降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究.pdf

高 校地质学报Geological Journal of China Universities2023 年 8月，第 29 卷，第 4 期，580-589页August 2023，Vol.29，No.4，pp.580-589降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究党 磊1，谢月清1*，汪 钏1，常 勇2，曾献奎1，吴吉春11.南京大学 地球科学与工程学院，南京 210023；2.河海大学 地球科学与工程学院，南京 211100摘要：大量基于河流水化学与同位素的研究表明，降雨引起的河流流量增量很大一部分来源于流域内储存的“旧水”，这一现象被称为“旧水悖论”，降雨引起的非饱和带压力波可能是造成这一现象的一个原因。本研究构建了四种不同土壤类型（砂土、壤质砂土、砂质壤土、壤土）的土柱数值实验，重点探讨非饱和带压力波传播过程及其推动地下水快速排泄的可能性，分析“旧水悖论”发生的原因。模拟结果显示，所有土壤中均能观测到压力波现象，第一次强降雨发生后，四种土柱中压力波传播时间分别为1.86、2.84、5.24和7.46天。压力波现象本质上是水力信号的快速传递，并不表示本次降雨的快速流动，实验中当土柱底部对降雨产生响应时，水化学特征还没有同时发生改变，而是分别滞后到6.12、10.33、18.05和30.00天，引起不同土柱压力波波速和土壤水流速的差分别为74.71、51.05、27.08和20.13 cm/d。研究表明，压力波波速和土壤水流速与土壤特征曲线和饱和渗透系数紧密相关，在所有土壤中砂土中形成的压力波更容易快速传递到地下水。由于流域中非饱和带厚度一般与河流垂直距离成正比，河滨带压力波能够快速传递到地下水，并能够推动土壤水向地下水和河流排泄，这种现象在渗透性较好的土壤中更为明显。本研究为更准确地认识流域水文过程和更好地揭示“旧水悖论”机理提供了重要理论支撑。关键词：旧水悖论；地下水排泄；非饱和带；压力波；溶质迁移中图分类号：P641 文献标识码：A 文章编号：1006-7493（2023）04-580-10Precipitation-induced Pressure Wave Propagation in Unsaturated Zone and Its Effect on Rapid Groundwater DischargeDANG Lei1，XIE Yueqing1*，WANG Chuan1，CHANG Yang2，ZENG Xiankui1，WU Jichun11.School of Earth Sciences and Engineering,Nanjing University,Nanjing,210023;2.School of Earth Sciences and Engineering,Hohai University,Nanjing,21100Abstract:A large number of studies,using water chemistry and stable isotopes to conduct hydrograph separation,indicate that majority of stream water during rainfall is derived from old water that is stored in the catchment before the rainfall.This phenomenon is known as old water paradox.Pressure wave in unsaturated zone driven by precipitation is regarded as a potential underlying mechanism.In this study,we established four numerical soil column experiments with different soil types(sand,loamy sand,sandy loam and loam).We attempted to explore pressure wave propagation and the possibility of rapid groundwater discharge driven by the pressure wave with demonstrative experiments.Our results show that after the first intensive rainfall,收稿日期：2021-09-10；修回日期：2022-05-12基金项目：国家重点研发课题（2019YFC1804803）和国家自然科学基金项目（41807185）联合资助作者简介：党磊，硕士研究生，地表水地下水相互作用；E-mail: *通讯作者：谢月清，教授，主要从事地表水与地下水相互作用方向研究；E-mail:DOI:10.16108/j.issn1006-7493.2021104引用格式：党磊，谢月清，汪钏，常勇，曾献奎，吴吉春.2023.降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究 J.高校地质学报，29（4）：580-589党磊581党磊等：高盐废水深部地质封存反应运移数值模拟4 期pressure wave were generated in the four columns and were observed at the bottom after 1.86,2.84,5.24 and 7.46 days.In comparison,the relevant soil water arrived at the bottom after 6.12,10.33,18.05 and 30.00 days.The differences between celerities and velocities are 74.71,51.05,27.08 and 20.13 cm/d.Our study indicates that celerities and velocities are strongly affected by soil hydraulic conductivities and soil retention curves,and pressure waves in sand can be propagated more easily than those in other soil types.As the thickness of unsaturated zone is usually linearly proportional to the distance from river bank,pressure wave generated during precipitation can propagate into groundwater and drive rapid groundwater discharge.This process would be easier in more permeable soils.Overall,this study advances our understanding of catchment hydrology and helps discover underlying mechanisms in a theoretical manner.Key words:old water paradox;groundwater discharge;unsaturated zone;pressure wave;solute transportCorresponding author:XIE Yueqing,Professor;E-mail:1 引言准确认识降雨径流过程是开展水文预报的基础。降雨发生后，河流水位会上涨、流量会增加，一般认为当次降雨是当期河流流量的重要组成部分。然而，很多河流观测数据显示，流量强烈变化期间河流水化学和同位素变幅较小，基于水化学与同位素的径流分割结果表明，河流流量很大一部分来自于流域内前期存储的地下水即“旧水”，部分流域该比例甚至超过 85%（Klaus et al.,2013）。然而地下水流速遵循达西定律，流动缓慢，降雨是如何导致流域内储存的地下水迅速排泄，其机理仍然不是很清晰。这种地下水大量快速释放的现象被称为“旧水悖论”（Kirchner,2003;Botter et al.,2010;Cartwright et al.,2018）。目前存在多种理论尝试从不同的角度解释这一现象背后的控制过程，包括活塞过程、洪水波、地下水压力波、大孔隙优先流（Abdul et al.,1989;芮孝芳，1996;Torres et al.,1998;Williams et al.,2002;郭会荣，2008;Fiori,2012;Waswa et al.,2013;Xie et al.,2016;吕海深等，2020）。其中地下水压力波理论认为，降雨会引起地下水压力变化，流域内水压力传递会导致前期存在河滨带附近的地下水快速排泄，而本次降雨对河流流量的贡献滞后较长时间。压力波过程在水文系统中广泛存在，McDonnell 总结了理想条件下的河水、承压含水层、非承压含水层波速和流速的计算方法，并指出压力波波速的传播要远快于地下水实际流速。降雨过程中非饱和带内的水文过程是引起河流流量变化的关键环节。降雨到达地面后，将引起表层土壤含水量和压力水头在短期内发生变化，湿润土壤中压力水头会向下传递，在土壤水中形成微弱的压力波，引起深部土壤水和潜水面的变化。然而，雨水转化的土壤水运移速度一般较慢，远滞后于压力波的传递，并不会和压力波同时到达非饱和带深部并流入河流（McDonnell et al.,2014）。虽然已有工作观测到了非饱和带的压力波现象，但是主要围绕特定土壤开展，还未见针对压力波的系统分析与总结（Rasmussen et al.,2000;Torres et al.,2002）。鉴于此，本文通过一系列数值实验，定量分析降雨引起的压力波在非饱和带内的传播过程，阐明不同土壤对压力波传播的影响，对比包气带中压力波波速与土壤水流速的差异性，剖析压力波对溶质迁移和地下水快速排泄的影响，为旧水悖论提供理论解释。2 研究方法2.1 模型结构本研究采用数值实验方法，开展降雨条件下不同土壤中水分入渗与溶质迁移过程模拟。Rasmussen 利用室内实验观察到了压力波现象，但是仅针对了一种土壤且没有区分新水与旧水的排出过程（Rasmussen et al.,2000）。本研究构建了 2 m高土柱，设置了不同的土壤条件，研究不同土壤对压力波的传播过程及新水旧水排泄的影响。本文采用图 1 所示的一维土柱概念模型，模拟垂直方向上不同土壤中的降雨入渗过程。土柱上边界为自然边界，用于模拟不同时间段的降雨过程，下边界为渗漏边界，模拟土壤中水分自然排出过程。为有效识别下边界水分来源，在其中 3 次降雨中用不同溶质进行标记。溶质运移模拟时，土柱上边界设置为定浓度边界，和降雨过程同时发生，下边界高校地质学报2 9 卷 4 期582为自由通量边界。整个土柱高 200 cm，垂直方向上共划分为 100 个单元（101 个节点），每个单元长度为 2 cm，总模拟周期设置为 100 天，初始时间步长为 0.001 天，最小时间步长为 0.000 01 天，最大时间步长为 1 天。分别在土柱 50 cm、100 cm、150 cm、200 cm 处设置计算点（图 1），监测模拟过程中压力水头、土壤含水量以及溶质浓度对降雨的响应过程，土壤水分状态的变化是研究“旧水”对压力波响应的重要途径。2.2 模拟方法本文采用 HYDRUS-1D 模拟软件，开展一维土柱非饱和带水流与溶质运移过程模拟，非饱和带水流过程采用理查德方程计算：tz=qS（1）qK h=+()1hz（2）式中：h为压力水头（cm）；为体积含水量（cm/cm）；t为时间（d）；z为空间坐标（cm）；q为流速（cm/d）；K为非饱和渗透系数（cm/d）；S为源汇项（d-1）。该方程的求解必须利用土壤特征曲线方程。本研究采用较为广泛的 van Genuchten-Mualem 土壤特征曲线方程（Van Genuchten.,1980），表达式如下：=+rsr()1+1ahm（3）K h()=Ks11(1+ah1+1ah)m2m2（4）m=11（5）式中：表示土壤含水量（cm/cm）；s表示饱和含水量（cm/cm）；r表示残余含水量（cm/cm）；h表示压力水头（cm）；、m为van Genuchten方程的经验参数。采用对流-弥散方程进行土柱中溶质运移过程模拟，公式如下：aCCqC()()tzzz=D（6）Da qD=+Ld（7）式中：C为溶质浓度（mmol/cm3）；aL为纵向弥散度（cm）；Da为分子弥散系数（cm2/d）。2.3 数值实验为了对比研究土壤性质对压力波转递的影响，本文选取 4 种典型土壤开展数值实验，分别为砂土、壤质砂土、砂质壤土以及壤土，对应的水力参数来自于 Carsel 等（表 1；Carsel et al.,1988）。模型的初始状态对于模拟观测压力波过程非常重要。对于不同的土壤，模型中土壤的初始水头均设置为-1 cm，趋于饱和状态，在模拟前 50 天，无降水发生，整个土柱中的水流在重力条件下自然图1 一维土柱概念模型Fig.1 One dimensional soil column conceptual model表1 四种不同土壤的水力参数Table 1 Hydraulic parameters for four different soils饱和渗透系数K/cm/d饱和含水率s残余含水率rVG参数/(cm-1)VG参数VG参数/m纵向弥散度L/cm砂土712.80.430.0450.1452.680.510壤质砂土350.20.410.0570.1242.280.510砂质壤土106.10.410.0650.0751.890.510壤土24.960.430.0780.0361.560.510党磊等：降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究583党磊等：高盐废水深部地质封存反应运移数值模拟4 期出流，最后使土壤中的水分含量达到一个稳定状态。在此稳定状态上开展降雨入渗过程模拟，进行 10天的降雨，降雨强度为 1 cm/d，在第 61、66、71、76、81、86 天设置降雨强度为 5 cm/d，其它时间无降雨。此外，在第 61、66、71 天的三场降雨中分别采用不同类型的溶质进行标记，用于分析不同场次雨水对底部出流量的贡献。具体的降雨和溶质标记见图 2。模型中均不考虑蒸发，当降雨强度大于入渗强度时，允许产生地表积水，积水最大高度为 1 cm，达到此高度之后产生地表径流。3 模拟结果 3.1 水流与溶质迁移过程图 3 显示不同土壤不同深度压力水头对降雨的响应。以砂土为例（图 3a），经过 50 天的重力排水，砂土土柱压力水头基本达到稳定状态。在随后持续10 天的降雨过程中（降雨强度为 1 cm/d），50 cm处的计算点压力水头大约在 3 天后开始响应，其它计算点的响应时间与其所在深度成正相关关系。在后续的强降雨过程中（降雨强度为 5 cm/d），计算点响应时间与深度的正相关关系依然成立。此外，从图 3 中 60 天以后曲线的变化程度可以看出，受到了土壤水力扩散的影响，越深计算点的压力水头的响应程度越弱。不同类型的土壤对降雨的响应程度和快慢存在很大的差异（图 3）。以 100 cm 深度计算点为例，图 3 中 a1、b1、c1、d1 四个点为第 1 个强降雨后压力水头达到峰值的时间，分别为降雨停止后的第1.40 天、1.45 天、1.99 天和 2.17 天，说明砂土响应时间最早，壤土响应时间最晚。降雨停止后，压力水头也随之下降，并在下次降雨开始后再次上升，不同土壤的最大和最小压力水头差值分别为 7.24 cm、9.5 cm、10.56 cm、11.16 cm，说明壤土的响应程度最强，砂土响应程度最弱。图 4 为不同土柱深度土壤含水率对降雨的响应，由于土壤含水率和压力水头存在较好的相关关系，含水量的变化和压力水头的变化较为相似。模拟结果显示每次强降雨过后，计算点溶质浓度变化具有相似性。如图 5a-5d 所示（50 cm 计算点），在第 1 个降雨周期之后（1 天降雨然后 4 天无雨），砂土中溶质浓度可以达到峰值，而其它土壤中的溶质浓度穿透曲线均不能在第 1 个降雨周期中达到峰值，只有在后续降雨的影响下，第 1 次降雨中的溶质浓度穿透曲线才达到最高值。随着深度的增加，四种土壤中溶质浓度穿透曲线峰值均有所下降，并且其达到峰值所需要的时间逐渐增加。如图 5m-5p 所示，砂土 200 cm 计算点均能观测到三次降雨引起的溶质浓度变化，随着土壤性质的变化，相同深度的溶质浓度穿透曲线的开始时间逐渐滞后。尤其是在壤土中，其穿透曲线刚刚发生，表明整个模拟期内第一场降雨的雨水刚到达底部出口。因此从土柱中流出的水中“旧水”所占比重较大，降雨所占比例相对较小。选取第 1 个强降雨周期为例（6065 天）进一步分析垂直剖面上土壤含水率的变化，其中第 60天和 61 天分别为强降雨的始末时刻，第 63 天为无雨期中间时刻，第 65 天为无雨期的结束时刻，同时也是第二个强降雨的开始时刻。图 6 显示，第60 天的土壤经过 10 天的小雨入渗影响，砂土土柱已基本湿润，而壤土才一半土柱达到湿润（图 6a、图2 模型上边界降雨和溶质边界条件Fig.2 Flow and solute boundary conditions for the model top boundary32100204060时间/d溶质 1溶质 2溶质 3降雨溶质浓度/(mmol/cm3)降雨强度/(cmol/d)801000246810高校地质学报2 9 卷 4 期584图3 土壤计算点压力水头随时间的变化Fig.3 Variations in pressure head at different monitoring locations图4 土壤计算点含水率随时间的变化Fig.4 Variations in soil water content at different calculate points党磊等：降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究0.50.40.30.20.10.00.50.40.30.20.10.00.50.40.30.20.10.00.50.40.30.20.10.060a2c2d2b260606080(a)(c)(b)(d)808080砂土砂质壤土壤质砂土壤土时间/d时间/d时间/d时间/d深度=50 cm深度=100 cm深度=150 cm深度=200 cm降雨含水率含水率含水率含水率降水/(cm/d)降水/(cm/d)降水/(cm/d)降水/(cm/d)1001001001000102030405001020304050010203040500102030405060606060(a)(c)(b)(d)d1c1a1b180808080砂土砂质壤土壤质砂土壤土时间/d时间/d时间/d时间/d降水/(cm/d)压力水头/cm压力水头/cm压力水头/cm压力水头/cm降水/(cm/d)降水/(cm/d)降水/(cm/d)100100100100010203040500-20-40-60-80-1000-20-40-60-80-1000-20-40-60-80-1000-20-40-60-80-100010203040500102030405001020304050585党磊等：高盐废水深部地质封存反应运移数值模拟4 期6d 中蓝色曲线）。在强降雨补给下，上层土壤含水量均迅速增加（图 6a、6d 中橙色曲线）。由于砂土的饱和渗透系数较大，因此降雨在砂土中的入渗深度最大。溶质运移结果可以看到土柱上部开始出现溶质，且溶质的运移深度和降雨入渗深度成正相关关系。当降雨停止以后，土壤水的入渗仍在持续，在第 65 天砂土和壤质砂土中的入渗已经到达土柱底部，砂质壤土和壤土中的入渗也已接近土柱底部（图 4a-d 中红色曲线）。与土壤水入渗相比，土壤水中的溶质迁移总体比较缓慢，砂土中的溶质浓度前锋刚刚到达底部，而壤土中的溶质浓度前锋在雨停后仅仅迁移了 50 cm。上述土壤水入渗和溶质迁移的差别表明，溶质向下迁移的速度一般低于土壤水入渗速度，降雨过程产生压力波，土柱底部的土壤水在压力波的推动下快速排出，而降雨入渗转化的土壤水仍然在土壤顶部缓慢地向下迁移。3.2 波速与流速对于一维垂向重力驱动的非饱和带中的流动，波速（C）、流速（V）的定义如下：C=tLc（8）V=tLv（9）其中L为土柱深度（cm）；tc和tv分别为压力水头和溶质到达底部的时长（d）。需要强调的是，溶质迁移受到了弥散度的影响，从而加速了新水旧水的混合，使得新水更早地出现。本研究所有土柱纵向弥散度均为0.1 m，假设弥散作用带来的影响相同。选取图 4 中 a2、b2、c2、d2 点的时间作为压力波到达土柱底部所用的时间 tc。土壤水流速利用溶质迁移来估算，选取溶质浓度为 0.01 mmol/cm3出现在底部的时间作为 tv。计算结果显示（表 2），C 在所有岩性中均大于 V，表明压力波普遍存在于土壤中。同时砂土中 C 远大于 V，可见砂土中的地下水会更快地响应降雨。随着土壤的渗透性降低，土壤深部水力信号响应时间和溶质出现时间都逐渐图5 土壤计算点溶质浓度随时间的变化Fig.5 Variations in solute concentrations at different monitoring locations0.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.00.60.40.20.0505050505050505050505050505050506060606060606060606060606060606070707070707070707070707070707070时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d时间/d壤土砂土砂质壤土壤质砂土溶质 1溶质 2溶质 3深度：50 cm深度：200 cm深度：200 cm深度：200 cm深度：200 cm深度：50 cm深度：50 cm深度：50 cm深度：100 cm深度：100 cm深度：100 cm深度：100 cm深度：150 cm深度：150 cm深度：150 cm深度：150 cm浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)8080808080808080808080808080808090(a)(e)(i)(m)(b)(f)(j)(n)(c)(g)(k)(o)(d)(h)(l)(p)909090909090909090909090909090100100100100100100100100100100100100100100100100高校地质学报2 9 卷 4 期586图6 四种土柱中含水率不同时刻的剖面分布（a-d）和第一次降雨时进入土柱的溶质不同时刻的剖面分布（e-h）Fig.6 Soil water content profiles(a-d)and concentration profiles of the solute induced by the first rainfall(e-h)at different times in the four soil columns增大，并且压力波的传递速度逐渐减慢。综合上述分析，在渗透性比较好的砂土中出现地下水快速排泄的可能性更大。3.3 出流量分析本研究主要关注强降雨发生之后，降雨之前的旧水能否在压力波的推动下从非饱和带中流出，以及推出的旧水的相对比例。计算新水、旧水出流量如下：Q新=Q总CCss10（10）Q旧=Q总-Q新（11）其中Q新、Q旧、Q总分别表示新水、旧水以及总的出流量，Cs0、Cs1代表溶质流入浓度与流出浓度。数值模拟的结果表明，降雨发生后，土柱底部的出流量产生明显的响应，但是溶质浓度的增加明显滞后。可以在土壤底部利用降雨中携带的溶质进行径流分割，即增加的浓度为当前降雨贡献的水流。以砂土为例（图 7a），首次强降雨后（61 天），底部出流量峰值时间为 62.40 天，但是溶质到达底部的时间约为 68 天。若把首次降雨之前保留在土壤中的水量称为旧水，把本次降雨形成的水量称为新水，可以发现在 68 天之前，底部出流量 100%均为受到了压力波的推动而快速排泄的旧水。新水在表2 四种土壤中波速与流速计算结果Table 2 Celerities and velocities calculated for the four different soils土壤类型L/cmtc/dtv/dC/(cm/d)V/(cm/d)砂土2001.866.12107.4132.70壤质砂土2002.8410.3370.4219.37砂质壤土2005.2418.0538.1611.08壤土2007.4630.0026.806.67党磊等：降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究壤土砂土砂质壤土壤质砂土(a)(e)(b)(f)(c)(g)(d)(h)025507510012515017520002550751001251501752000255075100125150175200025507510012515017520002550751001251501752000255075100125150175200025507510012515017520002550751001251501752000.000.000.000.000.00.00.00.00.250.250.250.250.50.50.50.5含水率含水率含水率含水率浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)浓度/(mmol/cm3)深度/cm深度/cm深度/cm深度/cm深度/cm深度/cm深度/cm深度/cm0.500.500.500.501.01.01.01.0T=60dT=61dT=63dT=65d587党磊等：高盐废水深部地质封存反应运移数值模拟4 期图7 土柱底部出流量对降雨的响应Fig.7 Contributions of new water and old water to water drainage at soil column bottom后期才慢慢排出，其贡献量在第 80 天后才开始超过了旧水，约第 85 天后新水的占比超过了 50%。图 7 的结果也表明，新水与旧水的变化受到了第二次和第三次降雨形成的脉冲的影响。其它类型的土壤中也能发现早期出流量均以旧水排泄为主，后期才有新水混入。新水的排出时间与土壤岩性有着很大关系，例如，整个模拟期壤土中流出量均为原先储存在土柱中的旧水（图 7d）。3 讨论准确认识水文循环过程是水文学的重要工作之一。大量基于端元混合分析的河流基流分割表明，降雨期的河水中有很大一部分来自于流域中存储的地下水。地下水流速较慢，但是却在短期内大量出现在河流中，这一现象就是著名的旧水悖论。地下水压力波被认为是导致流量过程线中出现大量地下水的原因之一，本文通过构建四个土柱数值实验，对比分析了降雨过程中土柱压力水头、含水率及溶质的时空变化，以解释压力波在土壤中传播过程及其对地下水快速排泄的影响。在进行脉冲式降雨的数值实验时，四种土壤的土壤含水量与压力水头在强降雨发生之后，都产生了一定的响应（图 3、图 4）。在这四种土壤中，砂土响应最快，壤土最慢。首次强降雨发生后，砂土中的旧水经过 1.86 天从土柱底部流出，壤土中的旧水 7.46 天后才从底部流出。砂土中的首次降雨引入的水量在 6.12 天后从土柱中流出，壤土中的降雨约30 天后到达土柱底部。波速与流速对比结果表面，降雨后土壤中的旧水可以在压力波的推动下快速流出，从砂土、壤质砂土、砂质壤土到壤土，压力波的传播速度随着渗透系数的降低而逐渐下降，因而压力波造成地下水快速排泄的能力依次减弱。波速与流速是决定包气带地下水快速下渗的关键。根据 Rasmussen 等，假设土壤含水率整体达到某一值，土壤中波速则是对应渗透系数与该土壤含水率在曲线上的切线斜率（图 8），而流速可以近似为该点与原点连线的斜率。由于砂土、壤质砂土曲线均为凹曲线，因此波速比流速大很多，且含水量越大时，曲线斜率越大，即土壤越湿润，压力波传播速度与实际流速的差异越大，更容易造成地下水快速排泄现象。其它几种土壤虽然含水量增加时，渗透系数也所增大。但由于土壤本身的饱和渗透系数就小，所以在一定水量条件下渗透系数增大程度并不明显，因此深部对降雨的响应时间较滞后、响应程度较弱。土壤特征曲线函数、参数决定了特征曲线的形状。的倒数近似于空气进气值，当压力水头的绝对值小于空气进气值时，此时饱水的土壤不排76543210765432107654321076543210024681002468100246810024681060606060707070708080808090909090100100100100时间/d时间/d时间/d总出流量新水出流量旧水出流量降雨时间/d出流量/(cm/d)出流量/(cm/d)出流量/(cm/d)出流量/(cm/d)降雨量/(cm/d)降雨量/(cm/d)降雨量/(cm/d)降雨量/(cm/d)砂土壤质砂土砂质壤土壤土(a)(b)(c)(d)高校地质学报2 9 卷 4 期588水，即土壤含水量一直是饱和含水量。决定了土壤特征曲线的陡峭程度，越大，曲线越陡峭。将Carsel 等统计的 5444 组、实测数据投影到散点图上（图 9）可以看到，粘性土主要分布在左下角的区域（、较小），砂性土主要分布在右上角的区域（、较大）。越大，空气进气值越小，对应的土壤特征曲线的饱和含水量的直线段越短。越大，土壤特征曲线越陡。对自然界的土壤而言，、较大的土壤（砂性土）的土壤特征曲线在压力水头接近 0 的地方容易产生陡增，容易产生压力波现象（Carsel et al.,1988;van Genuchten et al.,2011）。在四种土柱模拟基础之上，利用局部敏感性分析方法，分析了不同土柱中 tc对 Ks、敏感程度。结果表明，tc对 Ks、均敏感，但是呈负相关关系。例如，砂土的 提高 10%，相应的 tc值减少了33%，压力波传递速度加快；当 提高 10%时，对应的 tc减少了 58%，压力波传播速度同样加快。tc对 Ks、敏感程度也与模型中参数值大小相关，例如当壤质砂土与砂质壤土 值均下降 10%时，壤质砂土的 tc下降 4%略大于砂质壤土的 3%的变化。4 结论 降雨期流域中旧水的快速释放是水文学中尚未图8 基于Carsel等总结的不同土壤渗透系数-含水量关系图Fig.8 Relationships between hydraulic conductity and soil water content based on Carsel et al图9 不同土壤类型的van Genuchten方程参数、散点图Fig.9 van Genuchten-scatter plot of different soil types完全解释清楚的现象。降雨过程能够在地下水中产生压力波，被认为是引起旧水快速排泄的机理之一。本研究基于 HYDRUS-1D 模型，开展了四种不同土壤（砂土、壤质砂土、砂质壤土、壤土）包气带中一维垂直剖面降雨入渗与溶质迁移数值实验。结果显示，第一次强降雨发生后，四种土柱中压力波传播到底部时间分别为 1.86、2.84、5.24 和 7.46天，但是溶质迁移到土柱底部分别为 6.12、10.33、18.05 和 30.00 天，引起的不同土柱压力波波速和土壤水流速的差分别为 74.71、51.05、27.08 和20.13 cm/d。研究表明，所有土壤中均能观测到压力波现象，但是压力波的传递快慢与土壤水力特征紧密相关，砂质土的压力波传递更快，粘性土的压力波传递更慢。压力波现象本质上是水力信号的快速传递，并不表示本次降雨的快速流动，因此当模型底部对压力波产生响应时，水化学特征却并未发生变化。土柱底部的出流量分割表明，降雨需要几天到十几天时间才能到达土柱底部，迁移时间随着土壤渗透性的降低而延长。流域中非饱和带厚度一般与河流垂直距离成正比，在河滨带压力波能够快速传递到地下水中，并能够推动土壤水向地下水和河流排泄，且在渗透性较好的土壤中压力波对地下水快速排泄的作用更为明显。参考文献(References):吕海深，崔逸凡，朱永华.2020.大孔隙对径流过程影响的研究进展J.水文，40:13-17芮孝芳.1996.关于降雨产流机制的几个问题的讨论J.水利学报：22-26郭会荣.2008.优先流影响下的入渗补给过程及溶质运移实验与模拟 D.武汉：中国地质大学.Abdul A S and Gillham R W.1989.Field studies of the effects of the 党磊等：降雨引起的非饱和带压力波传播过程及其对地下水快速排泄的影响研究765432100.10.20.30.4土壤含水量/(cm/cm)粉砂粘土粉砂粘壤土砂质粘土粘土粉砂粘质壤土粉质壤土壤土 砂质粘壤土砂质壤土壤质砂土砂土 渗透系数 K/(m/d)3.53.02.52.01.51.0-5051015(m-1)2025粉砂粘土粉砂粘壤土砂质粘土粘土粉砂粘质壤土粉质壤土壤土 砂质粘壤土砂质壤土壤质砂土砂土589党磊等：高盐废水深部地质封存反应运移数值模拟4 期capillary fringe on streamflow generation J.Journal of Hydrology,112(1-2):1-18.Botter G,Bertuzzo E and Rinaldo A.2010.Transport in the hydrologic response:Travel time distributions,soil moisture dynamics,and the old water paradox J.Water Resources Research,46:Wo3514.Carsel R F and Parrish R S.1988.Developing joint probability distributions of soil water retention characteristics J.Water Resources Research,24(5):755-769.Cartwright I and Morgenstern U.2018.Using tritium and other geochemical tracers