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  中国地质 2021, Vol. 48 Issue (5): 1429-1440  
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刘添文, 潘越, 胡成, 王清, 陈植华, 史婷婷. 2021. 应用D、18O同位素示踪孝感市厚层黏性土中土壤水入渗补给及其生态环境效应[J]. 中国地质, 48(5): 1429-1440.  
Liu Tianwen, Pan Yue, Hu Cheng, Wang Qing, Chen Zhihua, Shi Tingting. 2021. Tracing infiltration and recharge of thick silt by using D and 18O isotopes of soil moisture in Xiaogan, Hubei and its ecological efffects[J]. Geology in China, 48(5): 1429-1440. (in Chinese with English abstract).  

应用D、18O同位素示踪孝感市厚层黏性土中土壤水入渗补给及其生态环境效应
刘添文1, 潘越1,2, 胡成1, 王清3, 陈植华1, 史婷婷4    
1. 中国地质大学(武汉)环境学院, 湖北 武汉 430074;
2. 广西壮族自治区水利科学研究院, 广西 南宁 530023;
3. 中国地质调查局武汉地质调查中心(中南地质科技创新中心), 湖北 武汉 430205;
4. 教育部长江三峡库区地质灾害研究中心, 湖北 武汉 430074
摘要:黏性土的渗透系数极低,水分及溶质在黏性土中运移速率慢、耗时长,本次研究通过分析大别山区-江汉平原三水转换野外科学试验场(下文简称"试验场")ZK1、ZK2钻孔剖面土壤水、大气降雨D、18O同位素测试数据与孝感站(站号57482)多年年降雨量数据,确定了厚层黏性土土壤水入渗补给年份与深度的对应关系。结果表明:试验场区黏性土垂向岩性差异较小,无明显分层现象,土壤水分以"活塞流"的方式向下运移,夏、秋季的大气降雨为土壤水的主要补给来源;ZK1(取样间隔0.5~2.7 m,深度15 m)的土壤水δD、δ18O值随着埋深的增大出现周期性的波动,ZK2(取样间隔0.1 m,深度6.2 m)的土壤水δD、δ18O值随着埋深的增大出现分层波动现象;确定了黏性土层0~6.2 m深度对应的降雨入渗补给年份,并通过18O的峰值位移法计算得出降雨入渗补给在黏性土层的垂向运移速度为10.8~15.0 cm/a,年均入渗补给量为43.1~58.1 mm,占多年年均降雨量的4.01%,推算出降雨入渗补给需要近130年的时间才能穿透试验场厚层黏性土补给至地下水含水层,表明该厚层黏性土的防污性能良好。本研究所揭示大气-土壤界面下黏性土土壤水分入渗迁移历史演化特征及补给年际对应关系,对江汉平原区地下水环境保护、生态环境改善、旱涝灾害防治等具有重要意义。
关键词D、18O同位素    土壤水    18O峰值位移法    补给量    水文地质调查工程    孝感市    湖北省    
中图分类号:P641.131            文献标志码:A             文章编号:1000-3657(2021)05-1429-12
Tracing infiltration and recharge of thick silt by using D and 18O isotopes of soil moisture in Xiaogan, Hubei and its ecological efffects
LIU Tianwen1, PAN Yue1,2, HU Cheng1, WANG Qing3, CHEN Zhihua1, SHI Tingting4    
1. School of Environmental Studies, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China;
2. Guangxi Water Conservancy Science Research Institute, Nanning 530023, Guangxi, China;
3. Central South China Center for Geoscience Innovation, Wuhan Center of Geological Survey, Wuhan 430205, Hubei, China;
4. Three Gorges Research Center for Geohazards, Ministry of Education, Wuhan 430074, Hubei, China
Abstract: As well known, the permeability coefficient of cohesive soil is extremely low, and the transport rate of water and solute in the cohesive soil is slow and time-consuming. Stable isotopes δD and δ18O data of soil moisture and rainfall of two boreholes (ZK1, ZK2) in Dabie Mountain Area-Jianghan Plain rainfall-soil moisture-groundwater transformation scientific field test site were studied to trace the characteristics of historical infiltration and recharge of cohesive soil. The results show that there's no obvious layer boundary but just a little difference among the 15 m deep cohesive soil, and soil water moves in the way of "piston flow" vertically. The closer relation of rainfalls in summer and autumn to soil moisture in δD and δ18O value indicates that the main recharge of soil moisture comes from rainfall infiltration in summer and autumn. The δD and δ18O values of soil water in ZK1 (sampling interval 0.5-2.7 m, depth 15 m) fluctuate periodically with the increase of buried depth, while the δD and δ18O values of soil water in ZK2 (sampling interval 0.1m, depth 6.2 m) fluctuate stratified with the increase of buried depth. On the basis of determining the rainfall infiltration recharge years corresponding to the 0-6.2 m depth in the cohesive soil layer, based on 18O isotopes peak displacement method, it is calculated that the vertical migration velocity of rainfall infiltration recharge in the cohesive soil layer is 10.8-15.0 cm/a, and the annual infiltration recharge is 43.1-58.1 mm, accounting for 4.01% of the annual average rainfall. It takes about 130 years for rainfall infiltration to penetrate the thick cohesive soil for groundwater recharge, which means the thick cohesive soil has good antifouling properties. The historical evolution characteristics of soil water infiltration and migration at the air-soil interface and the inter-annual correspondence of soil water recharge are of great significance for groundwater environmental protection, ecological environment improvement, drought and flood disaster prevention and control in Jianghan Plain.
Key words: D, 18O isotopes    soil moisture    18O isotopes peak displacement method    infiltration recharge    hydrogeological survey project    Xiaogan    Hubei Province    

1 引言

通常情况下,土壤水是指吸附于土壤颗粒表面和存在于土壤孔隙中的水(土壤孔隙水),包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水,土壤孔隙水仅包括毛管水与重力水(雷志栋等,1988)。土壤水是地面以下至地下水位以上土壤层中的水分,是区域水循环的重要一环(张小娟等,2015)。土壤水是联系地表水-地下水、大气降雨-地下水相互转换的纽带,起着物质、能量传递的关键性作用(武倩倩等,2008张小娟等,2015刘君等,2016孙芳强等,2017徐英德等,2018马迎宾等,2018姬王佳等,2019)。

大气降雨是地下水十分重要的补给来源,氢氧稳定同位素作为水分子的组成部分,对水分运动具有良好的指示作用,相比其他传统方法而言具有较高的灵敏度和准确性,可以用来揭示土壤水的来源、入渗、蒸发等各种水运移过程(刘君等,2012张小娟等,2015戴军杰等,2019)。应用稳定同位素D、18O示踪包气带中地下水的运移规律和计算入渗补给量,前人已经做过许多研究,但大多限于干旱地区(Zimmermann et al., 1967Liu et al., 1995Prudhomme et al., 2003; 马斌等,2014孙芳强等,2017)。一般在干旱、半干旱地区土壤水中的稳定同位素组成主要受蒸发控制,而在湿润地区,由于不同降水事件的干扰,土壤水中稳定同位素组成变得复杂(Hsieh et al., 1998Song et al., 2009)。张翔等(2015)研究鄱阳湖湿地土壤水中稳定同位素的组成发现土壤水在旱、雨季的补给来源各异;王福刚等(2007)应用D、18O同位素峰值位移法计算了湿润、半湿润地区河南新乡市原阳县大宾乡降水入渗补给量,并表示稳定同位素峰值位移法最适合于温带湿润地区的降水入渗研究。

本文展示孝感试验场区两个不同垂向间隔及深度进行取样的钻孔(ZK1、ZK2,间距为9 m),应用稳定氢氧同位素D、18O指示土壤水入渗补给来源及时间-剖面深度位置的年际对应关系。利用孝感站(站号57482)年均气温、年降雨量数据和18O同位素垂向剖面明显特征值的位置,确定特定年份的入渗深度,进一步结合土壤含水率,利用18O峰值位移法分析入渗补给量的变化特征。

2 研究区概况

研究区位于江汉平原北部孝感市肖港镇(图 1),地理坐标为东经113°55′58″,北纬31°03′58″,属中纬度亚热带温湿季风气候区,四季分明,雨量充沛,温暖湿润,光照充足。年均气温在15.6~16.5℃,冬季气温(1月)平均2~4℃,夏季气温(7月)平均28~29℃,累年年均降水量为1152 mm,降水年际变化大。受季风气候影响,研究区降水量年内分布不均,雨季(5-8月)降水量约占全年降水量的70%,在年际尺度下全年降雨量大小变化可用于表征夏季(6-8月)与秋季(9-11月)孝感试验场土壤水补给来源量的大小变化。研究区暴雨、干旱等灾害频发,自1957-2018年,大水年份有1968、1983、1995、1996、1998、2008、2010、2016(夏萍应等,2014余宏阳,2016)。

图 1 研究区地质地形条件及试验场位置略图 Fig. 1 Geological map of the study area and location of the test site

张涛等(2010)研究发现孝感市(孝感站,站号57482)近50年(1957-2006年)年降水存在3年、6年、11年、20年四个尺度的周期性干湿变化,对此期间年降水、四季降水变化进行小波方差分析,发现年降水量呈微弱增加趋势(图 2),变化量约为5.9 mm/(10 a),年降雨量变化具有年际尺度(3~7 a)与年代际尺度(9~13 a,20 a左右)变化特征,年际尺度变化周期以准6 a、准3 a为主,年代际尺度变化周期以准11 a、准20 a为主;夏季降水波动主要表现为准6 a、准11 a、准3 a三个尺度,与年降雨量变化周期较为匹配。在此基础上,笔者收集了孝感市(中国气象科学数据共享服务网,气象站点为孝感站,站号57482)2006-2018年的降雨量数据,并绘制了2006-2018年降雨量变化图(图 3)。

图 2 1957-2006年孝感市年降水量变化图(张涛等,2010) Fig. 2 Xiaogan's mean precipitation from 1957 to 2006 (Zhang et al., 2010)
图 3 2006-2018年孝感市年降水量变化图 Fig. 3 Xiaogan's yearly mean precipitation from 2006 to 2018
表 1 试验场区地质结构信息表 Table 1 Geological structure information of test site

江汉平原普遍存在第四系黏性土覆盖层,黏性土的渗透系数极低,极大阻碍了大气降雨对地下水的补给,黏性土土壤水水分及溶质运移研究耗时较长,研究难度大,其水分与溶质运移机理尚不清晰。厚层黏性土覆盖层下大气降雨补给地下水规律及补给量对江汉平原区水资源评价与开发、地下水环境保护和干旱洪涝灾害防治等方面具有重要的理论与实践意义。

3 样品采集与测试

ZK1与ZK2两个钻孔皆位于试验场区附近(图 1),土壤质地相同,两钻孔间距为9m。ZK1取样间隔不一,遵循浅层密,中层疏,深层密的取样原则,取样深度达15 m,同时在试验场地下水监测井取地下水样1个,共采集13个样品;ZK2取样间隔为0.1 m,取样深度为6.2 m,在试验场地下水监测井取地下水样1个,共采集58个样品。

试验场土壤质地样品(表 2)在中国地质大学(武汉)构造与油气资源教育部重点实验室测样,测试仪器为美国贝克曼库尔特公司生产的全自动激光粒度分析仪(LS230),根据粒径大小分黏粒(< 0.005 mm)、粉粒(0.005~0.05 mm)和砂粒(0.05~2 mm)统计其所占百分比(100%)利用三元命名法进行水文地质岩性命名(中国地质调查局,2012)。试验场土壤渗透系数送往武汉九方安达工程技术集团有限责任公司进行测试,岩土透水性按照《水利水电工程地质勘察规范》(GB 50487-2008)进行分级。

表 2 试验场区土壤岩性命名及垂向渗透系数 Table 2 Soil texture and vertical hydraulic conductivity of the test site

对第二次(2019/7/25)所取土壤部分层位样品采用烘干法进行土壤体积含水率测定,测得土壤体积含水率区间为36.8%~44.1%(表 3),试验场区土壤容重为1.44~1.66 g/cm3,故正常情况下1.0 kg土壤样品可提取220~306 g供分析用土壤水。

表 3 试验场区土壤体积含水率 Table 3 Soil volumetric moisture content (VWC) of test site

ZK1、ZK2钻孔土壤样品中土壤水提取采取低温真空蒸馏的方法,利用LI-2100全自动真空冷凝抽提系统进行提取,提取的水样送往中国地质调查局武汉地质调查中心进行测试分析,测试仪器为美国LGR公司的激光水稳定同位素分析仪(LWA-45EP),该仪器D、18O的测试精度分别为±0.50‰、± 0.10‰。同位素浓度采用维也纳标准平均海洋水标准(Vienna Standard Mean Oceanic Water, VSMOW)计算(表 4表 5),测得样品中的δD和δ18O用同位素千分偏差(张小娟等,2015邓志民等,2016董小芳等,2017姬王佳等,2019)来表示。

表 4 ZK1土壤水及地下水的δD、δ18O值表(2019/4/12) Table 4 δD、δ18O of soil water in ZK1 and groundwater
表 5 ZK2土壤水及地下水的δD、δ18O值(2019/7/25) Table 5 δD、δ18O of soil water in ZK2 and groundwater

表达式为:

式中,Rsample为样品的D和18O同位素比率,Rstandard为维也纳标准平均海水D和18O的同位素比率。

4 D、18O同位素分布与运移规律 4.1 大气降雨、地下水氢氧稳定同位素特征

试验场区自2018年9月19日至2019年9月19日共收集大气降雨的同位素样品43件,根据测试结果回归拟合出试验场区的大气降雨线(Local Meteoric Water Line, LMWL)为:

研究区大气降雨线(LMWL)与全球降水线δD= 8δ18O + 10(Global Meteoric Water Line, GWML)(Craig, 1967;何军等,2015邓志民等,2016董小芳等,2017)相比(图 4),斜率与截距明显低于全球大气降雨线,研究区地下水与大气降雨的δD值和δ18O值接近。

图 4 试验场大气降雨线 Fig. 4 Local meteoric water line of test site

根据气象学定义春季为3-5月,夏季为6-8月,秋季为9-11月,冬季为12月至次年1月。从图 5可知,大气降雨同位素的季节变化很大,春季降雨δD与δ18O最为富集,夏季、秋季较为贫化,这是由于温度会直接影响降水过程中氢氧同位素分馏程度,春季干暖的环境有利于雨滴的同位素蒸发富集作用,夏季孝感市主要受印度洋(西南季风)与太平洋(东南季风)的双重影响(邓志民等,2016董小芳等,2017),水汽向大陆迁移的过程中,重同位素先凝结产生降水,剩余水汽越深入产生的降水氢氧同位素越偏负,故春季大气降雨δD与δ18O最富集,夏秋季贫乏。

图 5 试验场降水量、降水中δD和δ18O的逐日变化图 Fig. 5 Daily variations of precipitation, δD and δ18O of rainfall at test site
4.2 土壤水氢氧稳定同位素特征 4.2.1 土壤水、地下水δD、δ18O的组成及来源

根据ZK1、ZK2剖面不同深度土壤水测试结果(表 4表 5),ZK1土壤水垂向剖面上δD值的变化范围为-55.7‰~-40.7‰,平均值为-46.46‰,δ18O值的变化范围为-8.52‰~-5.50‰,平均值为-6.581‰;ZK2土壤水垂向剖面上δD值的变化范围为-53.8‰~-42.0‰,平均值为-47.89‰,δ18O值的变化范围为-7.26‰~-5.67‰,平均值为-6.36‰;地下水中的δD的平均值为-35.3‰,δ18O的平均值为-5.19‰(表 6)。土壤水中的δD、δ18O平均值低于试验场含水层地下水的平均值。

表 6 大气降雨、土壤水及地下水的氢氧稳定同位素组成特征表 Table 6 Hydrogen and oxygen stable isotopes of soil moisture, precipitation and groundwater

根据试验场土壤垂向剖面ZK1与ZK2中不同深度土壤水稳定氢氧同位素δD、δ18O的分布特征,确定了ZK1与ZK2的蒸发线:

根据大气降雨、土壤水、地下水稳定同位素δD、δ18O关系图(图 6),可知土壤水、地下水的δD、δ18O值分布在研究区大气降雨线(LMWL)右下方,显示土壤包气带与地下水接受大气降雨的补给,大气降雨在入渗过程经历了一定强度的蒸发作用。大气降雨夏、秋季δD和δ18O降雨量加权平均值与土壤水δD、δ18O值相近,可知夏季与秋季的大气降雨为土壤水的主要补给来源(曹建文等,2019)。地下水的δD、δ18O值比土壤水δD、δ18O值大,更接近大气降雨线,地下水D、18O更富集,说明地下水除接受土壤水垂向补给外,更大程度上接受比土壤水δD、δ18O值更偏正的水分补给。

图 6 试验场大气降雨、土壤水、地下水稳定同位素δD、δ18O关系图 Fig. 6 δD vs. δ18O Correlation of precipitation, soil water and groundwater at test site
4.2.2 土壤水D、18O同位素剖面分布特征

ZK2剖面不同深度土壤水的δD、δ18O值变化明显(图 7),两者波动基本一致,整条曲线可划分为三个大区段(0~0.6 m,0.8~2.0 m,2.1~6.2 m)与多个小区段,第一区段深度土壤受蒸发作用影响大,表层蒸发最强烈,其中蒸发前锋深度小于0.4 m,蒸发锋面D、18O最富集(胡海英等,2008);第二区段深度内,随着深度的增大,δD、δ18O值总体上呈振荡指数型增大的趋势,显示了入渗过程中降水量对δD、δ18O的影响特征;第三区段深度内,随着深度的增大,δD、δ18O值总体上呈振荡指数型减小的趋势。0.4~6.2 m深度范围由上至下大致可分为9个小区段,具体如下:

图 7 ZK2土壤体积含水率和土壤水δD、δ18O剖面图 Fig. 7 ZK2 profile of the volumetric water content and δD, δ18O in soil water

(1)0.4~0.6 m:δD值的变化范围为-53.3‰~-42.0‰,平均值为-48.33‰;δ18O值的变化范围为-7.08‰~-5.67‰,平均值为-6.49‰。δD与δ18O值均呈持续减小趋势。

(2)0.8~1.5 m:δD值的变化范围为-53.8‰~-49.4‰,平均值为-51.34‰;δ18O值的变化范围为-7.26‰~-6.17‰,平均值为-6.72‰。δD值先增大后减小再增大,出现两个波峰与一个波谷;δ18O值先振荡减小后振荡增大,出现一个明显波谷,振幅较大。

(3)1.6~2.0m:δD值的变化范围为-49.9‰~-47.9‰,平均值为-48.48‰;δ18O值的变化范围为-6.82‰~-6.50‰,平均值为-6.60‰。δD值与δ18O值均呈振荡减小趋势,δ18O值振幅较大,局部存在波谷。

(4)2.1~3.0 m:δD值的变化范围为-48.0‰~-43.2‰,平均值为-46.26‰;δ18O值的变化范围为-6.11‰~-5.91‰,平均值为-6.05‰。δD值与δ18O值均先减小后增大,存在一个波谷与一个波峰,其中后部分δ18O值急剧增大。

(5)3.1~3.7 m:δD值的变化范围为-46.5‰~-44.9‰,平均值为-45.96‰;δ18O值的变化范围为-6.34‰~-6.02‰,平均值为-6.20‰。δD值稳定在-48.5‰附近振荡变化,振幅较小;δ18O值呈振荡减小趋势。

(6)3.8~4.4 m:δD值的变化范围为-48.5‰~-45.7‰,平均值为-47.03‰;δ18O值的变化范围为-6.41‰~-6.00‰,平均值为-6.23‰。δD值呈振荡增大趋势,存在两个波峰与两个波谷;δ18O值呈振荡减小趋势,振幅较大。

(7)4.5~4.8 m:δD值的变化范围为-49.3‰~-45.9‰,平均值为-47.35‰;δ18O值的变化范围为-6.56‰~-6.12‰,平均值为-6.41‰。δD值与δ18O值均呈先减小后增大趋势,存在一个波峰与一个波谷,振幅较大。

(8)4.9~5.4 m:δD值的变化范围为-48.9‰~-47.0‰,平均值为-48.03‰;δ18O值的变化范围为-6.58‰~-6.02‰,平均值为-6.32‰。δD值先减小后增大,存在一个波峰与一个波谷;δ18O值呈振荡减小趋势,存在两个波峰与两个波谷,振幅较大。

(9)5.5~6.2 m:δD值的变化范围为-50.0‰~-47.1‰,平均值为-48.46‰;δ18O值的变化范围为-6.66‰~-6.16‰,平均值为-6.48‰。δD值在-48.5‰附近振荡减小变化,先急剧增加稳定在-48.5‰附近,后部分振幅较大,存在三个波峰与三个波谷;δ18O值呈振荡减小趋势,先急剧减小至-6.53‰后逐渐减小,存在两个波峰与两个波谷,振幅较小。

ZK1剖面不同深度土壤水的δD、δ18O值变化虽然明显(图 8),两者波动基本一致,总体呈增大-减小-增大-减小的趋势变化,但其取样间隔较大,由于黏性土渗透系数较小,土壤水分运移速率较慢,稳定D、18O同位素剖面缺失了许多具有明显指示意义的特征值。故选用ZK2剖面进行补给时间-剖面深度位置分析。

图 8 ZK1土壤水δD、δ18O剖面图 Fig. 8 Soil water δD and δ18O profile of ZK1
4.2.3 入渗补给时间-剖面深度位置分析

ZK2剖面的δD、δ18O值的振幅随着埋深的增大并未趋于平缓(图 7),入渗补给的水分在土壤剖面上具有明显分层。试验场区土壤水以活塞流的方式向下推移入渗,剖面土壤水稳定D、18O同位素具有明显的指示意义。孝感市1960-2010年年平均气温呈缓慢上升趋势,夏秋季温度变化较为平缓,变化较小,气候倾向率约为0.18℃/10a(孝感站,站号57482),孝感市雨季(5-8月)降水量约占全年降水量的70%,在年际尺度下全年降雨量大小变化可用于表征夏季与秋季孝感试验场土壤水补给来源量的大小变化。当降雨量大时(丰水年),降雨入渗补给进入土壤水的δD、δ18O值偏小;当降雨量小时(枯水年),土壤表层蒸发作用大,降雨入渗补给进入土壤水的δD、δ18O值偏大。剖面土壤水δD、δ18O值变化可与年降雨量变化形成较好的对应关系,由此可对大气降雨补给时间-剖面深度位置进行分析。

自1957年以来,研究区年降雨量出现了多个降雨量较少(降雨变化周期内低值,枯水年)的年份与降雨量较多(降雨变化周期内高值,丰水年)的年份(表 7),降雨最少年份为1966年,降雨最多年份为1983年,最多降雨量为最少降雨量的1.8倍。

表 7 孝感市1957-2018年丰水年、枯水年一览 Table 7 Low flow year and high flow year in Xiaogan from 1957 to 2018

根据1957-2018年的年降雨量变化特征(图 2图 3)、ZK2剖面的土壤水δD、δ18O分布特征(图 7),对入渗补给时间-剖面深度位置等作如下分析:

(1)0.4~0.6 m:取样时间为2019年7月25日,当年5、6月份降雨量累计为283.3 mm,7月份降雨量仅4.7 mm,7月份温度较高,土壤受蒸发作用影响大,表层蒸发最强烈,随深度增加逐渐减小,土壤表层δD、δ18O值偏正,0.6 m深度处δD、δ18O值分别为-53.3‰、-7.08‰,为该深度范围极小值,与当年6月份降雨δD、δ18O值相近,为2019年6月降雨入渗补给。

(2)0.8~1.5 m:2011-2018年,年降雨量呈先增大后减小的趋势,其中2016年为显著丰水年,1.1 m深度处土壤水δD、δ18O值出现谷值,分别为-53.8‰、-7.26‰,为2016年雨季时期具有较轻同位素组成的强降雨的入渗补给(马斌等,2014),受蒸发作用较小,降雨量效应明显。2011年与2018年为枯水年,0.8 m与1.5 m深度处土壤水δD、δ18O值出现峰值,皆是由于降雨量相对较小,蒸发作用影响较大,导致降雨入渗过程中产生同位素分馏,使得补给土壤的水分中δD、δ18O值偏正,0.8 m与1.5 m分别对应2018年夏季与2011年夏季降雨入渗补给。

(3)1.6~2.0 m:2007-2011年,年降雨量先增大后减小再增大,其中2008年为显著的丰水年,2010年较2009、2011年降雨量多,1.6 m与2.0 m深度土壤水δD、δ18O值出现谷值,分别为2010、2008年夏季较轻同位素组成的降雨入渗补给。

(4)2.1~3.0 m:2000-2007年,降雨量呈现减小-增大-减小-增大的变化趋势,其中两个显著枯水年为2001年、2006年,显著丰水年为2003年,由图 7发现2.1-3.0m深度范围δ18O值出现两个峰值2.4 m(-5.91‰)与3.0m(-5.91‰),分别对应2006年夏季与2001年夏季的降雨入渗补给,降水在入渗过程中由于雨量小,蒸发作用影响较大,使得补给土壤的水分中δD、δ18O值偏正。2.7 m深度处δD、δ18O值出现谷值-47.2‰、-6.17‰,对应2003年夏季较轻同位素的降雨入渗补给。

(5)3.1~3.7 m:1994-2000年,年降雨量变化较小,基本稳定在1000 mm左右,振幅小于100 mm,1993年为显著的丰水年,与1992年降雨量差值在500 mm左右。由图 7发现3.1~3.7 m深度范围δ18O值出现三个谷值3.2 m(-6.28‰)、3.4 m(-6.26‰)与3.6 m(-6.34‰),分别对应1998年夏季、1996年夏季与1993年夏季的降雨入渗补给,3.7 m深度处δ18O值出现峰值-6.01‰,对应1992年夏季降雨入渗补给。

(6)3.8~4.4 m:1984-1992年,年降雨量总体呈振荡增加的趋势,其中1984年为显著的枯水年,1991年为显著的丰水年,1987年、1989年、1991年降雨量为振荡增加期的降雨量周期内峰值。由图 7发现3.8~4.4 m深度范围δ18O值出现三个谷值3.8 m(-6.32‰)、4.0 m(-6.39‰)与4.2 m(-6.41‰),分别对应1991年夏季、1989年夏季与1987年夏季的降雨入渗补给,4.4 m处δ18O值出现峰值-6.00‰,对应1984年夏季降雨入渗补给。

(7)4.5~4.8 m:1981-1984年,年降雨量先增加,后减少,其中1983年为近60年降雨量最大的显著丰水年,降雨量近1900 mm,与显著枯水年1981年、1984年年降雨量差值近1100 mm。由图 6发现4.5~4.8 m深度范围δ18O值出现一个极小谷值4.5 m(-6.56‰),对应1983年夏季具有较轻同位素组成的强降雨的入渗补给,4.8 m处δ18O值出现峰值-6.12‰,对应1981年夏季降雨入渗补给。

(8)4.9~5.4 m:1977-1981年,年降雨量呈振荡增加的趋势,振荡幅度较大,最大振幅近1000 mm,其中1978年为显著的枯水年,1980年为显著的丰水年。由图 6发现4.9~5.4 m深度范围δ18O值出现一个明显谷值5.2 m(-6.57‰),对应1980年夏季的降雨入渗补给,5.4 m处δ18O值出现偏正峰值-6.02‰,对应1978年夏季降雨入渗补给。

(9)5.5~6.2 m:1971-1977年,年降雨量呈振荡增加的趋势,振荡幅度小于200 mm,其中1977年为较显著的丰水年,1973年、1975年、1977为降雨量小周期峰值,1971年、1974年、1976年为降雨量小周期谷值,由图 6发现5.5~6.2 m深度范围δ18O值出现三个谷值5.6 m(-6.53‰)、5.9 m(-6.66‰)和6.1 m(-6.57‰),分别对应1977年夏季、1975年夏季与1973年夏季的降雨入渗补给,δ18O值出现三个峰值5.8 m(-6.47‰)、6.0 m(-6.52‰)和6.2 m(-6.44‰),分别对应1976年夏季、1974年夏季、1971年夏季降雨入渗补给。

以上分析结果发现孝感大气降雨的年际尺度变化周期与稳定氢氧同位素δD、δ18O值的变化趋势相一致,具有较好的匹配度,ZK2以0.1 m为取样间隔,δD、δ18O值可较明显指示大气降雨入渗补给时间-剖面深度位置的年际对应关系。

5 入渗补给量的计算

孝感试验场处于江汉平原区,地形平缓,高程变化小,厚层黏性土土壤水分运移以垂向为主,试验场地原土地利用类型为旱田,作物根系活动层主要分布在0~50 cm范围内,历史耕种的作物会在土壤中残留大孔隙,产生优先流,本次研究土壤取样深度大部分位于植物根部以下。由于试验场区土壤质地为黏性土,土壤密实,故本次计算以40 cm深度定为土壤水“活塞流”的起始点,排除了土壤根部大孔隙导致优先流出现对土壤水运移的影响,土壤水分以“活塞流”进行垂向运移。大气降雨入渗补给具有不同的氢氧同位素组成,且土壤垂向剖面不同深度层位土壤水的δD、δ18O值具有明显分层,满足D、18O同位素峰值位移法的适用条件。

利用土壤水分稳定同位素补给时间-剖面深度的对应关系,计算不同深度土壤水分运移的流速,再结合不同深度土壤体积含水量,便可计算出间隔时间内的入渗补给量(王福刚等,2007马斌等,2014)。

假定在Z1Z2深度处δD、δ18O的峰值分别对应的是t1t2时间的入渗补给,包气带稳定同位素剖面上,存在如下关系式:

(1)
(2)
(3)

式中:v为在t1~t2(Δt)时段内土壤水垂向入渗的平均流速;R为入渗补给量;θZ1Z2深度之间土壤平均体积含水量;ΔD=Z1-Z2Rt1~t2(Δt)时段内的入渗补给强度。

根据ZK2剖面深度位置与入渗时间的对应关系,以40 cm深度土壤层为“活塞流”起点,利用公式(1)~(3)计算入渗补给量,结果如表 8所示。

表 8 年均入渗补给量 Table 8 Yearly average annual recharge

从多年尺度(50 a)来看,降雨入渗补给土壤水的垂向运移速度为10.8~15.0 cm/a,年均入渗补给量为43.1~58.1 mm,由于土壤密实,土壤孔隙小,渗透系数小(10-6 cm/s),虽然处于湿润多雨的亚热带季风区,土壤体积含水率高,但是多年年均入渗补给量依旧小于马斌等(2014)在华北平原石家庄地区利用稳定氢氧同位素峰值运移法计算(粉砂)壤土、壤质砂土计算的入渗补给量。大气降雨在黏性土地层的入渗补给速率极小,大气降雨年均入渗补给量约占多年年均降雨量(1152 mm)的4.01%,对地下水补给贡献较小。

6 结论

(1)研究区大气降雨同位素的季节变化很大,春季δD与δ18O最为富集,夏季、秋季较为贫化,大气降雨夏、秋季δD和δ18O降雨量加权平均值与土壤水δD、δ18O值相近,可知夏、秋季的大气降雨为土壤水的主要补给来源。

(2)ZK2剖面土壤水的δD、δ18O值变化明显,具有明显分层,总体可划分为三个区段:0~0.6 m土壤受蒸发作用影响大;0.8~2.0 m δD、δ18O值随深度的增大,呈振荡指数型增大的趋势;2.1~6.2 m δD、δ18O值随深度的增大,呈振荡指数型减小的趋势。试验场土壤水以活塞流的方式向下推移入渗,以0.1 m为取样间隔,土壤水δD、δ18O值可较明显指示降雨在包气带剖面上的运移。

(3)确定了近50年包气带入渗补给时间-剖面深度位置的年际对应关系,发现近50年大气降雨入渗补给的运移深度为6.2 m,运移速度为10.8~15.0 cm/a,据此推算降水入渗补给需要近130年才能穿透15 m厚层黏性土补给至含水层,且年均入渗补给量为43.1~58.1 mm,占多年年均降水量的4.01%,大气降雨对地下水补给量的贡献较小,江汉平原试验场区厚层黏性土的防污性能良好。上述所揭示的黏性土中土壤水入渗迁移历史演化特征及补给年际对应关系,对江汉平原极其类似地区水资源评价、地下水等生态环境保护、旱涝灾害防治等具有重要意义。

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