[资料转载]地下水动力学原理 [复制链接]

  

下载完毕！谢谢！ $|.8@ nj  

難得好書 感恩謝謝樓主 ！

多谢楼主分享啊

找的就是这本书啊

顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶顶

感谢楼主分享啊。。。 bD,X.  
l[:Aq&[o3  

图片:flower.jpg

地下水资源评价方法 ?Q-Tyf$3  
　地下水资源评价的方法按其所依据的理论可分为： kd^H}k  
  基于水量平衡原理的方法——水量平衡法。 mF\!~ag|  
  基于数理统计原理的方法——相关分析法。 6qZ\^ U  
  基于实际试验的方法——开采试验法。 p}JOiiHa  
  基于地下水动力学原理的方法——解析法和数值法。 0pMN@Cz6  
1．水量平衡法 m4@NW*G{  
水量平衡法是根据水量平衡原理，建立水量平衡方程来进行地下水资源评价的方法。评价水量的一切方法都离不开水量平衡原理，尤其是在较大范围之内进行区域性地下水资源评价时，往往因水文地质条件及其他影响因素的复杂性，当用其他方法评价都比较困难时，采用水量平衡法具有概念清楚、方法简单、适应性强等优点。该方法是目前生产中应用最广泛的一种地下水资源评价方法。
/_l
\7MeI  
1．1水平衡方程的建立 ?p@J7{a  
对于一个平衡区（或水文地质单元）的含水层组来说，地下水在补给和消耗的动平衡发展过程中，任一时段补给量和消耗量之差，永远等于该时段内单元含水层储存水量的变化量，这就是水量平衡原理。若把地下水的开采量作为消耗量考虑，便可建立开采条件下的水平衡方程： WuU
wd#e  
(Qk-Qc)+(W-Qw)=±μFΔH/Δt ]w6Q?%'9  
式中：(Qk-Qc)——侧向补给量与排泄量之差，m3/a =^u;uS[IW  
(W-Qw)——垂向补给量与消耗量之差，m3/a J;obh.}u"{  
W=Pr+Qcf+Qe-Eg ?yS1|CF%&y  
式中：Pr——降水人渗补给量，m3/a <v0`r2^S{-  
Qcf——渠系及田间灌溉入渗补给量，m3/a ;9k>;g3m  
Qe ——越流补给量，m3/a D;C';O  
Eg——潜水蒸发量，m3/a HCN/|z1Xq  
Qw——地下水开采量，m3/a 2.z-&lFBZ  
μFΔH/Δt ——单位时间内单元含水层（平衡区）中储存量的变化量，m3/a Q"qI'*Kgt  
μ——含水层的给水度 &t9V  
F——平衡区的面积，m2 V#dga5*]  
Δt——平衡时段，a W#<1504ip  
ΔH——时段内的水位变幅，m sRD fA4/TF  
利用该水量平衡方程既可以根据已知的均衡要素计算开采量或水位变幅，也可以根据地下水动态观测资料反求水文地质参数。 \i_E}Ii0  
若在均衡期确定了允许的地下水位变幅值后，均衡方程（8一1）便可写成 VGQ~~U7}@  
预测开采量的公式（若在开采过程中，ΔH为负值）。 Gf\h7)T\  
Qw = (Qk-Qc)+W ±μFΔH/Δt Ldjz-  
可见区域地下水开采量由3部分组成，一是侧向补给量(Qk-Qc);二是垂向补给量w；三是开采过程中动用的储存量。这个关系式从理论上说明了开采量的可能组成规律。 #
3qeRl  
若在均衡期确定了允许开采量，则可计算地下水位变幅，即 t6nRg  
ΔH =[(Qk-Qc)+(W-Qw)] t/μF VdK%m`;2  
计算的地下水位变幅ΔH为正，说明评价区的地下水储量增加，地下水位上升，称为正均衡；ΔH 为负，则地下水储量减少，地下水位下降，称为负均衡。 7tcadXk0  
1．2地下水均衡计算 5&n{QE?Um  
地下水均衡计算是根据水量均衡原理，分析均衡区在一定时段内地下水的补、排量及地下水升降等要素，在此基础上评价地下水资源的盈亏。 pjFO0h_Y  
1．2．1均衡区的划分 G@H!D[wd  
由于均衡方程中的各项补给量和排泄量（均衡要素）是随区域水文地质条件不同而变化的，特别是当评价区面积较大时，其均衡要素差别更大，为了准确地计算均衡要素，应将评价区进行分区（划分均衡区）。均衡区一般可划分为一级区、二级区或更次一级的若干分区。 |2q3spd  
一级区一般以地下水类型或含水层成因类型的组合作为分区依据。如山前洪积扇区，可分为基岩裂隙水区；洪积扇顶部潜水区；中下部孔隙潜水——承压水区。 xW`y7Q}p  
二级分区是在一级分区内，以水文地质条件作为分区依据，也就是以含水层岩性结构、导水性和给水性，地下水位埋深等作为指标。 2; ^ME\  
1．2．2均衡时段的选择 2HFn\kjj.s  
均衡时段最短应选一个水文年，为了使地下水资源评价结果更加具有代表性，力争选用包括丰水年、平水年和枯水年在内的一个多年均衡期。 e7U\gtZ.  
1．2．3均衡要素的分析与计算 *(Dmd$|0|  
均衡要素的分析与计算必须在具有一定数量的水文及水文地质资料的基础上进行，常用的方法主要为分项计算法，各均衡要素的具体计算方法可查阅《水文地质手册》。 Y}c/wF7o  
应当指出的是，地下水量平衡方程中所列出的均衡要素仅仅是一些最基本的，而在实际生产中，往往是根据评价区具体的水文、水文地质条件确定其主要的均衡要素。 Zigv;}#  
1．3地下水资源评价 :82h GU  
在给出均衡期地下水位允许变幅值的条件下，将计算的均衡要素代入水量平衡方程式，计算均衡时段内的地下水开采量，用此量可分析评价地下水资源对用水的保证程度。 #; ?3kuq(  
在一定的开采（涉及到布井方案、开采量、开采时间等）、补给和排泄条件下，将计算的均衡要素代入（84）式，计算均衡时段的地下水位变幅值，用该值可分析评价地下水资源开采的合理程度。 @[3c1B6K  
1．4水量均衡法的特点及适用条件 w95M B*N  
水量均衡法的原理明确、计算公式简单，但计算项目有时较多，有些均衡要素难于准确测定，甚至要花费较大的勘探试验工作量。水量均衡法的计算结果能够反映大面积的平均情况，而不能反映出评价区内由于水文地质条件的变化或开采强度的不均所产生的局部水位变化。但水量均衡法适应性较强，可粗可细，许多情况下都能应用。对于开采强度均匀、地下水补排条件简单、水均衡要素容易确定且开采后变化不大的地区，利用水量均衡法评价地下水资源效果良好。尤其当进行多年水均衡分析计算时，由于充分考虑了地下水资源的调蓄性特点，不仅可以分析枯水年所借用的储存量能否在丰水年补偿回来，而且还可确定枯水年的最大水位降深，看其是否超过最大允许降深，从而为地下水资源的合理开发利用提供依据。 o]oiJvOr  

平原区地下水资源评价方法综述 >u$8Z  
Tzex\]fw  
刘 予 伟    金 栋 梁 SL4?E<J
b  
4 ThFC  
（长江水利委员会 水文局，湖北 武汉 430010） /IpCo  
2 kDsIEA  
?? HK!ecQ^+  
摘  要： 全面阐述了平原区地下水资源评价方法，包括水文地质参数的获得和选取以及地下水资源量的计算方法，并通过实例来评价其合理性和可靠性。? C27:ty
V  
关键词：平原区； 地下水资源； 评价方法； 综述? r9@=d  
p)IL(_X)  
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 p:4jY|q  
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 gN=.}$Kfu  
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 R_PF*q2 '  
接联系的浅层地下水，一般仅评价矿化度小于2 g/L的多年平均淡水资源，以现状条件为评 ~18a&T:  
价基础，以水均衡法为主评价出各项补给量和排泄量。? `
t U  
$"kPzo~B_  
1  含水层参数的确定? 3gi)QCsk  
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。? MoIh=rw  
现将上述几种含水层参数的确定分述如下。? *1dDs^D#|  
D!&(#Vl _  
1.1  潜水变幅带给水度?(μ)? ? AYbO~_a\N  
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。? y"JR kJ
 
1.1.1  简易测筒和地中渗透仪法 ? 4KH492Nq9  
用一个金属圆筒，将被测给水度的原状土(即保持天然结构的土层)装入筒内，使土层充水达到饱和状态，然后在上部加盖，但不密封，防止水分蒸发，筒的下部留有排水孔，在重力作用下，筒中的水会自由地从排水孔中流出，测量排出水的体积。排水体积和筒内土体积之比即为给水度。此种测筒，制作和操作都甚简便，曾在第一次全国水资源评价中广为使用。?另一种类似于测筒的是地中渗透仪，图1（略）是地中渗透仪的示意图。利用潜水位控制，可将左边测筒内土体积饱和到任意位置，然后将连通管控制进水，测量由连通管自由流出水的体积，使之与其土体体积相比，即得给水度。? W" 5nS =d%  
地中渗透仪虽造价较高，但由于它可进行多项参数的观测试验，故我国的黄淮海平原区有多处此种实验装置。? ]b4IO4T  
1.1.2  包气带剖面含水率法 ? 7QsD"rL  
设有一均质土层，其颗粒组成较粗，颗粒之间的孔隙排水滞后作用时间短，假设在无蒸发的条件下地下水位上升(或下降)值为?ΔH?。在水位变化前后分别测定水层剖面的土壤面含水率曲线如图2；图中横座标代表土壤含水率，纵座标代表埋深，纵横座标所夹的面积即代表含水量(以mm计)。? T`EV uRJ  
由于是均质土，无土壤水蒸发，又不考虑滞后作用，因此在水位变化前后的土壤含水率剖面线应是平行的，即?AB?平行?CD，Wr 值是田间持水率，?Wn是饱和含水率。A′AB′B间C′CD′D?形状完全一样，面积相等。即水量相等。因此，不难得出?ABDC?的 P"w\hF  
面积等于?BDFE?。根据实测资料作出图2后，在图上便可量出?ABCD?的面积即含水量(以 (9'^T.J  
mm计)，设其含水量为?HABCD，则有给水度： vQEV,d1  
            (1) 1)(>'pY  

由上述可知，本方法原理十分简单，但在实际应用中可能会有困难，因为自然界非常复 eTuqK23  
杂的，需要在具体实践中经过适当处理求得满意结果。? I^?tF'E  
r`O Yq  
1.1.3  回归分析法 ? 0*$w(*  
根据水量平衡原理，在一定时期内，一定区域潜水或浅层地下水量的变化，应等于其收入与支出量的差值、水量变化反映在水位变幅上。? ukWn@q*  
收入：? 1-_r\sb  
降水入渗补给量=入渗系数×降水量×面积=αPF?? &3Zq1o  
侧向径流补给量=渗透系数×水力坡降×时段长×横断面=K1I1A1Δt V_+&Y$msi~  
支出：? II\&)_S.4  
人工开采量=区域开采地下水体积=V开? >d/H4;8  
潜水蒸发量=给水度×地下水位降深×面积=μΔHF?? 4_R|3L  
侧向径流排泄量=渗透系数×水力坡降×横断面×时段长=K2I2A2Δt? gF)9a_R%p  
?  故有：水量变化=收入-支出 [qYr~:`-[  
??μΔHF=αPF+K1I1A1Δt- V开-μΔHF-K2I2A2Δt    (2)?? qyH-Z@  
式中?μ为区域地下水变幅带平均给水度；?ΔH为?Δt时段内，区域平均地下水变幅；?F为计算区域面积；?α为降水入渗系数；?P为?Δt时段内区域平均降水量；?K1、K2为入流断面和出流断面的渗透系数；?A1、A2为入流和出流断面面积；?I1、I2为?Δt时段内，入流和出流断面平均水力坡降；?Δt为计算时段长；?V开为?F区域内在?Δt时段中地下水开采体积；?Δh为?Δt时段内潜水蒸发引起的地下水位下降值。? i>F=XE  
将式(2)除以(?μF?)得： "7B}hZ^)W  
     (3) `geHSx_  
令： ":Wq<Z'  
又令： x;/LOa{LR  
将上述各式代入式(3)得： #4^d#Gj  
           (4) YlHP:ZW-cu  
式中? 称为开采模数，? 、 分别为地下水流进流出的单位渗透模数，都以mm计。各变量?ΔH、P、 、 、Δh?之间为相关关系，故可将此式视为多元回归方程： ~e{ @5
.g  
         (5) L:G#>  
式中?a0为常数项；?a1、a2、a3、a4为待定回归系数，可以使用最小二乘法求得，利用?a1、a2、a3、a4与?μ、α、K1、K2?的关系式，就可获得?α、μ、K1、K2了。? iM+`7L'  
在具体计算中，如果知道某些因素影响小可以忽略时，则计算工作大为简化。如地下径流微弱时，?h入和h出可略而不计，则上式变为： -JMn?]  
                （6） H71sxek3  
由于?Δh?系数为1，故可移至左端，这样式(5)成为二元线性回归方程了。? K;?D^n.  
当埋深较大时，潜水蒸发可略而不计，则式(6)为： 2c9?,Le/;  
                   （7） Gt`7i(  

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： ++0)KSvw  
            （8） d ]P~  
式(8)成为一元线性回归方程。? ScPVjqG2{  
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? ?。?  
D|;O9iks#  
由此也可了解到通过抽水可以求得给水度?μ?值。? 6%v9o?:~l  
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。? 2{OR#v~  
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）? Kgbm/L0XR*  
1.2 降水入渗补给系数?(α)? ? f9De!"*&  
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： `Fy-"Uf  
??       (9) pCIzpEsRs  
式中 >L7s[vKn  
?α?为降水入渗补给系数；?Pr为时段降水入渗补给量，(mm)； ,erw(7}'.  
?P?为时段降水总量，(mm)； @A/k"Ax{r  
?Δh?为时段降水入渗引起的地下水位升幅，(mm)； _P;D.>?  
?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。? :KLXrr  
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， xA] L0h]  
?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。? z|l*5@p  
?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 Jup)m/  
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 .Mt3ec<  
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 tq3Wga!5  
?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：? FcDS*ZEk!  
2QfN.<[-  
1.2.1  地下水动态资料分析法 ? UiFH*HT  
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： G=zWhqieh  
          (10) !gsvF\XDM  
式中?α?为时段降水入渗补给系数； ^kez]>   
?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。? FfoOJzf~o  
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。? zsFzg.$3&  
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?。? 5(1:^:LGK  
+#W94s~0V  
1.2.2  补偿疏干法 r* *zjv>  
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： M([#Py9h  
V补=V开-V河-V側+μΔHF? W'lqNOX[v  
V年=∑V补? 0'QWa{dS\  
α年=V年/FP年?? Swi#
^i  
式中V补为时段降水入渗补给量； 25^?|9o7  
?V年为年降水入渗补给量； UtZ,q!sg  
?V河为时段河道渗漏补给量； C-'hXh;hQ  
?V側为时段侧向补给量； x]~TGz
S  
?ΔH?为时段地下水位升幅； {28|LwmL  
?F?为流域面积。? :GHv3hn5  
\o9 \ikR  
1.2.3  岩溶区降水入渗补给量的推求 ? zkQ[<  
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。? C*7/iRe  
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： :{lwz
#9V  
JfY*#(
{y  
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： WjV15\,  
dUI5,3*  
1.2.4  降水入渗系数的修正 ? MmuT~d/  
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： ~wc:/UM|  
             （11） v9*m0|T0M  
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)； @-N` W9  
?为时段内多年平均总降水量，(mm)； 为时段内多年平均?α?值。? TJ|Jv8j<s  
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。? UO/sv2CN  
()
3\(d5e  
1.2.5  降水入渗补给与有关因素的规律分析 'rQ"Dc1D  
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：? wp[Ug2;G  
(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。 bDI%}k9#  
    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 "q@m6fs  
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。? 6cQgp]%  
(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。? 1>!L
K_  
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)? Cy/&KWLenf  
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)? 0YeTS!*Aj  
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，

\mqx '  
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 M6Fo.eeK3  
系数却减少为0.25。? {_rfhz  

算例：? gEASYIQ  
在秦皇岛市内某长观井，其地层为亚砂土，地下水位埋深0.44～1.15 m。1989年其动态资料绘制过程线如图15。水平稳定段选在9月14日至10月4日历时21 d，其间降水量累加为Pc=17.5 mm，故?Pc/tc=0.833 mm/d。? \bA Yic  
水位下降共选3段，即5月22～27日，6月14～26日和7月24至8月19日。计算结果如表5。(略)?  >@ t  
hlTbCl  
1.4  渠系渗漏补给系数?(m)? RaZ>.5 D  
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 tYS4"Nfb+  
?(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)?。? iCt.rr~;V  
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。? ]S|FK>U[  
渠系利用系数?(η)?与岩性、气候及灌溉管理水平有关，在各水利规划部门中研究较多， 2iAC
_"n  
可以借用。但这是一个十分粗略的数据。? p{FI_6db  
:|7#D,2  
1.5  水稻田渗漏率?(φ)?及水稻生长期中的稳渗历时?(T)? JTlk[c  
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叫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 rr<E#w  
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 r-2k
<#^r  
?(φ)?值，单季稻与双季稻可能有差别，?T?值则相差甚大。? y4V:)@P  
vdQoJWuB  
2  地下水资源量的计算方法 ? 8%@|/  
平原区地下水资源的计算乃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。? Ic&h8vSU  
2.1  各项补给量计算 ? wBPo{  
2.1.1  水稻田、灌溉入渗补给量 "tK%]c d-  
        （19） p7?  
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)。 &hCbXs=  
   为了将降水入渗量与灌溉入渗量分开，可采用下式： p7h#.m~
Qu  
                 （20） <N<Q9}`V  
             （21） ==[,;g
x  
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。2.1.2  旱地降水入渗补给量 +^)v"@,VP  
??                 (22)  ao(T81  
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。? 1GY2aZ@  
V5|ANt  
2.1.3   水稻田旱作期的降水入渗补给量 ? hbjAxioA  
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。? `]Bb0h1![  
R[WiW RfD  
2.1.4  水稻田旱作期灌溉入渗补给量 9g92eKS  
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： K%^n.  
            (23) Rx%S<i;9  
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。? *O?c~UJhhV  
tAX*CMW  
2.1.5   河道及湖泊周边渗漏补给量 !-gU~0  
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： 8fR(y~_gF  
             （24） U=>S|>daR  
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。? &W `xZyb3  
UZZJtQt  
2.1.6  渠道渗漏补给量 <hT\xBb:  
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： c:R?da  
      （25） \-<BUG]=  
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。 @=J|%NO