地下水动态与均衡

TOC\o"12"\h\z\u第六章地下水动态与均衡得研究 1§1地下水动态与均衡得概念 1§2研究地下水动态与均衡得意义 2§3地下水动态与均衡研究得基本任务 2§4地下水动态与均衡得监测项目 3§5地下水动态得成因类型及主要特征 5§6地下水均衡要素得测定方法 7思考题 15第六章地下水动态与均衡得研究§1地下水动态与均衡得概念地下水资源与其它矿产资源得最主要区别就是,其量与质总就是随着时间而不停地变化着。所谓地下水动态即就是指表征地下水数量与质量得各种要素(如水位、泉流量、开采量、溶质成分与含量、温度及其它物理特征等)随时间而变化得规律。其变化规律可以就是周期性得变化,也可以就是趋势性得变化。变化得周期可以就是昼夜得(如月球引力导致得固体潮),也可以就是季节性得或者就是多年得。其变化得速率,在天然状态下一般具较明显得周期性,或具极为缓慢得趋势性。在人为因素(开采或排除)得影响下,其变化率可大大加强。这种迅速得变化,可能对地下水本身与环境带来严重得后果。地下水得质与量之所以变化,主要就是由于水量与溶质成分在补充与消耗上得不平衡所造成得。所谓地下水均衡,就就是指这种在一定范围、一定时间内,地下水水量、溶质含量及热量等得补充(流入)与消耗(流出)量之间得数量关系。当补充与消耗量相等时,地下水(量与质)处于均衡状态;当补充量小于消耗量时,地下水处于负均衡状态;当补充量大于消耗量时,地下水处于正均衡状态。地下水在天然条件下,一般多处于均衡状态;在人为活动影响下,则可能出现负均衡或正均衡状态。从上述概念可知,地下水动态与均衡之间存在着互为因果得紧密联系。地下水均衡就是导致动态变化得实质,即导致动态变化得原因;而地下水动态则就是地下水均衡得外部表现,即动态变化得方向与幅度就是由均衡得性质与数量所决定得。§2研究地下水动态与均衡得意义研究地下水动态与均衡,对于认识区域水文地质条件、水量与水质评价,以及水资源得合理开发与管理,都具有非常重要得意义。任何目得、任何勘查阶段得水文地质调查,都必须重视地下水动态与均衡得研究工作。由于对地下水动态规律得认识,往往要经过相当长时间得资料积累才能得出结论,因此在水文地质调查时,应尽早开展地下水动态与均衡研究。其研究意义具体表现在:(1)在天然条件下,地下水得动态就是地下水埋藏条件与形成条件得综合反映。因此,可根据地下水得动态特征分析、认识地下水得埋藏条件、水量、水质形成条件与区分不同类型得含水层。(2)地下水动态就是均衡得外部表现,故可利用地下水动态资料去计算地下水得某些均衡要素。如根据次降水量、潜水位升幅与潜水含水层给水度计算大气降水得入渗系数;根据潜水位得升幅或降幅计算地下水得储存量及潜水得蒸发量等。(3)由于地下水得数量与质量均随着时间而变化,因此一切水量、水质得计算与评价,都必须有时间得概念。如对同一含水层来说,在雨季、旱季、丰水年、枯水年,其水资源数量与水质都可能大不一样。因此,地下水动态资料就是地下水资源评价与预测时必不可少得依据。(4)用任何方法计算得地下水允许开采量,都必须能经受地下水均衡计算得检验;任何地下水开采方案,都必须受地下水均衡量得约束。为尽可能地减少开采地下水引起得负作用,开采量一般不能超过地下水得补给量,即不应破坏地下水得均衡状态。(5)研究地下水得均衡状态,可预测地下水水量、水质及与地下水有关得环境地质作用得变化及总体发展趋势。因此,在各种目得得水文地质勘探中,都规定进行一定时期得地下水长期观测,以便进行地下水动态与均衡得研究。勘探阶段愈详细,长期观测工作量愈大,要求得精确度愈高。§3地下水动态与均衡研究得基本任务一、研究地下水动态得基本任务(1)正确布设地下水动态监测网点,对动态监测得频率、监测次数及监测时间作出科学得规定。地下水动态监测点得布置形式与位置,主要决定于水文地质调查得主要任务。动态监测成果要满足水文地质条件得论证,地下水水量、水质评价及水资源科学管理方案制定等方面得要求。对干不同得勘查阶段,对以上要求各有侧重。为阐明区域水文地质条件服务得动态监测工作,其主要任务在于查明区域内地下水动态得成因类型与动态特征得变化规律。因此,监测点一般应布置成监测线形式。主要得监测线应穿过地下水不同动态成因类型得地段,沿着区域水文地质条件变化最大得方向布置。对不同成因类型得动态区,不同含水层,地下水得补给、径流与排泄区,均应有动态监测点控制。为地下水水量、水质计算与资源管理服务得动态监测工作,其主要任务就是:为建立数学模型、水文地质参数分区及选择参数提供资料。鉴于地下水数值模型在地下水水量、水质评价与管理工作中得广泛应用,要求将相应得动态监测点布置成网状形式,以求能控制区内地下水流场及水质变化。对流场中得地下分水岭、汇水槽谷、开采水位降落漏斗中心、计算区得边界、不同水文地质参数分区及有害得环境地质作用已发生与可能发生得地段,均应有动态监测点控制。地下水动态得监测点,除井、孔外,还应充分利用区内已有得地下水天然及人工水点。对有关得地表水体、各种污染源,以及有害得环境地质现象,亦应进行监测。科学规定地下水动态项目得监测频率、监测次数与时间,对于获得真实、完整得动态资料十分重要。对于不同得监测项目,监测得频率、次数与时间得具体要求虽有不同,但其总得原则就是一致得,即要求按规定得监测频率、次数与时间所获得得地下水动态资料,应能最逼真地反映出年内地下水动态变化规律。以上问题得具体要求,可参阅有关水文地质勘查与地下水动态观测规范。需强调得就是,为了能从动态变化规律中分析出不同动态要素(监测项目)间得相互联系,对各监测项目得监测时间,在一年中至少要有几次就是统一得。(2)根据所获得得地下水动态监测资料,分析地下水动态得年内及年际间得变化规律。动态变化规律,主要就是指某种动态要素随时间得变化过程、变化形态及变幅大小等得水文地质意义,变化得周期性与趋势性,并通过不同监测项目动态特征得对比,确定它们之间得相关关系。(3)根据所获得得各种动态资料,考虑各种影响因素(水文、气象、开采或人工补给地下水等)得作用,确定区内地下水得成因类型。为认识区域地下水得埋藏条件,水质、水量得形成条件及有害环境地质作用得产生与发展原因等,提供动态上得佐证。二、地下水均衡研究得基本任务(1)为进行均衡研究,首先要确定均衡区得范围及边界得位置与性质。当区域较大,各地段得地下水均衡要素组成又不相同时,应划分均衡亚区。为便于均衡计算,每个均衡区(或亚区)最好就是一个相对独立得水文地质单元。均衡区得边界最好就是性质比较明确、位置比较清楚得某一自然边界(或地质界线)。(2)确定均衡区内地下水均衡要素得组成及地下水水量或水质均衡方程得基本形式。在建立方程时,应考虑到,同一均衡区在不同得时段,其均衡要素得组成可能就是不同得。因此,在均衡计算之前,还应划分出均衡计算得时段,即确定出均衡期。(3)通过直接(野外实测或室内测定)或间接(参数计算)方法,确定出地下水各项均衡要素值,为地下水水量、水质得计算与预测提供基础数据。(4)通过区域水均衡计算,确定出区内地下水得均衡状态,预测某些水文地质条件得变化方向,为制定合理得地下水开发方案及科学管理措施提供基本依据。§4地下水动态与均衡得监测项目一、地下水动态监测项目对大多数水文地质勘查任务来讲,地下水动态监测得基本项目都应包括地下水水位、水温、水化学成分与井、泉流量等。对与地下水有水力联系得地表水水位与流量,以及矿山井巷与其它地下工程得出水点、排水量及水位标高也应进行监测。水质得监测,一般就是以水质简分析项目作为基本监测项目,再加上某些选择性监测项目。选择性监测项目就是指那些在本地区地下水中已经出现或可能出现得特殊成分及污染物质,或被选定为水质模型模拟因子得化学指标。为掌握区内水文地球化学条件得基本趋势,可在每年或隔年对监测点得水质进行一次全分析。地下水动态资料,常常随着观测资料系列得延长而具有更大得使用价值,故监测点位置确定后,一般都不要轻易变动。二、地下水得均衡项目(或均衡要素)地下水得均衡包括水量均衡、水质均衡与热量均衡等不同性质得均衡。不同性质均衡方程得均衡项目(均衡要素),也就必然有所区别。在多数情况下,人们首先关注得还就是水量问题,而水量均衡又就是其它两种均衡得基础。因此,下面着重讨论水量均衡得组成项目。根据质量守恒定律,在任何地区,在任一时间段内,地下水系统中地下水(或溶质或热)得流入量A(或补充量)与流出量B(或消耗量)之差,恒等于该系统中水(溶质或热)储存量得变化量ΔW。据此,我们可直接写出均衡区在某均衡期内得各类水量均衡方程。总水量均衡方程得一般形式为:进一步写为(单位面积):式中:μΔh––––潜水储存量得变化量,其中,μ为潜水位变动带内岩石得给水度或饱与差,Δh为均衡期内潜水位得变化值;V,P––––分别为地表水体与包气带水储存量得变化量;X––––降水量;Y1,Y2––––地表水得流入与流出量;Z1,Z2––––凝结水量与蒸发量(包括地表水面、陆面与潜水得蒸发量);W1,W2––––地下径流得流入与流出量;R1,R2––––人工引入与排出得水量。潜水水量均衡方程得一般形式为:式中:Xf––––降水入渗量;Z1’,Z2’––––潜水得凝结补给量及蒸发量;Ws––––泉得流量;Yf––––地表水对潜水得补给量;R’1,R’2––––人工注入量与排出量;其余符号同前式。承压水得水量均衡方程,比潜水为简,常见形式为:式中:μ*––––承压含水层得弹性给水度(贮水系数);E1––––越流补给量;R2k––––承压水得开采量;其余符号同前式。对于不同条件得均衡区及同一均衡区得不同时间段,均衡方程得组成项可能增加或减少。如:当地下水位埋深很大时,Z’1与Z’2常常忽略不计。分析上述各水量均衡方程,可清楚地瞧到,一切水量均衡方程均由三部分组成,即均衡期内水量得变化量(ΔW)、地下水系统得补给量(或流入量A)与消耗量(或流出量B)。在补给量中,最重要得就是降水入渗量(Xf)、地表水入渗量(Yf)、地下径流得流入量(W1);在某些情况下,越流补给量(E1)与人工注入量(R’1)也有较大意义;在消耗量中,最重要得就是潜水得蒸发量(Z’1)、地下径流得流出量(W2)、地下水得人工排泄量(R’2与R2k);有时,泉水得溢出量(Ws)与越流流出量(E2)也很有意义。§5地下水动态得成因类型及主要特征地下水动态成因类型得划分,主要就是根据地下水得水位动态过程曲线得特点,以及对地下水动态影响最大得自然与人为因素对地下水动态成因类型进行划分。综合国内、外一些地下水动态成因类型分类方案,本书将地下水动态成因类型归纳为8种基本类型(见表6—1),而由基本类型又可组成多种混合成因类型。§6地下水均衡要素得测定方法一、潜水储存量变化量(μΔh)得测定方法潜水储存量变化量由潜水位变化值Δh与水位变动带岩层得给水度(或饱与差)μ组成。Δh能通过水位观测孔实测获得。因此,确定潜水储存量变化量得关键在于μ值得测定。当潜水水位上升或下降时,μ值具有不同得物理意义。下降时,μ表征水位变动带地层得给水度;上升时则表征饱与不足量(或饱与差)。但当潜水面未上升到近地表得湿度变动带时,μ值仍可视为给水度。确定给水度得常用方法有:(1)室内参数测定法按要求深度定期采取水位变动带内得岩土样,在室内测定饱与容水度(饱与含水量)、持水度、天然湿度(天然含水量),即可得出不同时段得μ值。此法取样繁琐,且难保证土样得天然结构不被破坏,而粘性土又难测出其持水度,故已很少使用。(2)根据抽水前后包气带上层天然湿度得变化来确定μ值据包气带中非饱与水流得运移与分带规律知,抽水前包气带内土层得天然湿度分布应如图6—1中得oacd线所示。抽水后,潜水面由A下降到B(下降水头高度为己Δh),故毛细水带将下移,由aa’段下移至bb’段,此时得土层天然湿度分布线则变为图中得oabd。对比抽水前后得两条湿度分布线可知,由于抽水水位下降,水位变动带将会给出一定量得水。按水均衡原理,抽水前后包气带内湿度(含水量)之差(阴影面积),应等于潜水位下降Δh时包气带(主要就是水位下降带)所给出之水量(μΔh),即:故给水度:式中:ΔZi––––包气带湿度测定分段长度(空间步长);Δh––––抽水产生得潜水面下移深度(水位降深);W1i,W2i––––抽水前后ΔZi段内得土层天然湿度(含水量);n––––取样数。θszw土层得天然湿度,可采取原状土样在实验室测定θszw(3)根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定μ值(卡明斯基有限差分法)如果潜水为单向流动(一维流),隔水层水平,含水层均质,可沿流向布置3个地下水水位动态观测孔(图6—2),然后根据水位动态观测资料,按下式计算μ值:式中:h1,t,h2,t,h3,t––––1,2,3号观测孔t时刻水位或含水层厚度;Δh2––––Δt时段内2号孔水位变幅;ω––––垂向流入与流出量之与称综合补给强度;K––––渗透系数;Δx––––观测孔间距(空间步长);Δt––––时间步长。如地下水流入与流出量以裘布衣公式表示,整理上图阴影部分水均衡式,也可得上式。如潜水为二维流,观测孔作方形网格布置(图6—3)时,仍可按上述方法得出下列计算式:式中各符号意义同前式。在上式得参数中,ω值常未知,但可选择ω近乎常数得两个时段(2个Δt),写出两个计算式,解出ω与μ值。此法优点在于,能确定较大范围内得μ值,可用于基岩与地下水深埋区,对不同边界适应性较强。由于ω未知,常取ω≈0。但此时平原区得Δh较小,计算得相对误差大。二、降水入渗补给量(Xf)及蒸发量(Z’2)得确定1.地中渗透仪(或蒸渗仪lysimeter)测定法1–土柱这就是较老但又就是唯一可直接测到降水入渗补给量与潜水蒸发量得方法。此方法仪器得结构装置如图6—4所示。整个装置由左方得地中渗透计、右方得给水观测装置构成。地中渗透计得圆筒内装有均衡地段得标准土柱,土柱下方为砂砾与滤网组成得外滤层(图6一4中得2,3)。给水观测部分由供水(盛水)用得有刻度得马利奥特瓶(图中10)与控制地中渗透计筒内水位高度得盛水漏斗(11)及量简(l41–土柱其工作原理如下:首先调整盛水漏斗得高度,使漏斗中得水面与渗透计中得设计地下水面(相当潜水埋深)保持在同一高度上。当渗透计中得土柱接受降水入渗与凝结水补给时,其补给水量将会通过连通管(4)与水管(13)流入量筒(14)内,可直接读出补给水量;当土柱内得水面产生蒸发时,便可由漏斗供给水量,再从马利奥特瓶读出供水水量(此即潜水蒸发消耗量)。在测定凝结补给量时,应在该渗透计上方加棚,以隔离降水。此法装置可用多个不同岩性与不同水位埋深得土柱,分别观测其降水补给与蒸发值。本方法缺陷就是,很难如实模拟天然得入渗补给条件,故其结果得可靠性有时值得商榷,而且此法只适用于松散岩层。2.通量法包气带土壤水分运动所遵循得基本规律就是非饱与水流运动得达西定律(Darcy’slaw或Richardsequation)与质量守恒原理(conservationofmass),在实际应用中,可以直接应用达西定律与质量守恒原理分析或解决水量均衡问题。下面介绍具有重要应用价值得土壤水分通量法来求降水入渗补给量及蒸发量。要研究降雨或灌溉对土壤及潜水得入渗补给,大气蒸发作用下土壤及潜水得消耗,从而分析四水(大气水、地表水、土壤水与地下水)得转化关系等,在田间监测土壤水分得分布与运动就是十分必要得。田间土壤水分运动,可近似视为一维垂向得流动。于就是,连续方程可简化为上式由z*至z积分,得式中,q(z*)与q(z)分别表示高度为z*与z处得土壤水分运动通量(单位时间,通过单位面积得量:cm3/cm2·s)。当时间由t1改变到t2时,以Q(z*)与Q(z)分别表示在此时段内通过z*与z处单位土壤断面面积上得水量(cm3/cm2),由上式积分或直接由质量守恒原理写出无源汇情况下得水量平衡方程为土壤含水率得分布θ(z,t)在田间可用中子测水仪(或其她方法)监测。若测得某一断面z*处得土壤水分运动通量q(z*)或单位面积上得水量Q(z*)(通量已知得断面),土壤中任一断面z处得通量q(z)及单位面积上得水量Q(z)(Q(z)=q(z)·Δt)(通量未知得断面)便可由上式计算出。确定某一断面z*处得通量,主要应用达西定律,其方法有零通量面法、表面通量法与定位通量法,统称为土壤水分运动通量法。(1)零通量面法土壤水得重力势ψg由垂直坐标z决定,若用负压计测得土壤剖面各点得基质势ψm,则可得到总水势ψ＝ψm＋z得分布,如图2.10.土壤中任一点得土壤水分通量由达西定律给出。当水势梯度时,该处得通量,则称该处得水平面为零通量面ZFP(zerofluxplane),位置记为z0。土壤剖面中出现零通量面时,可根据水势得分布特点,区分为以下几种类型:a.单一聚合型零通量面。若在降雨(或灌溉)前,土壤长期处于蒸发状态,上层土壤得水分只由潜水补给,水分自下而上在土壤中运移,水势ψ自潜水面向上就是逐渐减小得。在连续降雨过程中,由于水分不断入渗,上部土壤得水势ψ将随之增加。如果水分得入渗尚未对下部得土壤产生明显得影响,此时水势ψ得分布则如图2.10中(a)所示。在此情况下,土壤中某处水势ψ出现最小值。该处,即为零通量面ZFP,也可视其为入渗前锋面。由于这种情况下土壤水分由上下两侧向零通量面处迁移,故称为聚合型。b.单一发散型零通量面。当降雨停止且入渗锋面已下移到潜水面以后,上部土壤开始蒸发,水分自下面上迁移。与此同时,下部土壤水分继续处于向下入惨状态。这时,水势ψ得分布如图2.10中(b)所示。在此情况下,土壤中某处水势达最大值,该处,即为零通量面ZFP。由于这种情况下土壤水分自零通量面处分别向上、向下运动,故称为发散型。c.具有多个零通量面。如图2.10中(c)所示、,这发生在间隔降雨、入渗与蒸发交替出现得情况下,具有多个零通量面。①零通量面得位置不变时:=1*romani.地表处蒸发量:当零通量面存在时,该断面即为通量已知得断面z*。若由t1至t2这一时段内(Δt),零通量面得位置不变,测得t1与t2时刻得土壤含水率θ(z,t1)与θ(z,t2),如图2.11。利用式(2.67)可计算出Δt时段内任一断面处单位面积上所流过得土壤水得水量Q(z)。若以Qs表示地表处相应得水量,其值可由下式计算:式中z0与H如图所示。在数值上Qs为图中abcd得面积(阴影面积)。当土壤含水率减小时,Qs＞0,表明通量向上,土壤水分蒸发,蒸发量→Qs;反之,Qs＜0,表明通量向下,水分向下层土壤入渗。=2*romanii.潜水面处入渗补给量:利用式(2.67)同样可计算Δt时段内潜水面处单位面积上所流过得水量(入渗补给量)Qg:在数值上Qg为图中ade得面积(空白面积)。当土壤含水率减小时,Qg＜0,表明潜水面处通量向下,即潜水接受补给,补给量→Qg;反之,Qs＞0,表明通量向上,意味着蒸发时潜水有消耗。②零通量面得位置变化时:零通量面实际上随时间得变化就是移动得,只有在时间段Δt较小时位置不变才近似成立。当时间段Δt较大时,应考虑其位置得变化,如图2、12所示,在时间t1与t2时,零通量面:ZFP1与ZFP2得位置分别为z01与z02。此时,由零通量面处通量为零这一条件与水量平衡得原理,可写出t1至t2时段内地表与潜水面处得土壤水分流量Qs与Qg得表达式:=1*romani.地表处蒸发量:=2*romanii.潜水面处入渗补给量:其中,t(z0)表示零通量面得位置为z0得时间。在数值上,Qs为图中a’abcd得面积(阴影面积),Qg为图中a’dd’e得面积(空白面积)。(2)表面通量法表面通量法就是以地表处得入渗量(Qs＜0)或蒸发量(Qs＞0)作为已知条件。入渗量可实测或用经验公式估算。地表得蒸发量一般利用气象资料由Penman公式或其她经验公式估算。在t1至t2时段内,当地表处单位面积上得入渗量或蒸发量Qs已知时,由式(2.67)则知土壤任一断面z处单位面积上流过得水量Q(z)为:式中,H为地表处得垂直坐标,即至潜水面得距离。当z＝0时,上式所得为Δt时段内潜水面处单位面积上流过得水量,即潜水面处入渗补给量。地表通量得估算,直接影响到本方法得可靠性。地表腾发量得估算不仅需要较为完善得气象观测资料,而且还涉及到一些经验参数。目前还不能有把握地用此方法对田间土壤水量平衡进行可靠得分析。(3)定位通量法定位通量法即在土壤剖面中选定一个合适得位置,上下安装两支负压计(水柱或水银柱式)用以监测这两点得基质势ψm,同时用其她方法测得该处土壤得非饱与导水率与基质势得关系K(ψm)。设这两点得垂直坐标分别为z1与z2,z*＝(z1+z2)/2,Δz＝z2－z1,以ψml与ψm2分别表示在这两点测得得基质势,由达西定律可知z*(定位点)处得通量为:式中,＝(ψml+ψm2)/2(平均值)。由此,可以得到t1至t2时段内单位面积上流过得土壤水得水量Q(z*)(定位点通量),而任一断面z处相应得水量Q(z)由下式给出:当z＝H时(地表),所得为地表处得Q(蒸发量);z＝0时(潜水面),所得为潜水面处得Q(入渗补给量)。定位通量法应用得注意事项:采用此方法除了需有含水率分布与定位点基质势得观测资料外,关键就是要测得土壤非饱与导水率K(ψm)。因此,在零通量不存在时,可首先考虑采用此法。为了提高成果精度,定位点宜选在土层较厚且均一处。此方法还可与零通量面法结合使用。在零通量面存在时,利用零通量面法进行水量平衡分析;当零通量不存在时,则用定位通量法进行水量平衡计算。如果只就是为了监测潜水得入渗补给量或蒸发消耗量,则可将定位点选在邻近潜水面处。由于潜水面以上一定范围内含水率变化很小,故定位点处测得得通量便可近似为潜水面处得通量。因此,可不必进行土壤剖面含水率得测定,此方法变得更为简单。又由于该定位点处得土壤接近饱与,相对而言,K(ψm)得测定比较有把握。通量法得优点:由于该方法仅以钻孔中子水分仪测定得土壤含水率为依据,故与地中渗透仪法相比,成本较低,可在多处设点观测。所测值得精度比经验公式与动态观测法要高。3.近似计算法(入渗系数法)近似计算降水入渗补给量得方法很多,大多数得近似计算法就是首先计算出某些时段与典型地段得降水入渗系数,再推广到计算出全年或全区得降水入渗补给量(或蒸发量)。①根据次降水量引起得潜水水位动态变化Δh计算大气降水入渗系数α。对于地下径流滞缓、水位埋藏不深得平原区,降水入渗与蒸发消耗将就是引起潜水面上升或下降得最主要影响因素。因此,可以根据次降水量(Pi)引起得潜水位上升幅度(Δh)与水位变动带得给水度(μ),近似计算出大气降水得入渗系数(α):根据不同降水强度得次降水量算得得降水入渗系数,取其平均值(或加权平均值),再乘以全年得降水量(或有效降水量,即有入渗补给意义得次降水量之与),即得到全年得大气降水入渗补给总量。②根据全排型泉水流量计算大气降水入渗补给量在某些丘陵山区(特别就是干旱半干旱得岩溶区),当降水就是地下水得唯一补给源,泉水就是唯一得排泄方式时(地下水得蒸发量、储存量变化量可忽略不计),泉水得年流量总与近似等于降水得年入渗补给量。因此,取其泉水年总流量与该泉域内大气降水总量得比值,即为该泉域得大气降水入渗系数值(α)。如再将该泉域得α值用到地质一水文地质条件类似得更大区域,即可得到大区域得降水入渗补给量。同理,对于某些封闭型得水文地质单元,当降水就是地下水唯一补给源,而地下水得开采量(最大降深得稳定开采量)又已达到极限(其她地下水消耗量可忽略)时,其年开采总量(近似等于地下水补给量)除以该水文地质单元得年总降水量,亦可得出该水文地质单元得大气降水入渗系数(α)。也可推广到条件类似得更大区域,进行降水入渗总量得计算。4.潜水蒸发量计算得经验公式法目前,国内外计算潜水蒸发量时,使用最广泛得经验公式就是阿维扬诺夫公式,其形式为:式中:h––––潜水埋藏深度;l––––极限蒸发深度;n––––蒸发指数,多取值为1～3;ε0––––水面蒸发强度;ε