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)

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。缺水量随埋深增大呈非线性增大,从田间最大持水量到饱和含水量是降水入渗补给的限度,即重力水库容。随埋深加大,重力水库容也增大。

2 影响降雨入渗的因素

大气降水对地下水的补给,受到多种因素影响,影响结果综合反映在地下水位的变化上,影响降雨入渗的主要因数包括:

2.1 土壤颗粒结构的影响

土壤颗粒大小及排列决定了土壤的渗透性,颗粒越粗,磨圆及分选性越好,渗透性越强,湿润性越强,湿润峰面下移越快,入渗补给量就大,反之入渗补给量小。

2.2 地面坡降的影响

地面坡降越大,易形成地面径流,人渗补给受到影响,地面平缓地表径流微弱,成为良好的补给区。

2.3 土壤理化性质的影响

各类土壤一般都含有一定数量的胶质和矿物质,胶质遇水膨胀,阻塞孔隙,阻滞雨水入渗,含胶质较多的土壤使入渗量减小。

2.4 雨前地下水埋深的影响

埋深小易形成地面径流,使入参量减小,埋深增大,下渗雨量大部分充填于非饱和带土壤,使补给量逐渐减小,所以存在最佳埋深范围,在此埋深范围内,入渗补给量最大。降水量与缺水量之差(扣除雨期蒸发)称之为可入渗水量。显然可入渗水量随埋深增加而减小。在埋深较小时,尽管有较多可入渗水量,却受重力水库容小的制约,多余部分形成地表径流;在埋深较大时,重力水库容大于可入渗水量,后者成为制约因素,在某埋深处二者相等,即为降水入渗的最佳埋深,因重力水库容曲线不变,雨量(可入渗水量)越大,最佳埋深也就加大。

2.5 降雨量及降雨形式的影响

当地下水埋深大于最佳埋深时,入渗补给量随雨量的增大而增加,当埋深小于最佳埋深时,受地下水库容制约,易形成蓄满产流,入渗补给量与降水量成反比关系。

各种降水形式中以雨对地下水的补给量最大,其它降水对地下水补给价值不大;在各种降雨类型中,霪雨的雨率不大,但雨时长,雨面广,对地下水的补给具有很大意义,细雨的雨量、雨率皆不大,易被蒸发所消耗,暴雨的雨率大,但雨时短,雨水大部分来不及渗入地下水,多呈地表径流流失。

2.6 雨强的影响

降水强度小于入渗速度时,雨强增大,入渗量增加;反之,入渗量减小。当雨强与入渗速度相近时,补给地下水为最佳。

2.7 植被的影响

植被可缓减地表径流,延长入渗补给时间,增加入渗补给量,相反,植被使土壤蒸散发加快,相对减少人渗补给,其结果取决于二者起主导作用的一面。

3 降雨入渗补给量分析

3.1 降水入渗补给系数

降水对地下水的垂直入渗补给可以用降水入渗补给系数来表征其强弱,表达式为:

α=Pr/P

式中:α为降水入渗补给系数;Pr为降水入渗补给量(mm);P为 降水量(mm)。

α又可分为次降水入渗补给系数和年降水入渗补给系数,α的大小直接反映了不同地下水埋深,不同次降水量,对地下水的补给差异及变化规律,同时也表明不同地层条件及岩性结构与降水入渗补给量的关系。

3.2 降水入渗补给系数的计算方法

以山西省第二次水资源评价为例,降水入渗补给系数主要用以下方法求取:

3.2.1 相关图解法

选取地下水水平径流微弱的地下水井孔资料,在地下水动态过程线(或动态资料)上摘取次降水量引起的地下水升幅值 Δh次由单井逐次雨量升幅值,即可求得 α年:

式中:μ∑Δh次为年内各次降水入渗补给地下水之和;P年为年降水量

由于地下水动态观测资料受天然及人类活动因素的影响,单井资料难以确定年内各次降水引起的地下水位升幅值。选用相同岩性的群井资料,按埋深分级进行分析计算。以岩性、埋深为参变量点绘有效雨量(P+Pa)与 Δh次关系图,其中 P为所取次雨量,Pa为前期影响雨量,计算式Pa=∑kiP。

式中 P为本次降雨前 i天的雨量;k为递减系数,一般变化在 0.8～0.9之间,取 k=0.85,i=15(日)。由实测资料 P+Pa～Δh相关图可见,P+Pa与 Δh呈直线关系,直线与横轴(P+Pa)交点设为 P0。通过实测点据回归建立关系:Δh=a+b(P+Pa),借助上述关系插补实测不到的 Δh次。某次降雨(P+Pa)大于 P0时,即入渗补给地下水,小于 P0时,则填充消耗于包气带,无入渗补给地下水。

根据动态资料分岩性逐级埋深建立水位升幅与降水量关系。将所求Δh次代入(1)式中得到不同岩性、不同雨量级、不同埋深级的降雨入渗补给系数 α年。

在大量点据计算的基础上,考虑到面上的应用和系列计算,点绘 α～P～Δ关系图(图 1为山西省亚沙土 α～P～Δ关系图),其关系与下式拟合较好:

α=aΔbe-cΔ+d(1-e-fΔ)

式中:α为年降水入渗补给系数;Δ为年地下水平均埋深 (m);a、b、c、d、f均为常数。

图1 山西省亚沙土α～P～Δ关系图

3.2.2 回归分析法

盆地平原区除大暴雨外,大部分有效雨量降到地面后,基本上不产流,一次降雨到达地面后,除消耗于补充包气带岩土含水量,使其达到田间最大持水量外,一部分下渗补给地下水,另一部分消耗于蒸散发。如前述,Δh次与(P+Pa)在一定雨量内呈线性关系,故在同一岩性、埋深一定时,Δh次与(P+Pa)有如下关系:

式中:(P+Pa)为有效雨量;P0为临界雨量;A为待定系数;

临界雨量 P0即为次降雨对地下水将要产生补给时的有效雨量值。通过分析,P0与地下水埋深及前期土壤含水量有关。经点绘亚砂土 P0—Δ关系曲线,P0与 Δ呈曲线关系,可建立如下数学关系式:

(1)P0=B1g(1+Δa)

(2)P0=BΔa

式中:B为待定系数;a为待定指数。

通过对亚砂土观测资料回归计算,第一种形式相关程度高于第二种形式,选择第一种关系式代入(2)式,可近似地转化为以地下水埋深 Δ为参变量的相关关系,由(2)式得:

Δh=A[(P+Pa)—B 1g(1+Δ1/2)](a=1/2由回归计算求得)。

在回归计算时,为了消除回归时资料带来的误差,首先根据实测点据,确定系数 B,而后回归定解系数 A。

在计算 Δh与 ∑Δh时,考虑到有效降雨大部分集中在汛期(6～9月),而在地下水埋深较浅时,将蓄满产流,故当计算值 Δh＞Δ时,取 Δh=Δ;假定为无复蓄条件,当 ∑Δh≥Δ时,取 ∑Δh=Δ。通过计算 Δh,由式(1)即得年降雨入渗补给系数 α年。

3.3 降水入渗补给量

降水入渗补给量指降雨后渗入到土壤并在重力作用下下渗补给地下水的量,其计算式为:

Q降=α◦ P◦ F

式中:Q降为降水入渗补给量;α为降水入渗补给系数;P为计算区年平均降雨量;F为计算区面积。

总之,大气降水对地下水的补给,受到多种因素影响,在地下水开采过程中,降水入渗条件也可能发生变化,影响其变化的主要因素包括土壤颗粒结构、地面坡降、土壤理化性质、地下水埋深、降雨量及降雨形式、雨强、植被等,而降水入渗补给系数是这些因数的综合反映。降水入渗补给系数直接表达了降水对地下水的垂直入渗补给的强弱,是计算降水入渗补给最关键的参数。