从岔困到富裕的蜕变.doc.ppt

1、第二章 降 水 与 蒸 发,第一节 水气水分的循环与平衡 第二节 降水资料的收集与审查 第三节 降水量分析计算 第四节 降水量时空分布 第五节 蒸发,第一节大气水分的循环与平衡,一、大气水,大气水：以水汽、水滴和冰晶形式存在于大气中的水称为大气水。 全球大气中水汽总量为12.9km3，相当于25mm的平均水深。 大气中的水汽随纬度而变化，纬度越高，大气中的水汽含量越低。 大气水的更新周期约为8.1d。,二、大气水分输送计算器,大气水：以水汽、水滴和冰晶形式存在于大气中的水称为大气水。 全球大气中水汽总量为12.9km3，相当于25mm的平均水深。 大气中的水汽随纬度而变化，纬度越高，大气中的水

2、汽含量越低。 大气水的更新周期约为8.1d。,一、自然界的水文循环,水文循环：地球表层圈层中进行的水分循环，水通过蒸发、水汽输送、降水、径流等水文过程紧密联系，相互转化，形成一个庞大的动态系统。 水文大循环：发生在海洋与陆地之间的水文循环。 水文小循环：发生在海洋内部或陆地内部的水文循环。,水文循环（大循环）,水文循环（小循环）,二、地球上的水量平衡,水量平衡是指自然界的水分循环，大体上为一相对稳定值，地球上总的蒸发量与总的降水量的多年平均值是相等的。 1.陆地上的水量平衡 一年内陆地水量平衡方程为： Pc是陆地降水；R为径流量；Ec是陆地蒸发；U为一年内陆地蓄水的增减量。 U为正值表明陆地蓄

3、水量增加，为负值时表明陆地蓄水量减少。长期而言， U有正有负， U0。,多年平均情况时，陆地水量平衡方程为： 2.海洋水量平衡 多年平均的水量平衡方程为： 是海面多年平均降水量； 为多年平均蒸发量。,一、地球上的水量平衡,3.全球水量平衡 多年平均的水量平衡公式： 或 上式表明，长期而言，地球上的总降水量等于蒸发量。,一、地球上的水量平衡,三、地表水资源的构成,1.地表水资源的构成 地表水资源的收支变化主要是：降水、蒸发、径流。 三者之间的数量变化关系制约着区域水资源数量的多寡和可利用量。 .降水量 降水代表站 资料质量好 实测年限长 面上分布均匀 代表不同高程,降水量与降水特征 降水量P，单

4、位mm。 年降水量、降水过程线、次降水过程线、等雨量线图 确定降水特征的方法 图解适线法：P-III曲线 降水量变化 年降水量变差系数Cv、年际最大变幅Ka 降水等值线图绘制,降水量分级 根据次降雨量进行分级： 小雨：19.9mm；200mm,.蒸发 分为：水面蒸发、陆面蒸发 水面蒸发E0，mm。 影响因素：温度、湿度、风速、日照、气压等。 测定方式:E-601型蒸发器、80套盆式蒸发器、 20蒸发器 水面蒸发器折算系数（不同类型蒸发器的蒸发量换算成大水体蒸发量的折算系数，见下表）。 E-601型蒸发器折算系数为0.90.99，接近大水体的蒸发量。,陆地蒸发E，mm。 指特定区域天然情况正反实

5、际总蒸散发量，又称流域蒸发。等于地表水体蒸发、土壤蒸发、植物散发量的总和。 估算方法 流域水量平衡方程间接估算法 计算公式：Penman-Monteith公式。 多年平均年蒸发量等值线图的绘制 资料的选用 分析多年平均蒸发量地区分布规律 勾绘等值线图,干旱指数与旱涝分析 干旱指数：反映气候干旱程度的指标，通常定义为年水面蒸发量E0和年降水量P的比值。 干旱指数、径流深度、径流系数的关系，见下表。,旱涝分析指标 湿润度与蒸散度法 湿润度 ：降水量与同期无降水时的最大可能蒸发量之比。 蒸散发度：实际可能蒸发量与同期有效降水量之比。 旱涝指数法 2时大涝。 供需比：农作物生长期内总有共水量与总需水量

6、之比。,3.河川径流 河川径流的概念 流域上的降水，经由地面和地下途径汇入河网，形成流域出口断面的水流，称为河流径流，简称径流。 河川径流的补给 雨水补给 冰川、融雪水补给 地下水补给 径流的时空分布 年内变化 年际变化,河流径流表示方法 流量Q，单位时间内河流通过某一断面的水量，m3/s。 径流总量Wt，指在一定时段内通过河流某断面的总水量，m3、亿m3。WtQt 径流深R，假定径流总量均匀地铺在流域面积上所得到的平均水深，mm。 径流模数M，单位流域面积上产生的流量。MQ/F。 径流系数，某时段内的径流深度与同一时段内降水量之比，即R/P。注意1。,径流资料的统计处理（P39P44） 多年

7、平均年径流深及年径流变差系数Cv等值线图的绘制 河川径流量的分析计算 代表站法 等值线图 年降雨径流关系 河川径流的年内分配,自己看书，可参照工程水文学,四、地下水资源的构成,1.地下水资源构成 地下水：埋藏在地表以下空隙（孔隙、裂隙、溶隙）中的水。 地下水的分类 按受力分为：结合水、毛细水、重力水。 按埋藏条件分：上层滞水、潜水、承压水 按含水层的空隙性质分：孔隙水、裂隙水、岩溶水。 含水层与隔水层。含水层指能够透过并给出相当数量水的岩层。隔水层（不透水层）指不具有透水和给水能力的岩层。,2.地下水运动 地下水循环：大气降水、地表水的入渗补给地下水，地下水流动，又排入地表水或大气中。周而复始

8、的地下水补给、径流、排泄决定着含水层水量和水质的时空变化。 地下水补给项：大气降水、地表水下渗、水气凝结补给、人工补给等。 地下水排泄：泉水溢出、潜水蒸发、向地表水泄流、人工开采等。 地下水径流：地下水在重力或压力，由补给区向排泄区运动，形成了地下径流。,地下水径流率（径流模数）M：单位面积的含水层上的地下水流量，m3/skm2)， 地下水运动 一般地下水运动比较缓慢，以层流为主；在特大孔隙、大溶洞、人工开采的取水建筑物附近，才有可能出现紊流。 地下水运动规律 达西定律（适用于层流）： 哲才定律（适用于紊流）： 斯姆莱公式（层流与紊流之间）：,第一节基本资料的收集、审查与分析,0、水资源估算的

9、内容,水资源估算的任务是推求某一区域的地下水资源、地下水资源及总水资源数量，具体内容包括几个方面。P17 1.基本资料的搜集、审查 2.地表水资源量的计算 3.地下水资源量的计算 4.水资源总量的计算,一、基本资料的搜集,区域水资源计算需要如下基本资料：P18 本区域内和邻近区域的水文气象资料 本区域的流域特性资料 区域内水利工程概况 区域内水文地质特性资料 社会经济资料 水质监测资料,水资源计算需要哪些基本资料？,二、基本资料的审查分析,基本资料的审查分析包括： 可靠性：原始资料的可靠程度。 一致性：各类资料反映河流的天然规律，具有同一基础。 代表性：指标对总体的代表性，样本资料的统计特征对

10、总体统计特征的代表程度。,一、资料的可靠性审查 降水资料：地区分布与局部暴雨关系。 径流资料：上下游或相邻流域径流过程对比、水量平衡对比、降水径流关系。 水面蒸发资料：从气象因素分析数据的合理性。 泥沙资料：上下游沙量平衡，年径流量和年输沙量关系。 一句话：分析资料的合理性！,二、资料的一致性审查与径流还原计算 资料应该反映区域内的天然情况，具有同一基础。比如径流，水文站的实测资料不能真实反映断面以上径流的天然规律，是各种人类活动影响的综合结果（如水库拦蓄、灌区取水等）。这样各年的资料没有可比性，一致性受到破坏。 如果资料失去了一致性，要进行还原计算。资料的一致性审查主要是指径流资料的一致性及

11、径流还原计算。,径流还原计算是为了求得天然情况下的河川径流量，以保持河川径流量资料的一致性。 天然河川径流量是实测河川径流量与还原水量之和。 还原水量包括： 测站以上农业灌溉耗水量 城镇工业用水及生活用水耗水量 跨流域引水量 河道分洪决口水量 水库蓄水量 以及由于水面扩大而增加的蒸发耗水量。,径流还原计算的具体方法主要有分项调查法、双累积曲线法、蒸发差值法等。 不同的资料条件选用不同的方法。有条件时，同时用几种方法进行，互相验证，选取合理成果。 1、分项调查法 对流域中各项影响因素所造成的水量变化逐一调查。,灌溉耗水量（W灌溉） 上式中与书P19不同，为什么？书上有误！上式中的与书中的解释不同

12、，就是灌溉用水的回归系数，其它参数意义相同。,灌溉用水没有回到径流中。,灌溉用水中一部分水又回到径流中。,工业、城镇用水耗水量（W工业） 水库蒸发损失水量,水库渗漏损失水量： 根据达西公式和水库底面积估算。 水库蓄变量： 跨流域引水量： 调查法。 河道分洪水量： 调查法。,2、双累积曲线法（对第一方法进行验证） 根据人类活动前的实测降水径流资料，建立年降水径流模型。 根据实测年降水量资料，由年降水径流模型求得逐年（包括人类活动以后）的年径流量计算值R计，并逐年计算累积值 由人类活动前，径流双累积曲线呈45线，人类活动后，实测年径流量小于计算值。其偏差为累积还原水量。,、蒸发差值法（对第一方法进

13、行验证） 流域多年平均情况下，降水量不变，根据水量平衡原理，径流差值等于蒸发差值。,忽略流域蓄水变量.,、径流还原计算成果的合理性分析 审核原始资料 几种方法相互比较 上下游的水量平衡分析 降水径流分析。,三、资料的代表性审查 资料的代表性：样本对总体的代表性，即指标的统计特征对总体统计特征的代表程度。 一般说，资料年限较长，且包括三、平、枯各种年型的平均样本，其代表性较高。 代表性分析有二方面工作： 多年长系列丰、枯周期性变化分析 短系列的代表性分析,、系列的周期性分析 移动平均公式：(Moving Average, MA) 式中：X(i)是新系列，X(t)是原系列，l是滑动步长，h()是各

14、数据的权重。,各数据的权重相同,滑动步长取3时的简化式,差积曲线公式 先算出均值，再累积求值，建立X(i)i的曲线。 斜率为正，年径流量大于平均值；为负，年径流量小于平均值。 两个相邻极大值（极小值）之间为一个周期。,、代表性分析 水文系列中，一般用均值、均方差、变差Cv 、偏态Cs四个指标表征代表性。 变差Cv越大，表明河流流量变化越大,年径流偏差系数Cs：反映随机变量的分布对于均值是否对称。 Cs0,概念密度函数曲线对称于均值线分布。C，分布的均值大于众数（随机变量取值时概率最大的数），这是正偏。 C，负偏。 水文系列中，丰水年出现的机会往往比枯水年出现的机会少，因此，一般属于正偏系列。,

15、三、资料的插补延长,1、降水资料的插补延长 相关分析法 地埋内插法 （1）算术平均法 （2）加权平均法 （3）等雨量线法 水文比拟法：用其它相关站资料推求。,2、径流资料的插补延长 年径流量的插补延长 降水径流 上游下游 相邻站资料 汛期年径流量 月径流量的插补延长 汛期：水位流量、因素相关法 非汛期：多年平均值、退水规律插补,第三节地表水资源计算,一、地表水资源数量评价内容,地表水体包括河流水、湖泊水、冰川水和沼泽水. 地表水资源通常用地表水体的动态水量即河川径流量来表示。 指有经济价值又有长期补给保证的重力地表水，即当地地表产水量，是河川径流量的一部分。P30 河川径流量，即水文站能测到的

16、当地产水量，包括地表产水量和部分（也可能是全部）地下产水量。是水资源总量的主体。 在多年平均情况下，河川年径流量是区域年降水量扣除区域年总蒸散发量后的产水量。 地表水资源数量评价，主要是评价河川径流量。,2.地表水量评价的内容 评价地表水的形成与分布规律。 计算地表水资源的多年平均值，丰、平枯水文年出现的频率及相应的水量。 地表水资源开发利用的工程措施与方案。 对开发利用后的可能问题进行预测分析。 提出防治水原污染保护环境的对策和建议。,二、河流水量分析与计算,1.河水流量过程线的分割方法（基流分割方法） 河川基流量(又称地下径流量)是指河川径流量中由地下水渗透补给河水的部分，即河道对地下水的

17、排泄量。河川基流量是一般山丘区和岩溶山区地下水的主要排泄量。,水平直线分割法 找出洪水涨水段的最低点A，引水平线和退水曲线相交于B点，如右图。 AB以上是地面径流量，以下是河川基流量。 当河流兼有深层地下水和潜水的补给时，雨水潜水补给总是增加的，基流应增加。此法不宜使用。,斜线分割法 找出洪水涨水段的最低点A，由于降水对潜水的补给，B点应高于A点。如右图。 B点确定方法： ）洪峰后N天的点，根据流域面积确定N。见下表。 ）退水曲线上，坡度陡的是地面退水，缓的是地下退水。退水曲线上的拐点即为B点。,表 2-5 不同流域面积的N值,水平直线分割法和斜线分割法，没有建立在分析地下水对河流补给规律的基

18、础上，分隔出来的地下水补给量随意性比较大。但方法简便易行，有一定精度。,退水曲线法 根据标准退水曲线从洪水流量过程一两端向内展延地下退水曲线。 由起涨A点向后水平延到C点。 由退水曲线B点向前延续至D点。 直线连接C、D点。如右图。 适应于地下水与河水无直接水力联系的情况。,2.河流多年平均径流量的计算 河流径流量实测资料较长时，多年平均值趋于稳定值。这个就是多年平均径流量。 有长期实测资料情况，实测年数20年以上，包括丰、平、枯年份的观测资料。 有短期实测资料，实测年数少于20年， 利用径流资料进行插补展延 利用降水资料进行插补展延,缺乏实测资料时 等值线法 水文比拟法；根据河流水文现象的区

19、域性特征，选择一个气候、下垫面条件与研究流域相似的参证流域。,4.河流径流量的年内分配 河流径流量的年内分配表示方法 流量过程线 流量分配率（）：年内各月（旬）流量占全年径流总量的百分数。即月（旬）分配率。通常用连续最大四个月径流量占年径流总量的百分率来表示。 径流量年内分配不均匀系数（CL）,式中：Q是月流量。,三、地表水资源量的评价,1.地表水资源量统计 地表水资源的组成部分主要有入境水和本区域因降水而自产的水。 区域地表水资源量指同年（或多年平均）输入本域的入境水量、山区自产水和平原自产水量之和。 2.地表水资源可利用量 地表水资源可利用量：在经济合理、技术可能及满足河道内用水量、顾及下

20、游用水的前提下，通过蓄、引、提等地表水工程措施可能控制利用的河道外一次性最大水量（不包括回归水的重复利用）。 计算方法：扣损法、时历法。,扣损法：即选定某一频率的代表年，在已知该年的自产水量、入境水量基础上，扣除蒸发渗漏等损失，以及出境入海等不可利用的水量，求得该频率的地表水资源可利用量。 时历法：根据现状大中型水利工程设施，对各河的径流过程以时历法或代表年法进行调节计算，以求得某一频率的地表水资源可利用量。,第三节地下水资源计算,一、地下水资源基本概念,1.地下水资源 地下水资源：是总水资源的重要组成部分，指有利用价值的、本身又具有不断更替能力的各种地下水量的总称。 2.地下水补给量 地下水

21、补给量：天然或人为开采条件下，通过边界进行地下水含水系统具有补给保证的水量。 开采条件时的补给量一般大于自然条件下的补给量。 地下水补给量一可视作稳定开采量的最大值，即可开采资源量。,3.地下水储存量 储存量：储存于稳定含水层中的重力水体积。 潜水含水层的储存量 承压含水层的储存量： F：是含水层的分布面积，h是承压含水层自顶板算起的测压高度；e是弹性储水系数。 储存量一般不列入可开采量中。,3.可开采量 可开采量（允许开采量）：指目前技术经济条件下开发利用的地下水量。 允许开采量的允许界限包括：1）不因开采而引起环境恶化、发生地面沉降、海水入侵等现象。2）地下水动水位不超过设计要求，水质、水

22、温变化在允许范围内。 地下水补给量可以视作可开采量。 储存量一般不计入可开采量。 地下水实际开采量不得大于可开采量。,区域水资源评价常用水均衡法。 水均衡法：以均衡区的水量平衡分析为基础 ，研究地下水各项补给量、排泄量和地下水蓄变量之间的动态关系，计算均衡区地下水的各项补给量、排泄量，根据多年平均的水平衡方程，得出地下水资源量。 地下水资源量总补给量总排泄量；P44 山丘区以总排泄量估算总补给量，代表地下水资源量；平原区以总补给量代表地下水资源量。,二、山丘区地下水资源量的计算,山丘区用总排泄量近似估算总补给量，也就是山丘区地下水资源量。 1. 山丘区地下水总排泄量Wh，包括： 河川基流量Rg

23、 河床潜流量Ru 山前侧向流出量Uk 未计入河川径流的山前泉出露总量Qs 山间盆地潜水蒸发量Eg 浅层地下水实际开采的净消耗量等项q。,2. 河川基流量Rg的计算 什么叫河川基流量：当地表径流消退完后，地下水继续补给给河流中的那一部分流量。 出口断面的实测流量过程包括了地面和地下径流两部分，地下部分为基流。 河川基流的分割方法：直线斜割法等。,分析代表站的选择。P45 代表站流域应为闭合流域，即地表、地下分水线基本一致。 代表站流域的地形、地貌、植被和水文地质条件，对本区域有足够的代表性。 代表站流域面积一般应为2005000km2。 代表站实测流量资料系列较长，至少应包括丰、平、枯年在内的1

24、0年以上实测流量资料。 代表站流域受人类活动的影响较小。,常用的几种分割方法。P4546，前面已讲 直线平割法 直线斜割法 综合退水曲线法 消退流量比值法 消退系数比值法 经验关系法,多年平均河川基流量的计算 长系列法 典型年法 代表年径流量与河川基流量相关法 不同频率的年河川基流量 区域河川基流量的计算 P47,3. 河床潜流量Ru的计算 地下径流包括浅层地下径流和深层地下径流。 潜水：埋藏于地表以下、第一个稳定的隔水层以上的具有自由水面的重力水。 流经河床松散沉积物中未被水文站测得的径流量，称为河床潜流。 K是渗透系数；I为水力坡度，一般用河底坡度代替；F为垂直于地下水流方向的河床潜流过水

25、断面面积；T为河道或河段过水时间。,4. 山前侧向流出Uk的计算 山丘区地下水通过裂隙、断层或沉没以潜流形式直接补给平原沉积层的水量。 5.未计入河川径流的山前泉水出露量Qs 受地形落差影响，山丘区地下水出露地表，形成泉水，流入河川径流的计入到基流中了，未流到河川中，在当地自行消耗了，这部分泉水就是Qs。 调查分析与统计方法进行。,6.山间盆地的潜水蒸发量Eg 与平原区计算方法相同。 E0是年水面蒸发量；C是潜水蒸发系数；F是计算面积。 7.浅层地下水实际开采的净消耗量q q1、q2分别是农业灌溉、工业与生活的浅层地下水实际开采量；1、2分别是井灌回归系数，工业用水回归系数。,三、平原区地下水

26、补给量计算,平原地下水资源是指地下水矿化度小于2g/L的平原淡水区的地下水资源。 平原区又分北方平原区（黑龙江、辽河、海滦河、黄河、淮河、内陆河等6个流域片）、南方平原区（长江、珠江、浙闽台诸河、西南诸河等4个流域片） 讲课时，重点介绍北方平原区的地下水资源源计算。,三、平原区地下水补给量计算,1. 北方平原区地下水总补给量的计算 1.1北方平原区地下水总补给量Wp，包括： 降水入渗补给量Up 山前侧向流入补给量Uk 越流补给量Uj 河道渗漏补给量Ur 渠系渗漏补给量Uc、渠灌田间入渗补给量Uf 水库（湖泊、闸坝）蓄水渗漏补给量Ud 人工回灌补给量qm,提示：有时要考虑井灌回归补给。 1.2降

27、水入渗补给量Up 当地降水入渗补给地下水的水量，是浅层地下水的重要补给来源。 降水入渗补给系数,降水入渗补给系数确定公式： 给水度的确定： 实际开采量法： 地下水动态资料分析法：,无降水、无地表水补给、无地下水开采，潜水蒸发是唯一消耗途径时。,不同岩性和降水量的平均年降水入渗补给系数表 P50 规律是什么？,1.3 河道渗漏补给量Ur 当江河水位高于两岸地下水位时，河水渗入补给地下水的水量。地下水动力学法 K是渗透系数；I为垂直于剖面方向上的水力坡度；F为单位长度河道垂直地下水流方向的剖面面积，L为河道或河段长度。 这是单侧河道渗漏补给量，两侧要分别计算，参数不同。,水文分析法。利用上下游水文

28、站实测径流资料估算河道渗漏补给量。 式中：L是上下游水文站的距离，L是计算河段长度。是水面及浸润带蒸发损失。 1.4 山前侧向流入补给量Uk，与前面山丘区计算相同。,1.5 渠系渗漏补给量Uc、渠灌田间入渗补给量Uf 补给系数法。灌溉渠道水位一般高于地下水位，各级渠道（干、支、斗）在输水过程渗漏补给地下水的水量。 式中：m是渠系入渗补给系数；W渠首引水量；r为渠系渗漏补给地下水系数；是渠系水利用系数。 地下水动力学法。达西公式 经验公式法。 当渠道定期输水，地下水埋深较大时：,当渠道长期输水，地下水埋深较小时， 式中：K是渗透系数，B是渠底宽度，r是渠道边坡毛管系数，h是渠道水深，是渠道边坡系

29、数，T是过水天数，L渠道输水长度，是地下水埋深，是含水层有效厚度，l是渗漏扩展距离。 灌溉水进入田间后，经过包气带渗漏补给地下水的水量。 式中：是渠灌田间入渗补给系数；r1为渠灌田间渗漏补给地下水系数；1是田间水利用系数。,1.6 水库（湖泊、闸坝）蓄水渗漏补给量Ud 水量平衡法。水库等蓄水体的水位一般高于地下水位。 W1进入水库的水量；Pd降水量；Ed水库的水面蒸发量；W2水库的出库水量；W水库蓄变量。水库补给地下水系数。,1.7 越流补给量Uj 深层地下水水头高于浅层地下水不头的情况下，深层地下水通过弱透水层对浅层地下水的补给。 H压力水头差，即深层地下水水头与浅层地下水水头差；T为时段；

30、Ke越流系数。 1.8 人工回灌补给量qm 指通过井孔、河渠、坑塘或田面，人为地将地表水灌入地下，补给浅层地下水的水量。,2. 南方平原区地下水总补给量的计算 2.1南方平原区地下水总补给量Wp，包括： 旱地降水入渗补给量 河道渗漏补给量 山前侧向流入补给量 旱地渠系渗漏补给量 旱地渠灌田间入渗补给量 水库（湖泊、闸坝）蓄水渗漏补给量 井灌回归补给量 水稻田生长期降水入渗和灌溉入渗补给量 水稻田旱作期降水入渗补给量,这里只解释3项，其它各项与北方平原区相同。 2.1水稻生长期降水入渗和灌溉入渗补给量Q1 降水与灌溉无法分开，合并计算 水稻田入渗率；Fr水稻田面积，T为水稻生长期时间。,2.2水

31、稻田旱作期降水入渗量Q2 降水与灌溉无法分开，合并计算 降水入渗补给系数；Prd水稻田面积上旱作期降水量，Fr为水稻田面积。 2.3旱地降水入渗补给量Q3 Pd旱地面积上年降水量；Fd旱地面积。,四、平原区地下水排泄量计算,1.北方平原区地下水总排泄量的计算 1.1北方平原区地下水总排泄量Wp包括： 潜水蒸发Eg 人工开采净消耗q 河道排泄Qr 侧向流出Qk 越流排泄Qj等。,1.2潜水蒸发量Eg 潜水蒸发是指在土壤毛细管作用的影响下，浅层地下水沿着毛细管不断上升，形成了潜水蒸发量。 地中渗透仪实测法 经验公式法 潜水蒸发系数法,不同岩性和地下水埋深的潜水蒸发系数表 P55， 有什么规律？,1

32、.3浅层地下水实际开采消耗量q 浅层地下水实际开采净消耗量地下水开采利用程度较高地区的主要排泄量，包括农业灌溉用水开采和工业、城市生活用水开采消耗。 农业灌溉用水量、工业生活用水量可由水利部门、统计部门调查，或用公式计算。 式中：mi灌水定额；F是灌溉面积；n是灌水次数；N为复种指数。实际开采量调查法 其它各项计算与前面相同。,2.南方平原区地下水总排泄量的计算 水稻生长期地面有积水，没有潜水蒸发。因此南方平原区地下水总排泄量Wp包括： 河道排泄量 旱地蒸发量 水稻田的旱作期蒸发量,五、地下水可开采量,1.地下水可开采量 地下水可开采量：经济合理、技术可能和不造成水位持续下降、水质恶化及其他不

33、良后果条件下可供开采的地下水量。 地下水可开采量计算方法： 实际开采量调查法 可开采系数法 平均布井法 多年调节计算法 类比法,2.地下水可开采量计算方法 1）实际开采量调查法 适用于浅层地下水开发利用程度高、开采量调查统计较准、潜水蒸发量较小、水位动态处于相对稳定的地区。 周年地下水位不变，潜水蒸发量很小，则该地区地浅层地下水补给量为实际可开采量。,2）开采系数法 适用于浅层地下水有一定的开发利用水平，通过多年资料，确定出合理的开采系数。则地下水多年平均可开采量等于开采系数乘以多年平均地下水总补给量。 开采系数与哪些因素有关： 浅层地下水岩性及厚度、单井单位降深出水量、平水年地下水埋深、年变

34、幅、实际开采模数和多年平均总补给模数。 3）多年调节计算法 根据多年条件下，总补给量等于总排泄量的原理，依照地面水库的调节计算方法对地下水进行多年调节计算。调节计算期间的补给量与总废弃水量（消耗于潜水蒸发和侧向排泄的水量）之差，就是调节计算期的地下水可开采量。,4）平均布井法 根据地下水开采条件，确定单井出水量、影响半径、年开采时间，进行平均布井，用这些井的年内开采量代表该区的地下水的可开采量。 式中：Qme多年平均可开采量（亿m3）；qs为单井出水量（m3/h）；N为计算区内平均布数；t为机井多年平均开采时间（h）；F为计算区布井面积（km2）；Fs为单井控制面积（m2）；R为单井影响半径（

35、m）。,第五节水资源总量计算,一、水资源总量的概念,1.水资源总量分析 在一个区域，如果把地表水、土壤水、地下水作为一个整体来看，则天然情况下的： 总补给量：降水量， 总排泄量：河川径流量、总蒸散发量、地下水潜流量之和。 区域内地表水、地下水和土壤水的蓄变量：总补给量与总排泄量之差。,一定时段内的区域水量平衡公式： 式中：P为降水量；R为河川径流量；E为总蒸散发量；Ug为地下水潜流量；U为区域的蓄水变量。 多年平均条件下，蓄变量可以忽略不计，则上式变为：,将河川径流量R分成地表径流量Rs和河川基流量Rg，将总蒸散发量E分为地表蒸散发量Es和潜水蒸发量Eg，则上式变为： 根据地下水的多年平均补给

36、量与多年平均排泄量相等的原理，在没有外区来水的情况下，区域内地下水的降水入渗补给量应为河川基流量Rg、潜水蒸发量Eg和地下水潜流量Ug三项之和。即：,补充什么叫河川基流量： 河川基流量(又称地下径流量)是指河川径流量中由地下水渗透补给河水的部分，即河道对地下水的排泄量。河川基流量是一般山丘区和岩溶山区地下水的主要排泄量。 地下潜流量（包括河床潜流、山边潜流和地下暗河的流出量）。,区域水量平衡公式可以改写为： 其中Rs和Up分别地表和地下的产水量之和，这就是区域的水资源总量W。 同时，根据下式可以得出另一个公式：,上面（1）、（2）式的区别：前者把河川基流量归并入地下水补给量中，后者把河川基流量

37、归入河川径流量。避免水量重复计算。 可见，地表水资源和地下水资源有重复部分。 潜水蒸发可以由地下水开采而夺取，故算水资源。,二、水资源总量估算,在水资源评价中，一般采用下式进行水资源总量估算： 式中：R是地表水资源；Q是地下水资源；D是地表水资源和地下水资源相互转化的重复量。 分别计算地表水资源R，地下水资源Q，再考虑重复量D。就可以估算水资源总量。,三、河川径流量计算,1.代表站法 选取能控制全区的、实测径流资料系列长、精度高的代表站，如果径流条件相似，可以移用。 2.等值线法 多年平均径流深、年径流变差系数等值线图。 3.年降水径流关系法 选取实测降水、径流资料系列长、精度高的代表站，根据

38、统计分析，建立降水径流关系，如果自然地理条件相似，可以移用。,四、地下水补给量计算,1.山丘区 直接计算山丘区地下水补给量比较困难，根据多年平均总补给量等于总排泄量，以山丘区地下水排泄量近似作为补给量。 式中：Qm山丘区地下水补给量；Rmg河川基流量；Ru河床潜流量；Uk1是山前侧向流出量；Qs山前泉水出露量；Eg潜水蒸发量；q实际开采的消耗量。 山丘区地下水资源以Rmg为主。,2.平原区 计算公式： 式中：Qf平原地下水资源；Up降水入渗补给量；Ur河道渗漏补给量；Uk2是山前侧向流入补给量；Uc渠系渗漏补给量；Ud水库湖泊蓄水渗漏补给量；Uf渠灌田间入渗补给量；Uj1越流补给量；qm人工回灌补给量。 降水入渗补给量是平原地下水的重要来源。,五、山丘区区域多年平均水资源量,山丘区水资源量计算公式：,山丘区水资源量计算公式，展开式：,六、平原区区域多年平均水资源量,平原区重复计算水量包括： 平原区河川径流量与地下水补给