湖泊容水量研究方法綜述

㈠ 如何確定水位與水量的關系

確定水位與水量的關系：
1) 相關計演算法。根據多年累積水位水量資料，採用回歸分析方法得出水位與水量之間的關系。其優點是直觀、簡潔、計算方便，但是這種方法需要大量的水位水量觀測資料。
2) 源函數法和復變函數法。它們都假設在無越流補給的情況下，承壓含水層是均質、等厚、各向同性和無限延伸的，分別利用非穩定流理論和復變函數理論來解出水位與水量的關系。這種方法是在假定無越流補給的條件下進行計算的，這種假設與實際相差甚遠。地礦部「八五」科技攻關研究成果提出考慮有越流產生，並有粘性土中釋出的水補給含水層的條件下建立准三維地下水流多層含水層系統的水流模型，經過在實際中應用，效果良好。
3) 數值方法。水位模型正趨向於採用三維流模型，由於方程比較復雜，並考慮各土層的非均質性，比較多的是採用有限差分、有限單元法來計算水位的變化。其中美國地質調查所開發的MODFLOW數學模型(模擬地下水三維運動的數學模型)，它經過不斷地修改和完善，使得含有豐富的內涵和靈活的模塊。

㈡ 湖泊水文學的研究手段

湖泊水文學的新手段有：①模型技術,其中包括物理模型和數學模型，用以進行湖泊水文現象的物理和數值模擬，建立湖水動力模型、湖泊水溫模型、湖水化學模型、湖泊沉積模型等；②
遙感技術，用於探測湖界、水溫、冰情，識別湖水污染和淺水湖泊泥沙運動；③核技術，用於示蹤泥沙運動，分析湖泊沉積，探測水庫滲漏；④電子技術，用於湖泊調查和測量等。 現代湖泊水文學要加強水文混合與水文平衡基礎理論研究，以闡明湖泊水文現象內部聯系；提高水量平衡要素觀測和計算精度；推廣應用新技術；將湖泊作為系統，了解其中所有因素之間相互關系，研究湖泊的環境效應，湖水資源的保護、開發和利用。
利用資源衛星圖像，進行湖泊、水庫的分析之圖，可以建立湖泊信息系統，這是湖泊遙感多元分析的新途徑，也是湖泊數據更新的重要保證，具有多方面的應用功能。
湖泊水庫等地理分布調查，不論高山高寒地區，或是浩瀚無際的沙漠地帶以及人煙稀少的邊境區域，都能通過衛星像片的地學分析，標出湖泊等水體的位置、形狀、大小等基本特徵。有目的地建立湖泊資料庫，為水資源調查，開創新技術途徑。
湖泊水化學成分、礦化度、水質、水溫等，都能從衛星影像特徵中進行定性研究，同時也可結合地面有關調查數據作定量分析，還可對地圖上湖泊、水庫、沼澤窪地等水文要素作更新修正。它們在湖泊信息系統的支持下，利用資源衛星像片修編地圖是一條多、快、好、省的途徑。這對地物變化快的要素，如湖泊的退縮消長，水庫的興修擴建等圖面訂正補充，都有很好的效果。
衛星遙感圖像具有其周期性、宏觀性和現勢性特點，因此，運用遙感技術進行湖泊、水庫等調查制圖，有著快速、實時性的優勢。所以，開展湖泊地理信息系統的研製，實時監測湖泊水體，具有廣闊的應用前景。
資源衛星對湖泊資源的保護和開發利用，能發揮獨特的作用。湖泊是一個多功能的資源庫，人們不斷地開發索取，其結果引起湖泊生態環境的變化，乃至惡化。而資源衛星獲取的像片，能不時地將湖區被圍墾，湖面縮小，直至湖泊生態系統的破壞等信息傳遞給人們，進而可引起有關部門的重視，採取措施積極保護湖泊資源。
80年代後期以來，中國科學院南京地理與湖泊研究所開展了一系列湖泊資料庫--湖泊信息系統的研究，積累了豐富的湖泊信息，並於90年代後期上網發布。

㈢ 怎樣分析湖泊水位變化的原因，答題思路是什麼，要從哪

衛星測高技術在深海區域測定的瞬時海面高的精度可以達到±5cm,對於大面積的內陸湖泊,湖泊表面具有類似與海洋表面的反射特性,因此使得利用衛星測高技術監測陸地湖泊的水位變化成為可能。本文在借鑒以往研究成果的基礎上,利用衛星測高技術對我國7個內陸湖泊的水位變化進行了監測研究,主要研究內容及結論如下: (1) 在對原有波形重定方法深入研究的基礎上對其進行了改進,使用DEM或DTM模型作為波形重定後改正結果的選擇標准,並利用Fortran語言設計了波形重定軟體。以呼倫湖為例,利用波形重定軟體對靠近岸邊的第27個Pass的波形進行重定,得到中誤差精度提高近3倍的結論,證明了波形重定方法可以顯著提高受陸地和淺水區域水底地形影響的波形數據的測高精度。 (2) 以呼倫湖為例,通過對湖泊范圍內的測高波形進行波形分析,得出湖泊在冬季結冰時測高波形多為尖錐狀波形,受湖面有積雪的影響波形能量相對與夏季的波形能量偏低的結論。 (3) 研究了利用GDR數據監測湖水位變化時的數據編輯原則,對不同cycle間GDR數據向參考軌道的約化方法進行了改進。 (4) 對利用衛星測高技術獲得的湖泊水位異常數據進行了研究。以呼倫湖為例,通過將衛星測高所得到年平均湖泊水位異常與實測年平均湖泊水位異常進行比較獲得了10.3cm中誤差,最大絕對誤差為-14.5cm的測高精度,驗證了利用衛星測高技術監測陸地湖泊水位變化的可行性。 (5) 利用小波分析的方法對衛星測高獲得的湖水位異常時間序列進行了研究。通過對獲得的小波系數圖的分析,得出了呼倫湖等7個湖泊的水位年際變化周期,驗證了水位變化與ENSO現象的關系。

㈣ 水環境容量的水環境容量估算方法

（1）對於擬接納開發區污水的水體，如常年徑流的河流、湖泊、近海水域應估算其環境容量。
（2）污染因子應包括國家和地方規定的重點污染物，開發區可能產生的特徵污染物和受納水體敏感的污染物。
（3）根據水環境功能區劃明確受納水體不同斷（界）面的水質標准要求，通過現有資料或現場監測分析清楚受納水體的環境質量狀況；分析受納水體水質達標程度。
（4）在對受納水體動力特性進行深入研究的基礎上，利用水質模型建立污染物排放和受納水體水質之間的輸入響應關系。
（5）確定合理的混合區，根據受納水體水質達標程度，考慮相關區域排污的疊加影響；應用輸入響應關系，以受納水體水質按功能達標為前提，估算相關污染物的環境容量（最大允許排放量或排放強度）。

㈤ 湖泊水文學的學科內容

現代湖泊水文學研究的主要內容，可歸納為： 研究湖泊蓄水量及其變化規律。在一定時段，進出湖泊的水量不同，引起湖泊蓄水量的變化。入湖水量包括湖面降水量，入湖的地面、地下徑流量。出湖水量則有湖面蒸發量，出湖的地面、地下徑流量和工農業自湖泊的引水量。運用湖泊水量平衡方程可以確定湖泊蓄水量的變化，評價湖泊水資源，闡明湖泊對江河的調蓄能力。湖泊蓄水量的變化，直接決定著湖水水位的升降，但
在蓄水量不變的情況下，湖泊增減水和湖泊波漾等作用也會引起水位的變化。湖泊水位資料是估算湖泊水量的依據。最高水位的確定，為湖泊的堤防設計，提供科學依據。 研究湖中物質的沉積過程及其演變規律。應用沙量平衡原理，即根據時段內進出湖泊的沙量收支狀況，可以確定某一時段湖泊淤積量，推算淤積厚度。研究泥沙淤積、化學沉積和生物沉積，可以預測沉積演變趨勢和湖泊壽命。在湖泊沉積研究中也應用遙感技術、同位素技術、孢子花粉和古地磁等方法，測定沉積物年代，推測歷史氣候變遷情況，預測沉積數量和位置。
湖盆的形態、大小和深淺，影響湖水運動、湖泊沉積、湖中熱量交換和湖水的化學特性等，因此，湖泊水文學也研究湖盆和湖泊的形態特徵。
水庫是人工湖泊，與天然湖泊既有共同之點也有一些特殊研究內容，如水庫淤積、水庫庫岸演變、異重流防治和利用等問題。

㈥ 如何用多元統計方法對河流和湖泊的水質情況進行定量評價

多元統計分析是從經典統計學中發展起來的一個分支，是一種綜合分析方法，它能夠在多個對象和多個指標互相關聯的情況下分析它們的統計規律，很適合農業科學研究的特點。主要內容包括多元正態分布及其抽樣分布、多元正態總體的均值向量和協方差陣的假設檢驗、多元方差分析、直線回歸與相關、多元線性回歸與相關(Ⅰ)和(Ⅱ)、主成分分析與因子分析、判別分析與聚類分析、Shannon信息量及其應用。簡稱多元分析。當總體的分布是多維（多元）概率分布時，處理該總體的數理統計理論和方法。數理統計學中的一個重要的分支學科。

㈦ 生態水文的生態水文學研究內容及研究方法

生態建設與水文水資源有著非常密切的關系，生態建設中的水科學問題及其研究已成為生產實踐中急需解決的問題之一。然而由於問題的復雜性、資料的有限性、方法的不成熟性，其研究有待進一步科學化、系統化。生態水文學一詞的英文為Eco—hydrology，是由ecology（生態學）和hydrology(水文學)兩片語合而成，它大約在20世紀80年代開始出現。在我國，劉昌明等1997年主編的《中國水文問題研究》一書中使用了「生態水文」一詞。近幾年，生態水文一詞頻頻出現，特別是已成為我國一些大學或研究所的研究領域和方向。英國學者，R.L.wilby等於1997年出版了《Eco-hydrology》專著，該書重點討論濕地生態系統中植物與水分的關系。Zalewski在1997年的一份水文學技術報告中指出，生態水文學概念是關於水生資源可持續利用的一個新轉變，他把生態水文學主界定在水生物學方面。
盡管「生態水文學」已在國內外各種報告中頻繁出現，但還沒有一個明確的定義，鑒於它的研究仍處於新發展狀態，可以這樣認為 ：在科學體繫上，生態水文學屬於地球科學范疇，是水文學的一個分支，是生態學與水文學的交叉學科。生態水文學就是將水文學知識應用於生態建設和生態系統管理的一門科學。主要研究生態系統內水文循環與轉化和平衡的規律，分析生態建設、生態系統管理與保護中與水有關的問題。如生態系統結構變化對水文系統中水質、水量、水文要素的平衡與轉化過程的影響；生態系統中水質與水量的變化規律及其預測預報方法；水文水資源空間分異與生態系統對位關系。
長期以來，盡管人們一直在研究生態過程與水文過程的相互作用，但分屬不同的學科領域，而未形成統一的學科體系。按照不同的空間尺度，生態水文的研究內容可分為三個方面。以 SPAC 為基礎的植物與水分關系的研究，形成生態水文的微觀機理研究。伴隨土壤水動學發展及SPAC概念的提出，特別是20世紀80年代以來，在國際地圈生物圈計劃 （IGBP）的推動下，這方面研究非常活躍，並取得了較大進展。以SVAT（Soil——Vegetation—— Atmosphere——Transfer）為基礎的中尺度植被與水文研究，早期的研究 ，主要研究不同植被類型及結構內的水文規律形成如農田水文學、森林水文學和草地水文學等，重點研究不同植被群落中水量平衡、水分循環、水質及其變化等的規律，研究不同植被類型對水文系統、水行為的作用和影響。自20世紀80年代，SVAT概念的提出，特別是1991年國際大氣土壤植被關系委員會（ICASCR）成立以來，則更加重視植被（而非植物）、大氣與土壤界面之間水文過程，並把三者作為一個系統開展更加深入的、較大尺度的研究。第三，中大尺度地表覆蓋變化的水文系統研究，現代社會中，大尺度流域或區域內單純的一種植被是不存在的，實際存在的是由林、草、農田等不同植被復合而成，由於植被類型、土壤及氣候（特別是降水）的空間變異特徵，不同組合條件下流域或區域，產流和匯流過程不同，其水量平衡、水質及水循環模式也有很大的差異。因此，如何把小尺度、特高植被的水文行為放大到大尺度，研究不同植被覆蓋下大尺度水文系統變化是當前國內外研究熱點。
按照研究目的，生態水文的研究可分為兩類，即良性生態系統中水文規律的認知研究和生態建設中的水問題研究。前者以探索生態與水文過程相互作用的規律，研究二者相互作用機理，同時能為生態建設提供參照和參考，屬認識世界的范疇。生態建設中的水問題研究具有明確的應用目的，是生態水文學研究熱點之一。一方面要研究和認識生態建設中生態水分條件和生態水資源背景，如何開發和利用有利的水分條件，促進和加速生態恢復。在黃土高原乾旱缺水，氣候和植被的過渡特徵、丘陵地貌使水熱局地分異特徵，決定了生態恢復生態水文背景的復雜性，植被類型結構和布局確立的困難性。因此，只有在「拉網式」水分背景的地理分布規律的基礎上，才能明確回答黃土高原能不能造林？栽什麼樹和造什麼林以及種什麼草等生態建設中長期懸而未決的實際問題。另一方面，就是生態建設的水文效應研究，如同土壤水力曲線，其吸濕過程和退水過程並不一致，相同的水勢，吸濕過程與退水過程中土壤持水量並不一致。因此，流域或區域的生態建設與恢復的水文效應也是一個值得研究的問題。研究重點是評價流域或區域生態建設對水文系統的單項或綜合影響；預測不同建議模工對水文系統的可能影響，確定和選擇好的模式。
生態水文學研究方法
目前，國內外生態水文研究中普遍採用的研究方法有對比分析法、水文模型模擬法、水量平衡法。 對比分析法又可分為流域對比分析法和時間序列對比分析法。按研究尺度劃分，對比分析法可分為以下幾種類型：
（1）徑流小區對比法 通過有控制措施與實驗措施的一對徑流實驗場或徑流溝的同時對比觀測，來研究各個單項措施對於水環境的影響。在進行這樣的對比觀測時，一般應先進行空白的對比觀測，來觀測它們的基礎是否一致，然後再將其中的一個徑流場或徑流溝加上單項的人工措施，如植被種草等。這個方法的優點是可以把影響水環境的某些因素固定起來，單獨研究其中某一個因素對於水環境的影響。但這個方法是在小面積上所得的資料，不能隨便應用到大面積上去，主要原因是由於地下水層的深度與河床切割深度的相互關系在小面積上與大面積上有很大的不同；並且，大面積上各個不同部分的情況錯綜復雜，因此要確定小面積的代表性實際上是有困難的。總的來說，這種方法有利於確定人類活動中的某一單項措施對於水環境的影響，而應用到大面積的定量計算上還存在一定的困難。
（2）小流域對比觀測法 這種方法原理與上一種方法是相同的，不同的研究尺度和綜合程度不同。這種方法的優點是可以人工控制各項單項措施的組合，從而研究綜合生態建設的水文效應。同時它要求參證流域的資料具有一致性，即未進行水土流失治理，並且參證流域下墊面地形、地貌條件與本站相似。另一類方法是研究同一流域不同時間段的水文變化，分析生態與水文關系。如研究生態建設前後的資料，進行對比分析。一般採用趨勢法和相關分析法兩種方法。
（3）中、大流域的時段對比法 這種方法是根據有較長期記載的中、大流域控制站，按各流域內下墊面情況有顯著改變的各個不同歷史時期來研究人類活動對於水環境的影響。這種方法的優點是控制面積大，可以直接得出人類活動對於中、大流域所起的綜合影響。但它受到歷史資料的限制，並且難以排除氣候變化對水環境的影響。
以上這幾種方法歸納起來可以分為兩類：一類是小面積的典型試驗研究，一類是大面積的對天然流域的分析研究。由於流域內各部分的自然地理條件各不相同，而影響水環境的因素又復雜多樣，因此在計算一個大流域的人類活動對於水環境的影響時，不能機械的將小面積上所得的資料應用到大流域上。因此在不同尺度研究成果的互相借鑒應用中，應運用地理學區域性原則分析，它促進了區域生態水文的研究。 水量平衡法的基本原理是利用水量平衡方程，分析各要素受水土流失治理影響後的差異及其變化。多年平均情況下的流域水量平衡方程為：
R=P-E （1）
式中：R是徑流；P是降水；E是蒸發。受水土流失治理影響後的降水P'、徑流R'和流域蒸發E'仍然滿足方程（1），即：
R'= P'- E' （2）
根據研究流域水土保持的性質與主要變數，對（2）式中受影響很小的要素忽略其變化量。該法概念清晰，可逐項評價水土保持對水環境的影響，但該法所需資料多，工作量大。

㈧ 水量均衡法

（一）基本原理

水量均衡法是根據水量平衡原理，建立均衡方程計算水量的方法，表達式為

∑Q_補-∑Q_排=ΔQ_儲 （3-1）

式中：∑Q_補為均衡期內地下水系統各種補給量的總和（m³）；∑Q_排為均衡期內地下水系統各種排泄量的總和（m³）；ΔQ_儲為均衡期內地下水系統內部儲存資源的變化量（m³）。

（二）一般步驟

1.確定均衡區

根據地下水系統理論的要求，均衡區應是地下水系統邊界所界定的空間范圍，一般要求以地下水系統天然邊界作為劃分依據。由於水量均衡法屬於集中參數系統，為了提高區域地下水數量評價精度，在實際計算時可以根據不同水文地質條件劃分為不同級別的子區，分別計算各均衡要素，然後進行綜合。例如根據給水度、降水入滲系數、地下水埋藏深度等條件，將均衡區劃分為若乾子區，分別計算各子區的儲變數、降水入滲量和潛水蒸發蒸騰量，然後求和。

2.確定均衡要素

確定式（3-1）中∑Q_補和∑Q_排的組成，即確定地下水系統三維空間區域邊界上的輸入和輸出量。從外界進入地下水系統的各種水量統稱為補給項，系統輸出的各種水量統稱為排泄項。

一般而言，補給項包括：大氣降水入滲補給量、地表水體滲漏補給量（河流、湖泊、水庫等）、地下側向流入補給量、越流補給量、凝結水補給量、地表水灌溉入滲補給量、地下水灌溉回歸補給量、渠系滲漏補給量、人工回灌補給量等。

排泄項包括：潛水蒸發蒸騰量、地下水側向流出量、地下水開采量、泉水溢出量、越流排泄量、向河湖排泄量等。

需要指出的是，不同的地下水系統與外部環境之間的水量交換關系不同，所以均衡要素的組成因不同地下水系統而異。在實際工作中，需要與研究區具體條件緊密結合，確定均衡要素的組成。

3.確定均衡期

地下水均衡計算是針對某一特定時間段進行的，稱為均衡期。如前所述，在地下水的資源功能評價中，要求地下水數量評價的時間尺度為5～12年，以此為均衡期進行水量均衡計算。為保證水量平衡，各均衡要素計算和相關的資料的選取應採用統一的時間序列。

（三）均衡項計算方法

1.降水入滲補給量

降水入滲補給量確定方法包括：直接測定法、零通量面法、包氣帶達西定律法、氯質量平衡法、示蹤法等。

（1）直接測定法

通常利用測滲儀或通過包氣帶蒸滲試驗直接測定不同岩性、不同地表覆蓋情況下的降水入滲補給量（Young et al.，1996）。我國於20世紀70年代末期開始在華北地區和西北地區建立了許多包氣帶試驗場，開展了大量的實驗研究。

（2）零通量面法（ZFP）

零通量面是Richards於1956年首先提出的，是包氣帶水分運移的分界面，其上土壤水分向地表運移，其下水分向地下水運移，將該面以下的水分運移速率作為地下水補給速率，利用該法需要測定包氣帶垂直剖面土壤水勢和含水量。我國於20世紀80年代後期引入ZFP法（張光輝，1988；張惠昌，1988），目前該方法仍在應用（程輝等，2000；周金龍等，2003；李茜等，2006）。

（3）包氣帶達西定律法

達西定律法是乾旱、半乾旱地區常用的方法，需要測定包氣帶水力梯度和不同含水量下的滲透系數，計算公式如下：

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：q為降水入滲補給速率（m/d）；K（θ）為包氣帶水滲透系數（m/d）；H為包氣帶水側壓水頭（m）；Z為垂直位置高程（m）。

（4）氯質量平衡法

該方法主要應用了氯的化學穩定性，其應用前提是（Kinzelbach，2002）：①由於包氣帶溶質輸入和向飽水帶的輸出存在時間滯後，所以必須假定在此期間沒有重要的氣候變化；②沒有額外的溶質加入，如肥料，同時也沒有近期大氣污染；③在ZFP之上和之下沒有溶質儲存的凈變化，這種變化可能由於動植物引起或礦物沉澱/溶解和吸附/解吸附。在滿足以上條件的基礎上，可採用下式計算降水入滲補給速率：

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：q為降水入滲補給速率（m/a）；P為多年平均降水量（m/a）；C_P為降水中氯離子濃度（mg/L）；F_d為氯離子干沉降量（mg/m²·d）；C_S為零通量面以下包氣帶水的氯離子濃度（mg/L）。

（5）示蹤法

利用人工或環境示蹤劑，通過失蹤劑峰面移動來計算降水入滲補給速率。常用的人工示蹤劑包括：氚、溴、碘、染色劑等（Athavale，1988；Kung，1990；Flury，1994；Aeby，1998；Forrer，1999），環境示蹤劑包括氚、氯-36 等受核爆影響的放射性同位素（Scanlon，2002）。降水入滲速率計算公式為

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：q為降水入滲補給速率（m/a）；Δz為示蹤劑濃度峰面的運移深度（m）；Δt為峰面運移時間（a）；θ為體積含水率（無量綱）。

由於受地形地貌、地表覆蓋、包氣帶岩性及厚度、降水強度及頻率、包氣帶水分狀況、地下水埋深等條件的影響，不同地帶的降水入滲速率不同。而採用以上方法獲得的數據僅是某一或某些條件下的實驗結果，所代表的空間尺度有限，且不同的方法所代表的時間尺度也不相同（表3-2）。因此，在區域地下水資源評價中，往往根據研究區實際條件進行適當分區，選用不同方法求得不同分區的降水入滲系數（a），然後採用下式計算降水入滲補給量：

Q_p=a·P·F （3-5）

式中：Q_p為降水入滲補給量（m³/a）；a為降水入滲系數（無量綱）；P為多年平均降水量（m/a）；F為計算區面積（m²）。

表3-2 不同方法確定的降水入滲速率范圍及時空尺度對比

註：表中數據根據Scanlon等（2002）整理。

目前，我國北方大部分地區已經通過包氣帶入滲試驗、水位動態分析等方法，建立起不同地區降水入滲系數與地下水位埋深和包氣帶岩性之間的關系。

2.地下水與河流之間交換量

（1）斷面流量差法

若均衡區有河流穿過，則在均衡區上、下游邊界處各選一個測流斷面監測流量，並確定斷面之間的距離、測流時間間隔、河流水面寬度和水面蒸發量，然後採用以下公式計算：

Q_r=（Q₁-Q₂）·Δt-B·L·E （3-6）

式中：Q_r為測流期間河道滲漏補給量（m³）；Q₁，Q₂分別為河流上、下游斷面的平均流量（m³/s）；Δt為計算時段（s）；B為河流水面平均寬度（m）；L為河流兩斷面間的距離（m）；E為測流期間的水面蒸發量（m）。

（2）滲流斷面法（達西定律）

當河水與地下水有直接水力聯系時，採用達西定律計算河道側滲量，公式為

Q_r=K·L·I·h·Δt （3-7）

式中：K為含水層滲透系數（m/d）；L為河道滲漏段長度（m）；I為河渠一側地下水水力梯度（無量綱）；h為過水斷面的厚度（m）；Δt為計算時段（d）。

h的取值應根據河流與地下水的關系而定。當河流一側接受地下水補給，另一側補給地下水時（圖3-2a），h取值為河床到地下水位（河水位）的距離；當河流兩側都補給地下水時（圖3-2b），h取值為含水層的整個厚度。

（3）基流分割法

在地下水補給常年性河流的地區，在枯水期河水流量幾乎全部由地下水補給維持，這時的河水流量被稱為基流量。把河流流量過程線上的基流量分割出來，即為地下水對河流的補給量（房佩賢等，1987；曲煥林等，1991；徐恆力等，2001）。圖3-3為典型的單峰流量過程線，由起漲部分、峰值和退落部分組成。起漲部分的起點稱為起漲點（圖3-3中的a點），在退落部分，當降水影響消失時，河流量由地下徑流組成，其起點稱為地下水退水點（圖3-3中的d點）。起漲點很好確定，而確定地下水退水點比較困難，一般有3種方法：經驗法、退水曲線法和作圖法。

圖3-2 河流與地下水補排關系示意圖

經驗法，就是在過程線上的退落部分，找到曲線曲率最大的點即視為地下水退水點。

退水曲線法，認為從退水點開始，流量變化滿足布西涅斯克方程（退水曲線方程）：

Q=Q₀·e^-kt （3-8）

式中：Q為從d點開始的任一時刻的河流量（m³/s）；Q₀為d點的流量（m³/s）；k為衰減系數；t為以d點為起點的時間（s）。

由式（3-8）可知，從退水點開始流量呈等比級數遞減。利用這個規律，在退落部分找到流量大體成等比遞減的開始時刻，即為地下水退水點。

作圖法，在退落部分按相等的時段，選取一系列流量，計算流量差（ΔQ），然後以ΔQ為縱軸，以時間（t）為橫軸繪制曲線，將曲線的拐點所對應的時刻作為退水曲線的初始時刻，然後在圖3-3中找到該時刻所對應的點即為退水點。

圖3-3 河流流量過程線

由於河流與地下水之間的水動力關系不同，基流分割方法也不同。一般有兩種情況（圖3-4）：一種情況是河流與地下水有直接水力聯系；另一種情況是二者之間不存在直接水力聯系。

當河流與地下水無直接聯系時（圖3-4（a）），若不考慮地下徑流峰值，則直接連接ad，其下方陰影部分的面積即為基流量（圖3-5（a））；若考慮地下徑流峰值，則可分別計算流量過程線起漲部分（af段）的平均流量（Q₁）和退落部分（df段）的平均流量（Q₂）。然後，再計算出起漲時段內大氣降水形成的平均流量（Q′₁）：

圖3-4 河流與地下水關系示意圖

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：P為af段的總降水量（m）；F為測站所控制的流域面積（m²）；t_af為從a點到f點經歷的時間（d）；v為徑流系數，等於徑流深度與降水深度之比。

同理，求出退落時段內大氣降水形成的平均流量（Q′₂）之後，在流量過程線上找到分別與

和

相對應的點，過兩點作垂直t軸的直線，在兩直線上分別減去Q′₁和Q′₂，可得到b，c兩點（圖3-5（b）），連接a，b，c，d，其下的陰影部分面積即為基流量。

圖3-5 地下水與河流無直接水力聯系時的基流分割圖示

當河流與地下水有直接水力聯系時（圖3-4（b）），枯水季節地下水補給地表水，豐水季節河水位高於潛水水位，地表水補給地下水。此種情況下，在枯水季節（起漲點之前和退水點之後），河流流量全部為基流量。將起漲點對應的時間記為t_a，退水點對應的時間記為t_d。進入洪水期後，河水開始補給地下水，但在t_a之前進入河道的地下水與洪水一起從上游向下游流動。河流源頭到測站的距離很容易測定，則可以求出河水從源頭流到測站所用的時間（記為Δt），也就是說，到t_a+Δt時刻河水全部由洪水組成，其對應的點記為b點，則地下水徑流量應按 ab 逐漸減少；同樣，在洪峰過後，河流源頭首先有地下水進入河道，起始時刻為t_d-Δt，其對應的點記為c，則地下水徑流量應按 cd 逐漸減少。基流分割如圖3-6中的陰影部分。

圖3-6 地下水與河流有直接水力聯系時的基流分割圖示

（4）示蹤法

水中的氫氧穩定同位素常用來示蹤地下水與地表水的相互交換量，通過河道水量均衡方程和質量平衡方程的聯合求解，計算地下水與河流交換量（Scanlon，2002）。水量均衡方程和質量平衡方程如下：

Q_up+∑Q_in+Q_gi=Q_down+∑Q_out+Q_go+E_r （3-10）

Q_up·δ_up+∑Q_in·δ_in+Q_gi·δ_gi=Q_down·δ_down+∑Q_out·δ_out+Q_go·δ_go+E_r·δ_Er（3-11）

式中：Q_up，Q_down分別為上、下游斷面河流量（m³/s）；Q_in，Q_out分別為測流斷面間各支流的流入、流出量（m³/s）；Q_gi，Q_go分別為測流斷面間地下水流入、流出量（m³/s）；E_r為測流斷面間河道水蒸發量（m³/s）；δ_up，δ_down分別為上、下游斷面河水氫氧穩定同位素δ值（‰）；δ_in，δ_out分別為測流斷面間各支流的流入和流出水的氫氧穩定同位素δ值（‰）；δ_gi，δ_go分別為測流斷面間地下水流入、流出水的氫氧穩定同位素δ值（‰）；δ_Er為河道蒸發水的氫氧穩定同位素δ值（‰）。

（3-11）式中的δ_Er通常難以測定，Krabbenhoft（1990）給出了計算公式：

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：δ_L，δ_α分別為地表水和大氣水汽同位素含量；h為相對濕度；α′為水-氣界面溫度下同位素平衡分餾因子，等於1/α；ε為總分餾因子，ε=1000（1-α′）+Δε；Δε為動力學分餾因子，對於δD，Δε=12.5（1-h），對於δ¹⁸O，Δε=14.2（1-h）（Gonfiantini，1986）。

平原區的河流往往在上游地帶滲漏補給地下水，在下游地帶接受地下水補給，因此，在實際應用時，通常需要首先確定該兩種情況發生的分界面，然後分段進行計算。

3.地下水側向流入流出量

一般採用達西定律計算，公式為

Q_g=v·B·M=K·J·B·M （3-13）

式中：Q_g為地下水側向流入流出量（m³/d）；v為地下水滲流速度（m/d）；B為過水斷面寬度（m）；M為含水層厚度（m）；J為地下水水力梯度（無量綱）。

計算時，需要注意：①採用測流計或地下水示蹤技術測定地下水流速時，所測定的流速是地下水的實際流速（v_a）。②採用達西定律計算時，需要將實際流速換算成滲透速度，即v=v_a·n（n為有效孔隙度）。③不同地段含水層的孔隙度和地下水水力梯度不同，不同時段地下水的水力梯度也不相同。因此，實際應用時，應分地段、分時段分別進行計算。

4.地下水與湖泊或水庫的交換量

（1）水量均衡法

計算公式為

Q_lr=Q_gi-Q_go=ΔV-P·F+E·F-Q_si+Q_so （3-14）

式中：Q_lr為地下水與水庫或湖泊的凈交換量（m³/a），Q_lr＞0，則地下水向湖泊排泄量大於湖泊向地下水的滲漏量，湖泊接受地下水的凈補給；Q_gi為地下水向湖泊的排泄量（m³/a）；Q_go為湖泊向地下水的滲漏量（m³/a）；ΔV為水體體積的年變化量（m³/a）；P為年降水量（m/a）；F為水體水面面積（m²）；E為水面蒸發量（m/a）。Q_si為地表水年流入量（m³/a）；Q_so為地表水年流出量（m³/a）。

（2）示蹤法

採用式（3-14），一般只能獲得地下水與湖泊之間的凈交換量，為了分別求取Q_gi和Q_go，可以利用水體中的天然示蹤劑建立質量均衡方程（Sacks，1998）：

Q_gi·C_gi-Q_go·C_L=ΔV·C_L-P·F·C_P+E·F·C_E-Q_si·C_si+Q_so·C_L（3-15）

式中：C_gi為補給湖泊地下水的示蹤劑濃度；C_L為湖泊水的示蹤劑濃度；C_P為降水的示蹤劑濃度；C_E為湖泊蒸發水的示蹤劑濃度；C_si為補給湖泊地表水的示蹤劑濃度；其他符號同式（3-14）。

聯合求解（3-14）和（3-15）兩個方程，即可獲得Q_gi和Q_go。常用的天然示蹤劑是水中的氫氧穩定同位素（Sacks，1998；Scanlon，2002），這時需要知道蒸發水的氫氧穩定同位素值，其計算方法見式（3-12）。

5.越流量（包括補給和排泄）

計算公式為

Q_y=F·K·J （3-16）

式中：Q_y為越流量（m³/d）；F為計算面積（m²）；K為弱透水層的垂直滲透系數（m/d）；J為弱透水層上下含水層間的水力梯度（無量綱）。

6.凝結水補給量

可根據均衡試驗場地中滲透儀的觀測資料求得，但是計算時應注意將觀測中冬季潛水凍結層融化的水量扣除。

7.渠系滲漏補給量

根據渠系襯砌狀況，選用實測或經驗系數計算。若渠道沒有任何襯砌，其滲漏補給量與河道滲漏補給量計算方法相同。若渠道有襯砌，則可採用如下公式計算：

Q_ci=r·（1-η）Q_c·Δt （3-17）

式中：Q_ci為渠道滲漏量（m³）；r為渠道滲漏修正系數（無量綱）；η為渠系有效利用系數（無量綱）；Q_c為渠道過水量（m³/s）；Δt為計算時段（s）。

8.田間灌溉入滲補給量

（1）入滲系數法

計算公式為

Q_si=β·Q_s·F·N （3-18）

式中：Q_si為田間灌溉入滲量（m³）；β為入滲系數（無量綱）；Q_s為灌溉定額（m³/m²）；F為灌溉面積（m²）；N為灌溉次數。

（2）水量均衡法

根據水均衡原理，用灌溉量減去排放量、蒸發量和其他消耗量計算。

（3）地中滲透儀法

在田間專門設置地中滲透儀，直接測定灌溉水滲漏補給量。

9.潛水蒸發蒸騰量

（1）蒸發系數法

計算公式為

Q_e=E·c·F （3-19）

式中：Q_e為潛水蒸發蒸騰量（m³/a）；E為水面蒸發量（m/a）；c為潛水蒸發系數（無量綱）；F為計算面積（m²）。

（2）經驗公式法

通常利用經驗公式求出潛水蒸發強度（ε），然後按下式計算：

Q_e=ε·F （3-20）

式中：ε為潛水蒸發強度（m/a）；F為計算面積（m²）。

潛水蒸發強度一般採用柯達夫-阿維利揚諾夫公式計算，即

區域地下水功能可持續性評價理論與方法研究

式中：λ為植被修正系數（無量綱）；h為潛水水位埋深（m）；h₀為潛水蒸發的臨界深度（m）；θ為無量綱指數，因氣候和土壤而異，取值1～3，一般可以取1；其他符號同前。

10.儲變數計算

計算公式為

ΔS=μ·F·ΔH （3-22）

式中：F為計算面積（m²）；ΔH為水頭變化（m）；μ為給水度（潛水）或儲水系數（承壓水）。

（四）若干問題說明與適用條件

1.參數的獲取

以上介紹的方法中涉及各種參數（滲透系數、導水系數、給水度、儲水率、儲水系數、孔隙度、垂向滲透系數、越流系數、降水入滲系數、灌溉入滲系數、潛水蒸發系數、渠系滲漏系數等），按「全國地下水資源及其環境問題調查評價技術要求系列（一）」的要求獲取。

2.參數分區

水量均衡法是一種集中參數系統的方法，在地下水數量評價時往往難以滿足計算精度要求，尤其是在區域地下水數量評價中。地下水系統是一個復雜的非均質系統，各種參數（滲透系數、導水系數、給水度、儲水率、儲水系數、孔隙度、垂向滲透系數、越流系數、降水入滲系數、灌溉入滲系數、潛水蒸發系數、渠系滲漏系數等）是空間位置的函數，有些還是時間的函數（如降水入滲系數、灌溉入滲系數、潛水蒸發系數、渠系滲漏系數等），所以為了提高計算精度，需要綜合考慮各種參數的時空變化特徵，在空間上將地下水系統劃分成若乾子區塊，在時間上劃分成若干時段，在子區塊和各時段可以認為各種參數是一個相對穩定的數值，然後分別計算各個區塊和時段的水量，最後集成總量。理論上講，劃分的區塊越小、時段越多，計算精度就越高，但是工作量就越大。在實際應用時，應根據評價區所擁有的資料狀況和計算精度要求進行適當的劃分。

3.點參數的區域化

通過各種方法獲得的參數，大多是點源數據。在區域地下水數量評價時，需要將點源數據轉化成區域數據。點源數據的區域化，常採用的方法是Kriging插值法。Kriging法是一種最佳空間估計法，其本質是最佳無偏估計，是對空間分布的數據求線性最優、無偏內插估計的一種方法（Gress N.A.C.，1990，1991；Dentsch C.V.，1992；Gelhar L.W.，1993）。常用的軟體中都有Kriging插值功能模塊，如Surfer、MapGIS等，也有一些文獻中給出了計算程序（徐士良，1995；Dentsch C.V.，1992）。

4.適用條件

水量均衡法方法原理明確，計算公式簡單，計算精度高低可調，適應性強。但是，在補給、排泄條件復雜的地區，涉及的均衡要素較多，某些均衡要素難以准確測定或求取成本和工作量較大，計算精度不如數值法高。

水量均衡法既可用於區域地下水數量評價，也可用於局域地下水數量評價或水源地評價；既可評價地下水補給資源量，又可評價可采資源量，是最常用、最基本的地下水數量評價方法，其成果是其他方法的驗證依據之一。在補給、排泄條件簡單，地下水系統邊界比較清楚，水均衡要素容易確定的地區，應用效果較好，評價結果精度高。

㈨ 如何根據再生水量確定景觀湖泊容積

湖泊容積又稱「湖泊蓄水量」。指某水位（常以豐水年的平均水位）以下水體的體積或湖盆的容積。計算方法很多，通常先確定各等深線間的高差、量出所選等深線所包圍的面積，把每一水層看作一個稜柱體，
用下式計算：V=h（0.5F1+F2+F3+……+Fn-1）式中：V——湖泊容積，h——等深線的高差，F1、F2……Fn各等深線所包圍的面積。水深不同，湖泊容積的大小也隨之變化。通常繪出水深（水位）容積曲線表示其關系，並可從曲線圖上查出任一水深（水位）的相應湖泊容積。以立方公里或立方米計。湖泊容積是湖泊重要形態特徵之一。它的大小直接決定著湖泊的水文情況以及它在環境和經濟建設中開發利用的價值。

㈩ 湖泊水文學的發展簡史

湖泊水文現象的研究始於古代的定性描述。中國清代《古今圖書集成》和
《行水金鑒》記載了中國許多湖泊湖水的來源及去路、泥沙、水位漲落、河湖調節關系和湖泊變遷過程等。湖泊水文的定量研究，始於17世紀的水文觀測。死海從1650年起，已有水位資料。19世紀盛行湖泊測深工作。1891年 F.-A.福雷爾完成了日內瓦湖的研究，出版了《日內瓦湖湖泊志》 3卷，系統地論述了該湖的地質，氣候，湖水運動，化學、熱學、光學、聲學特點，湖泊成因和形態，為近代湖泊學確定了基本的研究領域。1909年R.威廷提出湖流流速與風速經驗關系式。1910年前後，E.M.韋德伯恩致力於湖水溫度觀測，提出了溫度振動流體動力學理論。1915年E.A.伯奇根據熱量平衡原理開始計算湖泊熱量收支和蓄熱量。 20世紀20年代以後，由於建築大型水庫，推動了湖泊水文研究，廣泛應用水量平衡、沙量平衡、鹽量平衡、能量平衡、熱量平衡等原理和流體動力學理論，定量分析湖泊水資源；推算水庫淤積年限；預估庫水的礦化度；改進風浪要素的計算方法；研究湖水溫度和確定湖冰厚度等問題。20世紀50年代，電子計算機、同位素及遙感技術等的應用和精密測量儀器的研製，為湖泊水文研究提供了新的手段。60年代以後，國際水文十年 (IHD)把湖泊水文列入研究計劃，開始了湖泊水文學研究的國際合作。中國自50年代起，在長江中下游和雲南等地陸續開展了湖泊的綜合調查。