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水资源评价方法
水资源研究》第25卷第2期（总第91期）2004年6月
平原区地下水资源评价方法综述
刘予伟金栋梁
长江水利委员会水文局，湖北武汉430010）
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
关键词：
平原区；地下水资源；评价方法；
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
1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：
（卩）
（a）（C）（m）
（3）（0）
1.1（卩）
（卩）
1的数值。
可通过简易测筒或地中渗透仪试验、
体积的比值，它是一个无因次大于零而小于
1.1.1简易测筒和地中渗透仪法
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。
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
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
1.1.2包气带剖面含水率法
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）△H
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mmi十）
W是饱和含水率。
AAB'
ABDC
ABCD（以
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
ABCDW
B间CCDD
BDFE根据实测资料作出图2后,mmi十）HAbcd则有给水度：
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
1.1.3回归分析法
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
降水入渗补给量=入渗系数X降水量X面积=aPF
侧向径流补给量=渗透系数X水力坡降X时段长X横断面=K1,AAt
人工开采量=区域开采地下水体积=V开
潜水蒸发量=给水度X地下水位降深X面积=卩△HF
侧向径流排泄量=渗透系数X水力坡降X横断面X时段长=KJ2AAt
故有：
水量变化=收入-支出
□△HF=aPF+KI1AAt-V开-HF-K212A2△t
（2）
卩为区域地下水变幅带平均给水度；
△H
△t时段内，区域平均地下水变幅；
Fa
P
△t
K1、
K2
A1、A2
11、I2
△t
时
△t
V开F
△t
时
△h△t
将式⑵除以（卩F）得：
aK1A!
Jt
1V开
K2
P（亠
）-
（
-）-汕）（3）
F
」F
h开h入、h出分别为地下水流进流出的单位渗透模数，都以mm计。
△HP、h开h入、h出、△h
H=IP—Jh开：
訥入一Jh出一；：
°⑸
ao
ai、a2、a3、a4
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
h入和h出可略而不计，则上式变为:
■:
ih=IP—开；:
o（6）
△h1,故可移至左端，这样式（5）
当埋深较大时，潜水蒸发可略而不计，则式（6）为：
:
厂=;：
iP—Jh开•（7）
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：
■V「=一:
：
2h开■.:
0（8）
式（8）
1
卩=—
；2
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，现卩实际上给水度是随地下水埋深而变的，
在埋深0.2m以内为最大值。
大于1.0m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。
1.2（a）
（a）
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。
（Pr）（P）的比值，即:
「二Pr/P二叫:
）」h/P（9）
式中
aPr为时段降水入渗补给量，（mm）;
P（mm）;
（mm）;
影响a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，
a
a
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，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
1.2.1地下水动态资料分析法
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:
（10）
Q开一Q河-Q側±卩AHPc—
FP
Q河为河道渗漏补给量；Q側为侧向补给量；卩
FP
采用多元回归分析法（见给水度分析确定部分）
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
a
1.2.2补偿疏干法
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：
V#=V开-V河-V側+卩△HF
V年二刀V补
a年=V年/FP年
式中V补为时段降水入渗补给量；
V年为年降水入渗补给量；
V河为时段河道渗漏补给量；
V側为时段侧向补给量；
△H
1.2.3岩溶区降水入渗补给量的推求
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
例如：
山东东平县中套泉，泉域面积11.875km\+2.泉域北部有洪坡积粘土和亚粘土覆
盖厚度达4m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
53.1148.5mm。
7月30日泉水开始外流。
至1984年4月17日止，泉域总降水
量471.5mm测得泉水溢出量为48.62万nt在此期间，调查到引用泉水灌溉及人畜饮用共耗水42.11万m,因此泉水总溢出量为90.73万卅。
由此计算得：
4
90.73X10
c—6—0.16
0.471X11.875X10
覆盖土层厚度大于值如下：
4m的面积2.7km（a'=0.13），则张夏灰岩区a
6
907300-0.4712.7100.13
6
0.471（11.875-2.7）10
1.2.4降水入渗系数的修正
a次值，几乎没有实用价值，所以
P—
PrP
P
（11）
Pr
（mm）
P
（mm）;
P
（mm）;j
a
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
P=20〜30mm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
1.2.5降水入渗补给与有关因素的规律分析
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。
（a）（P）Pr（P）
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）
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100mm寸，补给量为30mm
入渗系数为0.30;当降水量增加到200mm寸，雨强增大了，补给量也增加到50mm但补给
系数却减少为0.25
（3）前期土壤含水量对补给量的影响。
在降雨入渗补给量形成过程中，由于包气带土壤具有毛管力和分子力，产生了对入渗水量的吸收作用。
前期土壤含水量越大，土壤具有的吸
力越小，土壤对下渗的吸收量越小，入渗补给量越大。
即前期土壤含水量与降水入渗补给量（补给系数）成正比关系。
从图8可见6月与8月降雨总量接近，但6月是旱季末，前期土壤含水量小。
而9月是雨季末，前期含水量大，故9月的降雨入渗补给量是6月份的2
（4）土壤岩性对降雨入渗量的影响。
由于各种土壤有不同的透水性和吸收水能力。
例如
砂性土壤的颗粒间空隙大、透水性强，因而入渗强度大，入渗补给量也大。
同时砂性土壤的吸力小，吸收的入渗降雨量也小，因此也增加了降雨入渗补给量。
如图9。
（略）
（5）植被对降雨入渗补给量的影响。
地面有植被时，截留了部分降雨量，另一方面植
物根系层有较高的持水能力便于蒸发力的发挥，从而减小入渗水量如图10。
（略）
（6）第一次全国水资源评价时曾采用的降水入渗系数值。
第一次全国水资源评价时，
对降水入渗补给量曾做了很多实验和分析研究工作，取得的数据是比较合理的、适用的，其
成果见表2。
（略）
1.3（C）
（C）££0（压01型蒸发器
的成果）C=£/£0。
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苏联C-
维里扬诺夫经验公式：
△
；=；0（1…）（12）
-0
式中£为潜水蒸发量；£0水面蒸发量；△、△0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
由（12）式可知，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。
据安徽五道沟1965〜1980年历年同
期平均有、无作物影响的潜水蒸发量£与潜水位埋深△的关系如图11。
（略）由图可知，在作
物蒸腾影响下最大潜水蒸发量不在△=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）△,，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A-1以浅时，蒸
腾量减小，潜水蒸发£则随地下水埋深A的增大而增加。
当△达到A-1时，£达到最大值，尔后则随△的增大而减小。
从图11还得知，安徽淮北平原砂姜黑土（亚粘土）在作物生长茂盛时期潜水埋深A=0.15m（12）
在田野，长年无作物或野草覆盖的情况是极少见的。
所以研究潜水蒸发规律必须考虑植物的蒸腾蒸发作用，应采用地表有植被的实际情况。
但也应考虑田间换茬整地、播种、出苗
及幼苗生长期，地表基本为无植被的状况。
因此无植被覆盖条件下的潜水蒸发规律也是应该
£、月份M气温T3变量点绘如图12（略）。
从图12可见无作物时为单一关系；有作物（即种大豆和小麦）时，按月份或作物生长
&〜M-T3变量间构成一个“8”字绳套关系。
另据该站历年资料统计，8月种
14.7mm/日，而无作物时仅为1.7mm/
淮委水科所张朝新根据水汽压力差与水面蒸发关系密切的规律，把它移用到潜水蒸发计算中来。
潜水通过土壤毛管作用和植物根系吸水作用把地下水输送到蒸发面，由液态转化为汽态，当表土的水汽压力与地表空气中的水汽压力产生压力梯度时，土壤中的水汽向空气中扩散，便发生了潜水蒸发。
这种汽化速度的大小与空气湿度有关，湿度大，水汽压力差小，汽化速度慢，潜水蒸发小，反之则大。
因此水汽压力差与潜水蒸发关系很密切。
如图13所示。
从图13可见，在一定地下水深度里，水汽压力差与潜水蒸发呈正比关系，但种植作物后，呈
曲线关系。
如果用水汽压力差和水面蒸发与水汽压力差的比例关系的乘积作参数，可得潜水蒸发计算式：
n
Eg7（h-b）—
-二e
（13）
Eg为潜水蒸发量，
（mm）h
（m）
△e（mb）;
a
（mm/mb）
入
b
1,有作物为2
n
a
0.5
Eg/△e=0.5,那么△e=2Eo
aE。
作参数，其计算精度也可
以大大提高。
因此式（13）
可以改写为：
Eg詁（hb）」E°
（14）
K=入a
（13）变为
:
E。
=K（h亠b）』.le
（15）
用1966〜1986年平均潜水蒸发量和水汽压力差累积值建立关系，经数学处理后以年为计
算时段的关系式为：
4.35.
Eg=0.5（h1）.：
e（16）
有作物Eg=8.5（h-2）J.9^'：
e（17）
其线型关系和图14以月为计算时段求得主要参数如表3。
（略）
和以水面蒸发为参数的同类公式相比，在公式参数的关系图上，此式的点群分布离散小,
入nK
第一次全国水资源评价时曾使用过的潜水蒸发系数列如表4
C
河北高寅堂考虑到借用他处的水文地质参数，可能出现较大误差。
因此提出利用本地区长观
（1）
（2）
Pc
（3）在埋深过程中选择水位变化不大的平稳线段，水位平稳表示这一时段内的降水入渗量与潜水蒸发量相等，两者互相抵消。
统计这时段内的降水总量
C=Pc/Eotc。
t;统计下降段内
和历时tc。
Pc/tc即为潜水蒸发率，除以相应的平均水面蒸发率即为潜水蒸发系数
⑷
的
降水量P;量取每段的水位落差△H,便可算得给水度卩：
空t_P
tc
c（18）
在秦皇岛市内某长观井，其地层为亚砂土，地下水位埋深0.44〜1.15m。
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21d,其间降水量累加为Pc=17.5mmPc/tc=0.833mm/d
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）
1.4
（m）
（m）
（Q渠系）
（Q总引）
m=Q渠系/Q总引
（n）
（Y）
m=y（1-n）
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,
多,
1.5（0）（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
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（0）（T）区别不同岩性选用。
对于
（0）T
2地下水资源量的计算方法
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
2.1各项补给量计算
2.1.1水稻田、灌溉入渗补给量
Q1二F水田T（19）
为了将降水入渗量与灌溉入渗量分开，可采用下式:
2.1.3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a
2.1.4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：
Q4二W/F水田（23）
Q0W
额；F水田
2.1.5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：
Q5
二KIALT
（24）
Q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,
A为河道或湖泊周边垂直地下水流方向的剖面
面积；L
T
2.1.6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：
Q6=Vm二Vr（1-）（25）
QVm为渠系渗漏综合补给系数；丫修正系
n为渠系有效利用系数。
2.1.7山前侧向补给量
2.1.8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：
Q8二（26）
QMF
2.1.9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:
2.2.2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网密度及其间距。
典型的平原河网渗流排泄如图16所示。
河道排泄量的计算公式如下：
Q河排
q
Q河排=qLFT
（32）
L
F
T
22
H-h
q=K
（33）
2b
Kb为地下水分水岑到排水基准点的水平距离；
H为分水岑处含水层的计算厚度；
h
Hh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1阶段制作二向均质模型，其试验成果
（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
⑵
（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。
（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
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
△h=H-h决定于分水岭到排水基准点的距离，即
b
从表6和表7h10h>10AH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
（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粘土、亚粘土、亚砂土。
地下水位埋深有0〜1、1〜2m和大于2m几种不同分布。
地下水位高于邻
近地表水位0.5〜2.5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
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
△h<0.5m,b<50m的情况下，h=12△h对于洞庭
△h<1.2mb<100mh=10Ah
个地区的补给量和排泄量计算成果列于表8
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
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）
2.2.3
（34）
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
Q农开~CR1农开T
I农开为农村人均用水定额；T参考文献：
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