∫ ∫ Ha
Ha+ △H
Wab= HBH( z) dz- Hb+ △HH( z ) dz
设 f ′( z) = H( z)
则 uab= △lHim→0= H( Hb) - H( Ha ) 当土壤成层分布时, 已知各层土壤的水分特征曲
线, 则不难求出一定地下水埋深时各层土壤释水时的
给水度。若地下水位以上共有 n 层土壤, 自上而下层
在地下水资源平衡计算、潜水动态预测、浅层地 下水 可开采量计算、农田排水沟、暗管沟 深、间距 计 算、农田灌溉与排水计算、灌溉入渗补给系数、降雨入 渗补给系数等水文地质参数计算, 以及与地下水有关 的各类研究中, 给水度不仅直接影响到计算与研究成 果的可靠性, 而且参数还具有易于进行地区综合和移 用的特点。随着水资源的日益紧张和地下水资源的大 规模开发利用, 人们开始致力于研究给水度的影响因 素和确定方法。 1 给水度影响因素分析 1. 1 地下水埋深对给水度的影响
状况并不相同。特别是把 E 用 L$ h 代替, L为常值的 做法使得地中渗透仪观测的 E 并不等于利用动态资 料 L×$ h 的计算值。因此, 此法因给水度为变值而失 去了存在的基础。 2. 2 变值给水度研究及测定
( 1) 实际开采量法确定给水度 实际开采量法是利用实际开采量与因开采引起
的地下水位下降幅度来推求给水度,
水能力即为给水度。L=
V V
水 土
×V
水
Wn-
W0
(
2) 在有蒸发无入渗时, LE=
V
水+ V土
V
E,
V
水
=
Wn-
W0, 此时土壤的给水能力只能称为有蒸发时土壤饱和
差。
(
3) 在有入渗时, L入=
V
水- V V土
入
,
此时土壤的给水
能力只能称为有入渗时土壤饱和差。
根据上述分析, 在同样条件下, 土壤释放重力水
用 L=
W △H×F
×
10- 6计算。此种方法在较大范围内集中开采, 在布井
较均匀, 控制范围相同条件下, 利用开采水量与区域
平均地下水降幅来计算给水度。所计算得到的给水度
为平均降深时的给水度, 是一随着地下水埋深而变化 的量。
由于考虑岩性、地下水埋深等主要影响给水度的
因素, 且是利用大面积地下水开采试验所得, 因此可 应用于生产实际, 用作区域内平均给水度。此法采用 大面积均匀开采试验, 要求试验条件较高, 有些灌区 开展如此规模的试验, 困难较大。
下水埋深 Z 时的土壤给水度等于饱和含水率 Hs 与土 水势 h= - z 时含水率 H( h) 的差值。 1. 2 土壤质地对给水度影响
土壤质地对给水度的影响主要有三个方面, 即土 壤矿物成份、颗粒大小、颗粒级配及分选程度。空隙情 况不同的矿物成份, 对水分子间吸附力不同, 吸附力 大的给水度小, 吸附力小的给水度大。土壤颗粒大小、 颗粒级配及分选程度则从两方面影响给水度: 一是吸 咐的水量不同, 颗粒小吸附的水多, 相应的给水度小; 颗粒粗吸附的水少, 给水度大; 二是颗粒大小、级配及 分选程度不同, 其空隙就不同。空隙情况包括空隙度 的大小、空径的大小与空隙连通情况。据研究, 给水度 大小与空径的大小及空隙连通情况密切相关。 1. 3 地下水位下降速度对给水度影响
的体积之比值。
即: u=
(
W1$2 -
W2 $ 1) F
×10-
6
此法应对流域排出的地下水量, 地下水位变化进
行精确测定。由于测定范围较大, 且难以掌握地下水
库蓄变量的精确数据, 在实际生产中较难应用。
[ 关键词] 给水度; 测定方法; 研究 [ 中图分类号] S152. 7 [ 文献标识码] A [ 文章编号] 1004- 1184( 2003) 04- 0221- 03
Study on Measurement Method of Specific Yield
L iu Xuejun ( Ning xia Instit ute o f Wat er Reso urces Yinchuan 750021 Ning xia) Abstract: T he paper co mpr ehensive analyzes t he f act ors t hat inf luenced t o specif ic yield and evaluates the research method o f specific yield. Combining w it h the experiment , it also put s for w ar d some w ays t o measure t he variable value o f specific yield exactly in pract ice. Key words: specif ic y ield, measurem ent m et hod, research
水度。
此法在抽水过程中, 所抽水量一部分来源于地下 水位降落, 也即是形成漏斗前蓄存于漏斗土体中的水
量; 另一部分来源于因形成漏斗, 外部向漏斗的渗流。
当漏斗达到稳定时, 所抽水量已全部为漏斗区域范围 以外渗流。因此, 机井的抽水量不完全来自于疏干漏
斗释放的水量, 它将大于真实土体疏干释放水量。由
此计算得到的给水度将大于给水度真值。此外, 由于 抽水形成的疏干漏斗范围较大, 很难把握疏干漏斗是
2 00 第 25
3 年 12 卷 第
月4 期
G
地下 水 ro und wa
ter
Dec. , 2003 Vo l. 25 N O . 4
给水度测定方法研究
刘学军, 扬维仁 ( 宁夏水利科学研究所, 宁夏 银川 750021 )
[ 摘 要] 本文对影响给 水度的因素进行了 综合分析, 对给水度研究方 法予以评 价, 结合 试验研究, 提出了 在生产实 际中精 确测定变值给水度的方法 。
土壤的释水量等于水位变化前后地下水面以上 土壤剖面含水量的差值, 而土壤的含水率分布又决定 于土壤释水时的水分特征曲线的形状。因此, 土壤的 释水量可以根据土壤释水的水分特征曲线确定。土壤 的给水度等于饱和含水率与负压相当于地下水埋深 时的土壤含水率的差值。当地下水位下降 $ h 后, 所释 放的水量等于水位变化前后自地下水面画起的水分 特征曲线间所包含的面积。由此可见, 随着地下水埋 深的加大, 释水量相应增加, 如水位下降至一定深度 $ h 时, 释水量 We 与 Wd 基本相等, 此时的给水度达 到极限值, 其值将不再随埋深的加大而增加。任一地
件较多, 实际条件很难达到理想化的要求, 因此误差
较大。据笔者进行抽水试验测定, 采用不同观测孔资 料, 配线结果相差数倍以上。而且同一试验资料, 配线
结果因人而异, 相差较远。
( 4) 地下水动态资料推求给水度
通常利用潜水蒸发经验公式: E= E0
1-
△ △0
n
由于 E = L×$ h 则有△E0h=
( 3) 退水曲线法 利用河川基流退水及地下水动态资料推求流域
的给水度。对一个流域来讲, 地下水主要排泄途径为 潜水蒸发和河道排泄。在雨期和降雨过后的一段时间 内, 由于包气带含水量较大, 潜水蒸发一般很小。这时 引起地下水位下降的主要原因是地下水向河道的排
泄, 可通过河川基流退水过程推求给水度。给水度 u 可表示为地下水库的蓄变量与相应的地下水变幅带
入渗补给量: P r= P - EP- P S - RS
由于次降雨入渗补给量 Pr = u ×$h, $h 为流域
平均地下水变幅, u 为浅水变幅带流域平均给水度。
则: u-=
P-
Ep- Ps$h
Rs
此法应对地表径流、雨期潜水蒸发以及降雨蓄存
在土壤中的水份进行监测。地表径流可通过径流场测
得, 土壤蓄水量可通过降雨前后土壤水的变化测定, 潜水蒸发可在潜水蒸发试验场测得。此法易于掌握, 计算得到的给水度反映了各主要参数的影响, 可用于 生产实际。
否稳定, 为此种情况下的给水度确定也带来较大的误 差。由于给水度的影响因素较多, 而此种方法对其考
虑甚少, 因此, 在实际生产应用中, 利用此法确定给水
度也将带来较多的实际操作困难和问题。
( 3) 抽水试验配线法
根据非稳定流理论, 通过非稳定流抽水试验, 采
用配线法或图解法推求给水度。由于泰斯公式假定条
[ 收稿日期] 2003- 08- 14 [ 作者简介] 刘学军( 1965- ) , 男, 宁夏中卫人, 副研究员, 主要从事水资源和节水灌溉研究 。
221
第 25 卷 第 4 期 地下水 2003 年 12 月
1. 4 蒸发、入渗对土壤释水性能的影响 在地下水位保持不变的情况下, 地下水面以上土
厚为 L 1、L 2. . . . . L n , 且有 L 1+ L 2+ . . . . . L n = H, Hi
为第 i 层土壤的水分特征曲线, 则地下水埋深为 H 时
n
i
i= 1
的 给水 度 u = ∑ Hi H - ∑L j - Hi H - ∑Lj ,
i= 1
j= 1
j= 1
适用于上粗下细的土层。
1 L
1-
△ △0
n
通 过 绘制
lg
△h E0
～ lg
△ 1- △0
或 △h ～ E0
1-
△ △0
n
曲线图解推求给水度。
计算给水度的基础是潜水蒸发经验公式。由于潜
水蒸发经验公式是根据地中渗透仪观测资料建立的,
地中渗透仪观测的潜水蒸发资料与自然条件的蒸发
第 25 卷 第 4 期 地下水 2003 年 12 月