潜水入渗补给研究进展

吴庆华，张家发，严 敏，王贵玲，杨润生

(1.长江科学院水利部岩土力学与工程重点实验室，武汉 430010;2.中国地质科学院水文地质环境地质研究所，石家庄 050061;3.中核第四研究设计工程有限公司，石家庄 050021)

潜水入渗补给过程是大气－土壤－植物－地下水系统中水循环的重要环节。地下水入渗补给的实质是包气带中土壤水分向潜水含水层运移。对地下水入渗补给的机理研究主要体现于对土壤水运移的研究。国内外对地下水入渗补给进行了大量的研究，主要集中在土壤水运移机理、地下水入渗补给评价方法及其成果应用方面。潜水入渗评估也是区域水资源评价与管理中的核心部分。

1 地下水入渗补给机理

1.1 土壤水运移机理

部分大气降雨或灌溉水通过土壤入渗补给地下水。地下水入渗补给过程的实质是土壤水向浅层含水层迁移。研究土壤水运移特征可以揭示地下水入渗补给规律及其机理。土壤水是指地面以下至潜水面以上范围内土壤中的水分，即非饱和带中土壤含水量［1］。土壤水是“四水”(大气降水、地表水、土壤水和地下水)转换的中心元素，在整个水圈中具有核心地位。从20世纪下半叶到1907年Buckingham提出毛管势理论之前，人们一直采用形态学观点研究土壤水运动，定性描述土壤水的形态和数量，能较好地刻画简单农田条件下的土壤水运移［2］。该观点主要以 ПoCo柯索维奇、гoooooHo维索斯基和AooAo罗戴等前苏联学者为代表［3］。形态学观点于20世纪50年代系统传入中国，对我国土壤水运移研究起到积极作用，主要以杨文治［4］、李玉山［5］、邵明安［6］等为代表。毛管势理论的提出标志着能量观点被正式应用于土壤水运移研究，逐渐取代形态学观点。1931年Richards导出了土壤水非饱和流方程，开启了土壤水运移的研究从定性走向定量，从经验走向机理之门。能量观点于1977年12月在杭州举行的全国第一次土壤物理会议上正式被介绍到国内［7］。张蔚榛等［8］较早应用势能理论研究饱和－非饱和土壤水运动及溶质运移问题，并在全国及《水文地质工程地质》期刊上开展了系列讲座［9－12］，对我国土壤水运移研究起到了推进作用。能量观点在我国主要以张蔚榛和雷志栋［13］等为代表。

1.2 土壤水入渗补给模式

1.2.1 均质流

土壤水分入渗是土壤水分运移最重要的形式之一，是大气降雨或灌溉水入渗补给潜水的唯一方式。由于解析求解Richard方程十分困难，在实际工作中很难应用，因此发展了很多经典的入渗模型，且假设土壤为均匀介质。Green和Ampt最早在1911年提出入渗理论，建立了经典的入渗模型即Green－Ampt模型，其假设入渗剖面呈阶梯状、锋面为干湿分明的界面，且土壤初期干燥，能较好地刻画均质性、非疏水性土壤中土壤水入渗迁移。1933年Hor－ton提出的入渗模型考虑了降雨或灌溉强度与入渗率的关系，即假设降雨或灌溉强度超过土壤入渗能力将产生地表径流，反之将全部入渗土壤，这符合田间实际情况。Philip(1957年)认为入渗速率与时间呈现幂级数关系。我国学者对土壤水入渗模式进行了大量的研究。王全九、王文焰、邵明安等对Green－Ampt模型进行了改进，对比分析了清水、浑水、连续和间歇入渗之间的相互联系［14－15］，并对结皮、植被覆盖和坡面条件下入渗的适用性进行了对比分析［16］，对黄土中水分运移入渗模型进行修正，修正后的模型适用性较好［17］，以及对该模型在层状结构性土壤中的适用性作了分析［18］。郭向红和马娟娟分析了恒定［19］和变化［20］入渗水头条件下的Green－Ampt模型。马英等分析了层状土壤中禁锢的空气对土壤水入渗补给地下水的影响，并修改了Green－Ampt模型［21］。

1.2.2 非均质流

1.2.2.1 机理研究

土壤水运移及土壤水入渗补给地下水的另外一种模式为捷径流。形成捷径流主要原因是由于入渗锋面不稳定和土壤结构造成的。湿润锋前被禁锢的土壤空气可以导致其不稳定，土壤的疏水性与大孔隙、团聚状土以及层状和透镜状土壤均会诱发捷径流，也称优先流。对优先流现象的认识与研究标志着对土壤水运移的研究已由均质流走向非均质流。优先流是指土壤水沿着大孔隙、裂隙、虫穴洞以及作物根系等优先通道，绕过大部分土壤基质快速通过土壤介质的现象。土壤中优先流主要有大孔隙流、指流和漏斗流，但在田间大孔隙流普遍存在，对潜水入渗补给影响显著［22］。1864年Schumacher发现土壤入渗主要受大孔隙影响，其主要动力为重力势能，以及1882年Lawes等在研究降雨与排水关系时发现大部分降雨快速通过土壤排泄，这是早期对优先流的认识记载，但直到20世纪60年代才被科学家们重视起来［23］。Keith(1982年)分析了大孔隙对降雨入渗补给的影响，对大孔隙形成原因进行了分类总结。同时提出了缺乏对大孔隙最小尺寸的明确界定，这在一定程度上对大孔隙优先流的研究带来不便［22］。Larsson等(1999年)分析了疏水性砂性土中优先流现象，结果表明优先流降低土壤含水量，增加地下入渗补给量，加速地表污染物进入含水层［24］。由于长期的优先流作用，改变了历史事情核素在土壤中的分布，使其快速进入地下水［25］。Bundt等对优先流路径中生物作用进行了研究，结果显示优先流路径是生物活动集中场所，有机碳和氮含量明显高于土壤基质［26］。田间土壤在机械作用下，土壤结构发生变化，Mooney等认为固结作用能促进砂土优先流发育，加速灌溉水或降雨入渗补给地下水，但会抑制粘性土壤中优先流发育［27］。Weiler等对不同初始土壤含水量、灌溉速率与土壤质地下的水流模式进行了分析，大孔隙流、基质流以及两者之间相互作用在土壤剖面上呈现不同分布规律［28］。Jarvis等研究了近饱和条件下疏水性土壤中优先流发育情况，土壤接近饱和时能激发大部分大孔隙，优先流作用增强，但有部分结构性土壤孔隙因为其疏水性而未被激活［29］。Wuest等对比分析了含有少量土壤团块的砂性壤土在耕作与未耕作情况下优先流发育模式，未耕作地的土壤入渗速率明显高于耕作土壤，表明耕作工艺破坏了部分大孔隙与地表的连接，使灌溉或降雨时大部分土壤水涵养在耕作层［30］。Harpold等分析了由土壤管洞和泉所形成的水平优先流对大尺度流域侧向补给的影响［31］。Alaoui等对比研究草地与森林土壤中优先流现象对地表径流和入渗补给的影响，森林植被根系粗深，能快速将雨水运移到深部，且草地因地表土壤被翻耕，破坏了耕作层下的大孔隙与地表的连通，导致森林土壤优先流作用更加显著［32］。

1.2.2.2 方法研究

目前对优先流的研究方法分为直接法和间接法。直接法主要为示踪法在国际上普遍采用。示踪法可以对比定量研究优先流在土壤入渗以及补给地下水过程中的作用。染色法是其中最常用的一种。染色剂直接染色水流所经过的路径，具有直观、准确之优点，且成本低，易操作，被科研工作者广泛应用。Forre等系统介绍了利用染色研究土壤优先流，提出了染色剖面拍摄照片校正处理程序，为以后科研工作者提供参考［33］。Flury和Wai总结了多种示踪剂在优先流研究中应用情况，如温度，同位素(3H，18O，15N，82Br等)，无机阴离子(Cl－，I－，Br－等)，碳氟化合物(CFCs)，SF6，苯酸，孢子，胶体，微生物以及染色剂等［34］。亮蓝和荧光素因其显著的显色效果、低吸附性、易水溶性、易检测性等特点广泛应用于优先流研究。用染色技术可以获得高精度3D土壤水流模式，通过对土壤高精度切片、取样，测试其染色剂含量，对比分析染色剂含量与成图色彩关系，客观反映水流模式，定量评价优先流对土壤水入渗补给地下水的作用［35－42］。间接方法主要是通过测量含水量变化，土柱溶质穿透曲线等方法研究优先流。在土壤剖面安装一系列土壤含水量(TDR)或水势(陶土头)探头，是研究土壤剖面水流特征的常用办法，但高密度设备插入对土壤结构破坏很大，影响优先流研究。随着CT技术的进步，利用X射线成像技术可以对土壤柱体扫描，解译土壤结构，提取水流模式，其精度高于田间染色示踪，但其应用成本较高，研究尺度小，难以在野外使用，限制了该方法在此领域的广泛应用［43－44］。也有学者利用地质雷达研究较显著的地下优先流通道(大裂隙等)，具有测试便携、原位、成本低且对中－小尺度具有很强的适应性等优点，在一定程度上弥补了其他方法在研究尺度上的局限性。该方法可能将成为研究田间以上尺度的优先流的有效方法之一［45］。我国学者对优先流的研究起步很晚。区自清等研究了冻融和干湿交替过程对大孔隙形成的作用，结果表明冻融较干湿过程更容易形成大孔隙优先流，并辅以室内土柱溶质穿透曲线验证［46］。王焕之探讨了水稻田中裂隙通道形成的优先流现象，分析了影响土壤裂隙形成的相关因素［47］。郭会荣、齐登红等通过地中渗透仪研究了降雨过程中优先流的形成机制，定量评价了优先流在土壤水入渗补给地下水的比重［48－49］。染色切片试验和室内土柱穿透实验均被普遍应用于包气带优先流定量研究，并取得了较好效果［50－52］。目前对土壤优先流模拟主要采用两区模型和两流区模型。这2个模型的共同点是将整个土壤介质分为2个区，两区模型假设将其分为可流动区和不可流动区，而两流区模型则分为快速流动区(优先流)和慢流动区(基质流)［53－57］。两流区模型能更加真实地反映土壤水流实际运移情况，但其所涉及的参数众多，难以获取，为模拟预测研究带来障碍。

综上所述，目前对优先流的研究主要集中于如何定量与定性研究优先流现象，对其产生的机理研究相对较少。如何将染色与CT技术所获得的高精度3D水流信息应用于数值模拟将是未来优先流数值模拟的重要方向。虽然两区模型与两流区模型被广泛应用于优先流研究，但其精度不够，其假设整个流区分为2个流区。事实上，土壤大孔隙(大于50 μm)直径大小、弯曲和连通程度不同，其导水率不同，原则上需要根据大孔隙渗透系数大小将土壤大孔隙流区分为若干亚区，真实反映土壤水流模式，但由于超过两区以上模型所涉及的参数非常之多，大部分参数在实际工作中难以获得，导致其在研究中很少应用。

2 地下水入渗补给评价方法

研究地下水入渗补给的方法主要有示踪法、地下水位波动法、地中渗透仪法、水均衡法、零通量面法和数值模拟法等，但每种方法都有其使用的适用性。同时采用多种方法对比评价是目前研究地下水入渗补给的主要趋势。

2.1 示踪法

示踪剂包括环境示踪剂、历史核素示踪剂、人工示踪剂。

(1)环境示踪剂:常用的环境示踪剂为Cl－。降雨中的Cl－入渗土壤，因土壤蒸发与作物蒸腾作用使Cl－浓度增加，入渗到耕作层下，其浓度不再发生变化。假设在整个土壤水运移过程中Cl－总量不发生变化，则根据Cl－总质量守恒可评价年均地下水入渗补给量［58－59］。在 Cl－来源清楚的条件下，能获得较理想的年均地下水入渗补给量。Cl－的主要来源包括大气降雨的干湿沉降(粉尘重的地方尤其重要)、农药化肥和植物躯干中的Cl－，但在多数情况难以获得准确的氯源数据，因此Cl－均衡法仅在天然地区广泛应用［58－65］。

(2)人工核素:人工核素是指20世纪50—80年代期间核试验所释放出的大量核素，如3H，36Cl等，这些核素随降雨或粉尘沉降入渗地表，其原理和环境示踪剂Cl－一样［66］。此方法要求包气带厚度足够大，确保研究时人工核素峰值在包气带内。如华北平原大部分地区人工核素锋面基本上运移至地下水位，则此方法不适用。

(3)人工示踪剂:在人类活动强烈地区，无法采用自然环境示踪剂评价地下水入渗补给量［67］，人工示踪剂法弥补了此不足。人工示踪剂分为固态和液态，氚和Br－广泛应用。氚是研究土壤水运移的最理想示踪剂，但毒性大，不适宜大面积使用，且其测试程序繁琐，成本过高。Br－是较理想示踪剂，土壤的负电荷性可能会使评价结果稍微偏大［68－69］。原则上应该采用饱和Br－溶液示踪，其投放的示踪剂量不能太大(小于5 cm)，特别是在入渗补给较小地区(如年入渗量小于10 mm的衡水地区)，否则其评价结果严重失真。针对年补给量较小地区，采用投入足量的固态示踪剂，根据示踪剂质量守恒与平均温度下示踪剂溶解度评价该地区年入渗补给量［70］。

2.2 地下水位波动法

地下水位波动法是一种较为常用的区域上评价地下水入渗补给的方法，忽略侧向补给。该方法的优点是回避了土壤水入渗补给包气带的复杂性，但其评价精度依赖于含水层释水系数［71］。此方法在人类活动强烈的河北平原(农灌与工业开采)难以适用。

2.3 地中渗透仪法

地中渗透仪是直接测量土壤蒸发、作物蒸腾以及地下水入渗补给的精确方法，其他评价方法均以此为验证参考依据，因此被广泛应用于地下水入渗补给研究。地中渗透仪地表尺寸一般在0.01～300 m2，深度必须大于表面种植作物最大根长，一般在几十厘米到20 m不等［72］。早期(1944年Delj)文献记载的渗透仪存在不足，如表面积过小，限制作物根系发展，边界效应显著以及渗透仪中采用扰动土壤等。Kitching等针对此不足，将渗透仪表面积扩大至100 m2，深度为3.9 m，其计算结果与采用均衡法相比偏高［73］。1971年在美国华盛顿建立了迄今为止最深(18 m)的地中渗透仪［74］。

我国自20世纪60年代以来，在全国各主要科研试验场(如中国地质科学院水文地质环境地质研究所衡水和正定试验场，中科院栾城、禹城等试验场，以及农科院，环境科学院等科研机构和相关高等院校学习研究基地)建起了不同规格的地中渗透仪，最大深度为6 m。

2.4 水均衡法

利用水均衡原理评价潜水入渗补给量，称为水均衡法。该方法仅适用于补给与排泄项都能准确获取的区域。吴庆华等［75］采用该方法评价了栾城地区地下水入渗补给量，该方法回避了土壤的非均质性问题，但需要同时监测降雨量、灌溉量、植物截留量、植物蒸发蒸腾量以及土壤储水变化量等数据，具有耗时、投入大等缺点。该方法既能适用于小尺度的田间地块，也能适用于大尺度的流域与平原的地下水入渗补给量的评价，但其评价精度高度地依赖于研究区的补给与排泄项的数据质量。

2.5 零通量法

零通量法:当已知土壤剖面上某一断面土壤水分通量为零时，以及土壤剖面的含水量，根据水流连续性方程可推算另一断面处的水分通量［75］。该方法于1982年由中国地质科学院水文地质环境地质研究所引入国内，先后在其科学试验场(南宫和石家庄站等)应用研究，然后在全国推广。以荆恩春、张光辉等［76］为代表对零通量法进行了深入研究［76－77］。但在深厚包气带，如果负压计或土壤含水量采用人工读数，则需要耗费很长时间，针对此缺点张光辉等提出了水量差计算法和水量差图解法评价浅层土壤入渗补给量，较好地解决了此问题。吴庆华等［78］利用栾城试验场长序列动态土壤含水量与水势监测数据，分析计算了2004年入渗补给量为28.2 mm，比均衡法小34.8 m，表明零通量法在结构性土壤(如含有根系、虫洞和土壤裂隙等的土壤)中，其评价结果偏小。但零通量面并不是长期存在，因此采用零通量面存在期获取相关参数，利用定位通量法计算评价全年任何时刻任何位置的土壤水入渗补给量。随着TDR和土壤水势自动检测技术的进步与成功推广，零通量面与定位通量面法将是一种精度较高、代表性强、时间尺度大、监测频率高的适用方法。

2.6 数值模拟法

目前模拟包气带水流运移的数值模型主要是基于Richard方程，代表性模型有 HYDRUS，MODFLOW－SURFACT， STOMP， SWAP， TOUGH2 和VS2DI等 软 件，Šimunek，Panday and Huyakorn，White，SWAP，Finsterle和Healy分别对上述软件近30 a在包气带研究应用中取得的成果进行了综述［79］。Šimunek对比分析了双孔隙、双流区以及三区模型在优先流土壤中的应用，认为目前缺少测量上述模型参数的标准办法，导致了这些模型只能较好地应用于边界条件较好定义的研究区［79］。随着研究时空尺度和数据量增加，导致一些软件如HYDRUS－1D只能利用10个节点数据进行参数反演，且总数据受限，如深厚包气带(如中国地质科学院水文地质环境地质研究所正定试验场大口井31 m)长时期(如1 a以上)模拟就难以应用。Lu等［80］利用 HYDRSU－1D 模拟了河北平原典型地区(鹿泉、栾城、衡水、沧州和德州)潜水年入渗补给量，其模拟结果与人工示踪剂结果基本吻合。毕经伟等［81］运用 HYDRUS－1D 模拟了夏玉米种植区土壤水入渗，结果表明23.7%降雨或灌溉水入渗补给地下水。

目前，采用多种评价方法的联合运用，相互对比，以保证评价精度。如Dassi利用氯质量平衡法和降雨中氚示踪方法对比研究了南非浅层地下水入渗补给量［82］。Horst等采用 CFCs(chlorofluorocarbons)和放射性同位素(14C和氚)评价了墨西哥Silao－Romita盆地地下水入渗补给过程以及灌溉对地下水的影响［83］。Coes等同时采用地下水位波动法、Darcy法和环境示踪剂法对比评价了美国北卡罗莱纳州海滨盆地地下水入渗补给速率［84］。Scanlon和汪丙国等总结了上述各种评价地下水入渗补给的方法，提出了每种方法的适用条件，且建议综合采用多种方法，有效提高评价精度［72，85］。

3 研究展望

对地下水入渗补给的研究是地下水资源评价、农业水资源利用以及地下水污染风险评估的重要内容，也是“四水”转化、水圈循环研究的核心专题。但目前对其研究存在明显不足，主要表现在以活塞流、达西流为理论的评价方法难以适用。尽管优先流的提出标志着应用非均质流理论研究土壤水运移与地下水入渗补给成为可能，但仍处于初步阶段。因此，结合上文分析，认为以下几方面为地下水入渗补给的重点、难点与热点问题:

(1)开展以示踪法为主的田间原位试验，采用多流区模型修正传统峰值方法。重点开展深厚包气带土壤水运移研究，揭示土壤水入渗补给机理演变规律。

(2)开展结构性土壤中优先流研究，重点是对土壤结构精细刻画。利用CT、地质雷达、高密度电法等先进技术进行土壤空间结构高精度刻画，将优先流土壤水运移、地下水入渗补给过程进行可视化，揭示优先流激活机理。

(3)开展地下水入渗补给规律的尺度效应研究。随着研究尺度的变化，土壤水运移规律不同。不同尺度下的研究成果仅能适用于相应研究尺度的科学问题与实际应用。

(4)开展地下水入渗补给过程中农药化肥等污染物运移规律的研究，为地下水污染分析评估提供科技支撑。

(5)开展土壤气态水运移规律以及空气的禁锢作用对土壤水运移影响的研究。

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