包气带中水的补给

包气带中水的赋存形式~

包气带中岩石空隙没有被液态水充满，由固相岩石、液态水和空隙中的气体三相构成。包气带中液态水以孔角毛细水、附着在固体表面的薄膜水以及悬挂毛细水形式赋存在包气带中，三者共同构成包气带持有的水量。
包气带中岩石孔隙与外界始终存在着水、气交换，所持有的水量是变化的，通常用天然含水量来表示，天然含水量是指岩石空隙中持有水的体积与岩石体积之比。也可用天然含水率来表示，天然含水率是指岩石空隙中水的重量与岩石固体重量之比。
包气带自上而下可分为土壤水带、中间带和毛细水带。包气带顶部的土壤化表层，富含有机质，具有团粒结构，植物根系发育，微生物活动频繁，其中含有以毛细水为主的土壤水。包气带的底部与饱水带相接，由地下水支持的毛细水构成毛细带。毛细带发育厚度与岩性有关，细颗粒地层毛细上升高度大，粗颗粒地层毛细上升高度低。在包气带厚度较薄的情况下，毛细带与土壤水带相连接，土壤水可通过毛细作用接受源源不断的地下水的补给，这种情况多出现在低洼的湿地或盐渍化地区。当包气带厚度较大时，土壤层与毛细带脱节，两带间存在中间带，当中间带存在粗细相间的地层结构时，细颗粒地层中可能会存在层状悬挂毛细水，其顶面上还可滞留重力水，形成上层滞水。

在无蒸发与下渗以及包气带由均质土组成的理想条件下，包气带内水分分布稳定，垂向含水量分布如图（4-2）所示。包气带上部一定深度内，由于均质土持有的孔角毛细水和薄膜水量稳定，含水量接近于常量。向下随着深度增加，土层中支持毛细水逐渐增加，含水量渐渐增大，到潜水面附近，支持毛细水占绝对优势，孔隙网络中完全被毛细水占据，含水量达到饱和，含水量达到饱和的地段称为毛细饱和带。
通常包气带由多层不同岩性的地层构成，粗颗粒地层的持水量较小，含水量较低；细颗粒地层持水量较大，含水量较高。粗颗粒地层对水作用的毛细负压小于细颗粒地层对水作用的负压，因此，粒度相差较大的地层交界面往往能有效地阻隔毛细水作用。包气带中重力势和毛细势同时并存，有时粒度差异造成的毛细负压差也会改变水在包气带中的渗流方向。在细颗粒土中，水在重力势作用下向下渗流，途中遇到粗颗粒透镜体或空洞时，由于粗颗粒透镜体或空洞的空隙大，对水作用的毛细负压远小于周围细颗粒地层的毛细负压，界面上存在较大毛细负压差，在其作用下，水流不会进入其中，而是绕过粗颗粒透镜体或空洞，继续向下渗流。许兆义（1993）曾用试验证明了这一现象。这就是为什么雨季时黄土层中的砾石透镜体和窑洞仍能保持干燥的重要原因。

图4-2 均质土包气带水分分布

降水被植物冠层截留等除损后，穿透到达地表，一部分转为地表径流，另一部分渗入包气带，当含水量达到持水度（田间持水度）后，多余的水才会向下渗流，进入潜水含水层。包气带中渗流分为饱和流动和非饱和流动两种形式。
饱和渗流多出现在河、渠底部的垂直入渗时，该处包气带厚度较大，河、渠渗漏水通过包气带直接补给地下水，水的渗流遵循达西定律。
大气降水入渗补给均质包气带时，在地表形成很薄的水层，湿润层与干层之间的湿润锋面在向下推进过程中，会在推进路径上滞留部分水分，使锋面含水量降低，锋面推进便暂时停止下来，进行第二次蓄水，待含水量超过持水度后，锋面又会向前推进，呈现活塞式下渗的特征。
大部分包气带结构是非均质的，是由不同直径孔隙组成的网络构成，水流总是选择渗透阻力最小的通道运移，当网络中存在阻力最小的通道时，部分水便会经过通道，直接下渗，进入潜水含水层中，这种入渗方式称为捷径式入渗。因此，捷径式入渗和活塞式入渗是水在包气带中运移的两种重要类型。
若不考虑土水势对渗流的影响，包气带中非饱和流动也可用达西定律来描述。垂直向下一维流动的渗流速度可用下式表示：

生态水文地质学

式中：VZ为渗流速度；K（W）为渗透系数与含水量的关系函数；H为水头高度；Z为包气带厚度。
在包气带中非饱和流动时，渗透系数K是含水量的函数，随含水量的降低迅速变小，而且水头压力也是含水量的函数。
包气带中水呈非饱和渗流时，水受到土水势的作用。土水势由基质势（由吸附和毛细作用引起）ψM、重力势ψG、溶质势ψS、压力势ψP、温度势ψC五个分势构成，因此，水的非饱和渗流过程十分复杂。为简化问题起见，认为溶质势、压力势、温度势对渗流影响很小，可忽略不计，土水势则有以下的表达式：

生态水文地质学

上述的简化是有条件的，因溶质势是由不同浓度溶液之间的渗透势引起的，通常水中溶质均匀分布，溶质势可忽略不计，但在植物根系附近，考虑到植物根系的吸水作用时，溶质势便显得重要，不能忽略；包气带中孔隙网络连通性好，水在运移过程中对孔隙中的气体无明显压缩的情况下，可以忽略压力势，但在考虑气体压缩对水运移的影响时，应将压力势考虑在内；包气带内地温差较小时，温度势很小，可以忽略，但若出现冻结或内外温差较大的情况，温度势则不容忽视。

通过上覆土壤向下渗透的大气降水，常常成为湿润地区、半湿润地区的潜水含水层补给的重要组成部分。

1.降水入渗速率的确定方法

降水入渗速率主要根据土壤下渗水的氚浓度(估算入渗水的年龄)以及水样品点所在空间位置的垂直深度来确定。

氚是通过宇宙射线作用在大气层中产生的氢的放射性同位素。它的半衰期为12.43年，天然丰度为5～10TU(氚单位)。在1954～1965年热核试验期间，大气层中氚的浓度曾大为增加。据测定，北半球为1000多TU，南半球为50TU。大气层中的氚随降水带到地表并下渗，因此它对于小于50年的降水和地表水入渗补给研究十分有用。

降水中的氚含量大致随纬度增高而增加。在一个地区，春季降水时氚含量很高，属氚的高峰期，其数量相当于年平均值的3倍左右，北半球冬季为氚的低峰期，大约只有年平均量的1/2。由于氚的半衰期短，年变化量大，对时间的依赖性更为明显。

在地面水下渗的研究中，首先要评定下渗水体在不同深处的滞留时间，但是实际上这种下渗水在各点的分布是不均匀的，而且是各种不同年龄水的混合。因此，查明入渗水的年龄分布，进而需要用各种入渗模型进行模拟。

模型分3类。活塞型水流:不同年龄的入渗水，在流动过程中互不混合，这是一种理想化了的、也是最简单的模型;指数模型:同位素的输出浓度与储存平均浓度相当，在流出前可能发生混合或者不混合，其水的平均滞留时间，等于储存量与排泄量之商;弥散模型:多孔介质中发生层流时，氚的分布可用高斯函数表示。以上虽然都是简化了的模型，但它们可在一定程度上反映天然水的平均滞留时间的下限，因而，实际中应用这些模型，常常可以得出有意义的结论。

2.降水入渗速率的研究

VonButtlar等(1958，1959)利用在墨西哥州的降水和井水中氚的浓度估计过地下水年龄和入渗速率。

Smith等(1970，1972)应用入渗模型研究了透水性好和差的非饱和水土壤带(白垩土和粘土)中氚的浓度分布，求得白垩土中的入渗速率为0.9m/a。他们认为，较深处氚的浓度受到了缝隙水的干扰。

Zimmermann等(1965，1966，1967)应用天然和人工氚，调查了中欧莱茵河盆地的非饱和带水的补给，得出了以下的结论:

1)盛夏降水没有贡献地下水。

2)分子的弥散向下运动异常活跃，在向下垂直运动数厘米或数十厘米时就达到了同位素含量的均一化。

3)蒸发作用会使数厘米范围内的空隙土壤(或植被)上层的重同位素含量增加，其程度取决于扩散系数和蒸发丢失水向上的有效速率比(有效速率=蒸发量/孔隙度)。

4)渗透速率在1m/a的数量级内。

5)渗透水的补给占总补给量的25%～75%，补给的多少取决于季节、降水量以及土壤的特性。

Blavonx和Siwertz(1971)对日内瓦湖盆地的地表降水下渗给出了两种渗漏类型的氚含量双峰分布曲线。一种是快的，归因于降水的裂隙运动;另一种迟缓，归因于降水在微孔中的渗透。一些不含氚而有恒定的稳定同位素含量的水，经过一周渗透，被下推。在蒸发作用活跃的夏季数月内，都观察到下渗水的重同位素含量有明显增加。

在丹麦，Anderson和Sevel(1974)获得了一条具有6年记录的土样天然氚剖面。研究发现，古冰川河的砂砾石，受外部水冲刷时，水的下渗速度大约为4.5m/a。该计算假设，蒸发作用没有发生时，在土壤1m范围的降水与早已存在土壤中的水已经发生了很好的混合。另外，考虑到在均质介质和各向同性条件中的弥散作用，对有效孔隙度进行校正后，对于一个年平均降水量为700mm，而且没有任何径流补给的年下渗速率为358mm。值得注意的是，1963年的氚峰下渗速度比中子计量测量估计的季节性降水渗漏速度慢近10倍。出现这种差异，可能是土壤剖面湿度“压力波”位移而不是实际降水渗透的缘故。

澳大利亚的Gambier平原，属地中海类型气候，Allison和Hughes(1974)测量了不同土壤类型(砂－砂质粘土和富泥质粘土)中的氚剖面。依据土壤类型，在计算中考虑到土壤物质中水的扩散以及向下运移期间的部分混合，使用不同的“活塞流”模型，计算得出补给速率为40～140mm/a。

在Transvaal半干旱区，Bredenkamp等(1974)对砂和砂质粘土土样作过水和氚的分析，假设水由“活塞流”模式向下运动，结果确定年平均降水为560mm和有效孔隙度为2.5%的补给速率为16～53mm/a。

伦敦盆地是一种特殊的非饱和带情况。值得注意的是，在含有颗粒藻和有孔虫等微体化石的沉积层中，微孔隙度可高达40%左右。Smith等(1970)从该盆地27m深处的非饱和带的一条剖面上提取的水含量非常均一，每克湿白垩土含水为0.210±0.003g(相当于单位体积的38%)。在氚含量随深度变化的分布曲线上，大约在4m深处显示了一个很尖峰(600TU)，第二个峰在7～9m之间出现。分别以1963年和1968年在降水中观察到的氚峰值(核试验产生的)为依据，利用弥散模型，对剖面图的主峰进行计算，结果得出年下渗量为0.88m/a。经容量校正，得出年平均补给值为334mm/a。这与在整个集水区年渗透速率为280mm/a的估计相差不大。

然而，必须指出，基于月的水均衡(降水减去蒸发)氚渗透的计算没有考虑大雨的影响，但大雨在降水量亏损期间会很快向下渗透，既然如此，就应该把每次降雨都计算到土壤水的均衡中去。如果相对高氚含量的夏季降水能够直接渗透到可以受蒸发作用影响的地方，那么计算的结果与实际情况就很难匹配。显然，有关白垩土的弥散问题尚需更深入的研究。

刘方珍等(1986)在研究我国山西平定张庄对黄土梁饱气带水分运移速率和入渗补给量后得出了以下结论:

1)在黄土地区的饱气带中，迄今仍保存着完整的核爆氚剖面。其形状较国外已发表的其他地层中的更为典型理想，1963年峰值表现更为清晰。这可能与黄土类岩土在岩性上比较均匀有关。

2)以1963年氚高峰值为基础，到1985年下移至6m深处，从而求得水分运移速率平均为0.273m/a。6m深处土壤中水分累积总量为1157mm，年平均入渗量为52.6mm。

3)1953年以来的含核爆氚的降水，目前仅下渗10m左右，因此，在厚层黄土分布区饱水带中氚含量很低，而含有少量核爆氚，主要是沟谷水渗透混入的结果。

从上可知，在用同位素调查非饱和带雨水下渗时，应该弄清影响表层土壤弥散的因素、水逐层下渗的程度，辨别是属于裂隙下渗还是孔隙下渗，或者是两者的混合并确定其混合程度。

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