降雨入渗补给量的确定
补给量的计算
9.2 补给量的确定时间：2006-11-02 来源：作者：9.2.1 地下水的补给量应计算由下列途径进入含水层（带）的水量：1 地下水径流的流入。
2 降水渗入。
3 地表水渗入。
4 越层补给。
5 其他途径渗入。
9.2.2 计算补给量时，应按自然状态和开采条件下两种情况进行。
9.2.3 进入含水层的地下水径流量，可按下式计算：Q＝K·I·B·M （9.2.3）式中Q——地下水径流量（M3/d）；K——渗透系数（M/d）；I——自然状态或开采条件下的地下水水力坡度；B——计算断面的宽度（M）；M——承压含水层的厚度（M）。
9.2.4 降水入渗的补给量，可按下列公式计算：1 按降水入渗系数计算时：Q＝F·α·X/365 （9.2.4-1）式中Q——日平均降水入渗补给量（M3/d）；F——降水入渗的面积（M2）；α——年平均降水入渗系数；X——年降水量（M）。
2 在地下水径流条件较差，以垂直补给为主的潜水分布区，计算降水入渗补给量时：Q＝μ·F·ΣΔh/365 （9.2.4-2）式中ΣΔh——一年内每次降水后，地下水水位升幅之和（M）；μ——潜水含水层的给水度。
3 地下水径流条件良好的潜水分布区，可用数值法计算降水入渗补给量。
9.2.5 农田灌溉水和人工漫灌水的入渗补给量，可根据灌入量、排放量减去蒸发量及其他消耗量进行计算。
9.2.6 河、渠的入渗补给量，可根据勘察区上下游断面的流量差或河渠渗入的有关公式计算和确定。
9.2.7 利用各单项补给量之和确定总补给量时，应对各单项补给项目进行具体分析，确定对本区起主导作用的项目，并避免重复。
9.2.8 利用开采区内的地下水排泄量和含水层中地下水储存量之差计算补给量时，可按下式计算：Q B＝E+Q Y+Q j+Q K+ΔW/365 （9.2.8）式中Q——日平均地下水补给量（m3/d）；E——日平均地下水蒸发量（m3/d）；Q Y——日平均地下水溢出量（m3/d）；Q——流向开采区外的日平均地下水径流量（m3/d）；Q K——日平均地下水开采量（m3/d）；ΔW——连续两年内相同一天的地下水储存量之差（年储存量小于上年者取负值）（m3/d）。
8第八章 地下水的补给与排泄
第八章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge8．1概述补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
地下水通过补给与排泄，获得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力。
地下水通过补给和排泄，保持不断流动循环支撑有关水文系统和生态环境系统正常运行。
8．2 地下水的补给补给––––饱水带获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水的过程。
包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。
一次降水过程，除去植被截留以及包气带截留外，大气降水量最终转化为3部分：地表径流量、蒸散量及地下水补给量(图8.1)。
一次降水过程中，包气带水分变化及其对地下水补给的影响(图8.2)。
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）（P48,公式6.11；P72，图8.3），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）。
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 =p -D -∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；p ––––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。
大气降水补给地下水的影响因素：降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
水资源供给量计算公式
项目区水源主要是浅层地下水、汛期地表水及引黄补源水，由于地表水为季节性水，利用量极少。
浅层地下水主要包括自然降雨的入渗，引黄补源渠道的侧渗补给等。
（1）可供水量计算1、降雨入渗补给量W1=p×a×F式中：W1—降雨入渗补给量m3；a---入渗系数，取0.25；p---年降雨量，单位mm，多年平均降雨量p=623mm，F----控制面积1.19km2W1 =0.623×0. 25×1.19×100=18.53（万m3）；2、灌溉回归补给量W2=Q定×U×F灌式中：Q定—灌溉定额，立方/公顷；当p=75%，Q定=800m3/公顷；F灌——灌溉面积，亩；F灌=102.39公顷；U回归系数，取0.18。
计算可得W2=1.47万m33、河渠渗漏补给量W3=K×J×A0×L×t式中：W3-----河渠渗漏补给量，m3；K------渗透系数0.9m/d；J----垂直于河渠单侧剖面的水力坡度，取0.0039；A0----单位长度河渠垂直于地下水流向的剖面面积，m2/m；A0=26m2/m；L----沟河长度，km，L=13.82km；t-----渗漏时间，d，t=180d。
W2=0.9×0.0039×13.82×26×180=227.02（万m3）3、地下水可采量地下水可采量等于地下水补给量乘以可开采系数。
取可利用量的85%为开采量，则项目区地下水可开采量为：W供=(W1+W2+W3）*0.85=(189.34+227.02+68.14)*0.85=474.279（万m3）。
关于降雨入渗补给系数的讨论
关于降水入渗系数的测定方法的讨论陈晓成林高聪王楠052081班摘要：在水文水资源的评价中，降雨入渗补给系数是一个非常重要的参数，由入渗补给系数的定义可知，求得降雨入渗补给系数的关键为降雨总量和降雨入渗补给量。
本文探讨了几种常见的流域平均降雨总量的测定方法和降雨入渗补给量的测定方法，分别采用了平均值法、等雨量线法、泰森多边形法测定流域的平均降雨量，采用动态分析法（年水位升幅累积法、前期影响降水量法）、区域水量均衡法和数值分析法测定降雨入渗补给量最终得到降雨入渗补给系数。
关键字：流域平均降雨总量降入入渗补给量降雨入渗补给系数降雨入渗补给系数的变化范围在0～1之间。
由于降雨入渗补给量取决于某一时段内总雨量、雨日、雨强、包气带的岩性及降水前该带的含水量、地下水埋深和下垫面及气候因素，因此降雨入渗补给系数是随时间和空间变化的。
不同地区具有不同的降雨入渗补给系数，即使同一地区，不同时段降雨入渗补给系数也不尽相同。
因此，根据不同的计算时段，确定相应的降雨总量和降雨入渗补给量。
本文采取年降雨总量和年降雨入渗补给量确定年降雨入渗补给系数。
一次降雨首先要满足截留、地面产流及填洼等后才可能形成下渗,同时受包气带对下渗水量的在分配作用，只有下渗水量超过包气带最大持水能力时才能入渗补给地下水。
降雨雨入渗补给到地下水的水量即为降雨入渗补给量，用P r（mm）表示，则α=P r/P （1）α：年降雨入渗补给系数；P r年降雨入渗补给量；P年流域内降雨总量由公式可知测定降雨入渗补给系数的关键为测定流域内的降雨总量和降雨入渗总量。
一、流域内降雨总量的测定方法从理论上说，降雨两的空间分布可表达为：P=f（x,y)（2）p流域平均降雨量（mm）；A流域面积。
P时段或降雨量；x,y地面一点的纵横坐标；可以利用下式来计算域平均降雨量：A dxdy y x f P A ⎰=),( （3)1、平均值法 利用多个离散的局部区域的降雨总量的算术平均值作为流域上的平均降雨总量。
水文地质降水入渗补给参数的确定研究
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。
水资源供给量计算公式
项目区水源主要是浅层地下水、汛期地表水及引黄补源水，由于地表水为季节性水，利用量极少。
浅层地下水主要包括自然降雨的入渗，引黄补源渠道的侧渗补给等。
（1）可供水量计算1、降雨入渗补给量W1=p×a×F式中：W1—降雨入渗补给量m3；a---入渗系数，取0.25；p---年降雨量，单位mm，多年平均降雨量p=623mm，F----控制面积1.19km2W1 =0.623×0. 25×1.19×100=18.53（万m3）；2、灌溉回归补给量W2=Q定×U×F灌式中：Q定—灌溉定额，立方/公顷；当p=75%，Q定=800m3/公顷；F灌——灌溉面积，亩；F灌=102.39公顷；U回归系数，取0.18。
计算可得W2=1.47万m33、河渠渗漏补给量W3=K×J×A0×L×t式中：W3-----河渠渗漏补给量，m3；K------渗透系数0.9m/d；J----垂直于河渠单侧剖面的水力坡度，取0.0039；A0----单位长度河渠垂直于地下水流向的剖面面积，m2/m；A0=26m2/m；L----沟河长度，km，L=13.82km；t-----渗漏时间，d，t=180d。
W2=0.9×0.0039×13.82×26×180=227.02（万m3）3、地下水可采量地下水可采量等于地下水补给量乘以可开采系数。
取可利用量的85%为开采量，则项目区地下水可开采量为：W供=(W1+W2+W3）*0.85=(189.34+227.02+68.14)*0.85=474.279（万m3）。
章节降雨入渗补给解析
降雨或灌溉
径流
土壤水
地下水面以上顶托 毛管水的上升高度
地下水
第二节 降雨（或灌水）入渗补给
• 降雨入渗现象
入渗是指水分进入土壤的过程，是 自然界水循环的一个重要环节
•入渗过程
补给土壤水 补给地下水 产生径流
作物利用 或表土蒸发
•入渗规律
Z(θ，t) i（t） I(t) •研究方法
试验法 解析法 数值法
2.4 降雨入渗对地下水补给量的确定方法
(对地下水的补给）
第三章 第二节 降雨入渗
2.1 降雨入渗补给规律
2.1.1 降雨入渗的补给过程 2.1.2 求解入渗问题的数学模型及其解析解 2.1.3 计算入渗问题的经验公式
第三章 第二节 降雨入渗 2.1 降雨入渗补给规律
2.1.1 降雨入渗补给过程
0可
以
得
到
Z
（
f
t）:
t
s i ks
Z f
hf H
ln
Zf
hf
H
.........(3 14)
h f H
第三章 第二节 降雨入渗 2.1 降雨入渗补给规律 2.1.2求解入渗问题的数学模型及其解析解
•湿润峰面处不论所处时间与位置， 锋面上各点都保持一个稳定的基质势 h=-hf ； •湿润区(锋面后)均达到饱和含水率， 未湿润区(锋面前)保持原有含水率（θi）， 锋面上的含水率介于饱和和初始含水率之间， 锋面本身很薄
1.Green-Ampt模型的入渗解
H A ФA=H
参照面 对A，B点应用达西定i(Z律 f ) 可得到
0 顶托毛管水上升高度以上土层降雨
前的平均含水率
降雨对土壤水和地下水的补给量关系
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。
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
滹沱河大型入渗试验地下水补给量计算-2019年精选文档
滹沱河大型入渗试验地下水补给量计算-2019年精选文档滹沱河大型入渗试验地下水补给量计算1问题的提出由于石家庄市地下水多年持续超采，导致地下水位持续下降，形成了地下水位降落漏斗，城市水源地水质变差，对城市安全供水构成威胁。
因此，1999年以来，石家庄市建设了引水入市工程，将岗南水库、黄壁庄水库的地表水引入市区，形成了石家庄市供水结构以地表水为主、地下水为辅格局。
2005年以来，作为市区唯一地下水源地的滹沱河水源地可供水量明显减少，地表水厂供水能力逐渐达到设计值，城市供水危机逐渐显现，对南水北调中线工程的依赖日趋强烈。
为此，滹沱河地下水库的建设列入石家庄市南水北调中线配套工程规划。
地下水库建成后，将对滹沱河水源地形成有效补给，增加水源地的供水能力。
但是，入渗水量中将有多少水量能够补给到地下水？又有多少水量能够补给到滹沱河水源地一带？这两个问题直接影响到未来滹沱河地下水库的效益。
因此利用入渗试验进行地下水补给量计算和研究，十分必要。
2入渗试验简介2009年8月19日-9月5日，石家庄市XX局组织开展了滹沱河大型入渗试验。
试验场位于塔元庄-京广铁路桥之间的滹沱河河道，滹沱河水源地位于入渗试验场南侧。
试验水源来自黄壁庄水库，经石津渠输水至南水北调总干渠后，再由南水北调总干渠滹沱河退水渠引入试验场，放水持续时间共计400 h，渠首累计放水量1 820万m3，累计试验水量1 523.56万m3，入渗试验在河道入渗能力、水丘形成与消散、水质变化等方面取得了一系列丰硕成果[14]。
3计算方法本文利用入渗试验过程中获得的地下水位、开采量、降水量、蒸发量等观测数据，采用水均衡法求取了滹沱河入渗试验期间的河道入渗补给量。
根据入渗试验观测孔控制范围，确定本次均衡计算范围见图1，面积约26.8 km2。
入渗试验过程中9月5日水位上升最大，故均衡计算时段选为8月20-9月5日。
5结论试验期间河道入渗水量为1 482.75万m3，河道入渗补给地下水量为1 382.89万m3，河道渗漏补给系数为93%，其中742.53万m3的水量补给到了入渗场南侧的滹沱河水源地，水源地范围内的观测井最大水位上升幅度6.823 m，地下水补给效果明显。
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。
补给量的计算.doc
9.2 补给量的确定时间：2006-11-02 来源：作者：9.2.1 地下水的补给量应计算由下列途径进入含水层（带）的水量：1 地下水径流的流入。
2 降水渗入。
3 地表水渗入。
4 越层补给。
5 其他途径渗入。
9.2.2 计算补给量时，应按自然状态和开采条件下两种情况进行。
9.2.3 进入含水层的地下水径流量，可按下式计算：Q＝K·I·B·M （9.2.3）式中Q——地下水径流量（M3/d）；K——渗透系数（M/d）；I——自然状态或开采条件下的地下水水力坡度；B——计算断面的宽度（M）；M——承压含水层的厚度（M）。
9.2.4 降水入渗的补给量，可按下列公式计算：1 按降水入渗系数计算时：Q＝F·α·X/365 （9.2.4-1）式中Q——日平均降水入渗补给量（M3/d）；F——降水入渗的面积（M2）；α——年平均降水入渗系数；X——年降水量（M）。
2 在地下水径流条件较差，以垂直补给为主的潜水分布区，计算降水入渗补给量时：Q＝μ·F·ΣΔh/365 （9.2.4-2）式中ΣΔh——一年内每次降水后，地下水水位升幅之和（M）；μ——潜水含水层的给水度。
3 地下水径流条件良好的潜水分布区，可用数值法计算降水入渗补给量。
9.2.5 农田灌溉水和人工漫灌水的入渗补给量，可根据灌入量、排放量减去蒸发量及其他消耗量进行计算。
9.2.6 河、渠的入渗补给量，可根据勘察区上下游断面的流量差或河渠渗入的有关公式计算和确定。
9.2.7 利用各单项补给量之和确定总补给量时，应对各单项补给项目进行具体分析，确定对本区起主导作用的项目，并避免重复。
9.2.8 利用开采区内的地下水排泄量和含水层中地下水储存量之差计算补给量时，可按下式计算：Q B＝E+Q Y+Q j+Q K+ΔW/365 （9.2.8）式中Q——日平均地下水补给量（m3/d）；E——日平均地下水蒸发量（m3/d）；Q Y——日平均地下水溢出量（m3/d）；Q——流向开采区外的日平均地下水径流量（m3/d）；Q K——日平均地下水开采量（m3/d）；ΔW——连续两年内相同一天的地下水储存量之差（年储存量小于上年者取负值）（m3/d）。
8第八章 地下水的补给与排泄
第八章地下水的补给与排泄补给：recharge径流：runoff排泄：discharge8．1概述补给、径流、排泄是地下水参与自然界水循环的重要环节。
地下水通过补给与排泄，获得与消耗并重新分布可溶气体及盐量，更新溶滤能力。
地下水通过补给和排泄，保持不断流动循环支撑有关水文系统和生态环境系统正常运行。
8．2 地下水的补给补给––––饱水带获得水量的过程。
1．大气降水（precipitation）以松散沉积物为例，讨论降水入渗补给地下水的过程。
包气带截留的水量，用于补足降水间歇期由于蒸散造成的水分亏缺。
一次降水过程，除去植被截留以及包气带截留外，大气降水量最终转化为3部分：地表径流量、蒸散量及地下水补给量(图8.1)。
一次降水过程中，包气带水分变化及其对地下水补给的影响(图8.2)。
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）（P48,公式6.11；P72，图8.3），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）。
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 =p -D -∆S式中：q x ––––降水入渗补给含水层的量；p ––––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。
大气降水补给地下水的影响因素：降水入渗系数（α）––––补给地下水的量与降水总量之比。
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。
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。
降雨入渗补给规律的分析研究
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。
水文地质学基础——地下水的补给与排泄
7.1.2 地表水对地下水的补给 地表水对地下水的补给
补给来源：地表水体（河、湖、水库等） 补给机制: 因地而异（空间上），不同部位，岩性等； 因时而异（时间上），不同季节，不同补排关系 地表水补给地下水的必要条件有哪些： （1）存在水力联系 （2）地表水水位高于地下水水位（存在水头差）
目前认为，松散沉积物的降水入渗有两种方式：
降水入渗的现象— 两类空隙的入渗过程——总结：
均匀砂土层——活塞式 (piston/diffuse) 含裂隙的土层——捷径式 (bypass)
7.1.1 大气降水对地下水的补给
1、大气降水入渗机制
“活塞式”入渗 ——适用条件： 均匀的砂土层
降水初期 t1 ： 土层干燥，吸水能力很强，雨水下渗快-渗润阶段
对于常年性河流，为了确定河水渗漏补给地下水的水 量，可在渗漏河段上下游分别测定断面流量Q1及Q2，则河 水渗漏量等于（Q1-Q2）t，t为河床过水时间。此渗漏量即 为河水补给地下水的水量； 但是，对于过水时间很短的间歇性河流？ 思考：大气降水和河流补给地下水的异同？
大气降水与地表水作为地下水补给来源的比较 从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较 均匀；地表水则可看作线状补给，局限于地表水体周边。
水文地质学基础 Fundamentals of Hydrogeology
防灾科技学院
张耀文
本章内容
7.1地下水的补给
7.2 地下水的排泄
7.3 地下水径流
7.4 地下水补给、径流与排泄对地下水水质的影响
基本概念
地下水是通过补给与排泄两个环节参与自然界的水循环。
补给：含水层或含水系统从外界获得水量的过程，水量增加的
7.1.3 含水层之间的补给 越流 —— 地下水 量的内部转化 潜水 — 承压水之 间的补给 思考题：
确定干旱_半干旱地区降水入渗补给量的新方法_氯离子示踪法
第15卷 第3期1996年 9月地质科技情报Geolo gical Science and Techno logy Info rmatio nVol.15 No.3Sep.1996确定干旱—半干旱地区降水入渗补给量的新方法——氯离子示踪法①陈植华 徐恒力(中国地质大学环境科学与工程学院,武汉,430074)摘 要 在干旱—半干旱地区由于入渗水分大部分滞留在包气带中,强烈地蒸发、蒸腾作用导致包气带中土壤水的氯离子浓度改变。
氯离子示踪方法从质量守恒角度,通过比较土壤水分的氯离子浓度和降水输入的氯离子浓度大小,可以定量确定降水入渗量和降水入渗补给的历史变化过程。
本文介绍了目前国外应用较普遍的氯离子均衡法和氯离子累积法,并讨论了方法应用时存在的一些问题。
关键词 氯离子 示踪 入渗补给 包气带降水入渗是地下水资源的主要补给来源,有时甚至为唯一的补给来源。
降水入渗补给量的确定是地下水资源评价及水资源科学管理的重要基础工作。
然而,在许多情况下,入渗补给量的确定不是一件容易的工作,特别是在干旱、半干旱气候条件下。
这是由于:①降水量偏小,有效补给份额偏低;②埋深大,入渗水量在到达地下水面之前存在明显的滞后和减量效应;③地面蒸发、植物蒸腾作用强烈,大量补给水分在包气带便以蒸发、蒸腾的形式直接返回大气圈。
因此,一般用来确定入渗补给量的方法、手段因各种原因而不具有普适性。
例如水均衡法,因补给份额少,相应的水文地质参数变化微小而难以测定,降水入渗前后变化非常缓慢,往往需要数年,甚至十几年时间方能获取一个估算的平均值。
此外,因地形、包气带岩性及植被类型的空间变化,需要在不同地点测试参数以评价空间不同位置的补给能力〔1〕。
某些物理方法的应用也同样因入渗补给水量微弱而难以观测其变化,如渗透计的使用,不但成本较高,观测时间长,而且安装过程中不可避免地要扰动土壤,影响到估算结果。
利用环境同位素氚(3H)作为示踪剂来确定降水入渗补给量,在70～80年代应用非常普遍。
基于Winpest反演分析的降雨入渗补给量分区
中图分类号 ： Ｐ ６ ４ １ 文献标识码 ： Ａ 文章编号 ： １ ６ ７ ２ — １ ６ ８ ｉ ｏ ｎ ｒ ｅ ｃ ｈ ａ ｒ ｇ ｅ ｒ ａ ｔ ｅ ｉ ｓ ｕ ｓ ｕ ａ ｌ ｌ ｙ ａ ｓ ｓ ｕ ｍｅ ｄ， ｗｈ ｉ ｃ ｈ ｒ ｅ ｓ ｕ ｌ ｔ ｓ ｉ ｎ ｃ ｏ ｍｐ ｌ ｉ ｃ ａ ｔ ｅ ｄ ｍｏ ｄ ｅ ｌ ｐ ａ ｒ ａ ｍｅ ｔ ｅ ｒ ｉ ｄ ｅ ｎ ｔ ｉ ｆ ｉ ｃ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ． Ｉ ｎ ｔ ｈ ｉ ｓ ｓ ｔ ｕ ｄ ｙ ， Ｍｏ ｄ ｆ ｌ ｏ ｗ ｓ ｏ ｆ ｔ —
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２ ０ １ ３ 年 １ ０月
ｄ ｏ ｉ ： １ ０ ． ３ ７ ２ ４ ／ Ｓ Ｐ ． ｄ ． １ ２ ０ １ ． ２ ０ １ ３ ． ０ ５ １ ０ ３
基 于 Ｗｉ ｎ ｐ ｅ ｓ ｔ 反 演 分 析 的降 雨入 渗 补 给量 分 区
宋 词， 许 模
（ 成都理工大学 环境 与土木工程学院 ， 成都 ６ １ ０ ０ ５ ９ ）
Ｒａ ｉ ｎｆ ａ ｌ ｌ Ｉ ｎｆ ｉｌ ｔ ｒ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ Ｒｅ ｃ ｈ ａ ｒ ｇ ｅ Ｐａ ｒ ｔ ｉ ｔ ｉ ｏｎ Ｂａ ｓ ｅ ｄ ｏ ｎ Ｗｉ ｎｐ ｅ ｓ ｔ Ｉ ｎ ｖ ｅ ｒ ｓ ｉ ｏ ｎ Ａｎａ ｌ ｙ ｓ ｉ ｓ
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