地下水补给量和排泄量的确定李恒太河北工程大学水电学院河北邯郸056021摘要：在地下水资源评价过程中，不管采用什么方法，其补给量和排泄量的确定是必需要完成的工作，本文就地下水的补给量和排泄量的确定进行了详尽地阐述。

关键词：地下水；补给量；排泄量；基流；越流地下水是人们赖以生存和使用的主要资源之一，但是存在于地下的水究竟有多少？又有多少能供我们利用？人们为了探究此问题，水行政管理部门专门组织专业技术人员进行定量评价与计算，在评价计算过程中，不管采用什么方法，不管其方法多先进，都得确定地下水补给量和排泄量，可见地下水补给量和排泄量的确定在地下水评价中的重要意义，因此，下面将详述地下水补给量和排泄量的确定。

1 地下水补给量地下水的补给来源主要有大气降水、地表水、凝结水、其他含水层（或含水系统）的水、侧给补给、人工补给、融雪水和融冻水等。

1.1大气降水入渗补给地下水降水入渗补给量是指降水（包括坡面漫流和填洼水）渗入到土壤中并在重力作用下渗透补给地下水的水量。

降水入渗补给量一般采用下列方法确定。

1.1.1 地中渗透仪法地中渗透仪是测量降水入渗量、潜水蒸发量和凝结水量的一种地下装置，该装置通过导水管与给水设备相连接的承受补给和蒸发的各种土柱圆筒和测量水量的马利奥特瓶组成，也称为地中蒸渗仪、地中渗透计。

该仪器在各地的地下水均衡试验场中被广泛应用。

由于该法测得的潜水蒸发量和降水入渗补给量虽然是实测值，但仍很难如实模拟天然的入渗补给条件。

其中，潜水面的埋深对潜水补给量有很大影响，同样，对潜水蒸发量也有一定影响。

潜水面在雨季因降水入渗补给而升高，旱季因蒸发排泄而降低，处于连续不断的变动中，而地中渗透仪的每一圆筒中的潜水面都是固定的，因而其实测结果的可靠性还有待进一步证实，且此法只适用于松散岩层，使其应用受到限制。

其结构装置如图1.1所示，工作原理如下：首先调整水位管14，使其内水面与渗透仪中的设计地下水面（6，相当于潜水埋深）保持在同一高度上。

当渗透仪中的地柱接受降水入渗或凝结水的补给时，其补给量将会通过导水管2流入接渗瓶15内，可直接读出补给水量；当土柱内的水面产生蒸发时，便可由水位调整管14供给水量，再从马利奥特瓶13读出供水水量（即潜水蒸发消耗量）。

1.1.2 有限差分法该方法是利用同一剖面上三个观测孔水位资料，按有限差分方程式计算降水入渗量Q 雨渗。

B图1.2 同一剖面上观测孔的水位变化图如图1.2所示，其有限差分方程为：()()()()⎥⎦⎤⎢⎣⎡-+--++∆-∆=----21111121222l H H h h l H H h h l l t K H Q C B C B B A B A B μ雨渗 （1） 式中：Q 雨渗为降雨入渗量；K 为渗透系数；μ为给水度；Δt 为两次时间间隔；其它意义如图中所示。

1.1.3 泰森多边形法在典型地段布置观测孔组，并有一个水文年以上的水位观测资料时，可用差分方法计算均衡期的降水入渗补给量或潜水蒸发量，只要观测资料可靠，计算结果便有代表性。

如图1.3所示，其计算过程如下：∑=----∆∆=n i O i O i O i O r H H Tb t h F Q 1μ渗 （2） 式中：Q 渗为泰森多边形内的入渗量或蒸发量，m 3/d ；F 为泰森多边形面积，m 2；μ为给水度（无量纲）；Δt 为中央孔在时段的水位变幅，m ；T 为导水系数，m 2/d ；H i 、H o 为i 号孔和中央孔O 的水位，m ；b i-o 、r i-o 为中央孔和周围各孔之间过水断面的宽度和距离，m 。

图1.3 泰森多边形示意图1.1.4 利用降水前后地下水观测资料估算这种方法适用于地下水位埋藏深度较大的平原区。

根据降水前后的地下水水位观测资料，Q 雨渗可近似求得：Q 雨渗=μ（H max -H ±ΔHt ） （3） 式中：Q 雨渗为降水入渗补给量，m ；μ为地下水位变动带内的给水度（无量纲）；H max 为降水后观测孔中的最大水柱高度，m ；H 为降水前观测孔中的水柱高度，m ；ΔH 为临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d ；t 为观测孔水柱高度从H 变到Hmax 的时间，d 。

1.1.5 水量平衡法因大气降水主要补给潜水，根据质量守恒定律，建立研究区的潜水水量平衡方程，可确定降水入渗补给量。

潜水均衡方程为：A-B=μΔH （4） μΔH=（Q 雨渗+Q 河渗+Q 凝结+Q 侧入+Q 越入）-（Q 蒸发+Q 溢出+Q 侧出） （5）式中：A 为潜水的收入项；B 为潜水的支出项；μ为给水度；ΔH 为潜水位变幅；Q 雨渗为降水入渗补给量；Q 河渗为地表水入渗补给量；Q 凝结为凝结水补给量；Q 侧入为上游断面潜水流入量；Q 越入为下覆承压含水层越流补给潜水水量，若潜水向承压水越流排汇，则其前符号相反；Q 蒸发为潜水蒸发量（包括土面蒸发及叶面蒸腾）；Q 溢出为潜水以泉或泄流形式的排泄量；Q 侧出为下游断面潜水流出量。

451.1.6 降水入渗系数法降水入渗系数α是一个地区单位面积上降水入渗补给地下水的量与总降水量的比值则一个无量纲系数。

它不是一个常数，其值在0-1之间，并随空间和时间的变化而变化。

其地下水量可以用下式计算。

F P P r ⋅⋅⋅=-α110 （6） 式中，Pr 为降水入渗补给量（万m 3）；P 为有效降水量（mm ）；α为降水入渗补给系数（无因次）；F 为均衡计算区计算面积（km 2）。

有效降水量是指一次降水能实际形成地下水补给量的降水量。

根据多年降水系列资料，用皮尔逊III 型曲线进行频率分析，得出不同保证率（如P=50%, P=75%和P=95%）条件下的降水量，然后分别计算出不同保证率条件下的入渗补给量。

该方法的优点是应用方便，只要有径流和降水两项资料即能求得，但方法本身也存在着缺点和不足，例如在均衡方程中没有考虑包气带的作用，且当存在其他补排条件时但不能应用，因此只能是近似解。

1.1.7 水文学法在缺乏地下水长期观测资料，但有河流流量资料的地区，可用水文学方法推求流域平均的降水入渗补给量，主要有水文分割法。

降雨按照水流进入河道的路径可分为地表径流(直接径流)、壤中流(快速表层流)和基流(地下径流)三种。

洪水分析中经常需要将流量过程线分割成不同的径流成分，因而需要进行基流分割。

通过分割河流流量过程线把地表径流和地下径流区分开来的方法称为水文分割法。

目前对于基流分割存在许多方法。

总的来说，就我国而言，径流的划分主要有两步：先是从总径流过程中割去所谓的深层地下径流，采用的方法一般是取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯流量用水平线分割：然后再将剩下的径流划分为地面径流(又叫直接径流)和浅层地下径流，采用的方法一般是斜线分割法。

而国外的径流水源划分一般是将总径流直接划分为地面径流和基流两个部分，基流的分割方法有单线性水库法，双线性水库法、滑动最小值法、数字滤波法等。

1.1.7.1直线分割法直线分割法分为水平线分割法和斜线分割法。

要将流量过程线分割成部分流量过程线，首先需要判断地表径流开始点，即流量过程线与前期稳定基流消退曲线的分叉点，即图中a点。

接下来的关键就是要确定地表径流的终止点。

（1）水平线分割法从实测流量过程线的起涨点a作一水平线交过程线的退水段于e点，即把e点作为地表径流的终止点。

水平线ae就是该次洪水的地表地下径流分割线，ac线以下的就是基流。

（2）斜线分割法将同一流域上的多条流量退水曲线组合在一起，画在同一坐标纸上，使其下部重叠，这样得到的组合线的下包线即为标准退水曲线。

将标准退水曲线移绘到透明纸上，再将其覆盖到要分割的流量过程线的退水段上(注意比例尺要一致)，使横轴重合，然后左右平移使两者退水段尾部吻合，则两线开始重叠的时刻，就可以作为地面径流的终止点。

从实测流量过程线的起涨点a到地面径流终止点e连一斜线ae，ae线以下的即为基流。

另外．也可以用半对数退水曲线来确定地表径流终止点。

1.1.7.2参数分割法以地下径流形成的基本规律为基础，建立水库的蓄泄方程和水量平衡方程。

联立求解，推导出地下径流分割的计算公式，再进行参数的优选。

1.1.7.3滑动最小值法滑动最小值法由英国水文研究所提出，它将整个流量序列划分成以5天为一个单元的互不嵌套的块。

然后确定这些块中的最小值，采用一定的规则确定由这些最小值所组成的拐点，将各个拐点连接起来得到基流序列。

1.1.7.4滤波法滤波法为近年来国际上研究最为广泛的基流分割方法。

它试图通过数字滤波器将信号分解为高频和低频信号，相应地将径流过程划分为地表径流和基流两个部分。

1.1.7.5水文模拟法通常采用单一线性水库模型演算地下径流过程，也有用两个线性水库串联去分割河川基流。

1.1.8 水分通量法水分通量是指单位时间内垂直通过单位面积所传递的水量。

水分通量法是计算降水入渗补给量的一种重要物理方法。

该方法无需考虑水分在土壤中的实际运动过程，通过已知断面的水分通推求降水入渗补给量。

水分通量法一般是零通量面（ZFP）法和定位能量面法相结合使用。

1.1.8.1 零通量面（ZFP ）法零通量面是指在包气带中通过土壤水势梯度为零的点的水平断面。

此断面以上的水分全部消耗于蒸发蒸腾(土壤水分向上运动),该断面以下的水分全部消耗于补给潜水(土壤水分向F 运动),通过该断面的土壤水分通量为零。

零通量面随时间而变,并不固定。

由达西定律，土壤水分通量为：Z H h K q ∂∂-=)(，当0=∂∂Z H 时，q=0，即为零通量面，图1.4中的A 、B 两断面均为零通量面。

图1.4 土壤剖面水势分布及零通面应用零通量面法计算土壤水分通量时，在t1至t2计算时段内，根据零通量面的发育状况不同，可分为ZFP 稳定条件下的计算公式和ZFP 移动条件下的计算公式。

（1）ZFP 稳定条件下的的计算公式在t1至t2时段内，零通量面以下某一深度Z 处下渗量计算公式为：⎰⎰-=z z zz dZ t z dZ t Z D 00),(),(21θθ （7） 式中D 为t1至t2时段内在土壤剖面深度Z 处的下渗量。

（2）ZFP 移动条件下的计算公式零通量面随时间的变化实际上是移动的，ZFP 的位置是时间的函数，即Zo (t)。

它的发育受多种因素影响，所以，零通量面的位置是随时间不断地变化，在这种情况下，土壤下渗量的计算公式为：（8）1.1.8.2 定位通量面法 当土壤水分长期处于蒸发或入渗状态时，土壤剖面上并不一定存在零通量面，在这种情况下，若能己知某一断面上的土壤水分通量，则可利用己知断面通量，推求其它断面通量，这种方法称为己知通量法。

常用的己知通量法是定位通量法。

定位通量法与ZFP 法一样，它的理论基础仍然是达西定律和质量守恒原理。