水文地质勘查：地下水资源量评价——补给量计算
4.4地下水资源量评价——各种地下水补给量的计算
一、各项补给量的计算
地下水补给量应计算由地表水入渗、降水入渗、地下水径流的流入、越流补给等途径进入含水层（带）的水量，并按自然条件和开采条件下两种情况计算。
（一）水稻田的灌溉入渗补给量
T F W Q 水田水稻φ=1 （4-9）
式中 Q １——水稻生长期内降水和灌溉水的入渗补给总量，m 3/a ；
φ——水稻平均稳定入渗率；
水田F ——计算区内水稻田面积，亩；
T ——水稻生长期，d （包括泡田期，不计晒田期）；
水稻W ——水稻的灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。
表4-10 按灌溉作物的种类确定水稻W 值（据农田灌溉水质标准，GB 5084-1992，参考）
了水稻需水量试验，求得一系列水稻淹灌期水田渗漏量。根据试验结果，结合各地的情况确定了φ值，具体取用值见表4-11。
表4-11 江苏省平原区渗透率φ取值表（据陆小明，2004）
计算：
e 11I Q Q =雨 （4-10） )-(1e 11I Q Q =灌 （4-11） 式中 雨1Q ——降雨入渗补给量，m 3/a ；
灌1Q ——灌溉入渗补给量，m 3/a ；
e I ——水稻生长期内灌溉有效雨量利用系数；1Q 意义同式（4-9）。
（二）旱地降水入渗补给量
旱地旱地F P Q α=2 （4-12）
式中 2Q ——旱地降水入渗补给量，m 3/a ；
旱地P ——旱地面积上的降水量，mm/a ；
α——降水入渗补给系数；
旱地F ——旱地的面积，km 2。
（三）水稻田旱作期降水入渗补给量
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。
水田田旱F P Q α=3
（4-13） 式中 3Q ——水稻田旱作期降水入渗补给量，m 3/a ；
田旱P ——水稻田旱作期雨量，由年雨量扣除早、晚稻生长期雨量求得，mm/a ；
水田F ——水田面积，km 2；
（四）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，其灌溉次数不多。其补给量为：
水田F W Q θ=4 （4-14）
式中 4Q ——水田旱作期灌溉入渗补给量，m 3/a ；
θ——旱地灌溉补给系数；
水田F ——水稻田面积，亩；
W ——旱作期灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。
（五）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：
KIALT Q =5 （4-15） 式中 5Q ——河道或湖泊周边的渗漏补给量，m 3/d ；
K ——渗透系数，m/d ；
I ——垂直于剖面方向上的水力坡度，可用河、湖水位及潜水位来确定；
A ——单位长度的河道（或湖泊）周边垂直地下水流方向的剖面面积，m 2
； L ——河道（或湖泊）周边的计算长度，m ；
T ——渗漏时间，d 。
（六）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：
)1(6ηγ-==V Vm Q （4-16） 式中 6Q ——渠道渗漏补给量，m 3/d ；
V ——渠道的引水量，m 3/d ；
m ——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——渠系有效利用系数。
（七）山前侧向补给量
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：
KIHL Q =7 （4-17） 式中 7Q ——山前侧向补给量，m 3/d ；
K ——计算断面含水层平均渗透系数，m/d ；
I ——计算断面平均水力坡度；
H ——计算断面含水层平均厚度，m ；
L ——计算断面长度，m 。
（八）残丘地下水补给量
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，再用类比法进行估算： DF Q =8 （4-18） 式中 8Q ——残丘地下水补给量，m 3/s ；
D ——残丘代表站地下径流模数，m 3/（s •km 2
）；
F ——残丘面积，km 2。
（九）井灌回归补给量
利用井水灌溉时，井水回归补给地下水量包括井灌输水渠的渗漏量。计算 式为：
井井Q Q β=9 （4-19）
式中 9Q ——井灌回归补给量，m 3/d ；
井β——井灌回归补给系数；
井Q ——水井的实际开采量，m 3/d 。
（十）相邻含水层的垂向越流补给量
若能够确定相邻弱透水层的有关参数时，越流补给量应按下式计算： x
x x x s s s s M h H F K M h H F K Q -+-=10 （4-20） 式中 10Q ——越流补给量，m 3/d ；
s K ，x K ——计算含水层上、下部弱透水层垂向渗透系数，m/d ； s F ，x F ——计算含水层上、下部弱透水层垂向越流面积，m 2；
s M ，x M ——计算含水层上、下部弱透水层厚度，m ；
s H ，x H ——计算含水层上、下部补给层的地下水位，m ；
h ——计算含水层的水位或开采漏斗的平均水位，m 。
若具有分层动态观测资料时，可采用数值法确定越流补给量。
二、各项排泄量的计算
地下水排泄量应计算由潜水蒸发蒸腾、地下水径流排泄、地表水排泄、越流排泄、人工开采等途径从含水层（带）排泄的水量。
（一）旱地和水稻田旱作期潜水蒸发量
旱地旱地CF 0εε= （4-21）
或 旱地旱地F )H (∑∆=με （4-22）
水田水田CF n 0εε= （4-23）
或 水田水田F )H n(∑∆=με （4-24）
式中 旱地ε、水田ε——分别为旱地和水田旱作期潜水蒸发量，m 3/d ；
0ε——多年平均水面蒸发量，m 3/d ；
C ——潜水蒸发系数；
旱地F 、水田F ——分别为计算区内旱地和水田面积，km 2；
n ——旱作期占全年日数的比例，%；
μ——给水度；
H ∆——潜水蒸发而引起的潜水位下降值，m 。
（二）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，排水的沟渠尺寸有差异，可通过调查得出一个典型的有代表性的均网密度及其间距。
河道排泄量的计算公式如下：
LFT Q q =河排 （4-25）
式中 河排Q ——河道排泄量，m 3/d ；
L ——单位面积河长，m -1；
F ——计算区面积，m 2
；
T ——年内排泄天数，d ； q ——排水单宽流量，m 2
/d ，可用裘布衣公式计算： b
h q 2H K 2
2-= （4-26） 式中 K ——渗透系数，m/d ； b ——地下水分水岭到排水基准点的水平距离，m ；
H ——分水岭处含水层的计算厚度，m ；
h ——排泄基准点处含水层厚度，m 。
三、山丘区地下水径流量的计算
山丘区和岩溶山丘区的入渗补给量直接估算有困难，但可根据补排平衡的原则，通过各种排泄量求出地下水资源量。其方法主要有水文分割法、理化分析法和水文-水文地质法。现将这些分析方法和适用条件简述如下：
（一）水文分割法
1.直线分割法
直线分割法又可分为平割法和斜割法两种。平割法又称枯季最小流量法，它又有最小日平均流量、最小月平均流量和3个月最小平均流量三种。经有关单位
的分析研究认为：在我国南方润湿地区，选择枯季最小月平均流量较好（即该时段河川径流量均为地下水的流出量）；而在我国北方则以3个月最小流量作为地下水为妥。但亦有用最小5个月和最小8个月的平均流量来分割的。直线分割法是一种应用十分广泛的方法，直线即洪水过程的起涨点与地表径流的终止点的连线。至于地表径流终止点确定，可参考Linsley 的经验公式：
2.0A N = （4-27） 式中 N ——洪峰流量到地表径流终止点的时距，d ；
A ——流域面积，以平方英里计。
我国学者赵人俊认为壤中流终止时间，与雨止时间的间距为壤中流汇流时间，对某一特定流域为常数。经过分析得出此常数后，便可根据雨止时间确定壤中流终止点，这样不仅可以分割单峰也可分割复峰。
2.综合退水线法
河川径流一般可分为地表径流、壤中流和地下径流三部分。这三部分水量在径流过程线上表现出不同的退水特性，退水流量的方程可表为：
)at ex p(0-=Q Q t （4-28） 式中 0Q ——退水开始时的流量，m 3/d ；
t Q ——任何t 时刻的退水流量，m 3/d ；
a ——退水常数；
t ——退水时间，d 。当t=1天时，可得： )a ex p(0
1-==Q Q K （4-29） 根据Barnes 的研究，地表径流K=0.329、壤中流K=0.694、地下径流K=0.980。可见河川径流的几个分量是可以通过退水曲线的特性予以分割的。
地表径流、壤中流、地下径流的汇流特性不同，若用三种不同特性的汇流参数进行流量演算，其结果要比用河川径流总体进行演算的结果好得多。
3.加里宁试算法
早在20世纪50年代，前苏联加里宁等曾用试算法对河川补给地下水进行估算。他们根据山丘区河流一般由裂隙水所补给且无水力联系的特点，假定含水层的来水量与地表流量间存在比例关系，则有下列近似平衡方程：
地下地表y 01-+=By W W （4-30）
式中 1W ——时段末的含水层储量，m 3；
0W ——时段初的含水层储量，m 3；
B ——地下径流总量与河川径流总量的比值；
地表y ——地表径流总量，m 3；
地下y ——地下径流总量，m 3。
将退水曲线方程式（4-28）从0～∞的时间内积分即得到： a
Q dt at Q W 0000)exp(=-=⎰∞ （4-31） 于是，式（4-30）变为： t t )(01∆-∆-+=地下地下Q Q Q B a
Q W （4-32） 式中 Q ——河川在△t 时段内的平均流量，m 3/d ；
地下Q ——地下径流量，m 3/d ；
B ——未知参数，可用试算法确定。分析演算的具体步骤如下：
①选择一个典型的年径流过程，一般是选择其年水量接近所要求的代表年（例如其年水量为P=20%、50%、 75%）；然后点绘年径流过程线。
②用一般简单的分割法，粗略地求出地下径流总量地下y ，并求出比值B[B=
地下y /（地表y +地下y ）]。
③在流量过程线中选取退水规律较好的一段，计算退水常数e
t Q Q a log log log 10⨯-=。 ④根据式4-32可列表演算地下水出流过程。
⑤将演算所得的值（地下Q ）点绘在典型流量过程线上，这些点子的连线与
简单分割法的结果接近，则表示分割无误；如相去甚远，则另行分割，修正B 值重算，直至二者符合满意为止。经验表明，一般二次试算则较满意，常常遇到一次成功，所以试算并不是都费时的。
在我国南方，由于雨量丰沛，实测的逐日流量曲线多为连续峰型，如采用直线斜割法确定退水拐点的难度大，如采用加里宁及其改进法来分割河川径流将取
得较好的效果，特别利用电脑计算可不需考虑工作量大的问题。
4.入渗量演算法
入渗量演算法认为：渗入地下水库的那部分净雨及其过程，经地下水库线性调节后形成地下径流及其过程。取地下水库蓄水量下W 及其出流量下Q 的关系为：
下下下Q K W = （4-33）
与水量平衡方程式： 1221W t )(2
1q -=∆+-∆W Q Q t 下下 （4-34） 联解得： 12t
0.5K t 0.5t 0.5K t q 下下下下下Q K Q ∆+∆-+∆+∆= （4-35） 即可演算出地下的径流过程线。
式中 1下Q 、2下Q ——分别为时段△t 始、末地下水出流量，m 3/s ；
下W ——地下水库蓄量，m 3；
下K ——地下水汇流时间常数，可根据退水曲线下W -下Q 的直线段斜率确定；
q ——时段△t 内进入地下水库的平均入流量，由式（4-36）确定： F t
t f c c ∆=278.0q （4-36） 式中 c f ——稳定入渗强度，c f 既可取常数、也可分时段由降雨径流关系求
得，还可用试算法确定，mm/h ；
c t ——△t 时段内的净雨历时，h ；
F ——流域面积，km 2
。
由于山丘区河川径流的组成还没有确切的实验数据验证，只是公认组成划分后的演算结果要比不划分的更符合实际，因此用水文分割法算出的地下水资源只是具有相对合理性。在具备先进的计算工具的现代，采用加里宁改进法等通过一定的控制条件的试算法是可行的，应该提倡，但要避免应用任意性很大的斜割等各种过于简单的方法。
（二）理化分析法
1.溶解质浓度法
水通过土壤和岩层时会溶解一部分固体物质，由于地表水体与岩石接触时间短，溶解的固体物质的数量比较少，含某种物质的浓度小；而通过岩层的地下水，
由于地下水与地层中某种物质的接触时间长，故其浓度较大，且较稳定。为此可通过测定河川径流在各个时期某种物质的溶解质浓度，建立特定地层的特定元素与有关因子间的关系，便可用以分割出地下径流。根据流量与溶解质浓度关系可列出混合方程：
)/Q Q C Q (C 地下地下地表地表总+=C （4-37）
式中 总C ——河川径流中溶解质总浓度，mg/L ；
地表C 、地下C ——分别为地表水、地下水中溶解质的总浓度，mg/L ；
地表Q 、地下Q ——分别为地表水流量、地下水流量，m 3/d ；
Q ——河川径流总量，即Q =地表Q +地下Q ，m 3/d 。
当很长时间未下雨时，地表Q 很小，可以忽略，则式（4-37）变为：
地下总C =C （4-38）
式（4-38）说明地下水的溶解质浓度，可以用枯季河川径流的溶解质浓度代替，据此则可求得非枯季地下水流量：
地下总地下C Q /QC = （4-39）
式（4-39）中的总C 、Q 可以实测、地下C 可根据枯季资料求出，故地下Q 可以
算得。在选用溶解固体时，要选择那些在降水和地表径流中含量甚少的物质。对花岗岩地层，溶解铁可以作为分割地下水的指示剂。
在前苏联，A ·特万诺夫在西伯利亚各山丘区河流上最先应用式（4-40）计算地下径流： s g s g C C C Q --=p p
C Q （4-40）
式中 g Q ——地下径流量，m 3/d ；
p Q ——河川径流量，m 3/d ；
p C ——瞬时河水的总矿化度或某种成分的浓度，mg/L ； s C ——地表径流总矿化度或某种成分的浓度，mg/L ；
g C ——地下水的总矿化度或某种成分的浓度，mg/L 。
2.电导率法
溶液的电导率与溶解质的浓度成正比关系，故测定溶液的电导率可以代替测
定溶液的浓度。
地下水与地层中的溶解质接触时间长，而地表水与溶解质的接触时间短，故地下水溶解质浓度一般比地表水浓度大。而溶液的浓度与电导率有较好的相应关系。故可由式（4-37）稍加变换得到： )C -(C Q Q -
C n 0T
n 0=T C （4-41） 式中 T C ——混合水体的电导率； 0C ——老水（地下水）的电导率；
n C ——新水（地表水）的电导率；
n Q ——新水（地表水）的流量，m 3/d ；
T Q ——新老水混合水体的流量，即河川的径流量，m 3/d 。
地下水的电导率0C 较稳定，可假定为常数；地表水的电导率n C 随时间而变，因此式4-40可以作为时间的连续函数，在测定T C 、T Q 的情况下可以解得n Q 。
3.离子平衡法
利用地下水的离子浓度大以及蒸发时不移去水中盐类的特点，通过离子平衡计算，可估算出湖泊的地下水入流（湖泊的地下水入流量一般是难以精确估算的）。离子平衡方程可以列出很多，现以氯化钠溶于水的离子平衡方程为例：
⎪⎭⎪⎬⎫=∆±-=∆±----
+++∑∑∑∑00a a 蓄
出入蓄出入Cl Cl Cl N N Na （4-42） 式中 +Na 、-Cl ——分别为钠离子、氯离子；“入、出、蓄”分别代表入流、出流和蓄变量。
湖泊的地下水入流量的估算，要通过水量平衡和离子平衡进行，具体步骤如下：
①将观测的和估算出来的每月地表入流量、降水量、地表出流量、湖水蓄变量代入水量平衡方程。
②把湖面水面蒸发和湖滨沼泽地蒸发量的初估值也代入水量平衡方程。 ③在水量平衡方程中，仅地下水入流量为未知项，因此它能被计算出来。湖泊的总蒸发量（包括水面蒸发、沼泽蒸发）与地下水的入流量在水量平衡方程中符号相反，所以蒸发量的估算精度直接影响到对地下水水量的计算精度。
④为了提高地下水入流的估算精度，可以借助于离子平衡方程。利用观测得到的每月入流量中的离子浓度，由离子方程解出研究时段内的模拟浓度，随着地下水入流的增减，就会引起离子入流的增减。但由于蒸发并不移去盐类，这就会引起盐浓度的增减。
⑤把模拟的离子浓度变化过程与湖泊实测的离子浓度的变化过程相比较。 ⑥调查估算的湖泊蒸发值，使增减离子浓度过程与实测值接近，直至配合最优为止。配合最优时的地下水入流量的估算，就得到较精确的结果。
化学的溶解质浓度法和离子平衡法，不需要专门测定有关溶解质浓度，一般水文年鉴的水化学项目内都有刊印数据。主要问题是目前水化学站网的密度较稀，测次较少，资料质量可能不一定满足分析要求。特别是测次方面一般是1个月测1～2次，很少测得洪水过程中的水质变化过程。但对于以评价水资源数量为目的的地下水分析不一定需要洪水过程。因此利用水化学方法来分析地下水的入流量是一种比较客观的、科学的并可验证的方法。
（三）水文-水文地质法
1.一般山丘区
水文-水文地质法是利用地表径流和地下径流的动态资料来计算河流的地下径流的方法。流域内一般具有河川径流的实测过程，如果同一流域内又有与河川径流相应的地下水动态资料，就能较客观地估算出相应的地下径流过程。利用流域中泉水年内变化的动态资料是本方法的基础，其计算式如下：
t K K K q Q n ∆+++=)(21 （4-43） 式中 Q ——流域或河段的地下径流量，m 3/d ；
q ——汛前最枯河川径流量（此时的河川径流仅由地下水补给），m 3/d ；
1K 、2K 、…、n K ——地下径流动态系数，由流域内典型泉水的涌水过程确定；
t ∆——不同地下径流动态系数间的时距。
地下水动态系数的计算方法：用汛初泉水的最小涌水量初Q 去除泉的实测流
量过程i Q ，即初Q Q K i i /=。每隔一个t ∆（10天、15天或1个月）选一点，求得
多个大于1.0的动态系数i K ；如每隔一个月选一点，则一年要计算13个点的动态系数，形成一个动态系数数组。为保证这样的数组应对应于河川径流的保证率，
至少要选丰、平、枯三个典型年的动态系数数组。实际推求地下水时，要根据实测河川径流属于哪种典型年就选用哪个数组计算。
2.岩溶山丘区
岩溶山丘区流域的河流，一般情况下总是由岩溶水与非岩溶水混合组成，其总径流包含了碎屑岩区地表水、地下水，岩溶区的地表水、地下快速流与慢速流。单一的水文分割法难以分别评价上述水源，必须采用水文-水文地质法。即首先进行水文地质分区，采用降雨入渗系数法分别评价同一流域上岩溶区与非岩溶区的地下水；然后对岩溶区地下水用代表性泉域分割出快速流与慢速流。从水文学的观点看，可把快速流归入地表水范围。
水文地质勘查：地下水资源量评价——补给量计算
4.4地下水资源量评价——各种地下水补给量的计算 一、各项补给量的计算 地下水补给量应计算由地表水入渗、降水入渗、地下水径流的流入、越流补给等途径进入含水层（带）的水量，并按自然条件和开采条件下两种情况计算。 （一）水稻田的灌溉入渗补给量 T F W Q 水田水稻φ=1 （4-9） 式中 Q １——水稻生长期内降水和灌溉水的入渗补给总量，m 3/a ； φ——水稻平均稳定入渗率； 水田F ——计算区内水稻田面积，亩； T ——水稻生长期，d （包括泡田期，不计晒田期）； 水稻W ——水稻的灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。 表4-10 按灌溉作物的种类确定水稻W 值（据农田灌溉水质标准，GB 5084-1992，参考） 了水稻需水量试验，求得一系列水稻淹灌期水田渗漏量。根据试验结果，结合各地的情况确定了φ值，具体取用值见表4-11。 表4-11 江苏省平原区渗透率φ取值表（据陆小明，2004） 计算： e 11I Q Q =雨 （4-10） )-(1e 11I Q Q =灌 （4-11） 式中 雨1Q ——降雨入渗补给量，m 3/a ； 灌1Q ——灌溉入渗补给量，m 3/a ； e I ——水稻生长期内灌溉有效雨量利用系数；1Q 意义同式（4-9）。
（二）旱地降水入渗补给量 旱地旱地F P Q α=2 （4-12） 式中 2Q ——旱地降水入渗补给量，m 3/a ； 旱地P ——旱地面积上的降水量，mm/a ； α——降水入渗补给系数； 旱地F ——旱地的面积，km 2。 （三）水稻田旱作期降水入渗补给量 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。 水田田旱F P Q α=3 （4-13） 式中 3Q ——水稻田旱作期降水入渗补给量，m 3/a ； 田旱P ——水稻田旱作期雨量，由年雨量扣除早、晚稻生长期雨量求得，mm/a ； 水田F ——水田面积，km 2； （四）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，其灌溉次数不多。其补给量为： 水田F W Q θ=4 （4-14） 式中 4Q ——水田旱作期灌溉入渗补给量，m 3/a ； θ——旱地灌溉补给系数； 水田F ——水稻田面积，亩； W ——旱作期灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。 （五）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： KIALT Q =5 （4-15） 式中 5Q ——河道或湖泊周边的渗漏补给量，m 3/d ； K ——渗透系数，m/d ； I ——垂直于剖面方向上的水力坡度，可用河、湖水位及潜水位来确定；
地下水资源评价方法
地下水资源评价方法 地下水资源评价的方法按其所依据的理论可分为： 基于水量平衡原理的方法——水量平衡法。 基于数理统计原理的方法——相关分析法。 基于实际试验的方法——开采试验法。 基于地下水动力学原理的方法——解析法和数值法。 1．水量平衡法 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。 1．1水平衡方程的建立 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： (Q k-Q c)+(W-Q w)=±μFΔH/Δt 式中：(Q k-Q c)——侧向补给量与排泄量之差，m3/a (W-Q w)——垂向补给量与消耗量之差，m3/a W=P r+Q cf+Q e-E g 式中：P r——降水人渗补给量，m3/a Q cf——渠系及田间灌溉入渗补给量，m3/a Q e——越流补给量，m3/a E g——潜水蒸发量，m3/a Q w——地下水开采量，m3/a 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 μ——含水层的给水度 F——平衡区的面积，m2 Δt——平衡时段，a
水文地质勘查技术：地下水资源评价
任务十地下水资源量计算 十、地下水资源评价 （一）地下水资源评价及评价原则 地下水资源评价包括水质评价和水量评价二个方面，水质评价是水量评价的前提，水量评价地下水资源评价的核心。通常所说的地下水资源评价是指对地下水资源的数量评价。 地下水资源评价可分为二种主要类型： 1、局部水源地地下水资源评价：在局部地段（水源地）影响范围内，为保证某具体部门的供水而评价地下水资源； 2、区域地下水资源评价：即大面积范围内（如某一水文地质单元或某一行政区划内），为规划开发利用地下水或综合利用自然资源而评价地下水资源。 地下水资源评价应遵循以下原则： 1、可持续利用原则：地下水资源的可持续利用就是在保证生态良性循环的前提下，
地下水系统能永久持续提供一定水资源量，以满足经济增长、社会发展的需要。 2、“三水”联系，互相转化，统一评价的原则 大气降水、地表水、地下水都水文循环中的一个重要环节，尤其是地下水与地表水联系密切，在一定条件下常相互转化。 3、以丰补欠，合理调控的原则：即以多年平均补给量作为允许开采量。 4、考虑人类活动增加或减少的补给量及排供结合的原则 5、安全开采，防止产生不良环境地质后果的原则 6、以地下水系统为单位的评价原则 7、用补给量评价开采量：即用各种方法计算的地下水允许开采量（可开采量）是否有补给保证，还要用补给量进行论证和评价。 （二）地下水资源评价的内容 地下水资源评价的内容主要包括：对各种地下水水量时空分布规律的研究、计算地下水允许开采量（可开采量）、预报地下水动态，分析地下水开采潜力和开发利用前景及对环境产生的影响，提出合理的开采方案、工程措施及建议等。 一）局部水源地的地下水资源评价 1、评价内容主要 （1）计算允许开采量 （2）提出合理取水方案和确定取水建筑物 2、评价方法 计算允许开采量必须密切结合取水方案，一般有二种方法： （1）根据水文地质条件，布置经济技术合理的取水构筑物，预测水源地的允许开
第五章地下水资源
第五章地下水资源计算 地下水是水资源的重要组成部分，在区域水资源分析计算中，查清地下水资源的数量、质量及时空分布特点，掌握地下水资源的循环补给规律，了解地下水与地表水之间的转化关系，不仅能为农业生产、水利规划提供科学根据，而且也能为城市规划、工业布局及国防建设等提供可靠的依据。 区域地下水资源分析计算的对象一般指浅层地下水，评价的重点是水量。多数地区以分析矿化度不大于2g/L的淡水资源为主，有些地区对矿化度2～5g/L的微咸水及大于5g/L的咸水也进行计算与评价。 地下水资源计算的基本方法主要有四大储量法、地下水动力学法、数理统计法及水均衡法等。水均衡法建立在地下水各补给项、各排泄项和地下含水层蓄变量等区域水平衡分析的基础上，是平原区地下水资源常用的计算方法，本章将主要介绍这种方法。 第一节概述 一、地下水的垂直分布 地面以下水分在垂直剖面上的分布可以按照岩石空隙中含水的相对比例，以地下水面为界，划分为两个带：饱和带和包气带。在包气带，岩石的空隙空间一部分被水所占据，还有一部分为空气所占据。在大多数情况下，饱和带的上部界限，或者是饱和水面，或者覆盖着不透水层，其下部界限则为下伏透水层，如粘土层。 包气带（充气带）从地下水面向上延伸至地面。它通常可进一步划分为3个带：土壤水带、中间带和毛细管带。土壤水带的水分形式主要有结合水、毛细水和一些过路性质的重力水。中间带的水为气态水、结合水和毛细水。毛细管带内的水分含量随着距潜水面高度的增加而逐渐减少，在毛细管带中，压力小于大气压力，水可以发生水平流动及垂直流动。 饱和带岩石的所有空隙空间均为水所充满，有重力水，也有结合水。重力水是开发利用的主要对象。 图5.1 地面以下水的分布
地下水资源量的计算与评价
地下水资源量的计算与评价 地下水资源量的计算与评价是地下水资源管理和保护的重要内容。地 下水是深层地下岩石或土壤中的水，是人类生活和经济发展中的重要水源。因此，准确计算和评价地下水资源量非常重要，可以为地下水资源的合理 利用和管理提供科学依据。 地下水资源量的计算方法主要有以下几种：水平积分法、垂直积分法 和水力地质参数法。水平积分法通过采集地下水位点的水位数据，利用 “裂隙扩散公式”计算水文地质实体的含水量和含水层面积，进而推算地 下水资源量。垂直积分法则通过采集地下水位点的水位和泵水后的水位数据，运用“压水法”计算含水层单位面积的蓄水量，进而推算地下水资源量。水力地质参数法则通过测定含水层储水系数、有效含水量系数等水文 地质参数，结合地下水位变化数据计算地下水资源量。 在评价地下水资源量时，需要考虑地下水资源的可再生性和可持续性。常用的评价指标包括地下水资源开发利用率、地下水资源埋深、抽水速率 和地下水位变化等。地下水资源开发利用率是指地下水资源开采量与可用 地下水资源量之比，反映了地下水资源的开采利用程度。地下水资源埋深 是指水文地质实体下地下水位的深度，可用来判断地下水资源的开发难度 和成本。抽水速率是指单位时间内从地下水位点抽取的水量，与地下水资 源量的关系可以反映地下水资源的可持续性。地下水位变化是指地下水位 在一定时间内的变化情况，通过监测和分析地下水位变化，可以推断地下 水资源的补给和衰退情况。 地下水资源量的计算与评价还需要考虑地质、气候等自然条件对地下 水资源的影响。地质条件包括地下水位点的地下岩石类型、构造特征和裂 隙发育情况等，地下水位点的地下岩石类型不同，地下水资源的储量和可
水文地质调查与地下水资源开发
水文地质调查与地下水资源开发 地下水是一种重要的自然资源，广泛应用于农业灌溉、城市供水和工业生产等 领域。而进行地下水资源开发前，进行水文地质调查是至关重要的一步。水文地质调查旨在全面了解地下水系统的地质结构、水文特征和水质状况，为地下水资源的科学开发提供依据。 一、水文地质调查的目的及内容 水文地质调查的目的在于确认地下水的存在及其分布特征，并了解其储存量和 再生能力。调查应重点关注以下内容： 1. 地质背景与地下水层分布：通过地质调查，了解区域的地质背景特征，如地 质构造、岩性等，以确定地下水层的分布状况。 2. 地下水动态监测：通过采集地下水位、水质、含水层参数等数据，监测地下 水的运动规律和变化趋势，为合理开发和管理提供依据。 3. 地下水补给来源与补给途径：通过采集雨水径流、地下水渗漏和河流入渗等 数据，确定地下水补给来源及其补给途径。 4. 地下水水质状况评价：通过采集地下水样品，分析其化学成分和微生物状况，评价地下水质量是否符合饮用、农业或工业用水的要求。 二、水文地质调查的方法与工具 进行水文地质调查时，需要运用一系列的方法和工具来获取相关数据，以便准 确了解地下水资源状况。 1. 地质勘探方法：包括地质勘探钻探、地质剖面观测、地电阻率测量和重力测 量等方法，以获取地下岩石层、构造特征及含水层的分布情况。
2. 水位监测方法：通过定点布设水位计或井水位计，实时监测地下水位的变化，获取地下水动态信息。 3. 水质采样方法：通过采集地下水样品，进行化学分析和微生物检测等，了解 地下水的水质变化和目标物质的含量。 4. 地球物理勘探方法：包括电法、磁法、重力法和地震勘探等，用于获取地下 水层的厚度、分布和性质等信息。 三、水文地质调查在地下水资源开发中的作用 水文地质调查为地下水资源的科学开发提供了重要依据和指导。具体表现在以 下几个方面： 1. 合理规划地下水开发：通过水文地质调查，了解地下水资源量、补给来源和 水质状况，可制定合理的水资源开发方案，避免过度开采和水源污染。 2. 提高地下水开发效率：水文地质调查获取的地质特征、岩性和含水层参数等 数据，为钻井选址和抽水井排布提供依据，提高地下水开发的效率。 3. 控制地下水污染风险：通过水文地质调查，了解地下水补给途径和水质状况，可制定合理的环境保护措施，降低地下水受到污染的风险。 4. 实施保护与治理措施：水文地质调查提供的数据可用于制定地下水资源保护 和治理措施，如设置保护区、控制开采量及定期监测等。 四、水文地质调查面临的挑战与展望 在当今社会，随着人口的不断增长和水资源的加剧利用，地下水资源面临着越 来越大的压力和挑战。水文地质调查也面临一些问题： 1. 数据获取与处理：水文地质调查需要大量的数据，但数据获取和处理过程中 存在着一些困难，如采样不足、数据不全等。
水文地质勘查技术：水均衡法
任务十地下水资源量计算 五、水均衡法 水均衡法：也称水量平衡法，它主要是研究某一地区（均衡区）在一定时间段（均衡期内）地下水的补给量、储存量和消耗量之间的数量转化关系，通过平衡计算，评价地下水的允许开采量。 （一）基本原理 地下水均衡方程：Q 补– Q 消 = ±μFΔh/t 如果水源地的开采动态类型为稳定型，则允许开采量为： Q 允开≈ΔQ 补 +ΔQ 消 ≈Q 补 +ΔQ 补 = Q 开补 ≈ Q 补 若是水源地的开采动态类型为消耗型，则允许开采量为： Q 允开≈ Q 补 +ΔQ 补 +μFS max / (T.365）= Q 开补 +μFS max /（T.365） 1、在我国西北干旱气候条件下的山前冲洪积扇地区，年降水量很少而蒸发强烈，雨水渗入补给几乎可以忽略不计，如果山区基岩裂隙不发育，则侧向补给也可略去，当含水层为较单一的砂卵砾石层，无越流补给，也无人工补给，则地下水的补给量主要靠
从山区流出的河水渗入补给；开采后，由于水位降，可以使消耗项中的蒸发、溢出都变为零，于是，在此条件下，水均衡方程简化为： Q 河渗– Q 流出 - Q 实开 =μF Δh/Δt 如果在此条件下水源地为稳定型的动态类型，则最大允许开采量为： Q 允开 ≈ Q 河渗 2、我国南方的岩溶水地区 主要补给来源是降水入渗和河流入渗，其次是侧向流入；消耗项中主要是溢出，其次是侧向流出和蒸发，只要采用恰当的开采方式，可充分截取补给量，减少消耗量，则允许开采量为：Q 允开 ≈ Q 雨渗 + Q 河渗 （二）水均衡法的特点及适用条件 水均衡法的原理明确，计算公式简单，其成果要求可粗可精，所以适应性强。在地下水补排条件简单，水均衡要素容易确定，开采后变化不大的地区，用该法评价地下水资源的效果较好。 通常用水均衡法或其他方法来论证用解析公式计算的开采量。 （三）计算步骤 1、划分均衡区，确定均衡期，建立均衡方程 首先按边界划分均衡区，再按均衡要素大体一致的情况进一步分区，分别计算后，再加总。 （1）一级分区：通常以含水介质成因类型和地下水类型的组合作为一级分区依据，如在山前冲洪扇地带，可分扇顶至中部的潜水区、扇中至扇缘的浅部潜水区及承压水区。 （2）二级分区：如果同一区内的水文地质条件还有较大差异，可以根据不同的定
地下水补给量的估算方法及其应用研究
地下水补给量的估算方法及其应用研究 地下水作为重要的地球水文资源之一，在人类活动及自然环境变化中扮演着不 可替代的角色。了解地下水补给量的大小及其变化趋势，对于合理利用和保护地下水资源具有重要意义。本文将介绍地下水补给量的估算方法及其应用研究，以期深入探索地下水补给量的许多问题，以及进一步提高地下水资源的管理和保护。 一、地下水补给量的定义及意义 地下水补给量，指地下水系统中来自润泽雨水、地表水和其他来源的新水的含量，通常以年度为统计单位。地下水补给量的大小直接影响地下水储量和水文循环，进而决定了地下水资源的可持续利用和地下水环境的保护。因此，补给量的准确估算对于地下水资源管理和保护至关重要。 二、地下水补给量的估算方法 地下水补给量的估算方法众多，常用的主要包括水平衡法、地球化学模型、物 理模型和氢氧同位素示踪法。 1.水平衡法 水平衡法是指在水平取样点上下季风气候影响较小的地下水转化远大于季节性 降雨的地区，估算地下水可补给含量时采用的方法，其基本思想是通过分析水盆、水井和地下水位变化来确定地下水补给量。水平衡法的优点是精度较高，能够较为准确地估算补给量，尤其适用于季节性雨水和蒸发的影响较小的地区。其缺点是较为复杂，需要较为精细的地下水监测设备和较长的监测时间。 2.地球化学模型法 地球化学模型法是一种基于化学计量学和地球化学原理估算地下水补给量的方法，其基本思想是通过分析地下水中特定元素的稳定同位素比值来确定补给量。这种方法因其基于科学原理，不受季节性影响和雨水蒸发的影响，能够准确地估算补
给量，广泛应用于全球各个地区和各种地质环境。其缺点是需要较为复杂的实验设备和收集大量的地下水样本。 3.物理模型法 物理模型法是一种基于物理原理的估算地下水补给量的方法，主要包括数值模拟、水文学和地质模型。这种方法通常是通过分析地下水系统中水流速度、渗透度、渗透率和孔隙度等参数来进行估算。物理模型法的优点是理论基础较为坚实，能够表征地下水系统中物理过程和参数影响补给量的变化过程。其缺点是需要大量地下水数据和大量的复杂计算。 4.氢氧同位素示踪法 氢氧同位素示踪法是一种基于同位素组成的估算地下水补给量的方法，其基本 思想是通过分析地下水中氢氧同位素比值的变化来确定补给量。这种方法通常是以氢和氧同位素比值作为示踪物，结合地下水科学和孔隙介质流体力学原理，实现估算地下水补给量的过程。其优点是同位素分析技术高度成熟，数据简单易读，且能够在水文循环中表征地下水的各个要素，包括降雨补给量、蒸发和地下水补给等。其缺点是需要较为复杂的实验设备和较长的监测时间。 三、地下水补给量的应用研究 地下水补给量的准确估算对于地下水资源管理和保护至关重要。在实际应用中，地下水补给量的估算可以用于水资源管理、生态环境保护、土地利用规划等方面。近年来，随着气候变化和人类活动的影响加剧，地下水补给量的研究逐渐成为水文学、地质学和环境科学等领域的热点问题。 1.水资源管理 地下水补给量的估算可用于制定有效的水资源管理策略。例如，针对地下水资 源过度开采和水位下降问题，可通过实施补给量增加工程、调整地下水采出量、完善排水系统等措施来提高地下水资源的可持续利用。
地下水资源评价
地下水资源评价 地下水水量评价：是对地下水源地或某一地区、某个含水层的补给量、储存量,允许开采量进行计算的基础上,对所用计算方法的适宜性、水文地质参数的可靠性、资源计算结果精度、开采资源保证程度所做出的全面评价;水资源调查评价工作,就是要回答一个地区或流域有多少水量包括地表水、地下水的地区分布、时间变化、质量标准、可靠程度;同时还要研究社会经济发展需要多少水量各种用水的现状,近期和远景预测,以及供需平衡存在的问题; 地下水资源评价方法： 用于确定地下水资源数量的方法很多,这里主要介绍一下4种评价方法：开采—试验法、补给疏干法、水文分析法、开采强度法; 1、开采—试验法 在地下水的非补给期或枯水期按接近取水工程设计的开采条件进行较长时间的抽水试验,然后根据抽水量、水位降深动态或开采条件下的水量均衡方程求解出水源地枯季补给量,并以此量作为水源地的允许开采量; 1、1适用条件 在水文地质条件复杂地区,如果一时很难查清补给条件而又急需做出评价是,则可打勘探开采孔,并按开采条件开采降深和开采量进行抽水试验,根据试验结果可以直接评价开采量,这种评价方法,对潜水或承压水,对新水源地或旧水源地扩建都能适用;对于含水性不均匀的岩溶地区最为常用;主要适用于中小型水源地;该方法的缺点是不能做区域性的水资源评价; 1、2计算方法 完全按开采条件抽水,最好从旱季开始,延续一至数月,从抽水到恢复水位进行全面贯彻,结果可能出现两种情形： 1稳定状态：在长期抽水过程中,如果水位达到设计降深并趋于稳定状态,抽水量大于或等于需水量；抽停后,水位又能较快恢复到原始水位;则说明抽水量小于开采条件下的补给量,按需水量开采是有补给保证的,这时,实际的抽水量就是要求的开采量; 2非稳定状态:如果水位达到设计降深并不稳定,继续下降；停抽后,虽然水位有所恢复,但始终达不到原始水位,测说明抽水量已经超过开采条件下的补给量,按需水量开采是没有保证的,这时,可按下列方法评价开采量： 在水位持续下降过程中,只有大部分漏斗开始等幅下降,降速大小同抽水量成
平凉市崆峒区韩家沟水源地水文地质特征及地下水资源评价
平凉市崆峒区韩家沟水源地水文地质特征及地下水资源评价 作者：尚菲 来源：《西部资源》2020年第02期 摘要：工作区位于贺兰褶皱带南北向構造带与六盘山推覆构造带的复合部位，在两者的相互作用下，区域上主体构造表现为一系列的北西向压性断裂和褶皱区内地层比较简单，分布有二叠系、三叠系、白垩系、新近系和第四系。地下水可供水量的匮缺现已成为制约城市经济可持续发展的主要瓶颈因素之一。本文对勘查区水文地质特征进行详细分析，进而对地下水资源进行评价，提出合理可行的地下水开采利用方案，为水源地初步设计提供地下水资源依据，为地区合理开发利用地下水提供决策依据。 关键词：水文地质特征；地下水资源；评价；平凉市；韩家沟水源地 1.勘查区水文地质特征 1.1水文地质概况 根据地下水的赋存条件和埋藏特征及富水性等，将区内地下水分为基岩裂隙水、碎屑岩类孔隙裂隙水和松散岩类孔隙水三大类。 （2）碎屑岩类孔隙裂隙水。碎屑岩类孔隙裂隙水指赋存于工作区内二叠系、三叠系砾岩，白垩系以及新近系砂岩、砂砾岩、泥质砂岩中的地下水。按其埋藏条件进一步分为潜水和承压水。根据已有水文地质勘查资料，二叠系、三叠系和新近系含水层富水性弱，具有一定供水意义的为白垩系地下水。 （3）松散岩类孔隙水。根据含水层岩性、分布和埋藏特征，将松散岩类孔隙水划分为河（沟）谷潜水及黄土潜水。河谷潜水在区内分布最广，含水层具有埋藏浅、水量丰富、水质良
好、补给充裕的特点，地下水资源潜力大，具备大规模集中开采和利用价值，是目前平凉城区主要供水水源。 1.2河谷潜水含水层埋藏、分布及富水性 河谷松散岩类孔隙水均为潜水，主要分布于泾河河谷中部的河漫滩和Ⅰ、Ⅱ级阶地中，Ⅲ级及以上阶地含水层较薄或泥质含量高，富水性弱，其中北岸Ⅲ级阶地局部因基底隆起，基本不含地下水。 （1）含水层埋藏、分布及介质特征。根据勘探资料，河谷潜水含水层主要由圆砾和卵石组成，其中卵石含量一般为10%～40%，圆砾含量一般在20%～50%，砂含量介于15%～30%，其余为粘性土。以新近系砂质泥岩构成隔水底板。含水层厚度和地下水水位埋藏深度受地形地貌和第四系基底起伏的控制，沿河谷和垂直河谷方向均呈规律性变化，局部存在微地貌影响。拟选韩家沟水源地位于泾河上游聚仙桥-韩家沟段，地貌上处于泾河Ⅰ、Ⅱ级阶地和河漫滩。水源地中心部位有古河道分布，呈东西向展布，在水源地段古河道宽约500m～600m，切割深度1m～3m。拟选水源地地下水位埋深较浅，为4m～11m，含水层主要由圆砾组成，厚度17m～22m。 （2）含水层的渗透性。从水文地质参数分区图可以看出，河谷潜水含水层透水性较好，河谷高阶地及边缘，由于含水层的分选性和磨圆度相对较差，泥质含量也较高，渗透系数较差，一般小于20m/d，其他地段多大于50m/d；古河道及Ⅰ级阶地、现代河床部位，含水层透水性最好，渗透系数为100m/d～120m/d。拟选水源地段含水层渗透系数50m/d～ 120m/d，表现出良好的渗透性。 （3）含水层的富水性。根据已有资料和本次抽水试验资料，勘查区Ⅰ、Ⅱ级阶地和河漫滩第四系地下水富水性良好，单井涌水量一般在1000m3/d～3000m3/d，其中在古河道及其附近表现尤为突出，单井出水量普遍大于3000m3/d，最大单井涌水量达到10102m3/d。泾河北岸Ⅲ级阶地基本不含水，南岸Ⅳ、Ⅴ级阶地单井出水量100m3/d～300m3/d。 1.3河谷潜水的补给、径流和排泄条件 勘查区河谷潜水的补给、径流和排泄条件比较复杂。其补给来源有：河水渗漏补给、上游河谷潜水径流补给、南部高阶地地下水（包括第四系潜水和新近系潜水）侧向补给和降水、渠道及农田灌溉入渗补给。其中以河水渗漏或侧向入渗补给、上游地下径流补给和南部高阶地侧向潜流及沟谷潜流补给为主。河谷潜水总的径流方向是沿河流向自西向东运移。潜水现状主要以地下侧向径流、溢出地表转化为泾河河水以及少量的蒸发和开采方式排泄。 1.4地下水动态特征
肇东市水资源评价分析
肇东市水资源评价分析 摘要：对肇东市地下水资源全面分析计算，为水资源的开发得利提供科学依据，分析水资源开发中存在的问题，以利于更好地改进 关键词：地下水补给量总补给量地下水排泄量地下水可开采量开采系数法 开采模数类比法 1 自然地理概况 肇东市位于黑龙江省西南部。南与哈尔滨市隔江相望，东与呼兰、兰西毗邻，西临安达、肇州、肇源，北部与安达接壤。全市面积3905平方公里，多为平原区，其中耕地面积302万亩。人口93万人。地面海拔高程在120米至230米之间，呈西北高东南低走向。多年平均降水量448毫米，蒸发量1638毫米，地下 水储存量3.07亿立方米。 2 地下水补给量分析计算 肇东市地下水资源的计算方法和依据是黑龙江省水利厅1999年10月《黑龙 江省地下水资源开发利用规划工作技术规则》及1982年11月水利电力部水文局《地下水资源调查和评价工作技术细则》。肇东市地下水资源评价对象第四系孔 隙潜水及与潜水有较密切水力联系的第四系孔隙弱承压水，并以现状条件（1997 年地表水、地下水开发利用状况）为评价基础，具体计算了多年平均地下水总给 量及合理条件下的可开采量。 2.1 计算参数的确定 计算参数是地下水水均衡议程中各项补给项的重要计算依据。规划中根据肇 东市地下水动态观测资料选择性地进行了动态分析计算，并结合前人的试验成果、全省的经验数据，综合分析而最终确定的。 2.2 给水度（μ） 给水度是指饱和岩土层在重力作用下，自由排出重力水的体积与该饱和岩土 层相应体积的比值。根据肇东市的实际情况，采用地下水动态分析法结合一般经 验值分析确定。经筛选，选取2眼地下水位埋深较浅、系列较长的潜水长观井水 位埋深资料，绘制降水量柱状图和同期地下水位埋深过程线图。经计算1号井μ 值为0.027， 2号井μ值为0.029。 2.3 多年平均降水入渗系数（α） 多处平均降水入渗系数为多年平均降水入渗补给地下水的水量与多年平均降 水量的比值。本次调查中采用地下水动态分析法，结合黑龙江省一般经验值进行 分析确定。计算中各区域的多年平均年降水量是利用1956～1997年多年平均降 水量等值图，采用面积加权平均法求得。经计算分析，得出肇东市各区域多年平 均降水入渗系数成果。 2.4 地下水水力坡度（I） 地下水水力坡度是指沿渗透途径水头损失与相应的渗透长度的比值。在根据 地下水动态观测资料绘制出肇东市潜水等水位线和承压水等水压线的基础上，通 过计算求得。 2.5 渠系渗入系数（m）、渠灌田间渗入系数（β） 渠系渗入系数为渠道水渗入补给地下水的水量与渠首引水量的比值；渠灌田 间渗入系数可利用渗流理论公式及渠系有效利用系数计算确定；渠系渗入系数和
地下水文地质勘查及地下水资源评价
地下水文地质勘查及地下水资源评价 地下水是指地下岩层中可以被人利用的水资源，包括不同深度和不同形态的地 下水层。地下水具有储量大、质量稳定、水质优越等特点，因此在水资源的开发利用中占有重要地位。地下水资源的勘查和评价是保障水资源合理利用和科学管理的基础。本文将从地下水文地质勘查和地下水资源评价两方面来探讨地下水资源。一、地下水文地质勘查 地下水文地质勘查是指在特定目的区域内，通过野外资料采集、勘查钻探和探 测测量等方式，对岩石圈各层次特征及其中的水文地质条件进行综合研究，以确定地下水的存在条件、分布特征、储量和品质等，为地下水资源的合理利用和管理提供可靠的依据。 地下水文地质勘查一般分为地质调查和水文地质调查两个部分。其中地质调查 主要是为了确定区域内的地质情况，包括地层岩性、构造特征和地质构造形态等，这些对于地下水的储存与运移具有重要影响。而水文地质调查则是针对地下水而言的，主要考察区域内的降雨规律、地下水文分区、渗透系数、水质和水量等指标。在水文地质勘查中，还需要进行钻探和探测测量，以获取更精确的数据，并根据这些数据进行地下水资源潜力和评价。 二、地下水资源评价 地下水资源评价是对区域内地下水资源进行评价分析，从地下水储量、水质、 可持续性等方面进行综合评价，以确定各地下水层的开发利用潜力和资源节约型的科学规划。地下水资源评价的目的是为了保证地下水的合理开发利用，避免对环境的破坏和对地下水资源的过度开发。 在地下水资源评价中，需要考虑的因素比较复杂。一方面需要考虑地下水储量，包括地下水层的厚度、面积、绝对存储量和相对存储量等。另一方面还需要考虑地下水的水质，包括地下水裸眼观察情况、水温、pH值、物理性质和化学性质等。
水文地质勘查技术：补偿疏干法
任务十地下水资源量计算 八、补偿疏干法 （一）方法原理及适用条件 补偿疏干法：是在含水层有一调蓄能力地区，运用水量均衡原理，充分利用雨、洪水扩大可采量的一种方法。 补偿疏干法主要适用于含水层分布范围不大，但厚度较大，有较大的蓄水空间起调节作用的地区，并且该地区仅有季节性补给，旱季无地下水补给来源，雨季有集中补给，补给量充足，含水层介质渗透系数较大，易接受降水和地表水入渗补给，如季节性补给的河谷地区，局部块状岩溶发育地区。 用补偿疏干法计算评价地下水资源量时，必须满足二个条件： 1、可借用的储存量必须满足旱季连续开采不能中断； 2、雨季补给量除了满足当时的开采外，多余的补给量必须把旱季借用的储存量全部补偿回来。 （二）计算方法和步骤 1、计算旱季最大允许开采量 1
（1）通过旱季抽水试验求得单位储存量uF 抽水时的水均衡式为：Q 旱抽 =μFΔS/Δt 则：μF = Q 旱抽*Δt/ΔS = Q 旱抽 *(t 1 - t )/ (S 1 - S ) （2）计算最大允许开采量。 Q 开=μF(S max - S )/ (t 旱 - t )≈μF(S max - S )/ t 旱 旱季末的疏干体积：V 疏干=Q 开 * t 旱 =μF(S max - S ) 用上式求得的旱季最大的允许开采量可保证旱季连续开采而不中断，但不一定有补给保证。 2、计算雨季的补给量 根据旱季延续至雨季抽水试验资料，求出水位回升的速率ΔS/Δt，则雨季的补给 水体积为：V 补= （Q 雨开 +μF*ΔS’/Δt’）t 雨补 *γ 把雨季补给的水体积分配到全年使用，则得全年的平均补给量Q补为： Q 补= V 补 /365 = （Q 雨开 +μF*ΔS’/Δt’）（t 雨补 *γ）/365 雨季补给时的补偿体积V 补偿 为： V 补偿= V 补 - V 雨开 =（μF*ΔS’/Δt’）t 雨补 *γ 3、允许开采量评价 根据上述计算旱季最大允许开采量和雨季补给量，则可进行评价。如果Q 补≥Q 开 ， V 补偿≥V 疏干 ，则以计算的Q 开 作为允许开采量；否则，以Q 补 作为允许开采量（可开采量）。例：某水源时的含水层为厚层灰岩，呈条带状，面积10km2。灰岩分布区有间歇性 河流通过，故岩溶水的补给来源主要是季节性河水渗漏和降雨渗入。为了评价地下水允许开采量（可开采量），在整个旱季做了长期抽水试验，一直延续到雨季，试验资料 2
黑龙江省巴彦县皮草产业园地下水资源储量评价
黑龙江省巴彦县皮草产业园地下水资源储量评价 摘要：介绍了黑龙江省巴彦县皮草产业园地下水的基本情况，分别从地形地貌、水文地质条件等方面对地下水资源储量进行评价。皮草产业园地下水总补给量为3.12×104m3/d，总排泄量为3.11×104m3/d，地下水储存量为3.18×108m3。采用 开采系数法进行计算地下水允许开采量为2.65×104m3/d。 关键词：巴彦县；皮草产业园；地下水；储量评价 1水文地质概况 1.1地形地貌 巴彦县土地资源较为丰富，总的地势由东北向西南逐渐降低，形成东高、西低、北岗、 南平、中部多丘陵的趋势，地理形状是北宽南窄呈“楔形”。海拔最高564.3m，最低110m。 县境内有大小山峰29座、河流14条。东北部为低山丘陵区，重峦叠嶂，森林茂密，海拔200～500m，成志沟南大山为全县最高点，海拔564m。南部是松花江冲积平原区，地势平坦，其间分布有少量沼泽、湿地，海拔120～140m。北部、西部是高平原，地势波浪起伏，海拔120～140m。 1.2水文地质条件 1.2.1地下水形成条件与赋存规律 巴彦县地处松嫩平原东部，这一特定的自然地理与地质环境决定了该区具有平原区域水 文地质特征，区内地表河水的补给量少，仅有泥河、漂河等河流在丰水季节能够补给地下水。因此，该区地下水补给以大气降水入渗补给和侧向径流补给为主。 本区东部发育中生代侏罗世华力西晚期花岗岩，且直接出露地表，岩石风化严重，为风 化带网状裂隙水赋存与运移提供了空间与通道。 本区中生代发育很厚的白垩纪地层，其岩石岩性以泥岩、页岩、砂岩、砂砾岩为主，砂岩、砂砾岩孔隙、裂隙为碎屑岩类裂隙孔隙水提供了储存及运移通道和条件。 第四纪堆积物的形成、分布和地貌形态以及整个第四纪地质发展史是严格受构造运动控 制的。第四纪以来本区缓慢沉降，沉积了近60~100m厚的上、中更新统的砂、砂砾石层与粉 质粘土层，从而决定了本区第四系松散岩类孔隙水分布广泛，在河谷漫滩区常呈现孔隙潜水—微承压水，在高平原区常呈孔隙承压水表现形式，是区域上主要的含水建造。 1.2.2工作区水文地质条件 （1）含水岩组及富水性 皮草产业园地下水含水岩组主要为上部第四系松散岩类裂隙孔隙水含水层和下部碎屑岩 类裂隙孔隙水含水层。 第四系松散岩类裂隙孔隙水含水层主要岩性为中砂、粗砂、中粗砂、砂砾石和砂卵石， 含水层平均厚度为38m。含水层顶部覆盖薄层粉质粘土与淤泥，一般厚度为3~6m。下部碎 屑岩类裂隙孔隙水含水层岩性以砂岩为主，包括细砂岩、粗砂岩和砂砾岩等，顶板平均埋深 为42m。
地下水补给量的分析与计算
地下水补给量的分析与计算 一、引言 地下水补给量是指地表水或大气降水通过地表径流、壤中流、地下径流等方式渗入地下含水层的水量。地下水补给量的分析与计算对于了解地下水循环规律、合理开发利用地下水资源、防治地下水污染等具有重要意义。本文将对地下水补给量的分析与计算进行探讨。 二、地下水补给量的影响因素 1.气候条件：降水量、蒸发量、气温等气候因素都会影响地下水的补给量。在 湿润地区，降水量较多，大气降水是地下水的主要补给来源；在干旱地区，蒸发量大，地下水的补给量相对较少。 2.地形地貌：地形地貌对地下水的补给量有显著影响。在山地区，地下水的补 给量主要取决于山坡的坡度和植被覆盖程度；在平原区，地下水的补给量主要取决于土壤质地、地形起伏和河流泛滥等情况。 3.地质条件：地质条件包括地层岩性、地质构造、土壤类型等。不同岩性的地 层对水的渗透性不同，直接影响地下水的补给量。地质构造如断层、褶皱等也会影响地下水的流动路径和补给量。 4.水文条件：河流、湖泊等水体对地下水的补给量有重要影响。河流泛滥期 间，洪水会渗入地下含水层，增加地下水的补给量。此外，与地表水体相连的湿地和水塘等也有助于补充地下水。 三、地下水补给量的计算方法 1.直接测量法：在已知径流条件和土壤参数的情况下，可以通过在地下水出口 设置水尺或使用水位计直接测量地下水位的变化，从而计算地下水补给量。 此方法适用于长期观测和计算相对准确的补给量。
2.间接推算法：在缺乏长期观测数据的情况下，可以通过调查土壤湿度、测量 土壤导水率、分析气象资料等方法间接推算地下水补给量。此方法需要多个参数和假设条件，结果可能存在误差。 3.水均衡法：水均衡法是一种通过比较一定时间段内输入和输出地表水体的水 量来计算地下水补给量的方法。输入水量主要包括降水、灌溉水等，输出水量主要包括蒸发、地表径流、地下径流等。此方法需要大量数据支持和较为准确的计算模型，但结果相对可靠。 4.同位素法：同位素法是一种通过分析地下水中氢、氧等元素的同位素含量来 判断其来源并计算补给量的方法。此方法需要较高水平的实验室设备和专业技能，但结果较为准确。 5.数值模拟法：数值模拟法是一种通过建立数学模型模拟地下水流动和补给过 程的方法。此方法需要大量参数支持和较高水平的计算机技术，但可以为复杂地形和地质条件下的地下水补给量计算提供较为准确的预测结果。 四、结论 地下水补给量的分析与计算对于水资源管理和环境保护具有重要意义。在实际工作中，应根据具体情况选择合适的计算方法，以提高地下水补给量计算的准确性和可靠性。同时，加强地表水文观测和地下水位监测工作，为地下水资源的合理利用和管理提供科学依据。
水均衡法评价地下水补给资源量作业
水均衡法评价地下水补给资源量作业 班级 _________________ 学号 ________________ 姓名 _____________________ 成绩 某研究区为一个完整的地下水系统，含水层由第四系松散的砂砾石层组成。面积为 1000km 2，地下 水主要接受降雨入渗和山前侧向补给。具体为：西部边界为山区地下水侧向补给边界，东部为地下水排 泄边界（向河流）， 南北为隔水边界。根据水文气象资料，均衡期为 1995年7月~1996年6月（一个水文 年）。在均衡期内，降雨量为 450mm ，地下水侧向补给量 2500 104m 3，降雨入渗补给量为 11250 104m 3, 地下水通过东部 边界向河流的排泄量为 6000 104m 3,人工开采量为12000 104m 3。（该图为示意性图） 请完成如下问题： 1.写出该地区地下水均衡方程式; 2. 还是负均衡；
3.根据下面给出的历年降雨量资料，计算累积频率，填入下表，并根据表中的数据，绘制降水量频率曲线，在图 中，标出丰水年、枯水年，平水年及计算年对应的降水量；指出本均衡年降水量是丰水、枯水还是平水年 4.假设该地下水系统西部边界侧向补给量为一个稳定值（即不随降雨量变化），降雨入渗补给量随降雨多少变化，已知研究区内降雨入渗平均补给系数为0.25 ;请计算丰、平、枯年份对应的降雨量条件 下的降水入渗补给量；填入下表：
5. 根据下面的公式，计算多年平均地下水补给量，并将数据填入上表 多年平均地下水补给资源量： 式中：Q b ――多年平均地下水补给资源量（ m 3/a ）； Q f 、Q p 、Q k ――分别为丰水年、平水年、枯水年 的地下水补给资源量 （m 3/a ）； n i 、n ?、门3――分别为丰水年、 平水年、枯水年在观测资料年中出现的次数。 某区历年降雨量频率分析曲线图 Q b 二 n i Q f n ?Q p gQ k n n 2 n 3 降雨量（毫米）
(整理)地下水评价
前言 《地下水资源量及可开采量补充细则（试行）》（以下简称《补充细则》）是根据《全国水资源综合规划技术大纲》（以下简称《大纲》）和《全国水资源综合规划技术细则（试行）》（以下简称《细则》）有关地下水资源量评价和地下水可开采量评价部分的要求，由我院组织编制的，目的是为《大纲》规定的有关要求提供必要的技术方法，以补充所发《细则》的不足。 为叙述上的便利，本《补充细则》在六～九及十一各部分提供的技术方法除特别指明者外均是针对矿化度M≤1g/L和1g/L＜M≤2g/L范围的浅层地下水。 本《补充细则》内容包括：有关地下水和地下水资源量及地下水可开采量等概念的界定；要求详细调查统计的基础资料；各级类型区的划分技术方法；各水文地质参数的影响因素及确定方法；各项补给量、排泄量、浅层地下水蓄变量、地下水资源量及地下水可开采量的计算方法；各成果图件的编图说明及参考图例；各成果表的表式样、填表要求及各量纲单位、精确位数、尾数取舍要求。 由于我国疆域辽阔，各地的自然条件和必要的资料条件差异都很大，本《补充细则》列举的技术方法难以充分满足各地的特殊情况和问题，因此，在不违背《大纲》要求的前提下，允许制订和采用其它技术方法。此外，由于我们经验不足，《补充细则》中有些要求尚缺少充足的分析研究依据，有些方法应用还不广泛，还可能存在不当甚至错误之处，因此，希望各地将那些在实际工作中发现的问题，及时函告我院，以便修改、补充、更正。 水利部水利水电规划设计总院 2002年10月 一、地下水和地下水资源量及可开采量的概念 1．本次规划中的地下水是指赋存于地表面以下岩土空隙中的饱和重力水。赋存在包气带中非饱和状态的重力水（即土壤水）以及赋存在含水层中饱和状态的非重力水（如结合水等），都不属于本次规划界定的地下水。