李同錄 汪 穎 胡向陽 李 萍 王 宇

(①長安大學地質(zhì)工程與測繪學院， 西安 710054， 中國) (②黃土高原水循環(huán)與地質(zhì)環(huán)境教育部野外科學觀測研究站， 正寧 745300， 中國) (③中國電建集團西北勘測設計研究院有限公司， 西安 710065， 中國)

0 引 言

黃土高原是由一系列獨立的水文地質(zhì)單元構(gòu)成，這些單元以河流或深切的溝谷為邊界，且黃土中的地下水只能單向補給河流，黃土的這一特性是由其成因和沉積環(huán)境決定的(張杰等， 2021)。降雨或局部灌溉水的入滲是深厚層黃土中地下水的主要補給來源(李同錄等， 2018)。但是目前深厚層黃土中水的下滲方式仍然存在爭議。黃土是一種多孔介質(zhì)(洪勃等， 2018)，其入滲一般被認為是活塞流或非飽和滲流(王德潛， 1982； 施德鴻等， 1983； 李云峰， 1991)。然而，在雨后現(xiàn)場垂直剖面觀察發(fā)現(xiàn)，長時間降雨后，黃土層中的濕潤鋒深度也僅在2m以內(nèi)(李萍等， 2014； 張常亮等， 2014； Zhang et al.，2014)。在人工集中降雨或農(nóng)田漫灌的情況下，濕潤鋒的深度也不超過4m(劉海松等， 2008； Tu et al.，2009； Xu et al.，2011； 李萍等， 2013； Hou et al.，2020)。濕潤鋒以上，主要以活塞流形式下滲，局部可觀察到優(yōu)勢流； 而濕潤鋒以下，既觀察不到土層含水率的變化，也觀察不到滲流現(xiàn)象。黃土中垂直節(jié)理、卸荷裂隙、動物洞穴和植物根系孔洞等宏觀裂隙和孔隙在黃土剖面上十分發(fā)育(盧全中等， 2005， 2006； 許領等， 2009)，據(jù)此有人認為，沿著這些宏觀裂隙和孔洞的優(yōu)勢流是厚層黃土中地下水補給的主要途徑(李鑫等， 2019； 趙寬耀等， 2020)。

然而，當我們基于非飽和滲流理論來考察優(yōu)勢流問題時，不難發(fā)現(xiàn)優(yōu)勢流僅存于飽和土中，非飽和土中不可能存在優(yōu)勢流。巨厚層黃土大部分處于非飽和狀態(tài)，活塞流是黃土中地表水補給地下水的唯一方式； 優(yōu)勢流是暫態(tài)和局部的，僅出現(xiàn)在降雨時期的淺層飽和區(qū)或者低洼的匯水區(qū)。黃土中的宏觀裂隙和孔洞等多發(fā)育在塬邊或斜坡上，降雨或灌溉形成的匯流從這些宏觀裂隙和孔洞流入，在坡下總能找到流出口，由此形成暗穴和落水洞等(楊亞軍等， 2021)。因此這些裂隙和孔洞是地表匯流的排水通道，而不是地下水的補給通道。下面我們通過現(xiàn)場觀測、模型試驗和理論分析來驗證這一點。

1 野外現(xiàn)象的觀察

通過觀察黃土層的垂直剖面可以發(fā)現(xiàn)，對整個深厚層黃土而言，一段較長時間的降雨形成的濕潤鋒的深度很淺。2021年8月中到10月初，黃土高原的隴東地區(qū)降雨量遠高于歷年。在陜甘交界處， 50多天斷斷續(xù)續(xù)的降雨導致G211國道在黃土溝谷兩側(cè)的路基和邊坡發(fā)生大量破壞。我們對破壞最嚴重的K501～K505段進行了現(xiàn)場調(diào)查，并針對降雨在黃土中的入滲深度作了測量。對一系列黃土剖面濕潤鋒測量發(fā)現(xiàn)，其深度介于1.5～2.0m，如圖 1所示。在濕潤鋒以上，雨水以活塞流的形式下滲。由于垂直剖面雨水淋不到坡面，濕潤鋒以下的黃土處于干燥狀態(tài)。在降雨停止后，在蒸發(fā)和蒸騰作用下，濕潤鋒上移，水分向上移動，移動方式也是活塞流。而濕潤鋒以下，既觀察不到土層含水量的變化，也觀察不到水的流動，因此有人認為黃土中活塞流僅能達到濕潤鋒的位置，而不會繼續(xù)下滲，也只能通過優(yōu)勢通道補給地下水。

圖 1 黃土垂直剖面濕潤鋒深度Fig. 1 Depth of the wetting front on a vertical loess profile

在黃土斜坡的露頭上，垂直節(jié)理、根孔、蟲孔和動物洞穴普遍發(fā)育，這些宏觀裂隙和孔洞被稱為優(yōu)勢通道，如圖 2所示。沿這些優(yōu)勢通道形成的集中水流即所謂的優(yōu)勢流。這種優(yōu)勢流在黃土中是否存在？優(yōu)勢流是否是降雨穿過厚層黃土補給深層地下水的主要方式呢？然而，如圖 2所示，這次降雨期間，我們觀察了大量類似的優(yōu)勢通道，無論是張開的垂直節(jié)理，還是蟲洞、鼠洞，都沒有發(fā)現(xiàn)所謂的優(yōu)勢流，濕潤鋒都以均勻的活塞流形式下移，并沒有受到裂隙和孔洞的影響。

圖 2 黃土剖面上發(fā)育垂直節(jié)理和動物孔洞，但沒有優(yōu)勢流Fig. 2 Vertical joints and animal caves developed on loess profile， but there is no preferential flow

上述現(xiàn)象導致了一個矛盾的結(jié)果：一方面，降雨形成的活塞流入滲深度很淺，似乎和深層地下水沒有聯(lián)系； 另一方面，優(yōu)勢流似乎也沒有發(fā)生。那么，表層黃土中的水是如何穿過厚層黃土，補給深層地下水的呢？為了回答這個問題，我們做了兩個模型試驗來說明。

圖 3 帶有砂透鏡的黏性土中水流模擬模型試驗Fig. 3 A model test to simulate water flow in loess with sand slots and sand lens

2 土層剖面垂直入滲模型試驗

試驗在高500mm、寬500mm、厚150mm的玻璃槽中進行，如圖 3所示。用干燥的、過2mm篩的黃土填充玻璃槽。在充填玻璃槽的過程中，在模型的靠下部分設置了兩個由粗砂構(gòu)成的透鏡體，在模型頂部設置兩個裂隙。由于干黃土中裂隙不易成型，特制了兩個“V”型槽，槽中填粗砂，以形成優(yōu)勢通道，并在模型頂部覆蓋厚20mm的粗砂。試驗時向模型頂部均勻連續(xù)灑水，形成與砂層頂面平齊的水頭，觀察水的滲透情況?？梢钥闯? 灑水時水在“V”形砂槽中迅速下滲，然后滲入黃土，濕潤鋒在砂槽的下部明顯低于其在附近黃土中的位置，這證明了優(yōu)勢流的存在。這一現(xiàn)象與羅揚等(2014)對黃土垂直節(jié)理中的滲流用數(shù)值模擬的結(jié)果一致。然而，當水下滲到與粗砂透鏡體相遇時，透鏡體并不像“V”形砂體中那樣形成優(yōu)勢流，而成為水下滲的屏障。水分繞過了透鏡體，在黃土中下滲。

圖 4 渭河砂和黃土試樣的土水特征曲線Fig. 4 Hydraulic conductivity of loess and sand

為什么水流在頂部砂槽和下部透鏡體中表現(xiàn)出相反行為呢？模型頂部砂中出現(xiàn)優(yōu)勢流，而下部透鏡體不僅沒有形成優(yōu)勢流，而是形成了弱勢流，并出現(xiàn)繞流的現(xiàn)象。這一點可用飽和流與非飽和流的特性來解釋。表面砂土和黃土都接近飽和。砂土在飽和情況下的滲透系數(shù)大于黏性土，相同水力梯度下的滲流速度大于黏性土，因此在砂槽中形成優(yōu)勢流，并影響到濕潤鋒的深度。隨著深度增大，黃土由飽和態(tài)轉(zhuǎn)換到非飽和態(tài)，由飽和滲流轉(zhuǎn)為非飽和滲流。對于非飽和流，滲透性取決于土-水特征。圖 4是西安渭河砂和涇陽L1馬蘭黃土的土水特征曲線。比較砂土和黃土的土-水特征可以看出，在相同的含水率下，如體積含水率都取20%(圖 4的AB線)，砂土的吸力勢比黏性土低得多，砂土只有3kPa(圖 4的A點)，而黏性土達80kPa(圖 4的B點)； 或者說砂土的孔隙水壓力為-3kPa，而黏性土為-80kPa，砂土的孔隙水壓力比黏性土高77kPa。假定兩者在同一高度上，即位置水頭相同，此時砂土中的水分必然向黏性土遷移，直到兩者之間的孔隙水壓力差為0。當最終兩者孔隙水壓力平衡，即吸力相同，假定都是-80kPa(圖 4的BC線)，此時砂土的含水率只有4%(圖 4的C點)，而黏性土為20%(圖 4的B點)，即兩者孔隙水壓力平衡時，砂土比黏性土干燥得多，這就是圖 3c所看到的現(xiàn)象。

因此，在討論活塞流和優(yōu)勢流時，區(qū)分土的含水狀態(tài)是關鍵。在飽和狀態(tài)下，無論是砂土，還是黏性土的吸力勢均為0。滲流主要靠重力勢驅(qū)動，重力作用下自由水在優(yōu)勢通道中會形成優(yōu)勢流，而且盡可能走最短的路徑，如圖 5a所示。而在非飽和狀態(tài)下，宏觀孔隙、裂隙中的水的吸力勢接近0。根據(jù)Young-Laplace方程(Lu et al.，2006)，孔隙越小，水的吸力勢越低，水分優(yōu)先進入最小孔隙，只有小孔隙被充滿，才依次進入由小到大的孔隙。含水率越低，水分運移路徑越曲折，滲透性越低，水分要繞著孔隙沿顆粒表面自己鋪的“路”和“橋”走。所以包氣帶中的宏觀孔隙、裂隙不僅不是滲流的通道，反而成為滲流的障礙，如圖 5b所示。當土中含水率進一步降低，低于殘余含水率時，孔隙中的水不再連通，幾乎無法流動，水分運移則需要熱驅(qū)動，通過分子運動的形式遷移，如圖 5c所示(Vanapalli et al.， 1996； 李強等， 2021)。

圖 5 不同飽和度下孔隙中水運移路徑的概念模型 (據(jù)Vanapalli(1996))Fig. 5 Conceptual models for water movement in soil pores at different degrees of saturation(After Vanapalli(1996))

黃土屬于厚層的非飽和土，活塞流是其主要運移方式，然而也會形成優(yōu)勢流。當雨水在地表聚積時，形成飽和帶，優(yōu)勢流則發(fā)生在地表飽和帶中的優(yōu)勢通道中。當降雨停止，這種飽和流很快消失。因此黃土地區(qū)優(yōu)勢流具有局部和暫時性特點，是黃土地表水力侵蝕的主要動力，這種優(yōu)勢流形成黃土中常見的落水洞、陷坑、暗穴等(邊世強等， 2020)。優(yōu)勢流主要是在降雨過程中將坡頂?shù)乃枧诺狡孪?，嚴格意義上講屬于地表水流，而不是地下水滲流。深厚層黃土中不存在補給地下水的優(yōu)勢流。

混淆土的飽和與非飽和狀態(tài)，可能是人們對黃土中的優(yōu)勢流和活塞流產(chǎn)生誤解的根源。許兆義等(1993)、趙英杰等(1994)很早就通過實驗觀察到，黃土中的裂隙對滲流不起控制作用； 目前實驗觀察到的優(yōu)勢流現(xiàn)象都是在飽和條件下發(fā)生的。對于飽和土，優(yōu)勢流和活塞流都會發(fā)生。對于非飽和土，只有活塞流。

如果活塞流是黃土地區(qū)補給地下水的唯一方式，那么如何解釋在降雨條件下濕潤鋒深度還不到2m的現(xiàn)象？濕潤鋒下面有滲流嗎？下面我們通過另外一個水力模型來說明。

3 水力模型試驗

濕潤鋒以下部分的含水率變化和滲流很難觀察到，也很難通過儀器進行監(jiān)測。目前無論是自然降雨，還是人工降雨試驗，在剖面上的觀測都得到相同的結(jié)果：即濕潤鋒以上有限深度范圍的含水率有變化，但濕潤鋒以下，地表入滲很少影響到其含水率。那么，濕潤鋒以下究竟有沒有滲流？針對這一點，首先作一個理論推理。

非飽和滲流控制方程，Richards(1931)方程在鉛直方向一維流的表達式為：

(1)

式中：vz為垂向流速；θ為體積含水率；z為鉛直坐標；t為時間。

假設濕潤鋒以下，土層含水率不隨時間變化，這就意味著上式右端dθ/dt=0，因此有：

(2)

由式(2)可見，只有流速vz在垂直方向是常數(shù)，才滿足上式。這表明濕潤鋒以下依然有水流存在，但其流速在不同深度是恒定的，屬于穩(wěn)定流。值得注意的是vz=0也滿足上式，這種情況意味著土層是不透水的，顯然不符合實際，可不考慮。由此可見，濕潤鋒以上，土層含水率隨時間在變化，流速隨時間和位置也在變化，屬于瞬態(tài)流，這部分土層習慣上稱為活動帶； 濕潤鋒以下，土層含水率不變，其流速不隨時間和位置變化，習慣上稱為穩(wěn)定帶(Lu et al.，2006)。如何進一步證明穩(wěn)定帶確實存在穩(wěn)定流呢？我們設計了一個水力模型來直觀地展示包氣帶內(nèi)的水流情況(Zhang et al.，2019)。圖 6是該水力模型的示意圖，模型由一系列上部開口，底部開一小孔的水罐豎直排列組成。每個水罐表示一個土單元，水罐代表土骨架，水罐中的水代表土中的水，水的體積與總體積的比代表土單元的含水率，水罐充滿水代表土單元飽和，豎直排列的水罐代表一個土柱。

圖 6 用水力模型模擬土柱水流情況Fig. 6 A soil column represented by the hydraulic model

圖 7 間歇供水時水箱內(nèi)水位Fig. 7 Water levels in the tanks under intermittent water supply

試驗時，初始狀態(tài)下水罐都為空，在模型最上面一個水罐間歇性注水以模擬降雨序列，水將從上到下依次流下。所有的水罐都有相同的橫截面積和高度，水位下降的速度對應于土單元的滲透速度。水從上向下依次流動反映了包氣帶一維滲流過程。在整個試驗中，控制頂部補給量以使每個水罐不溢水。

實驗設備是將9個玻璃罐固定在一塊木板上，垂直間隔10mm，上方是一個連接水龍頭的供水瓶，如圖 7右側(cè)所示。每個玻璃罐的直徑為36mm，高度為180mm。為模擬降雨，向頂部水罐C0間歇供水，如圖 7第一行所示，然后每30s記錄一次各個水罐的水位。

圖 7的左側(cè)為水位隨時間的變化，可以明顯看出C1水位的劇烈波動，這是對C0供水的直接響應，而C2的水位變化減弱，再向下依次減弱。對比從C1到C8的曲線，可以看出水位變化隨水罐位置的降低而變緩，最下部的C7和C8的水位在2500s后穩(wěn)定在80mm左右，并一直保持在這一高度。

水罐的水位隨時間的變化代表了相應土單元的流速和含水率隨時間發(fā)生變化，水罐C1～C6對應上述的活動帶土層，為瞬態(tài)流。當水罐的水位不隨時間變化時，代表相應土單元的流速和含水率都不隨時間變化，即C7和C8對應上述穩(wěn)定帶土層，其中為穩(wěn)定流。整體模型顯示土層中的水從瞬態(tài)流到穩(wěn)態(tài)流的轉(zhuǎn)變。這個模型清楚地顯示出即使穩(wěn)定帶土層含水率不變，也會存在穩(wěn)定水流向地下水的補給。

自然界的降雨是長期的周年循環(huán)，該試驗雖對時間尺度做了大幅度縮減，但其規(guī)律和自然現(xiàn)象是一致的。由此可以肯定，自然剖面上，濕潤鋒以上活動帶為瞬態(tài)流； 濕潤鋒以下穩(wěn)定帶為穩(wěn)態(tài)流，如圖 8所示。據(jù)此可以推斷，穩(wěn)態(tài)流是降雨通過厚層包氣帶補給黃土地區(qū)地下水的唯一途徑。

圖 8 黃土剖面中瞬態(tài)流向穩(wěn)態(tài)流轉(zhuǎn)換Fig. 8 Transient flow to steady flow on loess profile

4 結(jié) 論

對厚層黃土包氣帶中水運動的優(yōu)勢流和活塞流的爭議，源于對飽和土和非飽和土滲流特性的混淆。優(yōu)勢流僅存在于飽和土中，但也有活塞流； 非飽和土中只有活塞流。因此可以判定，降雨和灌溉是黃土深層地下水的補給來源； 活塞流是其穿過厚層黃土補給地下水的唯一方式。黃土包氣帶可分為濕潤鋒以上的活動帶和濕潤鋒以下的穩(wěn)定帶，活動帶滲流為瞬態(tài)流，穩(wěn)定帶滲流為穩(wěn)定流。穩(wěn)定流占據(jù)了厚層黃土的主要部分，即使觀測不到含水率的變化，也觀測不到水的流動，但穩(wěn)定帶內(nèi)的滲流是存在的，本文采用的水力模型可直觀地證明該滲流的存在。

黃土地區(qū)優(yōu)勢流的存在是暫態(tài)和局部的，只有在降雨時地表低洼地帶匯水形成飽和帶，并有優(yōu)勢通道的情況下產(chǎn)生。這類優(yōu)勢流和深層地下水沒有直接水力聯(lián)系，是地表重力侵蝕的主要動力，從其性質(zhì)講，應該歸為地表水流而不是地下滲流。