趙佳輝 李一鳴 陳寶輝

[摘要]地下水補給是水循環(huán)重要過程，選擇正確的方法評價地下水補給量對水資源的管理與開發(fā)利用具有重要意義。將地下水補給方法分為物理法、示蹤法和數(shù)值模擬法，總結了地下水補給方法的優(yōu)缺點，為計算地下水補給提供參考。

[關鍵詞]地下水補給；水分運移；評價方法

[中圖分類號]P641 [文獻標識碼]A

地下水具有分布范圍廣、水質(zhì)優(yōu)良、水量穩(wěn)定等優(yōu)點使其成為社會發(fā)展重要基礎。由于過度開采地下水，部分地區(qū)已造成地下水資源衰竭、地面沉降、生態(tài)環(huán)境退化等嚴重后果。為平衡生態(tài)保護與社會發(fā)展關系，建設環(huán)境友好型社會，實現(xiàn)社會經(jīng)濟的可持續(xù)發(fā)展，計算地下水補給量，制定合理的地下水開發(fā)利用方案迫在眉睫。地下水通過包氣帶接受大氣降水、灌溉水的補給，而水分在包氣帶中運移緩慢復雜，精確評價地下水補給量越來越收到學者的重視。目前，地下水補給方法研究眾多，根據(jù)研究方法性質(zhì)主要分為物理法、示蹤法和數(shù)值模擬法。本文將從這三種類型將各種研究方法原理、優(yōu)缺點進行論述。

1 物理法

1.1 地下水位動態(tài)法

地下水動態(tài)法以水均衡為基礎，假設水位的上升是由于補給量到達潛水引起的，該方法運用廣泛。Richard（2002）根據(jù)地下水動態(tài)算出地下水補給量與排泄量，并指出影響潛水水位波動的因素有蒸散發(fā)、大氣壓強以及水分入滲過程中引起包氣帶空氣的壓縮等。Sharda等（2006）根據(jù)印度古吉拉特邦地下水動態(tài)計算出降水入滲補給量占年降水量的7.5%。楊甜（2017）對次降雨后地下水動態(tài)進行分析，得到不同降雨強度下次降水量入滲補給系數(shù)。

地下水動態(tài)法計算簡單，資料獲取相對容易，適用于埋深淺、地下水位變動較大、水分補給速率大于地下水徑流速度的區(qū)域。難點在于給水度的確定以及觀測井地下水位動態(tài)能夠代表整個流域的動態(tài)。

1.2 零通量面法

零通量面法是通過觀測包氣帶中含水率或負壓，計算出總水勢，確定總水勢極大值或極小值位置。總水勢極大值點為發(fā)散型零通量面，即水分遠離零通量面運移；總水勢極小值點為聚合性零通量面，即水分遠離零通量面運移。邱景唐（1992）提出了影響零通量面的主要因素有降水、地下水埋深、植被根系。范琦（2006）等通過觀測灌溉后包氣帶形成的零通量面計算出灌溉回歸系數(shù)為0.09。張光輝（2007）等通過分析降雨入滲過程中當包氣帶變厚但小于潛水蒸發(fā)極限深度時，地下水補給量減少。胡現(xiàn)振（2014）運用通量法計算出衛(wèi)寧平原裸地與玉米地的蒸發(fā)量以及入滲量。

當長時間的降水，包氣帶水分全部向下運移時，零通量面法不再適用。此外，長時間監(jiān)測土壤水分或負壓成本較高，安裝儀器后需要較長時間使觀測點土壤達到自然狀態(tài)。該方法只能計算小空間尺度下的地下水補給量，適用于地下水埋深較大地區(qū)。

1.3 達西法

在極限蒸發(fā)深度以下，土壤水分不受蒸發(fā)影響向下運移，其入滲速率可表示為如下：

式中，為土壤體積含水率；為土壤非飽和滲透系數(shù)；h為土壤負壓；H為總水頭；z為空間坐標。

土壤在多次濕脫水的過程中水土曲線改變引起非飽和滲透系變化。林丹（2014）等通過壓力膜儀對河北正定包氣帶原狀土樣進行水土曲線測試，得到土壤在多次濕脫水后，水土曲線變陡。達西法的難點在于精確確定土壤的非飽和滲透系數(shù)和水頭梯度。該方法在包氣帶較厚地區(qū)可以代表較大面積的地下水補給量。

2 示蹤法

示蹤法是基于水分運移攜帶示蹤劑，通過監(jiān)測示蹤劑濃度峰值運移計算水分入滲過程計算補給量，計算公式如下：

式中，為土壤體積含水率；為示蹤劑濃度峰值運移的距離；為采樣時間間隔。

根據(jù)示蹤劑的特點將示蹤劑分為環(huán)境示蹤劑和人工示蹤劑。環(huán)境示蹤劑主要有Cl-、D、O18、36Cl等，人工示蹤劑主要有Br-、3H和染色劑。由于示蹤法測試和操作簡單，許多學者采用該方法計算地下水補給量。Qin等（2011）在張掖盆地分別用CFCs、O18、D、3H作為示蹤劑評價灌溉對地下水的補給，結論認為該地區(qū)地下水補給由1980年以前的老水和1980年以后的新水組成，并認為在半干旱地區(qū)入滲水蒸發(fā)強烈，CFCs作為估算灌溉回歸量示蹤劑效果好于O18、D。聶振龍（2011）等利用環(huán)境同位素Cl-守恒得到張掖盆地地下水埋深大于5m時，地下水仍接受大氣降水補給，并計算出地下水埋深6.3M時，降水補給速率為13.3～14.4mm/a，入滲系數(shù)為0.10～0.11。譚秀翠（2013）等用人工溴失蹤法對比了無灌溉和有灌溉的地區(qū)的地下水回歸量，計算出該地區(qū)評價地下水補給量為126.10mm。程立平（2016）等用氫氧同位素技術分析了長武黃土塬區(qū)地下水補給存在優(yōu)先流，并探討了土地利用類型變化對地下水補給的影響。

3 數(shù)值模擬法

隨著計算機的普及和數(shù)值法的發(fā)展，土壤水分運移研究進入數(shù)值模擬階段，主要的數(shù)學模型由Hydrus、SWAP、SWAT、EARTH、WetSpass等。張志杰（2011）等采用SWAP模型計算出內(nèi)蒙古河套灌區(qū)作物生育期的灌溉補給系數(shù)為0.15?；羲歼h（2015）等通過Hydrus模擬得到華北平原多年平均降水入滲補給量為66.6mm/a。歐陽威（2015）等在河套平原建立了SWAT模型得到灌溉和降雨對灌區(qū)內(nèi)補給比例。譚秀翠（2016）等根據(jù)2005～2008年欒城的降水灌溉資料，建立Hydrus模型計算出平均補給系數(shù)為0.13。Achraf（2017）等在加夫薩流域建立WetSpass水文模型，將模型計算的總補給量與總徑流量的值與氣候方法計算的值進行擬合，通過WetSpass模型計算出該地區(qū)的年平均降水量為1833mm，其中有42.8%的降水對地下水進行補給。

數(shù)值模擬可以計算不同條件下的補給量，但需要實測資料對模型進行識別驗證。利用模型還可以預測不同因素（如包氣帶巖性、氣象條件、土地利用類型等）變化對地下水不計量的影響。該方法難點在于模型所需參數(shù)的可靠性。

4 展望

以上三種類型評價方法各有自己的優(yōu)點與限制，用不同的方法對地下水補給進行驗證可提高計算精度和可靠度，但這些方法都無法反應大尺度地下水補給的空間變異性，而遙感技術可以反映大尺度補給變化特征。李鵬（2017）等基于水量平衡方法利用遙感技術反演出北京市降雨量、蒸散發(fā)量和徑流量，計算出降水補給量。張施躍、束龍倉（2017）等將降水入滲系數(shù)與遙感技術結合，計算出廣花盆地不同土地利用類型下的降水入滲補給系數(shù)。目前，遙感技術方法不夠完善，但遙感技術的繼續(xù)發(fā)展，利用遙感技術估計地下水補給量成為重要的研究方向。

[參考文獻]

[1] 雷志棟，楊詩秀，謝森傳.土壤水動力學[M].北京：清華大學出版社，1988.

[2] Richard W. Healy · Peter G. Cook. Using groundwater levels to estimate recharge[J]. Hydrogeology Journal，2002（10）：91-109.

[3] V.N. Sharda，R.S. Kurothe，D.R. Sena. Estimation of groundwater recharge from water storage structures in a semi-arid climate of India[J].Journal of Hydrology，2006，329：224-243

[4] 楊甜.河北省平原區(qū)降水入滲補給系數(shù)分析[D].咸陽：西北農(nóng)林科技大學，2017.

[5] 邱景唐.非飽和土壤水零通量面的研究[J].水力學報，1992，5（4）：27-32.

[6] 范琦，王驥.包氣帶增厚條件下地下水補給規(guī)律研究[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2006（3）：21-24.

[7] 張光輝，費宇紅.降水補給地下水過程中包氣帶變化對入滲的影響[J].水力學報，2007，38（5）：611-616.

[8] 胡現(xiàn)振.衛(wèi)寧平原包氣帶水分運移試驗研究[D].北京：中國地質(zhì)大學，2014.

[9] 林丹，靳孟貴，馬斌，等.包氣帶增厚區(qū)土壤水力參數(shù)及其對入滲補給的影響[J].地球科學--中國地質(zhì)大學學報，2014，39（6）：760-767

[10] Qin D J，Qian Y P. Assessing impact of irrigation water on groundwater recharge and quality in arid environment using CFCs， tritium and stable isotopes， in the Zhangye Basin， Northwest China[J].Journal of Hydrology，2011：194-208

[11] 聶振龍，連英立，段寶謙，等.利用包氣帶環(huán)境示蹤劑評估張掖盆地降水入滲速率[J].地球?qū)W科，2011，32（1）：117-122

[12] 譚秀翠，楊金忠.華北平原地下水補給量計算分析[J].水科學進展2013，24（1）：73-80

[13] 程立平，劉文兆，李志，等.長武黃土塬區(qū)土地利用變化對潛水補給的影響[J].水科學進展，2016，27（5）：670-678

[14] 張志杰，楊樹青，史海濱，等.內(nèi)蒙古河套灌區(qū)灌溉入滲對地下水的補給規(guī)律及補給系數(shù)[J].農(nóng)業(yè)工程學報，2011，27（3）：61-66.

[15] 霍思遠，靳孟貴.不同降水及灌溉條件下的地下水入滲補給規(guī)律[J].水文地質(zhì)工程地質(zhì)，2015，42（5）：6-21

[16] 歐陽威，黃浩波，張璇，等.基于SWAT模型的平原灌區(qū)水量平衡模擬研究[J].灌溉排水學報，2015，34（1）17-22

[17] 譚秀翠，王剛，王華敬.地下水補給量計算及包氣帶巖性影響分析[J].灌溉排水學報，2016，35（6）：76-80

[18] Achraf Melki，Khodayar Abdollahi， Rouhallah Fatahi. Groundwater recharge estimation under semi arid climate： Case of Northern Gasfsa watershed， Tunisia[J].Journal of African Earth Sciences，2017，04（20）：37-46

[19] 李鵬，許海麗，潘云，等.北京市平原區(qū)地下水補給量計算方法對比研究[J].水文，2017，37（2）：31-35

[20] 張施躍，束龍倉，閔星，等.基于土地利用類型的大氣降水入滲補給量計算吉林大學學報，2017，47（3）：860-867