楊會峰,白華,程彥培,孟瑞芳,曹文庚,南天

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，石家莊 050061；2.河北滄州平原區(qū)地下水與地面沉降國家野外科學(xué)觀測研究站，石家莊 050061)

我國北方地區(qū)90%的城市以地下水作為主要供水水源，近幾十年來地下水開采量日益增加，水位不斷下降導(dǎo)致包氣帶厚度顯著增大，如華北平原，地下水約占總供水量的70%，由于水資源極度短缺，地下水長期超采，區(qū)域地下水位下降問題日益突出[1-3]。據(jù)2019年地下水位統(tǒng)測成果，近60年來華北山前平原地區(qū)淺層地下水累計下降50～90 m[4]，地下水位下降導(dǎo)致包氣帶顯著增厚，山前平原包氣帶厚度由10 m左右增大到30～50 m以上[5-6]。隨著包氣帶厚度增加，包氣帶水分運移規(guī)律必然發(fā)生變化，這一變化對地下水補給產(chǎn)生什么影響，如何科學(xué)界定降水入滲補給量，這些問題已成為水資源評價研究的焦點。許多學(xué)者開展了相關(guān)研究，總體可分為3類：一是通過野外原位監(jiān)測試驗和室內(nèi)試驗研究包氣帶增厚條件下降水入滲變化問題，如:張光輝等[7]利用6.8 m野外水分運移監(jiān)測剖面和室內(nèi)模擬研究了降水補給地下水過程，發(fā)現(xiàn)包氣帶厚度在小于潛水蒸發(fā)極限深度時，包氣帶增厚導(dǎo)致入滲速率和地下水入滲補給量減小，當(dāng)大于潛水蒸發(fā)極限深度時，入滲速率趨于穩(wěn)定；尹立河等[8]基于2 m試驗池的觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)干旱區(qū)植被覆蓋度增加包氣帶水分運移過程，導(dǎo)致降水入滲補給量大幅度減少；李娜等[9]基于9.6 m包氣帶剖面的水力參數(shù)試驗數(shù)據(jù)，利用數(shù)值模擬研究了降水入滲過程，探討了利用淺層包氣帶水流入滲通量間接估計深層水分入滲補給量的方法；林丹等[10]采用壓力膜儀法對厚包氣帶原狀土樣進行水分特征曲線試驗測試，發(fā)現(xiàn)包氣帶厚度增加導(dǎo)致原來飽水帶的水力特性發(fā)生變化，影響垂向入滲補給過程。二是利用示蹤方法研究降水入滲特征和入滲補給量，如:龐忠和等[11]、趙文智等[12]認(rèn)為同位素和化學(xué)物質(zhì)示蹤技術(shù)為干旱區(qū)土壤水分運移研究提供了理想的方法；聶振龍等[13]基于9 m鉆孔巖心的土壤水氯離子和D-18O同位素數(shù)據(jù)，利用氯離子示蹤法評估了張掖盆地降水入滲速率；譚秀翠等[14]、汪丙國等[15]采用4 m以淺包氣帶剖面的氯、溴離子示蹤試驗評價了華北平原降水入滲補給量。三是利用零通量面法或相關(guān)分析方法研究降水入滲規(guī)律，如:范琦等[16]利用零通量法分析了4 m以淺包氣帶的水分運移特征和降水入滲規(guī)律；任永強等[17]利用交叉相關(guān)法研究了北京懷柔水源地包氣帶增厚引起的降水入滲補給滯后問題。盡管已有研究取得了豐碩的成果，但監(jiān)測和試驗深度基本都在7～10 m以淺，主要是利用包氣帶淺部的水分運移原位監(jiān)測或示蹤試驗結(jié)果來推測深部的水分運移狀況，缺少深部的水分運移監(jiān)測和試驗數(shù)據(jù)，無法直接反映深部水分運移變化規(guī)律，包氣帶增厚條件下深部水分運移對上界面輸入的響應(yīng)機制、深部水分運移的滯后效應(yīng)、降水入滲補給過程變化等一系列問題尚未得到很好解決。針對上述問題，本文在地下水位埋深45 m的典型包氣帶增厚地區(qū)，根據(jù)全剖面氯離子示蹤試驗分析降水入滲補給特征，重建深厚包氣帶補給歷史，評價降水對地下水的補給強度。研究成果對深厚包氣帶地區(qū)土壤水分運移研究、降水入滲補給分析和地下水資源評價都具有重要的借鑒意義。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于華北山前平原滹沱河沖洪積扇,見圖1。該地區(qū)淺層含水巖組由全新統(tǒng)和上更新統(tǒng)地層組成，含水巖組底板埋深在西部山前地區(qū)一般20 m左右，向東埋深增加到約160 m，巖性以砂礫石、砂卵石、中粗砂夾砂質(zhì)黏土為主。深層含水巖組由中更新統(tǒng)和下更新統(tǒng)地層組成：上段含水巖組(中更新統(tǒng))底界埋深在山前地區(qū)一般60～70 m，向東埋深增加到約300 m，巖性以礫卵石、砂礫夾砂質(zhì)黏土為主；下段含水巖組(下更新統(tǒng))在山前地區(qū)底界埋深140 m左右，向東增加到約500 m，巖性主要為黏土夾中粗砂，由西向東砂層逐漸變厚。研究區(qū)地下水補給來源主要為大氣降水，其次是山前徑流和地表水入滲等，主要以開采方式排泄。地下水位隨降水量和開采量變化而波動。滹沱河沖洪積扇由于地下水長期超采，包氣帶厚度由10 m左右增加到約40 m，是典型的深厚包氣帶地區(qū)。本文采樣點位于滹沱河沖洪積扇中上部，其降水入滲補給研究在華北平原具有代表意義。

圖1 研究區(qū)位置

2 研究方法與樣品采集測試

2.1 研究方法

采用氯離子示蹤法研究深厚包氣帶降水入滲補給規(guī)律。該方法基于氯質(zhì)量平衡原理(chloride mass balance,CMB)，是干旱-半干旱區(qū)研究降水入滲的有效方法，尤其適用于包氣帶厚度大、補給周期長的地區(qū)。CMB方法由Eriksson[18]于1969年首次提出，其后1978年Allison等[19]、1996年Murphy等[20]對氯質(zhì)量平衡法進行了改進。

氯離子示蹤法基于氯離子本身的惰性特征，依據(jù)質(zhì)量平衡原理提出在包氣帶中氯離子的輸入、輸出過程維持質(zhì)量均衡[21]。基本假設(shè)是：包氣帶中的氯離子僅來源于降水輸入，在計算時間尺度內(nèi)氯離子的輸入通量和包氣帶上界面的水流和邊界條件保持恒定；水分運移主要以垂向一維流活塞式入滲為主[22]；包氣帶厚度較大，能夠記錄較長補給時期降水輸入的氯離子質(zhì)量濃度信息。該方法認(rèn)為包氣帶中降水入滲形成的氯離子質(zhì)量濃度與降水中的溶解的氯離子質(zhì)量濃度同步變化。在穩(wěn)定的條件下，根據(jù)質(zhì)量守恒定律，降水對地下水的多年平均補給強度與降水量、降水輸入的氯離子質(zhì)量濃度以及土壤水氯離子質(zhì)量濃度的關(guān)系為

(1)

式中：R為多年平均補給強度，mm/a；P為多年平均降水量，mm/a；ρ(Clp)為降水輸入中的多年平均氯離子質(zhì)量濃度，mg/L；ρ(Clsw)為蒸發(fā)影響層之下土壤剖面上某一部分的平均氯離子質(zhì)量濃度或土壤水中某點氯離子質(zhì)量濃度，mg/L。

土壤剖面任意一點Z的土壤水年齡T(Z)等于到Z點的累積氯離子質(zhì)量濃度與氯離子年沉降量的比值，T(Z)與土壤含水量、土壤水氯離子質(zhì)量濃度、降水量、降水輸入的氯離子質(zhì)量濃度有如下關(guān)系：

(2)

式中：H為Z點的埋深，m;θ為體積含水量。

通常T(Z)也可以通過包氣帶各取樣段樣品累積氯離子質(zhì)量濃度和氯離子年沉降量比值求取

(3)

2.2 樣品采集和測試分析

采樣區(qū)位于中國地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所正定包氣帶水分運移試驗場，該試驗場地處滹沱河沖積扇中上部，包氣帶厚度大，為天然植被覆蓋區(qū)，無人為灌溉影響，降水是地下水主要的補給來源，是氯離子示蹤法研究降水入滲的理想場所。采樣區(qū)包氣帶厚度45.6 m，巖性主要由第四系沖洪積物構(gòu)成，粗、細(xì)粒地層相間分布，結(jié)構(gòu)復(fù)雜，其中:0～5.10 m為粉土;5.10～9.70 m為粉砂;9.70～12.90 m為粉質(zhì)黏土;12.90～18.95 m為中粗砂;18.95～21.99 m為粉質(zhì)黏土、粉土;21.99～30.24 m為中粗砂;30.24～41.32 m主要為黏土;41.32～45.00 m為中細(xì)砂。詳見圖2。

原狀土采集與測試是深厚包氣帶地區(qū)氯離子示蹤研究的關(guān)鍵技術(shù)環(huán)節(jié)。在正定包氣帶水分運移試驗場院內(nèi)實施80 m地質(zhì)鉆孔，在采樣鉆桿前端安置特制的內(nèi)置環(huán)刀取樣器，嚴(yán)格采用無循環(huán)液壓入法將環(huán)刀壓入土體中，通過旋轉(zhuǎn)鉆桿使底部土體斷開，確保在不破壞土體結(jié)構(gòu)和不干擾自然含水狀況下獲取原狀土樣，測試含水率、干密度等關(guān)鍵參數(shù)。土壤含水率采用烘干法測定，在80 ℃下烘干48 h，測定質(zhì)量含水率和體積含水率。在鉆孔原狀土樣中采集氯離子樣品，采樣深度為1.52～47.02 m，綜合考慮地層巖性差異和樣品代表性，采樣間隔0.6～1.2 m不等，并在巖性分界加密采樣，共采集樣品59組(圖2)，送至河北省地質(zhì)實驗測試中心，測定氯離子質(zhì)量濃度和水溶鹽含量。土壤氯離子的萃取采用500 mL蒸餾水溶液溶解100 g樣品，放置24 h，通過離心過濾測試溶液中氯離子質(zhì)量濃度。計算公式為

圖2 鉆孔地層巖性及氯離子取樣位置

(4)

式中:ρ(Clex)為萃取的氯離子質(zhì)量濃度，mg/L；mw為蒸餾水質(zhì)量，g；ms為土樣質(zhì)量,g；W為土樣的質(zhì)量含水率，%。

3 結(jié)果與分析

3.1 氯離子輸入通量確定

氯離子輸入通量是應(yīng)用氯離子示蹤法評價降水入滲的關(guān)鍵參數(shù)，該值的選取直接影響計算結(jié)果的準(zhǔn)確性。通常認(rèn)為在自然條件下進入包氣帶中的氯離子有兩個來源:一是降水中溶解的氯離子(濕沉降);二是非雨季大氣塵埃中的氯離子在地表積累被雨季的降水帶入包氣帶(干沉降)。采樣區(qū)遠(yuǎn)離海洋，包氣帶為第四系陸相沉積，不含海相起源的氯離子，處于天然植被區(qū)，不受農(nóng)業(yè)灌溉影響，包氣帶中氯離子主要來源于降水。

很多學(xué)者開展過華北平原氯離子輸入通量研究，如:陳宗宇等[23]利用京津冀及山東省等氣象臺站采集的降水樣品，測定降水中氯離子年均輸入量為3.0 g/m2；劉君等[24]根據(jù)華北山前平原正定縣降水的水化學(xué)數(shù)據(jù)，計算出1955—2016年降水中氯離子年均輸入量為3.6 g/m2，同時利用該地區(qū)鉆孔樣品的氚示蹤峰值所對應(yīng)的氯含量，反算出包括干、濕沉降兩部分的氯離子輸入通量為4.056 g/(m2·a)。本次研究在采集氯離子樣品的鉆孔中也同時采集了核爆形成的36Cl樣品，由于包氣帶中天然來源36Cl/Cl同位素原子比值非常低，核試驗形成的36Cl被降水帶入包氣帶中，成為示蹤包氣帶水分運移的理想示蹤劑，深厚包氣帶地區(qū)36Cl的示蹤效果更為突出[25-26]。本次36Cl樣品測試結(jié)果反映36Cl/Cl同位素原子峰值出現(xiàn)在36～42 m，以1960年為核爆36Cl的輸入時間，通過示蹤法評價了降水入滲速率，再依據(jù)鉆孔樣品的氯離子質(zhì)量濃度，計算出氯離子輸入通量為4.380 g/(m2·a)，該輸入通量包括干、濕沉降兩部分。分析36Cl示蹤法和劉君等[24]氚示蹤法計算結(jié)果，兩者都是基于示蹤法的客觀評價，且采樣區(qū)位置接近，包氣帶結(jié)構(gòu)和降水輸入基本一致，同一地區(qū)降水輸入的不同物質(zhì)在包氣帶中遷移和積累的計算結(jié)果可互相印證。因此，采用兩者均值4.218 g/(m2·a)作為氯離子輸入通量。該輸入通量很好地代表了研究區(qū)實際的干、濕沉降氯輸入狀況，有效提高了氯離子示蹤法評價降水入滲的精度。

3.2 深厚包氣帶剖面土壤含水量及土壤水氯離子質(zhì)量濃度變化分析

3.2.1包氣帶剖面土壤含水量變化分析

利用不同深度采集的59組原狀土樣的含水量測試數(shù)據(jù)，分析深厚包氣帶剖面水分變化特征。從圖3(a)可見，采樣區(qū)包氣帶剖面含水量與氣象、包氣帶巖性及地層埋深相關(guān)。包氣帶剖面9 m以淺，巖性主要為粉質(zhì)黏土和粉砂，受地表蒸發(fā)影響，土壤含水量低至6.8%～10.2%；包氣帶剖面9.0～30.0 m，土壤含水量在多次降水疊加影響下，呈現(xiàn)規(guī)律性變化，在粉質(zhì)黏土、粉土等巖性較細(xì)層位，含水量明顯增高，達20.1%～26.0%，在中粗砂等巖性較粗層位，含水量顯著減小，僅為3.0%～4.8%；包氣帶剖面30.0～46.0 m，巖性以細(xì)顆粒黏土和中細(xì)砂為主，整體含水量較大，達13.0%～25.3%。

3.2.2包氣帶剖面土壤水氯離子質(zhì)量濃度變化分析

利用不同深度采集的59組原狀土樣的水溶氯離子測試數(shù)據(jù)，分析深厚包氣帶剖面氯離子質(zhì)量濃度變化特征。從圖3(b)可見，采樣區(qū)土壤水氯離子質(zhì)量濃度在包氣帶不同深度有顯著差異，且與包氣帶含水量呈顯著負(fù)相關(guān)：包氣帶含水量較大的層段，土壤水氯離子質(zhì)量濃度較低；含水量較小的層段，土壤水氯離子質(zhì)量濃度較高。包氣帶剖面2.5 m以淺，受降水淋濾的影響，土壤水氯離子含量低；降水淋濾帶以下，土壤水氯離子質(zhì)量濃度顯著增大，包氣帶剖面5.5～6.7 m深度出現(xiàn)第一個氯離子峰值，質(zhì)量濃度達230～290 mg/L，這一峰值主要是受干旱-半干旱區(qū)蒸發(fā)積鹽的影響，蒸發(fā)作用導(dǎo)致水去鹽留，土壤水氯離子質(zhì)量濃度增加，這也反映出研究區(qū)的蒸發(fā)極限深度在7 m左右。

包氣帶剖面10～30 m深度出現(xiàn)第二、第三個氯離子峰值[圖3(b)]，氯離子峰值形成與降水入滲條件和包氣帶巖性結(jié)構(gòu)直接相關(guān)。其中，包氣帶剖面14.35～18.95 m深度出現(xiàn)第二個氯離子峰值，土壤水氯離子質(zhì)量濃度達149.6～202.2 mg/L。這一深度地層巖性以中粗砂為主，其下部為近3 m厚細(xì)粒粉質(zhì)黏土、粉土層，當(dāng)水分從粗粒向細(xì)粒地層運移時，由于細(xì)粒地層的阻水作用，水分運移滯緩，水分帶來的氯離子在細(xì)粒層之上的粗粒層中逐漸積累，導(dǎo)致氯離子質(zhì)量濃度增高，形成峰值；水分在經(jīng)過較長時間運移過細(xì)粒層后，運移速率增大，細(xì)粒層的氯離子隨水分向下遷移，導(dǎo)致細(xì)粒層的氯離子質(zhì)量濃度降低。包氣帶剖面25.45～28.25 m深度出現(xiàn)第三個氯離子峰值，土壤水氯離子質(zhì)量濃度達181.9～211.5 mg/L，這一深度地層巖性主要為中粗砂，其下部為6.36 m厚的黏土層，與第二個氯離子峰值形成原因相似，也是上粗下細(xì)的地層結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致水分帶來的氯離子在細(xì)粒層之上的粗粒層中不斷積累，氯離子質(zhì)量濃度顯著增高形成峰值?？梢?，在深厚包氣帶地區(qū)地層的巖性結(jié)構(gòu)對水分運移和溶質(zhì)遷移具有直接的控制作用[27-30]。上粗下細(xì)的地層結(jié)構(gòu)，水分運移滯緩，離子組分在地層交接處積累較多，從粗粒層向細(xì)粒層過渡段土壤水氯離子質(zhì)量濃度顯著增高；上細(xì)下粗的地層結(jié)構(gòu)，水分運移相對較快，離子組分在地層交接處積累較少，從細(xì)粒層向粗粒層過渡段土壤水氯離子質(zhì)量濃度較低。

圖3 包氣帶土壤質(zhì)量含水量及土壤水氯離子質(zhì)量濃度

此外，包氣帶剖面土壤水氯離子質(zhì)量濃度也反映了不同補給時期氣候的干濕變化：氣候較干時期，土壤含水率較小，氯離子質(zhì)量濃度增大；氣候較濕潤時期，土壤含水率增大，氯離子質(zhì)量濃度減小。包氣帶剖面10～30 m深度出現(xiàn)的兩個氯離子峰值，反映出在補給過程中有兩個較干的補給時期，這與下文距采樣時間49.31～39.43 a、26.66～21.12 a存在兩個補給速率小的階段相吻合?？傊?，深厚包氣帶地區(qū)水分運動是在長時間系列多次降水疊加驅(qū)動下不斷形成新的脈沖，逐步向深部緩慢運移，運移速率受地層結(jié)構(gòu)和補給時期的氣候干濕條件控制。

3.3 深厚包氣帶剖面補給歷史重建

土壤水年齡是降水補給時間的直接反映，不同深度的土壤水年齡分布可以直觀表示包氣帶剖面補給時間的變化特征。根據(jù)氯離子示蹤結(jié)果，采用式(3)計算包氣帶剖面不同深度的土壤水年齡(表1)，重建了深厚包氣帶的補給歷史(圖4)。研究結(jié)果：包氣帶剖面6.12 m處記錄的補給歷史為2.82 a，12.65 m處記錄的補給歷史為18.70 a，21.82 m處記錄的補給歷史為34.80 a，30.35 m記錄補給歷史為50.10 a，45.18 m記錄的補給歷史為72.12 a，反映出該深度土壤水來源于20世紀(jì)40年代左右的降水補給。華北平原以往的降水入滲研究，包氣帶試驗監(jiān)測深度多在7～10 m以淺，深厚包氣帶的研究成果很少，其中有代表性的是劉君等[24]在滹沱河沖洪積扇根據(jù)18.5 m地質(zhì)鉆孔采用氯離子示蹤法評價出該深度補給歷史為27 a，本次研究在鉆孔18.95 m深度計算出的補給歷史為28.18 a，兩者研究成果接近，有較好的對比性。本次系統(tǒng)研究了厚達45.18 m包氣帶記錄的補給歷史，結(jié)果反映出華北山前平原深厚包氣帶地區(qū)水分運移非常緩慢，是長時間序列多次降水疊加驅(qū)動下不斷形成新的脈沖，逐步向深部運移，降水補給到地下水需要70 a左右。

圖4 包氣帶剖面不同埋深記錄補給歷史

表1 包氣帶剖面不同深度補給強度和補給歷史

3.4 深厚包氣帶剖面補給強度評價

氯離子示蹤法主要是通過包氣帶剖面的水分含量和氯離子質(zhì)量濃度研究降水垂向入滲補給特征，不涉及含水層樣品，采用該方法可消除山前側(cè)向補給對研究結(jié)果的影響。采用式(1)計算包氣帶剖面不同深度的補給強度，研究發(fā)現(xiàn)：多年平均補給強度與氣象、包氣帶巖性和地層深度等要素相關(guān)。包氣帶剖面0～2.80 m深度，接受降水補給強烈，平均補給強度達328 mm/a；包氣帶剖面5.10～41.32 m深度，受多次降水疊加影響，剖面記錄的補給強度呈現(xiàn)規(guī)律性變化，在巖性較細(xì)層位(如9.70～12.90 m粉質(zhì)黏土層和18.95～21.99 m粉質(zhì)黏土、粉土層)，平均補給強度較大，達142～148 mm/a，在巖性較粗層位(如12.90～18.95 m、21.99～30.24 m中粗砂層)，平均補給強度顯著減小，僅為26～38 mm/a；包氣帶剖面41.32～45.00 m深度，巖性主要為中細(xì)砂，且該深度接近地下水位，平均補給強度較大，達132 mm/a。根據(jù)包氣帶各段的補給強度，計算出深厚包氣帶剖面降水對地下水的多年平均補給強度為96 mm/a，占多年平均降水量的18.1%。華北山前平原地下水補給強度研究成果較多，如石建省等[2]、譚秀翠等[14]、Wang等[31]、馬斌等[32]利用天然同位素和人工示蹤方法，孟素花等[33]利用水均衡方法，評價出石家莊市的降水對地下水的多年平均補給強度為109～131 mm/a；李娜等[9]利用數(shù)值模擬方法計算出北京市降水對地下水的多年平均補給強度為131 mm/a。對比以往研究成果，本次基于氯離子示蹤法計算的多年平均補給強度較以往結(jié)果略偏小，這與包氣帶厚度大直接相關(guān)。包氣帶記錄的補給年齡達70 a左右，反映出隨著包氣帶增厚，降水入滲補給時間顯著增加，但受多年降水疊加驅(qū)動影響，水分不斷向深部緩慢運移，入滲補給量沒有明顯減小，入滲補給量與地下水位埋深不再呈顯著負(fù)相關(guān)。

利用包氣帶剖面的累積土壤含水率和累積土壤水氯離子質(zhì)量數(shù)據(jù)，結(jié)合包氣帶剖面記錄的補給歷史，分析不同補給時期補給強度的變化規(guī)律。從圖5可見，累積土壤含水率和累積土壤水氯離子質(zhì)量由多個不同斜率的直線段組成，每一個直線段代表一個相對穩(wěn)定的補給時期，不同的斜率反映不同的補給環(huán)境，斜率越大，反映輸入的氯通量越多，表明降水量越大，根據(jù)圖中不同直線段的含水率、土壤水氯離子質(zhì)量及所代表的補給歷史，計算出各穩(wěn)定時期的補給強度，重建了深厚包氣帶剖面的降水對地下水的多年平均補給強度。

圖5 不同時期補給速率(T:補給歷史；R:平均補給強度)

在包氣帶剖面記錄的72.12 a補給歷史(圖5)中，距采樣時間(2016年)72.12～50.10 a(1944—1966年)、37.52～28.18 a(1978—1988年)、12.13～19.59 a(1996—2004年)3個時期平均補給強度大，達72.32～121.46 mm/a；距采樣時間49.31～39.43 a(1967—1977年)、26.66～21.12 a(1989—1995年)、10.85～2.82 a(2005—2013年)平均補給強度小，僅為20 mm/a左右，平均補給強度的變化反映出自20世紀(jì)40年代以來，降水經(jīng)歷了3次高低波動，氣候經(jīng)歷了3個相對干、濕變化過程。根據(jù)國家氣象站長系列的監(jiān)測數(shù)據(jù)，采樣點所在的石家市多年平均降水量為531.7 mm，近60年來降水總體呈波動狀態(tài)，但在1963—1964年和1996年出現(xiàn)兩次強降水周期，年均降水量達1 046.8 mm和1 097.1 mm。另外1976—1977年也為降水量較大的年份，年均降水量達703.2 mm，本文通過氯離子示蹤法評價出3個平均補給強度較大的時段，與這3個強降水時期基本一致，也反映出氯離子示蹤法在深厚包氣帶地區(qū)降水入滲研究中具有較好的應(yīng)用和推廣意義。

氯離子輸入通量是計算包氣帶氯離子質(zhì)量濃度和土壤水年齡的關(guān)鍵參數(shù)，氯離子輸入通量的準(zhǔn)確性直接影響著評價結(jié)果是否客觀。本文基于核爆36Cl和氚示蹤法互相印證，確定的氯離子輸入通量更為可靠。通過研究發(fā)現(xiàn)地層巖性結(jié)構(gòu)對包氣帶的水分和溶質(zhì)運移有著重要的控制作用，細(xì)粒地層包氣帶含水量大，氯離子質(zhì)量濃度小，粗粒地層包氣帶水量小，氯離子質(zhì)量濃度大，氯離子質(zhì)量濃度與含水量呈顯著負(fù)相關(guān)。造成這一現(xiàn)象的原因是上粗下細(xì)的地層結(jié)構(gòu)導(dǎo)致水分運移滯緩，離子組分在細(xì)粒層之上的粗粒層不斷積累，當(dāng)水分經(jīng)過較長時間運移過細(xì)粒層后，上細(xì)下粗的地層結(jié)構(gòu)又會導(dǎo)致水分運移速率顯著增大，離子組分水分向下遷移，在地層交接處積累較少。本文計算出華北山前平原降水對地下水的平均補給強度為96 mm/a，與以往研究結(jié)果較為接近，但整個包氣帶剖面記錄的補給年齡卻高達72 a，反映出深厚包氣帶地區(qū)降水對地下水的多年平均補給強度并非隨著包氣帶厚度增加而一直減小，當(dāng)包氣帶厚度增加超過潛水極限蒸發(fā)深度時，降水對地下水的多年平均補給強度會逐漸趨于一個相對穩(wěn)定的值。但降水入滲補給時間會隨著包氣帶厚度增大而顯著增加，包氣帶厚度增大并非是減小了降水入滲系數(shù)，而是增加了降水入滲補給時間，深厚包氣帶地區(qū)水分運移非常緩慢，水分在多次降水疊加驅(qū)動下不斷形成新的脈沖，逐步向深部運移，降水補給到地下水需要一個長期的過程。

4 結(jié) 論

在華北山前平原典型包氣帶增厚地區(qū)實施地質(zhì)鉆孔，獲取原狀土樣，分析了深厚包氣帶剖面土體結(jié)構(gòu)、含水量和氯離子質(zhì)量濃度變化特征，利用氯離子示蹤法研究了降水入滲補給規(guī)律，得出如下結(jié)論：

華北山前平原45.18 m典型深厚包氣帶剖面5.50～6.70 m、14.35～18.95 m和25.45～28.25 m出現(xiàn)3個氯離子峰值，其形成與降水、蒸發(fā)條件以及包氣帶巖性結(jié)構(gòu)直接相關(guān)。

采用氯離子示蹤法計算出華北山前平原典型深厚包氣帶剖面平均補給強度為96 mm/a，降水入滲補給量占多年平均降水量的18.1%。

典型包氣帶剖面記錄到的補給年齡為72.12 a，反映出華北山前平原深厚包氣帶水分運移非常緩慢，水分在多次降水疊加驅(qū)動下不斷形成新的脈沖，逐步向深部運移，降水補給到地下水需要一個長期的過程。

地層巖性結(jié)構(gòu)，尤其是細(xì)粒地層的分布對水分和溶質(zhì)運移具有直接的控制作用：當(dāng)水分從粗粒向細(xì)粒地層運移時，由于細(xì)粒地層的阻水作用，上粗下細(xì)的地層結(jié)構(gòu)導(dǎo)致水分運移滯緩，離子組分積累；當(dāng)水分在經(jīng)過較長時間運移過細(xì)粒層后，上細(xì)下粗的地層結(jié)構(gòu)使得水分運移相對較快，離子組分在地層交接處積累較少。

氯離子示蹤法在包氣帶增厚地區(qū)土壤水分運移和降水入滲補給研究等方面具有較好的應(yīng)用和推廣意義。