! ! 地下水补给是指含水层或含水系统从外界获 取水量的过程。受气候、植被、地质、土壤、地貌、水 位埋深、灌溉等下垫面 条件和人为因 素的综合影 响, 地下水补给过程十分复杂。精确评价地下水补 给量非常困难。目前常用的估算方法大致可概括 为三类: 化学方法、物理方法和数学方法等。化学 方法和物理方法计算成本较高, 适合在较小范围内 展开。数学 模型 是估 计地 下水补 给量 的有 效工 具 [ 1] , 但模型的构建、率定和验证需要大量实测的 水文地质数据。数据的可获得性和精度一定程度 上限制了地下水数学模型的应用。对一个流域来 说, 降雨与径流较容易测量且有较长时间的观测积 累。因此, 在水文学领域, 基于实测径流资料的退 水过程分析成为研究地下水系统补给、排泄机理一 类应用较广的方法 [ 2, 3 ] 。本文基于水文分析方法, 利用无定河流域实测的日径流系列, 估算该地区的 地下水补给量, 分析其地下水补给 - 排泄过程, 揭 示该区域地下水与地表水的相互作用, 为流域水资 源可持续开发利用和综合管理提供科学依据。
受降水补给的影响, 地下水排泄进入河道的水 量随时间呈非线性变化。峰值过后地下径流迅速 减少, 在经过临界时间 Tc 后趋于缓和 [ 6] , 此时, 其 消退过程可用指数函数的形式表示:
Q t = Q 0 e- t
( 1)
式中, Q t、Q 0 分别为 t时刻和 t = 0时的流量 ( L3 / t),
表 1! 地下水补给量及其降水的关系 Tab le 1! A nnual p recipitation, b aseflow and groundw ater rech arge
分区
河源区 风沙区
站名
青阳岔 横山
汇水面积 ( km 2 ) 662 2415
降水量 (mm ) 382. 59 363. 76
! ! 注: P 为降水量 ( mm ) ; R b 为总基流量 ( mm ); 为降水入渗补给系数; 为基流补给率; R2 为年基流与年补给量的相关系数。
1! 10! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! 地 ! ! 理 ! ! 科 ! ! 学 ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! 30卷
( 1. 中国科学院地理科学与资源 研究所陆地水循环及地表过程院重点实验室, 北京 100101; 2. 中国科学院研究生院, 北京 100049)
摘要: 基于长序列实测日径流资料, 分析了无定河流域的地下 水补给 - 排泄关 系。结果表 明: 流 域多年 平均 地下水补给量为 11. 38~ 15. 69 mm, 降水入 渗补给 系数为 2. 9% ~ 4. 4% , 基 流补给 率约 为 73. 6% ~ 86. 8% ; 就三个分区而言, 年均地下水补给模数、降 水入渗系数以黄土区最大, 河源区次之, 风沙区最小; 而基流补给 率以 河源区最大, 黄土区次之, 风沙区 最小; 趋势分析表明, 研究 区地下水 补给量 总体呈 显著减 少趋势, 并进 一步 导致了基流量的减少。但是基流 的减少程度高于补给量。 关 ! 键 ! 词: 地下水补给; 基流; 水循环变化; 无定河 中图分类号: P 641! ! 文献标识码: A! ! 文章编号: 1000- 0690( 2010) 01- 0108- 05
在气候变化和人类活动的影响下, 无定河流域 的 水 循环 过程 发生 了 深刻 的变 化 [ 6] 。本文 应用
图 4! 无定河流域不同地区补给量与基流量的关系 F ig. 4! R elationship b etw een annual recharge and basef low
1期 ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! 朱芮芮等: 黄土高原典型流域地下水补给 - 排泄关系及其变化 ! ! ! ! ! ! ! ! ! ! 1!11
干流
赵石窑 丁家沟 白家川
15325 23422 29662
334. 48 395. 89 345. 94
14. 79 15. 69 14. 35
18. 09 18. 92 19. 51
0. 044 0. 040 0. 041
0. 818 0. 829 0. 736
0. 650 0. 503 0. 599
收稿日期: 2009- 05- 12; 修订日期: 2009 - 10 - 11 基金项目: 国家自然科学基金项目 ( N o. 40671031和 N o: 40601015 )、国家科技支撑项目 ( N o: 2007BAC03A 11 ) 资助。 作者简介: 朱芮芮 ( 1979- ) , 女, 河南信阳人, 博士研究生, 研究方向为水文水资源。 E m ai:l Zhurr@ igsn rr. ac. cn
补给量 (mm ) 13. 38 11. 30
基流量 ( mm ) 15. 90 14. 55
= Rc /P
0. 035 0. 031
= R c /P b
0. 842 0. 777
R2
0. 637 0. 697
黄土区
殿市 曹坪 马湖峪 李家河 绥德
327 187 371 807 3893
361. 31 384. 17 324. 91 377. 10 431. 69
第 3 0卷 第 2 0 1 0年 0
1期 2月
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V o l. 30! N o. 1 F eb. , 2 0 1 0
黄土高原典型流域地下水补给 - 排泄关系及其变化
朱芮芮 1, 2, 郑红星1, 刘昌明 1
地下水补给量可以用下式估算, 即:
Rc = 2(S2 - S1 ) = - 2(Q 2 - Q 1 ) / lnK ( 3)
! ! 因此, 估算地下水补给量首先要确定流域的综 合退水常数, 并从流量过程线中分割出基流。然后 根据式 ( 2) 确定临界时间 T c, 并确定 T c 时刻的基 流量 Q 2; 再由式 ( 1)确定 Q 1; 最后利用式 ( 3) 计算 补给量 R c。本研究流域综合退水常数 K 的估算采 用线性位移法 [ 3] , 基流分割采用 Chapm an 数字滤 波法 [ 5 ] 。
R 2也 大 多 在 0. 65以上, 基 流 补 给 率 在 0. 763~ 0. 878之间, 这表明各支流的基流约 80% 来自于降 水入渗补给, 其中芦河 ( 横山 ) 基流补给率相对较 小 ( 0. 777) , 黑木头 川河 ( 殿市 ) 基流补 给率较大 ( 0. 868) 。
4! 地下水补给、补排关系的变化
图 1! 无定河流域概图 F ig. 1! Sketch m ap of theW ud inghe R iver Basin
为退水指数 ( 1 / d)。令 K = e- 为退水常数。据 R orabaugh等人的研究 [ 2, 4] , 退水临界时间 T c 与退 水常数 K 之间存在如下的关系:
15. 27 14. 49 14. 01 13. 58 12. 53
17. 60 16. 51 17. 21 16. 38 16. 43
0. 042 0. 038 0. 043 0. 036 0. 029
0. 868 0. 878 0. 814 0. 829 0. 763
0. 629 0. 646 0. 626 0. 702 0. 653
3! 地下水补给量与基流量的关系
由表 1可以看出, 研究区基流量与补给量之间 存在着很高的正相关关系。赵石窑、丁家沟和白家 川以上集水区补给量与基流量的相关系数 ( R 2 ) 分 别为 0. 650、0. 503和 0. 599( 图 4) , 基流补给率分 别为 0. 818、0. 829和 0. 736( 表 1) , 即表明无定河 干流的河川基流 70% 以上是由降水入渗补给转化 而来的。此外, 支流的基流量与补给量的相关系数
2! 地下水补给量及其与降水的关系
表 1给出了无定河流域不同集水区的降水、基 流和地下水补给量的基本特征。可以看出, 无定河 干流赵石窑、丁家沟和白家川 3个水文站控制的集 水区年平均降水量分别为 334. 48、395. 89、345. 94 mm, 而其年 平均地 下水 补给 量则 分别为 14. 79、 15. 69和 14. 35 mm, 降水入渗系数分别为 0. 044、 0. 040和 0. 041。而比较三个不同的类型区, 可以 看出, 风沙区的补给量和降水入渗补给系数都小于 河源区和黄土区, 其中黄土区略大。
域降水大多集中在汛期, 且以暴雨的形式出现。在 高强度的降雨条件下, 降水大部分形成地表径流, 少部分渗入地下, 表现出超渗产流的特征。
图 3! 降水量与地 下水补给量、降水入渗补给系数的关系 F ig. 3! G roundw ater recharge and recharg ing index in relat ion to p recipitation
T c = - 0. 214 4 # ( 1 / log10K )
( 2)
! ! 假设地下水库蓄水量 S ( L3 ) 与出流量 Q 之间
是线性关பைடு நூலகம், 即 S = Q / = - Q / lnK。如图 2所示, 在没有降水补 给的情况下, 基流量在 经历 T 时间
后, 应从 Q 0 减少为 Q 1, 地下水储存 量也减为 S1。 然而由于降水补给的影响, T 时刻 (峰值之后的 T c 时刻 )的实际基流量为 Q 2, 地下水储存量为 S2。已 有研究表明, T c 时刻的 基流量通常为基流峰值的 一半 [ 2, 4] 。因此, 结合重叠原 理, 一次 降水事件中