田间降雨渗补多少合适
1. 降雨入渗补给系数的介绍
降雨补给地下水的数量指标，是降雨入渗补给量与降雨量 之比。常用的为次降雨入渗补给系数，年降雨入渗补给系数与多年平均降雨入渗补给系数，是地下水资源估算与大气水、地表水、地下水三者间相凯虚键互转化研究中的重要水文参数。由于自然因誉薯素与人为因素的综合影盯巧响，降雨入渗补给系数变化较大。
2. 水文地质参数变化
一、太原盆地水文地质参数计算
水文地质参数的选取直接影响着地下水资源计算量的大小和可信度，研究水文地质参数具有十分重要的意义。本次相关的水文地质参数主要有降水入渗补给地下水系数（α）、潜水蒸发极限深度（L）、蒸发强度（ε）、灌溉回渗地下水系数（β）、疏干给水度（μ）、导水系数（T）、弹性储水系数（s）、渗透系数（K）、河流渗漏补给系数、渠系渗漏补给系数等。
（一）降水入渗补给地下水系数（α）
影响降水对地下水的补给量的因素很多，主要有地形、包气带岩性及结构、地下水位埋深、降水特征及土壤前期含水量等。
降水入渗补给系数为降水入渗补给地下水量与降水量之比值。年降水入渗补给系数为年内所有场次降水对地下水入渗补给量总和与年降水总量的比值，其表达式为:
山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价
式中:α年是年降水入渗补给系数；pri是场次降水入渗补给量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水场次数。
用长期动态观测孔求取年降水入渗系数的计算方法:
山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价
式中:μ∑Δh次是年内各次降水入渗补给地下水量之和；P年是年降水量；Δh次是某次降水引起的地下水位升幅值。
根据动态资料分析计算，在前人试验的基础上，综合考虑各方面的因素，给出盆地区降水入渗补给地下水系数（详见第四章）。
（二）地下水蒸发极限深度（L）、蒸发强度（ε）
蒸发极限深度就是指浅层水停止蒸发或蒸发量相当微弱时，浅层水位埋深值。蒸发强度就是在极限蒸发深度以上，单位时间浅层水的蒸发量。
影响地下水蒸发的主要因素是地下水位埋深、包气带岩性和水面蒸发强度等。
理论上，当水位埋深处于蒸发极限深度时，地下水在无补给、无开采的条件下，动态曲线近于平直。
地下水蒸发极限深度（L）
蒸发极限深度通常采用悉猛迭代法、试算法和经验公式计算（L），公式如下:
迭代法:
试算法:
经验公式法:
式中:ΔT1、ΔT2为计算时段，d；H1、H2、H3为时段内水位埋深，m；Z1、Z2为时段内水面蒸发强度，m/d；
经计算，太原盆地孔隙水区不同岩性的蒸发极限深度依包气带岩性不同分别为:亚砂、亚粘土互层为3.5m，亚砂土为4.0m，粉细砂、亚砂土互层为4.5m。
地下水蒸发强度
计算公式:
式中:Z0是液面蒸发强度，mm/d；ΔH是浅层水降落间段的平均水位埋深，mm；Z是蒸发强度，mm/d。
由本区浅层水水位埋深图（详见第四章）可看出，水位埋深小于4m的区域在北部太原市和南部平遥、介休一带，根据上式计算太原、平遥、介休等地的地下水蒸发强度见表3-1。
表3-1 太原盆地孔隙水区地下水蒸发强度
（三）灌溉回渗地下水系数（β）
是指田间灌溉补给地下水的量与灌溉总量的比值。影响灌溉回渗系数和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定额等多种。
计算公式:
式中:μ是给水度；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是面积，m2。
本次工作在盆地太原市小店区郜村、汾阳市贾家庄镇东马寨村和榆次市杨盘等3个地方布置了3组灌溉入渗试验，地表岩性郜村为粉质粘土、东马寨上部为粉质粘土，下部为粉土，杨盘为粉土，化验室给水败陆猜度试验结果分别为0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面积上布置10眼观测孔，水位埋深1.2～1.3m，累计灌溉水量160m3，10个孔平均水位上升值为0.1912m，根据上式计算得灌溉入渗地下水系数为0.32；东马寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面积上布置10眼观测孔，灌溉水量60m3，观测孔平均水位上升值为0.465m，计算得灌溉入渗地下水系数为0.58；杨盘布3个观测孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面积100m2，灌溉水量100m3，平均水位上升高度为0.27m，计算得灌察型溉入渗系数为0.039。
从以上试验数据可以看出，不同水位埋深、不同岩性地区灌溉入渗系数有很大区别。综合考虑各种因素，灌溉回渗地下水系数选用值见表3-2。
表3-2 灌溉回渗地下水系数
（四）弹性贮水系数S、导水系数T、给水度μ、渗透系数K
盆地区大部分地区都进行过1∶5万比例尺的农田供水水文地质勘查，做过大量单孔和多孔抽水试验，本次在文水文倚、汾阳等5地分别作了5组抽水试验，用非稳定流公式，降深-时间半对数法计算结果如下:文倚导水系数T＝1983.59～2181.95m2/d，渗透系数K＝32.19～35.4m/d，弹性贮水系数S＝1.79×10-3；汾阳县贾家庄镇东马寨村抽水试验求得导水系数T＝325.84～376.5m2/d，渗透系数K＝5.65～6.53m/d。结合以往本区的工作成果，给出太原盆地浅层孔隙潜水和中深层孔隙承压水水文地质参数，详见参数分区图3-13和参数分区表3-3。
表3-3 太原盆地中深层孔隙承压水及浅层孔隙潜水参数分区
图3-13 太原盆地参数计算分区图
二、大同盆地水文地质参数计算
由本区浅层水2004年水位埋深图可看出，水位埋深小于4m的区域主要分布于盆地中部冲积平原区，盆地南部怀仁、山阴、应县、朔州分布面积较大。根据计算和以往试验资料，本区蒸发强度确定值见下表（表3-4）。
表3-4 大同盆地孔隙水区地下水蒸发强度
据“山西省雁同小经济区水资源评价、供需平衡研究报告”中搜集的本区灌溉回渗试验数据取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定额的灌溉回渗系数，灌溉回渗系数选定值见表3-5。
盆地区大部分地区都进行过1/5万比例尺的农田供水水文地质勘查，做过大量单孔和多孔抽水试验。本次工作搜集本区以往抽水试验孔117个，本次在大同县党留庄乡、怀仁县金沙滩镇、怀仁县新发村、怀仁县榆林村、山阴县张庄乡、朔州市城区沙塄乡等6地分别作了6组抽水试验，采用AquiferTest计算程序，非稳定流方法计算，本次抽水孔具体情况和计算结果见表3-6和表3-7 。
表3-5 灌溉回渗地下水系数
表3-6 大同盆地本次抽水试验数据统计
表3-7 大同盆地本次抽水试验计算成果表
结合以往本区的工作成果，给出大同盆地浅层孔隙潜水和中深层孔隙承压水水文地质参数，详见参数分区图3-14、图3-15和参数分区表3-8、表3-9 。
图3-14 大同盆地降水入渗系数分区图
图3-15 大同盆地浅层、中深层孔隙水参数分区图
表3-8 大同盆地浅层孔隙潜水参数分区表
续表
表3-9 大同盆地中深层孔隙承压水参数分区
三、忻州盆地
忻州盆地地下水资源较为丰富，开采条件优越，20世纪70年代之前地下水开采规模较小；70年代初至80年代末随着农业灌溉的普及，工业生产的发展和城市规模的扩大，地下水开采量迅速增加。开采对象以浅层水为主，造成浅层水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。从20世纪90年代至今，虽然地下水开采量具有逐年增大的趋势，但增加幅度较小，且中层井数量逐渐增多，形成了浅层水、中层水混合开采的新模式，地下水位总体处于动态平衡状态。受地下水人工开采的影响，降水入渗系数及导水系数等水文地质参数发生了一定程度的变化。
区内降水入渗系数的变化除了与年降水量及降水特征有关外，主要与浅层地下水位埋深关系较为密切。已有资料表明，在山前倾斜平原区，浅层水位埋深一般大于7m，因水位下降使降水入渗系数发生了不同程度的减小。在冲积平原区浅层水位埋深一般小于7m，水位下降的结果引起了降水入渗系数有所增大。不同地貌单元降水入渗系数的变化见第五章。
从20世纪70年代以来，区内含水层的导水系数发生了较为明显的减小，主要体现在因浅层地下水位下降，使浅层含水层上部处于疏干状态，含水层厚度减小，直接导到导水系数减小。因浅层水水位下降幅度不同，导水系数减小的程度也存在差异，从本次地下水侧向补给量计算断面附近的井孔资料分析，含水层厚度一般减小了3～6m，导水系数由70年代中期的60～250m2/d，减少到目前的50～200m2/d左右。
忻州盆地给水度根据不同地貌单元含水层岩性、分选性及富水性综合确定见表3-10及图3-16 。
表3-10 忻州盆地浅层含水层给水度分区
图3-16 忻州盆地给水度分区图
四、临汾盆地
经过搜集以往资料，调查和计算确定临汾盆地降水入渗系数见表3-11。临汾盆地渗透系数及给水度分区见图3-17，表3-12。
表3-11 临汾盆地平原区降水入渗系数统计
图3-17 研究区渗透系数及给水度分区图
表3-12 临汾盆地参数分区表
五、运城盆地
运城盆地地下水长观网建站年代较远，积累了大量的地下水位监测资料，且经过多次的地质、水文地质勘察、地下水资源评价工作，取得了大量的降水入渗值，参考前人综合成果，结合目前包气带岩性、地下水位埋深，给出运城盆地降水入渗补给系数，见表3-13。
表3-13 运城盆地平原区降水入渗系数统计
渠系有效利用系数除受岩性、地下水埋深影响外，还与渠道衬砌程度有关。修正系数r为实际入渗补给地下水量与渠系损失水量Q损的比值，是反映渠道在输水过程中消耗于湿润土壤和侵润带蒸散损失量的一个参数，它受渠道输水时间、渠床土质及有无衬砌、地下水埋深等因素的影响。一般通过渠道放水试验获得。本次评价主要参考运城市水利局相关试验成果，见表3-14。
表3-14 运城盆地万亩以上灌区η、r、m值统计
灌溉回归补给系数β值与岩性、植被、地下水埋深及灌溉定额有关，一般通过灌溉入渗试验求得，本次评价主要参照运城市水利部门资料综合确定，详见表3-15。
表3-15 运城盆地灌溉回归系数β取值
河道渗漏补给系数是河道渗漏补给地下水量与河道来水量的比值。其值大小与河床下垫面岩性、流量、地下水位埋深及渗漏段长度有关。运城盆地沿中条山前发育数条季节性河流，河床下垫面主要为砂卵砾石，当洪雨季节，地表河床水位远高于地下水位，为地表水的入渗造就了十分便利的条件。根据河道渗漏资料，可建立如下数学模型:
山西六大盆地地下水资源及其环境问题调查评价
式中:m河是河道渗漏补给系数；A是计算系数，A＝（1-λ）×（1-φ）L，φ是单位千米损失率；L是河道渗漏长，km，Q径是河道来水量，m3/s。
据运城市水利部门研究成果，A值约为0.090。
含水层的渗透系数主要由野外抽水试验通过稳定流及非稳定流计算公式求得，各勘探部门在运城盆地先后进行过各种勘察，进行了大量的抽水试验工作，积累了丰富的资料，参考本次抽水试验成果对以往参数进行了修正，取值结果见表3-16 。
表3-16 运城盆地松散岩类K值选定表
降雨入渗补给系数在同岩性、同降雨量情况下，随地下水位埋深的增大，降雨入渗补给系数会达到一个最大值之后趋于减少或变为常数。运城盆地北部的峨嵋台塬及闻喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黄土类为主，降水入渗主要依靠黄土垂直节理裂隙及“流海缝”以“活塞式”注入地下，多年来其降水入渗系数基本为常量，经用动态分析法计算其降水入渗系数在0.108～0.11间；在盆地中部的冲湖积平原区，其地表岩性主要以Qp3＋Qh冲湖积相的亚砂土、亚粘土、粉细砂为主，由于开采强烈，区域水位严重下降，地表数米至几十米内均为饱气带，为降水入渗准备了调蓄空间，加强了降水向地下水的转化。根据盆地地下水长观孔资料及次降雨资料，计算出盆地冲湖积平原地带，降水入渗系数在0.1～0.162之间，总体上上游大于下游。而在东部及南部的山前倾斜平原区，地下水位埋深一般大于5m、乃至几十米，地表岩性大多为亚砂土及亚粘土，尤其是在一些沟口附近，从地表往下几十米范围内为干砂卵砾石，一般降雨基本上不产生地表径流，这无疑加大了降水的转化。据相关资料计算，降水入渗系数高达0.21～0.30。因过去所做的工作不系统，没有对降雨入渗系数进行系统分类，不便比较，但根据运城盆地饱气带岩性、地下水变动情况，除峨嵋台塬及黄土丘陵区变化不大外，其他地区降雨入渗系数无疑有增大趋势。
盆地内抽水井的含水层，大多为数个含水层混合开采。现根据本次抽水计算值，对历次研究成果中的K值加以修正，得出运城盆地各个地貌单元的渗透系数。总体来说，黄河岸边低阶地区K值最大为11.3～14.6m/d，中条山山前倾斜平原次之，为5.45～6.12m/d，最次为闻喜北垣K＝1.10m/d左右。
根据地貌单元、含水层岩性、地下水水力特征及各参数特征，将运城盆地划分为10个参数分区，见表3-17及图3-18。
表3-17 运城盆地水文地质参数分区
六、长治盆地
根据水文地质条件，长治盆地参数分区见图3-19，表3-18 。
图3-18 运城盆地水文地质参数分区表
图3-19 长治盆地参数分区图
表3-18 长治盆地浅层孔隙潜水参数分区
（一）降水入渗补给系数变化
根据《太原市地下水资源评价报告》研究成果，盆地区亚砂土、极细砂、细砂的降水入渗系数随着地下水位埋深的增大而增大，当水位埋深超过一定值以后，降水入渗系数开始趋于稳定；降水量越大，降水入渗系数在相同的岩性和地下水位埋深条件下也越大。对于亚砂土、极细砂、细砂在相同水位埋深和降水情况下，细砂的降水入渗系数>极细砂的>亚砂土的。总体来说，颗粒越粗，降水入渗系数也越大。
α随降水量的变化，非饱和带在降水入渗补给地下水过程中起调节作用，降水入渗补给过程要滞后于降水过程，其滞后时间的长短、特征与非饱和带的重力水蓄水库容关系密切，地下水埋深越大，其蓄水库容也越大，调节能力也越强，滞后现象也越明显。
在亚砂土、极细砂和细砂3种岩性中，降水量相等时，降水入渗系数从大到小的顺序为细砂、极细砂、亚砂土。场次降水量的影响表现为α次先是随着降水量的增大而变大，当降水量超过一定数值后，α次反而呈减少趋势，这个降水量即是最佳降水量。α年与α次有相同的规律性，从入渗机制分析，α年也存在最佳年降水量。
当地下水埋深为零时，降水入渗补给系数亦为零，然后随埋深的增加由小变大；当地下水埋深到达某一定值时，降水入渗补给系数达到最大值即最佳降水入渗补给系数，并由此随埋深的增加由大到小，到达一定的埋深时，趋于定值。地下水埋深对降水入渗补给系数的影响，可从3方面来说明。
埋深反映了蓄水库容的大小。当埋深为零时，即蓄水库容为零，这时无论降水量多大，均无入渗补给的可能。当埋深增加时，地下水库得到了降水入渗补给量，此时降水入渗补给系数大于零，降水入渗补给系数随埋深的增加而增大。当地下水达到最佳埋深时，其对应的降水入渗补给系数为最佳降水入渗补给系数，原因是由于条件一致的地区中的依次降水，其入渗补给量随地下水埋深的变化必存在一个最大值。当地下水埋深较小时，由于地下水蓄水库容较小，形成蓄满产流，不能使降水全部入渗；当地下水埋深再增大时，则损失较最佳埋深为大，故降水入渗补给系数随埋深的增加而减小。对于不同级别的降水量，α最大值出现的地下水位埋深区域也不同。最佳埋深与岩性和降水量有关。
地下水埋深在某种程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大体可概化为3种状况。第1种情况是地下水埋深较小，毛管上升水总能到达地表；第2种情况是地下水埋深较大时，毛管上升水无法到达地表；第3种情况是地下水埋深介于两者之间，在此埋深内，由于地下水位是升降变化，毛管上升水有时达到地表，有时达不到地表。这3种情况将对降水入渗补给量有不同的影响。第1种情况，降水一开始，水即可通过毛管在重力作用下迅速向下移动，地下水位在降水开始后很快上升。第2种情况，降水首先应满足土壤缺水的需要，而后在重力作用下通过空隙下渗补给地下水。其渗漏途径较第1种情况长，入渗方式也有差异。
图3-20 渗透系数与深度关系图
不同地下水位埋深条件对降水入渗补给系数取值的影响。盆地太谷均衡实验场的水分势能实验最大深度为8.2m，有观测点41个。多年资料的分析结果表明，土壤水分势能变化从地面往下可分为3个变化带———剧烈变化带、交替变化带和稳定带，剧烈变化带埋深为0～1.1m，土壤水分势能变幅大于200×133Pa；交替变化带埋深1.1～3.6m，土壤水分势能变幅大于（100～200）×133Pa之间；埋深3.6m以下为稳定带，其土壤水分势能变幅小于100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的稳定特性更为明显，其土壤水分势能的变幅一般不超过50×133Pa，其土壤水分全年为下渗状态。表明埋深在5.0m以下为稳定入渗补给，反映在降水入渗补给系数上随埋深增加，α年将趋于稳定，故当埋深大于5.0m时，α年值可取定值，不再随埋深而变化。原因是地下水埋深已到达或超过地下水极限埋深，损失趋于定值，水分不向上运动，必然向下运动，故形成了降水入渗补给系数随地下水埋深变化的稳定值。
（二）渗透系数变化
孔隙含水介质的渗透能力不仅取决于粒径大小、颗粒级配、胶结程度，还与其埋深有关。同一岩性的孔隙含水介质，随着深度的增加，介质被压密，渗透系数会减小。
根据河北平原山前冲洪积扇扇顶区数百个钻孔资料的统计，各种含水介质的渗透系数随埋深增加呈指数衰减，部分深层不同岩性渗透系数随埋深的变化规律参考下述经验公式:
岩性为卵砾石时，渗透系数与埋深关系式:
K＝K0e-0.0131h R＝0.877
岩性为砂砾石时，渗透系数与埋深关系式:
K＝K0e-0.0116h R＝0.869
岩性为中粗砂时，渗透系数与埋深关系式:
K＝K0e-0.0057h R＝0.896
K为埋深处的渗透系数；K0为地表浅层的渗透系数；h为埋深；R为相关系数。
因此，对于同一种岩性，其渗透系数大小与深度有关（图3-20）。
3. 地下水的补给、径流与排泄
吴忠市境内地下水80%为灌溉水渗透补给，主要补给源是引黄灌渠、排水沟及田间渗漏，其次是大气降水渗入补给。地下水资源具有埋藏深，矿化度高，可开发利用水资源非常有限，时空分布不均衡，水质、水量地域差别大的特征。地下水排泄方式主要以开采、蒸发和侧向径流向黄河补给。
表2.3 研究区地层信息表
黄档禅激河是吴忠主要的地表水，年均过境水量318×108m3。据青铜峡水文站资料，多年平均流量990m3/s，最大洪水流量为6980m3/s、最小枯水流量为300～1000m3/s，近几年径流量（172.5～202.4）×108m3。多年平均输沙量1.36×108t，多年平均含沙量4.29kg/m3，行水期为1～12月，在严寒季节时有封冻。地下水埋藏于砂类和碎石岩土中，为潜水类型的自由水面，补给来源主要为上游来水和灌溉渗入，少量为降雨，地下水位3～4m，水质为矿化度0.8～2 g/L的淡水。秦、汉渠春、秋灌溉行水期为4月19日～9月15日，冬灌行水期为10月24日至11月17日，全年放水时间约170d。
（1）渠系渗袭团漏及灌溉入渗补给
汉渠和秦渠的渠系渗漏及灌溉入渗补给见表2.4。
表2.4 渠系渗漏系数及灌溉入渗系数补给表
（2）大气降水渗入补给
大气降水对地下水的补给取决于大气降水量、降水形式及包气带岩性和地下水位埋深。研究区降水量较小，多年平均降水量为192.3mm，且多集中在7～9月，研究区有效降水量占全年降水量的93.4%。
（3）侧向径流补给
本区含水层具有松散、粒度粗、孔隙大、径流条件好的特征，地下水沿着自然坡向向下游侧向径流，在局部水源开采集中地地段，地下水运动场发生变化，径流条件有所改变。
（4）蒸发
影响蒸发的主要因素是潜水水位埋深和包气带岩性。研究区的蒸发主要发生在春、夏、秋3个季节，冬季地下水的蒸发量很小，当潜水水位埋深超过5m时蒸发便极其微弱，甚至不受蒸发的影响。在降行袜水期、农田灌溉期，地下水位埋深浅，近地表小于1m，蒸发极为强烈。
（5）排水沟排泄
研究区内主要排水沟为南干沟，自研究区中部由南至北流经峡口乡、金积镇、早元乡后汇入黄河，区内流长约9km，灌期主要排泄灌溉剩余水，非灌期排泄厂矿污水及少量地下水，是研究区内受污染最严重的渠道。
（6）人工开采
研究区内有金积工业园区有多家企业自备深井（宇华造纸厂和夏进乳业等）及农户自备的手压井，成为地下水排泄的一种途径。
4. 有效降雨量的含义是什么，降雨入渗系数怎么确定
有效降雨量：全年或季节性总降雨量中为作物生产直接或间接利用，及用作农田其他必须耗用的水量。它包括作物截留的雨水、作物植株蒸腾和株间土壤蒸发（水田即为株间水面蒸发）掉的降水、淋洗和水田渗漏等有助于作物生长和耕作作业的那部分降水。
降水入渗补给系数是重要的水文参数，其值可用下列方法确定。
①动态分析法。在地下水水平排泄微弱的平原地区，降水后补给潜水的水量引起地下水位上升。利用地下水自记水位计或其他仪器能准确测得降橘困好水后地下水位上升幅度Δh。Δh和水位变动带给水度μ值的乘积大致等于降水入渗补给量，即Pr=μΔh，将它除以同期的降水量即得α值。当计算时段内有数次降水，则将每次降水引起的地下水位上升幅度相加，再乘以给水度，除以该时段的总降水量，得到该时段的降水入渗补给系数。在地下水水平径流强的山区或山前地区，该法不适用。此时，可有计划布置5个以上的观测孔，同时观测地下水圆铅水位，用有限单元法或有限差分法近似计算降水入渗补给量，再求出降水入渗补给系数。
②水量平衡法。如能在一个闭合流域设置地下水平衡试验场，则可通过实测各平衡要素，求得降水入渗补给系数。每次降水后，将实测的降水量减去实际蒸发尺厅量、植物截留量、坑塘河沟拦蓄量、地表径流量、包气带土壤含水量的增量等，即可求得降水入渗补给量，进而求得降水入渗补给系数。
5. 植被生态对地下水的养涵作用
植被生态系统具有良好的水土保持功能。发育良好的植被生态系统，如森林生态系统、草地生态系统、灌丛生态系统等能有效地防止暴雨对地面的冲刷，减缓片流流速，具有迟滞地表产流时间和降低洪水强度的功能。同时，也增加了降水入渗补给地下水的时间和入渗量，即增加有效入渗补给量，对地下水起到很好的养涵作用。
生态系统变化对地下水的影响主要表现在对地下水补给的影响。植被生态系统的破坏不仅会加剧土壤流失，也会降低降水戚仿的有效补给，使地下水资源量减少。例如，湖南湘西岩溶地区，20世纪70年代末，森林覆盖率为60%～90%，水土流失面积30%～40%，降水入渗补给量为865748×108m3/a。到2001年末，森林覆盖率降低到30%～60%，水土流失面积为40%～70%，降水入渗补给量降低到775710×108m3/a。降水补给量的减少，引起区域地下水位大幅降低，地下河及泉的枯水期流量相应减少了30%～60%。
湖南龙山县阿亏岩溶泉域为典型的喀斯特准森林植被系统，泉域内乔木植被繁茂，覆盖率高。中国地质科学院岩溶地质研究所，对阿亏岩溶泉及坡面径流动态进行了观察，结果表明，泉水动态曲线比较平缓，属典型的多峰连续波状曲线，峰值与降水产伏岩生的坡流相对应；日降雨量大于10mm或连续降雨量大于15mm，才产生坡流，出现时间滞后于降雨时间约30～45min，且径流强度较小；降雨量大，降雨时间短时，出现最大坡面径流时间较短（一般较降雨滞后15～50min）；降雨时段长，降雨量较小时，出现最大坡面径流时间较长，一般滞后降雨时间2～3h，雨后坡面径流消退时间极短。见图7-1。坡面径流曲线特征表明，土壤与植被对降雨入渗具有明显的调蓄功能；一旦生态系统遭到破坏，土壤植被对降雨入渗的调蓄功能将大大减弱。生态恶化是引起岩溶石山区水资源短缺的重要因素。封山育林、退耕还林，促进岩溶石山区、石漠化地区的生态向良性转变是维持岩溶山区区域水资源可持续利用的关键（邹胜章等，2004）。
图7-1 阿亏坡面径流动态曲线图
不同植被生态系统对地下水的养涵功能不尽相同。例如，在黄河源区，覆盖在地势较高的坡地、台地上的高山草甸生态系统，主要由高山嵩草类植物群落组成，植物的覆盖度大于90%，根系十分发育，盘根高厅纤错节，构成土层的骨架，腐殖土充填其间，富有弹性，具有孔隙度高、饱和含水量大的特征。夏季降水较多，草甸不仅能降低片流流速，降低洪水强度，而且能保持大量水分，使有效降水渗入量增加。发育在地下水排泄区的高寒沼泽草甸生态系统，以藏嵩草、苔草群落为主，草甸中密集的植物根系和丰富的腐殖质对地表水有良好的净化功能，从沼泽草甸汇流出来的溪流水质都能达到二类水标准。
黄河源区的高寒沼泽草甸生态系统、高山草甸生态系统和高寒干旱草原生态系统，以其覆盖度很高的植被和良好的固土能力，在冬季能有效地防止强风对地表的侵蚀；在夏季绿茵的草甸不仅养涵着地下水和地表水资源，而且是各种候鸟和野生动物的天堂，维系着源区的生物多样性。近几十年来，由于全球性气候变暖、冻土退化、过渡放牧等因素影响，黄河源区出现大面积草场退化和沙化。为了解这些变化对水源养涵功能的影响，笔者曾采用寒区汇流数学模型进行研究，结果表明，1997年与1964年相比，地下径流补给系数和储存系数有所降低，而地表径流补给系数则有所增加（曹文炳等，2003），显示出，水环境变化导致植被生态系统退化，植被生态系统的退化反过来又使得黄河源区的水源养涵功能降低。
6. 降水入渗补给系数
2.4.4.1 降水入渗补给系数变化规律认识
地下水不开采处于完全自然状态时，从长期均衡的角度看，非饱和带厚度和地下水的垂向补给条件基本不变，因而降水入渗补给系数也基本不变。随着地下水开采，潜水和微承压水水位下降，非饱和带厚度增大，地下水的垂向补给条件发生变化，降水入渗补给系数也随之发生变化。因此，分析和研究随着地下水开采程度的增长，降水入渗补给系数的变化规律，对于充分认识潜水和潜水-微承压水的垂向补给变化，充分开发利用潜水和潜水-微承压水，科学地控制地下水的开采，以达到持续利穗兄用和保护环境的目的是十分重要的。
尤其在我国北方地区，地下水开采程度比较高，地下水开采经历了一个长时间发展过程，积累了大量地下水动态等相关资料，为这方面的调查研究创造了有利条件。
分析研究的重要内容:
(1)年降水量P年、次降水量Px与降水入渗补给量和降水入渗补给系数的相互关系，绘制α-P年、α-Px关系曲线。分区选择历年不同降水量资料及其附近地下水观测点的水位升幅值，求取降水入渗补给系数。并绘制相关曲线图。(注意非饱和带岩性的相似性)。
(2)地下水埋深(h)与降水入渗补给系数的相互关系。
(3)不同非饱和带岩性条件下，降水入渗补给系数与地下水埋深的相互关系，绘制其相关曲线。如图2.4.1 所示。
图2.4.1 不同岩性降水入渗补给系数α-地下水埋深(h)相关曲线
2.4.4.2 降水入渗补给系数评估计算方法
在长期地下水调查研究实践中已积累了许多方法，但各种方法也有其局限性，实际工作中要了解这
些方法的特点、存在问题和相互差异，结合各地区自然条件和已有资料来选择合适的计算方法。
2.4.4.2.1 利用地下水长观动态资料求降水入渗补给系数由于地下水长期观测区在区域上数量多、分布较均匀，各类代表性地区大都没有观测点，因此，用地
下水长观动态资料求取降水入渗补给系数是普遍且效果较好的方法。其计算方法主要有两种:
(1)年水位升幅累积法，计算年降水入渗补给系数
这个方法的前提是一些平原区地下水侧向流动较缓慢，天然条件下，地下水位升幅完全代表了地下水含水层所获得的降水入渗补给。因此年降水入渗补给系数为降水所引起的地下水升幅之和乘以给水度被年降水量除。
地下水资源调查评价技术方法汇编
式中:μ———给水度;
Δhi———降水引起的次水位升幅;
N———全年降水次数，i＜N;
∑Pi=P年———年降水总量;
Ni———年内降水引起水位升幅的有效补给的次数，Ni＜N。
(2)前期影响降水量法
这个方法需要研究程度比较高，尤其适用于非饱和带土壤水运移规律和参数研究比较有基础的地区。
方法要求仔细研究历次降水过程和补给，以及前次降水的影响。首先计算次降水入渗量，次降水入渗补给系数，再换算成年降水入渗补给系数。计算公式:
地下水资源调查评价技术方法汇编
式中:Pai———前期降水影响量(它概括反映了无效降水量和非饱和带土层含水量对次降水入渗补给量的影响);
k———影响系数，取值0.85～0.95，一般取平均值0.9;
Pi———本次降水量;
Pi-1———前次降水量;
t———距本次降水的天数，可由本次降水向前推15～20天。次降水入渗补给系数:
地下水资源调查评价技术方法汇编
式中:μ———给水度;
Δhi———由本次降水入渗补给形成的水位升幅;
Pi———本次降水量;
Pai———本次降水的前期降水影响量。
需要计算年降水入渗补给系数时，须将次降水入渗补给系数换算成年降水入渗补给系数。计算公式如下:
地下水资源调查评价技术方法汇编
利用动态资料求取降水入渗补给系数注意的问题:
·由于地下水亏渗在含水层中多年循环和调节补给的结果，地下水资源不完全对应于每年的补给量，而是在一个有代表性的气象周期内平均值的概念。需要进行多年调节计算时，要采用相应频率的降水量数据。年降水量小于400mm以下，降水入渗补给系数将明显减少。
·计算时注意分离出非降水因素引起的水位升幅值，如由于河水灌溉引起的水位上升影响等。
·地下水长期观测一般为5日一次，也有10日一次的情况。在雨季，这样的间隔对降水入渗补给系数计算影响较大。如果有试验区的日观测资料，可以用日观测资料计算后对5日、10日观测资料计算结果加以修正。
2.4.4.2.2 均衡试验场观测试验求取降水入渗补给系数
国土资源部和其他相关行业部门都曾在各地建设了一些试验场，这些试验场目的不尽相同，但不少试验场都设置有气象和降水猜空袭入渗观测。收集这些资料对调查地下水补给和确定参数极为重要。
地下水均衡研究中，对降水入渗补给和蒸发的观测主要有三种方法:第一种是马里奥特瓶法，第二种是称重法，这两种方法都将降水入渗与蒸发分别观测计算。因此，马氏瓶中接收的水量和称重得到的水量都不能反映自然界地下水在含水层中补给-蒸发作用同时进行所获得的真实补给量和形成的水位升幅降幅。因此只有将相同时间段内降水入渗量减去蒸发量，才能得到真正的降水入渗补给量。第三种方法是非饱和带水分运移观测试验，测量降水通过非饱和带下渗补给潜水的水量，通常通过零通量面法和瞬时流量法试验观测计算获得。
以上试验取得的都是点上的年降水入渗系数，用到较大面积的计算分区时，会有差异。
2.4.4.2.3 模型模拟反求降水入渗补给系数
求得的降水入渗补给系数经过模型模拟均衡计算，通过几年均衡量的校核，可信度比较高。要注意的是，模型计算所得参数是模型计算中参数分区面上的平均降水入渗补给系数值。开采量数据的准确性对反求参数的大小影响极大，应首先考核开采量的准确性和开采量的年内分配合理性。
2.4.4.2.4 岩溶小泉域排泄量反求降水入渗补给系数
对边界比较清楚的全排型岩溶小泉域可以统计泉域内的泉和集中排泄带的泉的流量，除以小泉域内面降水量，求取降水入渗补给系数。
此参数可引入区内其他岩溶分布区应用，须注意的是:
(1)泉域内地下水已开采利用时，对野外测定的泉流量要进行地下水开采量还原。
(2)泉域内第四系覆盖薄，降水易渗入到岩溶含水层中，且有农业灌溉的地区，则需注意计算中应扣除部分灌溉入渗补给量。
2.4.4.2.5 利用观测孔组资料用有限差分法求降水入渗补给系数
当区内长期观测孔数量不足或分布不匀时，可以用若干长观孔，或者调查时临时选定若干计算时段，计算孔组，组织短期观测试验后用有限差分法计算降水入渗补给系数。
为减少干扰，提高计算精度，计算时段的选择极为重要。一般选择无开采、无灌溉的时段进行为宜。
以一个观测孔为中心，与周边若干观测孔可以连成几个三角形，以各三角形的每一边中点所作垂线，交点连成的多边形是观测孔的均衡区，选定Δt计算时段内单位面积垂向补给量W(图2.4.2)。
图2.4.2 观测孔均衡区划分
地下水资源调查评价技术方法汇编
式中:μ———给水度;
Δhi———中心孔在Δt计算段内水位上升值;
T———导水系数;
Δt———计算时段;
A1———中心孔均衡面积;
———任一观测孔平均水位高程;
h1———中心孔平均水位高程;
L1i———中心孔与周边任一观测孔i的距离;
l1i———中心孔与周边各观测孔连线中点垂线组成的泰森多边形的边长。
用此方法也可计算区域平均蒸发量。
当计算期内有开采井时，上述计算公式右端应加一项:
地下水资源调查评价技术方法汇编
式中:m———开采井个数;
Qp———任一井抽水量;
A1———中心孔均衡面积;
aβp———P井与中心孔对边的距离;
Lβ———中心孔与对边的距离;
———流量分配系数，
7. 地下水资源分区评价
一、山区地下水资源
黑河流域山区地下水资源总量为14.99×108 m3/a，其中祁连山区14.41×108 m3/a，北部山区0.58×108 m3/a。山区地下水资源为河川基流和向平原侧向补给的沟谷潜流提供了重要保证。
（一）祁连山区
采用排泄法，分别计算了各州、县、市的地下水资源量。祁连山山区地下水资源量为有测站河流基流量（分割法确定），包括小沟小河流量。山区对平原区地下侧向流入量为各沟谷潜流量和基岩裂隙水侧向径流量，后两项资源量主要采用前人研究成果或水利部门实测资料核算，计算结果如表5-5所示。
表5-5 黑河流域祁连山区地下水资源量（108 m3/a）
（二）北山、走廊山脉及下游山地
山丹接受大黄山区地下水径流补给，张掖、临泽、高台接受走廊北山的地下水径流补给。金塔接受马鬃山区的补给，下游额济纳盆地接受马鬃山区和北部山区的补给，用径流模数比拟法对该区地下水资源进行计算，各县市计算结果如表（表5-6）。
表5-6 黑河流域北部山区、走廊山区及下游山区地下水资源量（108 m3/a）
二、平原区地下水资源
在黑河流域平原区，主要计算了中、下游区各盆地的地下水补给量及排泄量。
（一）河道渗漏补给量
按行政市、县和24个灌区分别统计，并按河流流此液量分级，按河道岩性分段，结合以往实际测量，给出不同渗漏率，通过均衡方法获得如表5-7所示的结果。
表5-7 黑河流域平原区河水渗漏补给量（108 m3/a）
（二）雨洪水渗入补给量
在黑河流域平原区，有21个灌区具有形成雨洪水补给的条件，经多项指标统计和计算，雨洪水渗入补给总量为0.49×108 m3/a（表5-8）。
表5-8 黑河流域雨洪水渗入补给量
（三）沟谷潜流补给量
根据以往勘探和研究报告，黑河流域盆地有33个灌区具有形成沟谷潜流的条件，经分析和计算，各河（沟）谷补给盆地的稳定潜流量（包括山区基岩裂隙水侧向流入量）为2.73×108 m3/a（表5-9）。
表5-9 黑河流域沟谷潜流补给量
（四）渠系渗漏补给量
在黑河流域中、下游盆地，共有40个灌区。经对全部灌区渠系引水量的调查统计，渠系利用率和包气带消耗穗搭合理选取，计算出流域内各县（市）渠系水渗入补给总量为10.24×108 m3/a（表5-10）。
表5-10 黑河流域渠系水渗入量计算
（五）田间渗漏补给量
根据以往实验结果，当地下水水位埋深大于10 m时，灌溉水基本不会形成对地下水补给。在黑河流域，有24个灌区的地下水水位埋深在10 m以内，进而按地下水水位埋深小于1 m、1～3 m、3～5 m和5～10 m分别进行了灌溉面猜扒拿积统计和不同岩性灌区渗入系数的合理选取，然后根据不同灌区灌溉用水量大小进行计算，田间渗漏补给量为3.14×108 m3/a（表5-11）。
表5-11 黑河流域平原区田间渗漏补给量
（六）降水、凝结水入渗补给量
黑河流域平原区降水量较小，只有当地下水水位埋深小于5 m时，才能形成有效的入渗补给。根据灌区地下水水位埋深分布，有27个灌区具有形成降水、凝结水渗入补给的条件。按小于1 m、1～3 m、3～5 m埋深，确定不同的面积和补给系数。经计算，平原降水和凝结水入渗补给总量为2.25×108 m3/a（表5-12）。
表5-12 黑河流域降水、凝结水入渗补给量
（七）潜水蒸发量
潜水蒸发是地下水排泄的主要方式。当地下水水位埋深小于10 m时，在岩性、植被等地貌条件相同情况下，蒸发量一般随水位埋深增大而增大。本次按地下水水位小于1 m、1～3 m、3～5 m和5～10 m埋深圈定各灌区的分级面积，依据前人实验测得的不同水位埋深下的蒸发强度进行综合计算，潜水蒸发量为17.25×108 m3/a（表5-13）。
表5-13 黑河流域平原区潜水蒸发量
（八）泉水溢出量
据1998年山丹县区调报告，山丹县泉水溢出量为0.46×108 m3/a（表5-14）。
表5-14 黑河流域大马营盆地山丹县泉水溢出量（108 m3/a）
采用比拟法计算了张掖市、临泽县和高台县的泉水溢出量，以2001年九眼渠、西磨沟的实测值及1984年同期实测值（表5-15），求得张掖市、临泽县和高台县泉水溢出量的衰减系数，最后计算结果是泉水溢出总量为8.62×108 m3/a（表5-16）。
表5-15 黑河流域张掖盆地实测泉沟流量
表5-16 黑河流域张掖市、临泽县、高台县泉水溢出量
据酒泉市水电局观测资料，确定酒泉市、嘉峪关市泉水溢出量。现今清水河、临水河（均为泉水河）泉水溢出量分别为0.76×108 m3/a和1.06×108 m3/a，与1985年观测资料对比，清水河溢出量衰减了32%，临水河溢出量衰减了45%，平均衰减率为39%。
据“酒泉幅报告”，酒泉东盆地泉水溢出量为4.26×108 m3/a，酒泉西盆地泉水溢出量为0.20×108 m3/a，用比拟法计算出现今泉水溢出总量为2.73×108 m3/a（表5-17）。
表5-17 1999年黑河流域酒泉市、嘉峪关市泉水溢出量
按盆地分配，泉水流量如表5-18所示，多年平均泉水流量为11.81×108 m3/a。
表5-18 黑河流域平原区泉水流量（108 m3/a）
（九）地下水侧向流入（出）量
在黑河流域平原均衡区，地下水侧向径流计算断面122个，地下水侧向流入（出）量计算结果如表5-19所示，侧向流入补给量7.44×108 m3/a，侧向流出量7.44×108 m3/a。
表5-19 黑河流域平原区地下水侧向径流量（108 m3/a）
（十）开采量
根据对各县（市）调查资料，主要包括1999年、2000年水利年报，结合区调报告，流域内地下水开采量为6.94×108 m3/a（表5-20）。
表5-20 黑河流域地下水开采量（108 m3/a）
综合上述计算结果，扣除侧向重复量，黑河流域平原区地下水总补给量29.67×108 m3/a，总排泄量35.4×108 m3/a，均衡差-5.73×108 m3/a，地下水系统处于负均衡状态（表5-21），地下水均衡状况分布如图5-10和图5-11所示。
表5-21 黑河流域平原区现今地下水均衡计算成果（108 m3/a）
图5-10 黑河流域水量转化关系及其剖面分布
图5-11 黑河流域平原区地下水量均衡及其平面分布
由表5-21可知，在黑河平原地下水负均衡中，以额济纳盆地亏损最多，为-2.96×108 m3。计算表明，以酒泉西盆地亏损模数最大，为-4.05×104 m3/a·km2。
从表5-22可见，模型计算结果与张掖、酒泉东和大马营3盆地总均衡结果之间仅差-2.18×108 m3/a，说明计算比较准确。
表5-22 黑河流域平原区地下水均衡计算结果拟合（108 m3/a）
8. 水文地质参数的确定
一、给水度
给水度在地下水分析研究中是一个十分重要的水文地质参数。一般认为，给水度指单位体积的饱和岩体中所能释放的重力水体积和饱和岩体体积之比。通常在应用中，普遍把地下水位上升某一高度能储蓄多少水也同样用给水度μ来表示。显然，地下水位降幅给水度与地下水位升幅饱和差，两者不可能相等，但是在潜水位变动带中，它们的数值是很接近的。目前，分析计算给水度值的方法很多，但各种方法都有一定的假设和适用条件，有些方法在使用中还存在这样或者那样的问题，故在实际工作中，能够常用的方法亦不太多。
鉴于上述情况，根据灌区实际情况，采用地下水长观资料和灌区非稳定抽水试验相结合分析计算μ，利用地下水位动态资料及气象资料，依据阿维扬诺夫经验公式的假定，用相关分析法求μ，对地下水浅埋区、径流作用较为微弱的地区比较适宜。泾河二级阶地地区，由于阶面宽阔、水力比降比较平缓，潜水水位变幅带岩性在垂向与径向的分布差异较小，潜水流向多呈北西-南东向，渗径长，径流作用相对微弱。对于含水层下部有粗颗粒分布的一级阶地地区，取其大值平均值，其余则取算术平均值。非稳定流抽水试验求μ，是在泰斯公式基础上演变而来的，因而推导其数学模型时，假定了若干边界条件，实际试验中，边界条件比较复杂，很难对假设条件完全符合。利用水位恢复法确定μ，然后和地下水位动态资料分析对比，并根据灌区内含水层岩性、富水性及水文地质资料综合分析、比拟，给出了7区各水文地质分区的给水度值（表7-1）。
二、渗透系数
渗透系数为水力坡度（又称水力梯度）等于1时的渗透速度。影响渗透系数K值大小的主要因素是岩性及其结构特征。确定渗透系数K值有抽水试验、室内仪器（吉姆仪、变腔银水头测定管）测定、野外同心环或试坑注水试验以及颗粒分析、孔隙度计算等方法伍弯宴。其中，采用稳定流或非稳定流抽水试验，并在抽水井旁设有水位观测孔，确定K值的效果最好。根据灌区抽水试验资料及相关水文地质勘察规范确定渗透系数K（表7-2）。
表7-1 灌区给水度μ值 Table7-1 Specific yield in Jinghui Canal Irrigation District
表7-2 灌区渗透系数K值 Table7-2 Hydraulic conctivity in Jinghui Canal Irrigation District
三、降水入渗补给系数
降水入渗是指大气降水除去地表径流，坑、塘滞蓄、植物截流及蒸发外，通过地表下渗到地层中的水量和降水量之比，称为降水入渗系数，用a′表示，在水文计算中经常采用。而计算降水对地下水的补给时，则将渗入地表以下的水量分为两部分：一部分补给地下水位以上饱气带士壤的含水量，另一部分是当含水量超过了士壤的田间最大持水量时，在重力作用下继续下渗补给地下水，引起地下水位的上升，后一部分补给地下水的水量与降水量之比，称为降水入渗补给系数，用a表示。目前计算a值的方法较多，主要的有水均衡法，回归分析法，地中渗透仪实测法及通过雨后地下水位的升幅和给水度的乘积与降水量之比来推求。根据灌区现有的地下水观测资料，采用地下水升幅法进行分析计算，确定各计算分区的降水入渗补给系数年均值
在平原地区，利用降水过程前后的地下水水位观测资料，可以计算潜水含水层的一次降水入渗系数，可采用下式近似计算：
α＝μ（hmax-h±∆h·t）/X （7-1）
式中：a为次降水入渗系数；hmax为降水后观测孔中的最大水柱高度，m；h为降水前观测孔闹拍中的水柱高度，m；∆h为临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d；t为从h变到hmax的时间，d；X为t日内降水总量，mm。
在平原区，地下水侧向流动比较缓慢，天然条件下，地下水位升幅完全代表了地下水含水层所获得的降水入渗补给量。因此，年降水入渗补给系数为降水所引起的地下水升幅之和乘以给水度与年降水量的比值。
灌区农业节水对地下水空间分布影响及模拟
式中：μ为给水度；∆hi为降水引起的次水位升幅；N为全年降水次数，i＜N；∑pi＝p年为年降水总量；Ni为年内降水引起水位升幅的有效补给的次数，N1＜N。
根据灌区地下水位动态资料及降水等观测资料，采用地下水升幅法进行分析计算，不同埋深计算分区的降水入渗补给系数见表7-3。
表7-3 灌区年降水入渗补给 Table7-3 precipitation infiltration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District
四、灌溉入渗补给系数
灌溉入渗补给系数即灌溉水灌入田间后（田间面积包括斗渠系在内），由于士壤的垂直下渗作用，入渗水量一部分被作物吸收利用；一部分蓄存于饱气带士壤空隙中；还有一部分水（超过士壤最大持水量的多余水量），在重力作用下继续下渗，补给地下水，引起地下水位上升。把这后一部分补给地下水的水量与田间净灌水量之比，称为灌溉入渗补给系数。灌溉入渗补给系数包括渠灌田间入渗补给系数β渠和井灌回归补给系数β井。
灌溉入渗补给系数与士壤的性质、士壤垂向渗透系数、灌水量大小以及地下水埋深密切相关。灌水量大、士壤垂直入渗速度大、地下水埋藏浅、则灌溉入渗补给系数大，反之则小。在进行地下水资源评价时，灌溉入渗补给量是潜水含水层的最重要的补给源之一，而灌溉入渗补给量计算的准确与否，则取决于灌溉入渗补给系数（β）值。
由于时间及资料所限，采用实际调查法，结合灌区较长系列的地面水引灌资料及地下水位动态资料，通过对较大范围内与灌溉入渗补给有关的诸因素进行调查，并与该范围内地下水位动态资料相关联，然后分析计算灌溉入渗补给系数。调查内容包括，观测井在斗渠系范围各放水时段的田间净灌水量；各放水时段的实际灌溉面积；各放水时段实际灌溉面积内，由灌溉入渗引起的地下水位升幅值；灌前或灌后有无降雨及开采因素存在。计算公式如下：
灌溉入渗补给系数指某一时段田间灌溉入渗补给量与灌溉水量的比值，即
β＝hr/h灌（7-3）
式中：β为灌溉入渗补给系数；hr为灌溉入渗补给量，mm；h灌为灌溉水量，mm。
灌溉入渗补给系数也可采用试验方法加以测定。试验时，选取面积为F的田地，在田地上布设专用观测井。测定灌水前的潜水位，然后让灌溉水均匀地灌入田间，测定灌水流量，并观测潜水位变化（包括区外水位）。经过∆t时段后，测得试验区地下水位平均升幅∆h，用下列公式计算：
灌区农业节水对地下水空间分布影响及模拟
式中：μ为给水度；∆t为计算时段，s；∆h为计算时段内试验区地下水位平均升幅，m；Q为计算时段内流入试验区的灌水流量，m3/s；F为小区试验区面积，m2。结合灌区实际调查资料和小区试验资料确定灌溉入渗补给系数（表7-4）。
表7-4 灌区灌溉入渗补给系数 Table7-4 Irrigation in filtration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District
井灌回归补给系数β井是指地下水开采回归水量与地下水开采量之比值，综合灌区实际，井灌回归补给系数统一取0.17。
五、渠系渗漏补给系数
渠系渗漏补给系数是指渠系渗漏补给量Q渠系与渠首引水量Q渠首引的比值。渠系渗漏补给系数m值主要的影响因素是渠道衬砌程度、渠道两岸包气带及含水层岩性特征、包气带含水量、地下水埋深、水面蒸发强度、渠系水位以及过水时间。可根据渠系有效利用系数η确定m值。
渠系有效利用系数η为灌溉渠系送入田间的水量与渠首引水量的比值，数值上等于干支斗农毛各级渠道有效利用系数的乘积（本次渠系渗漏补给量仅计算干、支两级渠道，斗、农、毛三级渠道的渠系渗漏补给量计入田间入渗补给量中，故η值在使用上是干、支两级渠道有效利用系数的乘积）。计算公式：
m＝γ·（1-η） （7-5）
式中：γ为修正系数（无因次）。实际上，渠系渗漏补给量是指Q渠道引·（1-η）减去消耗于湿润渠道两岸包气带士壤和浸润带蒸发的水量、渠系水面蒸发量、渠系退水量和排水量。修正系数γ为渠系渗漏补给量与Q渠道引·（1-η）的比值，通过有关试验资料或调查分析确定。γ值的影响因素较多，主要受水面蒸发强度和渠道衬砌程度控制，其次还受渠道过水时间长短、渠道两岸地下水埋深以及包气带岩性特征和含水量多少的影响。γ值的取值范围一般在0.3～0.9之间，水面蒸发强度大（即水面蒸发量E0值大）、渠道衬砌良好、地下水埋深小、间歇性输水时，γ取小值；水面蒸发强度小（即水面蒸发量E0值小）、渠道未衬砌、地下水埋深大、长时间连续输水时，γ取大值。通过灌区相关资料调查分析，灌区干支渠系渗漏补给系数取0.1156。
六、潜水蒸发系数
潜水蒸发系数是指潜水蒸发量E与相应计算时段的水面蒸发量E0的比值，即
C＝E/E0 （7-6）
影响潜水蒸发系数C的主要因素是水面蒸发量E0、包气带岩性、地下水埋深Z及植被状况等。可利用浅层地下水水位动态观测资料通过潜水蒸发经验公式拟合分析计算。根据灌区水均衡试验场地中渗透仪对不同岩性、地下水埋深、植被条件下潜水蒸发量E的测试资料与相应水面蒸发量E0计算潜水蒸发系数C。分析计算潜水蒸发系数C时，使用的水面蒸发量E0一律为E601型蒸发器的观测值，应用其他型号的蒸发器观测资料时，应换算成E601型蒸发器的数值。据此计算灌区年平均蒸发强度的范围为0.1947～0.3143mm/d，平均值为0.2550mm/d，蒸发系数值为0.0711～0.1029，平均值为0.0875。
9. 一般降水量多大才称有效降水
有效降水(effeetive preeipitation) 自然降水中实际补充到植物根层土壤水分的部分。降雨开始时，最初一部分雨量被植物枝叶所截留，称为植物截留量，在微雨的情况下截留量可达3毫游宴歼米左右。 超过植物截留祥乱量才落于地面，开始被土壤吸收。当降雨强度超过入渗率时，开始产生地面径流。当降雨时间较长或多次降水之后，地面长期积水，根层土壤达到饱和时将产生深层渗漏，下渗到根层之下，补给地下水。因此，自然降水中实际为根层土壤吸收的水分 (Re)为实际降水量(R)减去截留量(V)、径流量(Q) 和深层渗漏量(f)，即为有效降水，其表达式为: Re~R一V一Q一f 也神冲有人认为截留量和深层渗漏量对植物生育有一定的 意义，前者可以改善冠层的小气候，后者可以补充地下水。有效降水用来和农作物需水量进行对比分析，可以对降水资源作出恰当的农业气候评价。