水文地質(zhì)勘查：地下水資源量評價-補(bǔ)給量計算

4.4地下水資源量評價——各種地下水補(bǔ)給量的計算一、各項(xiàng)補(bǔ)給量的計算地下水補(bǔ)給量應(yīng)計算由地表水入滲、降水入滲、地下水徑流的流入、越流補(bǔ)給等途徑進(jìn)入含水層（帶）的水量，并按自然條件和開采條件下兩種情況計算。（一）水稻田的灌溉入滲補(bǔ)給量Q=QWFT（4—9）水稻水田式中Q――水稻生長期內(nèi)降水和灌溉水的入滲補(bǔ)給總量，m3/a；10——水稻平均穩(wěn)定入滲率；F――計算區(qū)內(nèi)水稻田面積，畝；水田T――水稻生長期，d（包括泡田期，不計曬田期）；W水稻的灌水定額，m3/（畝?a），其取值可參照表4—10確定。水稻表4-10按灌溉作物的種類確定“水稻值（據(jù)農(nóng)田灌溉水質(zhì)標(biāo)準(zhǔn)，GB5084-1992，參考）按灌溉農(nóng)作物的對水量需求狀況分類W水稻一類：水作，如水稻等800ms/（畝?a）二類：旱作，如小麥、玉米、棉花等300ms/（畝?a）三類：蔬菜，如大白菜、韭菜、洋蔥、卷心菜等200?500ms/（畝?茬）江蘇省曾在全省各地以不同水稻品種、不同灌水深度、不同植株密度，進(jìn)行了水稻需水量試驗(yàn)，求得一系列水稻淹灌期水田滲漏量。根據(jù)試驗(yàn)結(jié)果，結(jié)合各地的情況確定了0值，具體取用值見表4—11。表4—11江蘇省平原區(qū)滲透率0取值表（據(jù)陸小明，2004）巖性黏土黏土亞黏互層亞黏土亞砂亞黏互層亞砂土0值1.1?1.42.O為了將降水入滲量與灌溉入滲量分開，可采用式（4—10）、式（4—11）分別4—10）計算：4—10）Q甬=Qi1雨1e1灌二1灌二Q1（1-1e）4—11）式中Q降雨入滲補(bǔ)給量，ms/a；式中1雨Q灌溉入滲補(bǔ)給量，ms/a；1灌水稻生長期內(nèi)灌溉有效雨量利用系數(shù)；Q1意義同式（4-9）。二）旱地降水入滲補(bǔ)給量Q=PaF（4—12）旱地旱地式中Q2――旱地降水入滲補(bǔ)給量，m3/a；P旱地面積上的降水量，mm/a；旱地a――降水入滲補(bǔ)給系數(shù)；F旱地的面積，km2。旱地（三）水稻田旱作期降水入滲補(bǔ)給量南方水稻田無論是單季稻還是雙季稻都有一旱作期，此時的降水入滲補(bǔ)給量按旱地的入滲補(bǔ)給系數(shù)a計算。Q=PaF（4-13）田旱水田式中Q3――水稻田旱作期降水入滲補(bǔ)給量，m3/a；P――水稻田旱作期雨量，由年雨量扣除早、晚稻生長期雨量求得,mm/a；田旱Fm水田面積，km2；水田（四）水稻田旱作期灌溉入滲補(bǔ)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，其灌溉次數(shù)不多。其補(bǔ)給量為：Q=W9F（4-14）4水田式中Qa——水田旱作期灌溉入滲補(bǔ)給量，m3/a；40——旱地灌溉補(bǔ)給系數(shù)；F——水稻田面積，畝；水田W――旱作期灌水定額，m3/（畝?a），其取值可參照表4-10確定。（五）河道及湖泊周邊滲漏補(bǔ)給量當(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(bǔ)給地下水的量一般用達(dá)西公式計算：Q=KIALT（4-15）5式中Q――河道或湖泊周邊的滲漏補(bǔ)給量，m3/d；5K滲透系數(shù)，m/d；I垂直于剖面方向上的水力坡度，可用河、湖水位及潛水位來確定；A單位長度的河道（或湖泊）周邊垂直地下水流方向的剖面面積，m2；L――河道（或湖泊）周邊的計算長度，m；T——滲漏時間，do（六）渠道滲漏補(bǔ)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(bǔ)給地下水。可用干、支、斗三級渠道綜合計算：Q=Vm=Vy（1—耳）（4—16）6式中Q渠道滲漏補(bǔ)給量，m3/d；6V――渠道的引水量，m3/d；m――渠系滲漏綜合補(bǔ)給系數(shù)；y――修正系數(shù)，即損失量中補(bǔ)給地下水的比例系數(shù)；n—渠系有效利用系數(shù)。（七）山前側(cè)向補(bǔ)給量山前側(cè)向補(bǔ)給量指山丘區(qū)的山前地下徑流補(bǔ)給平原區(qū)的水量，一般可用達(dá)西公式計算：Q=KIHL（4—17）7式中Q――山前側(cè)向補(bǔ)給量，m3/d；7K――計算斷面含水層平均滲透系數(shù)，m/d；I――計算斷面平均水力坡度；H――計算斷面含水層平均厚度，m；L計算斷面長度，m。（八）殘丘地下水補(bǔ)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(bǔ)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)，再用類比法進(jìn)行估算Q=DF（4—18）8式中Q——?dú)埱鸬叵滤a(bǔ)給量，m3/s；8D殘丘代表站地下徑流模數(shù)，m3/（s?km2）；F殘丘面積，km2。（九）井灌回歸補(bǔ)給量利用井水灌溉時，井水回歸補(bǔ)給地下水量包括井灌輸水渠的滲漏量。計算式為：Q=0Q(4-19)9井井式中Q——井灌回歸補(bǔ)給量，m3/d；90——井灌回歸補(bǔ)給系數(shù)；井Q卄——水井的實(shí)際開采量，m3/d。井(十)相鄰含水層的垂向越流補(bǔ)給量若能夠確定相鄰弱透水層的有關(guān)參數(shù)時，越流補(bǔ)給量應(yīng)按下式計算：H-hH-hzQ=KFs+KFx(4—20)10ssMxxMsx式中Q——越流補(bǔ)給量，m3/d；10K,K――計算含水層上、下部弱透水層垂向滲透系數(shù)，m/d；sxF，F(xiàn)計算含水層上、下部弱透水層垂向越流面積，m2；sxM，M計算含水層上、下部弱透水層厚度，m；sxH，H計算含水層上、下部補(bǔ)給層的地下水位，m；sxh――計算含水層的水位或開采漏斗的平均水位，m。若具有分層動態(tài)觀測資料時，可采用數(shù)值法確定越流補(bǔ)給量。二、各項(xiàng)排泄量的計算地下水排泄量應(yīng)計算由潛水蒸發(fā)蒸騰、地下水徑流排泄、地表水排泄、越流排泄、人工開采等途徑從含水層(帶)排泄的水量。旱地和水稻田旱作期潛水蒸發(fā)量e=eCF(4—21)旱地0旱地或e=卩(YAH)F(4—22)旱地旱地e=enCF(4—23)水田0水田或e=pn(YAH)F(4—24)水田水田式中e、e――分別為旱地和水田旱作期潛水蒸發(fā)量，m3/d；旱地水田e——多年平均水面蒸發(fā)量，m3/d；0C――潛水蒸發(fā)系數(shù)；

F、F分別為計算區(qū)內(nèi)旱地和水田面積，km2；旱地水田n——旱作期占全年日數(shù)的比例，%；卩——給水度；AH――潛水蒸發(fā)而引起的潛水位下降值，m。（二）河道排泄量在南方水網(wǎng)平原區(qū)，水平排泄量為排泄項(xiàng)的主要方面，由于各地地面坡降不同，排水的溝渠尺寸有差異，可通過調(diào)查得出一個典型的有代表性的均網(wǎng)密度及其間距。河道排泄量的計算公式如下：河排=q河排=qLFT4-25)式中Q河排——河道排泄量，m3/dL單位面積河長，m-1；F計算區(qū)面積，m2；T——年內(nèi)排泄天數(shù)，d；q排水單寬流量，m2/d，可用裘布衣公式計算:4-26)“H2-H24-26)K2B式中K滲透系數(shù)，m/d；B地下水分水嶺到排水基準(zhǔn)點(diǎn)的水平距離，m；H分水嶺處含水層的計算厚度，m；h――排泄基準(zhǔn)點(diǎn)處含水層厚度，m。三、山丘區(qū)地下水徑流量的計算山丘區(qū)和巖溶山丘區(qū)的入滲補(bǔ)給量直接估算有困難，但可根據(jù)補(bǔ)排平衡的原則，通過各種排泄量求出地下水資源量。其方法主要有水文分割法、理化分析法和水文-水文地質(zhì)法?，F(xiàn)將這些分析方法和適用條件簡述如下（一）水文分割法直線分割法直線分割法又可分為平割法和斜割法兩種。平割法又稱枯季最小流量法，它又有最小日平均流量、最小月平均流量和3個月最小平均流量三種。經(jīng)有關(guān)單位的分析研究認(rèn)為：在我國南方潤濕地區(qū)，選擇枯季最小月平均流量較好(即該時段河川徑流量均為地下水的流出量)；而在我國北方則以3個月最小流量作為地下水為妥。但亦有用最小5個月和最小8個月的平均流量來分割的。直線分割法是一種應(yīng)用十分廣泛的方法，直線即洪水過程的起漲點(diǎn)與地表徑流的終止點(diǎn)的連線至于地表徑流終止點(diǎn)確定，可參考Linsley的經(jīng)驗(yàn)公式：N=A0.2(4-27)式中N——洪峰流量到地表徑流終止點(diǎn)的時距，d；A——流域面積，以平方英里計。我國學(xué)者趙人俊認(rèn)為壤中流終止時間，與雨止時間的間距為壤中流匯流時間對某一特定流域?yàn)槌?shù)。經(jīng)過分析得出此常數(shù)后，便可根據(jù)雨止時間確定壤中流終止點(diǎn)，這樣不僅可以分割單峰也可分割復(fù)峰。綜合退水線法河川徑流一般可分為地表徑流、壤中流和地下徑流三部分。這三部分水量在徑流過程線上表現(xiàn)出不同的退水特性，退水流量的方程可表為：Q=Qexp(—at)(4-28)t0式中Q0——退水開始時的流量，m3/d；Q——任何t時刻的退水流量，m3/d；ta退水常數(shù)；t——退水時間，d。當(dāng)t=1天時，可得：K=—i=exp(—a)(4-29)Q0根據(jù)Barnes的研究，地表徑流K=0.329、壤中流K=0.694、地下徑流K=0.980。可見河川徑流的幾個分量是可以通過退水曲線的特性予以分割的。地表徑流、壤中流、地下徑流的匯流特性不同，若用三種不同特性的匯流參數(shù)進(jìn)行流量演算，其結(jié)果要比用河川徑流總體進(jìn)行演算的結(jié)果好得多。加里寧試算法早在20世紀(jì)50年代，前蘇聯(lián)加里寧等曾用試算法對河川補(bǔ)給地下水進(jìn)行估算他們根據(jù)山丘區(qū)河流一般由裂隙水所補(bǔ)給且無水力聯(lián)系的特點(diǎn)，假定含水層的來水量與地表流量間存在比例關(guān)系，則有下列近似平衡方程：W=W+By-y(4—30)10地表地下式中W1時段末的含水層儲量，m3；W——時段初的含水層儲量，m3；0B——地下徑流總量與河川徑流總量的比值；y——地表徑流總量，m3；地表y地下徑流總量，m3。地下將退水曲線方程式(4—28)從0?*的時間內(nèi)積分即得到：W=JsQexp(-at)dt=Qo(4—31)000a于是，式(4—30)變?yōu)椋篧=Qo+B(Q-Q)At-QAt(4—32)1a地下地下式中Q——河川在At時段內(nèi)的平均流量，m3/d；Q――地下徑流量，m3/d；地下B——未知參數(shù)，可用試算法確定。分析演算的具體步驟如下：選擇一個典型的年徑流過程，一般是選擇其年水量接近所要求的代表年(例如其年水量為P=20%、50%、75%)；然后點(diǎn)繪年徑流過程線。用一般簡單的分割法，粗略地求出地下徑流總量y，并求出比值B[B=地下y/(y+y)]。地下地表地下在流量過程線中選取退水規(guī)律較好的一段，計算退水常數(shù)logQ-logQa=0i。txloge根據(jù)式4-32可列表演算地下水出流過程。將演算所得的值(Q)點(diǎn)繪在典型流量過程線上，這些點(diǎn)子的連線與地下簡單分割法的結(jié)果接近，則表示分割無誤；如相去甚遠(yuǎn)，則另行分割，修正B值重算，直至二者符合滿意為止。經(jīng)驗(yàn)表明，一般二次試算則較滿意，常常遇到一次成功，所以試算并不是都費(fèi)時的。在我國南方，由于雨量豐沛，實(shí)測的逐日流量曲線多為連續(xù)峰型，如采用直線斜割法確定退水拐點(diǎn)的難度大，如采用加里寧及其改進(jìn)法來分割河川徑流將取

得較好的效果，特別利用電腦計算可不需考慮工作量大的問題。入滲量演算法入滲量演算法認(rèn)為：滲入地下水庫的那部分凈雨及其過程，經(jīng)地下水庫線性與水量平衡方程式：4-33)(4-34)(4-35)調(diào)節(jié)后形成地下徑流及其過程。取地下水庫蓄水量W下及其出流量Q與水量平衡方程式：4-33)(4-34)(4-35)qAt-(Q+Q)At二W-W2下1下221qAtK-0.5At聯(lián)解得：Q=丄-+下Q下2K+0.5AtK+0.5At下1

下下即可演算出地下的徑流過程線。式中Q、Q——分別為時段At始、末地下水出流量，ms/s；下1下2W地下水庫蓄量，m3；下K——地下水匯流時間常數(shù)，可根據(jù)退水曲線W-Q的直線段斜率確下下下定；時段At內(nèi)進(jìn)入地下水庫的平均入流量，由式（4-36）確定:4-36)q=0278LLF4-36)At式中f——穩(wěn)定入滲強(qiáng)度，f既可取常數(shù)、也可分時段由降雨徑流關(guān)系求cc得，還可用試算法確定，mm/h；t——At時段內(nèi)的凈雨歷時，h；cF流域面積，km2。由于山丘區(qū)河川徑流的組成還沒有確切的實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)驗(yàn)證，只是公認(rèn)組成劃分后的演算結(jié)果要比不劃分的更符合實(shí)際，因此用水文分割法算出的地下水資源只是具有相對合理性。在具備先進(jìn)的計算工具的現(xiàn)代，采用加里寧改進(jìn)法等通過一定的控制條件的試算法是可行的，應(yīng)該提倡，但要避免應(yīng)用任意性很大的斜割等各種過于簡單的方法。（二）理化分析法溶解質(zhì)濃度法水通過土壤和巖層時會溶解一部分固體物質(zhì)，由于地表水體與巖石接觸時間短，溶解的固體物質(zhì)的數(shù)量比較少，含某種物質(zhì)的濃度?。欢ㄟ^巖層的地下水，

由于地下水與地層中某種物質(zhì)的接觸時間長，故其濃度較大，且較穩(wěn)定。為此可通過測定河川徑流在各個時期某種物質(zhì)的溶解質(zhì)濃度，建立特定地層的特定元素與有關(guān)因子間的關(guān)系，便可用以分割出地下徑流。根據(jù)流量與溶解質(zhì)濃度關(guān)系可列出混合方程：C=(CQ+CQ)/Q(4-37)總地表地表地下地下式中C——河川徑流中溶解質(zhì)總濃度，mg/L；總C、C——分別為地表水、地下水中溶解質(zhì)的總濃度，mg/L；地表地下Q、Q——分別為地表水流量、地下水流量，m3/d；地表地下Q——河川徑流總量，即Q=Q+Q，m3/d。地表地下當(dāng)很長時間未下雨時，Q很小，可以忽略，則式(4-37)變?yōu)椋旱乇鞢=C(4-38)總地下式(4-38)說明地下水的溶解質(zhì)濃度，可以用枯季河川徑流的溶解質(zhì)濃度代替，據(jù)此則可求得非枯季地下水流量：Q=QC/C(4-39)地下總地下式(4-39)中的C、Q可以實(shí)測、C可根據(jù)枯季資料求出，故Q可以總地下地下算得。在選用溶解固體時，要選擇那些在降水和地表徑流中含量甚少的物質(zhì)。對花崗巖地層，溶解鐵可以作為分割地下水的指示劑。在前蘇聯(lián)，A?特萬諾夫在西伯利亞各山丘區(qū)河流上最先應(yīng)用式(4-40)計算地下徑流：4-40)gs式中QgQp式中QgQpCp地下徑流量，m3/d；河川徑流量，m3/d；瞬時河水的總礦化度或某種成分的濃度，mg/L；C——地表徑流總礦化度或某種成分的濃度，mg/L；sC——地下水的總礦化度或某種成分的濃度，mg/L。g電導(dǎo)率法溶液的電導(dǎo)率與溶解質(zhì)的濃度成正比關(guān)系，故測定溶液的電導(dǎo)率可以代替測定溶液的濃度。地下水與地層中的溶解質(zhì)接觸時間長，而地表水與溶解質(zhì)的接觸時間短，故地下水溶解質(zhì)濃度一般比地表水濃度大。而溶液的濃度與電導(dǎo)率有較好的相應(yīng)關(guān)系。故可由式（4-37）稍加變換得到：C=C-Qn（C-C）（4-41）T0Q0nT式中C——混合水體的電導(dǎo)率；TC——老水（地下水）的電導(dǎo)率；0C——新水（地表水）的電導(dǎo)率；nQ——新水（地表水）的流量，m3/d；nQ——新老水混合水體的流量，即河川的徑流量，ms/d。T地下水的電導(dǎo)率C較穩(wěn)定，可假定為常數(shù)；地表水的電導(dǎo)率C隨時間而變，0n因此式4-40可以作為時間的連續(xù)函數(shù)，在測定C、Q的情況下可以解得Q。TTn離子平衡法利用地下水的離子濃度大以及蒸發(fā)時不移去水中鹽類的特點(diǎn)，通過離子平衡計算，可估算出湖泊的地下水入流（湖泊的地下水入流量一般是難以精確估算的）離子平衡方程可以列出很多，現(xiàn)以氯化鈉溶于水的離子平衡方程為例：工Na+_工Na++ANa+二0U入U岀蓄>（4一42）乙Cl--乙Cl-土ACl-二0入岀蓄式中Na+、Cl-――分別為鈉離子、氯離子；“入、出、蓄”分別代表入流、岀流和蓄變量。湖泊的地下水入流量的估算，要通過水量平衡和離子平衡進(jìn)行，具體步驟如下：將觀測的和估算出來的每月地表入流量、降水量、地表出流量、湖水蓄變量代入水量平衡方程。把湖面水面蒸發(fā)和湖濱沼澤地蒸發(fā)量的初估值也代入水量平衡方程。在水量平衡方程中，僅地下水入流量為未知項(xiàng)，因此它能被計算出來。湖泊的總蒸發(fā)量（包括水面蒸發(fā)、沼澤蒸發(fā)）與地下水的入流量在水量平衡方程中符號相反，所以蒸發(fā)量的估算精度直接影響到對地下水水量的計算精度。為了提高地下水入流的估算精度，可以借助于離子平衡方程。利用觀測得到的每月入流量中的離子濃度，由離子方程解出研究時段內(nèi)的模擬濃度，隨著地下水入流的增減，就會引起離子入流的增減。但由于蒸發(fā)并不移去鹽類，這就會引起鹽濃度的增減。把模擬的離子濃度變化過程與湖泊實(shí)測的離子濃度的變化過程相比較。調(diào)查估算的湖泊蒸發(fā)值，使增減離子濃度過程與實(shí)測值接近，直至配合最優(yōu)為止。配合最優(yōu)時的地下水入流量的估算，就得到較精確的結(jié)果。化學(xué)的溶解質(zhì)濃度法和離子平衡法，不需要專門測定有關(guān)溶解質(zhì)濃度，一般水文年鑒的水化學(xué)項(xiàng)目內(nèi)都有刊印數(shù)據(jù)。主要問題是目前水化學(xué)站網(wǎng)的密度較稀測次較少，資料質(zhì)量可能不一定滿足分析要求。特別是測次方面一般是1個月測1?2次，很少測得洪水過程中的水質(zhì)變化過程。但對于以評價水資源數(shù)量為目的的地下水分析