---《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量的计算方法，并通过实例来评价其合理性和可靠性。

关键词：平原区；地下水资源；评价方法；综述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2 g/L的多年平均淡水资源，以现状条件为评价基础，以水均衡法为主评价出各项补给量和排泄量。

1 含水层参数的确定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。

现将上述几种含水层参数的确定分述如下。

1.1 潜水变幅带给水度 (μ)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。

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。

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。

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。

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)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)。

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 ，W r 值是田间持水率， W n 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 mm 计)，设其含水量为 H ABCD ，则有给水度：∆H =∆H =ABCDBDFEH H μ (1)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 杂的，需要在具体实践中经过适当处理求得满意结果。

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，应等于其收入与支出量的差值、水量变化反映在水位变幅上。

收入：降水入渗补给量=入渗系数×降水量×面积=αPF侧向径流补给量=渗透系数×水力坡降×时段长×横断面=K 1I 1A 1Δt支出：人工开采量=区域开采地下水体积=V 开潜水蒸发量=给水度×地下水位降深×面积=μΔHF侧向径流排泄量=渗透系数×水力坡降×横断面×时段长=K 2I 2A 2Δt故有：水量变化=收入-支出μΔHF=αPF+K 1I 1A 1Δt- V 开-μΔHF-K 2I 2A 2Δt (2)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； K 1、K 2为入流断面和出流断面的渗透系数； A 1、A 2为入流和出流断面面积； I 1、I 2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。

将式(2)除以( μF )得：))(1)(2111μμμμαK h F V F t I A K P -∆--∆+=∆H 开 (3) 令：μμμμ2413211K K =∂=∂=∂∂=∂ 又令：F V h F t I A h F t I A h 开开出入=∆=∆=,,2211将上述各式代入式(3)得：h h h h P H ∆-∂-∂+∂-∂=∆出入开4321 (4)式中 开h 称为开采模数， 入h 、出h 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 、入开h h 、出h 、Δh 之间为相关关系，故可将此式视为多元回归方程：04321∂+∆-∂-∂+∂-∂=∆h h h h P H 出入开 (5)式中 a 0为常数项； a 1、a 2、a 3、a 4为待定回归系数，可以使用最小二乘法求得，利用 a 1、a 2、a 3、a 4与 μ、α、K 1、K 2 的关系式，就可获得 α、μ、K 1、K 2了。

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：021∂+∂-∂=∆+∆H 开h P h （6）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。

当埋深较大时，潜水蒸发可略而不计，则式(6)为：021∂+∂-∂=∆H 开h P （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：02∂+-∂=∆H 开h （8）式(8)成为一元线性回归方程。

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 21∂=μ 。

由此也可了解到通过抽水可以求得给水度 μ 值。

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。

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）1.2 降水入渗补给系数 (α)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 (P r ) 与降水总量(P)的比值，即：P h P P r /)(/∆⋅∆==∂μ (9)式中α 为降水入渗补给系数； P r 为时段降水入渗补给量，(mm)；P 为时段降水总量，(mm)；Δh 为时段降水入渗引起的地下水位升幅，(mm)；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。

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，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。

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 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 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 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：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：FP PQ Q Q ∆H ±--=∂μ側河开 (10)式中 α 为时段降水入渗补给系数；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。

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。

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 。

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 补=V 开-V 河-V 側+μΔHFV 年=∑V 补α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；ΔH 为时段地下水位升幅；F 为流域面积。

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。

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m 3。

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 3，因此泉水总溢出量为90.73万m 3。

由此计算得：16.010875.11471.01073.9064=⨯⨯⨯=∂ 覆盖土层厚度大于4 m 的面积2.7 km 2(根据当地土层确定 α′=0.13)，则张夏灰岩区α值如下：17.010)7.2875.11(471.013.0107.2471.090730066=⨯-⨯⨯⨯⨯-=∂1.2.4 降水入渗系数的修正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 ∂ 。