降水入渗补给量随地下水埋深变化的实验研究
降水入渗补给过程的实验研究
降水入渗补给过程的实验研究李雪峰李亚峰樊福来（保定水文水资源勘测局，河北保定 071000）来稿日期：2003-12-09摘要：本文根据冉庄实验站实测资料，描述了地下水深埋区降水入渗补给过程。
通过1991年8 m蒸渗仪实测资料，说明降水入渗过程中入渗锋面演变情况。
地下水大埋深区包气带土壤含水量及降水入渗过程有以下3个特点：1包气带土壤含水量在垂向上具有分带的特点：从地表至1 m为I带,从地下水面至地下水面以上2 m为Ⅲ带,介于I带和Ⅲ带之间为Ⅱ带.2包气带土壤含水量具有季节性变化特征：包气带土壤含水量5月份最小，6～9月份较大。
3降水入渗补给具有明显的滞后特征：从发生降水到该次降水对地下水入渗补给过程的结束，需要经历一个时程。
包气带愈厚，时程愈长。
关键词：降水入渗补给；包气带；土壤含水量Experimental Research on the Process of Rainfall Infiltration FeedingLi xuefeng ,Li yafeng ,Fan fulai(Baoding Hydrology and Water Resource Survey Bureau, Baoding,071000,China) Abstract: Based on the experimental data from Ranzhuang Experimental Station for Water Resource, the article showed the process of rainfall infiltration feeding in the area of the groundwater with deep water table. There are three characteristics:1.soil moisture in the zone of aeration has zonal characteristic ,the zone from surface to 1m is called zone I and from groundwater table 2m is called zone III ,the zone between them is called zone II;2.soil moisture in zone of aeration has temporal characteristic ;3.rainfall infiltration feeding has later characteristic obviously.Key words :rain fall Infiltration feeding ,zone of aeration ,soil moisture1 冉庄水资源实验站基本情况冉庄水资源实验站，位于华北平原中部，河北省清苑县冉庄镇，距保定市40 km。
降雨入渗作用下土壤含水量时空变化研究
降雨入渗作用下土壤含水量时空变化研究高岩;郭海豹;刘然;蔺新星【摘要】降雨通过土壤汇集雨水并储藏、滤渗可以补充地下水,减少径流污染,还可以减少洪涝隐患.通过实验和模拟计算的手段研究不同汇水入渗条件下的土壤含水量变化.在饱和—非饱和入渗理论基础上,建立土壤入渗方向上的一维非稳态降雨入渗模型并通过既有的恒流入渗土柱实验对所编写的计算程序进行验证.结果表明,理论模型较好地反映了降雨入渗的动态过程.【期刊名称】《北京建筑大学学报》【年(卷),期】2016(032)003【总页数】5页(P107-111)【关键词】雨水入渗;土壤含水量;土壤【作者】高岩;郭海豹;刘然;蔺新星【作者单位】[1]北京建筑大学环境与能源工程学院供热、供燃气、通风及空调工程北京市重点实验室,北京100044;[2]北京建筑大学环境与能源工程学院绿色建筑与节能技术北京市重点实验室,北京100044;[3]北京建筑大学环境与能源工程学院北京市建筑节能减排关键技术协同创新中心,北京100044【正文语种】中文【中图分类】S152.7人类社会进步发展的历程中，伴随着工农业以及城市化水平的不断提升，尤其是世界人口总量激增，加上人们对地球的索取日益失控，造成了淡水资源严重浪费，水体污染及水环境恶化等一系列恶果，世界上大量国家和地区出现了水资源不断衰退匮缺问题. 解决水资源循环利用以解决供给与需求矛盾是世界上很多国家经济社会发展所面临的重要问题. 我国的水资源占有量仅有世界平均占有量的1/4，居世界121位，被列为世界上12个贫水国之一. 而目前我国600多个城市中，已经有400多个城市出现缺水，其中有100多个城市严重缺水. 水资源的可持续利用也逐渐成为中国现阶段实现稳定持续发展的中心议题.降水是淡水的自然循环中必要的组成部分，是补充高原冰川、河流湖泊、地下水的唯一自然手段. 目前在城市建设过程中较多地使用了不透水的硬化铺装加管道排水系统. 而对城市雨水的处理方法是在此基础上形成传统的、单一的以防洪涝和加速排放为指导思想的一套处理办法. 追求在最短的时间内将雨水产生的径流最快地排放掉. 这就造成了雨水径流流量增加和峰值流量加大，加剧了洪涝隐患. 土壤作为作为自然界水循环过程中雨水补充地下水的通路，又是一个天然的雨水回收、储藏、滤渗装置. 集成土壤地上部分的下凹绿地、雨水花园景观等生态雨水管理措施等LID(Low Impact Development)手段以引导雨水蓄集下渗. 该措施可以有效维持和保护城市自然水文功能、减缓不透水铺装所造成的洪峰流量增加、径流量增大、面源污染负荷加重等问题.为了更加准确地掌握在降雨作用下，雨水蓄积措施条件对土壤蓄积雨水的影响，需要构建理论方法描述雨水在土壤中的入渗过程，定量分析在措施作用下土壤含水量的时间、空间变化规律.本文根据土壤饱和—非饱和渗流的控制方程，编制了土壤饱和—非饱和渗流的一维计算程序：求解基于有限地下水埋深和恒定降雨入渗条件下的土壤含水量数值解，并通过一些算例验证模型、编制程序以及计算结果的正确性. 在北京某非恒定汇水入渗条件下应用该程序计算了土壤的降雨—积水入渗模型.1856年法国水利工程师达西(Dacry)通过实验提出了均匀介质中的线性渗流理论，奠定渗流理论发展过程中的基石[1]. 1889年H.E.茹可夫斯基首次推导出了对于渗流的微分方程[2]. 这一时期的研究主要集中在获得较为合理的渗流解析解. 但当时的研究只能在于均质渗流介质和简单的边界条件下才适用，与实际情况的脱节使其在施用过程中受到很大程度的限制.1931年Richards将Darcy的线性渗流理论推广后，使其能够在非饱和渗流中得以应用，于是关于水相流的控制方程也随之建立起来，形成了Richards方程[3]. 基于Richards控制方程的饱和—非饱和渗流也得到了进一步发展并在许多实际工程中成功应用.随着计算机技术和数值方法即有限差分法的发明和发展，数值解法法在渗流分析中得到更为广泛使用. Rubni[4]和 Freeze[5]先后用有限差分法描述了二维、三维土壤内水相饱和—非饱和非稳态流过程，并做了Richards方程的数值解求解方法. Neuman[6-7]最早将有限元法应用于饱和—非饱和渗流问题，他用Calerkin法对Richards方程进行空间域的离散，用Crank-Niocslno有限差分格式对时间域进行离散，其成果得到了业界的广泛认可. 国内在这方面起步较晚但也取得了一定的成果：李信[8]采用伽辽金有限元法隐式向后差分法，进行了耦合传递理论的三维研究. 吴梦喜[9]对饱和—非饱和渗流有限元计算过程中的数值弥散现象加以改进. 目前有限元法已是土壤中水相渗流计算中最主要的数值求解手段.降雨入渗过程可以被两个最主要的过程描述：非产流阶段(已知流量入渗)、产流阶段(已知水头入渗)，且由于雨型的不同这两种入渗过程会交互进行. 忽略降雨入渗过程中雨水与土壤的热量交换影响，只考虑竖直方向土水势作用下雨水在土壤中的湿传递. 为了方便研究，假定初始时刻土壤含水量处处相等，降雨后含水量发生变化，各处的含水量不再相同，而是遵循一定的规律，这是由降雨所引起的. 该数学模型是基于一维Richards方程的数值求解法进行求解.2.1 模型建立一维Richards方程的表达式：其中含湿量θ(y,τ)表示τ时刻，深度位于y土层的土壤含湿量. 另外，(y,τ) 表示τ时刻，流经单位面积深度为y的土层的水流量. 这个速率可根据Darcy-Buckingham定律求解，通过单位长度的竖直土柱的水流量：其中Kw表示非饱和土壤导水率；ψ表示非饱和土壤土水势.联立式(1)和式(2)，并化简为以含湿量θ表示的等式如下：其中土壤扩散率为2.2 模型定解条件初始条件：假定初始时刻每层的土壤含水量均已知，给定θ(y,0).下边界条件：以更接近实际情况设定该模型的边界条件，将下边界条件定义为自由扩散边界，即上边界条件：将上边界定义为可变入渗速率K的边界条件，即其中R(τ)表示随时间变化的降雨量(或单位面积灌溉流量)；H(τ)表示随时间变化的地表蒸发量. 该公式合理需满足的条件是未使地表含水量达到饱和的降雨入渗R(τ)-H(τ)≤Ksat或θ(0，τ)<ε，大部分实际情况都满足该条件. 但当降雨量很大，或进行灌溉时会达到饱和入渗条件，即R(τ)-H(τ)≥Ksat，此时θ(0,τ)=θs，则上边界条件应改为：2.3 模型的求解利用有限元差分法，对方程进行离散求解. 模型的空间离散化和边界条件如图1所示. 将土柱划分为n层，每层厚度为Δy=L/n，第i层土层深度即其中心位置的深度y；第i层含水量用θi(τ)表示，θi(τ)=θ(y,τ)；i(τ)为流经土层i的上表面的水分渗透量.则式(1)可表示为：等式(3)可表示为：式中根据以上数学模型进行编程运算. 可得到在土壤土质均匀的条件下，随着入渗时间的增加，土壤入渗锋面缓慢下降，但每层含湿量提升的量只与入渗速率Kw相关. 以上所描述的数值计算方法适用于对沿土层深度方向的入渗进行模拟分析，且只要已知初始时刻的土层含湿量分布情况，就可预测出经过一个降雨入渗过程后，土层含湿量的分布情况.为了验证模型的可靠性，分别采用土柱实验和用于多组分多相流分析的商用软件Tough两种方法与理论模型的计算结果对比. 用于实验的土壤为砂质壤土，土壤的物性及初始含湿量参数如表1所示. 把表中相关参数代入到软件中进行同条件下的模拟验证，Tough软件模拟验证的离散网格如图2a所示；土柱实验的装置如图2b所示.模拟结果图3，可看到入渗过程是有个水头锋面，锋面处湿度梯度变化剧烈. 随着时间的增加，入渗锋面以一稳定的速度向下推进. 锋面之后的土壤含水量都达到相同的量，并随着入渗过程的持续，达到该值的含水量的区域逐渐扩大.对比软件验证、实验验证与采用Matlab编程的自主模型模拟的结果，如图4. 首先本文模型Matlab模拟计算得到的结果与Tough软件的结果曲线非常接近，表明本文采用模型的结果是可靠的. 进一步比较实验数据与模型模拟的结果，发现差别较大的数据：深度0.2 m的位置，在经过1 h入渗后，实测土壤的含水量为22%，模型结果为25%，其他数据点两者偏差都很小，比较的结果表明本文模型的正确性.1) 在稳定或非稳定地表入渗条件下，采用一维Richards方程并求解获得非饱和匀质土壤随时间及土壤深度变化含水量的变化.2) 通过土柱入渗实验和Tough软件分别对理论模型计算得到的结果进行了验证分析，实验结果显示，深度0.2 m的位置，在经过1 h入渗后，实测土壤的含水量为22%，与模拟结果25%相比偏差3%，证明了该模型的合理性及准确性.2072-2075[7] Neuman S P. Saturated-unsaturated seepage by finite elements[J]. Journal of the hydraulics division, 1973, 99(12): 2233-2250[8] 李信, 高冀, 汪自力. 饱和- 非饱和土的渗流三维计算[J]. 水利学报, 1992(11): 63-68[9] 吴梦喜, 高莲士. 饱和- 非饱和土体非稳定渗流数值分析[J]. 水利学报, 1999(12): 38-42[10] Gardner W R, Hillel D, Benyamini Y. Post-Irrigation Movement of Soil Water 1, Redistribution[J]. Water Resources Res., 1970(6): 851-861 [11] Chen Z Q, Shi M H. Study of heat and moisture migration properties in porous building materials[J]. Appl. Therm. Eng., 2005(25): 61-71【相关文献】[1] 徐维生. 水利工程非达西渗流数值分析 [D]. 湖北宜昌：三峡大学, 2008[2] 张巍. 地下工程复杂渗流场数值模拟与工程应用[D]. 武汉：武汉大学, 2005[3] 张培文. 降雨条件下饱和- 非饱和土径流渗流耦合数值模拟研究 [D]. 辽宁大连：大连理工大学, 2002[4] Rubin J. Theoretical analysis of two-dimensional, transient flow of water in unsaturated and partly unsaturated soils[J]. Soil Science Society of America Journal, 1968, 32(5): 607-615[5] Freeze R A. Three‐Dimensional, Transient, Saturated-Unsaturated Flow in a Groundwater Basin[J]. Water Resources Research, 1971, 7(2): 347-366[6] Zhou M, Xu W, Tian D. Study on an improved numerical method of seepage analysis for unsaturated soil slope[A]∥Electrical and Control Engineering (ICECE), 2010 International Conference on[C]. IEEE, 2010:。
作物生长季节降水量和农业地下水开采量对地下水变化影响研究——以河北晋州地区为例
一 一 一
口 平 均 年 － 丰 水 年 丰 水 年
口
平 均 年
▲ 丰 水 年
枯水年 … … ・ 均年 一 平
枯水年
… … ・ 均年 平
— — 丰 水 年
图 １ 降水 量 和农 业 地 下 水 开 采 量 关 系
Ｆｉ ． Ｔ ｌ ｅ ａ ｉｎ ｈ ｐ ｂ ｔ ｅ ｒ ｃ ｐ ｔ ｔｏ ｎ ｒ ｕ ｄ ｔｒ ｙｅ ｄ ｆ ｒａ ｒｃ ｌ ｒ ｇ １ ｌ ｒ ｌ ｔｏ ｓ ｉ ｅ ｗｅ ｎ ｐ ｅ ｉ ｉａｉ ｎ ａ ｄ ｇ ｏ ｎ ｗａ ｅ ｉｌ ｏ ｇ ｉ ｕ ｔ ｅ ｅ ｕ
２２ ｘ ０ ｎ 。 于晋 州市 近 ３ ． １５ 大 ３ ０年 年平 均 地 下水 开 采量
在井灌区 ， 粮食 产 量 的增 加 与 地 下水 开 采 量 的 保 障 密切 相 关 。农业 地 下水 开采 量 的 大小在 很 大程 度上
约 ０５ １ ８ 而 ３ ５月 降水 量 为 １５ ｍ 和 １ ８７ ｒ ．￣ ０ｍ ， ～ ５ｒ ａ ４． ａ ５ｍ
１ 研 究 区概 况
研 究 区 位 于 太行 山前 平 原 区 的晋 州市 ．西 距 石 家 庄 市 约 ５ ｋ 东 经 １４ ４ ７ ～１５ １ ０ ． 纬 ０ ｍ． １ 。 ５ ３ ” １ 。 ２４ ” 北 ３ 。 ７２ ３ 。 ９ ３ ” 近 ５ ７ ４ ５ ～ ８ ０ ８ 。 ０年 多 年 平 均 降 水 量 为
本 文 以晋 州 市 为 重 点 研 究 区 ， 年 降水 量 、 物 从 作
地 下 水 是 太 行 山前 平 原 区农 业 赖 以发 展 的 主要
水源 。 业 灌溉 长期 超 采地 下 水 已导 致太 行 山前平 原 农 区浅层 地 下水位 呈现 区域性 下 降趋势 。由于气候 连年 干旱 、 原 区 河 道 长期 干涸 ， 下 水 不 仅 成 为 工业 和 平 地
淮北平原降雨入渗补给系数随地下水埋深变化特征
淮北平原降雨入渗补给系数随地下水埋深变化特征谢永玉【期刊名称】《地下水》【年(卷),期】2012(000)001【摘要】水文地质参数对地下水资源评价起着至关重要的作用.其中,降雨入渗补给系数是影响浅层地下水水量、水质的重要参数.它对研究区域水量转化和水量平衡也十分重要.但是由于受降雨量、土壤类型,植被、地下水埋深等诸多因素的影响,准确判断降雨入渗补给系数存在很大困难.如果没有考虑这些因素的影响,尤其是降雨量和地下水埋深的影响,所推求的降雨入渗补给系数就会存在较大误差.结合安徽省淮北平原区五道沟水文实验站观测的降雨量、地下水补给量、地下水水位资料,利用两种不同的方法推求了不同降雨量等级的次降雨入渗补给系数.根据统计学理论研究了不同降雨量条件下,次降雨入渗补给系数随地下水埋深变化的分布规律,建立了次降雨入渗补给系数与地下水埋深的回归模型,并进行了相应的检验.研究表明,在控制地下水埋深的条件下,次降雨入渗补给系数随地下水埋深的变化符合指数分布;在地下水位自由变动的条件下符合伽玛分布.【总页数】3页(P9-11)【作者】谢永玉【作者单位】河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏南京210098【正文语种】中文【中图分类】P641.12【相关文献】1.淮北平原区降雨入渗补给量的研究 [J], 于玲2.降水入渗补给量随地下水埋深变化的实验研究 [J], 李亚峰;李雪峰3.求算平面地下水大埋深区降雨补给系数的探讨 [J], 周玉醴;郑晖;等4.水稻农作物地下水埋深及土质与全育生长期入渗补给系数研究 [J], 杨扬5.通辽地区次降雨入渗补给系数和地下水位埋深及次降雨量关系的分析与研究 [J], 刘廷玺;朝伦巴根;马龙;白显金;李建国;吕瑞珍因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
水文地质学基础_中国地质大学(武汉)中国大学mooc课后章节答案期末考试题库2023年
水文地质学基础_中国地质大学（武汉）中国大学mooc课后章节答案期末考试题库2023年1.海洋与大陆之间、海洋内部之间的水分交换都称为大循环。
参考答案:错误2.弱透水层顺层方向不传输水，在垂向上能够传输水量。
参考答案:正确3.在河间地块潜水含水层排泄区打井，通常井越深，井中水位。
参考答案:越高4.达西定律中的过水断面是指包括砂颗粒和空隙共同占据的面积。
参考答案:正确5.因为钾离子大量地参与形成不溶于水的次生矿物和易被植物所摄取，故地下水中钾离子的含量要比钠离子少的多。
参考答案:正确6.地下水中常见的主要7种离子是因为这些元素在地壳中含量高。
参考答案:错误7.地下水的天然排泄方式主要有（）。
参考答案:径流和蒸发与蒸腾8.地下水补给的研究内容，包括（）。
参考答案:补给来源、补给量和补给条件9.在干旱-半干旱地区的盆地中心，可以通过挖沟排水或植树，降低地下水位，改变地下水的排泄方式，以达到防治土壤次生盐渍化的目的。
参考答案:正确10.在洪积扇顶部打井，井打的越深，井中水位埋深也越大。
参考答案:正确11.黄河下游冲积平原中的地下水，通常可以获得黄河水的补给。
参考答案:正确12.脆性岩层中发育的构造裂隙其导水性通常好于塑性岩层中的构造裂隙。
参考答案:正确13.可溶岩包括（）。
参考答案:卤化物岩、硫酸盐岩、碳酸盐岩14.垂向发育的岩溶形态，如溶蚀裂隙、落水洞、溶斗和竖井只发育在非饱和（或包气带）系统中。
参考答案:错误15.地下水资源评价及管理应该根据行政区划来进行。
参考答案:错误16.地下水可持续开采量就是等于含水系统的补给资源量。
参考答案:错误17.在自然及人为因素影响下，地下水资源处于不断变动之中，补给资源也需要动态评价。
参考答案:正确18.不合理开发地下水会减小河流的基流，甚至导致河流断流。
参考答案:正确19.人类活动改变地下水的天然动态是通过增加新的补给来源或新的排泄去路。
参考答案:正确20.层状结构的可溶岩层，岩溶发育通常在隔水岩层的上层面。
降雨入渗对地下水补给的试验研究
式 中 ：ａ 为年降雨 入 渗补 给 系数 ；Ｐ 年为 年 降 年 ，
雨人 渗补给 量 ；Ｐ 年为 年降 雨量 。
吸力 与土壤 水 含 量 的 变 化 是从 上 向下 逐 层 进行 的 ，并存 在两个 比较 明显 的变化过程 ，第一个 变
饱 和带水 量平衡 ，入渗 补 给量 由下式 确定 ：
Ｐｒ Ｐ＋ 卜一 — Ｒ— ＥＴ Ｊ — Ｑ —Ｑ ・ ｚ ｄ （） １
式 中 ：Ｐｒ为人 渗 补 给 量 ；Ｐ 为 降雨 量 ；Ｊ为灌
水 量 ；Ｒ 为地 表径 流量 ；ＥＴ为 蒸腾 量 ； （ Ｑ—
Ｑ ）ｄ 为单 位厚 度 土壤 水 分亏 缺量 ；Ｚ ｏ ： ｏ为 亏缺
１ ３ 入 渗 补给的形成 条 件 ．
１ 概 述
降雨渗入 土壤非饱 和带 ，又从非 饱和带进 入 地 下水 的现象称作 人渗补 给 ，人渗补 给的水量称 作人 渗补 给量 。入渗补 给地下水 的过 程是大气水
一
入 渗过程 中 ，包气 带 土壤只有在 大于 田问持
水 量时 才能产生 重力水 补 给地下水 。通 过 土壤 非
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颗粒 较粗 的细沙组成 ，中间有不完 整 的亚 粘 土隔 水层 。该 区属于半 湿润 大陆性 气候 ，多 年平 均降
雨量 ６ ７ ５ ｍｍ，年 降 雨 量 的 ７ 集 中． ． 次 降 入 津补给 系 期 －－ ＇－ ４
水文地质参数的计算 降水入渗补给系数—概念
1.3 渠系渗漏补给系数 —计算
m渠 (1 )
消耗水量包括湿润渠道两岸包气带土壤（称 浸润带――下同）和浸润带蒸发的水量、渠系水 面蒸发量、渠系退水量和闸门漏水量
0.3～0.9
1.4 灌溉入渗补给系数 —概念
Q入渗 Q灌
可根据灌水后地下水 水位的平均升幅与变 幅带给水度计算
可采用引灌水量或根 据次灌溉定额与年灌 溉次数计算
影响因素主要是包气带岩性、地下水埋深、 灌溉定额及耕地的平整程度。
1.4 灌溉入渗补给系数 —计算
根据野外灌溉试验资料，确定不同土壤岩 性、地下水埋深、次灌溉定额时的值 在缺乏地下水水位动态观测资料和有关试 验资料的地区，可采用降水前土壤含水量 较低、次降水量大致相当于次灌溉定额情 况下的次降水入渗补给系数值近似地代表 灌溉入渗补给系数值
1.1 降水入渗补给系数—水均衡法
在浅层地下水开采强度大、地下水埋藏较深且已形成地 下水水位持续下降漏斗的平原区（又称超采区），可采用水量 平衡法及多元回归分析法推求降水入渗补给系数值。
1.1 降水入渗补给系数—经验值
分区 包气带岩性 中砂、粗砂 细砂、粉砂 冲洪积 平原区 粉土 粉质粘土 水位埋深（m） <2 0.28—0.30 0.26—0.28 0.14—0.23 0.11—0.16 2 —4 0.35—0.45 0.28—0.32 0.23—0.33 0.16—0.24 4—6 6 —8 0.30—0.35 0.28—0.30 0.28—0.25 0.18—0.16 >8
在侧向径流较微弱、地下水埋藏较浅的平原区，可根
据降水后地下水水位升幅、变幅带相应埋深段给水度值 的乘积与降水量的关系计算值。计算公式为：
年
浅谈大气降水对地下水的补给
浅谈大气降水对地下水的补给赵雪梅(山西省永济市水资源管理委员会办公室,山西永济044500)[摘 要] 大气降水入渗补给是地下水的主要补给源。
在分析大气降水入渗机理,以及影响降雨入渗诸多因素的基础上,以山西省第二次水资源评价为例,采用相关图解法、回归分析分别对降雨入渗补给量进行计算研究。
结果表明,作为大气降水对地下水补给因素影响,综合反映的降水入渗补给系数是计算降水入渗补给量最关键参数,直接表达了降水对地下水垂直入渗补给的强弱。
[关键词] 大气降水;地下水补给量;入渗[中图分类号] P 641 [文献标识码] B [文章编号] 1004-1184(2011)02-0009-02[收稿日期] 2010-07-19[作者简介] 赵雪梅(1971-),女,山西临猗人,工程师,主要从事水资源管理、水资源评价等工作。
1 大气降水入渗机理降雨到达地面后,一部分以地表径流的方式流出,另一部分入渗地下称之为入渗量,但这部分水量并非全部补给了地下水,而是在入渗过程中被土壤的蒸发和植物的蒸腾作用所消耗,有的附着于土壤颗粒的表面,余下的一部分才真正补给地下水,形成入渗补给量。
降水入渗过程,可分为三个阶段:(1)截留阶段,降水初期,一部分雨水被植物截留,一部分降到地面,湿润表层土壤。
(2)下渗阶段,随着雨水继续降落,植物截留量达到最大限度,土壤进一步湿润,含水量增加。
当表层土壤含水量达到一定限度时,雨水沿孔隙、裂隙向深部下渗。
(3)产流阶段,当降雨强度超过下渗速度时,地表开始积水,并沿坡面流动,充填坑洼,汇入沟河,形成地面径流。
三个阶段既是相互联系的,同时,又是交叉进行的。
下渗到土壤内的雨水,受重力作用,由上部逐渐向深部移动,包气带土壤水,只有在大于田间最大持水量估最大毛管持水量时,才能产生重力水补给地下水。
实际土壤水分特性曲线反映,除了雨后短时间外,年内绝大多数时间处于亏水状态,土壤水分布总趋势是上小下大,地下水面处达到田间最大持水量。
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当 某 一 时 段 （ Ｐ＋Ｉ－ Ｅｔ） ＜０ 时 ， 表 明 这 是 蒸 散 发 时 段 ， 土 壤 储 水量减少的部分形成蒸散发。可以分层计算土壤水减少量 ΔＷｈｉ （ΔＷｈｉ 为负值）。逐层计算某一深度 ｈｉ 的蒸散发量 Ｅｔｈｉ＝－ （ Ｐ＋Ｉ－ Ｅｔ） － ΔＷｈｉ， 可得到各深度向上的蒸散发量。当 Ｅｔｈｉ＝０ 时， ｈｉ 就是这一 时段的最大蒸散发深度。
第⑤栏 是 ０．２ｍ 一 层 的 土 壤 饱 和 储 水 量 与 雨 前 实 测 储 水 量 之差。即分层饱和库容差。冉庄实验站蒸渗仪实测的饱和含水 量为 ３８％（ 体积含水量） ， ０．２ｍ 一层的饱和储水量为 ７６ｍｍ。这样 根据雨前每一层的实测土壤储水量， 可以算得每次雨前相应层 的饱和库容差。
第⑥栏产流量的计算。首先假设某一计算层就是地下水埋 深， 再看进入这一层的可入渗水量是否充满相应的饱和库容 差， 蓄满后多余的水量即为产流量。
如计算 ７ 月 ７ 日的产流量， 首先假设地下水埋深 为 ０．２ｍ， ７ 月 １ 日 的 饱 和 库 容 差 为 ３１．３ｍｍ， 可 入 渗 水 量 为 ２６．９４ｍｍ， 不 能 充满， 即不产流。
收稿日期： ２００６－ １０－ ２５ 作者简介： 李亚峰（ １９６９－ ） ， 男， 河北高碑店， 工程师， 学士， 从事水文水资源工作。
第５期
李亚峰等： 降水入渗补给量随地下水埋深变化的实验研究
５９
综 合 绘 制 Ｐ（ 降 水 量 ） ～Δ（ 地 下 水 埋 深 ） ～Ｐｒ（ 入 渗 补 给 量 ） 关 系 曲 线。由于实测资料缺乏， 影响因素复杂多变， 确定曲线上这“两个 点”的具体位置是很困难的。我们利用冉庄水资源实验站 ８ｍ 定 埋深大型地中蒸渗仪的试验资料， 根据蓄满产流理论， 采用分层 计算还原分析的方法， 对降水入渗补给量随地下水埋深变化规 律进行研究探讨， 分析最佳埋深和稳定点的存在及其位置， 以供 在实际工作中参考。
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２３．６
－ １０．８ １６．５４ ３６．４２ １０６．５８
２４．２ １６．６
３１．４
－ ９．１ ８．２４ ２８．６２ １０４．８８
１３．９
３８．６
－ ５．６ １．７４ ２１．４２ １０１．３８
１１．５
４４．３
－ ２．２
０ １５．７２ ９７．９８
１２．５
５０
１．７
１０．０２ ９４．０８
１３．８
降水入渗补给曲线， 从地表开始随深度的增大而增大， 到 最佳埋深处达最大值。以后又随埋深的增加而减小， 到一定深 度趋于稳定（ 图 ２ 中 Ｐｒ～Δ曲线） 。人 们 最 关 心 的 有 两 个 焦 点 ： 一 个是最佳埋深的存在及其位置； 另一个是稳定点的存在及其 位置。
在实际工作中， 是根据不同地下水埋深的降水入渗资料，
这样逐时段逐层循序计算， 即可得到各时段各深度的可入 渗水量和产流量。将一年内各时段同一深度的可入渗量累加， 即 可得到一年的可入渗水量随深度的变化； 同样将一年内各时段 同一深度的产流量累加， 可得到一年的不同深度的产流量。最后 将同一深度的可入渗水量减去相应的产流量 ， 即可得到利用 ８ｍ 定埋深蒸渗仪观测资料分析的降水入渗补给量随地下水埋深变 化曲线。
之差， 可以用库容量随深度变化的累积曲线来表示， 如图 ２ 中 曲线Ⅰ所示， 这是降水入渗补给量随地下水埋深变化的最大极 限值； 另一个条件是入渗水量随地下水埋深变化的沿程损失， 其量等于田间持水量与实际含水量之差， 可以用降水量减去沿 程损失， 即可以入渗水量来表示， 如图 ２ 曲线Ⅱ。降水入渗补给 量受上述两个条件的制约， 当地下水埋深为 ０ 时， 由于没有库 容， 入渗量也为 ０。随着地下水埋深的增大， 入渗补给量沿着Ⅰ 线逐渐增大。当重力水库容与可入渗水量相等时， 即图 ２ 中两 线相交处达最大值， 其相应埋深称最佳埋深。随着埋深增大， 虽 然库容还在增大， 由于受可入渗水量的限制， 入渗量又沿Ⅱ线 逐渐减小， 变化越来越小， 逐渐趋于稳定。
对 蒸 散 发 时 段 （ 当 Ｐ＋Ｉ－ Ｅｔ＜０ 时 ） ， 按 照 上 述 方 法 进 行 计 算 ， 可以得到蒸散发量随深度的变化曲线。
３ 实验结果分析
通过还原计算分析， 求得降水入渗补给量随地下水埋深的 变化。将 １９９３ 年、１９９０ 年和 １９９４ 年以及 ７ 年平均的 Ｐｒ～Δ关系 绘于图 ３。这三年的最佳埋深位置差别较大。１９９３ 年最浅， 不到 １ｍ； １９９０ 年在 １～２ｍ； １９９４ 年出现在 ３ｍ。
例 ３， １９９４ 年 ７ 月 １１～１２ 日 降 水 量 ９７．４ｍｍ，雨 前 ７ 月 １１ 日 实测 １ｍ 以上土 壤 储 水 量 ２９４．６ｍｍ， 接 近 田 持 ， 入 渗 深 度 达 到 ２．６ｍ。
降水入渗补给量随深度的变化取决于包气带的两个条件： 一个是包气带重力水库容， 其量等于饱和含水量与田间持水量
１．４
３７０．３ ４２０．３ ４２２
１．６
４２３．５ ４７９．６ ４８８．２
１．８
４７５．７ ５３５．５ ５５５．５
２．０
５２９．９ ５９１ ６２２．２
２６．９４ ６０．０２ ９５．７８
６．６
－ ５．８ ２５．７４ ５３．４２ １０１．５８ ３１．３ ３０．１
１６
－ ９．５ ２３．８４ ４４．０２ １０５．２８
５６．１
８．６
３．９２ ８７．１８
１６．７
５９．８
２０
０．２２ ７５．７８
２０．１
３１．２
０ ６４．５８
备注： ７ 月 １～７ 日， Ｐ＝４９．９ｍｍ，Ｅｔ＝２２．９６ｍｍ；７ 月 ７～１１ 日， Ｐ＝８９．９ｍｍ，Ｅｔ＝２９．８８ｍｍ；７ 月 １１～１６ 日， Ｐ＝１０２．７ｍｍ，Ｅｔ＝６．９２ｍｍ。
０
０．２ ４４．７ ４５．９ ５２．５ ４６．７
１．２
０．４ ８９．５ ９２．６ １０８．６ ９９．１
３．１
０．６ １３４ １４４．４ １６８ １５７．２ １０．４
０．８ １８０ １９８．７ ２３０．１ ２２１ １８．７
１．０ ２３０．８ ２５６ ２９４．６ ２８９ ２５．２
１．２ ２８６．１ ３１３．８ ３５８．１ ３５５．９ ２７．７
表１ 入渗分层计算表
深度 （ ｍ）
实测土壤储水量（ ｍｍ） ②
土壤水增量（ ｍｍ） ③
可入渗量（ ｍｍ） ④
分层饱和库容差（ ｍｍ） ⑤
产流量（ ｍｍ） ⑥
① ７．１ ７．７ ７．１１ ７．１６ ７．１￣７．７ ７．７￣７．１１ ７．１１￣７．１６ ７．７ ７．１１ ７．１６ ７．１ ７．７ ７．１１ ７．７ ７．１１ ７．１６
随地下水埋深的变化规律。揭示了最佳埋深和稳定点的形成机理。在试验条件下， 最佳埋深出现在 ３ｍ 左右， 降水入渗补给
量随地下水埋深的增大而减小， ６ｍ 以后趋于稳定。
关键词： 入渗补给； 最佳埋深； 稳定点
中图分类号： Ｐ６４１．２
文献标识码： Ａ
文章编号： １０００－ ０８５２（２００７）０５－ ００５８－ ０３
１ 引言
雨水进入田间土壤， 首先被表层土壤吸收， 增大土壤含水 量， 并逐渐向下渗透， 同时也向上蒸散发。土壤含水量越大， 向下 渗透的越深。当土壤毛管悬着水达到最大值时， 称为田间持水量 （ 简称田持） ， 超过田持便形成重力水， 迅速向下入渗。一次降水 的入渗深度， 除了受降水量的影响以外， 还与雨前土壤含水量有 关。图 １ 是三次降水入渗深度的实例。
１９９３ 年 降 水 量 ３９５．０ｍｍ， 属 枯 水 年 ， 最 大 日 降 水 量 ４９．２ｍｍ， ０．４ｍ 处雨前土壤储水量仅为 ６０．４ｍｍ， 显然不能蓄 满 ， 所以最佳埋深最浅。１９９０ 年降水量 ７４８．１ｍｍ， 虽然属于丰水年， 但 由 于 降 水 量 分 散 ， 最 大 日 降 水 量 ６６．９ｍｍ， 最 大 ３ 日 降 水 量 １０７．１ｍｍ， 出现蓄满的机会较少， 最佳埋深较浅。１９９４ 年降水量 大 而 且 集 中 ， 最 大 日 降 水 量 １５９．７ｍｍ， 最 大 ３ 日 降 水 量 １７２．４ｍｍ， 蓄满产流量大， 最佳埋深就大。
２ 实验研究方法
冉庄水资源实验站， 位于太行山前平原的河北省清苑县冉
庄镇， 属于温带大陆性季风气候区， 多 年 平 均 年 降 雨 量 ５００ｍｍ。
实 验 站 设 有 三 个 大 型 地 中 蒸 渗 仪 ， 面 积 均 为 １０ｍ２， 潜 水 埋 深 分
别为 １ｍ、２ｍ 和 ８ｍ。蒸渗仪内为回填亚砂土。每个蒸渗仪埋设着
入渗量的具体计算方法见表 １。根据第②栏的实测土壤储 水量， 可以计算出第③栏两测次之间的土壤水增量。根据土壤 水增量可以计算各不同深度的可入渗量。如 ７ 月 １～７ 日降水量 ４９．９ｍｍ， 减 去 蒸 散 发 量 ２２．９６ｍｍ， 进 入 土 壤 的 可 入 渗 水 量 为 ２６．９４ｍｍ。再减去 ０．２ｍ 深度的土壤水增量 １．２ｍｍ， 通过 ０．２ｍ 深 度的可入渗水量为 ２５．７４ｍｍ。逐层向下计算， 到 １．２ｍ 深度本次 降水这一时段入渗到此为止。
３ 支中子仪测管， 观测土壤含水量， 同一深度由 ３ 支测管中子
仪测得的平均值作为这一深度的测点土壤含水量。蒸渗仪中
还 埋 设 着 负 压 计 ， 用 于 观 测 土 水 势 。 自 １９８７ 年 建 成 以 来 ， 每 年
都 在 种 植 小 麦 、玉 米 的 情 况 下 进 行 试 验 ， 连 续 运 行 １５ 年 ， 资 料
的 水 进 入 土 壤 中 ， 增 大 土 壤 储 水 量 。８ｍ 蒸 渗 仪 全 剖 面 有 ３９ 个
土壤含水量测点， 每 ２０ｃｍ 一层， 分层计算土壤水增量 ΔＷｈｉ。通 过某一深度 ｈｉ 的 入 渗 量 Ｐｒｈｉ＝（ Ｐ＋Ｉ－ Ｅｔ） － ΔＷｈｉ， 逐 层 向 下 计 算 ， 可 得 到 各 个 深 度 的 入 渗 量 。 当 Ｐｒｈｉ＝０ 时 ， ｈｉ 就 是 这 一 时 段 的 最 大 入渗深度。