平原地下水资源评价方法综述

平原区包括一般沿江、沿湖、沿海平原和山间盆地平原两类。就长江流域而言，前者有洞庭湖平原、江汉平原、鄱阳湖平原、太湖平原、长江中下游沿江平原和江苏、浙江沿海平原。后者有成都盆地、汉中盆地和南阳盆地。地下水评价对象是与大气降水和地表水体有直接联系的浅层地下水，一般仅评价矿化度小于2g／L的多年平均淡水资源，以现状条件为评价基础，以水均衡法为主评价出各项补给量和排泄量。为此，需先确定含水层及其有关参数。

13.6.2.1　含水层参数的确定

含水层参数是定量描述含水层物理特性的指标或系数，是评价含水层的主要依据。在计算各项补给量和排泄量时都要根据准确的参数来计算。主要参数有：潜水变幅带给水度（μ），降水入渗补给系数（α），潜水蒸发系数（c），渠系渗漏补给系数（m），灌溉入渗补给系数（β）和水稻田渗漏率（φ）等。

现将上述几种含水层参数的确定分述如下。

（1）潜水变幅带给水度（μ）。给水度（μ）是指饱和岩土在重力作用下，自由排出重力水的体积与该饱和岩土相应体积的比值，它是一个无因次大于零而小于1的数值。可通过简易测筒或地中渗透仪试验、利用地下水动态观测资料分析、剖面含水率测量和抽水试验等方法求得。表13.14列出了各种岩性给水度。

表13.14　各种岩性给水度μ值

（2）降水入渗补给系数（α）。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，降水入渗系数准确、合理选用，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

式中：α为降水入渗补给系数；Pr为时段降水入渗补给量，mm；P为时段降水总量，mm；Δh为时段降水入渗引起的地下水位升幅，mm；μ（Δ）为随埋深（Δ）而变的地下水位变幅带含水层的给水度变量。

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，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。

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定模型法等。小型人工降雨模拟试验，代表性不好，一般只作验证性试验。含水层参数率定模型是建立在地下水长时间观测资料基础上的，对资料要求较高，一般难以应用。目前确定α值的主要方法还是地下水动态观测资料分析法。

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、植被等都有关系。

第一次全国水资源评价时，对降水入渗补给量做了很多实验和分析研究工作，搜集和采用的数据是比较合理的、适用的，其成果见表13.15。

表13.15　不同岩性和降水量的平均年降水入渗补给系数α值

注　东北黄土平均年α值与表中亚黏土平均年α值相近；陕北黄土有裂隙发育，其平均年α值与表中亚砂土平均年α值相近。

（3）潜水蒸发系数（C）。潜水蒸发系数（C）是潜水蒸发量E与水面蒸发量E0（统一换算为E601型蒸发器的成果）的比值，即C＝E／E0。潜水蒸发强度与当地气象因素、岩性和潜水位等有关，而地下水埋深是诸因素中的主要因素。当埋深达到土壤毛细管输水能力所不及的深度时，潜水蒸发的强度就趋于零，此时的埋深称为极限埋深。潜水蒸发计算一般应用前苏联阿维里扬诺夫经验公式

式中：E为潜水蒸发量；E0水面蒸发量；Δ、Δ0分别为时段平均地下水埋深和潜水蒸发趋于零时的地下水埋深；n为与土层岩性、地表植被等有关的参数。

阿氏对潜水蒸发规律的描述是，潜水蒸发量随着潜水位埋深的减小而增大，当潜水位埋深为零时，潜水蒸发量达到最大值。这种推论，基本上反映了潜水蒸发的一般规律。但是这种论断在作物生长茂盛时期，就不成立。在作物蒸腾影响下最大潜水蒸发量不在Δ＝0时发生，而是在地表以下适宜于作物生长的位置上。因为，适宜于作物生长的地下水位埋深（以下简称适宜埋深）Δ－1，使土壤中的水、肥、气、温协调，作物生长处于最佳状态，蒸腾量最大。当地下水埋深处于适宜埋深Δ－1以浅时，蒸腾量减小，潜水蒸发E则随地下水埋深Δ的增大而增加。当Δ达到Δ－1时，E达到最大值，尔后则随Δ的增大而减小，如图13.20所示。

图13.20　历年同期平均有、无作物潜水蒸发比较（据赵家良）

第一次全国水资源评价时曾使用过的潜水蒸发系数列见表13.16。

（4）渠系渗漏补给系数（m）。渠系渗漏补给系数（m）为渠系渗漏补给地下水的量（Q渠系）与渠首引水总量（Q总引）的比值，即m＝Q渠系／Q总引。还可根据渠系利用系数（η）与修正系数（γ）来表达，即m＝γ（1－η）。

表13.16　不同岩性和地下水埋深的潜水蒸发系数c值

渠系损失水量中，一部分消耗于湿润土壤和浸润带蒸发，一部分消耗于渠系水面蒸发，剩余部分补给地下水。γ值为实际入渗补给地下水的量与渠系损失总量的比值。

渠系利用系数（η）与岩性、气候及灌溉管理水平有关，水利规划部门研究较多，可以借用。但这是一个十分粗略的数据。

（5）灌溉入渗补给系数（β）。灌溉入渗补给系数（β），是指田间灌水入渗补给地下的量（hr）与灌溉水深（h灌）的比值，即β＝hr／h灌。hr可用灌水后地下水位平均升幅（Δh）与给水度（μ）的乘积计算，即hr＝μΔh，（hr及Δh均以深度表示）。

在降水量稀少的干旱地区，当地下水埋深较大，潜水蒸发可忽略不计时，则可根据实际地下水开采量、水位动态资料，计算灌溉入渗补给系数，即：

式中：Q开为计算时段灌区平均地下水开采水深，m；Δh为计算时段灌区平均地下水位变幅，m，水位下降取负值，上升取正值；h灌为计算时段灌区平均田间灌溉（包括渠灌和井灌）水深，m。

（6）水稻田渗漏率（φ）及水稻生长期中的稳渗历时（T）。我国南方地区，平原区中水田占很大的比例，一般水田以种水稻为主，水稻田中每天稳定入渗补给地下水的量称为水稻田渗漏率或稳定入渗补给率。田中保持一定水深的时间（包括泡田期，扣除晒田期）称为水稻生长期中的稳渗历时。在南方的平原区，水稻的灌溉试验站较多，水稻田的渗漏率（φ）值及其稳渗历时（T）均可根据实验资料，区别不同岩性选用。对于φ值，单季稻与双季稻可能有差别，T值则相差甚大。

13.6.2.2　地下水资源量的计算方法

平原区地下水资源的计算以现状条件为评价基础，以水均衡原理评价各区多年平均的各项补给量和各项排泄量。

（1）各项补给量计算。

1）水稻田、灌溉入渗补给量。

式中：Q1为水稻生长期降水和灌溉补给量；φ为水稻平均稳定入渗率；F水田为计算区内水稻田面积；T为水稻生长期（包括泡田期，不计晒田期）。为了将降水入渗量与灌溉入渗量分开，可采用下式

式中：Q1雨为降雨入渗补给量；Q1灌为灌溉入渗补给量；Ie为水稻生长期内灌溉有效雨量利用系数。

2）旱地降水入渗补给量。

式中：Q2为旱地降水入渗补给量；α为降水入渗补给系数；F旱地为旱地面积；P旱地为旱地面积上的降水量。

3）水稻田旱作期的降水入渗补给量。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。

4）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、小麦或豆类作物的，灌溉次数不多。其补给量为

式中：Q4为水田旱作期灌溉入渗补给量；θ为旱地灌溉补给系数；W为旱作期灌水定额；F水田为水稻田面积。

5）河道及湖泊周边渗漏补给量。当河道或湖泊的水位高于计算区内的地下水位时，其渗漏补给地下水的量，一般用达西公式计算

式中：Q5为河道或湖泊渗漏补给量；K为渗透系数；I为垂直于剖面方向上的水力坡度，可用河、湖水位与相应时间的潜水位确定；A为河道或湖泊周边垂直地下水流方向的剖面面积；L为河道或湖泊周边计算长度；T为渗漏时间。

6）渠道渗漏补给量。在一般情况下，渠道水位均高于地下水位，故灌溉渠道一般总是补给地下水。可用干、支、斗三级渠道综合计算

式中：Q6为渠道渗漏补给量；V为渠道引水量；m为渠系渗漏综合补给系数；γ修正系数，即损失量中补给地下水的比例系数；η为渠系有效利用系数。

7）山前侧向补给量。指山丘区的山前地下径流补给平原区的水量，一般可用达西公式计算。

8）残丘的地下水补给量。南方平原区内，往往存在一些低丘陵区，这些丘陵区的地下水补给量，可用区内小河站的流量过程线分割基流后求得的地下径流模数用类比法估算

式中：Q8为残丘地下水总补给量；M为残丘代表站地下径流模数；F为残丘面积。

9）井灌回归补给量。井灌回归补给量，包括井灌的输水渠道的渗漏补给量，其算式为

式中：Q9为井灌回归补给量；β井为井灌回归补给系数；Q井为井的实际开采量。

（2）各项排泄量计算。

1）旱地和水稻田旱作期潜水蒸发量。

式中：ε旱地、ε水田分别为旱地和水田旱作期潜水蒸发量；ε0为多年平均年水面蒸发量；C为潜水蒸发系数；F旱地、F水田分别为计算区内水田和旱地面积；n为旱作期占全年日数的比例；μ为给水度。

2）河道排泄量。在南方水网平原区，水平排泄量为排泄项的主要方面，由于各地地面坡降不同，排水的沟渠尺寸也有差异，可通过调查得出一个典型的有代表性的平均河网密度及其间距。典型的平原河网渗流排泄如图13.21所示。

河道排泄量的计算公式如下

式中：Q河排为河道排泄量；L为单位面积河长；F为计算区面积；T为年内排泄天数；q为排水单宽流量，采用裘布衣公式计算

式中：K为渗透系数；b为地下水分水岭到排水基准点的水平距离；H为分水岭处含水层的计算厚度；h为排泄基准点处含水层厚度。

图13.21　河间地块侧向渗流示意

图13.22　均质二向平面地下水流型式

计算的关键是H和h的取值问题。为了提高估算成果的精度，借鉴长办原勘测总队科研所的电模拟试验的成果。该模型研究单元为河间地块，河谷深切，含水层为网状裂隙岩体，裂隙发育深度大于1000m，地下水由大气降水补给。以泉的形式排于河床。以电阻元件构成网格与裂隙水的储存和运移基本相似，第一阶段制作二向均质模型，如图13.22所示，其试验成果如下。

①在均质岩性中，基岩裂隙水循环深度很大，基准面以下1000m仍有明显水流运动，但单位渗流量随深度的增加而递减。

②河间地块的地下水，由补给区向排泄区作倒虹吸运动。

③地下水分水岭水位与排水基准面的水位差愈大，浅层流量占的比例愈大，见表13.17。

表13.17　浅层流量的比例与水位差关系

④随着补给源至排泄基准点的长度增大，表层流量减小，而深部流量增大，见表13.18。

河间地块电阻网络的实验表明，倒虹吸式流网影响深度取决于两个因素：①取决于分水岭水位与排泄基准面的水位差，即Δh＝H－h；②取决于分水岭到排水基准点的距离，即补给长度b。

表13.18　基准面以上流量比例与补给源的距离关系

从表13.17和表13.18分析认为：渗流深度h将是水位差的10多倍即h＞10ΔH和h＞b／2。将上述实验结果，应用于杭嘉湖和洞庭湖水网平原区的浅层地下水的水平排泄量计算。①杭嘉湖平原为湖相淤积和冲海相淤积平原，第四系地层厚度一般为100～200m，平原东部岩性以黏土、亚黏土为主，西部岩性以亚黏土夹亚砂土为主。下部为承压含水层组，埋深在50m以下。上部潜水含水层厚度大，潜水埋深一般为0.5～1.5m。潜水位高于邻近河渠地表水位0.5～1.0m。地下水受降水和灌溉入渗补给，排泄于邻近河道，河道与太湖相连。

②洞庭湖为冲积湖积平原，第四系全新统沉积物厚度大，上部潜水含水层岩性为黏土、亚黏土、亚砂土。地下水位埋深有0～1m、1～2m和大于2m几种不同分布。地下水位高于邻近地表水位0.5～2.5m。地下水主要受降水和水田灌溉入渗补给，除潜水蒸发外，主要是侧向排泄于河渠，然后汇流入洞庭湖。

这两个地区的地下水补给与排泄量，分旱地和水田两种不同地型计算。旱地的补给量仅考虑降水入渗一项，水田的补给量主要考虑灌溉入渗量和水田旱作期的灌溉入渗量。旱地排泄量则既考虑潜水蒸发又考虑侧向渗流。水田排泄量计算除考虑旱作期潜水蒸发外，重点考虑根据河、渠、沟水位情况分别计算它们的侧向渗流量。从这两个地区的资料看来，关键是处理好“计算含水层厚度”。对于这两个问题，根据模型实验资料，杭嘉湖平原多年平均水位差Δh≤0.5m，在b≤50m的情况下，采用h＝12Δh进行计算。对于洞庭湖亚黏土Δh≤1.2m，b≤100m的情况下，采用h＝10Δh进行计算，两个地区的补给量和排泄量计算成果列于表13.19。可见，应用电模拟试验成果，通过裘布衣公式计算南方水网平原区的水平排泄量是可行的。无论是杭嘉湖平原还是洞庭湖平原，所计算的补给量与排泄量都基本平衡，误差不大。

表13.19　杭嘉湖和洞庭湖补排平衡成果

续表

从大范围看，南方水网区地表水力梯度小，似乎其排泄量应该很少，但实际不然，地表水力梯度并不等于地下水力梯度。被河道、渠系分割的地块，地下水力梯度是较大的，常在0.01～0.015，比地表水力梯度大很多倍。从此可以得出结论：南方水田以水平排泄（侧向渗流）为主，垂直排泄（潜水蒸发）为辅。旱地以垂直排泄为主，水平排泄为辅。

3）地下水实际开采量。工业、农业和生活的地下水实际开采量，一般通过调查统计求得，其中农村生活用水按下列计算

式中：Q农开为农村使用井水的地下水量；C为农村使用井水的人口百分数；R为农村人口总数；I农开为农村人均用水定额；T为用水时间。