地下水垂向入渗补给机理及补给量的研究
降雨入渗补给地下水机理探讨
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降雨入渗补给与作物种类及长势的关系 由太谷均衡实验站包气带土壤水分动态说明， 土
壤的贮水量随季节而发生变化，因而补给量也发生变 化。当作物品种耗水量大， 蒸发蒸腾强烈时， 补给量减 小； 作物长势旺， 产量高时， 补给量相对小。反之， 当作 物品种耗水量小， 蒸发蒸腾减弱时， 补给量增大； 作物 长势弱， 产量低时， 补给量相对大。
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埋深（ *） 图, 地下水位上升高度与地下水埋深关系图
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降雨入渗补给与初始土壤含水率的关系 土壤初始剖面含水量对降雨入渗补给量的影响，
可用土壤剖面的前期影响雨量表示。所谓的前期影响 雨量， 就是由前期降雨所形成的影响本次降雨的补给， 并且贮藏在地下水面以上土壤非饱和带中的水量， 它 反映了本次降雨开始时土壤剖面含水量的大小。当土 壤质地及地下水埋深一定时，降雨入渗引起的地下水 位上升高度主要与初始剖面含水量及降雨量的大小有 关。初始含水量大时， 土壤亏缺量小， 同样的降雨所引 起的补给量就大。初始含水量小时， 土壤亏缺量大， 同 样的降雨所引起的补给量就小。
第 !’卷第 ’期
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文
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降雨入渗补给地下水机理探讨
王政友
(山西省水文水资源勘测局太谷均衡实验站，山西 太谷 "’")""*
摘 要： 通过降雨转化为地下水的过程分析， 论述了土壤水转化为地下水的内在原因及其必要条件和充
要条件。 关键词： 降雨入渗补给； 地下水； 土水势能； 重力水库容； 机理 中图分类号： +,%&-! 文献标识码： . 文章编号： &"""#")/!(!""’*"’#""’%#"’
地下水补给量和排泄量的确定
地下水补给量和排泄量的确定李恒太河北工程大学水电学院河北邯郸056021摘要：在地下水资源评价过程中，不管采用什么方法，其补给量和排泄量的确定是必需要完成的工作，本文就地下水的补给量和排泄量的确定进行了详尽地阐述。
关键词：地下水；补给量；排泄量；基流；越流地下水是人们赖以生存和使用的主要资源之一，但是存在于地下的水究竟有多少？又有多少能供我们利用？人们为了探究此问题，水行政管理部门专门组织专业技术人员进行定量评价与计算，在评价计算过程中，不管采用什么方法，不管其方法多先进，都得确定地下水补给量和排泄量，可见地下水补给量和排泄量的确定在地下水评价中的重要意义，因此，下面将详述地下水补给量和排泄量的确定。
1 地下水补给量地下水的补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层（或含水系统）的水、侧给补给、人工补给、融雪水和融冻水等。
1.1大气降水入渗补给地下水降水入渗补给量是指降水（包括坡面漫流和填洼水）渗入到土壤中并在重力作用下渗透补给地下水的水量。
降水入渗补给量一般采用下列方法确定。
1.1.1 地中渗透仪法地中渗透仪是测量降水入渗量、潜水蒸发量和凝结水量的一种地下装置，该装置通过导水管与给水设备相连接的承受补给和蒸发的各种土柱圆筒和测量水量的马利奥特瓶组成，也称为地中蒸渗仪、地中渗透计。
该仪器在各地的地下水均衡试验场中被广泛应用。
由于该法测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给条件。
其中，潜水面的埋深对潜水补给量有很大影响，同样，对潜水蒸发量也有一定影响。
潜水面在雨季因降水入渗补给而升高，旱季因蒸发排泄而降低，处于连续不断的变动中，而地中渗透仪的每一圆筒中的潜水面都是固定的，因而其实测结果的可靠性还有待进一步证实，且此法只适用于松散岩层，使其应用受到限制。
其结构装置如图1.1所示，工作原理如下：首先调整水位管14，使其内水面与渗透仪中的设计地下水面（6，相当于潜水埋深）保持在同一高度上。
地下水人工补给问题
地下水人工补给问题地下水是一种宝贵的自然资源,是人类赖以生存和社会发展的重要物质基础。
许多地区过量开采地下水,造成地下水资源逐渐枯竭、水位急剧下降、地面沉降等一系列水资源与环境问题。
地下水人工补给(又称地下水回灌)的实质就是借助某些工程措施,人为地将地表水注入地下含水层中,以增加地下水的补给量、调节和控制地下水位。
在城镇供水、农田灌溉、盐碱化土壤改良、污染控制、环境保护以及石油开发等领域内,地下水人工补给都有广泛的应用。
世界上许多国家先后进行了地下水人工补给的试验研究工作,取得了许多研究成果。
1.中国地下水人工补给研究发展历程。
我国的地下水人工补给大约有近50年的历程。
北京第三棉纺织厂开展了大气制冷与地下水人工回灌试验研究。
北京市水文队先后开展了北京西郊西黄村地区利用废砂石坑进行人工补给地下水的试验、首都钢铁公司大口径井地下水回灌试验等研究。
地矿部水文所先后开展了华北平原地下水资源调蓄措施的研究,在江西、广东、湖南、广西、福建等通过人工补给扩大地下热水流。
20世纪70年代,为合理开发和调节渭北地下水源,李佩成等在黄土地区开展过较大规模的人工补给修建地下水库试验。
90年代李云峰等以高泥沙含量的河水作为补给水源在永济市工业区开展了引黄回灌试验研究。
上海、北京、天津、杭州、西安、沈阳等许多城市均采用过管井回灌,大多为了提供冷却用水,而上海的是为了控制地面沉降。
山东桓台、临清、河北获鹿、南宫、江平原等地治理沼泽地、开垦荒地,进行了人工补给试验,获得成功。
蒿城等地,由于农业用井的大量开采或者为了蓄水抗旱,也进行了回灌工作。
李静在实际调查的基础上运用经济学原理,定量分析了山东某地下水回灌工程的经济效益,为类似问题提供了经验。
我国的地下水人工补给是先从城市地面沉降开始的。
随着20世纪60年代基本查明了地面城市地面沉降机理,70年代基本得到控制,80年代从定性化向走向定量化,为控制地面沉降或调蓄储能、增加地下水的补给,科研工作者通过试验研究,探讨了人工补给渗入机制,总结了不同水文地质条件下的人工补给经验。
7第七章地下水的补给与排泄
第七章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
7．1 地下水的补给补给––––含水层或含水系统从外界获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）入渗机理：1）活塞式下渗（piston type infiltration）→Green–Ampt模型：求地表处的入渗率（稳定时v→K）（P49,公式5–14；P65，图7–3），累积入渗量。
2）捷径式下渗（short-circuit type infiltration），或优势流（preferential flow）。
降水→地下水储量增加→地下水位抬高→势能增加。
降水转化为3种类型的水：①地表水，地表径流（一般降水的10 ~ 20%产生为地表径流）；②土壤水，腾发返回大气圈（一般大于50%的降水转为土壤水，华北平原有70%的降水转化为土壤水）；③地下水，下渗补给含水层（一般20 ~ 30%降水渗入地下进入含水层）。
渗入地面以下的水：①滞留于包气带→土壤水，通过腾发ET（evapotranspiration）→返回大气圈；②其余下渗补给含水层→地下水。
因此，落到地面的降水归结为三个去向：（1）地表径流；（2）土壤水（腾发返回大气圈）；（3）下渗补给含水层。
入渗补给地下水的水量：q x=X-D-∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；X ––––年降水总量；D ––––地表径流量；∆S ––––包气带水分滞留量。
单位：mm 水柱。
降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
Xq x =α （小数或%表示） 一般α =0.2 ~ 0.5。
定量计算（入渗系数法）：Q=α·X ·F （注意单位统一，X ：mm/a ，F ：km 2，Q ：m 3/a ） 影响降水入渗补给的因素：① 降水量大小：雨量大，α大；雨量小，α小；② 降水强度：间歇性的小雨，构不成对地下水的有效补给（如华北平原，一次降水<10mm 的为无效降雨）；连绵小雨有利于补给；集中暴雨→一部分转化为地表径流→不利于补给；③ 包气带岩性：K 大，有利于入渗；K 小，不利于入渗；④ 包气带厚度：厚，入渗量小，河北平原存在“最佳埋深”，一般4 ~ 6m ，地下水位在“最佳埋深”时，入渗补给量最大，入渗系数α也最大；⑤ 降雨前期土壤含水量：含水量高，有利于补给；含水量低，不利于补给；⑥ 地形地貌：坡度大→地表径流量大→不利于补给；地势平缓，有利于补给； ⑦ 植被覆盖情况：植被发育，有利于拦蓄雨水和入渗；但浓密的植被，尤其是农作物，蒸腾量大，消耗的土壤水分多，不利于补给。
地下水超采区的回灌补源技术与模型分析
（ Ｈ） （ Ｈ） （ Ｈ） ｈ （ ） ｋ ｋ ｋ ＋ ＋ ＝Ｓ １ ｘ ｚ ｓ ｙ ｔ ｘ ｙ ｚ ｘ ｙ ｚ 式中 ： Ｈ 为渗流场的 水 头 ； ｋ ｋ ｋ ｘ、 ｚ 为３个主渗透方向的渗透 ｙ、 系数 ； Ｓ ｓ 为贮水率 。 边界条件为 ：
Ｈ（ ｘ， ｚ） ｘ， ｚ） ｜ ＝ φ（ ｙ， ｙ， Γ １ Ｈ ｋ ｘ， ｚ） ＝ ｑ（ ｙ， ｎ Γ２ Ｈ ＝Ｚ
。 ） ） 边界条件 ， 自由面边界须同时满足式 （ 和式 （ ３ ４
（ ） ２ （ ） ３ （ ） ４
） 式中 ： 第二类边界条件 ； 式（ 为可能逸出面 ４ Γ Γ １， ２ 分别为第一 、
２． ２ 模型的解法
图 １ 回灌补源工程位置 Ｆ ｉ ． １ Ｌ ｏ ｃ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｍ ａ ｏ ｆ ｒ ｅ ｃ ｈ ａ ｒ ｅ ｒ ｏ ｅ ｃ ｔ ｇ ｐ ｇ ｐ ｊ
６ ９
（ ） 文章编号 ： ２ ０ ０ ０ ０ ７ ２ ８ ４ ２ ０ １ ５ ０ ２ ０ ９ ６ ３ １ － － －
中国农村水利水电 ·２ ０ １ ５ 年第 ２ 期
地下水超采区的回灌补源技术与模型分析
２ ２ ２ ， ， ， 刘青勇１， 陈学群１， 高 坤３ 管清花１，
（ 山东省水利科学研究院 ， 济南 ２ 山东省水资源与水环境重点实验室 ， 济南 ２ ５ ０ ０ ０ ０； ２． ５ ０ ０ １ ３； １． ） 博兴县水利局 ， 山东 澳洲 ２ ３． ５ ６ ５ ０ ０
５］ 、 律的各向异性 ［ 不可压缩连续渗透介 质 渗 流 场 的 数 学 控 制 方
（ ） 计算时段 。 ２ ０ ０ ９ ３ １ １－２ ０ １ ２ ２ １。 时 间 步 长 以 １ 个 － ０ － ０ － １ － ３ 月计算 ， 时间步长和时间段与模拟 阶 段 相 同 。 在 整 个 拟 合 校 正 过程中 ， 以研 究 区 内 观 测 孔 实 际 观 测 水 位 作 为 模 型 识 别 的 依 据 。 区域水位拟合见图 ４， 各观测孔计算水位和观测水位拟合
降水入渗补给量随地下水埋深变化的实验研究
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。
地质大水文地质学基础讲义07地下水的补给与排泄
第七章地下水经常不断地参与着自然界的水循环。
含水层或含水系统经由补给从外界获得水量，通过径流将水量由补给处输送到排泄处向外界排出。
在补给与排泄过程中，含水层与含水系统除了与外界交换水量外，还交换能量、热量与盐量。
因此，补给、排泄与径流决定着地下水水量水质在空间与时间上的分布。
关于地下水的径流（流动），我们将在第八章加以地下水的补给与排泄讨论。
7．1 地下水的补给含水层或含水系统从外界获得水量的过程称作补给。
补给除了获得水量，还获得一定盐量或热量，从而使含水层或含水系统的水化学与水温发生变化。
补给获得水量，抬高地下水位，增加了势能，使地下水保持不停的流动。
由于构造封闭，或由于气候干旱，地下水长期得不到补给，便将停滞而不流动。
补给的研究包括补给来源、补给条件与补给量。
地下水的补给来源有大气降水、地表水、凝结水，来自其它含水层或含水系统的水等。
与人类活动有关的地下水补给有灌溉回归水、水库渗漏水，以及专门性的人工补给。
7．1．1 大气降水对地下水的补给7．1．1．1 大气降水入渗机制松散沉积物组成的包气带，降水入渗过程相当复杂。
迄今为止，降水入渗补给地下水的机制尚未充分阐明。
我们以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水。
目前认为，松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种（图7—1）。
活塞式下渗（Piston type infiltration ）：鲍得曼（Bodman ）等人于1943—1944年对均质砂进行室内入渗模拟试验的基础上提出，简而言之，这种入渗方式是入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移。
在理想情况下，包气带水分趋于稳定，不下渗也无蒸发、蒸腾时，均质土包气带水分分布如图7—2（c ）中九所示。
包气带上部保持残留含水量（0W ），一定深度以下，由于支持毛细水的存在，含水量大于0W 并向下渐增，接近地下水面的毛细饱和带以及饱水带，含水量达到饱和含水量（s W ）。
实际情况下，只有在雨季过后包气带水分稳定时最接近此理想情况，雨季之前，由于旱季的土面蒸发与叶面蒸腾，包气带上部的含水量已低于残留含水量0W ，而造成所谓的水分亏缺（图7—2a ，（0t ））。
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
地下水的补给、径流、排泄及家乡地下水开采特征
地下水的补给、径流、排泄及家乡地下水的开采特征摘要地下水作为整个地球上水循环的重要环节之一，通过含水层从外界获得补给，在含水层中向排泄区运动和赋予它们的岩石相互作用，最后向外界排泄而参与水循环。
地下水的不断交替、不断更新决定了含水层中水质水量在空间上和时间上的变化。
为了了解地下水的赋存变化规律，合理评价和开发水资源，就必须研究地下水的补给、排泄与径流特征。
关键词：补给径流排泄地下水一、地下水地补给含水层从外界获得水量的过程称作补给，主要来源有：大气降水、地表水、凝结水、其他含水层水和人工补给。
（1）大气降水大气降水是自然界水循环中最活跃的因素之一，也是千层地下水的主要补给来源。
降落到地面的水分一部分变为坡面径流或被蒸发而消失，仅有部分渗入地下。
这一部分到达潜水面以前，必须经过土颗粒、空气和水三相组成的包气带，因此入渗过程中水的运动是极其复杂的。
降水到达地面后，便向岩石土壤中渗入。
如果降雨前土层湿度不大，则入渗的水先形成结合水，大道最大结合水量后，剩余的水才形成毛细水继续下渗，只有当包气带中所有毛细水被充满后，才能形成重力水连续下渗。
（2）地表水对地下水的补给地表水体包括河流、湖泊、水库、海洋等，它们都在一定条件下成为地下水的补给。
地表水补给地下水必要条件有以下两方面：一方面，两者之间必须有水力联系；另一方面，地表水为必须高于地下水位。
如某些平原河流的下游，河流中上游的洪水期，河流出山后的山前地段和河流流经岩溶发育地段，一般满足上述条件，地表水补给地下水。
（3）凝结水的补给凝结作用指空气的饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，绝对湿度与饱和湿度相等。
温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水便凝结成液态水。
白天，大气和土壤均吸热，晚上，土壤散热快而大气散热慢，低温将带一定程度，土壤孔隙中水汽达到饱和，凝结成水滴，土壤空气的绝对湿度随之降低，导致大气中水汽和土壤孔隙水汽压力不平衡，地面大气中水汽想土壤孔隙中运动并凝结，不断补充，不断凝结形成重力水下渗。
水文地质勘查：地下水资源量评价——补给量计算
4.4地下水资源量评价——各种地下水补给量的计算一、各项补给量的计算地下水补给量应计算由地表水入渗、降水入渗、地下水径流的流入、越流补给等途径进入含水层（带）的水量，并按自然条件和开采条件下两种情况计算。
（一）水稻田的灌溉入渗补给量T F W Q 水田水稻φ=1 （4-9）式中 Q １——水稻生长期内降水和灌溉水的入渗补给总量，m 3/a ；φ——水稻平均稳定入渗率；水田F ——计算区内水稻田面积，亩；T ——水稻生长期，d （包括泡田期，不计晒田期）；水稻W ——水稻的灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。
表4-10 按灌溉作物的种类确定水稻W 值（据农田灌溉水质标准，GB 5084-1992，参考）了水稻需水量试验，求得一系列水稻淹灌期水田渗漏量。
根据试验结果，结合各地的情况确定了φ值，具体取用值见表4-11。
表4-11 江苏省平原区渗透率φ取值表（据陆小明，2004）计算：e 11I Q Q =雨 （4-10） )-(1e 11I Q Q =灌 （4-11） 式中 雨1Q ——降雨入渗补给量，m 3/a ；灌1Q ——灌溉入渗补给量，m 3/a ；e I ——水稻生长期内灌溉有效雨量利用系数；1Q 意义同式（4-9）。
（二）旱地降水入渗补给量旱地旱地F P Q α=2 （4-12）式中 2Q ——旱地降水入渗补给量，m 3/a ；旱地P ——旱地面积上的降水量，mm/a ；α——降水入渗补给系数；旱地F ——旱地的面积，km 2。
（三）水稻田旱作期降水入渗补给量南方水稻田无论是单季稻还是双季稻都有一旱作期，此时的降水入渗补给量按旱地的入渗补给系数α计算。
水田田旱F P Q α=3（4-13） 式中 3Q ——水稻田旱作期降水入渗补给量，m 3/a ；田旱P ——水稻田旱作期雨量，由年雨量扣除早、晚稻生长期雨量求得，mm/a ；水田F ——水田面积，km 2；（四）水稻田旱作期灌溉入渗补给量南方水田旱作期灌溉，即小春灌溉，一般水田旱作期以种绿肥为多，亦有种大麦、小麦或豆类作物，其灌溉次数不多。
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
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。
水文地质参数的计算 降水入渗补给系数—概念
0.33— 0.38
0.22— 0.18 0.16— 0.12 0.40— 0.28 0.29— 0.22 0.26— 0.18 0.15— 0.13
0.25— 0.23
0.16— 0.14 0.12— 0.10 0.24— 0.22 0.18— 0.16 0.14— 0.12 0.12— 0.11
在降水量稀少（降水入渗补给量甚微）、田 间灌溉入渗补给量基本上是地下水唯一补给 来源的干旱区，选取灌区地下水埋深大于潜 水蒸发极限埋深的计算时段（该时段内潜水 蒸发量可忽略不计），采用下式计算灌溉入 渗补给系数值
Q开 hF Q灌
h 为计算时段初地下水水位较高（或地下水埋深较小）时取
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
粘土
细砂、粉砂 冲湖积 平原及 滨海平原 粉土 粉质粘土 粘土
0.09—0.13
0.25—0.36 0.14—0.24 0.12—0.19 0.11—0.13
0.14—0.16
0.36—0.40 0.20—0.28 0.15—0.26 0.13—0.15
不同降水及灌溉条件下的地下水入渗补给规律
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。
地下水补给研究进展
地下水补给研究进展张旭洋（青岛大学环境科学与工程学院，山东青岛266071）摘要：准确估算地下水的补给量是制定水资源管理规划的基础，对维持区域地下水资源的可持续利用有着重要意义，特别是对将地下水作为主要供水水源的干旱、半干旱地区，准确评估地下水的补给量显得尤为重要。
虽然与地下水补给量估算有关的研究方法越来越丰富，但由于地下水补给受多种自然因素的影响，存在高度的时空变异性，还有较多问题亟待解决。
关键词：地下水补给；多种方法；时空变异中图分类号：P641.132文献标识码：A 文章编号：1671-1602（2018）09-0121-01作者简介：张旭洋（1992-），男，汉族，山东青岛人，硕士，青岛大学环境科学与工程学院，研究方向：地下环境中水流和溶质运移的数值模拟。
地下水补给是指含水层或地下含水系统从外界获取水量的过程[1]，现阶段，关于地下水补给量的研究大多数是以地表水、包气带以及饱水带作为研究对象进行研究，不同研究对象计算得到的补给量代表不同的含义。
以饱和带作为对象所评估的补给量，由于它代表实际进入含水层的水量，会引起地下水位上升，故称其为实际补给量；以地表水或包气带作为对象所确定的补给量，因为用根系之下土壤水的入渗量代表地下水的补给量，下渗水流不一定都能达到地下水面，可能导致计算得到的补给量偏小，称为潜在补给量[2,3]。
目前，以包气带或者饱水带作为研究对象进行地下水补给估算的方法有很多，归结起来大致可以分成物理法、示踪法和数学模型法三大类。
物理方法主要包括地中渗透仪法、水均衡法、达西定律法等方法。
示踪剂法主要包括人工示踪剂法：如溴离子示踪法和有机染料示踪法等；历史示踪剂法：主要是利用放射性同位素3H 和14C 进行研究；环境示踪剂法：主要是氯离子示踪法和氢氧稳定性同位素示踪法。
数值模拟方法可以分为：基于土壤水动力学过程的渗流带模型法和地下水流模型法。
由于每种地下水补给量评价方法各有优缺点，并且适用于不同的气候和水文地质条件，履行着不同的研究目的，所以每种评价方法所确定的地下水补给量通常是难以相互比较的。
河西走廊灌溉水田间入渗补给地下水机理研究
１ 试 验情 况Biblioteka 简 介 １ １ 水文地质 条件 ．
试验 区位 于 张掖 市平 原 堡黑 河 西岸 ， 与沿 河 泉 方向 ； 中子仪 观测 资料计算 包气 带含水 量 （ 积含 用 体 水溢 出带毗邻 ， 定 的 原 位试 验点 沿 地 下水 流 向呈 水 量％ ， 选 用符 号 ０ 表示 ，在剖 面上随 时 间的 变化 ， ） 虽 线状 分布 。从南 西往 北东 ， 水 水位 埋 深 由 ＞ｌ 后计 算某 一时间段 包气 带 土壤水 分的蒸 发量 或对地 潜 ４ｍ 渐减 至不足 １ｍ， 直至溢 出地表 （ １ 。包气 带岩性 下水 的 补 给 量 ， 即 所 谓 的 零 通 量 面 （ ｉ ｒｅ ｔ 图 ） 这 Ｄ ｖ ｇｎ ｅ 由粗渐 细 ， 张掖农校 农场 以砾 质砂及砂 为主 ； 探队 Ｚ ｒ ｌｘＰａｅ 用 Ｄ Ｆ 物 ｅｏＦｕ ｌ ， Ｚ Ｐ表 示 ） 法 。 ｎ ” 以中砂及 亚砂 土为主 ， 部含砾 石 ； 局 到小湾变成 以亚 砂土、 亚牯 土为主 ； 耕植层 以亚砂 土为 主。
示范意 义。
个试验场 开挖 负压 计观 测 竖井 １处 、 中子 仪观 测 孔 ２个 ， 撵度 均 等于 当地地 下水位 埋深 （ １ 。 图 ） 用 负压计观 掼 资 料确定 包气 带水 势 （ Ｉ 负压势 ， 用 符号 中 表示 ， 以厘 米水 柱 即 ｃ － ２ 为单 位 ） ｍ ＨＯ 在垂 向上 的变 化（ 曲线 类 型 ） 进 而 判 断包 气 带 水 分运 移 ，
西 安工 程 学 院学 报
第２ ４卷
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地下水补给方法研究综述
地下水补给方法研究综述作者：赵佳辉李一鸣陈宝辉来源：《农村经济与科技》2018年第07期[摘要]地下水补给是水循环重要过程，选择正确的方法评价地下水补给量对水资源的管理与开发利用具有重要意义。
将地下水补给方法分为物理法、示踪法和数值模拟法，总结了地下水补给方法的优缺点，为计算地下水补给提供参考。
[关键词]地下水补给；水分运移；评价方法[中图分类号]P641 [文献标识码]A地下水具有分布范围广、水质优良、水量稳定等优点使其成为社会发展重要基础。
由于过度开采地下水，部分地区已造成地下水资源衰竭、地面沉降、生态环境退化等严重后果。
为平衡生态保护与社会发展关系，建设环境友好型社会，实现社会经济的可持续发展，计算地下水补给量，制定合理的地下水开发利用方案迫在眉睫。
地下水通过包气带接受大气降水、灌溉水的补给，而水分在包气带中运移缓慢复杂，精确评价地下水补给量越来越收到学者的重视。
目前，地下水补给方法研究众多，根据研究方法性质主要分为物理法、示踪法和数值模拟法。
本文将从这三种类型将各种研究方法原理、优缺点进行论述。
1 物理法1.1 地下水位动态法地下水动态法以水均衡为基础，假设水位的上升是由于补给量到达潜水引起的，该方法运用广泛。
Richard（2002）根据地下水动态算出地下水补给量与排泄量，并指出影响潜水水位波动的因素有蒸散发、大气压强以及水分入渗过程中引起包气带空气的压缩等。
Sharda等（2006）根据印度古吉拉特邦地下水动态计算出降水入渗补给量占年降水量的7.5%。
杨甜（2017）对次降雨后地下水动态进行分析，得到不同降雨强度下次降水量入渗补给系数。
地下水动态法计算简单，资料获取相对容易，适用于埋深浅、地下水位变动较大、水分补给速率大于地下水径流速度的区域。
难点在于给水度的确定以及观测井地下水位动态能够代表整个流域的动态。
1.2 零通量面法零通量面法是通过观测包气带中含水率或负压，计算出总水势，确定总水势极大值或极小值位置。
地下水补给量和排泄量的确定
地下水补给量和排泄量的确定李恒太河北工程大学水电学院河北邯郸056021摘要：在地下水资源评价过程中，不管采用什么方法，其补给量和排泄量的确定是必需要完成的工作，本文就地下水的补给量和排泄量的确定进行了详尽地阐述。
关键词：地下水；补给量；排泄量；基流；越流地下水是人们赖以生存和使用的主要资源之一，但是存在于地下的水究竟有多少？又有多少能供我们利用？人们为了探究此问题，水行政管理部门专门组织专业技术人员进行定量评价与计算，在评价计算过程中，不管采用什么方法，不管其方法多先进，都得确定地下水补给量和排泄量，可见地下水补给量和排泄量的确定在地下水评价中的重要意义，因此，下面将详述地下水补给量和排泄量的确定。
1 地下水补给量地下水的补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层（或含水系统）的水、侧给补给、人工补给、融雪水和融冻水等。
1.1大气降水入渗补给地下水降水入渗补给量是指降水（包括坡面漫流和填洼水）渗入到土壤中并在重力作用下渗透补给地下水的水量。
降水入渗补给量一般采用下列方法确定。
1.1.1 地中渗透仪法地中渗透仪是测量降水入渗量、潜水蒸发量和凝结水量的一种地下装置，该装置通过导水管与给水设备相连接的承受补给和蒸发的各种土柱圆筒和测量水量的马利奥特瓶组成，也称为地中蒸渗仪、地中渗透计。
该仪器在各地的地下水均衡试验场中被广泛应用。
由于该法测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给条件。
其中，潜水面的埋深对潜水补给量有很大影响，同样，对潜水蒸发量也有一定影响。
潜水面在雨季因降水入渗补给而升高，旱季因蒸发排泄而降低，处于连续不断的变动中，而地中渗透仪的每一圆筒中的潜水面都是固定的，因而其实测结果的可靠性还有待进一步证实，且此法只适用于松散岩层，使其应用受到限制。
其结构装置如图1.1所示，工作原理如下：首先调整水位管14，使其内水面与渗透仪中的设计地下水面（6，相当于潜水埋深）保持在同一高度上。
2006_氯离子示踪法在河北平原地下水垂向入渗补给量评价中的应用_汪丙国
1 研究区概况
河北平原地理位置 东经 114 20 ! ~ 119 25 !、 北 纬 36 03! ~ 39 56 !。它北靠燕山、 西依太行山、 东临 渤海、 环绕京津 , 包括 石 家庄、 唐山、 秦皇岛、 邯郸、 邢 台、 保 定、 沧州、 廊 坊、 衡水 等 9 市 119 县 ( 市 ) , 面积 73 129 km2 , 耕 地约 400 万 hm 2 , 人 口约 0. 5 亿人 , 是我国北方 重要 的 粮 棉产 区 和工 业 基地。 区内 交 通 发 达 , 京广、 京九、 京沪铁路纵贯南北 , 已形成 以铁路为骨 干 , 与 公 路、 航空、 水运相结合的综合运输网 , 地理位置十分重要 ( 图 1) 。
在干旱半干旱气候条件下包气带中土壤水氯离子浓度随深度变化曲线有土壤氯离子累积法1985allsion提出了利用氯离子浓度剖面计算入渗补给量的另一种方法土壤氯离子累积法该方法假设氯离子行为稳定土壤水分的垂向运移遵循活塞流机制某一深度的土壤氯离子累积总量tczhiciwibiallison1988hi为剖面上每一层的指定高度ci为土壤水cl含量mgwi为重量含水量bi为体积密度为深度hi处水的密度同样某一深度的土壤水分累积总量tm代表一个简化的活塞式入渗补给过程模型入渗水分初始氯离子浓度clp因蒸发和植物蒸腾的浓缩作用土壤水中氯离子浓度增加经过植物根系带之后稳定为一相对定值clsm此时地下水的氯离子浓度clgwclsm近似一致土壤表面的多年平均总氯离子输入td保持恒定则垂向的土壤水分通量qsm是一个单峰剖面凸形特征认为是捷径式入渗补给的水分稀释了根系区以下的土壤水浓度造成根系区以下土壤水中氯离子含量的减少或是存在其他补给来源造成土壤水氯离子浓度高于地下水氯离子浓度代表的是地下水位埋深很qsmtc根据式大以活塞式入渗补给的一种情况