当时段内无降水、地下径流微弱、地下水埋深大，无潜水蒸发时，回归方程为： ]gP8 ?s|
（8） |3@=CE7G
式(8)成为一元线性回归方程。? i_Ar<9a~
但必须注意的是开采量一项是不能缺少的，有了开采项，才能算得? ?。? y&rY0bm
由此也可了解到通过抽水可以求得给水度?μ?值。? 9t }xXk
推求给水度的方法还有很多，如坑测法、入渗差值法、潜水位增幅法、优选法等。? YC)hX'A\
由于参数给水度在地下水资源评价中极其重要，它的精度直接影响资源估算的数量，所以水文地质工作者投入试验研究的时间也是很多的，取得很多成果，根据淮委的研究，现在应用的给水度?μ?是地下水变幅带的平均给水度，实际上给水度是随地下水埋深而变的，在埋深0.2 m以内为最大值。大于1.0 m基本稳定不变。如图3所示。我国第一次水资源评价时，全国各流域对各种岩性的给水度进行大量试验研究，经综合归纳后的给水度如表1。（略）? a/e\vwHLv
1.2 降水入渗补给系数?(α)? ? [:pl- _.C
降水入渗补给系数?(α)?是地下水资源评价和系统管理中常用的重要参数，是地区水资源主要补给来源，降水入渗系数选用是否准确合理对地下水资源的计算有着决定性的作用。?降水入渗补给系数，为降水入渗补给地下水的量?(Pr)?与降水总量(P)的比值，即： |BJqy/
?? (9) + U5U.f%
式中 Y(z }[`2
?α?为降水入渗补给系数；?Pr为时段降水入渗补给量，(mm)； V_M@g;<o
?P?为时段降水总量，(mm)； { y/-:=S)A
?Δh?为时段降水入渗引起的地下水位升幅，(mm)； ]PVt o\B=
?μ(Δ)?为随埋深(Δ)而变的地下水位变幅带含水层的变给水度。? q] ZSj J
影响α值的因素很多：时段降水总量、降水强度、降水时间分布、地下水埋深、时段初包气带含水量大小，土壤类别、结构、地表植被等。因此， b A+[{
?α?值是随时间和空间变化的。但对某一特定地区，由于土壤岩性和气候条件变化不大。影响?α?值的主要因素是：降水总量、地下水埋深和时段初包气带含水量大小。? K{FhT9R'
?α?值的确定方法主要有：地下水动态资料分析法、人工降雨模拟试验法和含水层参数率 (,TH~("{
定模型法等。含水层参数率定模型是建立在地下水长观资料基础上的，对资料要求较高，一 G1r V<,#m
般难以应用。小型人工降雨模拟试验，代表性不尽人意，一般只作验证性试验。目前确定 7kM4Ei
?α?值的主要方法还是地下水动态观测资料分析等法。兹分述如下：? l'2H 4W_+
Gbx";Y8
1.2.1 地下水动态资料分析法 ? n k> 8SW^
根据长观井的地下水动态资料，用如下的水均衡公式计算降水入渗补给系数： d"l}Ny)C
(10) &:#A +4&
式中?α?为时段降水入渗补给系数； a^/K?lAB8
?Q开为地下水开采量；?Q河为河道渗漏补给量；Q側为侧向补给量；μ?为给水度；?ΔH为时段地下水位升幅；?F?为流域面积；?P?为时段降水总量。? <|Iyt[s
采用多元回归分析法(见给水度分析确定部分)可以求降水入渗系数。? K Dz]wNf
当流域内无开采、无灌溉、无侧向补给、无河道渗漏时，仅根据地下水位的升幅及给水度数据，便可计算出降水入渗系数?α?。? w= $'Lt!
w[{*9
1.2.2 补偿疏干法 cP('@K=p
在开采条件下，在雨季所得到的补给量除满足当时开采外，并用以补偿地下水储存量，因之，引起地下水位上升，其计算式为： 1 O9$W?)Q
V补=V开-V河-V側+μΔHF? kraVL%72
V年=∑V补? |Ib.)
α年=V年/FP年?? _M&{^ d
式中V补为时段降水入渗补给量； wJ(8} eI
?V年为年降水入渗补给量； l }+Cdy9>
?V河为时段河道渗漏补给量； omT(3)TP
?V側为时段侧向补给量； `
Rsl]
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?ΔH?为时段地下水位升幅； F b2p(.
?F?为流域面积。? 1::LN(`<
VX&WlG`wa
1.2.3 岩溶区降水入渗补给量的推求 ? }2mI*"%)\u
据邵正介绍，选择岩溶区内枯季断流的泉，并确定其泉域(面积)，并查清泉域内的厚度较大的由粘土亚粘土覆盖的非岩溶区面积。待雨季来临时，泉水涌流，在测定泉域内平均降雨量外，还要测出泉的涌水量及泉域内人畜饮水、灌溉水量消耗、可算出降水入渗系数。? t@r#b67WJe
例如：山东东平县中套泉，泉域面积11.875 km\+2.泉域北部有洪坡积粘土和亚粘土覆盖厚度达4 m以上的非岩溶区。1983年5月至7月29日，泉水断流。7月27日及29日分别降雨?53.1?、148.5 mm。7月30日泉水开始外流。至1984年4月17日止，泉域总降水量471.5 mm。测得泉水溢出量为48.62万m3。在此期间，调查到引用泉水灌溉及人畜饮用共耗水42.11万m3，因此泉水总溢出量为90.73万m3。由此计算得： *CT.G'b QX
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t&D:IZ
覆盖土层厚度大于4 m的面积2.7 km2(根据当地土层确定?α′=0.13)，则张夏灰岩区α?值如下： b+_hI)T
m"q/,}DR
1.2.4 降水入渗系数的修正 ? * H?t;,\
降水入渗系数由于受到多种因素的影响，某时段的?α次值，几乎没有实用价值，所以一般仅采用其均值? ?。为了消除影响因素时间上的变化，提高计算精度可作如下处理： 2\ ,e
（11） 6VGo>b;
式中?Pr?为时段内降水入渗补给量，(mm)；?P?为时段内总降水量，(mm)； c0SX]4}
G
?为时段内多年平均总降水量，(mm)； 为时段内多年平均?α?值。? {Bc#?n
经过这样处理后的成果比较符合实际，从理论上讲也是有根据的，如某一时段内降水量大，相应的补给条件好，补给量也大。反之，则土壤水消退快，补给地下水少。如在淮北地区，一场?P?=20～30 mm的降水，在平水年或一般干旱年，对地下水都有一定的补给，而在偏旱的年份或旱季，对地下水没有补给。? oN4G1U
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1.2.5 降水入渗补给与有关因素的规律分析 4^`PiRGt
降水入渗系数与地下水埋深、时段降水总量、前期土壤含水量、岩性、植被等都有影响。分别叙述如下：? " W3W:vl !
(1) 降水入渗补给与地下水埋深关系。从降雨入渗地面到补给地下水的过程中，入渗水量沿程变化取决于包气带两个条件：① 包气带土壤对入渗水量的可容纳库容。入渗补给量填满该库容，剩余的降雨量不能再入渗。因此包气带库容是降雨入渗补给量的一个极限值。地下水埋深越大，库容也越大，这种关系可用?V?(库容)～Δ(地下水埋深)的关系曲线来表示。② 决定于入渗途中包气带土壤所吸收的水量。埋深越大、包气带土层越厚，土壤所吸收的水量越多，下渗水量沿程损失越大，补给地下水的水量就越少。这种规律可用?Pr(入渗补给量)～Δ关系曲线来描述。Pr也是土壤对降雨入渗水量吸收后剩余的水量。 9 Dy)nm^
降雨入渗补给量受上述两个条件的制约，即补给量不能超过?V?或Pr，因此两条曲线上数值小的量成为入渗补给量。结果以两条曲线的交点为界，由?V?～Δ曲线的前半部 jB` 7T^bU
和Pr～Δ曲线的后半部组成了降雨入渗补给的理论曲线。见图4交点附近的入渗补给量最大，它相应的埋深称为“最佳埋深”。从图4可见入渗补给从零开始，从小到大的规律。以“最佳埋深”为转点，以后土壤吸收起主导作用，埋深越深，土壤吸水越多，补给地下的量越少。但由埋深越深，土壤吸收水量的能力越小，入渗曲线的尾部变化越来越小，最后趋于稳定不变状态。? ;i/"$K
(2) 降雨是降雨入渗补给量的来源，因此降雨特性包括降雨量强度，是影响降雨入渗补给的重要因素。? u9 %;{:]h
从降雨量的年统计资料分析可知：年降雨量越大，入渗补给也越大，即降雨量?(P)?与降雨入渗补给量?Pr成正比关系。如图5、图6。(略)? +fkP+RVY
降水入渗补给系数?(α)?与降水总量?(P)?的关系和补给量Pr与降水总量?(P)?的相关关系是完全一致的。亦可绘制类似图5的关系曲线(如图7)。(略)? _J` |<}?t;
但当遇到年降雨量比较集中，降雨强度很大时，有可能造成雨量越大，虽然降雨入渗量亦增加，但降雨入渗补给系数反而减小的现象。例如，当降水量为100 mm时，补给量为30 mm， 8KZ$ F>T]>
入渗系数为0.30；当降水量增加到200 mm时，雨强增大了，补给量也增加到50 mm，但补给 7
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系数却减少为0.25。? |E?
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