确定干旱_半干旱地区降水入渗补给量的新方法_氯离子示踪法

第15卷　第3期1996年 9月地质科技情报Geolo gical Science and Techno logy Info rmatio nVol.15　No.3Sep.1996确定干旱—半干旱地区降水入渗补给量的新方法——氯离子示踪法①陈植华　徐恒力(中国地质大学环境科学与工程学院,武汉,430074)摘　要　在干旱—半干旱地区由于入渗水分大部分滞留在包气带中,强烈地蒸发、蒸腾作用导致包气带中土壤水的氯离子浓度改变。

氯离子示踪方法从质量守恒角度,通过比较土壤水分的氯离子浓度和降水输入的氯离子浓度大小,可以定量确定降水入渗量和降水入渗补给的历史变化过程。

本文介绍了目前国外应用较普遍的氯离子均衡法和氯离子累积法,并讨论了方法应用时存在的一些问题。

关键词　氯离子　示踪　入渗补给　包气带降水入渗是地下水资源的主要补给来源,有时甚至为唯一的补给来源。

降水入渗补给量的确定是地下水资源评价及水资源科学管理的重要基础工作。

然而,在许多情况下,入渗补给量的确定不是一件容易的工作,特别是在干旱、半干旱气候条件下。

这是由于:①降水量偏小,有效补给份额偏低;②埋深大,入渗水量在到达地下水面之前存在明显的滞后和减量效应;③地面蒸发、植物蒸腾作用强烈,大量补给水分在包气带便以蒸发、蒸腾的形式直接返回大气圈。

因此,一般用来确定入渗补给量的方法、手段因各种原因而不具有普适性。

例如水均衡法,因补给份额少,相应的水文地质参数变化微小而难以测定,降水入渗前后变化非常缓慢,往往需要数年,甚至十几年时间方能获取一个估算的平均值。

此外,因地形、包气带岩性及植被类型的空间变化,需要在不同地点测试参数以评价空间不同位置的补给能力〔1〕。

某些物理方法的应用也同样因入渗补给水量微弱而难以观测其变化,如渗透计的使用,不但成本较高,观测时间长,而且安装过程中不可避免地要扰动土壤,影响到估算结果。

利用环境同位素氚(3H)作为示踪剂来确定降水入渗补给量,在70～80年代应用非常普遍。

虽然这是有效的手段之一,但即使不考虑测试分析成本较昂贵这一因素,由于氚自身的衰减(半衰期12.26a),目前环境中氚的含量已经很小而不易测定。

若考虑应用人工同位素作为示踪剂,不但费力费钱,同时,示踪剂从施放到达预定点需要很长时间,而且污染环境。

上述的这些不利方面,却恰恰成为氯离子示踪方法用来确定入渗补给量的有利条件。

环境中的氯离子因其具有的高溶解性和稳定性,成为一种理想的天然示踪剂,目前在国外已广泛地用来研究干旱、半干旱气候条件下降水入渗补给量的计算以及包气带中水分运移过程,如澳大利亚、美国、墨西哥、以色列及非洲的博茨瓦纳等地。

在我国,关于氯离子示踪研究的报道甚为①中荷科技合作项目(1995—1996) 收稿日期:1966-03-15 编辑:曲梅兰少见,本文向国内水文地质界介绍氯离子示踪方法的原理和对应用条件的一些评述,以期抛砖引玉,推进这种方法在我国应用和发展。

1　降水入渗补给机制与一些物理方法相比较,应用示踪技术确定降水入渗补给量并不是直接测定包气带中水分含量的变化,而是研究示踪剂在包气带中的分布特征或累积的数量大小。

如包气带剖面上示踪剂浓度峰值和所对应的位置;示踪剂在剖面上分布的形状和(或)累积的总量。

这些方面的特征涉及到降水入渗补给的机制。

降水渗入地下的水分并不能全部补给含水层,其中相当一部分滞留在包气带中构成土壤水,这部分水通过地面蒸发和植物叶面蒸腾从包气带直接返回大气圈。

在干旱、半干旱气候条件下,这部分水所占份额相当大。

土壤水蒸发、蒸腾作用的结果,水去盐留,致使植物根系带附近土壤水中氯离子浓度增高。

水分在土壤带中滞留的时间愈长,蒸发、蒸腾作用愈强烈,土壤水中氯离子浓度增加愈明显。

因此,植物根系带滞留的土壤水,其氯离子浓度往往明显高于降水输入的氯离子浓度。

在非饱和带零通量面附近,土壤水中的氯离子浓度达到峰值。

滞留在土壤带中这部分水分直到被新的入渗补给水分驱替才向下运移。

目前普遍认为存在两种松散沉积物包气带中的水分垂向运移机制,即活塞式与捷径式。

活塞式入渗的特征:入渗水分的湿锋面整体向下推进,新的补给水分推动下部较老年龄水分运移,因此,植物根系带附近较高氯离子浓度的水分将被新的补给水分驱替向下运移、依时间先后进入地下水面。

当包气带存在渗透性良好的大孔隙或裂隙通道时,在充足降水补给情况下,部分雨水沿孔隙、裂隙通道(捷径)快速下渗,可能优先到达地下水面。

此时,捷径式的补给可以超前于先前的非捷径补给水进入含水层。

一般认为,在砂砾质构成的包气带中主要为活塞式下渗;在粘性土中则活塞式与捷径式下渗同时发生(张人权,1995)。

当包气带厚度足够大时,大孔隙、裂隙通道所起的“捷径”作用十分有限。

在黄土包气带对渗流作用所作的试验结果证实,到达一定深度后,节理裂隙附近湿锋下凸的情况基本消失,湿锋线(面)与裂隙直交或斜交,说明该条件下,节理裂隙的(捷径式)导水作用已经消失,愈向下部愈是如此〔3〕。

2　氯离子示踪的原理和方法2.1　假设条件利用氯离子作为示踪剂确定降水入渗补给量是基于下列几个技术假设为前提:①降水入渗在包气带中的运移方式是以活塞式推进;②包气带土壤水中氯离子浓度的增加是由于地面蒸发和植物蒸腾作用的结果,不存在其它方式引起水中氯离子浓度的改变或这种改变是微不足道的;③作为示踪剂的氯离子在水中具有高溶解性和稳定的化学性质,不会生成易沉淀的化合物,不会被岩土所吸附,不被植物根系所吸附。

显然,这几个假设前提在北方干旱、半干旱气候条件和补给背景下基本能够满足。

2.2　氯离子输入自然状态下,由降水入渗携带进入包气带的氯离子输入由二部分组成。

一是雨水中溶有的氯离子成分,这部分称为湿沉降(w et depo sitio n)。

另一部分是在非雨季,大气中含有的氯离子尘埃沉落在地表,被降水在地表溶解后携带进入包气带,称之为干沉降(dry deposition)。

这两部分共同成为自然状态下降水输入氯离子的来源。

干、湿沉降的氯离子主要来源于海洋的水汽云团,因此,降水输入中氯离子含量大小随着远离海岸而降低表现出大陆效应,其中主要体现在干沉降部分所占的比例。

湿沉降的含量一般通过采集系列雨水样测试来确定平均输入浓度,而干沉降的含量因空间不同位置、地形、植被条件而变化较大。

距海岸愈近干沉降所占比例愈大;地形变化强烈,对风向、风速、风力大小影响愈显著,捕获、截取大气尘埃的机会愈多,干沉降比例愈大。

据Appelo (1993)在荷兰Velume 研究,森林分布区的干沉降往往高于非森林地带(草地),最大的可达5.5倍〔4〕。

2.3　氯离子示踪的原理和方法质量守恒是氯离子示踪方法应用的基本原理,即根据降水输入的氯离子浓度与土壤水中氯离子浓度之比值反求降水的入渗补给量。

在实际应用中,较普遍见到的有氯离子均衡法和氯离子累积法。

(1)氯离子均衡法(chlo ride balance metho d)氯离子均衡法最初由Eriksson 于1969年提出〔5〕。

根据质量守恒定律,降水量大小和降水输入的氯离子浓度与入渗补给量及土壤水中氯离子浓度存在下列关系〔1,4〕:X C p =W f C sm (1)式中:X 为当地多年平均降水量(mm /a);C p 为降水输入的多年平均氯离子浓度(mm ol /l);W f 为多年平均的入渗补给量(mm /a);C sm 为植物根系带之下土壤水的氯离子浓度(m mol /l)。

降水输入的C cl p 包括了干、湿沉降二部分。

利用土壤水的C sm 时,计算的W f 代表着垂向的降水入渗外给量。

一般而言,若土壤水的C sm 与地下水的氯浓度近似一致时,说明垂向上的入渗补给是地下水唯一的或最主要的补给来源。

当土壤水的C sm 明显大于地下水氯离子浓度时,地下水的补给除垂向入渗补给外,还存在其它更主要的补给来源。

为进一步理解均衡法的实质,可将公式(1)的形式改写成: 图1　干旱、半干旱条件下土壤水氯离子浓度随深度变化的几种基本类型〔6〕C p C sm =W f X=T (2)可以直观地看出,T 实际代表的是降水入渗系数。

在干旱、半干旱气候条件下,包气带中土壤水的氯离子浓度随深度变化的分布曲线有3种基本类型(图1)。

对于一个简化的活塞式下渗补给过程模型,土壤剖面上氯离子浓度曲线表现为图1-a 的形态。

入渗水分初始的氯离子浓度C p ,因蒸发和植物蒸腾的浓缩作用,土壤水中氯离子浓度增加,经过植物根系带之后方稳定为一相对定值C sm 。

此时,地下水的氯离子浓度C gw 与C sm 近似一致。

当补给过程中还存在捷径式补给或地下水存在其它补给来源时,剖面上氯离子浓度曲线表现不同特征(图1-b ,c )。

曲线b 的凸形特征认为是捷径式补给的水分稀释了植物根系带之下的C sm浓度,或是因地下水位波动(C sm>C gw)影响,造成C sm曲线出现外凸特征。

曲线c代表的是地下水位埋深很大以活塞式下渗补给的一种情况。

这时,C sm变化曲线反映了相应条件下降水入渗补给的速度和历史变化过程(Allison等,1985)。

C sm的值越大,说明入渗补给速率越小,反之亦然。

在干旱、半干旱气候条件下,当包气带厚度足够大时,土壤剖面的C sm曲线可以帮助恢复不同时期降水入渗补给变化特征。

(2)累积法(cumulativ e method)1988年,Allsio n提出了利用氯离子浓度剖面计算入渗补给量的另一种方法——累积法〔6〕。

该方法是分别将某一特定土壤剖面上的C sm及土壤水分含量累加,得到一条对应于深度变化的C sm累加曲线和水分含量累加曲线,在已知降水输入的氯离子含量时,先确定该剖面氯离子的平均更新周期(turnov er period):〔4〕T p=C TC d(3)这里:T p为特定剖面上氯离子的更新周期(a);C T为特定剖面上氯离子浓度C sm的累积总量(mmo l/m2);C d为多年平均的氯离子(沉积)输入浓度[(m mol/(m2·a)]。

当同一深度土壤水分总体积确定后,入渗补给量W f可依据下式确定:W f=W TT p=W T C dC T(4)式中:W f为多年平均入渗补给量(mm/a);W T为土壤水分累积总量(mm)。

相应地,土壤水在包气带中的滞留时间是:T unsat=T p Z unsatd(5)式中:T unsat为土壤水在包气带中滞留时间(a);Z unsat为包气带厚度(m);d为取样深度(m)。

进而可以计算出土壤水分在包气带中的运移速率V-sm(m/a)。

V-sm=dT p(6)3　应用的局限性氯离子示踪法应用基础是包气带中氯离子输入、输出过程的质量均衡,实际应用时,应特别注意方法使用的几种前提条件,否则将从根本上影响计算结果的可信度。