

包氣帶水分的增長來源於上界面的降水(或灌溉)與下界面地下水的補給(如果存在地下水)。但在天然情況下，地下水的補給一般處於均衡狀態，即蒸散發消耗多少，地下水就向上補給多少，因此上界面的降水是包氣帶水分增長的主要原因。上界面以上的大氣降水導致包氣帶水分增長的機理是下滲。

包氣帶水分的消退

包氣帶水分的消退同樣發生在它的上、下界面上。上界面的水分消退是土壤蒸發和植物散發，下界面的水分消退是由於內排水。即包氣帶的水分到達地下水面而轉化為地下徑流的過程，或經由相對不透水層從坡腳流入河槽的過程。由於內排水主要發生在當包氣帶含水量達到田間持水量時，包氣帶存在自由重力水的情況，因此，一般來說，土壤蒸發和植物散發是包氣帶水分消退的主要方式，表層毛管懸著水帶是包氣帶水分的主要消退區。

因此．包氣帶土壤因降水(或灌溉)獲得水分，因蒸散發消耗水分。自然界降雨和蒸散發都有一個變化過程，時而降雨大於蒸散發，時而降雨小於蒸散發。這必然導致包氣帶的土壤含水量有時增加，有時減少，呈現出一個土壤水分的消長變化過程。

對降雨的再分配作用

包氣帶巾的孔隙和裂隙構成蓄水體，具有吸收、儲存和輸送水分的功能。這種功能將導致它對降雨起著調節與一系列再分配作用。水分在土壤的垂向運行過程中，包氣帶對降雨過程進行了兩次再分配：第一次再分配發生在包氣帶上界面，即地面，在降雨強度大於下滲能力時，部分降雨形成地面徑流．剩餘降雨則下滲到土壤中；第二次再分配發生在包氣帶內部，它是對滲入土壤巾的水分進行的分配，主要分為土壤蓄存部分和內排水部分。

水分分布特徵

包氣帶按其水分分布特徵又可分為三個明顯不同的水分帶：懸著水帶、中間包氣帶和毛管水帶。

懸著水帶

也稱表層懸著水帶。在包氣帶上部靠近地表面的部分，水分主要是以懸著水形式存在於土壤之中。它的特點之一是經常直接或間接與外界進行水分交換，水分變化較大。與外界進行水分交換是懸著水帶得以存在的必要條件，也是其水分動態變化的根本原因。在一般情況下，土壤水分的增長主要來源於降水，而土壤水分的消退主要耗於土壤蒸發及植物散發。在特殊情況下，即當懸著水帶與地下水有水力聯繫時．飽和帶參與這種水分增長與消退活動。在水文上，通常稱懸著水帶為影響土層，因為它直接參與和影響徑流循環。其範圍大致在l m左右，其中主要影響層在0.5m左右，而其中水分發生強烈變化的部分大約在近地表面0.3m範圍以內，有時稱為水分積極活動層。

毛管水帶

在地下水面以上，由於土壤毛管力的作用，一部分水分沿著土壤孔隙浸少。地下水面以上的土壤中，形成一個水分帶稱為支持毛管水帶，偷稱毛管水帶。毛管水帶的厚度取決於該土壤的毛管最大上升高。

毛管水帶內的水分分布具有它獨有的特徵：一般是在毛管水帶最大厚度內，土壤含水量自下而上逐漸減小，由飽和含水量逐漸減低到與中間包氣帶下端相銜接的含水量，在乾旱土壤則以最大分子持水量為下限。對給定土壤，這種分布具有相對穩定的性質。這樣的水分分布是由於土壤中存在著各種大小不同的孔隙，形成高度不同的毛管水柱所造成的。毛管水帶水分分布曲線的形狀特徵與土壤毛管孔隙的孔徑分布特徵密切有關。由於毛管水帶下端有充分的水分來源，故其水分分布具有較穩定的特性．但是它的位置卻是直接受地下水位的升降而變化的。地下水位的埋深及變化決定了包氣帶的厚度和變化。

中間包氣帶

它是一個處於懸著水帶與毛管水帶之間的水分過渡帶，它本身並不直接與外界進行水分交換，而是一個水分的蓄存及輸送帶。它的厚度一般與地下水位埋深及上、下水分帶的厚度有關。它的水分不僅沿深變化較小，同時在時程上也具有相對穩定的性質。其水分含量的大小取決於年降水量的大小、土壤的透水性及地下水位的高低等因素。在地下水埋藏很深，年降水量較少的地區，中間包氣帶的含水量一般在毛管斷裂含水量及最大分子持水量附近(如陝北子洲)，年變化幅度不大，水分運行緩慢、穩定。在中等降水、透水性較好的土壤層，中間包氣帶的水分大致在毛管斷裂含水量與田問持水量之間。當地下水埋深較淺時，中間包氣帶往往消失。

淨化作用

包氣帶不僅具有土壤層的許多環境地質性質，而且還與大氣和飽水帶有較好的連通性，地面各種污染源對地下水污染都要經過包氣帶，因此，包氣帶在地下水污染過程中起著重要作用。這種作用一方面表現在各種污染水、氣體污染源和固體廢物(城市垃圾、工業廢渣、尾礦等)均可通過包氣帶下滲污染地下水；另一方麵包氣帶利用自身生態系統的地質環境恢復調節功能--淨化能力，在一定程度上可消除污染物對環境的不利影響。淨化能力是指污染物進入地質環境後，靠地質環境中自身的物理、化學和生物等作用，去除污染物，使地環境基本恢復原狀的能力。不同地質環境的環境功能和自淨能力不同。包氣帶主要是通過生物降解、吸附、機械截留等機理淨化污水，其淨化作用可分為以下幾種：

污染物的揮發與升華作用

揮發性污染物在多孔土壤介質中，易於揮發而淨化。例如含酚、氰的污水排人土壤後可很快淨化。將含酚500mg/L的污水澆入盆栽菜的土壤中，6天后幾乎全部淨化。將含氰30mg/L的污水灌人栽油菜的土壤中，10天后會全部淨化。此外，一些揮發性農藥--DDT、菌滅達、林丹、氟樂靈等經揮發後以氣體形式擴散而淨化。金屬汞和一價汞(Hg₂C1₂)在土層中能升華氣化。六價鉻在土壤層中能生成氣態的CrO₃或CrO₂·rO₂，為大氣塵埃吸附而淨化。但如果連續污灌，則淨化速度減慢，土層將會受到深層污染而無法淨化。

耗氧有機物的降解淨化作用

耗氧有機物的降解淨化作用也稱生物降解。其實質是土壤層中的微生物對污染物的破壞、礦化作用。當氣溫較高，土壤水分適當，通氣性良好時，好氣性細菌活動旺盛，進入土壤中的有機質可被細菌徹底降解而淨化；相反，當土壤漬水，氣溫較低，土壤通氣性差，則厭氣性細菌活動旺盛，有機污染物的降解過程以腐殖化過程為主，雖也有一定的淨化意義，但會產生腐殖酸引起的附加污染。

農藥的降解與淨化作用

農藥的降解包括光化學降解、化學降解和微生物降解。光化學降解作用是指土壤表面受太陽輻射能和紫外線照射引起農藥分解的作用。該作用可使大部分除草劑和DDT水解而沉澱。化學降解作用是指農藥氧化、異構化、離子化和水解等作用。土壤中的胺基酸、硫氫基及Cu、Fe、Mn等金屬離子都能促使一些有機磷農藥發生水解和氧化還原作用。農藥中大部分有機化合物，故可在土壤微生物作用下分解而淨化。如殺蟲劑DDT在土壤中經生物降解轉變成DDD和DDE，再進一步降解可變為DDA。DDT、DDD和DDE由於不溶於水，可以在土壤中長期殘留，而DDA則具有極性，易溶予水。但有部分農藥(主要是有機氯農藥等)，化學性質穩定，難以分解，可在土壤中累積，成為地下水的二次污染源。

土壤對重金屬及微量元素的沉澱固定作用

該作用包括水解沉澱、還原沉澱和吸附污染質等固定過程。一般而言，Cu、Zn、Ni、Cd等金屬元素，在鹼性土壤中易水解沉澱，在有機質富集的還原性土層中，易被還原，形成難溶化合物而沉澱。如對鎘污染的土壤層，通過土壤灌水使之處於還原狀態，土壤中的鐵結合生成硫化鐵而沉澱，此時CdS也發生其沉澱。施加磷酸鹽類肥料可使土壤pH值升高至7以上，此時鎘 呈難溶態磷酸鹽而固定，既減少了植物對鎘的吸收，又起到增加土壤肥力的作用。