2.2.2 河道排泄量 ? !qV{OXdrB
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网密度及其间距。典型的平原河网渗流排泄如图16所示。（略）? w+=>b
河道排泄量的计算公式如下： !<h*\%;
（32） G':mc{{
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： dFjB &#Tl
（33） 2ELw}9
式中?K为渗透系数；?b为地下水分水岑到排水基准点的水平距离； 7Z0
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?H为分水岑处含水层的计算厚度； |[>`3p "&
?h为排泄基准点处含水层厚度。? E&Pv:h,pV&
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，我们借鉴了长办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1 000 m，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1阶段制作二向均质模型，其试验成果如下：? J|W~\(W6i
(1) 在均质岩性中，基岩裂隙水循环深度很大，基准面以下1 000 m仍有明显水流运动，但单位渗流量随深度的增加而递减。? .6z#o{n
(2) 河间地块的地下水，由补给区向排泄区作倒虹吸运动。? 7ib~04
(3) 地下水分水岑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6。（略）? (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6。? }9/ 30
河间地块电阻网络的实验表明，倒虹吸式流网影响深度决定于两个因素：① 决定于分水岭水位与排泄基准面的水位差，即?Δh=H-h?；② 决定于分水岭到排水基准点的距离，即补给长度?b?。? $LRvPan`
从表6和表7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。这两 I? G
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个地区的自然地理概况是。? pZ/x,b#.
(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100～200 m，平原东部岩性以粘土亚粘土为主，西部岩性以亚粘土夹亚砂土为主。下部为承压含水层组，埋深在50 m以下。上部潜水含水层厚度大，潜水埋深一般为0.5～1.5 m。潜水位高于邻近河渠地表水位0.5～1.0 m。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粘土、亚粘土、亚砂土。地下水位埋深有0～1、1～2 m和大于2 m几种不同分布。地下水位高于邻近地表水位0.5～2.5 m。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。? Op" \i
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类计算。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“计算含水量厚度”。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≤0.5 ?m，在?b≤50 ?m的情况下，我们采用?h=12Δh?进行计算。对于洞庭湖亚粘土?Δh≤1.2 ?m，?b≤100 ?m的情况下，我们采用?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8。?（略） SuB;Nb7r`
从表8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。? -m(9*b{h@
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，但实际却不然、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之间，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。? ZK [ 4 n5}
