土壤水入滲補(bǔ)給數(shù)值模擬——以河北欒城為例

吳慶華，王貴玲，張家發(fā)，朱國(guó)勝，張　薇

(1.長(zhǎng)江科學(xué)院 水利部巖土力學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢　430010; 2.中國(guó)地質(zhì)大學(xué) 教育部長(zhǎng)江三峽庫(kù)區(qū)地質(zhì)災(zāi)害研究中心，武漢　430074; 3.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院 水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，石家莊　050061)

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土壤水入滲補(bǔ)給數(shù)值模擬——以河北欒城為例

吳慶華1,2,3，王貴玲3，張家發(fā)1，朱國(guó)勝1，張薇3

(1.長(zhǎng)江科學(xué)院 水利部巖土力學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢430010; 2.中國(guó)地質(zhì)大學(xué) 教育部長(zhǎng)江三峽庫(kù)區(qū)地質(zhì)災(zāi)害研究中心，武漢430074; 3.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院 水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所，石家莊050061)

摘要：由于通過短時(shí)間尺度的土壤水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)難以準(zhǔn)確獲得土壤水入滲補(bǔ)給的規(guī)律，因此在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院欒城試驗(yàn)場(chǎng)開展了長(zhǎng)時(shí)間尺度(5 a)的土壤水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)試驗(yàn)，監(jiān)測(cè)深度為340 cm。利用Hydrus-1D軟件的雙滲透(基質(zhì)流區(qū)和大孔隙流區(qū))模型進(jìn)行數(shù)值模擬，并采用最小函數(shù)法對(duì)模型進(jìn)行參數(shù)反演。為克服地表復(fù)雜的氣象條件可能給模擬結(jié)果帶來較大誤差，選取140 cm深度為模型上邊界。研究結(jié)果表明，基質(zhì)流區(qū)(m)和大孔隙流區(qū)(F)土壤水動(dòng)力特征參數(shù)nm，nF，αm和αF，大孔隙流區(qū)飽和導(dǎo)水系數(shù)KsF對(duì)模型入滲補(bǔ)給量的靈敏性最高，并被選取為模型反演參數(shù)。 總體上，土壤體積含水量的模擬值能較好地?cái)M合其實(shí)測(cè)值，其決定系數(shù)為0.78。地下水入滲補(bǔ)給速率具有年際變化特征，但在年內(nèi)具有明顯的季節(jié)性，即在雨季達(dá)到最大，然后緩慢減小。年均入滲補(bǔ)給速率為220 mm/a，其中由優(yōu)先流引起的入滲補(bǔ)給量為211 mm/a，這表明地下水入滲補(bǔ)給以優(yōu)先流為主。該研究成果可提高對(duì)地下水入滲補(bǔ)給規(guī)律的認(rèn)識(shí)，同時(shí)可為地下水資源評(píng)價(jià)與農(nóng)業(yè)節(jié)水管理等提供參考。

關(guān)鍵詞：土壤水；地下水；入滲補(bǔ)給；數(shù)值模擬；Hydrus-1D

1研究背景

地下水入滲補(bǔ)給是指降雨或灌溉水通過土壤垂向入滲補(bǔ)給地下含水層的現(xiàn)象。地下水入滲補(bǔ)給是農(nóng)業(yè)水利、水文地質(zhì)與地下水污染防治等領(lǐng)域研究的重點(diǎn)，因此，一直受到該領(lǐng)域?qū)W者的高度重視。研究地下水入滲補(bǔ)給的方法主要有示蹤法[1-2]、地中滲透儀法[3-4]、水均衡法[5]、地下水位波動(dòng)法[6-7]、零通量面法[8]和數(shù)值模擬法[9-11]等，但每種方法都有其應(yīng)用的適用性。與其它方法相比，數(shù)值模擬方法具有對(duì)地下水入滲補(bǔ)給過程準(zhǔn)確刻畫與預(yù)測(cè)等優(yōu)點(diǎn)，因此被廣泛應(yīng)用。目前國(guó)際上用于研究土壤水入滲的數(shù)值模型主要有：連續(xù)性模型、兩區(qū)或多區(qū)模型和網(wǎng)絡(luò)狀模型[12]。連續(xù)性模型假設(shè)土壤孔隙是連續(xù)的、均勻的，并利用Richards方程描述其非飽和土壤水流。根據(jù)孔隙的導(dǎo)水能力，將該模型分為單孔隙、雙孔隙和多孔隙均勻流介質(zhì)模型。其中單孔隙水流均勻且土壤水在運(yùn)移過程中處于平衡狀態(tài)，適用于均質(zhì)介質(zhì)，但Ross和Smettem[13]認(rèn)為在Richards方程中土壤含水量與水勢(shì)之間的平衡是時(shí)間的函數(shù)，并非真的平衡流。雙孔隙和多孔隙連續(xù)模型假設(shè)土壤水流各自通過自己的孔隙通道，無相互作用，且水流為穩(wěn)定流，適用于結(jié)構(gòu)性土壤。兩區(qū)模型和兩流區(qū)的共同點(diǎn)是將整個(gè)土壤分為2個(gè)區(qū)，不同點(diǎn)在于兩區(qū)模型將土壤流區(qū)劃分為可流動(dòng)區(qū)和不可流動(dòng)區(qū)，而兩流區(qū)模型則劃分為快速流動(dòng)區(qū)(優(yōu)先流)和慢流動(dòng)區(qū)(基質(zhì)流)[14-18]。兩流區(qū)模型更加真實(shí)反映實(shí)際土壤水流情況，但主要存在2方面難題：一是兩區(qū)模型所需參數(shù)多，大多數(shù)參數(shù)在室內(nèi)外均難以測(cè)得，主要通過參數(shù)反演程序獲取，這對(duì)模型運(yùn)行的穩(wěn)定性與參數(shù)驗(yàn)證的唯一性提出了挑戰(zhàn)。而且目前用于模型田間土壤水運(yùn)移的監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的時(shí)間序列短，難以客觀反演參數(shù)在時(shí)間上的代表性，因此在實(shí)際工作中需要觀測(cè)長(zhǎng)序列數(shù)據(jù)進(jìn)行模型參數(shù)反演。二是將模型應(yīng)用田間時(shí)將會(huì)遇到上邊界條件(大氣地表)難以控制，土壤蒸發(fā)與植物的蒸騰量難以準(zhǔn)確獲取等問題。如X.Lu 等[19]利用Hydrus-1D軟件對(duì)2004年河北欒城地區(qū)地下水入滲補(bǔ)給進(jìn)行模擬，分別采用Feddes(1978年)模型和Penman-Monteith公式對(duì)植物根系吸水項(xiàng)和作物蒸發(fā)蒸騰量進(jìn)行估算，存在經(jīng)驗(yàn)參數(shù)眾多，計(jì)算精度低，難以準(zhǔn)確刻畫土壤表層邊界條件等問題。如將模型上邊界選擇在地表一定深度以下且植物根系吸水作用不存在或可忽略的區(qū)域，則可回避地表復(fù)雜的氣象條件。

綜上所述，地表?xiàng)l件復(fù)雜且各項(xiàng)邊界條件難以精確測(cè)量與確定，以及用于模型參數(shù)反演數(shù)據(jù)的觀測(cè)時(shí)間短等不足，對(duì)數(shù)值模擬均造成一定的影響。為此，本文選擇中科院欒城試驗(yàn)場(chǎng)近5 a的土壤水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)該地區(qū)地下水入滲補(bǔ)給進(jìn)行了數(shù)值模擬研究，其研究成果對(duì)于探索長(zhǎng)時(shí)間尺度地下水入滲補(bǔ)給規(guī)律以及建立準(zhǔn)確的數(shù)值模型具有重要意義，也可對(duì)該地區(qū)的地下水資源評(píng)價(jià)以及農(nóng)業(yè)節(jié)水等方面提供科學(xué)參考。

2研究區(qū)概況

本試驗(yàn)選取中國(guó)科學(xué)院欒城試驗(yàn)場(chǎng)，研究地下340 cm深度范圍內(nèi)土壤水動(dòng)態(tài)變化規(guī)律。欒城試驗(yàn)場(chǎng)位于河北平原欒城縣，介于37°47′～38°01′N，114°28～114°47′E，占地面積0.4 km2，屬太行山東麓傾斜平原南部，代表河北平原深厚包氣區(qū)，地下水埋深37.0 m，地層巖性復(fù)雜，夾雜薄層黏土或粉質(zhì)黏土。年均氣溫12.8 ℃，年均降雨量為450 mm(1990—2010年)，集中于6—9月份。年均蒸發(fā)量為1 470 mm(1990—2010年)[20]。主要作物為棉花、冬小麥和夏玉米，以地下水進(jìn)行漫灌。

3試驗(yàn)材料與方法

3.1試驗(yàn)設(shè)計(jì)

在中國(guó)科學(xué)院欒城試驗(yàn)場(chǎng)開展土壤水動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)試驗(yàn)，用于研究種植條件下長(zhǎng)序列土壤水運(yùn)移動(dòng)態(tài)變化，定量分析優(yōu)先流在土壤水入滲補(bǔ)給地下水中的作用。采用中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所研制的WM-1型水銀式負(fù)壓計(jì)和英國(guó)的IH-II型中子水分儀分別監(jiān)測(cè)土壤剖面中的土壤水勢(shì)和含水量，監(jiān)測(cè)深度為3.4 m，分別布設(shè)20個(gè)負(fù)壓計(jì)和20個(gè)中子儀監(jiān)測(cè)點(diǎn)。WM-1系統(tǒng)測(cè)量與計(jì)算負(fù)壓原理和中子儀標(biāo)定方程詳見文獻(xiàn)[21]。負(fù)壓計(jì)和中子儀監(jiān)測(cè)剖面相距1.0 m，且兩者的監(jiān)測(cè)點(diǎn)位置相互對(duì)應(yīng)，即在0～1 m，1～2.6 m，2.6～3.4 m深度范圍內(nèi)，分別每隔10，20，40 cm深度安裝1個(gè)負(fù)壓計(jì)和1個(gè)中子監(jiān)測(cè)點(diǎn)。負(fù)壓計(jì)和中子測(cè)量的監(jiān)測(cè)頻率為：常規(guī)3 d觀測(cè)1次。當(dāng)有大降雨或灌溉時(shí)，加密監(jiān)測(cè)頻率，即降雨或灌溉事件期間0.5 h 1次；結(jié)束后6 h內(nèi)0.5 h 1次；6～12 h內(nèi)1 h 1次；12～48 h內(nèi)3 h 1次；大于48 h，6～12 h 1次，逐漸加長(zhǎng)時(shí)間間隔。每次測(cè)量時(shí)間為5 min。試驗(yàn)期間灌溉量、降雨量與蒸騰量均由中科院欒城試驗(yàn)站提供監(jiān)測(cè)。

監(jiān)測(cè)時(shí)間為2003年3月到2013年1月。通過對(duì)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的分析，優(yōu)選2003—2007年之間的系列數(shù)據(jù)進(jìn)行土壤水動(dòng)態(tài)分析與優(yōu)先流現(xiàn)象發(fā)育特征研究。

3.2數(shù)值模擬

3.2.1數(shù)學(xué)模型

采用基于Richards方程的雙滲透模型描述土壤水流方程，其控制方程如式(1)至式(5)[22]：

(1)

(2)

(3)

(4)

(5)

式中：θF，θm，θ分別為大孔隙、基質(zhì)流區(qū)以及整個(gè)流區(qū)的體積含水量(cm3/cm3)；SF和Sm分別為大孔隙和基質(zhì)流區(qū)植物吸收項(xiàng)(d-1)；hF和hm分別為大孔隙流和基質(zhì)流區(qū)土壤基質(zhì)勢(shì)(cm)；KF和Km分別為大孔隙和基質(zhì)流區(qū)導(dǎo)水系數(shù)(cm/d)；Γw為大孔隙與基質(zhì)流區(qū)交換水量(d-1)；ω為大孔隙流區(qū)占整個(gè)流區(qū)比重；αw為一階土壤水傳輸系數(shù)(cm-1·d-1)；β為土粒幾何形狀因子，如當(dāng)土粒形狀為長(zhǎng)方體和球形時(shí)，其取值分別為3.0和15.0，在本文中取值15.0；γ為經(jīng)驗(yàn)系數(shù)，一般取值為0.4；a為基質(zhì)區(qū)中心與大孔隙邊界之間的距離(cm)；Ka為基質(zhì)與大孔隙區(qū)界面之間的滲透系數(shù)(cm/d)；t為時(shí)間(d)；z為垂向坐標(biāo)軸，向上為正(cm)。

對(duì)于垂向一維模型的邊界條件僅需考慮上邊界與下邊界條件。上邊界選在地下深-140 cm界面處，其主要原因：其一，該界面以下僅有少量冬小麥根系發(fā)育，其植物根系吸水作用可忽略不計(jì)，即SF和Sm均為0；其二，地表?xiàng)l件復(fù)雜，難以準(zhǔn)確監(jiān)測(cè)植物的蒸發(fā)蒸騰，且在長(zhǎng)時(shí)間尺度的土壤水動(dòng)態(tài)試驗(yàn)中難以適用；其三，該試驗(yàn)的目的是研究入滲補(bǔ)給過程中的優(yōu)先流， 200 cm以下地下水常年入滲補(bǔ)給地下水[5]，則將上邊界選在140 cm處回避了地表?xiàng)l件復(fù)雜的缺點(diǎn)。但在沒有明顯植物根系吸水作用的前提下盡量選擇較淺深度作為上邊界，因?yàn)橥寥涝綔\，其土壤水動(dòng)態(tài)變化相對(duì)較大，越有利于模型運(yùn)行。

上邊界定義為變壓力水頭邊界，利用試驗(yàn)期間140 cm深度處土壤水勢(shì)數(shù)據(jù)，用式(6)表示：

(6)

下邊界為零梯度自由排水邊界，該邊界條件適用于地下水水位埋深較大的田間試驗(yàn)。該邊界為變流量邊界，用式(7)表示：

(7)

初始條件為土壤基質(zhì)勢(shì)能，用式(8)表示：

(8) 表1　欒城試驗(yàn)站田間土壤水動(dòng)態(tài)試驗(yàn)參數(shù)反演結(jié)果Table 1　Results of parametric inversion for the field test at Luancheng site

3.2.2數(shù)值模型

采用Hydrus-1D 4.0軟件進(jìn)行土壤水優(yōu)先流模擬。模擬深度140～340 cm，共離散為200個(gè)單元，離散精度為1 cm。共有9個(gè)土壤含水量和水勢(shì)監(jiān)測(cè)點(diǎn)，其位置分別為Z=140， 160， 180， 200， 220， 240， 260，300，340 cm。模擬時(shí)間從2003年4月9日至2007年10月24日，共計(jì)1 618 d。時(shí)間單位為d，初始時(shí)間步長(zhǎng)為0.000 1 d，最小步長(zhǎng)為0.000 01 d，最大為5 d。最大迭代次數(shù)為20，在參數(shù)反演迭代過程中，如達(dá)到迭代收斂時(shí)所需要的迭代次數(shù)小于3時(shí)，時(shí)間步長(zhǎng)乘以常數(shù)1.3增加步長(zhǎng)，減少運(yùn)行時(shí)間；如迭代次數(shù)大于7次時(shí)，時(shí)間步長(zhǎng)將乘以0.7減小步長(zhǎng)，提高迭代運(yùn)行精度。迭代中可容許的最小土壤體積含水量為0.000 1，水勢(shì)變化為1 cm。

3.2.3參數(shù)反演

參數(shù)反演是一種間接根據(jù)土壤水鹽運(yùn)移數(shù)據(jù)獲取土壤水力或溶質(zhì)運(yùn)移參數(shù)的方法。該方法的實(shí)質(zhì)是利用一種最小函數(shù)法使觀測(cè)數(shù)據(jù)與模擬值相差最小的方法。Hydrus-1D采用nek等提出的最小函數(shù)法進(jìn)行參數(shù)反演，利用Levenberg-Marquardt 非線性的牛頓與最快驟降法使主函數(shù)最小[23]。雙滲透模型中共涉及17個(gè)參數(shù)，13個(gè)獨(dú)立參數(shù)，給模型的參數(shù)反演帶來很大的不確定性[15]。為了盡量減少反演過程中參數(shù)個(gè)數(shù)，則需要對(duì)13個(gè)獨(dú)立的參數(shù)進(jìn)行靈敏性分析，僅對(duì)靈敏性較高的參數(shù)進(jìn)行參數(shù)反演，提高模型的確定性與準(zhǔn)確度。采用式(9)進(jìn)行參數(shù)靈敏性評(píng)估[24]：

(9)

式中：Skl為靈敏系數(shù)；bl為評(píng)估的參數(shù)；qk為參數(shù)靈敏性評(píng)價(jià)對(duì)象，即當(dāng)參數(shù)改變1%時(shí)模型輸出結(jié)果qk的變化值；b為參數(shù)b的矢量；el為l階矢量單位。選取下邊界出流速率作為參數(shù)靈敏性評(píng)價(jià)對(duì)象(qk)。

4結(jié)果與討論

4.1參數(shù)反演

總體上大孔隙流區(qū)中參數(shù)的靈敏度要高于基質(zhì)流區(qū)。在所有參數(shù)中，大孔隙區(qū)的土壤特征參數(shù)nF和αF的靈敏性最高，其次為基質(zhì)流區(qū)中的土壤特征參數(shù)nm和土壤殘余含水量(θrm)以及大孔隙區(qū)中飽和滲透系數(shù)(KsF)。2區(qū)中的土壤飽和含水量(θsm和θsF)和孔隙彎曲度(lm和lF)最不靈敏。

θrm根據(jù)土壤顆粒組成采用RETC軟件估算值0.09。則在參數(shù)反演中，共選取nm，αm，nF，αF，KsF、ω和Ka進(jìn)行參數(shù)反演。雖然ω和Ka的參數(shù)靈敏性不高，但其無法從實(shí)驗(yàn)中獲得，則需要通過反演獲取。θsm和Ksm采用擾動(dòng)土土柱飽和含水率和飽和導(dǎo)水系數(shù)，分別取值為0.360和0.5 cm/d。根據(jù)經(jīng)驗(yàn)，θrF，θsF，lm，lF，β，γ和a分別取值為0.00，0.600，0.5，0.5，15.0，0.4和0.1。參數(shù)反演程序中各參數(shù)的初始值及其范圍和反演結(jié)果見表1。

圖1　體積含水量觀測(cè)值與模擬結(jié)果對(duì)比

4.2地下水入滲補(bǔ)給模擬

圖1為土壤體積含水量實(shí)測(cè)與模擬值隨時(shí)間變化對(duì)比圖。從圖1可知，體積含水量模擬值能較好地?cái)M合觀測(cè)值，其決定系數(shù)為0.78，表明模擬結(jié)果可靠。圖2為總?cè)霛B補(bǔ)給量與降雨-灌溉-蒸發(fā)隨時(shí)間變化關(guān)系。

圖2　總?cè)霛B補(bǔ)給量與降雨-灌溉-蒸發(fā) 隨時(shí)間變化關(guān)系

圖3　累積入滲補(bǔ)給量隨時(shí)間變化曲線

入滲補(bǔ)給速率具有年際變化規(guī)律，總體上在雨季達(dá)到最大，然后緩慢減小。但其最大值比雨季晚1個(gè)月才會(huì)到達(dá)，表明在雨季時(shí)期地表降雨需要大概1個(gè)月時(shí)間才能到達(dá)340 cm深度處，而在干旱時(shí)期則需要更長(zhǎng)時(shí)間。另外，入滲補(bǔ)給速率并不隨灌溉量而發(fā)生顯著變化，盡管其灌溉量大，灌溉強(qiáng)度高，這主要是因?yàn)楣喔葧r(shí)土壤干旱缺水，大部分水分均被淺層土壤吸收以及用于作物蒸發(fā)蒸騰。雖然根據(jù)灌溉時(shí)期土壤剖面含水量與水勢(shì)可以確定灌溉水在很短的時(shí)間內(nèi)將運(yùn)移至200 cm以下，甚至更深，但由于土壤干旱，其優(yōu)先流入滲的灌溉水一部分用于補(bǔ)充其周圍土壤基質(zhì)水分虧缺，另一部分則以相對(duì)較慢優(yōu)先流速度入滲深層土壤，導(dǎo)致在340 cm深度處并無明顯反應(yīng)。但從整個(gè)入滲補(bǔ)給過程來看，灌溉時(shí)期滲入200 cm以下水分均屬于由大孔隙優(yōu)先流所貢獻(xiàn)，不論其最終是以補(bǔ)缺土壤水分或者以緩慢優(yōu)先流形式穿透340 cm界面。入滲補(bǔ)給速率最大值一般發(fā)生在雨季中降雨量最大時(shí)刻，土壤剖面前期相對(duì)濕潤(rùn)，加速水分傳輸，有利于優(yōu)先流激發(fā)。

圖3為累積地下水入滲補(bǔ)給量的評(píng)價(jià)結(jié)果。從2003-04-04至2007-09-27共計(jì)1 618 d，總?cè)霛B補(bǔ)給量為975 mm，年均220 mm/a。其中2004年度為195 mm/a，與該研究區(qū)Br-和T示蹤的研究結(jié)果(215 mm/a)具有較好的一致性[1]。由優(yōu)先流引起的入滲補(bǔ)給量為939 mm，占總?cè)霛B補(bǔ)給量96.3%，表明研究區(qū)0～340 cm深度范圍內(nèi)地下水入滲補(bǔ)給主要是以優(yōu)先流方式補(bǔ)給地下水。但目前的研究?jī)H局限于340 cm深度范圍，對(duì)于340 cm至潛水位(埋深3 700 cm)土壤水運(yùn)動(dòng)模式有待于進(jìn)一步探討。根據(jù)鉆孔巖性資料調(diào)查， 340～500 cm主要為黏土， 500 cm以下主要為粉細(xì)砂。隨深度增加，土壤大孔隙呈指數(shù)減少，大孔隙優(yōu)先流程度明顯降低。但土壤結(jié)構(gòu)如黏土塊體裂隙和因生物沉積作用形成的土壤孔隙等均是良好的優(yōu)先流通道。另外由于粉砂土存在斥水性，導(dǎo)致500 cm以下的粉砂巖土層為指流發(fā)育的主要場(chǎng)所?？傊?，該研究區(qū)降雨-灌溉水主要以優(yōu)先流方式入滲補(bǔ)給淺層地下水。

5結(jié)論

(1) 選取140 cm深度處為模型上邊界，回避了地表復(fù)雜的氣象條件，可提高模擬結(jié)果的準(zhǔn)確性。

(2) 利用最小函數(shù)法對(duì)雙滲透模型進(jìn)行參數(shù)進(jìn)行反演，基質(zhì)流區(qū)(m)和大孔隙流區(qū)(F)土壤水動(dòng)力特征參數(shù)nm，nF，αm和αF，大孔隙流區(qū)飽和導(dǎo)水系數(shù)KsF以及兩流區(qū)水分交換系數(shù)Ka對(duì)地下水入滲補(bǔ)給量的靈敏性最高。

(3) 利用Hydrus-1D雙滲透模型能準(zhǔn)確模擬長(zhǎng)時(shí)間尺度的土壤水動(dòng)態(tài)變化?？傮w上，地下水入滲補(bǔ)給速率具有年際變化規(guī)律。年內(nèi)雨季最大，然后緩慢減小。

(4) 年均地下水入滲補(bǔ)給速率為220 mm/a，其中由優(yōu)先流引起的入滲補(bǔ)給量為211 mm/a，說明地下水入滲以優(yōu)先流為主。

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(編輯：曾小漢)

收稿日期：2015-01-06; 修回日期：2015-02-06

基金項(xiàng)目：國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(51279016,41402213)；中國(guó)地質(zhì)大學(xué)教育部長(zhǎng)江三峽庫(kù)區(qū)地質(zhì)災(zāi)害研究中心開放性基金項(xiàng)目(TGRC201403)；中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所開放性基金項(xiàng)目(KF201508)

作者簡(jiǎn)介：吳慶華(1981-)，男，湖北監(jiān)利人，工程師，博士，主要從事包氣帶與地下水資源評(píng)價(jià)方面的研究，(電話)027-82820385(電子信箱)wqh0505@126.com。

通訊作者：張薇(1981-)，女，遼寧大連人，助理研究員，碩士，主要從事地下水資源與地?zé)豳Y源評(píng)價(jià)，(電話)0311-67598538(電子信箱)zhangwei1306@126.com。

doi:10.11988/ckyyb.20150012

中圖分類號(hào)：P641

文獻(xiàn)標(biāo)志碼：A

文章編號(hào)：1001-5485(2016)04-0016-06

Numerical Modeling of Groundwater Recharge Based on SoilWater Infiltrating: A Case Study of Luancheng Area in Hebei Province

WU Qing-hua1,2,3, WANG Gui-ling3, ZHANG Jia-fa1, ZHU Guo-sheng1, ZHANG Wei3

(1.Key Laboratory of Geotechnical Mechanics and Engineering of Ministry of Water Resources, Yangtze River Scientific Research Institute, Wuhan430010, China; 2.Three Gorges Research Center for Geo-hazard under Ministry of Education, China University of Geosciences, Wuhan430074, China; 3.Institute of Hydrogeology and Environmental Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Shijiazhuang050061, China)

Abstract:In order to investigate groundwater recharge in a long-term scale, soil water volume content of a soil profile of 340cm depth was observed for five years in Luancheng test site of Chinese Academy of Sciences. The dual-permeability model (e.g., matrix region and marcopore region) of Hydrus-1D containing parameter optimization procedure was applied to simulate the soil water movement and groundwater recharge. The place at 140cm depth rather than on the soil surface was chosen as the upper boundary, which could overcome the complexity and uncertainty of datum on the soil surface. The sensitivities of 17 parameters to groundwater recharge in the Hydrus-1D were analyzed, and the results showed the sensitivities of soil water hydraulic parameters nm,nF,αm and αF (subscript m and F represents soil matrix and fracture regions, respectively) and saturated soil hydraulic conductivity KsFwere the highest. These five parameters and other two parameters, i.e., Ka (effective hydraulic conductivity of fracture-matrix interface) and w (ratio of the volumes of the fracture domain and the total soil system) were chosen for the inversion. The modeling results showed that the modeled soil water volume content matched well to the measured values, with the correlation coefficient of 0.78. The groundwater recharge displayed similar character in each year of five years, e.g., the recharge was the largest in wet season, and then reduced gradually. The annual groundwater recharge was 220 mm/a, 211 mm/a of which attributed to the preferential flow, which indicated that the groundwater recharge was controlled by the preferential flow in this area. The results of this paper could be helpful to understand groundwater infiltration in a long-term scale, and could be useful to the management of groundwater resource and agricultural water saving.

Key words:soil water; groundwater; infiltration recharge; numerical modeling; Hydrus-1D

2016,33(04):16-21