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:。

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。

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。

利用动态分析法分析降水入渗补给系数的变化规律姚建【摘要】Precipitation is the main recharge sources of regional water resources.In hydrology and water resources evaluation,especially the groundwater resources evaluation,the precipitation infiltration recharge isa very important recharge,so that in the mountain area,the quantity of groundwater resources is the precipitation infiltrationrecharge.Precipitation infiltration coefficient is a key parameter for calculating the infiltration recharge.This paper discusses on the change law of permeability in precipitation recharge coefficient by using the dynamic analysis method.%降水是区域水资源最主要的补给来源。

在水文水资源评价特别是地下水资源的评价中，降水入渗补给量是一个非常重要的补给量，以至于在山丘区，其地下水资源量就是降水入渗补给量。

降水入渗补给系数是计算降水入渗补给量的关键参数。

文章利用动态分析法对降水入渗补给系数的变化规律作了一些探讨。

【期刊名称】《黑龙江水利科技》【年(卷),期】2015(000)003【总页数】3页(P1-3)【关键词】降水入渗补给系数;动态分析法;规律【作者】姚建【作者单位】辽宁省营口水文局，辽宁营口 115000【正文语种】中文【中图分类】P641.21.1 降水入渗补给量降水通过地面进入土中的那部分水量，即下渗的水量，首先在土壤吸力作用下被土壤颗粒吸附保持，成为土壤持水量的一部分，其中一些还要以蒸散发形式返回大气，剩余的部分水量才可成为自由水补给到地下水中，即为降水入渗补给量。

降水入渗补给系数与地层的相关分析与应用降水入渗补给系数与地层的相关分析与应用肖起模邹连文刘江(山东省水文水资源勘测局)摘降水入渗补给系数与地层相关分析的目的，是为推求山丘区降水入渗补给量.鲁中山丘区是由各种不同地层出露组成的山丘区域.在多个水文流域基流分割基础上，建立流域年均降水入渗补给系数与各种地层出露面积占流域总面积权重间的最佳回归方程，利用该回归方程和地层分布及降水量推算不同地下水流域的降水入渗补给量.在地下水开发利用不高的山丘区，降水入渗补给量即为地下水补给量.关键词降水入渗补给系数，各种地层面积权重，回归分析.降水入渗补给系数与降水量决定了一个区域的地下水资源量.鲁中山丘区，每个流域都是有几种不同的地层块组成.不同流域同种地层出露有着相同或相近的渗透能力，也就是其降水入渗补给系数相同或相近.各种地层出露有着不同的降水入渗补给系数，每种地层在各个流域中所占权重不同，因此各个流域的降水入渗补给系数不同.在最近开展的鲁中山丘区地下水平衡研究中，按地下水流域共划分了53个地下水平衡区，其中部分地下水平衡区与现有的水文流域不一致.为准确求算各地下水平衡区的地下水补给量，先对地下水平衡区所在水文流域的降水、径流、基流、以及依据补排机制由基流转换的地下水补给量进行了系统的分析；然后用水文流域的降水、地下水补给量成果，建立区域多年平均年降水入渗补给系数与各种地层出露面积权重的最佳多元回归方程，用来计算各地下水平衡区的多年平均年地下水补给量，取得了满意的结果.1回归分析及检验本次研究中共选用了36个有水文站控制的区域，为地表水平衡区，简称BS区，总面积约20000km\+2.各BS区有着系统的水文资料，对各BS区的降水、径流、基流、地下水补给量各要素进行了全面系统的分析计算，求得了各要素30多年历年逐月的系列值.36个BS区包含了53个地下水平衡区(简称BN区).在一个BS区内扣除所有的BN区剩余的部分称为BR区.各BN区没有河川径流资料，不能用基流分割的方法推求地下水补给量.但可求得各BN区的降水量，只要再求得其降水入渗补给系数，即可求得其地下水补给量.降水入渗补给系数可分为次的和规定时段的降水入渗补给系数两类.规定时段的降水入渗补给系数又可分为旬、月、汛期、年及多年平均降水入渗补给系数.在实际应用中，最重要的是次降水入渗补给系数及年与多年平均降水入渗补给系数.影响降水入渗补给系数的因素较多，有雨量、雨型、气候、地形、地貌、岩性、地下水埋深、植被、前期土壤湿润程度等，而这些因素的组合又十分复杂.以上各种因素可分类为气候因素、下垫面因素、人为因素.各种下垫面因素与所出露地层类型有着极为密切的联系.受地质构造的作用，在鲁中山丘区形成了若干个含水层分布有一定规律的水文地质单元，不同区域同种出露地层的地形、地貌、岩性、地下水埋深、植被等具有极其相似的特性.气候因素与人为因素都带有某些随机成分.降水能否入渗补给地下水主要是受上述因素的制约，因此短时间的降水入渗补给系数具有明显的随机性，而多年平均降水入渗补给系数代表了长期的平均情况，具有一定的稳定性.现有成果中有各BS区降水、地下水补给量的系列成果.为推求各BN区的地下水补给量，首先分析影响BS区的各种因素.受共同的区域地质构造运动的作用及相似的水文气象因素的影响，各BS区的地形地貌相近.因此地下水补给量主要受降水和下垫面渗透能力的影响.而各个流域内的下垫面是由几种不同的地层出露组成的，不同的地层出露有着不同的渗透能力，多年平均年降水入渗补给系数是综合反映流域下垫面渗透能力大小的参数.各BS区内出露的地层为以下几类：(1)第四系(QUAR)；(2)奥陶系(ORDO)；(3)变质岩及岩浆岩(ARCH)；(4)石碳系、震旦系、第三系(CTOR)；(5)寒武系(CAMB)，见表(1).表1部分BS区各种地层面积及降水、地下水补给量数据平衡区编码平衡区总面积/km2 多年平均年降水量P/mm 多年平均年补给量GWR/mm 第四系地层面积QUAR/km2 奥陶系地层面积ORDO/km2 寒武系地层面积CAMB/km2 变质岩岩浆岩地层面积ARCH/km2 其它地层面积CTOR/km2 BS01 417.0 717.6 73.3 67.5 41.0 110.7 197.8 0.0 BS02 765.0 743.5 108.3 136.0 146.8 248.5 220.0 13.7 BS03 597.0 764.5 86.9 79.7 2.9 337.0 174.5 3.5 BS07 2092.0 767.0 77.7 719.0 72.0 585.0 640.0 76.0 BS09 469.3 785.0 96.0 104.0 36.0 88.5 208.3 32.5 BS14 728.0 778.0 78.9 57.0 0.0 385.0 286.0 0.0 BS19 2366.0 788.1 97.0 879.0 269.8 298.0 726.7 192.5 BS20 259.0 755.3 64.8 77.8 0.0 0.0 181.2 0.0 BS21 157.0 788.1 64.0 14.0 0.0 9.5 133.5 0.0 BS24 90.8 868.8 86.8 5.0 0.0 67.0 18.8 0.0 BS29 85.3 700.9 65.1 30.4 0.0 0.0 54.6 0.0 BS31 254.0 709.5 64.0 46.8 0.0 17.9 189.3 0.0 BS33 353.0 750.1 63.6 51.6 0.0 23.0 278.4 0.0 BS34 164.0 766.4 72.1 16.6 0.0 15.0 116.0 16.4 BS35 605.0 719.8 78.0 170.0 6.0 43.5 410.1 145.0 BS36 554.0 749.3 72.7 88.6 49.7 63.6 149.8 202.3其它地层为：石碳系、震旦系、第三系.回归分析是确定因变量与自变量的相关关系密切程度，对因变量与自变量之间的线性回归方程进行最佳拟合，预报或控制因变量的取值.以BS区的多年平均年降水入渗补给系数为因变量、各种地层出露面积占流域总面积的权重为自变量，建立BS区多年平均年降水入渗补给系数与各种不同地层出露面积占总面积权重间的多个多元回归方程.依据多元回归分析的理论，由单个因子的回归分析开始，进而对多个因子的各种组合进行回归分析.这样的回归方程总共建立了31个，选择有代表性的在表2中列出.并对相关系数高的诸个回归方程进行F检验，检验回归方程的显著性，F检验计算结果见表2.多元线性回归方程的表达式为：=(b0+b1A1+b2A2+……+bnAn),(1)其中：GWR为平衡区多年平均年地下水补给量(mm)；p为平衡区多年平均年降水量(mm)；为多年平均年降水入渗补给系数；b0,b1,b2,……，bn回归系数；A1,A2,……An作为自变量的各地层面积权重.经进一步分析论证，从中确定复相关系数为0.79的下式，作为计算区域多年平均年降水入渗补给系数与不同地层出露面积权重的多元回归方程.该方程相关系数较高，F检验显著性最好，而且与经验一致，可用于预报或控制鲁中山丘区任意区域的多年平均年降水入渗补给系数.表2回归分析部分计算成果回归方程Y=ao+a1X1+a2X2+a3X3+… 相关系数数组个数残差平方和Q 回归平方和U F计Fα=0.01 GWR/p=0.095204+0.2185ORDO 0.73 36 71.640 84.650 40.174 7.396 GWR/p=0.131164-0.0531ARCH 0.58 36 105.68 54.190 17.434 7.396 GWR/p=0.100478+0.273CAMB 0.31 36 GWR/p=0.105145+0.0096QUAR 0.06 36 GWR/p=0.106801+0.0040CTOR 0.02 36 GWR/p=0.097136-0.0110QUAR+0.2213ORDO 0.73 36 71.271 85.768 19.856 5.248 GWR/p=0.109828+0.1765ORDO-0.0272ARCH 0.79 36 62.415 96.509 25.513 5.248 GWR/p=0.113857-0.0182QUAR+0.1788ORDO-0.0287ARCH 0.79 36 61.682 99.561 17.217 4.377 GWR/p=0.099869+0.1936ORDO+0.0140CAMB-0.0146ARCH 0.79 36 60.219 97.523 17.275 4.377 GWR/p=0.382421-0.2801QUAR-0.0946ORDO-0.2713CAMB-0.3071ARCH-0.2944CTOR 0.84 36 158.50 228.49 8.649 3.574 GWR/p=0.108257+0.1852ORDO+0.0059CAMB-0.0119QUAR-0.0228ARCH 0.79 36 60.979 98.810 12.558 3.890=(0.109828+0.1765Aordo-0.0272Aarch)，(2)其中：Aordo为奥陶系地层出露面积占平衡区总面积的权重；Aarch为变质岩及岩浆岩地层出露面积占平衡区总面积的权重.经以上分析证明了多年平均年降水入渗补给系数与各种不同地层出露面积占平衡区总面积的权重有着十分密切的相关关系.尤其与奥陶系地层出露面积所占权重最为密切，其单相关系数为0.73，详见图1；其次关系较为密切的是变质岩及岩浆岩地层出露面积权重，其单相关系数为0.58，详见图2.在鲁中山区，奥陶系地层岩溶裂隙较为发育，赋水性好，并且皆处于各单斜构造的前缘或盆地底部，地势较平，因此降水入渗补给系数最大；而变质岩及岩浆岩构成的裂隙含水层，均以构造裂隙、风化裂隙为主，裂隙细小且连通性差，裂隙发育浅，储水空间小，并且主要处于分水岭一带，地形坡度陡，因此降水入渗补给系数最小；其它地层的透水性、含水性介于两者之间.就鲁中山丘区来说，几种地层的多年平均年降水入渗补给系数由大到小的次序为：奥陶系；寒武系；第四系；第三系、石碳系、震旦系；变质岩及岩浆岩.图1奥陶系地层面积权重与多年平均年降水入渗补给系数相关图图2变质岩岩浆岩地层面积权重与多年平均年降水入渗补给系数相关图2BN区地下水补给量的计算式(2)说明在某个平衡区只要有多年平均年降水量，平衡区总面积及各种地层出露面积，即可求得该平衡区的一个多年平均年地下水补给量，称作按回归法求得的补给量；BS区由基流分割后，依据地下水库的补排机制，出流过程转换为入流过程，推求出的多年平均年地下水补给量，称为基流分割法求得的补给量.根据各BN区、BR区的多年平均年降水量和各种地层出露面积，应用式(2)计算各BN区、BR区的多年平均年地下水补给量.然后以各BS区基流分割法多年平均年地下水补给量为准，对在BS区内包含的各BN区、BR区回归法求得的地下水补给量进行平差，求得各BN区采用的多年平均年地下水补给量.BS区两种方法计算的多年平均年地下水补给量，以基流分割法为准对回归法计算值进行误差分析，±10%的合格率为62%，±15%的合格率为82%.BN区平差前后的多年平均年地下水补给量，以平差后补给量为准，对回归法计算值进行误差分析，±10%的合格率为65%，±15%的合格率为90%.各BS区、BN区两种多年平均年地下水补给量关系见图3.图3各平衡区地下水补给量关系图(mm)下一步就是计算各BN区历年逐月的地下水补给量.现有了各BS区及BN区的多年平均年地下水补给量，BS区历年逐月地下水补给量.BS 区历年逐月地下水补给量是由水文站实测流量，还原后的天然径流分割得出的基流过程，反推的地下水补给量，与所含BN区的降水入渗补给过程是极其相似的，因此，用下式推求各BN区的历年逐月地下水补给量：(3)式中，GWRBS年平均、GWRBS月分别为BN区所在BS区的多年平均年和历年逐月地下水补给量(mm)；GWRBN年平均、GWRBN月分别为BN区的多年平均年和历年逐月地下水补给量(mm).3结束语在地层分布复杂的山丘区，由多年平均年降水入渗补给系数与不同地层面积权重间的最佳回归方程，推求某水平衡区地下水补给量的方法，解决了山丘区小区域地下水补给量计算困难的问题.为类似山丘区确定地下水补给量提供了一种新的计算模式，对提高山丘区县级与乡镇级地下水资源评价的精度，合理开发利用有限的水资源，将起到积极的作用.1。

降雨入渗对地下水补给的试验研究邸爱民;王兵【摘要】本文通过对台安径流实验站的实测资料进行分析,得出不同地下水埋深时的稻田次降雨量和入渗补给的关系,通过计算得出补给系数.【期刊名称】《吉林水利》【年(卷),期】2010(000)005【总页数】3页(P42-44)【关键词】次降雨量;入渗;补给;系数【作者】邸爱民;王兵【作者单位】辽宁省水文水资源勘测局鞍山分局,辽宁鞍山114002;辽宁省水文水资源勘测局鞍山分局,辽宁鞍山114002【正文语种】中文【中图分类】P3331 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入渗补给,入渗补给的水量称作入渗补给量。

入渗补给地下水的过程是大气水—土壤水—植物水—地下水相互转换关系中最重要、最基本的环节之一,降水入渗对地下水的补给量为降雨入渗补给量。

1.1 入渗补给及其研究方法入渗补给是浅层地下水资源的主要补给来源,也是浅层地下水资源评价和地下水动态预报的基本参数。

研究入渗对地下水的补给规律和确定方法具有重要的理论和实际意义。

1.2 入渗补给过程发生降雨时会产生入渗,当降雨量足够大时,水分能够补给地下水。

入渗补给地下水要经过包气带调节过程才能实现,除降雨后的短时间外,年内绝大多数时间包气带是处于非饱和状态的,而且土壤水分分布的总趋势为上部小下部大。

降雨时,入渗水主要是在土壤水吸力和重力作用下呈锋面的形式向下运动,随着水分的向下入渗,土壤中不同位置的土壤水会逐渐增加,而土壤水吸力则会不断减小。

在入渗过程中土壤水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,第一个变化是湿润锋面到达某土层的时,此时土壤含水量接近田间持水量。

第二个变化是土壤水分持续增加后会在该层达到饱和,土壤水完全在重力的作用下向下运动。

当湿润锋面到达地下水毛细管活动层时,入渗水分开始补给地下水。

1.3 入渗补给的形成条件入渗过程中,包气带土壤只有在大于田间持水量时才能产生重力水补给地下水。

第51卷第2期2021年03月吉林大学学报（地球科学版）Journal of Jilin UniversityC Earth Science Edition)Vol.51 No. 2Mar. 2021危润初，姜颖迪，李铭远，等.乍得湖盆地典型区域降雨入渗补给地下水试验.吉林大学学报（地球科学版），2021，51(2): 495 - 504. d o i： 10.13278/ki.jjuese. 20190197.W e i R u n c h u，Jiang Yingdi，Li Mingyuan,et a l.Rainfed Recharge Experiment in Typical Plain Area of C h a d Lake Basin. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2021, 51(2) ：495 - 504. doi：10.13278/ki.jjuese. 20190197.乍得湖盆地典型区域降雨入渗补给地下水试验危润初1>2,3,姜颖迪、李铭远4，杜成额4，乔小坡11. 长沙理工大学水利工程学院，长沙4101142. 水沙科学与水灾害防治湖南省重点实验室，长沙4101143. 洞庭湖水环境治理与生态修复湖南省重点实验室，长沙4101144. 湖南省有色地质勘査局二四七队，长沙410129摘要：针对尼日利亚北部乍得湖盆地降雨入渗补给地下水的问题，选择典型区域开展土壤剖面取样工作，采用氣离子平衡法计算各剖面降雨入渗补给量，并结合野外调查、钻探等工作研究影响降雨入渗补给的主要因素。

结果表明：4个取样点（丫1、丫2、丫3、丫4)土壤剖面年平均降雨入渗补给量分别为4.9、1.5、7.9、26.2 m m/a，平均值为10.1 m m/a，年平均降雨入渗补给率仅为0.72%、0.22%、1.17%、3.87%,平均值为1.49%;研究区降雨入渗补给量很少，降雨对地下水资源的补给有限，地下水的主要补给来源为Hadejia河；研究区蒸散发量大，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，最终散失到大气中。

不同降水及灌溉条件下的地下水入渗补给规律霍思远;靳孟贵【摘要】天然降水和人工灌溉是华北平原浅层地下水的主要补给来源.长期过量开采地下水导致华北平原地下水位持续下降,详细分析降水变化规律及灌溉制度的影响有利于深入认识补给及正确评价入渗补给量,对合理开发利用地下水资源具有重要意义.基于实测资料,用HYDRUS软件建立一维变饱和流数值模拟模型,模拟分析了衡水地区近60年在天然降水条件下的垂向入渗补给规律,以及在年周期内灌溉活动对于入渗补给规律的影响.结果表明:研究区多年平均降水入渗补给量为66.6 mm/a;枯水年份降水入渗补给量为30 mm/a,丰水年入渗补给量为120 ～ 150 mm/a;年补给量与年降水量具有显著的正相关性;入渗补给系数与降水强度呈负相关关系;入渗补给量随灌溉量的增加而增加,实验条件下小麦底墒水与玉米灌溉对应入渗补给系数较大,实际灌溉中应基于当年降水情况及土壤墒情确定合理的灌水定额.【期刊名称】《水文地质工程地质》【年(卷),期】2015(042)005【总页数】9页(P6-13,21)【关键词】降水入渗补给;灌溉回归水;垂向入渗补给;数值模拟;HYDRUS;衡水地区【作者】霍思远;靳孟贵【作者单位】中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质国家重点实验室,湖北武汉430074;中国地质大学(武汉)环境学院,湖北武汉430074;中国地质大学(武汉)生物地质与环境地质国家重点实验室,湖北武汉 430074;中国地质大学(武汉)环境学院,湖北武汉430074【正文语种】中文【中图分类】P641.76降水或灌溉水通过包气带入渗到饱水带的过程称为降水或灌溉水的入渗补给。

下渗补给地下水的部分灌溉水称为灌溉回归水［1］。

降水灌溉入渗补给是华北平原浅层地下水的主要补给方式［2］。

天然降水受气候变化控制，具有一定的时空变异性。

华北平原近50年气候经历“冷湿-暖干”的变化过程，20世纪80年代以来由多雨期转为少雨期［3］，降水量年际变化差异增大;同时，降水年内分布极不均匀，全年降水量的75% ～85%分布在6—9月份;此外，次降水的变化呈现更为显著的随机性。

降雨入渗补给规律的分析研究陈建峰(山西省水文水资源勘测局太谷均均衡实验站,山西太谷030800)[摘 要] 浅层地下水资源计算中,降雨入渗补给系数是最基本的参数,而求解参数关键是确定降雨入渗补给量。

从其土壤水下渗机理,包气带蓄水库容,降雨入渗补给系数方面分析研究,最后得出:包气带可容纳库容是降雨入渗补给量的极限值;降雨入渗补给系数因不同岩性、土壤前期含水量、降雨量等因素而变化;降雨入渗补给规律存在一个地下水最佳埋深。

[关键词] 下渗;库容;降雨入渗补给;降雨入渗系数[中图分类号] TV 211 1+2 [文献标识码] B[文章编号] 1004-1184(2010)03-0030-02[收稿日期] 2009-12-22[作者简介] 陈建峰(1965-),男,山西太谷人,工程师,主要从事水均衡实验研究。

1 土壤水下渗的物理过程及规律1 1 下渗的物理过程下渗是指降落到地面上的的雨水从土壤表面渗入土壤的过程,土壤水分在土壤中运动受到分子力、毛管力和重力的控制,其运动过程也就是在各种力综合作用下寻求平衡的过程。

分子力、毛管力随着土壤水分增加而减小,当毛管孔隙充水达到饱和时,水分主要在重力作用下运动。

下渗过程按水分所受的作用力及运动特征分为渗漏和渗透阶段。

渗漏阶段:前期下渗水分主要是在分子力作用下,被土壤颗粒吸附而成为薄膜水,在土壤干燥时,渗润非常明显,当土壤含水量大于最大分子持水量时,渗润消失。

渗漏阶段后期,下渗水分主要在毛管力、重力作用下,在土壤孔隙中向下作不稳定流动,并逐步填充土壤孔隙,直到全部孔隙为水充满而饱和。

渗透阶段:当土壤孔隙被水分充满而饱和时,水分在重力作用下呈稳定运动。

渗漏是非饱和水流运动,渗透则属于饱和水流运动。

1 2 下渗过程中土壤含水量的垂线分布规律并,子渗的物理过程及规律下渗水流在均质土壤中垂直运动的特征,是通过下渗过程中土壤含水量分布的水分带反映的,具体可分为饱和带,水分传递带,湿润带、湿润锋四个水分带,见图1。

水文地质降水入渗补给参数的确定研究阳艳【摘要】降水是地球表面水循环最活跃的一个环节,其实现了地表-天空-地表的水汽大循环,本文在阐述影响降水入渗参数的基础上,论述了降水入渗补给参数的计算方法地下水水位动态资料计算法、地中渗透仪测定法等,对实现对地下径流的掌握和控制都具有重要意义.【期刊名称】《科技创新与生产力》【年(卷),期】2017(000)001【总页数】3页(P113-114,118)【关键词】入渗参数;地质情况;地下水;水文地质【作者】阳艳【作者单位】山东省地质矿产勘查开发局第六地质大队,山东威海264209【正文语种】中文【中图分类】P641.2降水是自然界中发生频率最高、形式最活跃的一种地球水循环流程之一，其直接补充地表径流水分，而地表水分的下渗是地下水的最直接来源。

水文地质降水渗入情况直接决定了我国各大地区地下水的分布、含量以及其他水文特征。

但是地表水的下渗情况受到入渗补给参数（以下简称入渗参数）的影响，这个参数可以理解为地表水下渗过程中的阻力情况，数值在0～1之间波动，数值越大表示入渗情况越好，地下水补充量越多。

降水入渗参数可以理解为降雨补给地下水的一个数量类型指标，其最直观的计算方法是将入渗量（补充至地下水的水量）与一定时期内（一般情况下以年为单位）占据该地区总降水量的比率就是降水入渗补给参数。

其在水文地质研究上的意义在于估算大气水、地表水、地下水三者之间的转化量，以确定地表淡水分布，以及三者之间的转化特征。

由于自然因素和人类活动的影响，水文地质环境条件总是处在缓慢的变化之中，降水入渗补给参数也因此并非一成不变。

影响降水入渗参数的条件有许多，例如潜水埋深、包气带岩性、降水量变化、地形、地质结构条件等不同，会有不同的入渗参数，整体上来说可以用一个统一的公式来进行计算，最简单的一种计算公式为式中：a为降水入渗参数；u为给水度，可以粗略理解为地下水单位面积水量；∑△h为地下水位增长幅度，mm；P年为全年该地区的总降水量。