人工示蹤方法評價地下水入滲補給及其優先流程度
——以河北欒城和衡水為例

吳慶華, 張 薇, 藺文靜, 張發旺, 王貴玲*

1)長江科學院, 湖北武漢 430010; 2)中國地質科學院水文地質環境地質研究所, 河北石家莊 050061; 3)中國地質科學院巖溶地質研究所, 廣西桂林 541004

人工示蹤方法評價地下水入滲補給及其優先流程度
——以河北欒城和衡水為例

吳慶華1,2), 張 薇2), 藺文靜2), 張發旺3), 王貴玲2)*

1)長江科學院, 湖北武漢 430010; 2)中國地質科學院水文地質環境地質研究所, 河北石家莊 050061; 3)中國地質科學院巖溶地質研究所, 廣西桂林 541004

利用傳統人工示蹤劑峰值方法評價地下水入滲補給存在精度低和適用性差等缺點。為此, 本文提出了多區模型方法, 采用保守型示蹤劑溴和氚對河北欒城和衡水地區進行了不同土地利用方式和不同深度下地下水入滲補給評價。結果表明, 欒城和衡水地區地下水入滲補給量分別為124.3 mm/a和13.7 mm/a, 與傳統方法(103.3 mm/a和0.0 mm/a)相比, 多區模型方法的評價結果更符合實際。同時對由優先流引起的地下水入滲補給量進行了分析, 欒城和衡水地區優先流程度分別為28.7%和2.3%。秸稈覆蓋抑制降雨或灌溉水入滲補給地下水, 降低優先流程度, 而植被覆蓋有利于土壤水優先流的形成。地下水入滲補給量及其優先流程度與示蹤深度均無明顯相關性, 且受土壤結構控制。

人工示蹤; 地下水補給; 多區模型; 優先流; 土地利用

河北平原水資源缺乏, 地下水為其主要水源。農業灌溉用水約占總淡水資源開發利用量的 72%,是造成目前該地區淡水資源供需矛盾不斷惡化的主要原因(吳慶華, 2008)。從1980年以來, 約70%的地區地下水不同程度被超采, 引發了一系列的環境問題, 如地下水位持續下降(下降速率為 0.5~ 2.0 m/a), 降落漏斗形成與擴大(如石家莊、衡水和滄州等地區的降落漏斗), 中東部咸淡水界面下移(衡水與滄州地區), 東部沿海地區咸水入侵以及地面沉降(滄州)等(費宇紅等, 2007)。盡管 90年代國家政府意識到地下水過度開采帶來的嚴重后果, 且進行了一系列的節水措施, 如滴灌、噴灌、秸稈與薄膜覆蓋等, 但上述問題沒有得到根本性解決。這主要歸因于經濟社會發展對淡水資源需求的不斷增加(Jin et al., 1999)。對地下水入滲補給評價方法不足會導致地下水資源的開發利用不合理, 使該地區水資源供需矛盾更加激烈。土壤水入滲補給是該地區淺層含水層的重要補給源之一, 其大小與時空變化規律是影響該地區水資源管理的重要組成部分。評價地下水入滲補給的方法主要有水均衡法(吳慶華等, 2012)、地中滲透儀法(Kitching et al., 1977; 雷志棟等, 1999)、零通量法(荊恩春等, 1994)、示蹤法(Gates et al., 2008; K?hne et al., 2006; Lin et al., 2006; Wang et al., 2008)、數值模擬法(Lu et al., 2011; ?im?nek et al., 2008)和地下水位動態法(Healy et al., 2002)。每種方法都有其適用性, 如水均衡法回避了土壤水的非均勻流, 但蒸發蒸騰、土壤蒸發、作物截留以及植物體利用等均采用經驗公式估算, 其評價精度不高; 環境氯離子示蹤法僅適合于無人類活動或能查明氯源地區, 且假設土壤水為活塞流。雖然人工示蹤方法對人類活動地區具有較好的適用性(Dassi, 2010; Ma et al., 2008), 但其以活塞入滲理論為基礎, 對田間普遍存在優先流的現象難以適用。因此, 本文根據田間土壤孔隙大小及其滲透性等特點以及人工示蹤劑濃度分布模式提出了多區模型法。采用人工保守型示蹤劑 NaBr和高濃度氚對河北欒城和衡水研究區進行了不同土地利用方式下地下水入滲補給評價。同時定量評價了由優先流引起的地下水入滲補給量及其影響因素。

研究區位于河北平原欒城縣和衡水市, 見圖 1。欒城研究區北緯 37°47′—38°01′, 東經114°28—114°47′, 面積 379 km2, 屬太行山東麓傾斜平原南部, 由滹沱河沖積扇南緣、槐沙河洪積沖積扇北部及其扇間洼地組成。7月份平均氣溫最高,約 26.4℃, 1月份最低氣溫–3.7℃, 大于零度積溫4710℃。年均降雨量450 mm/a (1990—2010年), 主要集中在 6—9月份, 占全年降雨量 80%以上。年均蒸發量1470 mm/a (1990—2010年)。主要作物為棉花、冬小麥和夏玉米, 以地下水進行灌溉, 灌溉方式以漫灌為主, 部分地區采用噴灌等節水措施。地下水位埋深由 10 m(1975 年)持續增加到37 m(2010年)。地層巖性復雜, 0—5 m以粘土和粉質粘土為主, 含薄層亞砂土; 5.0 m以下以粉細砂和中細砂為主, 夾雜薄層粘土或粉質粘土(吳慶華等, 2012)。

圖1 研究區地理位置Fig. 1 Location of the study area

衡水研究區位于衡水市護駕遲鎮, 東經115°30′—115°45′, 北 緯 37°50′—38°00′, 面 積60 km2。地處滹沱河古沖積扇的前緣, 滹沱河與滏陽河沉積的交錯地帶。年平均氣溫13.0℃, 1月氣溫最低, 平均值為–2.65℃, 7月溫度最高, 平均值為26.2℃, 其中2010年7月最高28.9℃(月平均)。年均降水量449.5 mm (1991—2011年), 年內降水多集中在 7—9月, 占 70%以上。地下水含水層組復雜,含水層與弱透水層相間沉積, 其地層巖性主要以粘土、粉質粘土、粉細砂、細砂、中細砂。咸水含水層廣泛分布。包氣帶巖性以粘土為主。

1 試驗裝置與數據獲取

采用保守型固態NaBr和高濃度氚作為示蹤劑,每點投放量分別為200 g NaBr和30 mL氚水(濃度為2×106TU單位)。通過分析長序列土壤水動態監測數據, 其結果表明 2.0 m以下土壤水分常年向下運移, 即經過該界面的水量都視為地下水入滲補給量(吳慶華等, 2010, 2012; 靳孟貴等, 2006)。因此,選取2.0 m深度及以下為示蹤劑投放點。

圖2為示蹤試驗裝置及示蹤過程圖。NaBr和氚水示蹤劑分別通過 PVC管(直徑 2 cm)和醫用軟管(直徑1 cm)沿直徑為5 cm的微型預鉆孔投放到指定的示蹤深度, 如2.0 m、2.5 m、3.0 m等。先投放氚,然后覆蓋1 cm厚原狀土, 再投放NaBr。從預制孔中采取的巖芯需按深度順序放置, 并將其破碎至2~5 mm粒徑, 待示蹤劑投放完畢后依次將其回填。為了保證回填和原狀土壤具有相同或相近的土壤孔隙特征, 則控制每隔5 cm擊實, 且在2011年示蹤劑取樣時發現回填效果良好。

示蹤試驗分別在中國科學院欒城試驗站和中國地質科學院衡水試驗場進行。共開展了不同土地利用方式與不同示蹤深度試驗16組, 見表1。示蹤劑投放時間為 2009-12-18—2009-12-19, 取樣時間為2011-04-04—2011-04-05。

利用原狀土壤取樣器(Soil coring kit 04.16 made in Holland)進行示蹤劑土樣采集。0—0.8 m深度范圍內每隔10 cm取樣, 0.8—3.0 m每隔20 cm取樣。測試樣品土壤質量含水量、土壤水中 NaBr和氚含量。用鋁盒(直徑5.0 cm)采集土壤含水量樣, 質量為50 g, 現場采用便攜電子天枰(H2F-A2000, 精度0.1 g)稱量土樣質量, 然后送實驗室進行24 h烘干(105℃)測量。用透明自密封袋采集NaBr樣品, 質量為50 g, 送中國地質科學院水文地質環境地質研究所采用電感耦合等離子體質譜儀測試(ICPS)。將200 g氚土樣用保鮮膜密封包裹和膠帶固定密封,儲存于保溫箱中(4℃), 送中國地質大學(武漢)環境學院檢測。氚的測試是采用一種基于液氮冷卻技術的土樣處理裝置將土壤中氚分離出來, 然后用液閃儀進行測試(Tri-Carb3170 TR/SL)。

圖2 示蹤試驗示意圖Fig. 2 Steps of tracing test in the field

表1 示蹤試驗概況一覽表Table 1 Chart of the tracers test

2 人工示蹤方法評價原理

2.1 傳統方法

保守型人工示蹤法是目前評價地下水入滲補給量的常用方法。該方法具有操作簡單和適用性強等特點而被廣泛應用(Alcalá, 2008; Huang et al., 2010; Scanlon et al., 2007), 其基本原理是: 在地下一定深度(防止示蹤劑蒸發以及翻耕土地對示蹤源的影響)投放示蹤劑, 經過一段時間后獲取土壤示蹤劑濃度剖面, 確定溶質運移峰值, 根據公式(1)計算地下水入滲補給量:

其中, R為地下水入滲補給量(mm/a); v為土壤水垂直入滲速率(mm/a); ΔZ為示蹤劑峰值遷移距離(mm); Δt為示蹤劑投放與取樣的時間間隔(a); θ為 ΔZ深度范圍內土壤水平均體積含水量(mm3/mm3)。但該方法評價精度受取樣間隔影響。應用該方法關鍵在于選擇正確的示蹤劑投入深度,一般選在該研究區土壤水長年入滲界面處。如果示蹤劑投入深度在入滲界面以上, 且兩者之間存在大量根系時, 示蹤結果偏大。只有當兩者之間植物根系吸水作用忽略不計時, 示蹤結果才能準確代表該時段的地下水入滲量。且該方法對地下水入滲補給量較小的衡水地區不適用。該地區土壤以重粘土為主, 滲透性極低, 年度內溶質濃度峰值運移距離小于5 mm(假設年入滲補給量為10.0 mm/a, 土壤體積含水量0.3), 在實際工作中難以獲得。汪丙國(2008)利用人工氚和溴進行示蹤試驗, 發現無示蹤峰值,其地下水入滲補給量為零, 明顯與示蹤劑在土壤剖面上有明顯遷移(距離超過1.0 m)不相符。

圖3 人工示蹤劑濃度剖面模式Fig. 3 Distribution models of concentrations of applied tracers in the soil profile

由于土壤結構的復雜性, 人工示蹤劑在土壤剖面上將可能有三種分布模式, 如圖3所示。A代表標準的上下對稱曲線, B和C濃度曲線重心相對于濃度峰值分別向下和上漂移, 所代表的土壤水運移特征及其入滲補給量都不相同, 但根據公式(1), 相同的示蹤劑遷移鋒面深度, 則其入滲補給量相等,與實際情況不符。因此, 以濃度峰值作為地下水補給評價依據的方法存在明顯不足, 需要改進。

2.2 多區模型

2.2.1 示蹤劑遷移實質

示蹤劑在土壤剖面上的濃度分布模式是示蹤劑在試驗期間對流彌散作用的結果。溶質對流彌散的實質是溶質在溶液中的遷移受溶質分子擴散、機械彌散和對流作用的結果。機械彌散作用是因土壤介質孔隙大小不一、形狀不規則和發育方向各異等特點, 導致水溶液在土壤中流速大小與方向各不相同, 使溶質分子運移分散并擴大其運移范圍, 與活塞流相比形成更大的溶質暈。本質上, 土壤結構是造成土壤中溶質機械彌散的內在原因。同樣水分子在土壤介質運移過程中也會因為土壤結構等原因造成與溶質彌散相同的情況——“水分子機械彌散”。由于本文所采用的氚和溴離子均為理想的保守型示蹤劑,示蹤劑與水分子具有完全相同的水流特征。因此, 保守溶質的機械彌散是由土壤結構和水流作用引起的。

分子擴散是由于分子的熱運動引起的運動, 其變化趨勢是溶質分子由高濃度向低濃度區運移, 最后達到濃度均勻。由于受土壤含水量、土壤孔隙彎曲程度以及孔隙連通性影響, 溶質在土壤水中的擴散系數要比自由水中小很多。Olsen等(1968)認為在土壤含水量為0.3~0.4時, Dw=0.05~0.78D0, 其中Dw和 D0為分別為溶質在土壤水和純水中的分子擴散系數(cm2d–1)。Vanderborght等(2007)認為土壤中溶質分子擴散系數為 0.5 cm2d–1的倍數, 僅為水動力彌散系數的 5%, 因此可以忽略土壤中溶質分子擴散作用對土壤溶質運移的影響。

根據以上的分析結果, 人工示蹤在土壤剖面上的濃度分布是由于土壤結構和土壤水對流入滲所致,即示蹤劑與通過人工示蹤面上入滲土壤水的運移范圍與濃度是完全一致的。

2.2.2 多區模型

由于土壤孔隙直徑大小不一、分布不均勻以及彎曲程度和連續性等特點, 將土壤介質按其孔隙水運移速率從高到低劃分為若干虛擬流區, 且假設各流區之間無水流相互作用, 各流區具有連續導水性,為物理平衡水流(K?hne et al., 2009), 每個流區代表土壤水運移速率相同或相近的孔隙群。圖4為多區入滲概念模型, 將整個土壤水流區劃分為 N 流區,同樣將土壤剖面對應劃分為N區。

圖4 人工示蹤多區模型Fig. 4 Multi-region model of applied tracers

第 1個流區代表入滲速率最大的孔隙區, 孔隙水將運移至土壤剖面對應的第1區, 運移距離最大;第 2個流區代表入滲速率第二大的孔隙區, 孔隙水將運移至土壤剖面的第2區; 依此類推, 第N個流區代表入滲速率最小, 孔隙水將運移至土壤剖面頂端的第 N區。由于每個流區土壤水運移速率一樣,其水流運移方式為活塞流, 則可采用公式(1)分別對每個流區進行入滲補給量計算。總入滲補給量為各個流區入滲補給量之和。因此, 可以利用公式(2)、(3)和(4)表示:

人工示蹤劑注入面上:

土壤剖面上:

其中, R為總入滲補給量, mm/a; N為土壤流區數量; Si和S分別為人工示蹤劑投放平面上第i流區和總流區面積, mm2; ΔZi為第i流區在垂直方向上運移的距離, mm; Δzi為土壤剖面上第i-1與第i流區間距, mm; Ri為第i流區入滲補給量, mm/a; αi為第i流區占總入滲補給量的比例系數;為土壤剖面上第 i流區平均濃度所對應的深度與示蹤劑投放處之間區域的平均土壤體積含水量, mm3/mm3;為土壤剖面上第 i流區土壤水中示蹤劑的平均濃度, mg/L; 實際應用中N值與土壤剖面取樣數量相等。

3 結果與分析

3.1 地下水入滲補給量評價

圖5為不同土地利用方式和不同示蹤深度條件下的人工示蹤劑氚和溴的濃度剖面。根據公式(1)至(4), 利用多區模型方法評價欒城和衡水研究區地下水入滲補給量分別為124.3和13.7 mm/a, 明顯高于傳統法(分別為103.3和0.0 mm/a), 見表2。多區模型能適用于無溶質峰值的地區, 而傳統示蹤法則受限制。

3.2 優先流程度評價

優先流的實質是在多孔介質中一部分水流速度明顯大于介質平均流速的現象。優先流是速度上的優先到達, 而不是水量的占優。對于土壤水入滲補給過程來說, 將土壤水流速率明顯大于其他部分水流的現象定義為優先流, 即優先流運移速大于整個流區土壤水流速率。因此, 將 0.5~1.0 Zmax(Zmax為示蹤劑最大入滲距離)范圍定義為優先流區, 其對應的入滲補給量為優先流引起的入滲補給量。評價結果如表 3所示, 欒城和衡水地區優先流入滲補給量分別為 36.05 和 0.32 mm/a, 分別占總入滲補給量的28.7%和2.3%。欒城地區優先流程度明顯高于衡水地區, 其主要原因是欒城研究區為常年種植區, 2.0 m以下作物根系相對發育, 其土壤巖性以亞砂土和亞粘土為主, 夾雜薄層粘土, 而衡水地區耕作歷史短, 2.0 m以下作物根系相對少, 以重粘土和亞粘土為主, 土壤結構密實, 大孔隙結構不顯著。另外試驗期間欒城和衡水地區降雨和灌溉量之和接近, 分別為739.5 mm和742.6 mm, 與降雨或灌溉量相比, 土壤結構和質地是土壤水入滲量和優先流程度主要的控制因素。

表2 利用人工示蹤方法評價地下水入滲補給結果Table 2 Results of groundwater recharge using the method of applied tracers

表3 地下水入滲補給中優先流程度評價結果Table 3 Percentages of groundwater recharge by preferential flow

圖5 示蹤劑濃度剖面Fig. 5 Tracers’ concentration profiles in LC and HS sites

3.3 土地利用方式影響優先流程度

LC01、LC02、LC05和LC08優先流程度分別為22.5%、34.3%、15.9%和22.2%。秸稈覆蓋抑制降雨或灌溉水入滲補給地下水, 且減緩優先流程度。吳慶華等(2008, 2009)在該研究區開展了秸稈覆蓋與自然種植條件下土壤水動態監測試驗, 其研究結果表明: 集中降雨時期(6—7月), 秸稈覆蓋對大降雨入滲具有一定的抑制作用, 削弱土壤水入滲過程中優先流程度。

無人類活動影響區其入滲補給量和優先流程度明顯低于自然種植和草地。表明植被有利于土壤水入滲和優先流形成。土壤結構是其主要原因: LC05地表僅有少量的雜草, 土地貧瘠, 蚯蚓等動物活動相較少, 大孔隙不發育; LC01和LC02為常年種植區, 作物根系發達, 蚯蚓等動物活動頻繁,大孔隙發育; LC08為常年草地, 雖然作物根系發達,但深度較淺, 主要分布在0—0.3 m深度范圍內, 蚯蚓等動物活動相對種植區少, 大孔隙一般發育。

衡水地區由于土壤結構等原因導致其入滲補給量很小, 幾乎全部以基質流入滲, 無明顯優先流現象。雖然HS01、HS02、HS03和HS08土地利用與灌溉方式不同, 但對地下水入滲補給量均無明顯影響, 說明與土地利用方式和灌溉量相比, 土壤結構與質地是控制該研究區土壤水入滲以及優先流的主要因素。

3.4 不同深度優先流程度

LC02、LC03和 LC04分別為自然種植條件下2.0 m、3.0 m和4.0 m深度處地下水入滲補給強度試驗點, 研究結果表明: 隨示蹤劑投放深度增加,優先流入滲補給量和優先流程度均增加, 但其入滲補給總量與示蹤深度并無明顯關系。另外, 作物根系和蚯蚓孔洞均隨著深度增加呈指數減少。這說明優先流程度主要受土壤結構控制, 而不是入滲補給總量。

LC05、LC06和 LC07分別是無人類活動影響條件下2.0 m、3.0 m和4.0 m深度處地下水入滲補給試驗點, 研究結果表明優先流入滲補給量和優先流程度與示蹤劑示蹤深度均無明顯關系, 但入滲總量卻隨示蹤深度增加而減小。表明, 人類種植活動改變了土壤空間孔隙結構, 導致其土壤入滲規律發生變化。

HS03、HS04、HS05、HS06和HS07是衡水地區在無人類活動影響下不同示蹤試深度地下水入滲補給量示蹤點, 研究結果表明: 各示蹤深度處入滲補給總量和優先流入滲補給量均與深度無明顯相關性。

4 結論

采用保守型人工示蹤劑NaBr和氚進行了不同土地利用方式和示蹤深度的地下水入滲補給研究,其結果表明欒城和衡水地區地下水入滲補給量分別為124.3 mm/a和13.7 mm/a, 優先流程度分別為28.7%和2.3%。秸稈覆蓋抑制優先流發育, 而農作物與草地均能有效地促進優先流發育, 增加地下水入滲補給, 減低灌溉或降雨利用效率。入滲補給量及其優先流程度主要受土壤結構控制。盡管在理論上多區模型與傳統示蹤峰值方法相比其評價結果更符合事實, 但還需進一步開展該方法的田間驗證工作, 如在地中滲透儀中開展示蹤試驗等。另外,該方法的評價精度一定程度上受取樣精度的影響。因此, 減小取樣間隔能有效提高其評價精度。

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The Estimation of Groundwater Recharge and Preferential Flow Based on the Applied Tracers: A Case Study of Luancheng
and Hengshui Areas in Hebei Province

WU Qing-hua1,2), ZHANG Wei2), LIN Wen-jing2), ZHANG Fa-wang3), WANG Gui-ling2)*
1) Yangtze River Scientific Research Institute, Wuhan, Hubei 430010; 2) Institute of Hydrogeology and Environmental Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Shijiazhuang, Hebei 050061; 3) Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guiling, Guangxi 541004

The traditional method of the applied tracer for estimating the groundwater recharge according to the peak of tracer’s concentration in soil profile has encountered the problem of precision and application. Therefore, the multi-regions method was suggested in this paper to estimate the groundwater recharge using the applied tracers, i.e., bromide and tritium, on the conditions of different land utilizations and depths, in Luancheng and Hengshui areas of Hebei Province. The results showed that the groundwater recharges of Luancheng and Hengshui areas were 124.3 mm/a and 13.7 mm/a, respectively, and the percentages of preferential flow were 28.7% and 2.3%, respectively, which indicated that the results of the multi-regions method were more reasonable than the traditional method. Moreover, the straw mulch restrained the infiltration of precipitation or irrigation, and reduced the preferential flow. However, the plants, i.e., corn, wheat, and grass, improved the preferential flow. The groundwater recharge and preferential flow which were controlled by the soil structure showed no clear relationship with injected depths.

applied tracer; groundwater recharge; multi-region model; preferential flow; land utilization

P641.2; P641.8

A

10.3975/cagsb.2014.04.12

本文由國家“973”計劃項目(編號: 2010CB428802)、國家自然科學基金項目(編號: 51279016; 41372243)和國家“十二五”科技支撐計劃項目(編號: 2011BAB10B04)聯合資助。

2013-07-31; 改回日期: 2013-10-01。責任編輯: 張改俠。

吳慶華, 男, 1981年生。博士, 工程師。主要從事土壤水鹽運移研究。通訊地址: 430010, 湖北武漢市江岸區黃埔大道23號。E-mail: wqh0505@126.com。

*通訊作者: 王貴玲, 男, 1964年生。研究員。主要從事地下水資源評價與地熱地質研究。通訊地址: 050061, 河北石家莊中華北大街268號。E-mail: guilingw@163.com。