田間降雨滲補多少合適

1. 降雨入滲補給系數的介紹

降雨補給地下水的數量指標，是降雨入滲補給量與降雨量 之比。常用的為次降雨入滲補給系數，年降雨入滲補給系數與多年平均降雨入滲補給系數，是地下水資源估算與大氣水、地表水、地下水三者間相凱虛鍵互轉化研究中的重要水文參數。由於自然因譽薯素與人為因素的綜合影盯巧響，降雨入滲補給系數變化較大。

2. 水文地質參數變化

一、太原盆地水文地質參數計算

水文地質參數的選取直接影響著地下水資源計算量的大小和可信度，研究水文地質參數具有十分重要的意義。本次相關的水文地質參數主要有降水入滲補給地下水系數（α）、潛水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）、灌溉回滲地下水系數（β）、疏干給水度（μ）、導水系數（T）、彈性儲水系數（s）、滲透系數（K）、河流滲漏補給系數、渠系滲漏補給系數等。

（一）降水入滲補給地下水系數（α）

影響降水對地下水的補給量的因素很多，主要有地形、包氣帶岩性及結構、地下水位埋深、降水特徵及土壤前期含水量等。

降水入滲補給系數為降水入滲補給地下水量與降水量之比值。年降水入滲補給系數為年內所有場次降水對地下水入滲補給量總和與年降水總量的比值，其表達式為:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:α年是年降水入滲補給系數；pri是場次降水入滲補給量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水場次數。

用長期動態觀測孔求取年降水入滲系數的計算方法:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:_μ∑Δh_次是年內各次降水入滲補給地下水量之和；P_年是年降水量；Δh_次是某次降水引起的地下水位升幅值。

根據動態資料分析計算，在前人試驗的基礎上，綜合考慮各方面的因素，給出盆地區降水入滲補給地下水系數（詳見第四章）。

（二）地下水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）

蒸發極限深度就是指淺層水停止蒸發或蒸發量相當微弱時，淺層水位埋深值。蒸發強度就是在極限蒸發深度以上，單位時間淺層水的蒸發量。

影響地下水蒸發的主要因素是地下水位埋深、包氣帶岩性和水面蒸發強度等。

理論上，當水位埋深處於蒸發極限深度時，地下水在無補給、無開採的條件下，動態曲線近於平直。

地下水蒸發極限深度（L）

蒸發極限深度通常採用悉猛迭代法、試演算法和經驗公式計算（L），公式如下:

迭代法:

試演算法:

經驗公式法:

式中:ΔT₁、ΔT₂為計算時段，d；H₁、H₂、H₃為時段內水位埋深，m；Z₁、Z₂為時段內水面蒸發強度，m/d；

經計算，太原盆地孔隙水區不同岩性的蒸發極限深度依包氣帶岩性不同分別為:亞砂、亞粘土互層為3.5m，亞砂土為4.0m，粉細砂、亞砂土互層為4.5m。

地下水蒸發強度

計算公式:

式中:Z₀是液面蒸發強度，mm/d；ΔH是淺層水降落間段的平均水位埋深，mm；Z是蒸發強度，mm/d。

由本區淺層水水位埋深圖（詳見第四章）可看出，水位埋深小於4m的區域在北部太原市和南部平遙、介休一帶，根據上式計算太原、平遙、介休等地的地下水蒸發強度見表3-1。

表3-1 太原盆地孔隙水區地下水蒸發強度

（三）灌溉回滲地下水系數（β）

是指田間灌溉補給地下水的量與灌溉總量的比值。影響灌溉回滲系數和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定額等多種。

計算公式:

式中:μ是給水度；Δh是由灌溉引起的地下水位平均升高值，m；Q是灌溉水量，m³；F是面積，m²。

本次工作在盆地太原市小店區郜村、汾陽市賈家莊鎮東馬寨村和榆次市楊盤等3個地方布置了3組灌溉入滲試驗，地表岩性郜村為粉質粘土、東馬寨上部為粉質粘土，下部為粉土，楊盤為粉土，化驗室給水敗陸猜度試驗結果分別為0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面積上布置10眼觀測孔，水位埋深1.2～1.3m，累計灌溉水量160m³，10個孔平均水位上升值為0.1912m，根據上式計算得灌溉入滲地下水系數為0.32；東馬寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面積上布置10眼觀測孔，灌溉水量60m³，觀測孔平均水位上升值為0.465m，計算得灌溉入滲地下水系數為0.58；楊盤布3個觀測孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面積100m²，灌溉水量100m³，平均水位上升高度為0.27m，計算得灌察型溉入滲系數為0.039。

從以上試驗數據可以看出，不同水位埋深、不同岩性地區灌溉入滲系數有很大區別。綜合考慮各種因素，灌溉回滲地下水系數選用值見表3-2。

表3-2 灌溉回滲地下水系數

（四）彈性貯水系數S、導水系數T、給水度μ、滲透系數K

盆地區大部分地區都進行過1∶5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗，本次在文水文倚、汾陽等5地分別作了5組抽水試驗，用非穩定流公式，降深-時間半對數法計算結果如下:文倚導水系數T＝1983.59～2181.95m²/d，滲透系數K＝32.19～35.4m/d，彈性貯水系數S＝1.79×10^-3；汾陽縣賈家莊鎮東馬寨村抽水試驗求得導水系數T＝325.84～376.5m²/d，滲透系數K＝5.65～6.53m/d。結合以往本區的工作成果，給出太原盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-13和參數分區表3-3。

表3-3 太原盆地中深層孔隙承壓水及淺層孔隙潛水參數分區

圖3-13 太原盆地參數計算分區圖

二、大同盆地水文地質參數計算

由本區淺層水2004年水位埋深圖可看出，水位埋深小於4m的區域主要分布於盆地中部沖積平原區，盆地南部懷仁、山陰、應縣、朔州分布面積較大。根據計算和以往試驗資料，本區蒸發強度確定值見下表（表3-4）。

表3-4 大同盆地孔隙水區地下水蒸發強度

據「山西省雁同小經濟區水資源評價、供需平衡研究報告」中搜集的本區灌溉回滲試驗數據取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定額的灌溉回滲系數，灌溉回滲系數選定值見表3-5。

盆地區大部分地區都進行過1/5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗。本次工作搜集本區以往抽水試驗孔117個，本次在大同縣黨留庄鄉、懷仁縣金沙灘鎮、懷仁縣新發村、懷仁縣榆林村、山陰縣張庄鄉、朔州市城區沙塄鄉等6地分別作了6組抽水試驗，採用AquiferTest計算程序，非穩定流方法計算，本次抽水孔具體情況和計算結果見表3-6和表3-7 。

表3-5 灌溉回滲地下水系數

表3-6 大同盆地本次抽水試驗數據統計

表3-7 大同盆地本次抽水試驗計算成果表

結合以往本區的工作成果，給出大同盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-14、圖3-15和參數分區表3-8、表3-9 。

圖3-14 大同盆地降水入滲系數分區圖

圖3-15 大同盆地淺層、中深層孔隙水參數分區圖

表3-8 大同盆地淺層孔隙潛水參數分區表

續表

表3-9 大同盆地中深層孔隙承壓水參數分區

三、忻州盆地

忻州盆地地下水資源較為豐富，開采條件優越，20世紀70年代之前地下水開采規模較小；70年代初至80年代末隨著農業灌溉的普及，工業生產的發展和城市規模的擴大，地下水開采量迅速增加。開采對象以淺層水為主，造成淺層水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。從20世紀90年代至今，雖然地下水開采量具有逐年增大的趨勢，但增加幅度較小，且中層井數量逐漸增多，形成了淺層水、中層水混合開採的新模式，地下水位總體處於動態平衡狀態。受地下水人工開採的影響，降水入滲系數及導水系數等水文地質參數發生了一定程度的變化。

區內降水入滲系數的變化除了與年降水量及降水特徵有關外，主要與淺層地下水位埋深關系較為密切。已有資料表明，在山前傾斜平原區，淺層水位埋深一般大於7m，因水位下降使降水入滲系數發生了不同程度的減小。在沖積平原區淺層水位埋深一般小於7m，水位下降的結果引起了降水入滲系數有所增大。不同地貌單元降水入滲系數的變化見第五章。

從20世紀70年代以來，區內含水層的導水系數發生了較為明顯的減小，主要體現在因淺層地下水位下降，使淺層含水層上部處於疏干狀態，含水層厚度減小，直接導到導水系數減小。因淺層水水位下降幅度不同，導水系數減小的程度也存在差異，從本次地下水側向補給量計算斷面附近的井孔資料分析，含水層厚度一般減小了3～6m，導水系數由70年代中期的60～250m²/d，減少到目前的50～200m²/d左右。

忻州盆地給水度根據不同地貌單元含水層岩性、分選性及富水性綜合確定見表3-10及圖3-16 。

表3-10 忻州盆地淺層含水層給水度分區

圖3-16 忻州盆地給水度分區圖

四、臨汾盆地

經過搜集以往資料，調查和計算確定臨汾盆地降水入滲系數見表3-11。臨汾盆地滲透系數及給水度分區見圖3-17，表3-12。

表3-11 臨汾盆地平原區降水入滲系數統計

圖3-17 研究區滲透系數及給水度分區圖

表3-12 臨汾盆地參數分區表

五、運城盆地

運城盆地地下水長觀網建站年代較遠，積累了大量的地下水位監測資料，且經過多次的地質、水文地質勘察、地下水資源評價工作，取得了大量的降水入滲值，參考前人綜合成果，結合目前包氣帶岩性、地下水位埋深，給出運城盆地降水入滲補給系數，見表3-13。

表3-13 運城盆地平原區降水入滲系數統計

渠系有效利用系數除受岩性、地下水埋深影響外，還與渠道襯砌程度有關。修正系數r為實際入滲補給地下水量與渠系損失水量Q_損的比值，是反映渠道在輸水過程中消耗於濕潤土壤和侵潤帶蒸散損失量的一個參數，它受渠道輸水時間、渠床土質及有無襯砌、地下水埋深等因素的影響。一般通過渠道放水試驗獲得。本次評價主要參考運城市水利局相關試驗成果，見表3-14。

表3-14 運城盆地萬畝以上灌區η、r、m值統計

灌溉回歸補給系數β值與岩性、植被、地下水埋深及灌溉定額有關，一般通過灌溉入滲試驗求得，本次評價主要參照運城市水利部門資料綜合確定，詳見表3-15。

表3-15 運城盆地灌溉回歸系數β取值

河道滲漏補給系數是河道滲漏補給地下水量與河道來水量的比值。其值大小與河床下墊面岩性、流量、地下水位埋深及滲漏段長度有關。運城盆地沿中條山前發育數條季節性河流，河床下墊面主要為砂卵礫石，當洪雨季節，地表河床水位遠高於地下水位，為地表水的入滲造就了十分便利的條件。根據河道滲漏資料，可建立如下數學模型:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:m_河是河道滲漏補給系數；A是計算系數，A＝（1-λ）×（1-φ）^L，φ是單位千米損失率；L是河道滲漏長，km，Q徑是河道來水量，m³/s。

據運城市水利部門研究成果，A值約為0.090。

含水層的滲透系數主要由野外抽水試驗通過穩定流及非穩定流計算公式求得，各勘探部門在運城盆地先後進行過各種勘察，進行了大量的抽水試驗工作，積累了豐富的資料，參考本次抽水試驗成果對以往參數進行了修正，取值結果見表3-16 。

表3-16 運城盆地鬆散岩類K值選定表

降雨入滲補給系數在同岩性、同降雨量情況下，隨地下水位埋深的增大，降雨入滲補給系數會達到一個最大值之後趨於減少或變為常數。運城盆地北部的峨嵋台塬及聞喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黃土類為主，降水入滲主要依靠黃土垂直節理裂隙及「流海縫」以「活塞式」注入地下，多年來其降水入滲系數基本為常量，經用動態分析法計算其降水入滲系數在0.108～0.11間；在盆地中部的沖湖積平原區，其地表岩性主要以Qp₃＋Qh沖湖積相的亞砂土、亞粘土、粉細砂為主，由於開采強烈，區域水位嚴重下降，地表數米至幾十米內均為飽氣帶，為降水入滲准備了調蓄空間，加強了降水向地下水的轉化。根據盆地地下水長觀孔資料及次降雨資料，計算出盆地沖湖積平原地帶，降水入滲系數在0.1～0.162之間，總體上上游大於下游。而在東部及南部的山前傾斜平原區，地下水位埋深一般大於5m、乃至幾十米，地表岩性大多為亞砂土及亞粘土，尤其是在一些溝口附近，從地表往下幾十米范圍內為干砂卵礫石，一般降雨基本上不產生地表徑流，這無疑加大了降水的轉化。據相關資料計算，降水入滲系數高達0.21～0.30。因過去所做的工作不系統，沒有對降雨入滲系數進行系統分類，不便比較，但根據運城盆地飽氣帶岩性、地下水變動情況，除峨嵋台塬及黃土丘陵區變化不大外，其他地區降雨入滲系數無疑有增大趨勢。

盆地內抽水井的含水層，大多為數個含水層混合開采。現根據本次抽水計算值，對歷次研究成果中的K值加以修正，得出運城盆地各個地貌單元的滲透系數。總體來說，黃河岸邊低階地區K值最大為11.3～14.6m/d，中條山山前傾斜平原次之，為5.45～6.12m/d，最次為聞喜北垣K＝1.10m/d左右。

根據地貌單元、含水層岩性、地下水水力特徵及各參數特徵，將運城盆地劃分為10個參數分區，見表3-17及圖3-18。

表3-17 運城盆地水文地質參數分區

六、長治盆地

根據水文地質條件，長治盆地參數分區見圖3-19，表3-18 。

圖3-18 運城盆地水文地質參數分區表

圖3-19 長治盆地參數分區圖

表3-18 長治盆地淺層孔隙潛水參數分區

（一）降水入滲補給系數變化

根據《太原市地下水資源評價報告》研究成果，盆地區亞砂土、極細砂、細砂的降水入滲系數隨著地下水位埋深的增大而增大，當水位埋深超過一定值以後，降水入滲系數開始趨於穩定；降水量越大，降水入滲系數在相同的岩性和地下水位埋深條件下也越大。對於亞砂土、極細砂、細砂在相同水位埋深和降水情況下，細砂的降水入滲系數>極細砂的>亞砂土的。總體來說，顆粒越粗，降水入滲系數也越大。

α隨降水量的變化，非飽和帶在降水入滲補給地下水過程中起調節作用，降水入滲補給過程要滯後於降水過程，其滯後時間的長短、特徵與非飽和帶的重力水蓄水庫容關系密切，地下水埋深越大，其蓄水庫容也越大，調節能力也越強，滯後現象也越明顯。

在亞砂土、極細砂和細砂3種岩性中，降水量相等時，降水入滲系數從大到小的順序為細砂、極細砂、亞砂土。場次降水量的影響表現為α次先是隨著降水量的增大而變大，當降水量超過一定數值後，α次反而呈減少趨勢，這個降水量即是最佳降水量。α年與α次有相同的規律性，從入滲機制分析，α年也存在最佳年降水量。

當地下水埋深為零時，降水入滲補給系數亦為零，然後隨埋深的增加由小變大；當地下水埋深到達某一定值時，降水入滲補給系數達到最大值即最佳降水入滲補給系數，並由此隨埋深的增加由大到小，到達一定的埋深時，趨於定值。地下水埋深對降水入滲補給系數的影響，可從3方面來說明。

埋深反映了蓄水庫容的大小。當埋深為零時，即蓄水庫容為零，這時無論降水量多大，均無入滲補給的可能。當埋深增加時，地下水庫得到了降水入滲補給量，此時降水入滲補給系數大於零，降水入滲補給系數隨埋深的增加而增大。當地下水達到最佳埋深時，其對應的降水入滲補給系數為最佳降水入滲補給系數，原因是由於條件一致的地區中的依次降水，其入滲補給量隨地下水埋深的變化必存在一個最大值。當地下水埋深較小時，由於地下水蓄水庫容較小，形成蓄滿產流，不能使降水全部入滲；當地下水埋深再增大時，則損失較最佳埋深為大，故降水入滲補給系數隨埋深的增加而減小。對於不同級別的降水量，α最大值出現的地下水位埋深區域也不同。最佳埋深與岩性和降水量有關。

地下水埋深在某種程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大體可概化為3種狀況。第1種情況是地下水埋深較小，毛管上升水總能到達地表；第2種情況是地下水埋深較大時，毛管上升水無法到達地表；第3種情況是地下水埋深介於兩者之間，在此埋深內，由於地下水位是升降變化，毛管上升水有時達到地表，有時達不到地表。這3種情況將對降水入滲補給量有不同的影響。第1種情況，降水一開始，水即可通過毛管在重力作用下迅速向下移動，地下水位在降水開始後很快上升。第2種情況，降水首先應滿足土壤缺水的需要，而後在重力作用下通過空隙下滲補給地下水。其滲漏途徑較第1種情況長，入滲方式也有差異。

圖3-20 滲透系數與深度關系圖

不同地下水位埋深條件對降水入滲補給系數取值的影響。盆地太谷均衡實驗場的水分勢能實驗最大深度為8.2m，有觀測點41個。多年資料的分析結果表明，土壤水分勢能變化從地面往下可分為3個變化帶———劇烈變化帶、交替變化帶和穩定帶，劇烈變化帶埋深為0～1.1m，土壤水分勢能變幅大於200×133Pa；交替變化帶埋深1.1～3.6m，土壤水分勢能變幅大於（100～200）×133Pa之間；埋深3.6m以下為穩定帶，其土壤水分勢能變幅小於100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的穩定特性更為明顯，其土壤水分勢能的變幅一般不超過50×133Pa，其土壤水分全年為下滲狀態。表明埋深在5.0m以下為穩定入滲補給，反映在降水入滲補給系數上隨埋深增加，α_年將趨於穩定，故當埋深大於5.0m時，α_年值可取定值，不再隨埋深而變化。原因是地下水埋深已到達或超過地下水極限埋深，損失趨於定值，水分不向上運動，必然向下運動，故形成了降水入滲補給系數隨地下水埋深變化的穩定值。

（二）滲透系數變化

孔隙含水介質的滲透能力不僅取決於粒徑大小、顆粒級配、膠結程度，還與其埋深有關。同一岩性的孔隙含水介質，隨著深度的增加，介質被壓密，滲透系數會減小。

根據河北平原山前沖洪積扇扇頂區數百個鑽孔資料的統計，各種含水介質的滲透系數隨埋深增加呈指數衰減，部分深層不同岩性滲透系數隨埋深的變化規律參考下述經驗公式:

岩性為卵礫石時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0131h R＝0.877

岩性為砂礫石時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0116h R＝0.869

岩性為中粗砂時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0057h R＝0.896

K為埋深處的滲透系數；K₀為地表淺層的滲透系數；h為埋深；R為相關系數。

因此，對於同一種岩性，其滲透系數大小與深度有關（圖3-20）。

3. 地下水的補給、徑流與排泄

吳忠市境內地下水80%為灌溉水滲透補給，主要補給源是引黃灌渠、排水溝及田間滲漏，其次是大氣降水滲入補給。地下水資源具有埋藏深，礦化度高，可開發利用水資源非常有限，時空分布不均衡，水質、水量地域差別大的特徵。地下水排泄方式主要以開采、蒸發和側向徑流向黃河補給。

表2.3 研究區地層信息表

黃檔禪激河是吳忠主要的地表水，年均過境水量318×10⁸m³。據青銅峽水文站資料，多年平均流量990m³/s，最大洪水流量為6980m³/s、最小枯水流量為300～1000m³/s，近幾年徑流量（172.5～202.4）×10⁸m³。多年平均輸沙量1.36×10⁸t，多年平均含沙量4.29kg/m³，行水期為1～12月，在嚴寒季節時有封凍。地下水埋藏於砂類和碎石岩土中，為潛水類型的自由水面，補給來源主要為上游來水和灌溉滲入，少量為降雨，地下水位3～4m，水質為礦化度0.8～2 g/L的淡水。秦、漢渠春、秋灌溉行水期為4月19日～9月15日，冬灌行水期為10月24日至11月17日，全年放水時間約170d。

（1）渠系滲襲團漏及灌溉入滲補給

漢渠和秦渠的渠系滲漏及灌溉入滲補給見表2.4。

表2.4 渠系滲漏系數及灌溉入滲系數補給表

（2）大氣降水滲入補給

大氣降水對地下水的補給取決於大氣降水量、降水形式及包氣帶岩性和地下水位埋深。研究區降水量較小，多年平均降水量為192.3mm，且多集中在7～9月，研究區有效降水量佔全年降水量的93.4%。

（3）側向徑流補給

本區含水層具有鬆散、粒度粗、孔隙大、徑流條件好的特徵，地下水沿著自然坡向向下游側向徑流，在局部水源開採集中地地段，地下水運動場發生變化，徑流條件有所改變。

（4）蒸發

影響蒸發的主要因素是潛水水位埋深和包氣帶岩性。研究區的蒸發主要發生在春、夏、秋3個季節，冬季地下水的蒸發量很小，當潛水水位埋深超過5m時蒸發便極其微弱，甚至不受蒸發的影響。在降行襪水期、農田灌溉期，地下水位埋深淺，近地表小於1m，蒸發極為強烈。

（5）排水溝排泄

研究區內主要排水溝為南干溝，自研究區中部由南至北流經峽口鄉、金積鎮、早元鄉後匯入黃河，區內流長約9km，灌期主要排泄灌溉剩餘水，非灌期排泄廠礦污水及少量地下水，是研究區內受污染最嚴重的渠道。

（6）人工開采

研究區內有金積工業園區有多家企業自備深井（宇華造紙廠和夏進乳業等）及農戶自備的手壓井，成為地下水排泄的一種途徑。

4. 有效降雨量的含義是什麼，降雨入滲系數怎麼確定

有效降雨量：全年或季節性總降雨量中為作物生產直接或間接利用，及用作農田其他必須耗用的水量。它包括作物截留的雨水、作物植株蒸騰和株間土壤蒸發（水田即為株間水面蒸發）掉的降水、淋洗和水田滲漏等有助於作物生長和耕作作業的那部分降水。
降水入滲補給系數是重要的水文參數，其值可用下列方法確定。
①動態分析法。在地下水水平排泄微弱的平原地區，降水後補給潛水的水量引起地下水位上升。利用地下水自記水位計或其他儀器能准確測得降橘困好水後地下水位上升幅度Δh。Δh和水位變動帶給水度μ值的乘積大致等於降水入滲補給量，即Pr=μΔh，將它除以同期的降水量即得α值。當計算時段內有數次降水，則將每次降水引起的地下水位上升幅度相加，再乘以給水度，除以該時段的總降水量，得到該時段的降水入滲補給系數。在地下水水平徑流強的山區或山前地區，該法不適用。此時，可有計劃布置5個以上的觀測孔，同時觀測地下水圓鉛水位，用有限單元法或有限差分法近似計算降水入滲補給量，再求出降水入滲補給系數。
②水量平衡法。如能在一個閉合流域設置地下水平衡試驗場，則可通過實測各平衡要素，求得降水入滲補給系數。每次降水後，將實測的降水量減去實際蒸發尺廳量、植物截留量、坑塘河溝攔蓄量、地表徑流量、包氣帶土壤含水量的增量等，即可求得降水入滲補給量，進而求得降水入滲補給系數。

5. 植被生態對地下水的養涵作用

植被生態系統具有良好的水土保持功能。發育良好的植被生態系統，如森林生態系統、草地生態系統、灌叢生態系統等能有效地防止暴雨對地面的沖刷，減緩片流流速，具有遲滯地表產流時間和降低洪水強度的功能。同時，也增加了降水入滲補給地下水的時間和入滲量，即增加有效入滲補給量，對地下水起到很好的養涵作用。

生態系統變化對地下水的影響主要表現在對地下水補給的影響。植被生態系統的破壞不僅會加劇土壤流失，也會降低降水戚仿的有效補給，使地下水資源量減少。例如，湖南湘西岩溶地區，20世紀70年代末，森林覆蓋率為60%～90%，水土流失面積30%～40%，降水入滲補給量為865748×10⁸m³/a。到2001年末，森林覆蓋率降低到30%～60%，水土流失面積為40%～70%，降水入滲補給量降低到775710×10⁸m³/a。降水補給量的減少，引起區域地下水位大幅降低，地下河及泉的枯水期流量相應減少了30%～60%。

湖南龍山縣阿虧岩溶泉域為典型的喀斯特准森林植被系統，泉域內喬木植被繁茂，覆蓋率高。中國地質科學院岩溶地質研究所，對阿虧岩溶泉及坡面徑流動態進行了觀察，結果表明，泉水動態曲線比較平緩，屬典型的多峰連續波狀曲線，峰值與降水產伏岩生的坡流相對應；日降雨量大於10mm或連續降雨量大於15mm，才產生坡流，出現時間滯後於降雨時間約30～45min，且徑流強度較小；降雨量大，降雨時間短時，出現最大坡面徑流時間較短（一般較降雨滯後15～50min）；降雨時段長，降雨量較小時，出現最大坡面徑流時間較長，一般滯後降雨時間2～3h，雨後坡面徑流消退時間極短。見圖7-1。坡面徑流曲線特徵表明，土壤與植被對降雨入滲具有明顯的調蓄功能；一旦生態系統遭到破壞，土壤植被對降雨入滲的調蓄功能將大大減弱。生態惡化是引起岩溶石山區水資源短缺的重要因素。封山育林、退耕還林，促進岩溶石山區、石漠化地區的生態向良性轉變是維持岩溶山區區域水資源可持續利用的關鍵（鄒勝章等，2004）。

圖7-1 阿虧坡面徑流動態曲線圖

不同植被生態系統對地下水的養涵功能不盡相同。例如，在黃河源區，覆蓋在地勢較高的坡地、台地上的高山草甸生態系統，主要由高山嵩草類植物群落組成，植物的覆蓋度大於90%，根系十分發育，盤根高廳纖錯節，構成土層的骨架，腐殖土充填其間，富有彈性，具有孔隙度高、飽和含水量大的特徵。夏季降水較多，草甸不僅能降低片流流速，降低洪水強度，而且能保持大量水分，使有效降水滲入量增加。發育在地下水排泄區的高寒沼澤草甸生態系統，以藏嵩草、苔草群落為主，草甸中密集的植物根系和豐富的腐殖質對地表水有良好的凈化功能，從沼澤草甸匯流出來的溪流水質都能達到二類水標准。

黃河源區的高寒沼澤草甸生態系統、高山草甸生態系統和高寒乾旱草原生態系統，以其覆蓋度很高的植被和良好的固土能力，在冬季能有效地防止強風對地表的侵蝕；在夏季綠茵的草甸不僅養涵著地下水和地表水資源，而且是各種候鳥和野生動物的天堂，維系著源區的生物多樣性。近幾十年來，由於全球性氣候變暖、凍土退化、過渡放牧等因素影響，黃河源區出現大面積草場退化和沙化。為了解這些變化對水源養涵功能的影響，筆者曾採用寒區匯流數學模型進行研究，結果表明，1997年與1964年相比，地下徑流補給系數和儲存系數有所降低，而地表徑流補給系數則有所增加（曹文炳等，2003），顯示出，水環境變化導致植被生態系統退化，植被生態系統的退化反過來又使得黃河源區的水源養涵功能降低。

6. 降水入滲補給系數

2.4.4.1 降水入滲補給系數變化規律認識

地下水不開采處於完全自然狀態時，從長期均衡的角度看，非飽和帶厚度和地下水的垂向補給條件基本不變，因而降水入滲補給系數也基本不變。隨著地下水開采，潛水和微承壓水水位下降，非飽和帶厚度增大，地下水的垂向補給條件發生變化，降水入滲補給系數也隨之發生變化。因此，分析和研究隨著地下水開采程度的增長，降水入滲補給系數的變化規律，對於充分認識潛水和潛水-微承壓水的垂向補給變化，充分開發利用潛水和潛水-微承壓水，科學地控制地下水的開采，以達到持續利穗兄用和保護環境的目的是十分重要的。

尤其在我國北方地區，地下水開采程度比較高，地下水開采經歷了一個長時間發展過程，積累了大量地下水動態等相關資料，為這方面的調查研究創造了有利條件。

分析研究的重要內容:

(1)年降水量P_年、次降水量P_x與降水入滲補給量和降水入滲補給系數的相互關系，繪制α-P_年、α-P_x關系曲線。分區選擇歷年不同降水量資料及其附近地下水觀測點的水位升幅值，求取降水入滲補給系數。並繪制相關曲線圖。(注意非飽和帶岩性的相似性)。

(2)地下水埋深(h)與降水入滲補給系數的相互關系。

(3)不同非飽和帶岩性條件下，降水入滲補給系數與地下水埋深的相互關系，繪制其相關曲線。如圖2.4.1 所示。

圖2.4.1 不同岩性降水入滲補給系數α-地下水埋深(h)相關曲線

2.4.4.2 降水入滲補給系數評估計算方法

在長期地下水調查研究實踐中已積累了許多方法，但各種方法也有其局限性，實際工作中要了解這

些方法的特點、存在問題和相互差異，結合各地區自然條件和已有資料來選擇合適的計算方法。

2.4.4.2.1 利用地下水長觀動態資料求降水入滲補給系數由於地下水長期觀測區在區域上數量多、分布較均勻，各類代表性地區大都沒有觀測點，因此，用地

下水長觀動態資料求取降水入滲補給系數是普遍且效果較好的方法。其計算方法主要有兩種:

(1)年水位升幅累積法，計算年降水入滲補給系數

這個方法的前提是一些平原區地下水側向流動較緩慢，天然條件下，地下水位升幅完全代表了地下水含水層所獲得的降水入滲補給。因此年降水入滲補給系數為降水所引起的地下水升幅之和乘以給水度被年降水量除。

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中:μ———給水度;

Δh_i———降水引起的次水位升幅;

N———全年降水次數，i＜N;

∑P_i=P_年———年降水總量;

N_i———年內降水引起水位升幅的有效補給的次數，N_i＜N。

(2)前期影響降水量法

這個方法需要研究程度比較高，尤其適用於非飽和帶土壤水運移規律和參數研究比較有基礎的地區。

方法要求仔細研究歷次降水過程和補給，以及前次降水的影響。首先計算次降水入滲量，次降水入滲補給系數，再換算成年降水入滲補給系數。計算公式:

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中:P_ai———前期降水影響量(它概括反映了無效降水量和非飽和帶土層含水量對次降水入滲補給量的影響);

k———影響系數，取值0.85～0.95，一般取平均值0.9;

P_i———本次降水量;

P_i-1———前次降水量;

t———距本次降水的天數，可由本次降水向前推15～20天。次降水入滲補給系數:

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中:μ———給水度;

Δh_i———由本次降水入滲補給形成的水位升幅;

P_i———本次降水量;

P_ai———本次降水的前期降水影響量。

需要計算年降水入滲補給系數時，須將次降水入滲補給系數換算成年降水入滲補給系數。計算公式如下:

地下水資源調查評價技術方法匯編

利用動態資料求取降水入滲補給系數注意的問題:

·由於地下水虧滲在含水層中多年循環和調節補給的結果，地下水資源不完全對應於每年的補給量，而是在一個有代表性的氣象周期內平均值的概念。需要進行多年調節計算時，要採用相應頻率的降水量數據。年降水量小於400mm以下，降水入滲補給系數將明顯減少。

·計算時注意分離出非降水因素引起的水位升幅值，如由於河水灌溉引起的水位上升影響等。

·地下水長期觀測一般為5日一次，也有10日一次的情況。在雨季，這樣的間隔對降水入滲補給系數計算影響較大。如果有試驗區的日觀測資料，可以用日觀測資料計算後對5日、10日觀測資料計算結果加以修正。

2.4.4.2.2 均衡試驗場觀測試驗求取降水入滲補給系數

國土資源部和其他相關行業部門都曾在各地建設了一些試驗場，這些試驗場目的不盡相同，但不少試驗場都設置有氣象和降水猜空襲入滲觀測。收集這些資料對調查地下水補給和確定參數極為重要。

地下水均衡研究中，對降水入滲補給和蒸發的觀測主要有三種方法:第一種是馬里奧特瓶法，第二種是稱重法，這兩種方法都將降水入滲與蒸發分別觀測計算。因此，馬氏瓶中接收的水量和稱重得到的水量都不能反映自然界地下水在含水層中補給-蒸發作用同時進行所獲得的真實補給量和形成的水位升幅降幅。因此只有將相同時間段內降水入滲量減去蒸發量，才能得到真正的降水入滲補給量。第三種方法是非飽和帶水分運移觀測試驗，測量降水通過非飽和帶下滲補給潛水的水量，通常通過零通量面法和瞬時流量法試驗觀測計算獲得。

以上試驗取得的都是點上的年降水入滲系數，用到較大面積的計算分區時，會有差異。

2.4.4.2.3 模型模擬反求降水入滲補給系數

求得的降水入滲補給系數經過模型模擬均衡計算，通過幾年均衡量的校核，可信度比較高。要注意的是，模型計算所得參數是模型計算中參數分區面上的平均降水入滲補給系數值。開采量數據的准確性對反求參數的大小影響極大，應首先考核開采量的准確性和開采量的年內分配合理性。

2.4.4.2.4 岩溶小泉域排泄量反求降水入滲補給系數

對邊界比較清楚的全排型岩溶小泉域可以統計泉域內的泉和集中排泄帶的泉的流量，除以小泉域內面降水量，求取降水入滲補給系數。

此參數可引入區內其他岩溶分布區應用，須注意的是:

(1)泉域內地下水已開采利用時，對野外測定的泉流量要進行地下水開采量還原。

(2)泉域內第四系覆蓋薄，降水易滲入到岩溶含水層中，且有農業灌溉的地區，則需注意計算中應扣除部分灌溉入滲補給量。

2.4.4.2.5 利用觀測孔組資料用有限差分法求降水入滲補給系數

當區內長期觀測孔數量不足或分布不勻時，可以用若干長觀孔，或者調查時臨時選定若干計算時段，計算孔組，組織短期觀測試驗後用有限差分法計算降水入滲補給系數。

為減少干擾，提高計算精度，計算時段的選擇極為重要。一般選擇無開采、無灌溉的時段進行為宜。

以一個觀測孔為中心，與周邊若干觀測孔可以連成幾個三角形，以各三角形的每一邊中點所作垂線，交點連成的多邊形是觀測孔的均衡區，選定Δt計算時段內單位面積垂向補給量W(圖2.4.2)。

圖2.4.2 觀測孔均衡區劃分

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中:μ———給水度;

Δh_i———中心孔在Δt計算段內水位上升值;

T———導水系數;

Δt———計算時段;

A₁———中心孔均衡面積;

———任一觀測孔平均水位高程;

h₁———中心孔平均水位高程;

L_1i———中心孔與周邊任一觀測孔i的距離;

l_1i———中心孔與周邊各觀測孔連線中點垂線組成的泰森多邊形的邊長。

用此方法也可計算區域平均蒸發量。

當計算期內有開采井時，上述計算公式右端應加一項:

地下水資源調查評價技術方法匯編

式中:m———開采井個數;

Q_p———任一井抽水量;

A₁———中心孔均衡面積;

a_βp———P井與中心孔對邊的距離;

L_β———中心孔與對邊的距離;

———流量分配系數，

7. 地下水資源分區評價

一、山區地下水資源

黑河流域山區地下水資源總量為14.99×10⁸ m³/a，其中祁連山區14.41×10⁸ m³/a，北部山區0.58×10⁸ m³/a。山區地下水資源為河川基流和向平原側向補給的溝谷潛流提供了重要保證。

（一）祁連山區

採用排泄法，分別計算了各州、縣、市的地下水資源量。祁連山山區地下水資源量為有測站河流基流量（分割法確定），包括小溝小河流量。山區對平原區地下側向流入量為各溝谷潛流量和基岩裂隙水側向徑流量，後兩項資源量主要採用前人研究成果或水利部門實測資料核算，計算結果如表5-5所示。

表5-5 黑河流域祁連山區地下水資源量（10⁸ m³/a）

（二）北山、走廊山脈及下游山地

山丹接受大黃山區地下水徑流補給，張掖、臨澤、高台接受走廊北山的地下水徑流補給。金塔接受馬鬃山區的補給，下游額濟納盆地接受馬鬃山區和北部山區的補給，用徑流模數比擬法對該區地下水資源進行計算，各縣市計算結果如表（表5-6）。

表5-6 黑河流域北部山區、走廊山區及下游山區地下水資源量（10⁸ m³/a）

二、平原區地下水資源

在黑河流域平原區，主要計算了中、下游區各盆地的地下水補給量及排泄量。

（一）河道滲漏補給量

按行政市、縣和24個灌區分別統計，並按河流流此液量分級，按河道岩性分段，結合以往實際測量，給出不同滲漏率，通過均衡方法獲得如表5-7所示的結果。

表5-7 黑河流域平原區河水滲漏補給量（10⁸ m³/a）

（二）雨洪水滲入補給量

在黑河流域平原區，有21個灌區具有形成雨洪水補給的條件，經多項指標統計和計算，雨洪水滲入補給總量為0.49×10⁸ m³/a（表5-8）。

表5-8 黑河流域雨洪水滲入補給量

（三）溝谷潛流補給量

根據以往勘探和研究報告，黑河流域盆地有33個灌區具有形成溝谷潛流的條件，經分析和計算，各河（溝）谷補給盆地的穩定潛流量（包括山區基岩裂隙水側向流入量）為2.73×10⁸ m³/a（表5-9）。

表5-9 黑河流域溝谷潛流補給量

（四）渠系滲漏補給量

在黑河流域中、下游盆地，共有40個灌區。經對全部灌區渠系引水量的調查統計，渠系利用率和包氣帶消耗穗搭合理選取，計算出流域內各縣（市）渠系水滲入補給總量為10.24×10⁸ m³/a（表5-10）。

表5-10 黑河流域渠系水滲入量計算

（五）田間滲漏補給量

根據以往實驗結果，當地下水水位埋深大於10 m時，灌溉水基本不會形成對地下水補給。在黑河流域，有24個灌區的地下水水位埋深在10 m以內，進而按地下水水位埋深小於1 m、1～3 m、3～5 m和5～10 m分別進行了灌溉面猜扒拿積統計和不同岩性灌區滲入系數的合理選取，然後根據不同灌區灌溉用水量大小進行計算，田間滲漏補給量為3.14×10⁸ m³/a（表5-11）。

表5-11 黑河流域平原區田間滲漏補給量

（六）降水、凝結水入滲補給量

黑河流域平原區降水量較小，只有當地下水水位埋深小於5 m時，才能形成有效的入滲補給。根據灌區地下水水位埋深分布，有27個灌區具有形成降水、凝結水滲入補給的條件。按小於1 m、1～3 m、3～5 m埋深，確定不同的面積和補給系數。經計算，平原降水和凝結水入滲補給總量為2.25×10⁸ m³/a（表5-12）。

表5-12 黑河流域降水、凝結水入滲補給量

（七）潛水蒸發量

潛水蒸發是地下水排泄的主要方式。當地下水水位埋深小於10 m時，在岩性、植被等地貌條件相同情況下，蒸發量一般隨水位埋深增大而增大。本次按地下水水位小於1 m、1～3 m、3～5 m和5～10 m埋深圈定各灌區的分級面積，依據前人實驗測得的不同水位埋深下的蒸發強度進行綜合計算，潛水蒸發量為17.25×10⁸ m³/a（表5-13）。

表5-13 黑河流域平原區潛水蒸發量

（八）泉水溢出量

據1998年山丹縣區調報告，山丹縣泉水溢出量為0.46×10⁸ m³/a（表5-14）。

表5-14 黑河流域大馬營盆地山丹縣泉水溢出量（10⁸ m³/a）

採用比擬法計算了張掖市、臨澤縣和高台縣的泉水溢出量，以2001年九眼渠、西磨溝的實測值及1984年同期實測值（表5-15），求得張掖市、臨澤縣和高台縣泉水溢出量的衰減系數，最後計算結果是泉水溢出總量為8.62×10⁸ m³/a（表5-16）。

表5-15 黑河流域張掖盆地實測泉溝流量

表5-16 黑河流域張掖市、臨澤縣、高台縣泉水溢出量

據酒泉市水電局觀測資料，確定酒泉市、嘉峪關市泉水溢出量。現今清水河、臨水河（均為泉水河）泉水溢出量分別為0.76×10⁸ m³/a和1.06×10⁸ m³/a，與1985年觀測資料對比，清水河溢出量衰減了32%，臨水河溢出量衰減了45%，平均衰減率為39%。

據「酒泉幅報告」，酒泉東盆地泉水溢出量為4.26×10⁸ m³/a，酒泉西盆地泉水溢出量為0.20×10⁸ m³/a，用比擬法計算出現今泉水溢出總量為2.73×10⁸ m³/a（表5-17）。

表5-17 1999年黑河流域酒泉市、嘉峪關市泉水溢出量

按盆地分配，泉水流量如表5-18所示，多年平均泉水流量為11.81×10⁸ m³/a。

表5-18 黑河流域平原區泉水流量（10⁸ m³/a）

（九）地下水側向流入（出）量

在黑河流域平原均衡區，地下水側向徑流計算斷面122個，地下水側向流入（出）量計算結果如表5-19所示，側向流入補給量7.44×10⁸ m³/a，側向流出量7.44×10⁸ m³/a。

表5-19 黑河流域平原區地下水側向徑流量（10⁸ m³/a）

（十）開采量

根據對各縣（市）調查資料，主要包括1999年、2000年水利年報，結合區調報告，流域內地下水開采量為6.94×10⁸ m³/a（表5-20）。

表5-20 黑河流域地下水開采量（10⁸ m³/a）

綜合上述計算結果，扣除側向重復量，黑河流域平原區地下水總補給量29.67×10⁸ m³/a，總排泄量35.4×10⁸ m³/a，均衡差-5.73×10⁸ m³/a，地下水系統處於負均衡狀態（表5-21），地下水均衡狀況分布如圖5-10和圖5-11所示。

表5-21 黑河流域平原區現今地下水均衡計算成果（10⁸ m³/a）

圖5-10 黑河流域水量轉化關系及其剖面分布

圖5-11 黑河流域平原區地下水量均衡及其平面分布

由表5-21可知，在黑河平原地下水負均衡中，以額濟納盆地虧損最多，為-2.96×10⁸ m³。計算表明，以酒泉西盆地虧損模數最大，為-4.05×10⁴ m³/a·km²。

從表5-22可見，模型計算結果與張掖、酒泉東和大馬營3盆地總均衡結果之間僅差-2.18×10⁸ m³/a，說明計算比較准確。

表5-22 黑河流域平原區地下水均衡計算結果擬合（10⁸ m³/a）

8. 水文地質參數的確定

一、給水度

給水度在地下水分析研究中是一個十分重要的水文地質參數。一般認為，給水度指單位體積的飽和岩體中所能釋放的重力水體積和飽和岩體體積之比。通常在應用中，普遍把地下水位上升某一高度能儲蓄多少水也同樣用給水度μ來表示。顯然，地下水位降幅給水度與地下水位升幅飽和差，兩者不可能相等，但是在潛水位變動帶中，它們的數值是很接近的。目前，分析計算給水度值的方法很多，但各種方法都有一定的假設和適用條件，有些方法在使用中還存在這樣或者那樣的問題，故在實際工作中，能夠常用的方法亦不太多。

鑒於上述情況，根據灌區實際情況，採用地下水長觀資料和灌區非穩定抽水試驗相結合分析計算μ，利用地下水位動態資料及氣象資料，依據阿維揚諾夫經驗公式的假定，用相關分析法求μ，對地下水淺埋區、徑流作用較為微弱的地區比較適宜。涇河二級階地地區，由於階面寬闊、水力比降比較平緩，潛水水位變幅帶岩性在垂向與徑向的分布差異較小，潛水流向多呈北西-南東向，滲徑長，徑流作用相對微弱。對於含水層下部有粗顆粒分布的一級階地地區，取其大值平均值，其餘則取算術平均值。非穩定流抽水試驗求μ，是在泰斯公式基礎上演變而來的，因而推導其數學模型時，假定了若干邊界條件，實際試驗中，邊界條件比較復雜，很難對假設條件完全符合。利用水位恢復法確定μ，然後和地下水位動態資料分析對比，並根據灌區內含水層岩性、富水性及水文地質資料綜合分析、比擬，給出了7區各水文地質分區的給水度值（表7-1）。

二、滲透系數

滲透系數為水力坡度（又稱水力梯度）等於1時的滲透速度。影響滲透系數K值大小的主要因素是岩性及其結構特徵。確定滲透系數K值有抽水試驗、室內儀器（吉姆儀、變腔銀水頭測定管）測定、野外同心環或試坑注水試驗以及顆粒分析、孔隙度計算等方法伍彎宴。其中，採用穩定流或非穩定流抽水試驗，並在抽水井旁設有水位觀測孔，確定K值的效果最好。根據灌區抽水試驗資料及相關水文地質勘察規范確定滲透系數K（表7-2）。

表7-1 灌區給水度μ值 Table7-1 Specific yield in Jinghui Canal Irrigation District

表7-2 灌區滲透系數K值 Table7-2 Hydraulic conctivity in Jinghui Canal Irrigation District

三、降水入滲補給系數

降水入滲是指大氣降水除去地表徑流，坑、塘滯蓄、植物截流及蒸發外，通過地表下滲到地層中的水量和降水量之比，稱為降水入滲系數，用a′表示，在水文計算中經常採用。而計算降水對地下水的補給時，則將滲入地表以下的水量分為兩部分：一部分補給地下水位以上飽氣帶士壤的含水量，另一部分是當含水量超過了士壤的田間最大持水量時，在重力作用下繼續下滲補給地下水，引起地下水位的上升，後一部分補給地下水的水量與降水量之比，稱為降水入滲補給系數，用a表示。目前計算a值的方法較多，主要的有水均衡法，回歸分析法，地中滲透儀實測法及通過雨後地下水位的升幅和給水度的乘積與降水量之比來推求。根據灌區現有的地下水觀測資料，採用地下水升幅法進行分析計算，確定各計算分區的降水入滲補給系數年均值

。

在平原地區，利用降水過程前後的地下水水位觀測資料，可以計算潛水含水層的一次降水入滲系數，可採用下式近似計算：

α＝μ（h_max-h±∆h·t）/X （7-1）

式中：a為次降水入滲系數；h_max為降水後觀測孔中的最大水柱高度，m；h為降水前觀測孔鬧拍中的水柱高度，m；∆h為臨近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d；t為從h變到h_max的時間，d；X為t日內降水總量，mm。

在平原區，地下水側向流動比較緩慢，天然條件下，地下水位升幅完全代表了地下水含水層所獲得的降水入滲補給量。因此，年降水入滲補給系數為降水所引起的地下水升幅之和乘以給水度與年降水量的比值。

灌區農業節水對地下水空間分布影響及模擬

式中：μ為給水度；∆h_i為降水引起的次水位升幅；N為全年降水次數，i＜N；∑p_i＝p年為年降水總量；N_i為年內降水引起水位升幅的有效補給的次數，N₁＜N。

根據灌區地下水位動態資料及降水等觀測資料，採用地下水升幅法進行分析計算，不同埋深計算分區的降水入滲補給系數見表7-3。

表7-3 灌區年降水入滲補給 Table7-3 precipitation infiltration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District

四、灌溉入滲補給系數

灌溉入滲補給系數即灌溉水灌入田間後（田間面積包括斗渠系在內），由於士壤的垂直下滲作用，入滲水量一部分被作物吸收利用；一部分蓄存於飽氣帶士壤空隙中；還有一部分水（超過士壤最大持水量的多餘水量），在重力作用下繼續下滲，補給地下水，引起地下水位上升。把這後一部分補給地下水的水量與田間凈灌水量之比，稱為灌溉入滲補給系數。灌溉入滲補給系數包括渠灌田間入滲補給系數β_渠和井灌回歸補給系數β_井。

灌溉入滲補給系數與士壤的性質、士壤垂向滲透系數、灌水量大小以及地下水埋深密切相關。灌水量大、士壤垂直入滲速度大、地下水埋藏淺、則灌溉入滲補給系數大，反之則小。在進行地下水資源評價時，灌溉入滲補給量是潛水含水層的最重要的補給源之一，而灌溉入滲補給量計算的准確與否，則取決於灌溉入滲補給系數（β）值。

由於時間及資料所限，採用實際調查法，結合灌區較長系列的地面水引灌資料及地下水位動態資料，通過對較大范圍內與灌溉入滲補給有關的諸因素進行調查，並與該范圍內地下水位動態資料相關聯，然後分析計算灌溉入滲補給系數。調查內容包括，觀測井在斗渠系范圍各放水時段的田間凈灌水量；各放水時段的實際灌溉面積；各放水時段實際灌溉面積內，由灌溉入滲引起的地下水位升幅值；灌前或灌後有無降雨及開采因素存在。計算公式如下：

灌溉入滲補給系數指某一時段田間灌溉入滲補給量與灌溉水量的比值，即

β＝h_r/h_灌（7-3）

式中：β為灌溉入滲補給系數；h_r為灌溉入滲補給量，mm；h_灌為灌溉水量，mm。

灌溉入滲補給系數也可採用試驗方法加以測定。試驗時，選取面積為F的田地，在田地上布設專用觀測井。測定灌水前的潛水位，然後讓灌溉水均勻地灌入田間，測定灌水流量，並觀測潛水位變化（包括區外水位）。經過∆t時段後，測得試驗區地下水位平均升幅∆h，用下列公式計算：

灌區農業節水對地下水空間分布影響及模擬

式中：μ為給水度；∆t為計算時段，s；∆h為計算時段內試驗區地下水位平均升幅，m；Q為計算時段內流入試驗區的灌水流量，m³/s；F為小區試驗區面積，m²。結合灌區實際調查資料和小區試驗資料確定灌溉入滲補給系數（表7-4）。

表7-4 灌區灌溉入滲補給系數 Table7-4 Irrigation in filtration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District

井灌回歸補給系數β_井是指地下水開採回歸水量與地下水開采量之比值，綜合灌區實際，井灌回歸補給系數統一取0.17。

五、渠系滲漏補給系數

渠系滲漏補給系數是指渠系滲漏補給量Q_渠系與渠首引水量Q_渠首引的比值。渠系滲漏補給系數m值主要的影響因素是渠道襯砌程度、渠道兩岸包氣帶及含水層岩性特徵、包氣帶含水量、地下水埋深、水面蒸發強度、渠系水位以及過水時間。可根據渠系有效利用系數η確定m值。

渠系有效利用系數η為灌溉渠系送入田間的水量與渠首引水量的比值，數值上等於干支斗農毛各級渠道有效利用系數的乘積（本次渠系滲漏補給量僅計算干、支兩級渠道，斗、農、毛三級渠道的渠系滲漏補給量計入田間入滲補給量中，故η值在使用上是干、支兩級渠道有效利用系數的乘積）。計算公式：

m＝γ·（1-η） （7-5）

式中：γ為修正系數（無因次）。實際上，渠系滲漏補給量是指Q_渠道引·（1-η）減去消耗於濕潤渠道兩岸包氣帶士壤和浸潤帶蒸發的水量、渠系水面蒸發量、渠系退水量和排水量。修正系數γ為渠系滲漏補給量與Q_渠道引·（1-η）的比值，通過有關試驗資料或調查分析確定。γ值的影響因素較多，主要受水面蒸發強度和渠道襯砌程度控制，其次還受渠道過水時間長短、渠道兩岸地下水埋深以及包氣帶岩性特徵和含水量多少的影響。γ值的取值范圍一般在0.3～0.9之間，水面蒸發強度大（即水面蒸發量E₀值大）、渠道襯砌良好、地下水埋深小、間歇性輸水時，γ取小值；水面蒸發強度小（即水面蒸發量E₀值小）、渠道未襯砌、地下水埋深大、長時間連續輸水時，γ取大值。通過灌區相關資料調查分析，灌區干支渠系滲漏補給系數取0.1156。

六、潛水蒸發系數

潛水蒸發系數是指潛水蒸發量E與相應計算時段的水面蒸發量E₀的比值，即

C＝E/E₀ （7-6）

影響潛水蒸發系數C的主要因素是水面蒸發量E₀、包氣帶岩性、地下水埋深Z及植被狀況等。可利用淺層地下水水位動態觀測資料通過潛水蒸發經驗公式擬合分析計算。根據灌區水均衡試驗場地中滲透儀對不同岩性、地下水埋深、植被條件下潛水蒸發量E的測試資料與相應水面蒸發量E₀計算潛水蒸發系數C。分析計算潛水蒸發系數C時，使用的水面蒸發量E₀一律為E601型蒸發器的觀測值，應用其他型號的蒸發器觀測資料時，應換算成E601型蒸發器的數值。據此計算灌區年平均蒸發強度的范圍為0.1947～0.3143mm/d，平均值為0.2550mm/d，蒸發系數值為0.0711～0.1029，平均值為0.0875。

9. 一般降水量多大才稱有效降水

有效降水(effeetive preeipitation) 自然降水中實際補充到植物根層土壤水分的部分。降雨開始時，最初一部分雨量被植物枝葉所截留，稱為植物截留量，在微雨的情況下截留量可達3毫游宴殲米左右。 超過植物截留祥亂量才落於地面，開始被土壤吸收。當降雨強度超過入滲率時，開始產生地面徑流。當降雨時間較長或多次降水之後，地面長期積水，根層土壤達到飽和時將產生深層滲漏，下滲到根層之下，補給地下水。因此，自然降水中實際為根層土壤吸收的水分 (Re)為實際降水量(R)減去截留量(V)、徑流量(Q) 和深層滲漏量(f)，即為有效降水，其表達式為: Re~R一V一Q一f 也神沖有人認為截留量和深層滲漏量對植物生育有一定的 意義，前者可以改善冠層的小氣候，後者可以補充地下水。有效降水用來和農作物需水量進行對比分析，可以對降水資源作出恰當的農業氣候評價。