1、30/30SKIPIF 1 0 水資源研究第25卷 第2期(總第91期)2004年6月平原區(qū)地下水資源評價方法綜述劉 予 偉 金 棟 梁（長江水利委員會 水文局，湖北 武漢 430010）摘 要： 全面闡述了平原區(qū)地下水資源評價方法，包括水文地質(zhì)參數(shù)的獲得和選取以及地下水資源量的計算方法，并通過實例來評價其合理性和可靠性。關(guān)鍵詞：平原區(qū)； 地下水資源； 評價方法； 綜述平原區(qū)包括一般沿江、沿湖、沿海平原和山間盆地平原兩類。就長江流域而言，前者有洞庭湖平原、江漢平原、鄱陽湖平原、太湖平原、長江中下游沿江平原和江蘇、浙江沿海平原。后者有成都盆地、漢中盆地和南陽盆地。地下水評價對象是與大氣降水和地表

2、水體有直接聯(lián)系的淺層地下水，一般僅評價礦化度小于2 g/L的多年平均淡水資源，以現(xiàn)狀條件為評價基礎(chǔ)，以水均衡法為主評價出各項補給量和排泄量。1 含水層參數(shù)的確定含水層參數(shù)是定量描述含水層物理特性的指標(biāo)或系數(shù)，是評價含水層的要緊依據(jù)。在計算各項補給量和排泄量時都要依照準確的參數(shù)來計算。要緊參數(shù)有：潛水變幅帶給水度()，降水入滲補給系數(shù)()，潛水蒸發(fā)系數(shù)(c)，渠系滲漏補給系數(shù)(m)，灌溉入滲補給系數(shù)()和水稻田滲漏率()等。現(xiàn)將上述幾種含水層參數(shù)的確定分述如下。1.1 潛水變幅帶給水度() 給水度()是指飽和巖土在重力作用下，自由排出重力水的體積與該飽和巖土相應(yīng)體積的比值，它是一個無因次大于零而

3、小于1的數(shù)值?？赏ㄟ^簡易測筒或地中滲透儀試驗、利用地下水動態(tài)觀測資料分析、剖面含水率測量和抽水試驗等方法求得。1.1.1 簡易測筒和地中滲透儀法 用一個金屬圓筒，將被測給水度的原狀土(即保持天然結(jié)構(gòu)的土層)裝入筒內(nèi)，使土層充水達到飽和狀態(tài)，然后在上部加蓋，但不密封，防止水分蒸發(fā)，筒的下部留有排水孔，在重力作用下，筒中的水會自由地從排水孔中流出，測量排出水的體積。排水體積和筒內(nèi)土體積之比即為給水度。此種測筒，制作和操作都甚簡便，曾在第一次全國水資源評價中廣為使用。另一種類似于測筒的是地中滲透儀，圖1（略）是地中滲透儀的示意圖。利用潛水位操縱，可將左邊測筒內(nèi)土體積飽和到任意位置，然后將連通管操縱進

4、水，測量由連通管自由流出水的體積，使之與其土體體積相比，即得給水度。地中滲透儀雖造價較高，但由于它可進行多項參數(shù)的觀測試驗，故我國的黃淮海平原區(qū)有多處此種實驗裝置。1.1.2 包氣帶剖面含水率法 設(shè)有一均質(zhì)土層，其顆粒組成較粗，顆粒之間的孔隙排水滯后作用時刻短，假設(shè)在無蒸發(fā)的條件下地下水位上升(或下降)值為H。在水位變化前后分不測定水層剖面的土壤面含水率曲線如圖2；圖中橫座標(biāo)代表土壤含水率，縱座標(biāo)代表埋深，縱橫座標(biāo)所夾的面積即代表含水量(以mm計)。由因此均質(zhì)土，無土壤水蒸發(fā)，又不考慮滯后作用，因此在水位變化前后的土壤含水率剖面線應(yīng)是平行的，即AB平行CD，Wr 值是田間持水率，Wn是飽和含水

5、率。AABB間CCDD形狀完全一樣，面積相等。即水量相等。因此，不難得出ABDC的面積等于BDFE。依照實測資料作出圖2后，在圖上便可量出ABCD的面積即含水量(以mm計)，設(shè)其含水量為HABCD，則有給水度： SKIPIF 1 0 (1)由上述可知，本方法原理十分簡單，但在實際應(yīng)用中可能會有困難，因為自然界特不復(fù)雜的，需要在具體實踐中通過適當(dāng)處理求得中意結(jié)果。1.1.3 回歸分析法 依照水量平衡原理，在一定時期內(nèi)，一定區(qū)域潛水或淺層地下水量的變化，應(yīng)等于其收入與支出量的差值、水量變化反映在水位變幅上。收入：降水入滲補給量=入滲系數(shù)降水量面積=PF側(cè)向徑流補給量=滲透系數(shù)水力坡降時段長橫斷面=

6、K1I1A1t支出：人工開采量=區(qū)域開采地下水體積=V開潛水蒸發(fā)量=給水度地下水位降深面積=HF側(cè)向徑流排泄量=滲透系數(shù)水力坡降橫斷面時段長=K2I2A2t 故有：水量變化=收入-支出HF=PF+K1I1A1t- V開-HF-K2I2A2t (2)式中為區(qū)域地下水變幅帶平均給水度；H為t時段內(nèi)，區(qū)域平均地下水變幅；F為計算區(qū)域面積；為降水入滲系數(shù)；P為t時段內(nèi)區(qū)域平均降水量；K1、K2為入流斷面和出流斷面的滲透系數(shù)；A1、A2為入流和出流斷面面積；I1、I2為t時段內(nèi)，入流和出流斷面平均水力坡降；t為計算時段長；V開為F區(qū)域內(nèi)在t時段中地下水開采體積；h為t時段內(nèi)潛水蒸發(fā)引起的地下水位下降值。

7、將式(2)除以(F)得： SKIPIF 1 0 (3)令： SKIPIF 1 0 又令： SKIPIF 1 0 將上述各式代入式(3)得： SKIPIF 1 0 (4)式中 SKIPIF 1 0 稱為開采模數(shù)， SKIPIF 1 0 、 SKIPIF 1 0 分不為地下水流進流出的單位滲透模數(shù)，都以mm計。各變量H、P、 SKIPIF 1 0 、 SKIPIF 1 0 、h之間為相關(guān)關(guān)系，故可將此式視為多元回歸方程： SKIPIF 1 0 (5)式中a0為常數(shù)項；a1、a2、a3、a4為待定回歸系數(shù)，能夠使用最小二乘法求得，利用a1、a2、a3、a4與、K1、K2的關(guān)系式，就可獲得、K1、K2

8、了。在具體計算中，假如明白某些因素阻礙小能夠忽略時，則計算工作大為簡化。如地下徑流微弱時，h入和h出可略而不計，則上式變?yōu)椋?SKIPIF 1 0 （6）由于h系數(shù)為1，故可移至左端，如此式(5)成為二元線性回歸方程了。當(dāng)埋深較大時，潛水蒸發(fā)可略而不計，則式(6)為： SKIPIF 1 0 （7）當(dāng)時段內(nèi)無降水、地下徑流微弱、地下水埋深大，無潛水蒸發(fā)時，回歸方程為： SKIPIF 1 0 （8）式(8)成為一元線性回歸方程。但必須注意的是開采量一項是不能缺少的，有了開采項，才能算得 SKIPIF 1 0 。 由此也可了解到通過抽水能夠求得給水度值。推求給水度的方法還有專門多，如坑測法、入滲差值

9、法、潛水位增幅法、優(yōu)選法等。由于參數(shù)給水度在地下水資源評價中極其重要，它的精度直接阻礙資源估算的數(shù)量，因此水文地質(zhì)工作者投入試驗研究的時刻也是專門多的，取得專門多成果，依照淮委的研究，現(xiàn)在應(yīng)用的給水度是地下水變幅帶的平均給水度，實際上給水度是隨地下水埋深而變的，在埋深0.2 m以內(nèi)為最大值。大于1.0 m差不多穩(wěn)定不變。如圖3所示。我國第一次水資源評價時，全國各流域?qū)Ω鞣N巖性的給水度進行大量試驗研究，經(jīng)綜合歸納后的給水度如表1。（略）1.2 降水入滲補給系數(shù)() 降水入滲補給系數(shù)()是地下水資源評價和系統(tǒng)治理中常用的重要參數(shù)，是地區(qū)水資源要緊補給來源，降水入滲系數(shù)選用是否準確合理對地下水資源的

10、計算有著決定性的作用。降水入滲補給系數(shù)，為降水入滲補給地下水的量(Pr)與降水總量(P)的比值，即： SKIPIF 1 0 (9)式中為降水入滲補給系數(shù)；Pr為時段降水入滲補給量，(mm)；P為時段降水總量，(mm)；h為時段降水入滲引起的地下水位升幅，(mm)；()為隨埋深()而變的地下水位變幅帶含水層的變給水度。阻礙值的因素專門多：時段降水總量、降水強度、降水時刻分布、地下水埋深、時段初包氣帶含水量大小，土壤類不、結(jié)構(gòu)、地表植被等。因此，值是隨時刻和空間變化的。但對某一特定地區(qū)，由于土壤巖性和氣候條件變化不大。阻礙值的要緊因素是：降水總量、地下水埋深和時段初包氣帶含水量大小。值的確定方法要

11、緊有：地下水動態(tài)資料分析法、人工降雨模擬試驗法和含水層參數(shù)率定模型法等。含水層參數(shù)率定模型是建立在地下水長觀資料基礎(chǔ)上的，對資料要求較高，一般難以應(yīng)用。小型人工降雨模擬試驗，代表性不盡人意，一般只作驗證性試驗。目前確定值的要緊方法依舊地下水動態(tài)觀測資料分析等法。茲分述如下：1.2.1 地下水動態(tài)資料分析法 依照長觀井的地下水動態(tài)資料，用如下的水均衡公式計算降水入滲補給系數(shù)： SKIPIF 1 0 (10)式中為時段降水入滲補給系數(shù)；Q開為地下水開采量；Q河為河道滲漏補給量；Q側(cè)為側(cè)向補給量；為給水度；H為時段地下水位升幅；F為流域面積；P為時段降水總量。采納多元回歸分析法(見給水度分析確定部分

12、)能夠求降水入滲系數(shù)。當(dāng)流域內(nèi)無開采、無灌溉、無側(cè)向補給、無河道滲漏時，僅依照地下水位的升幅及給水度數(shù)據(jù)，便可計算出降水入滲系數(shù)。1.2.2 補償疏干法 在開采條件下，在雨季所得到的補給量除滿足當(dāng)時開采外，并用以補償?shù)叵滤畠Υ媪浚蛑?，引起地下水位上升，其計算式為：V補=V開-V河-V側(cè)+HFV年=V補年=V年/FP年式中V補為時段降水入滲補給量；V年為年降水入滲補給量；V河為時段河道滲漏補給量；V側(cè)為時段側(cè)向補給量；H為時段地下水位升幅；F為流域面積。1.2.3 巖溶區(qū)降水入滲補給量的推求 據(jù)邵正介紹，選擇巖溶區(qū)內(nèi)枯季斷流的泉，并確定其泉域(面積)，并查清泉域內(nèi)的厚度較大的由粘土亞粘土覆蓋的

13、非巖溶區(qū)面積。待雨季來臨時，泉水涌流，在測定泉域內(nèi)平均降雨量外，還要測出泉的涌水量及泉域內(nèi)人畜飲水、灌溉水量消耗、可算出降水入滲系數(shù)。例如：山東東平縣中套泉，泉域面積11.875 km+2.泉域北部有洪坡積粘土和亞粘土覆蓋厚度達4 m以上的非巖溶區(qū)。1983年5月至7月29日，泉水?dāng)嗔鳌?月27日及29日分不降雨53.1、148.5 mm。7月30日泉水開始外流。至1984年4月17日止，泉域總降水量471.5 mm。測得泉水溢出量為48.62萬m3。在此期間，調(diào)查到引用泉水灌溉及人畜飲用共耗水42.11萬m3，因此泉水總溢出量為90.73萬m3。由此計算得： SKIPIF 1 0 覆蓋土層厚

14、度大于4 m的面積2.7 km2(依照當(dāng)?shù)赝翆哟_定=0.13)，則張夏灰?guī)r區(qū)值如下： SKIPIF 1 0 1.2.4 降水入滲系數(shù)的修正 降水入滲系數(shù)由于受到多種因素的阻礙，某時段的次值，幾乎沒有有用價值，因此一般僅采納其均值 SKIPIF 1 0 。為了消除阻礙因素時刻上的變化，提高計算精度可作如下處理： SKIPIF 1 0 （11）式中Pr為時段內(nèi)降水入滲補給量，(mm)；P為時段內(nèi)總降水量，(mm)； SKIPIF 1 0 為時段內(nèi)多年平均總降水量，(mm)； SKIPIF 1 0 為時段內(nèi)多年平均值。通過如此處理后的成果比較符合實際，從理論上講也是有依照的，如某一時段內(nèi)降水量大，相

15、應(yīng)的補給條件好，補給量也大。反之，則土壤水消退快，補給地下水少。如在淮北地區(qū)，一場P=2030 mm的降水，在平水年或一般干旱年，對地下水都有一定的補給，而在偏旱的年份或旱季，對地下水沒有補給。1.2.5 降水入滲補給與有關(guān)因素的規(guī)律分析 降水入滲系數(shù)與地下水埋深、時段降水總量、前期土壤含水量、巖性、植被等都有阻礙。分不敘述如下：(1) 降水入滲補給與地下水埋深關(guān)系。從降雨入滲地面到補給地下水的過程中，入滲水量沿程變化取決于包氣帶兩個條件： 包氣帶土壤對入滲水量的可容納庫容。入滲補給量填滿該庫容，剩余的降雨量不能再入滲。因此包氣帶庫容是降雨入滲補給量的一個極限值。地下水埋深越大，庫容也越大，這

16、種關(guān)系可用V(庫容)(地下水埋深)的關(guān)系曲線來表示。 決定于入滲途中包氣帶土壤所汲取的水量。埋深越大、包氣帶土層越厚，土壤所汲取的水量越多，下滲水量沿程損失越大，補給地下水的水量就越少。這種規(guī)律可用Pr(入滲補給量)關(guān)系曲線來描述。Pr也是土壤對降雨入滲水量汲取后剩余的水量。 降雨入滲補給量受上述兩個條件的制約，即補給量不能超過V或Pr，因此兩條曲線上數(shù)值小的量成為入滲補給量。結(jié)果以兩條曲線的交點為界，由V曲線的前半部和Pr曲線的后半部組成了降雨入滲補給的理論曲線。見圖4交點附近的入滲補給量最大，它相應(yīng)的埋深稱為“最佳埋深”。從圖4可見入滲補給從零開始，從小到大的規(guī)律。以“最佳埋深”為轉(zhuǎn)點，以

17、后土壤汲取起主導(dǎo)作用，埋深越深，土壤吸水越多，補給地下的量越少。但由埋深越深，土壤汲取水量的能力越小，入滲曲線的尾部變化越來越小，最后趨于穩(wěn)定不變狀態(tài)。(2) 降雨是降雨入滲補給量的來源，因此降雨特性包括降雨量強度，是阻礙降雨入滲補給的重要因素。從降雨量的年統(tǒng)計資料分析可知：年降雨量越大，入滲補給也越大，即降雨量(P)與降雨入滲補給量Pr成正比關(guān)系。如圖5、圖6。(略)降水入滲補給系數(shù)()與降水總量(P)的關(guān)系和補給量Pr與降水總量(P)的相關(guān)關(guān)系是完全一致的。亦可繪制類似圖5的關(guān)系曲線(如圖7)。(略)但當(dāng)遇到年降雨量比較集中，降雨強度專門大時，有可能造成雨量越大，盡管降雨入滲量亦增加，但降

18、雨入滲補給系數(shù)反而減小的現(xiàn)象。例如，當(dāng)降水量為100 mm時，補給量為30 mm，入滲系數(shù)為0.30；當(dāng)降水量增加到200 mm時，雨強增大了，補給量也增加到50 mm，但補給系數(shù)卻減少為0.25。(3) 前期土壤含水量對補給量的阻礙。在降雨入滲補給量形成過程中，由于包氣帶土壤具有毛管力和分子力，產(chǎn)生了對入滲水量的汲取作用。前期土壤含水量越大，土壤具有的吸力越小，土壤對下滲的汲取量越小，入滲補給量越大。即前期土壤含水量與降水入滲補給量(補給系數(shù))成正比關(guān)系。從圖8可見6月與8月降雨總量接近，但6月是旱季末，前期土壤含水量小。而9月是雨季末，前期含水量大，故9月的降雨入滲補給量是6月份的2倍多。

19、(4) 土壤巖性對降雨入滲量的阻礙。由于各種土壤有不同的透水性和汲取水能力。例如砂性土壤的顆粒間空隙大、透水性強，因而入滲強度大，入滲補給量也大。同時砂性土壤的吸力小，汲取的入滲降雨量也小，因此也增加了降雨入滲補給量。如圖9。(略) (5) 植被對降雨入滲補給量的阻礙。地面有植被時，截留了部分降雨量，另一方面植物根系層有較高的持水能力便于蒸發(fā)力的發(fā)揮，從而減小入滲水量如圖10。(略) (6) 第一次全國水資源評價時曾采納的降水入滲系數(shù)值。 第一次全國水資源評價時，對降水入滲補給量曾做了專門多實驗和分析研究工作，取得的數(shù)據(jù)是比較合理的、適用的，其成果見表2。(略)1.3 潛水蒸發(fā)系數(shù)(C)潛水蒸

20、發(fā)系數(shù)(C)是潛水蒸發(fā)量與水面蒸發(fā)量0(統(tǒng)一換算為E601型蒸發(fā)器的成果)的比值，即C=/0。潛水蒸發(fā)強度與當(dāng)?shù)貧庀笠蛩?、巖性和潛水位等有關(guān)，而地下水埋深是諸因素中的要緊因素。當(dāng)埋深達到土壤毛細管輸水能力所不及的深度時，潛水蒸發(fā)的強度就趨于零，現(xiàn)在的埋深稱為極限埋深。潛水蒸發(fā)計算一般應(yīng)用蘇聯(lián)C SKIPIF 1 0 阿維里揚諾夫經(jīng)驗公式： SKIPIF 1 0 （12）式中為潛水蒸發(fā)量；0水面蒸發(fā)量；、0為時段平均地下水埋深和潛水蒸發(fā)趨于零時的地下水埋深；n為與土層巖性、地表植被等有關(guān)的參數(shù)。由(12)式可知，阿氏對潛水蒸發(fā)規(guī)律的描述是，潛水蒸發(fā)量隨著潛水位埋深的減小而增大，當(dāng)潛水位埋深為零時

21、，潛水蒸發(fā)量達到最大值。這種推論，差不多上反映了潛水蒸發(fā)的一般規(guī)律。然而這種論斷在作物生長茂盛時期，就不成立。據(jù)安徽五道溝19651980年歷年同期平均有、無作物阻礙的潛水蒸發(fā)量與潛水位埋深的關(guān)系如圖11。(略)由圖可知，在作物蒸騰阻礙下最大潛水蒸發(fā)量不在=0時發(fā)生，而是在地表以下適宜于作物生長的位置上。因為，適宜于作物生長的地下水位埋深(以下簡稱適宜埋深)-1，使土壤中的水、肥、氣、溫協(xié)調(diào)，作物生長處于最佳狀態(tài)，蒸騰量最大。當(dāng)?shù)叵滤裆钐幱谶m宜埋深-1以淺時，蒸騰量減小，潛水蒸發(fā)則隨地下水埋深的增大而增加。當(dāng)達到-1時，達到最大值，爾后則隨的增大而減小。從圖11還得知，安徽淮北平原砂姜黑土(

22、亞粘土)在作物生長茂盛時期潛水埋深=0.15 m以深的潛水蒸發(fā)規(guī)律與(12)式的推論是一致的。在田野，長年無作物或野草覆蓋的情況是極少見的。因此研究潛水蒸發(fā)規(guī)律必須考慮植物的蒸騰蒸發(fā)作用，應(yīng)采納地表有植被的實際情況。但也應(yīng)考慮田間換茬整地、播種、出苗及幼苗生長期，地表差不多為無植被的狀況。因此無植被覆蓋條件下的潛水蒸發(fā)規(guī)律也是應(yīng)該采納的，據(jù)安徽五道溝的實驗資料，將潛水蒸發(fā)量、月份M、氣溫T 3變量點繪如圖12(略)。從圖12可見無作物時為單一關(guān)系；有作物(即種大豆和小麥)時，按月份或作物生長時序，MT 3變量間構(gòu)成一個“8”字繩套關(guān)系。另據(jù)該站歷年資料統(tǒng)計，8月種大豆時潛水蒸發(fā)強度最高可達14

23、.7 mm/日，而無作物時僅為1.7 mm/日?；次扑鶑埑乱勒账麎毫Σ钆c水面蒸發(fā)關(guān)系緊密的規(guī)律，把它移用到潛水蒸發(fā)計算中來。潛水通過土壤毛管作用和植物根系吸水作用把地下水輸送到蒸發(fā)面，由液態(tài)轉(zhuǎn)化為汽態(tài)，當(dāng)表土的水汽壓力與地表空氣中的水汽壓力產(chǎn)生壓力梯度時，土壤中的水汽向空氣中擴散，便發(fā)生了潛水蒸發(fā)。這種汽化速度的大小與空氣濕度有關(guān)，濕度大，水汽壓力差小，汽化速度慢，潛水蒸發(fā)小，反之則大。因此水汽壓力差與潛水蒸發(fā)關(guān)系專門緊密。如圖13所示。從圖13可見，在一定地下水深度里，水汽壓力差與潛水蒸發(fā)呈正比關(guān)系，但種植作物后，呈曲線關(guān)系。假如用水汽壓力差和水面蒸發(fā)與水汽壓力差的比例關(guān)系的乘積作參

24、數(shù)，可得潛水蒸發(fā)計算式： SKIPIF 1 0 （13）式中Eg 為潛水蒸發(fā)量，(mm)；h為潛水埋深，(m)；e為水汽壓力差，(mb)；a為水面蒸發(fā)與水汽壓力差的比例系數(shù)，(mm/mb)；為比例系數(shù)；b為對數(shù)轉(zhuǎn)換而加的常數(shù)，無作物為1，有作物為2；n為指數(shù)。依照安徽五道溝多年資料分析，本地區(qū)a值為0.5，即E0/e=0.5,那么e=2E0，因此在沒有水汽壓力差的地區(qū)，而用水面蒸發(fā)作參數(shù)時，用aE0作參數(shù)，其計算精度也能夠大大提高。因此式(13)能夠改寫為： SKIPIF 1 0 (14)為了簡化，用K=a表示，可將式(13)變?yōu)椋?SKIPIF 1 0 (15)用19661986年平均潛水蒸

25、發(fā)量和水汽壓力差累積值建立關(guān)系，經(jīng)數(shù)學(xué)處理后以年為計算時段的關(guān)系式為：無作物 SKIPIF 1 0 (16)有作物 SKIPIF 1 0 (17)其線型關(guān)系和圖14以月為計算時段求得要緊參數(shù)如表3。(略)和以水面蒸發(fā)為參數(shù)的同類公式相比，在公式參數(shù)的關(guān)系圖上，此式的點群分布離散小，采納不同計算時段的值和n值及綜合阻礙系數(shù)K值變化幅度也小，其計算精度高于用水面蒸發(fā)作參數(shù)的計算式。第一次全國水資源評價時曾使用過的潛水蒸發(fā)系數(shù)列如表4。推求潛水蒸發(fā)系數(shù)C和給水度的另一種簡便方法。河北高寅堂考慮到借用他處的水文地質(zhì)參數(shù)，可能出現(xiàn)較大誤差。因此提出利用本地區(qū)長觀井觀測資料，比較簡便地求出當(dāng)?shù)貐?shù)。具體步

26、驟如下： (1) 在本工作區(qū)內(nèi)選擇一個或兩個有代表性排除地表水體干擾的長觀井。(2) 繪制出地下水位埋深過程線和相應(yīng)降水量過程線。(3) 在埋深過程中選擇水位變化不大的平穩(wěn)線段，水位平穩(wěn)表示這一時段內(nèi)的降水入滲量與潛水蒸發(fā)量相等，兩者互相抵消。統(tǒng)計這時段內(nèi)的降水總量Pc和水位平穩(wěn)段的起止時刻和歷時tc。Pc/tc即為潛水蒸發(fā)率，除以相應(yīng)的平均水面蒸發(fā)率即為潛水蒸發(fā)系數(shù)c=Pc/E0tc。(4) 在埋深過程線中，選取水位平緩下降線段數(shù)處，確定每段的天數(shù)t；統(tǒng)計下降段內(nèi)的降水量P；量取每段的水位落差H，便可算得給水度： SKIPIF 1 0 (18)(5) 把幾個水位下降段所計算的值平均之，作為估

27、算依據(jù)。算例：在秦皇島市內(nèi)某長觀井，其地層為亞砂土，地下水位埋深0.441.15 m。1989年其動態(tài)資料繪制過程線如圖15。水平穩(wěn)定段選在9月14日至10月4日歷時21 d，其間降水量累加為Pc=17.5 mm，故Pc/tc=0.833 mm/d。水位下降共選3段，即5月2227日，6月1426日和7月24至8月19日。計算結(jié)果如表5。(略)1.4 渠系滲漏補給系數(shù)(m) 渠系滲漏補給系數(shù)(m)為渠系滲漏補給地下水的量(Q渠系)與渠首引水總量(Q總引)的比值，即m= Q渠系/ Q總引。還可依照渠系利用系數(shù)()與修正系數(shù)()來表達，即m=(1-)。渠系損失水量中，一部分消耗于濕潤土壤和浸潤帶蒸

28、發(fā)，一部分消耗于渠系水面蒸發(fā)，剩余部分補給地下水。值為實際入滲補給地下水的量與渠系損失總量的比值。渠系利用系數(shù)()與巖性、氣候及灌溉治理水平有關(guān)，在各水利規(guī)劃部門中研究較多，能夠借用。但這是一個十分粗略的數(shù)據(jù)。1.5 水稻田滲漏率()及水稻生長期中的穩(wěn)滲歷時(T)我國南方地區(qū)，平原區(qū)中水田占專門大的比例，一般水田以種水稻為主，水稻田中每天穩(wěn)定入滲補給地下水的量叫水稻田滲漏率或穩(wěn)定入滲補給率。田中保持一定水深的時刻(包括泡田期，扣除曬田期)稱為水稻生長期中的穩(wěn)滲歷時。在南方的平原區(qū)，水稻的灌溉試驗站較多，水稻田的滲漏率()值及其穩(wěn)滲歷時(T)均可依照實驗資料，區(qū)不不同巖性選用。關(guān)于()值，單季稻

29、與雙季稻可能有差不，T值則相差甚大。2 地下水資源量的計算方法 平原區(qū)地下水資源的計算乃以現(xiàn)狀條件為評價基礎(chǔ)，以水均衡原理評價各區(qū)多年平均的各項補給量和各項排泄量。2.1 各項補給量計算 2.1.1 水稻田、灌溉入滲補給量 SKIPIF 1 0 （19）式中Q1為水稻生長期降水和灌溉補給量；為水稻平均穩(wěn)定入滲率；F水田為計算區(qū)內(nèi)水稻田面積；T為水稻生長期(包括泡田期，不計曬田期)。 為了將降水入滲量與灌溉入滲量分開，可采納下式： SKIPIF 1 0 （20） SKIPIF 1 0 （21）式中Q1雨為降雨入滲補給量；Q1灌為灌溉入滲補給量；Ie為水稻生長期內(nèi)灌溉有效雨量利用系數(shù)。2.1.2

30、旱地降水入滲補給量 SKIPIF 1 0 (22)式中Q2為旱地降水入滲補給量；為降水入滲補給系數(shù)；F旱地為旱地面積；P旱地為旱地面積上的降水量。2.1.3 水稻田旱作期的降水入滲補給量 南方水稻田不管是單季稻依舊雙季稻都有一旱作期，現(xiàn)在的降水入滲補給量按旱地的入滲補給系數(shù)計算。2.1.4 水稻田旱作期灌溉入滲補給量 南方水田旱作期灌溉，即小春灌溉，一般水田旱作期以種綠肥為多，亦有種大麥小麥或豆類作物的，灌溉次數(shù)不多。其補給量為： SKIPIF 1 0 (23)式中Q4為水田旱作期灌溉入滲補給量；為旱地灌溉補給系數(shù)；W為旱作期灌水定額；F水田為水稻田面積。2.1.5 河道及湖泊周邊滲漏補給量

31、當(dāng)河道或湖泊的水位高于計算區(qū)內(nèi)的地下水位時，其滲漏補給地下水的量，一般用達西公式計算： SKIPIF 1 0 （24）式中Q5為河道或湖泊滲漏補給量；K為滲透系數(shù)；I為垂直于剖面方向上的水力坡度，可用河、湖水位與相應(yīng)時刻的潛水位確定；A為河道或湖泊周邊垂直地下水流方向的剖面面積；L為河道或湖泊周邊計算長度；T為滲漏時刻。2.1.6 渠道滲漏補給量 在一般情況下，渠道水位均高于地下水位，故灌溉渠道一般總是補給地下水?？捎酶伞⒅?、斗三級渠道綜合計算： SKIPIF 1 0 （25）式中Q6為渠道滲漏補給量；V為渠道引水量；m為渠系滲漏綜合補給系數(shù)；修正系數(shù)，即損失量中補給地下水的比例系數(shù)；為渠系有

32、效利用系數(shù)。2.1.7 山前側(cè)向補給量 指山丘區(qū)的山前地下徑流補給平原區(qū)的水量，一般可用達西公式計算。2.1.8 殘丘的地下水補給量 南方平原區(qū)內(nèi)，往往存在一些低丘陵區(qū)，這些丘陵區(qū)的地下水補給量，可用區(qū)內(nèi)小河站的流量過程線分割基流后求得的地下徑流模數(shù)用類比法估算： SKIPIF 1 0 SKIPIF 1 0 （26）式中Q8為殘丘地下水總補給量；M為殘丘代表站地下徑流模數(shù)；F為殘丘面積。2.1.9 井灌回歸補給量 井灌回歸補給量，包括井灌的輸水渠道的滲漏補給量，其算式為： SKIPIF 1 0 （27）式中Q9為井灌回歸補給量；井為井灌回歸補給系數(shù)；Q井為井的實際開采量。2.2 各項排泄量計算

33、 2.2.1 旱地和水稻田旱作期潛水蒸發(fā)量 SKIPIF 1 0 （28）或 SKIPIF 1 0 （29） SKIPIF 1 0 (30)或 SKIPIF 1 0 (31)式中旱地、水田分不為旱地和水田旱作期潛水蒸發(fā)量；0為多年平均年水面蒸發(fā)量；C為潛水蒸發(fā)系數(shù)；F旱地、F田分不為計算區(qū)內(nèi)水田和旱地面積；n為旱作期占全年日數(shù)的比例。2.2.2 河道排泄量 在南方水網(wǎng)平原區(qū)，水平排泄量為排泄項的要緊方面，由于各地地面坡降不同，排水的溝渠尺寸也有差異，可通過調(diào)查得出一個典型的有代表性的平均網(wǎng)密度及其間距。典型的平原河網(wǎng)滲流排泄如圖16所示。（略）河道排泄量的計算公式如下： SKIPIF 1 0

34、（32）式中Q河排為河道排泄量；L為單位面積河長；F為計算區(qū)面積；T為年內(nèi)排泄天數(shù)q為排水單寬流量，采納裘布衣公式計算： SKIPIF 1 0 （33）式中K為滲透系數(shù)；b為地下水分水岑到排水基準點的水平距離；H為分水岑處含水層的計算厚度；h為排泄基準點處含水層厚度。計算的關(guān)鍵是H和h的取值問題。為了提高估算成果的精度，我們借鑒了長辦勘測總隊科研所的電模擬試驗的成果。該模型研究單元為河間地塊，河谷深切，含水層為網(wǎng)狀裂隙巖體，裂隙發(fā)育深度大于1 000 m，地下水由大氣降水補給。以泉的形式排于河床。以電阻元件構(gòu)成網(wǎng)格與裂隙水的儲存和運移差不多相似，第1時期制作二向均質(zhì)模型，其試驗成果如下：(1) 在均質(zhì)巖性中，基巖裂隙水循環(huán)深度專門大，基準面以下1 000 m仍有明顯水流運動，但單位滲流量隨深度的增加而遞減。(2) 河間地塊的地下水，由補給區(qū)向排泄區(qū)作倒虹吸運動。(3) 地下水分水岑水位與排水基準面的水位差愈大，淺層流量占的比例愈大見表6。（略） (4) 隨著補給源至排泄基準點的長度增大，表層流量減小，而深部流量增大見表6。河間地塊電阻網(wǎng)絡(luò)的實驗表明，倒