0 引言

近年来，在中国“走出去”倡议的推动下，中国企业在非洲、中亚、中东等地的投资额迅速增长，但是由于对这些地区实际情况的掌握深度不够，很多企业尤其是矿产和农业开发类企业在项目运行过程中因水源得不到保障而遭受了严重损失。因此，加强对非洲等经济落后、研究基础薄弱地区的水文研究工作，对我国的“一带一路”倡议具有重要的意义。

干旱与半干旱地区约占全球陆地面积的30%左右，受人口增长和环境变化等因素的影响，很多区域供水危机已非常严重，而地下水往往是这些区域最主要的供水来源。对干旱区(半干旱区)含水层来说，降水量小，地下水埋深大，且蒸发和蒸腾作用强烈，地下水补给相对困难，降雨入渗补给量的确定对地下水资源的可持续开发利用非常关键。Scanlon等^[1]在对全球干旱与半干旱地区140个场地的研究成果进行统计后发现，干旱和半干旱地区年平均降雨入渗补给量为0.2~35.0 mm，仅占多年平均降雨量的0.1%~5.0%。影响干旱区(半干旱区)降雨入渗的主要因素包括气候条件、植被覆盖、土地利用、土壤类型等。在干旱区(半干旱区)，年降雨量往往远小于年潜在蒸散发量，相当一部分的降雨会直接散失到大气中。与此同时，受气候条件的制约，干旱区地下水埋深一般较大，包气带厚且表层土壤前期含水率较低，有限的渗入量被吸附在表层土壤中，最终消耗于植物根系吸收和土壤蒸发^[2]。同时，地表土层性质与厚度对降雨入渗也有较大影响^[3]。在国内，尹立河等^[4]利用试验和数值方法对榆林地区土壤入渗研究后发现，在裸土条件下年平均降雨入渗对地下水补给量在82~333 mm间，而在植被覆盖下，地下水得到的补给量几乎为0。

乍得湖是非洲第四大湖泊，自20世纪70年以来湖面萎缩了将近90%(从近30 000 km² 萎缩到目前的2 700 km²)，该流域是非洲水资源情势最为脆弱和敏感的地区之一^[5]。乍得湖流域很多区域的地下水系统都要依赖于地表河流的补给，近30年来受人类活动的影响，大部分河流的水文情势发生了很大变化，地下水系统正遭受严重破坏^[6-7]。乍得湖盆地独特的地质演化过程及湖泊演化过程使得盆地拥有了独特的地层层序^[8]，从而使该区域降雨入渗补给地下水的过程明显区别于其他干旱区和半干旱区。目前，有关乍得湖盆地降雨入渗补给量的研究不多，但是受研究条件的限制，不同研究成果往往差异较大，没有形成统一的结论。针对此问题，本文选择乍得湖Hadejia河附近的典型区域开展研究，利用氯离子平衡法计算研究区降雨入渗补给，从气候、地层、植被等角度分析影响区内降雨入渗补给的主要因素，并结合已有研究成果开展对比分析，以期为区内地下水资源的可持续开发提供理论依据。

1 研究区概况

乍得湖盆地位于乍得西北部、西非裂谷系南端，是在中、西非剪切带剪切应力场及其伴生的张应力控制下形成的中—新生代裂谷盆地^[9]。本次研究区范围为尼日利亚大北方农业集团在Jigawa州Gagarawa县的规划甘蔗种植园(图 1)，地理坐标为9°23′19.48″E—9°32′46.49″E，12°20′23.47″N—12°29′26.91″N，西距卡诺市(Kano)约130 km，南距Hadejia河15 km，北距尼日尔(Niger)国家边界60 km，东距乍得湖(Chad Lake)430 km，总面积约为120.0 km²。研究区地层结构相对简单，自下至上主要划分为3层。1)前寒武系结晶基底(P^cg)：主要由花岗岩、花岗片麻岩等组成，上部曾长期受风化剥蚀作用，形成有3~20 m的古风化壳层。2)第四系乍得湖相、沼泽相沉积层(Q^c)：由砂层、泥层互层组成，具湖积相、河流冲积相沉积结构，不同沉积层厚度、粒径、结构随古地理环境下沉积环境不同有一定层序变化，在底部层有早期三角洲(扇)形成的冲积砾石层或粗砂层，研究区内乍得组湖积松散地层厚度70~200 m。3)第四系风积细砂层(Q^eol)：主要以细砂、粉细砂土为主，松散细粒结构，一般厚度为0.2~6.0 m，是第四系以来的风积产物，其物质源地主要为撒哈拉沙漠。

研究区位于乍得湖盆地内，撒哈拉沙漠南缘，受副热带高压和热带低压交替控制，属热带草原气候，具有高温干燥、降雨集中、雨季时间短(7—9月)、旱季漫长等特点。根据尼日利亚Kano市和Nguru市气象站观测资料，研究区多年平均降雨量约为677.0 mm，年平均气温约为28 ℃。区内地貌属乍得湖积平原地区，受东北信风的影响，表层风积砂层呈现明显的沙垄地貌。西北部地势较高，东南低，沙垄高地、低地相间。受气候、地形、地层、植被等因素的综合影响，研究区地表水系不发育，降雨后雨水迅速渗入砂层，或临时汇集于沙垄低地形成季节性积水洼地，大部分消耗于蒸发、蒸腾，少部分入渗补给地下水。研究区地下水位南高北低(图 2)，表现为自Hadejia河洪泛湿地向北部沙漠径流的特点，水位埋深在20~40 m间。

2 方法与试验 2.1 研究方法

本实验采用氯离子示踪法^[10-11]来计算降水的有效入渗补给量，即利用包气带中氯离子质量浓度计算地下水补给量的氯质量平衡法，其主要根据是从大气输入的氯离子质量浓度与包气带及含水层中氯离子质量浓度保持平衡。使用该方法的前提条件为: 氯离子的大气输入量保持稳定，在长时间内可用一稳定值表示；氯离子具有高溶解性和稳定的化学性质，不会被岩土颗粒吸附，也很少被植物根系吸收；包气带中土壤水的运移方式为活塞流机制，但受降雨、蒸发以及地形起伏的影响。

由质量守恒原理可知，降雨量大小和降雨输入的氯离子质量浓度与入渗补给量及土壤水中氯离子质量浓度满足关系式：

式中：P为当地多年平均降雨量，mm/a；Q_p为降雨输入的多年平均氯离子质量浓度，mg/L；R为多年平均入渗补给量，mm/a；Q_s为非饱和带氯离子平均质量浓度，mg/L。

深度z处的土壤氯离子累积总量C_z(mg/m²)为

式中：n为土壤总层数；h_i为剖面上第i层的高度，mm；Q_i为第i层土壤水氯离子质量浓度，mg/L；w_i为第i层土壤的质量含水率，%；b_i为i层土壤的干密度，g/cm³；θ_i为第i层土壤的体积含水率，%；ρ_i为第i层土壤水的密度，g/cm³，其值约等于1。

同样，深度z处的土壤水累积总量M_z(mm/m²)为

从长时间尺度角度看，土壤表面的多年平均氯离子输入保持恒定，因此垂向土壤水分通量q_sm(mm/a)可以表示为

2.2 试验方案

研究区表层为风积砂层，其下为湖相、沼泽相泥质层。风积砂呈现为北东向的沙垄地貌，沙垄高地和沙垄低地相间而现(图 2)。受风积层厚度差异的影响，沙垄高地和沙垄低地的降雨入渗过程可能存在较大差异。本次研究综合考虑区内地形地貌特征，于2017-01-15选定4个采样点利用土壤取样器采取土样(图 2)，其中2个为沙垄低地(Y₁、Y₄)取样点、2个为沙垄高地(Y₂、Y₃)取样点。每个点取样深度为2 m，其中Y₂、Y₃点土壤剖面全部为风积砂，Y₁、Y₄除表层(厚度均在20 cm左右)为风积砂外，其下均为淤泥质黏土。按照每20 cm深度取1个样的规则采取土样。将所取土壤及时装入密封瓶中，送至尼日利亚卡诺市Bayero大学地球与环境实验室完成相关项目的检测。测定Cl^-质量浓度时，在100 g土样中加入200 mL去离子水，充分搅拌并静置24 h，取上清液过滤并利用硝酸银滴定法测定滤液的Cl^-质量浓度，并根据所测得的Cl^-质量浓度及测定的土样的质量含水率推导出土样的Cl^-质量浓度。

与此同时，为了进一步分析区域地层、地下水位等对降雨入渗的影响，按照相对均匀布孔的原则，在研究区施工10个钻孔(图 2)，探查研究区地层入渗条件及地下水位埋深情况。

3 结果与分析 3.1 土壤剖面水分及Cl^-质量浓度分布

根据实验室分析结果，分别绘制4个取样点土壤质量含水率剖面(图 3)。由图 3可见：4个取样剖面的土壤质量含水率具有相同的变化趋势，即近地表质量含水率较低，随土壤深度增加质量含水率呈增加趋势，达到峰值后又逐渐回落到近稳定值；从4个取样点的质量含水率曲线分布来看，2个沙垄低地取样点(Y₁、Y₄)明显区别于沙垄高地取样点(Y₂、Y₃)，Y₁点土壤剖面的平均质量含水率为5.4%，Y₄为2.2%，两者明显高于Y₂的1.6%和Y₃的1.1%；与此同时，Y₁和Y₄点土壤剖面质量含水率最大值出现在地表下70 cm左右，而Y₂、Y₃点则出现地表下150 cm处。

本次取样时间为2017-01，即雨季已经结束约3个月。图 3反映的是雨季结束后土壤水分的再分配过程。在雨季，土壤得到降雨补给，湿润锋面向深处延伸。其中，沙垄高地的表层土壤为风积砂层，其水力传导系数要大于沙垄低地的泥质层，因此其湿润锋更靠近下方。雨季结束后，地表积水逐渐消失，地表下渗结束，但土壤剖面仍存在水势梯度，土壤水仍继续向下运动。同时，土壤表面的蒸发和植物蒸腾会使得上层土壤的水分快速减少，从而形成表层干土层。干土层以下的湿土水分首先受地表热传递的影响汽化，而后通过干土层进入大气，其蒸发量受热传导深度和土粒表面对水汽吸附力的影响。对于砂层来说，其热传导能力明显要强于黏土，土粒表面对水汽的吸附力也要小于黏土，因此砂层的干土层深度更大。

从4个取样点土壤剖面的Cl^-质量浓度变化图(图 4)来看，4个点土壤剖面的Cl^-质量浓度随深度变化的趋势具有一定相似性，即随着深度增加，Cl^-质量浓度会出现一个峰值(剖面最大值)，而后降低至相对稳定值。Y₁点剖面初始Cl^-平均质量浓度约为162.1 mg/L，在地表以下70 cm达到最大值1 540.0 mg/L，而后降至172.2 mg/L；Y₂点剖面初始平均质量浓度约为141.6 mg/L，在110 cm达到最大值1 197.5 mg/L，而后降至153.2 mg/L；Y₃点初始就接近于最大值，约为614.0 mg/L，而后降至150.8 mg/L左右；Y₄点剖面Cl^-质量浓度变化较小，最大值为60.0 mg/L，平均约为44.6 mg/L。在干旱与半干旱地区，虽然受降雨淋滤作用的影响，地表附近Cl^-质量浓度较低，但是受到植物蒸腾作用积盐的影响，地表往下一定深度会出现质量浓度峰值^[12-14]。剖面Cl^-平均质量浓度的大小反映出剖面累积蒸发蒸腾量，即质量浓度越大，蒸发蒸腾量越大，入渗量就越小。

3.2 降雨入渗补给量计算

本次工作的研究区位于尼日利亚北部撒哈拉沙漠边缘区的中心。根据Goni等^[15]在2001年对尼日利亚北部撒哈拉沙漠边缘区8个气象站一个水文年降雨监测分析数据的统计成果，尼日利亚北部撒哈拉边缘区降雨的Cl^-平均质量浓度为1.77 mg/L。大气降水的氯离子质量浓度的影响因素很多，主要包括大气环流、海陆位置、降雨量等，从全球多个地方的研究成果来看，大气降水的氯离子质量浓度在全球各地均略有下降，但总体稳定^[16-17]。近20年来，区内未有更新的研究成果，因此本研究采用Goni等^[15]的研究成果，即区域降水的Cl^-平均质量浓度，定为1.77 mg/L。

根据氯离子平衡法计算得到各取样点的多年平均降雨入渗量(表 1)。由表 1可知，所选4个剖面所在位置的年平均降雨入渗补给量分别为4.9、1.5、7.9、26.2 mm/a，平均值为10.1 mm/a，年平均降雨入渗补给系数分别为0.72%、0.22%、1.17%、3.87%，平均值为1.49%。

从4个剖面计算得到的降雨入渗结果可以看出，Y₄点年平均补给量达26.2 mm/a，其值远大于其他3个剖面。从图 2可以看出，Y₄点靠近Dan Nani村(村西400 m)，该村西南方向约320 m(Y₄点东南200 m左右)为制砖采坑，制砖的材料即为风积砂层下面的淤泥质黏土。本次研究野外调查发现，研究区很多砖坑的坑壁上有水流渗出，且渗水的位置均在淤泥质黏土层和风积砂层的交界面上。降雨发生后，雨水通过风积砂层入渗，会在风积砂层和淤泥质黏土层的界面上蓄积，形成上层滞水。如果某个区域有砖坑存在，相当于存在一个上层滞水的排泄点，在砖坑的影响范围内就会存在侧向渗流，这对土壤剖面来说等效于增加入渗。因此，土壤剖面Cl^-质量浓度也就较其他地方偏低，从而使得利用氯质量平衡法计算得到的降雨入渗系数也要偏大。

根据研究区水文地质条件，区内地下水的主要补给来源为Hadajia洪泛湿地的入渗补给和部分降雨入渗补给，地下水中的Cl^-质量浓度能够反映出两种补给来源的混合比例特征。本次研究于2017-03对10个钻孔以及Hadajia河开展了单次取样，并在尼日利亚Bayero大学完成了相关测试。测试结果显示，10个钻孔地下水样的Cl^-平均质量浓度为2.3 mg/L，最大为2.7 mg/L，最小为2.1 mg/L，Hadajia河水样Cl^-质量浓度为1.9 mg/L。可见，区内地下水Cl^-质量浓度更接近于Hadajia河河水，与研究区剖面土壤水的平均Cl^-质量浓度相差较大。这说明区内地下水主要的补给来源为河流的入渗补给，降雨入渗补给量非常有限。

3.3 降雨入渗影响因素分析

1) 气象因素。研究区多年平均降雨量为677.0 mm，降雨主要集中在7—9月份，这3个月多年平均降雨量占年平均降雨量的78.0%(图 5)。研究区多年平均蒸发皿蒸发量高达3 812.5 mm，潜在蒸散发量达1 347.0 mm，为典型半干旱草原气候。研究区雨季降雨多为对流雨，历时短、雨强大，雨后即进入强蒸发状态，这限制了降雨入渗补给。

2) 地层因素。包气带土壤分层结构和质地、地下水位埋深对降雨入渗过程有重要影响。根据研究区10个钻孔所揭露地层(图 6)以及野外对20余个制砖采坑调查的结果：研究区风积砂层厚度一般在0.2~6.0 m之间，平均厚度约3.0 m，沙垄高地砂层厚度在5.0 m以上，沙垄低地砂层厚度较薄，最小仅约0.2 m；在风积砂层以下，连续分布湖相、沼泽相泥质层，厚度为1.5 ~7.5 m不等，平均厚度约7.0 m。根据钻井及水井水位调查结果，研究区地下水位南高北低，水位埋深自研究区南部边界的20.0 m左右逐渐下降到研究区北部边界40.0 m以上。近地表的厚层泥质层使得降雨入渗在砂层和泥质层界面附近受阻而形成滞水，大部分水分最终消耗于土壤蒸发及植物蒸腾。

3) 植被因素。植被对降雨入渗有着重要的影响，其作用机理比较复杂，常见观点主要有以下几种^[1]：①植被覆盖大，可减小坡面产流，同时植被可以改良土壤，改善土壤入渗条件，从而增加降雨入渗机会；②不同类型植被增加降雨入渗的能力不同，一般认为林地丰富地区土壤入渗性能较好，而灌木和草地增加降雨入渗的能力较差；③干旱与半干旱区由于降雨量有限，植被覆盖度增加会加大蒸发蒸腾量，反而会减少降雨入渗补给量。尼日利亚北部乍得盆地主要为稀树草原，属热带草原-沙漠气候，植被主要为半沙漠化草原荆棘和灌木，主要有骆驼刺、猴面包树、印楝树、沙柳、灌草等，均属于根系发达、耐干旱植物。因研究区表层为风积砂层且地形平坦，植被对降雨入渗的正向作用不大，反而因其较强的吸水能力抑制了土壤水的下渗。

4 讨论

1) 在12 000~6 000年前，受气候周期变化影响，乍得湖曾经历了3次湖面范围扩大—缩小过程，最后一次发生在约6 000年前，当时的乍得湖水深160多m，最大面积为30~40万km^2[18]。本文研究区在当时也处在湖区范围，区内表层的泥质层正是在这个阶段以及后期湖-陆过渡的沼泽相中沉积而成。在最后一次湖面退缩后，受撒哈拉沙漠风沙的影响，研究区地表沉积了厚度不一的风积砂层，形成目前的沙垄地貌。

2) 本文所采用的“氯离子平衡法”假定没有人类活动的干扰，而实际上研究区存在数个村落，人类活动对土壤剖面氯离子影响需要进一步讨论。首先，研究区村落密度较小，且单村落房屋呈集聚特点，因此可以认定人类活动对土壤氯离子的影响主要集中在村落附近。本研究距离距村落最近的Y₄点与村落的距离也在400 m以上，人类活动对氯离子影响较小。其次，本研究所有样本点均为草地，周边较远距离内没有人类耕种活动，保证了土壤剖面数据基本符合自然环境。

3) 目前，在尼日利亚北部乍得湖盆地范围内开展降雨入渗补给的相关研究不多，结论也差别较大。在早期，很多学者认为在尼日利亚东北部盆地内的高地降雨入渗补给几乎可以忽略^[19]。但在1994年，Carter等^[20]运用水均衡的方法计算得到Nguru地区(位于本研究区下游约100 km)年降雨入渗补给的量为30~60 mm，其中Manga高地的计算值要远高于Hadejia-Yobe河谷非洪泛区。之后，Gaye等^[3]运用氯离子平衡法方法对同一区域开展研究，研究结果与Carter等^[20]的基本类似，年降雨入渗补给量在14~49 mm/a。上述研究结果的差异，主要是由地表土层性质的差异所产生，如Manga高地表层主要为厚层砂土，而本次研究区在近地表则分布厚层泥质层。在非洲撒哈拉沙漠边缘区域，这种地表土层性质差异所带来的入渗补给的变化非常普遍，如Gaye等^[3]在对塞内加尔北部地区119个采样点研究后发现，当地表为厚层砂土时，降雨入渗补给量最高可达到20 mm/a，而近地表为厚层黏土时降雨入渗补给最小仅为1 mm/a。在国内，早有学者发现，包气带弱渗透性黏土透镜体会减小降雨入渗的实际补给量^[21]。因此，计算降雨入渗补给量一定要注意调查地层岩性的空间变化特征，以免得到错误结论。

4) 从前述分析可知，研究区降雨入渗补给量非常有限，区内地下水的主要补给来源为Hadejia河及洪泛湿地的入渗补给。受人类活动的影响，河流水文情势发生了很大改变，地下水得到的补给量在减少，近30年来地下水位持续下降。而由本次研究的钻探工作可知，区内含水层厚度有限，在河流入渗补给大幅度下降、降雨入渗补给量十分有限的背景下，研究区正面临严重的地下水枯竭问题，需要引起高度关注和重视。

5 结论

1) 研究区4个取样点(Y₁、Y₂、Y₃、Y₄)土壤剖面计算得到的年平均降雨入渗量分别为4.9、1.5、7.9、26.2 mm/a，年平均降雨入渗率仅为为0.72%、0.22%、1.17%、3.87%。4个取样点的计算结果表明，研究区平均降雨入渗率在1.49%以下，降雨入渗补给地下水量仅约为10.1 mm/a。

2) 研究区独特的地层结构和撒哈拉沙漠南缘的热带草原气候条件下的强蒸发蒸腾是影响研究区降雨入渗的最主要影响。虽然受撒哈拉沙漠的影响，研究区呈现出典型沙垄地貌，地表分布平均厚度达3.0 m的风积砂，但是受乍得湖历史演化过程的控制，风积砂层下为分布连续、渗透能力差、平均厚度约为7.0 m的湖湘、沼泽相泥质层。这种“上粗下细”的地层结构，使得雨水渗入砂层后在泥质层上界面滞流。同时，研究区年平均气温达28 ℃，潜在蒸散发量达1 347 mm，植物根系发达、吸水能力强，地表入渗水分多在表层土壤中或泥质层与风积砂层交界面上消耗于蒸发蒸腾。

3) 研究区地下水主要补给源为Hadejia河及洪泛湿地的入渗补给，受人类活动的影响，Hadejia河水文情势急剧变化，区域地下水补给量下降，地下水位持续下降，区内面临严重的地下水资源枯竭问题。