安徽五道沟水文地质参数分析报告.doc

五道沟水文水资源实验站水文地质参数分析报告安徽水科院五道沟水文水资源实验站二四年八月前 言根据安徽地质调查院与安徽水利科学研究院二00三年11月签订的“五道沟实验站有关水文地质参数实验与分析研究”技术服务合同的具体要求，安徽省水利部淮委水利科学研究院以五道沟试验站水资源试验观测资料为基础，结合收集到的安徽淮北平原面上的资料进行“五道沟实验站有关水文地质参数实验与分析研究”专题报告的编制工作。五道沟水文水资源实验站是全国首家成立的水文试验站，建站至今已有50余年。尤其是1965年建立地中蒸渗仪以来对潜水蒸发规律的观测、试验从未间断。其资料系列之长、试验项目之全和较丰富的研究成果等，在国内外享有较好的声誉。本报告根据五道沟实验站试验资料及收集到的面上的资料对降水入渗补给系数、潜水蒸发系数C以及灌溉入渗补给系数等水文地质参数进行综合分析。对试验条件及其背景资料，各参数的影响因素、变化规律和各参数的数值范围及应用条件等尽可能详细介绍。在上世纪七十年代末和八十年代初期，为淮北地区浅层地下水资源评价，曾对试验区资料予以分析。随着资料的不断累积、分析计算条件的改善以及对水文地质参数认识的提高，为了更清楚地把握近些年来水文地质参数的变化趋势，对现有资料再一次进行全面系统地分析，以期提高本成果的可信度。报告共分为五章：第一章 概述；第二章 降水入渗补给系数；第三章 潜水蒸发系数C；第四章 灌溉入渗补给系数；第五章 结语。报告编制工作分为三个阶段：第一阶段2003年12月，编制工作大纲；第二阶段为2004年1月到6月，对试验资料进行整理分析，寻找各参数的规律及相互之间的关系，编制文字报告和图表等；第三阶段为2004年7月到8月，进行报告的修改审定。本报告是以五道沟实验站实验资料为主，并综合整理了安徽淮北平原面上的资料，还参考了河北冉庄、山西太谷、山东禹城等实验站资料综合分析而成。由于时间仓促和水平所限，本成果难免有不尽人意之处，敬请专家指正。项目负责人：王 兵 宋家常课题组成员：王 兵 宋家常 尚新红 赵家良李永红 汪灶建 马俊明 何正阳 梅连银 章启兵 黄 敏 葛 余 史正好 梅景荣 技术顾问：金光炎 报告执笔：王兵、宋家常 （第一、二章）报告审核：赵家良报告审定：金光炎目 录1 概述1.1试验站沿革1.2自然地理1.3水文气象1.4土壤1.5实验资料简述2 降水入渗补给系数2.1影响降水入渗补给系数的因素2.2次降水入渗补给系数2.3年降水入渗补给系数3 潜水蒸发系数C3.1 潜水蒸发的机制3.2 潜水蒸发规律3.3临界埋深Zm3.4 潜水蒸发系数的确定4 灌溉回归系数5 结语1 概述1.1实验站沿革1953年5月原水利部淮河水利委员会为研究淮北坡水区除涝水文计算方法等,在安徽省怀远县成立青沟排水实验站，1956年起称青沟径流实验站。1958年原淮委撤消后该站归属安徽省水文总站。1963年5月增设五道沟径流试验站，系由不同沟深、沟距的5条末级排水沟洫构成的两个农田排水实验区而得名。五道沟工程作为青沟排水工程的补充，实验对象已由大、中沟一级，扩展到小沟一级，除涝标准由35年一遇，提高到510年一遇。并于1967年和1970年增设流域面积为57.3km2和10.3km2的肖县崔庄和涡阳孙土楼农田排水实验站，使实验由砂礓黑土区扩大到黄泛砂壤土区和砂淤两合土区。1969年该站并入安徽省水利科学研究院，1986年五道沟扩建后，改称五道沟水文水资源实验站至今。1.2自然地理本次分析主要采用的是五道沟均衡场试验资料及分布在安徽淮北平原3.74万km2面上的108眼观测井（其中长观井30眼）资料。淮北平原位于安徽省北部，东经1145511810，北纬32253435为华北大平原的一部分，东接江苏、南临淮河、西与河南接壤，北与山东毗邻。淮北平原地貌属于冲积平原，地势平坦，海拔高度：平原区1545m。地势西北向东南缓缓倾斜，地面坡降为1/75001/10000；山丘区45300余米。1.3水文气象安徽淮北平原属北亚热带和暖温带半湿润季风气候区，冬季干旱少雨，夏季炎热多雨，四季分明，气候温和。该区多年平均气温1415，由南向北逐渐降低。年际变化不大，年内最冷1月份月平均气温为0左右，最热7月份在27左右；光照充足，多年平均日照时数为2085h；无霜期较长，多年平均212d。由于该区处在南北分界线上，属冷暖气团经常交锋过渡地带，降水量年际变化大，年内分配也很不均匀，汛期6-9月降水量占年总量的62%左右，主要水文气象要素见表1.1。表1.1 五道沟水文气象要素统计表项 目多 年 平 均年降水量（mm）770950E601水面蒸发（mm）11001300地下水埋深（m）13年平均气温（c）1415年平均相对湿度（%）7075年平均累积日照时数（h）20852150年平均地面1.5m高风速(m/s)231.4土壤亚粘土安徽淮北平原的亚粘土在土壤分类中划分为青黑土（区别于东北黑土），因土壤中含有砂礓又称砂礓黑土，原称砂姜黑土是以形状、色泽似生姜而命名。这类土壤垂直裂隙发育（初渗达150mm/h，稳渗在30mm/h左右），相应给水度也较一般亚粘土大些（在0.04-0.05左右），遇旱年龟裂遇湿粘重。由于此类土壤有别于一般亚粘土，也有人把该土壤称之为裂隙亚粘土（当地老百姓称之为漏风土）。该亚粘土的主要物理特征见表1.2。亚砂土安徽淮北平原的亚砂土在土壤分类中划分为黄泛潮土。潮土系指近代黄河泛滥沉积物经旱耕熟化发育而成的土壤。该类土壤由于受黄河泛滥沉积物的不断堆积，互层较多，在各层之间，有的还有薄薄一层较致密的胶质，影响了水分正常运移。该亚砂土的主要物理特征见表1.3。这类土壤030cm土体的最大吸湿率在2%-8%之间，平均为5.1%；凋萎含水率在8%-14%之间，平均为12.6%；田间持水率在22%-26%之间，平均23.6%。1.5实验资料简述本报告对降水入渗补给系数、潜水蒸发系数C、灌溉入渗补给系数等主要水文地质参数予以分析研究，在分析中涉及的资料情况大致如下：表1.2 安徽淮北平原亚粘土特征一览表亚粘土的容重和比重测定成果取样点：固镇县五道沟取样点：怀远县鲍集土层深度(cm)平均容重(g/cm3)取样次数平均比重(g/cm3)取样次数平均容重(g/cm3)取样次数平均比重(g/cm3)取样次数01.23672.6821.269152.6920.0-0.11.305502.6941.396312.6820.1-0.21.438502.6821.449262.7220.2-0.31.434502.7241.514312.7320.3-0.41.418502.7321.454262.7220.4-0.51.448502.7241.501310.5-0.61.503402.7241.45792.7220.6-0.71.534402.7241.663132.7220.8-0.91.576372.7241.667132.7221.0-1.21.57162.7241.78772.7221.2-1.41.568122.7221.68732.7221.4-1.61.561102.7221.65332.7221.6-1.81.59582.7221.6212.7221.8-2.01.58982.7221.5912.0-2.51.58472.7222.5-3.01.54332.722亚粘土颗粒级配成果取样点：五道沟土层深度(cm)颗粒含量(%) (粒径:mm)质地名称中砂细砂粗砂中粉细粉物理性粘粒1-0.250.25-0.050.05-0.010.01-0.0050.005- 0.0010.010.0-0.251842132235重壤土0.2-0.421841142539重壤土0.6-0.811838152843重壤土五道沟地区亚粘土壤水分常数测定成果土层深度(cm)饱和含水率 (%)田间持水率 (%)毛管破裂含水率 (%)凋萎系数(%)吸湿系数 (%)0-2039.630.719.514.87.420-403125.818.114.67.340-6029.626.518.614.47.260-8028.825.217.615.86.980-12027.524.817.415.67.8120-20027.424.617.316.48.2表1.3亚砂土容重和比重成果表取样深（m）取样点：肖县崔庄取样点：宿县：三铺 取样点：濉溪烈山平均容重（g/cm）比重（g/cm）平均容重（g/cm）比重（g/cm）平均容重（g/cm）比重（g/cm）0-0.21.322.701.282.721.282.730.2-0.41.382.701.422.721.322.720.4-0.61.392.701.472.731.412.720.6-0.81.432.701.462.741.422.731.0-1.21.482.711.482.741.402.731.2-1.41.492.711.4-1.61.492.711.6-1.81.482.711.8-2.01.482.712.0-2.51.472.722.5-3.01.482.72蒸渗仪本次采用蒸渗仪资料年限为19662002年。蒸渗仪中的土壤为亚粘和亚砂两种，均为原状土（原状土和回填土差别较大）。其中19661990年份中埋深为02m，测筒面积0.3m2。19912002年埋深为05m，测筒面积0.34.0m2。流域（面上的）分析降水入渗补给系数时，除采用了蒸渗仪和实验流域资料外，又收集了淮北平原37421km2面上30眼长观井和80眼五日观测资料，资料年限为19762000年，分析采用19802000年资料。统计资料时先统计有逐日观测站点资料，分析该站点逐日统计成果与五日统计成果作比较，其结果是以五日观测值来分析的结果要乘以1.131.25的系数才能转换成逐日观测值统计的结果，这样可以通过30个逐日观测井的分析结果，把80个五日观测站点予以修正。由于资料精度各井差别较大，分析时先勾绘逐年平均和多年平均埋深、年降水量等值线图，把不合理的站点予以舍弃。具体统计地下水涨幅时还需把受抽水、灌溉等因素影响的资料予以舍弃。2 降水入渗补给系数降水从地面渗入包气带土壤，又从包气带土壤渗入到潜水的那部分水量，称为降水入渗补给量，降水入渗补给量Pr与降水量的比值称为降水入渗补给系数，把这一过程称为降水入渗补给过程。降水入渗补给系数是地下资源评价的重要参数。本文据五道沟实验站设在亚粘（砂礓黑土）和亚砂（黄泛潮土）试验区动态资料和蒸渗仪资料以及淮北平原面上的动态资料，利用水均衡方法分析降雨入渗补给系数的相关规律，建立-P-Z关系曲线，并提供相关图表，以供有关部门参考使用。2. 1 降水入渗补给机理利用实验站地中蒸渗仪多年实验资料，分析降水入渗补给过程中包气带土壤水的变化规律，揭示降水入渗补给机理。为深入研究降水入渗补给系数提供了可靠的依据。（1）土壤水的分布特征及变化规律储存和运移于包气带土壤中的水称为土壤水。土壤水运动遵循的唯一原则是从水势高处向水势低处运动。田间土壤水的运行，可近似视为垂直一维运动，所以由土水势剖面的分布情况可以判定土壤水运行方向。土水势的剖面分布有四种基本类型：蒸发型：全剖面土水势都是上小下大，土壤水从潜水面向上运移，通过地面蒸散发；入渗型：全剖面土水势都是上大下小，土壤水向下运移形成入渗补给；聚合型：全剖面土水势上下大，中间小，土壤水从地面和潜水面两个方向向中间运移，土水势最小值处称为“聚合型零通量面”；发散型：全剖面土水势上下小中间大，土壤水从土水势最大的“发散型零通量面”处向地面蒸散发，同时向潜水面入渗(图2.1 )。以上四种类型代表了地下水浅埋深区包气带土壤水的运行状态。大埋深时的土水势剖面分布一般只有两种基本类型：入渗型；发散型。这两种类型代表了地下水大埋深区包气带土壤水的运行状态 (图2.1 )。图2.1 土水势和土壤含水量剖面变化图地下水大埋深区包气带土壤水的剖面分布，一般分为三带。01m为带。潜水面以上2m为带。带和带之间为带。 图2.2 蒸渗仪不同深度土壤含水量过程线图 带称为强变动带，与大气联系最密切，降水或灌水时，土壤吸水增能，土壤含水量和土水势迅速增大；向上蒸散发和向下入渗失水时土壤含水量和土水势又很快减小。带的土壤含水量和土水势从过程线看升降频繁、大起大落，表层土壤含水量由9.4%变化到39%，土水势由-20cm水柱变化到-900cm水柱；从剖面上看似扇形变化，上层变幅大、下层变幅小。带除了在充分降雨后形成全剖面入渗以外，绝大部分时间是蒸散发。带称为弱变动带，当带接到带传来的水量后，首先是吸水增能，一般是汛期较大降雨后土壤水势缓慢增高，向下输送补给地下水，汛后逐渐缓慢减小。带称为相对稳定带，土壤含水量常年接近饱和状态，即使有较大入渗水量通过时，土壤含水量也没有明显变化，土水势也变化不大（如图2.2）。2.2影响降水入渗补给系数的因素影响降水入渗补给系数的因素主要有：时段初期包气带含水量、土壤岩性、地下水埋深、降水量和降水强度等，同时它还受温度（含地温 ）、植被、地形以及人类活动等因素的影响。在特定的土壤和降水量情况下，最大影响因素则是雨前包气带蓄水量Wo和雨前地下水位埋深Z。降水能否入渗补给地下水受许多因素的制约，这些因素都带有某些随机成分，因此，降水入渗补给地下水系数具有明显的随机性，尤其是地下水埋深在2.0m以浅的地区-P-Z三变量相关性较差。降水落到地表，经过包气带土壤调蓄后，才补给地下水。在均质理想化的土壤中，降水到达地表后，在包气带内部含水率重新分配。若包气带的缺水量还未得到满足，则降水量全部补给土壤；当包气带缺水量满足后，水分在重力作用下，继续向下运动，补充给地下水。即：在均质理想化的土壤中，当包气带土壤水全部达到田间持水率时，多余的水分才能补给地下水。在自然状况下，由于受土壤质地、降水、植被、地下水埋深以及毛管作用等诸多因素影响，降水入渗补给地下水过程很复杂，规律性也不太好。2.3次降水入渗补给规律及计算方法一般情况下，雨前包气带土壤蓄水量未达到田间持水量时，降水首先满足包气带缺水量，仅补给包气带的降水量对地下水而言是无效降水。包气带含水量达到田间持水量后，降水才能有效地补给地下水。但因为降水量、降水强度、土壤的裂隙、作物的根须及毛管作用等影响，即使包气带蓄水量未达到田间持水量也常有补给地下水现象。在平原区由于比降小，初渗很大，稳定入渗率也较大，大强度降水的机会不多，雨强对入渗补给影响不是很大。埋深浅时，由于毛管和作物根系作用，包气带土壤一般都比较湿润，而埋深大包气带土壤不一定就干旱，因此埋深与仅有弱相关关系。由近40多年资料分析表明，在地下水位埋深较浅的河间平原区降水入渗补给地下水有如下三种不同的入渗补给方式。第一种入渗补给方式第一种入渗补给方式的条件是 P-E0+WWm （2-1）式中：P、E0 为降水量和雨期蒸发量（mm）W雨初包气带蓄水量与最干旱时土壤蓄水量之差，是雨初包气带最大可蒸发量（mm）。 Wm包气带最大可蒸发量（mm），Wm为包气带田间持水量（此值为最大土壤蓄水量与最干旱时土壤蓄水量的差值；此入渗补给方式是：次降水量不能使包气带达到田间持水量，但由于土壤的裂隙和毛管作用以及存在着入渗锋面，也可能有少量降水补给地下水。此方式随P增大而增大，其示意图见图2.3.1。由于第一种入渗补给方式的限制条件是P-E0+W0（图2.3.4入渗补给方式）则= 降水入渗补给三种方式是河间平原区雨前埋深Z大于Z1和降水强度小于下渗率的降水入渗补给普遍规律。次降水入渗分析成果见表2.1表2.1 流域次 降 水 入 渗 补 给 系 数 成 果 计 算 表前期条件降水范围降水入渗补给系数埋深范围0-1m1-2m2-3m3-4m4-5m亚砂亚粘亚砂亚粘亚砂亚粘亚砂亚粘亚砂亚粘干旱P15范围00000000平均0000000015P25范围0.10-0.500.05-0.200.05-0.250-0.200-0.100-0.100-0.100.-0.10平均0.1500.1000.0800.0550.0380.0180.014025P50范围0.15-0.600.10-0.500.10-0.500.10-0.250-0.100-0.100-0.100-0.10平均0.2930.2440.1560.1400.0880.0740.0600.03450P100范围0.25-0.650.15-0.650.05-0.550.10-0.400-0.300.10-0.300-0.300-0.25平均0.4830.4420.2730.2520.1530.1530.1260.098适宜P15范围0.05-0.200-0.100-0.1500-.01000000平均0.1060.0600.04000.0200000015P25范围0.20-0.800.10-0.550.10-0.500-0.200-0.200-0.150-0.1500-0.100平均0.3000.2000.1530.0400.0900.0160.05100025P50范围0.30-0.600.15-0.950.15-0.600.10-0.400.10-0.400-0.250-0.200-0.100-0.100平均0.4270.3800.2430.1600.1650.0800.10000.080050P100范围0.20-0.950.20-0.800.10-0.550.10-0.450-0.400.10-0.400-0.200.05-0.300-0.100-0.10平均0.5400.4940.3570.2800.2310.1650.1530.0940.1000.060湿润P15范围0-0.400-0.100.10-0.500-0.100.10-0.3500-0.1000-0.100平均0.2140.0660.2090.0470.15500.05000015P25范围0.10-0.600.05-0.350.20-0.700-0.300.20-0.700-0.200.10-0.200-0.200-0.100-0.1平均0.3690.2680.3630.1790.3280.1340.1590.0950.0740.03025P50范围0.30-0.750.10-0.800.20-0.900-0.500.20-0.700.20-0.500.10-0.400-0.250.10-0.400.10-0.30平均0.4600.3780.4260.3400.3670.3030.2500.1970.2260.15750P10000.260.18-0.350.24-0.360.24-0.340.21-0.300.22-0.180.19 表2.3 蒸渗仪亚粘土降水入渗补给系数a成果表年降水量P（mm）地 下 水 埋 深 Z （m）1.01.02.02.03.03.04.04.05.05.06.065006000.160.15-0.250.17-0.270.16-0.240.15-0.200.13-0.170.13-0.176007000.170.17-0.260.18-0.260.16-0.250.15-0.210.14-0.180.14-0.187008000.190.19-0.280.21-0.280.18-0.280.16-0.220.15-0.190.15-0.198009000.210.21-0.320.22-0.340.22-0.300.20-0.280.16-0.200.16-0.2090010000.250.17-0.330.23-0.340.22-0.300.20-0.280.17-0.220.17-0.21p10000.250.17-0.330.23-0.340.22-0.300.20-0.280.18-0.220.18-0.222.4.2流域（面上的）年-P-Z关系流域中的年-P-Z关系极其复杂，仅靠试验区资料难以定线，为此我们又收集了分布在安徽淮北平原3.74万km2的110眼观测井资料，经合理性检查后予以取舍后分析定线。由于淮北平原埋深变化小（1-3m），土壤差别也较大，年-P-Z相关性不是太好，尽管点据较多，但也难定线。线型主要参考蒸渗仪试验资料的-P-Z关系图，大埋深线（稳定点）主要参考河北冉庄、山西太谷实验资料。流域（面上的）年-P-Z关系成果见图2.6、图2.7以及表2.4、表2.5，其它不同土壤-P-Z关系图见图2.8、2.9、3.0和表2.6、2.7、2.8。表2.4 流域亚粘土-P-Z关系表埋 深Z(m)a(5-6)a(6-7)a(7-8)a(8-9)a(9-10)a(1000)0.50.04500.04500.04800.04840.05180.06581.00.09000.11200.11900.12000.12160.12201.50.12400.15100.16200.16400.17200.16752.00.15250.17900.18500.19810.19270.18812.50.14720.18890.19560.20620.20200.19883.00.13090.17540.19540.20820.20370.20003.50.11860.15650.17940.19870.19000.18874.00.11160.13950.15860.17570.17600.18054.50.10680.12830.14690.16710.16350.17095.00.10410.12280.14140.15500.15900.16555.50.10150.12230.13980.15100.15570.16176.00.10080.12200.13950.15050.15450.1600表2.5 流域亚砂土-P-Z关系表埋 深Z(m)a5(5-6)a5(6-7)a(7-8)a(8-9)a(9-10)a(1000)0.50.04150.04560.04860.04960.05280.0569 1.00.10150.11340.12570.12890.13100.1403 1.50.14210.14760.17340.18210.18750.1949 2.00.16250.19000.19380.20830.21210.2125 2.50.16600.20290.20740.21610.22140.2185 3.00.15610.20310.21170.21890.22570.2216 3.50.14260.19110.20860.21810.22330.2210 4.00.13360.17120.19120.20810.21520.2143 4.50.12680.15140.17060.18820.19900.1953 5.00.12090.14000.15880.17190.18000.1835 5.50.11640.13730.15480.16380.17100.1755 6.00.11500.13700.15340.16100.16650.1719 表2.6 流域粘土-P-Z关系表埋 深Z(m)a(5-6)a(6-7)a(7-8)a(8-9)a(9-10)a(1000)0.50.04450.04480.04780.04800.05140.05791.00.08310.09980.11090.11310.10880.11631.50.12080.14830.16110.17280.14830.15252.00.14410.17740.18210.19350.17000.17252.50.14060.18280.19190.20310.18430.18293.00.12670.16920.18900.20020.18970.18683.50.11690.15080.17050.18750.18230.18174.00.11000.13400.15350.16800.17040.17354.50.10420.12330.14230.15810.16030.16435.00.10100.12020.13710.15360.15570.15955.50.09920.11890.13490.15020.15400.15666.00.09860.11830.13450.14890.15350.1554表2.7 流域亚粘亚砂互层-P-Z关系表埋 深Z(m)a3(5-6)a3(6-7)a(7-8)a(8-9)a(9-10)a(1000)0.50.04500.04520.04820.04880.05220.06631.00.09920.11880.12450.13180.13400.13281.50.12950.15240.16420.17650.18120.17082.00.15040.18200.18900.20050.20620.19232.50.15710.19500.20000.20930.21630.20303.00.14880.18700.20170.21280.21850.20503.50.13720.16850.19020.20910.21340.20404.00.12730.15110.17160.18880.20170.18904.50.11840.13540.15510.17800.18480.17795.00.11200.13000.14890.16640.17250.17125.50.10700.12730.14480.15720.16350.16786.00.10530.12700.14450.15520.15900.1650表2.8 流域亚砂亚粘互层-P-Z关系表 埋深Z(m)a4(5-6)a4(6-7)a(7-8)a(8-9)a(9-10)a(1000)0.50.05000.04540.04840.04920.05240.06681.00.09240.11260.11840.12780.12800.13131.50.13210.16120.16780.18020.18470.18852.00.15600.18600.19200.20320.20810.20552.50.16110.19970.20400.21140.21700.21403.00.15510.19620.20700.21450.21940.21673.50.13970.17890.19130.20450.21670.21374.00.12760.15800.18420.20310.20810.20424.50.12000.14290.16760.18710.19350.19055.00.11490.13620.15540.17350.18030.17885.50.11160.13330.14980.16160.16810.17206.00.11000.13200.14950.15820.16480.16973 潜水蒸发系数C包气带中第一个具有自由水面的含水层称为潜水层，潜水蒸发是指地下水垂直向上运动,在大气蒸发作用下，包水带水分经包气带向上运移而向大气蒸发，导致地下水消耗。潜水蒸发量是平原区地下水的主要消耗项之一。潜水蒸发系数C是潜水蒸发量Eg与水面蒸发量E0的比值，即：C=Eg/ E0。3.1 潜水蒸发的机制潜水蒸发机制大致有三种提法潜水埋深小于最大毛管上升高度时，潜水在毛管上升力的作用下，通过毛管直接到达地表汽化失水。潜水埋深大于最大毛管上升高度时，由于土壤水的蒸发与植物根系吸取土壤水分，使土壤水分减少，土壤变干，这时土颗粒对水分子的引力增大；同时，由于上部土壤水分的减少，在垂直方向上形成水汽压力梯度，近地表水汽压力小，近地下水面水汽压力大。这样，水分子在上部土壤颗粒引力及水汽压力差作用下，由下向上运行，或被植物根系吸收，或到达地表蒸发。植物通过根系直接吸取地下水，其中一部分满足自身生长的需要，另一部分通过散发进入大气圈。从以上三种提法来看，可见