湖泊容水量研究方法综述

㈠ 如何确定水位与水量的关系

确定水位与水量的关系：
1) 相关计算法。根据多年累积水位水量资料，采用回归分析方法得出水位与水量之间的关系。其优点是直观、简洁、计算方便，但是这种方法需要大量的水位水量观测资料。
2) 源函数法和复变函数法。它们都假设在无越流补给的情况下，承压含水层是均质、等厚、各向同性和无限延伸的，分别利用非稳定流理论和复变函数理论来解出水位与水量的关系。这种方法是在假定无越流补给的条件下进行计算的，这种假设与实际相差甚远。地矿部“八五”科技攻关研究成果提出考虑有越流产生，并有粘性土中释出的水补给含水层的条件下建立准三维地下水流多层含水层系统的水流模型，经过在实际中应用，效果良好。
3) 数值方法。水位模型正趋向于采用三维流模型，由于方程比较复杂，并考虑各土层的非均质性，比较多的是采用有限差分、有限单元法来计算水位的变化。其中美国地质调查所开发的MODFLOW数学模型(模拟地下水三维运动的数学模型)，它经过不断地修改和完善，使得含有丰富的内涵和灵活的模块。

㈡ 湖泊水文学的研究手段

湖泊水文学的新手段有：①模型技术,其中包括物理模型和数学模型，用以进行湖泊水文现象的物理和数值模拟，建立湖水动力模型、湖泊水温模型、湖水化学模型、湖泊沉积模型等；②
遥感技术，用于探测湖界、水温、冰情，识别湖水污染和浅水湖泊泥沙运动；③核技术，用于示踪泥沙运动，分析湖泊沉积，探测水库渗漏；④电子技术，用于湖泊调查和测量等。 现代湖泊水文学要加强水文混合与水文平衡基础理论研究，以阐明湖泊水文现象内部联系；提高水量平衡要素观测和计算精度；推广应用新技术；将湖泊作为系统，了解其中所有因素之间相互关系，研究湖泊的环境效应，湖水资源的保护、开发和利用。
利用资源卫星图像，进行湖泊、水库的分析之图，可以建立湖泊信息系统，这是湖泊遥感多元分析的新途径，也是湖泊数据更新的重要保证，具有多方面的应用功能。
湖泊水库等地理分布调查，不论高山高寒地区，或是浩瀚无际的沙漠地带以及人烟稀少的边境区域，都能通过卫星像片的地学分析，标出湖泊等水体的位置、形状、大小等基本特征。有目的地建立湖泊数据库，为水资源调查，开创新技术途径。
湖泊水化学成分、矿化度、水质、水温等，都能从卫星影像特征中进行定性研究，同时也可结合地面有关调查数据作定量分析，还可对地图上湖泊、水库、沼泽洼地等水文要素作更新修正。它们在湖泊信息系统的支持下，利用资源卫星像片修编地图是一条多、快、好、省的途径。这对地物变化快的要素，如湖泊的退缩消长，水库的兴修扩建等图面订正补充，都有很好的效果。
卫星遥感图像具有其周期性、宏观性和现势性特点，因此，运用遥感技术进行湖泊、水库等调查制图，有着快速、实时性的优势。所以，开展湖泊地理信息系统的研制，实时监测湖泊水体，具有广阔的应用前景。
资源卫星对湖泊资源的保护和开发利用，能发挥独特的作用。湖泊是一个多功能的资源库，人们不断地开发索取，其结果引起湖泊生态环境的变化，乃至恶化。而资源卫星获取的像片，能不时地将湖区被围垦，湖面缩小，直至湖泊生态系统的破坏等信息传递给人们，进而可引起有关部门的重视，采取措施积极保护湖泊资源。
80年代后期以来，中国科学院南京地理与湖泊研究所开展了一系列湖泊数据库--湖泊信息系统的研究，积累了丰富的湖泊信息，并于90年代后期上网发布。

㈢ 怎样分析湖泊水位变化的原因，答题思路是什么，要从哪

卫星测高技术在深海区域测定的瞬时海面高的精度可以达到±5cm,对于大面积的内陆湖泊,湖泊表面具有类似与海洋表面的反射特性,因此使得利用卫星测高技术监测陆地湖泊的水位变化成为可能。本文在借鉴以往研究成果的基础上,利用卫星测高技术对我国7个内陆湖泊的水位变化进行了监测研究,主要研究内容及结论如下: (1) 在对原有波形重定方法深入研究的基础上对其进行了改进,使用DEM或DTM模型作为波形重定后改正结果的选择标准,并利用Fortran语言设计了波形重定软件。以呼伦湖为例,利用波形重定软件对靠近岸边的第27个Pass的波形进行重定,得到中误差精度提高近3倍的结论,证明了波形重定方法可以显着提高受陆地和浅水区域水底地形影响的波形数据的测高精度。 (2) 以呼伦湖为例,通过对湖泊范围内的测高波形进行波形分析,得出湖泊在冬季结冰时测高波形多为尖锥状波形,受湖面有积雪的影响波形能量相对与夏季的波形能量偏低的结论。 (3) 研究了利用GDR数据监测湖水位变化时的数据编辑原则,对不同cycle间GDR数据向参考轨道的约化方法进行了改进。 (4) 对利用卫星测高技术获得的湖泊水位异常数据进行了研究。以呼伦湖为例,通过将卫星测高所得到年平均湖泊水位异常与实测年平均湖泊水位异常进行比较获得了10.3cm中误差,最大绝对误差为-14.5cm的测高精度,验证了利用卫星测高技术监测陆地湖泊水位变化的可行性。 (5) 利用小波分析的方法对卫星测高获得的湖水位异常时间序列进行了研究。通过对获得的小波系数图的分析,得出了呼伦湖等7个湖泊的水位年际变化周期,验证了水位变化与ENSO现象的关系。

㈣ 水环境容量的水环境容量估算方法

（1）对于拟接纳开发区污水的水体，如常年径流的河流、湖泊、近海水域应估算其环境容量。
（2）污染因子应包括国家和地方规定的重点污染物，开发区可能产生的特征污染物和受纳水体敏感的污染物。
（3）根据水环境功能区划明确受纳水体不同断（界）面的水质标准要求，通过现有资料或现场监测分析清楚受纳水体的环境质量状况；分析受纳水体水质达标程度。
（4）在对受纳水体动力特性进行深入研究的基础上，利用水质模型建立污染物排放和受纳水体水质之间的输入响应关系。
（5）确定合理的混合区，根据受纳水体水质达标程度，考虑相关区域排污的叠加影响；应用输入响应关系，以受纳水体水质按功能达标为前提，估算相关污染物的环境容量（最大允许排放量或排放强度）。

㈤ 湖泊水文学的学科内容

现代湖泊水文学研究的主要内容，可归纳为： 研究湖泊蓄水量及其变化规律。在一定时段，进出湖泊的水量不同，引起湖泊蓄水量的变化。入湖水量包括湖面降水量，入湖的地面、地下径流量。出湖水量则有湖面蒸发量，出湖的地面、地下径流量和工农业自湖泊的引水量。运用湖泊水量平衡方程可以确定湖泊蓄水量的变化，评价湖泊水资源，阐明湖泊对江河的调蓄能力。湖泊蓄水量的变化，直接决定着湖水水位的升降，但
在蓄水量不变的情况下，湖泊增减水和湖泊波漾等作用也会引起水位的变化。湖泊水位资料是估算湖泊水量的依据。最高水位的确定，为湖泊的堤防设计，提供科学依据。 研究湖中物质的沉积过程及其演变规律。应用沙量平衡原理，即根据时段内进出湖泊的沙量收支状况，可以确定某一时段湖泊淤积量，推算淤积厚度。研究泥沙淤积、化学沉积和生物沉积，可以预测沉积演变趋势和湖泊寿命。在湖泊沉积研究中也应用遥感技术、同位素技术、孢子花粉和古地磁等方法，测定沉积物年代，推测历史气候变迁情况，预测沉积数量和位置。
湖盆的形态、大小和深浅，影响湖水运动、湖泊沉积、湖中热量交换和湖水的化学特性等，因此，湖泊水文学也研究湖盆和湖泊的形态特征。
水库是人工湖泊，与天然湖泊既有共同之点也有一些特殊研究内容，如水库淤积、水库库岸演变、异重流防治和利用等问题。

㈥ 如何用多元统计方法对河流和湖泊的水质情况进行定量评价

多元统计分析是从经典统计学中发展起来的一个分支，是一种综合分析方法，它能够在多个对象和多个指标互相关联的情况下分析它们的统计规律，很适合农业科学研究的特点。主要内容包括多元正态分布及其抽样分布、多元正态总体的均值向量和协方差阵的假设检验、多元方差分析、直线回归与相关、多元线性回归与相关(Ⅰ)和(Ⅱ)、主成分分析与因子分析、判别分析与聚类分析、Shannon信息量及其应用。简称多元分析。当总体的分布是多维（多元）概率分布时，处理该总体的数理统计理论和方法。数理统计学中的一个重要的分支学科。

㈦ 生态水文的生态水文学研究内容及研究方法

生态建设与水文水资源有着非常密切的关系，生态建设中的水科学问题及其研究已成为生产实践中急需解决的问题之一。然而由于问题的复杂性、资料的有限性、方法的不成熟性，其研究有待进一步科学化、系统化。生态水文学一词的英文为Eco—hydrology，是由ecology（生态学）和hydrology(水文学)两词组合而成，它大约在20世纪80年代开始出现。在我国，刘昌明等1997年主编的《中国水文问题研究》一书中使用了“生态水文”一词。近几年，生态水文一词频频出现，特别是已成为我国一些大学或研究所的研究领域和方向。英国学者，R.L.wilby等于1997年出版了《Eco-hydrology》专着，该书重点讨论湿地生态系统中植物与水分的关系。Zalewski在1997年的一份水文学技术报告中指出，生态水文学概念是关于水生资源可持续利用的一个新转变，他把生态水文学主界定在水生物学方面。
尽管“生态水文学”已在国内外各种报告中频繁出现，但还没有一个明确的定义，鉴于它的研究仍处于新发展状态，可以这样认为 ：在科学体系上，生态水文学属于地球科学范畴，是水文学的一个分支，是生态学与水文学的交叉学科。生态水文学就是将水文学知识应用于生态建设和生态系统管理的一门科学。主要研究生态系统内水文循环与转化和平衡的规律，分析生态建设、生态系统管理与保护中与水有关的问题。如生态系统结构变化对水文系统中水质、水量、水文要素的平衡与转化过程的影响；生态系统中水质与水量的变化规律及其预测预报方法；水文水资源空间分异与生态系统对位关系。
长期以来，尽管人们一直在研究生态过程与水文过程的相互作用，但分属不同的学科领域，而未形成统一的学科体系。按照不同的空间尺度，生态水文的研究内容可分为三个方面。以 SPAC 为基础的植物与水分关系的研究，形成生态水文的微观机理研究。伴随土壤水动学发展及SPAC概念的提出，特别是20世纪80年代以来，在国际地圈生物圈计划 （IGBP）的推动下，这方面研究非常活跃，并取得了较大进展。以SVAT（Soil——Vegetation—— Atmosphere——Transfer）为基础的中尺度植被与水文研究，早期的研究 ，主要研究不同植被类型及结构内的水文规律形成如农田水文学、森林水文学和草地水文学等，重点研究不同植被群落中水量平衡、水分循环、水质及其变化等的规律，研究不同植被类型对水文系统、水行为的作用和影响。自20世纪80年代，SVAT概念的提出，特别是1991年国际大气土壤植被关系委员会（ICASCR）成立以来，则更加重视植被（而非植物）、大气与土壤界面之间水文过程，并把三者作为一个系统开展更加深入的、较大尺度的研究。第三，中大尺度地表覆盖变化的水文系统研究，现代社会中，大尺度流域或区域内单纯的一种植被是不存在的，实际存在的是由林、草、农田等不同植被复合而成，由于植被类型、土壤及气候（特别是降水）的空间变异特征，不同组合条件下流域或区域，产流和汇流过程不同，其水量平衡、水质及水循环模式也有很大的差异。因此，如何把小尺度、特高植被的水文行为放大到大尺度，研究不同植被覆盖下大尺度水文系统变化是当前国内外研究热点。
按照研究目的，生态水文的研究可分为两类，即良性生态系统中水文规律的认知研究和生态建设中的水问题研究。前者以探索生态与水文过程相互作用的规律，研究二者相互作用机理，同时能为生态建设提供参照和参考，属认识世界的范畴。生态建设中的水问题研究具有明确的应用目的，是生态水文学研究热点之一。一方面要研究和认识生态建设中生态水分条件和生态水资源背景，如何开发和利用有利的水分条件，促进和加速生态恢复。在黄土高原干旱缺水，气候和植被的过渡特征、丘陵地貌使水热局地分异特征，决定了生态恢复生态水文背景的复杂性，植被类型结构和布局确立的困难性。因此，只有在“拉网式”水分背景的地理分布规律的基础上，才能明确回答黄土高原能不能造林？栽什么树和造什么林以及种什么草等生态建设中长期悬而未决的实际问题。另一方面，就是生态建设的水文效应研究，如同土壤水力曲线，其吸湿过程和退水过程并不一致，相同的水势，吸湿过程与退水过程中土壤持水量并不一致。因此，流域或区域的生态建设与恢复的水文效应也是一个值得研究的问题。研究重点是评价流域或区域生态建设对水文系统的单项或综合影响；预测不同建议模工对水文系统的可能影响，确定和选择好的模式。
生态水文学研究方法
目前，国内外生态水文研究中普遍采用的研究方法有对比分析法、水文模型模拟法、水量平衡法。 对比分析法又可分为流域对比分析法和时间序列对比分析法。按研究尺度划分，对比分析法可分为以下几种类型：
（1）径流小区对比法 通过有控制措施与实验措施的一对径流实验场或径流沟的同时对比观测，来研究各个单项措施对于水环境的影响。在进行这样的对比观测时，一般应先进行空白的对比观测，来观测它们的基础是否一致，然后再将其中的一个径流场或径流沟加上单项的人工措施，如植被种草等。这个方法的优点是可以把影响水环境的某些因素固定起来，单独研究其中某一个因素对于水环境的影响。但这个方法是在小面积上所得的资料，不能随便应用到大面积上去，主要原因是由于地下水层的深度与河床切割深度的相互关系在小面积上与大面积上有很大的不同；并且，大面积上各个不同部分的情况错综复杂，因此要确定小面积的代表性实际上是有困难的。总的来说，这种方法有利于确定人类活动中的某一单项措施对于水环境的影响，而应用到大面积的定量计算上还存在一定的困难。
（2）小流域对比观测法 这种方法原理与上一种方法是相同的，不同的研究尺度和综合程度不同。这种方法的优点是可以人工控制各项单项措施的组合，从而研究综合生态建设的水文效应。同时它要求参证流域的资料具有一致性，即未进行水土流失治理，并且参证流域下垫面地形、地貌条件与本站相似。另一类方法是研究同一流域不同时间段的水文变化，分析生态与水文关系。如研究生态建设前后的资料，进行对比分析。一般采用趋势法和相关分析法两种方法。
（3）中、大流域的时段对比法 这种方法是根据有较长期记载的中、大流域控制站，按各流域内下垫面情况有显着改变的各个不同历史时期来研究人类活动对于水环境的影响。这种方法的优点是控制面积大，可以直接得出人类活动对于中、大流域所起的综合影响。但它受到历史资料的限制，并且难以排除气候变化对水环境的影响。
以上这几种方法归纳起来可以分为两类：一类是小面积的典型试验研究，一类是大面积的对天然流域的分析研究。由于流域内各部分的自然地理条件各不相同，而影响水环境的因素又复杂多样，因此在计算一个大流域的人类活动对于水环境的影响时，不能机械的将小面积上所得的资料应用到大流域上。因此在不同尺度研究成果的互相借鉴应用中，应运用地理学区域性原则分析，它促进了区域生态水文的研究。 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响后的差异及其变化。多年平均情况下的流域水量平衡方程为：
R=P-E （1）
式中：R是径流；P是降水；E是蒸发。受水土流失治理影响后的降水P'、径流R'和流域蒸发E'仍然满足方程（1），即：
R'= P'- E' （2）
根据研究流域水土保持的性质与主要变量，对（2）式中受影响很小的要素忽略其变化量。该法概念清晰，可逐项评价水土保持对水环境的影响，但该法所需资料多，工作量大。

㈧ 水量均衡法

（一）基本原理

水量均衡法是根据水量平衡原理，建立均衡方程计算水量的方法，表达式为

∑Q_补-∑Q_排=ΔQ_储 （3-1）

式中：∑Q_补为均衡期内地下水系统各种补给量的总和（m³）；∑Q_排为均衡期内地下水系统各种排泄量的总和（m³）；ΔQ_储为均衡期内地下水系统内部储存资源的变化量（m³）。

（二）一般步骤

1.确定均衡区

根据地下水系统理论的要求，均衡区应是地下水系统边界所界定的空间范围，一般要求以地下水系统天然边界作为划分依据。由于水量均衡法属于集中参数系统，为了提高区域地下水数量评价精度，在实际计算时可以根据不同水文地质条件划分为不同级别的子区，分别计算各均衡要素，然后进行综合。例如根据给水度、降水入渗系数、地下水埋藏深度等条件，将均衡区划分为若干子区，分别计算各子区的储变量、降水入渗量和潜水蒸发蒸腾量，然后求和。

2.确定均衡要素

确定式（3-1）中∑Q_补和∑Q_排的组成，即确定地下水系统三维空间区域边界上的输入和输出量。从外界进入地下水系统的各种水量统称为补给项，系统输出的各种水量统称为排泄项。

一般而言，补给项包括：大气降水入渗补给量、地表水体渗漏补给量（河流、湖泊、水库等）、地下侧向流入补给量、越流补给量、凝结水补给量、地表水灌溉入渗补给量、地下水灌溉回归补给量、渠系渗漏补给量、人工回灌补给量等。

排泄项包括：潜水蒸发蒸腾量、地下水侧向流出量、地下水开采量、泉水溢出量、越流排泄量、向河湖排泄量等。

需要指出的是，不同的地下水系统与外部环境之间的水量交换关系不同，所以均衡要素的组成因不同地下水系统而异。在实际工作中，需要与研究区具体条件紧密结合，确定均衡要素的组成。

3.确定均衡期

地下水均衡计算是针对某一特定时间段进行的，称为均衡期。如前所述，在地下水的资源功能评价中，要求地下水数量评价的时间尺度为5～12年，以此为均衡期进行水量均衡计算。为保证水量平衡，各均衡要素计算和相关的资料的选取应采用统一的时间序列。

（三）均衡项计算方法

1.降水入渗补给量

降水入渗补给量确定方法包括：直接测定法、零通量面法、包气带达西定律法、氯质量平衡法、示踪法等。

（1）直接测定法

通常利用测渗仪或通过包气带蒸渗试验直接测定不同岩性、不同地表覆盖情况下的降水入渗补给量（Young et al.，1996）。我国于20世纪70年代末期开始在华北地区和西北地区建立了许多包气带试验场，开展了大量的实验研究。

（2）零通量面法（ZFP）

零通量面是Richards于1956年首先提出的，是包气带水分运移的分界面，其上土壤水分向地表运移，其下水分向地下水运移，将该面以下的水分运移速率作为地下水补给速率，利用该法需要测定包气带垂直剖面土壤水势和含水量。我国于20世纪80年代后期引入ZFP法（张光辉，1988；张惠昌，1988），目前该方法仍在应用（程辉等，2000；周金龙等，2003；李茜等，2006）。

（3）包气带达西定律法

达西定律法是干旱、半干旱地区常用的方法，需要测定包气带水力梯度和不同含水量下的渗透系数，计算公式如下：

区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究

式中：q为降水入渗补给速率（m/d）；K（θ）为包气带水渗透系数（m/d）；H为包气带水侧压水头（m）；Z为垂直位置高程（m）。

（4）氯质量平衡法

该方法主要应用了氯的化学稳定性，其应用前提是（Kinzelbach，2002）：①由于包气带溶质输入和向饱水带的输出存在时间滞后，所以必须假定在此期间没有重要的气候变化；②没有额外的溶质加入，如肥料，同时也没有近期大气污染；③在ZFP之上和之下没有溶质储存的净变化，这种变化可能由于动植物引起或矿物沉淀/溶解和吸附/解吸附。在满足以上条件的基础上，可采用下式计算降水入渗补给速率：

区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究

式中：q为降水入渗补给速率（m/a）；P为多年平均降水量（m/a）；C_P为降水中氯离子浓度（mg/L）；F_d为氯离子干沉降量（mg/m²·d）；C_S为零通量面以下包气带水的氯离子浓度（mg/L）。

（5）示踪法

利用人工或环境示踪剂，通过失踪剂峰面移动来计算降水入渗补给速率。常用的人工示踪剂包括：氚、溴、碘、染色剂等（Athavale，1988；Kung，1990；Flury，1994；Aeby，1998；Forrer，1999），环境示踪剂包括氚、氯-36 等受核爆影响的放射性同位素（Scanlon，2002）。降水入渗速率计算公式为

区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究

式中：q为降水入渗补给速率（m/a）；Δz为示踪剂浓度峰面的运移深度（m）；Δt为峰面运移时间（a）；θ为体积含水率（无量纲）。

由于受地形地貌、地表覆盖、包气带岩性及厚度、降水强度及频率、包气带水分状况、地下水埋深等条件的影响，不同地带的降水入渗速率不同。而采用以上方法获得的数据仅是某一或某些条件下的实验结果，所代表的空间尺度有限，且不同的方法所代表的时间尺度也不相同（表3-2）。因此，在区域地下水资源评价中，往往根据研究区实际条件进行适当分区，选用不同方法求得不同分区的降水入渗系数（a），然后采用下式计算降水入渗补给量：

Q_p=a·P·F （3-5）

式中：Q_p为降水入渗补给量（m³/a）；a为降水入渗系数（无量纲）；P为多年平均降水量（m/a）；F为计算区面积（m²）。

表3-2 不同方法确定的降水入渗速率范围及时空尺度对比

注：表中数据根据Scanlon等（2002）整理。

目前，我国北方大部分地区已经通过包气带入渗试验、水位动态分析等方法，建立起不同地区降水入渗系数与地下水位埋深和包气带岩性之间的关系。

2.地下水与河流之间交换量

（1）断面流量差法

若均衡区有河流穿过，则在均衡区上、下游边界处各选一个测流断面监测流量，并确定断面之间的距离、测流时间间隔、河流水面宽度和水面蒸发量，然后采用以下公式计算：

Q_r=（Q₁-Q₂）·Δt-B·L·E （3-6）

式中：Q_r为测流期间河道渗漏补给量（m³）；Q₁，Q₂分别为河流上、下游断面的平均流量（m³/s）；Δt为计算时段（s）；B为河流水面平均宽度（m）；L为河流两断面间的距离（m）；E为测流期间的水面蒸发量（m）。

（2）渗流断面法（达西定律）

当河水与地下水有直接水力联系时，采用达西定律计算河道侧渗量，公式为

Q_r=K·L·I·h·Δt （3-7）

式中：K为含水层渗透系数（m/d）；L为河道渗漏段长度（m）；I为河渠一侧地下水水力梯度（无量纲）；h为过水断面的厚度（m）；Δt为计算时段（d）。

h的取值应根据河流与地下水的关系而定。当河流一侧接受地下水补给，另一侧补给地下水时（图3-2a），h取值为河床到地下水位（河水位）的距离；当河流两侧都补给地下水时（图3-2b），h取值为含水层的整个厚度。

（3）基流分割法

在地下水补给常年性河流的地区，在枯水期河水流量几乎全部由地下水补给维持，这时的河水流量被称为基流量。把河流流量过程线上的基流量分割出来，即为地下水对河流的补给量（房佩贤等，1987；曲焕林等，1991；徐恒力等，2001）。图3-3为典型的单峰流量过程线，由起涨部分、峰值和退落部分组成。起涨部分的起点称为起涨点（图3-3中的a点），在退落部分，当降水影响消失时，河流量由地下径流组成，其起点称为地下水退水点（图3-3中的d点）。起涨点很好确定，而确定地下水退水点比较困难，一般有3种方法：经验法、退水曲线法和作图法。

图3-2 河流与地下水补排关系示意图

经验法，就是在过程线上的退落部分，找到曲线曲率最大的点即视为地下水退水点。

退水曲线法，认为从退水点开始，流量变化满足布西涅斯克方程（退水曲线方程）：

Q=Q₀·e^-kt （3-8）

式中：Q为从d点开始的任一时刻的河流量（m³/s）；Q₀为d点的流量（m³/s）；k为衰减系数；t为以d点为起点的时间（s）。

由式（3-8）可知，从退水点开始流量呈等比级数递减。利用这个规律，在退落部分找到流量大体成等比递减的开始时刻，即为地下水退水点。

作图法，在退落部分按相等的时段，选取一系列流量，计算流量差（ΔQ），然后以ΔQ为纵轴，以时间（t）为横轴绘制曲线，将曲线的拐点所对应的时刻作为退水曲线的初始时刻，然后在图3-3中找到该时刻所对应的点即为退水点。

图3-3 河流流量过程线

由于河流与地下水之间的水动力关系不同，基流分割方法也不同。一般有两种情况（图3-4）：一种情况是河流与地下水有直接水力联系；另一种情况是二者之间不存在直接水力联系。

当河流与地下水无直接联系时（图3-4（a）），若不考虑地下径流峰值，则直接连接ad，其下方阴影部分的面积即为基流量（图3-5（a））；若考虑地下径流峰值，则可分别计算流量过程线起涨部分（af段）的平均流量（Q₁）和退落部分（df段）的平均流量（Q₂）。然后，再计算出起涨时段内大气降水形成的平均流量（Q′₁）：

图3-4 河流与地下水关系示意图

区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究

式中：P为af段的总降水量（m）；F为测站所控制的流域面积（m²）；t_af为从a点到f点经历的时间（d）；v为径流系数，等于径流深度与降水深度之比。

同理，求出退落时段内大气降水形成的平均流量（Q′₂）之后，在流量过程线上找到分别与

和

相对应的点，过两点作垂直t轴的直线，在两直线上分别减去Q′₁和Q′₂，可得到b，c两点（图3-5（b）），连接a，b，c，d，其下的阴影部分面积即为基流量。

图3-5 地下水与河流无直接水力联系时的基流分割图示

当河流与地下水有直接水力联系时（图3-4（b）），枯水季节地下水补给地表水，丰水季节河水位高于潜水水位，地表水补给地下水。此种情况下，在枯水季节（起涨点之前和退水点之后），河流流量全部为基流量。将起涨点对应的时间记为t_a，退水点对应的时间记为t_d。进入洪水期后，河水开始补给地下水，但在t_a之前进入河道的地下水与洪水一起从上游向下游流动。河流源头到测站的距离很容易测定，则可以求出河水从源头流到测站所用的时间（记为Δt），也就是说，到t_a+Δt时刻河水全部由洪水组成，其对应的点记为b点，则地下水径流量应按 ab 逐渐减少；同样，在洪峰过后，河流源头首先有地下水进入河道，起始时刻为t_d-Δt，其对应的点记为c，则地下水径流量应按 cd 逐渐减少。基流分割如图3-6中的阴影部分。

图3-6 地下水与河流有直接水力联系时的基流分割图示

（4）示踪法

水中的氢氧稳定同位素常用来示踪地下水与地表水的相互交换量，通过河道水量均衡方程和质量平衡方程的联合求解，计算地下水与河流交换量（Scanlon，2002）。水量均衡方程和质量平衡方程如下：

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分别为上、下游断面河流量（m³/s）；Q_in，Q_out分别为测流断面间各支流的流入、流出量（m³/s）；Q_gi，Q_go分别为测流断面间地下水流入、流出量（m³/s）；E_r为测流断面间河道水蒸发量（m³/s）；δ_up，δ_down分别为上、下游断面河水氢氧稳定同位素δ值（‰）；δ_in，δ_out分别为测流断面间各支流的流入和流出水的氢氧稳定同位素δ值（‰）；δ_gi，δ_go分别为测流断面间地下水流入、流出水的氢氧稳定同位素δ值（‰）；δ_Er为河道蒸发水的氢氧稳定同位素δ值（‰）。

（3-11）式中的δ_Er通常难以测定，Krabbenhoft（1990）给出了计算公式：

区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究

式中：δ_L，δ_α分别为地表水和大气水汽同位素含量；h为相对湿度；α′为水-气界面温度下同位素平衡分馏因子，等于1/α；ε为总分馏因子，ε=1000（1-α′）+Δε；Δε为动力学分馏因子，对于δD，Δε=12.5（1-h），对于δ¹⁸O，Δε=14.2（1-h）（Gonfiantini，1986）。

平原区的河流往往在上游地带渗漏补给地下水，在下游地带接受地下水补给，因此，在实际应用时，通常需要首先确定该两种情况发生的分界面，然后分段进行计算。

3.地下水侧向流入流出量

一般采用达西定律计算，公式为

Q_g=v·B·M=K·J·B·M （3-13）

式中：Q_g为地下水侧向流入流出量（m³/d）；v为地下水渗流速度（m/d）；B为过水断面宽度（m）；M为含水层厚度（m）；J为地下水水力梯度（无量纲）。

计算时，需要注意：①采用测流计或地下水示踪技术测定地下水流速时，所测定的流速是地下水的实际流速（v_a）。②采用达西定律计算时，需要将实际流速换算成渗透速度，即v=v_a·n（n为有效孔隙度）。③不同地段含水层的孔隙度和地下水水力梯度不同，不同时段地下水的水力梯度也不相同。因此，实际应用时，应分地段、分时段分别进行计算。

4.地下水与湖泊或水库的交换量

（1）水量均衡法

计算公式为

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

式中：Q_lr为地下水与水库或湖泊的净交换量（m³/a），Q_lr＞0，则地下水向湖泊排泄量大于湖泊向地下水的渗漏量，湖泊接受地下水的净补给；Q_gi为地下水向湖泊的排泄量（m³/a）；Q_go为湖泊向地下水的渗漏量（m³/a）；ΔV为水体体积的年变化量（m³/a）；P为年降水量（m/a）；F为水体水面面积（m²）；E为水面蒸发量（m/a）。Q_si为地表水年流入量（m³/a）；Q_so为地表水年流出量（m³/a）。

（2）示踪法

采用式（3-14），一般只能获得地下水与湖泊之间的净交换量，为了分别求取Q_gi和Q_go，可以利用水体中的天然示踪剂建立质量均衡方程（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为补给湖泊地下水的示踪剂浓度；C_L为湖泊水的示踪剂浓度；C_P为降水的示踪剂浓度；C_E为湖泊蒸发水的示踪剂浓度；C_si为补给湖泊地表水的示踪剂浓度；其他符号同式（3-14）。

联合求解（3-14）和（3-15）两个方程，即可获得Q_gi和Q_go。常用的天然示踪剂是水中的氢氧稳定同位素（Sacks，1998；Scanlon，2002），这时需要知道蒸发水的氢氧稳定同位素值，其计算方法见式（3-12）。

5.越流量（包括补给和排泄）

计算公式为

Q_y=F·K·J （3-16）

式中：Q_y为越流量（m³/d）；F为计算面积（m²）；K为弱透水层的垂直渗透系数（m/d）；J为弱透水层上下含水层间的水力梯度（无量纲）。

6.凝结水补给量

可根据均衡试验场地中渗透仪的观测资料求得，但是计算时应注意将观测中冬季潜水冻结层融化的水量扣除。

7.渠系渗漏补给量

根据渠系衬砌状况，选用实测或经验系数计算。若渠道没有任何衬砌，其渗漏补给量与河道渗漏补给量计算方法相同。若渠道有衬砌，则可采用如下公式计算：

Q_ci=r·（1-η）Q_c·Δt （3-17）

式中：Q_ci为渠道渗漏量（m³）；r为渠道渗漏修正系数（无量纲）；η为渠系有效利用系数（无量纲）；Q_c为渠道过水量（m³/s）；Δt为计算时段（s）。

8.田间灌溉入渗补给量

（1）入渗系数法

计算公式为

Q_si=β·Q_s·F·N （3-18）

式中：Q_si为田间灌溉入渗量（m³）；β为入渗系数（无量纲）；Q_s为灌溉定额（m³/m²）；F为灌溉面积（m²）；N为灌溉次数。

（2）水量均衡法

根据水均衡原理，用灌溉量减去排放量、蒸发量和其他消耗量计算。

（3）地中渗透仪法

在田间专门设置地中渗透仪，直接测定灌溉水渗漏补给量。

9.潜水蒸发蒸腾量

（1）蒸发系数法

计算公式为

Q_e=E·c·F （3-19）

式中：Q_e为潜水蒸发蒸腾量（m³/a）；E为水面蒸发量（m/a）；c为潜水蒸发系数（无量纲）；F为计算面积（m²）。

（2）经验公式法

通常利用经验公式求出潜水蒸发强度（ε），然后按下式计算：

Q_e=ε·F （3-20）

式中：ε为潜水蒸发强度（m/a）；F为计算面积（m²）。

潜水蒸发强度一般采用柯达夫-阿维利扬诺夫公式计算，即

区域地下水功能可持续性评价理论与方法研究

式中：λ为植被修正系数（无量纲）；h为潜水水位埋深（m）；h₀为潜水蒸发的临界深度（m）；θ为无量纲指数，因气候和土壤而异，取值1～3，一般可以取1；其他符号同前。

10.储变量计算

计算公式为

ΔS=μ·F·ΔH （3-22）

式中：F为计算面积（m²）；ΔH为水头变化（m）；μ为给水度（潜水）或储水系数（承压水）。

（四）若干问题说明与适用条件

1.参数的获取

以上介绍的方法中涉及各种参数（渗透系数、导水系数、给水度、储水率、储水系数、孔隙度、垂向渗透系数、越流系数、降水入渗系数、灌溉入渗系数、潜水蒸发系数、渠系渗漏系数等），按“全国地下水资源及其环境问题调查评价技术要求系列（一）”的要求获取。

2.参数分区

水量均衡法是一种集中参数系统的方法，在地下水数量评价时往往难以满足计算精度要求，尤其是在区域地下水数量评价中。地下水系统是一个复杂的非均质系统，各种参数（渗透系数、导水系数、给水度、储水率、储水系数、孔隙度、垂向渗透系数、越流系数、降水入渗系数、灌溉入渗系数、潜水蒸发系数、渠系渗漏系数等）是空间位置的函数，有些还是时间的函数（如降水入渗系数、灌溉入渗系数、潜水蒸发系数、渠系渗漏系数等），所以为了提高计算精度，需要综合考虑各种参数的时空变化特征，在空间上将地下水系统划分成若干子区块，在时间上划分成若干时段，在子区块和各时段可以认为各种参数是一个相对稳定的数值，然后分别计算各个区块和时段的水量，最后集成总量。理论上讲，划分的区块越小、时段越多，计算精度就越高，但是工作量就越大。在实际应用时，应根据评价区所拥有的资料状况和计算精度要求进行适当的划分。

3.点参数的区域化

通过各种方法获得的参数，大多是点源数据。在区域地下水数量评价时，需要将点源数据转化成区域数据。点源数据的区域化，常采用的方法是Kriging插值法。Kriging法是一种最佳空间估计法，其本质是最佳无偏估计，是对空间分布的数据求线性最优、无偏内插估计的一种方法（Gress N.A.C.，1990，1991；Dentsch C.V.，1992；Gelhar L.W.，1993）。常用的软件中都有Kriging插值功能模块，如Surfer、MapGIS等，也有一些文献中给出了计算程序（徐士良，1995；Dentsch C.V.，1992）。

4.适用条件

水量均衡法方法原理明确，计算公式简单，计算精度高低可调，适应性强。但是，在补给、排泄条件复杂的地区，涉及的均衡要素较多，某些均衡要素难以准确测定或求取成本和工作量较大，计算精度不如数值法高。

水量均衡法既可用于区域地下水数量评价，也可用于局域地下水数量评价或水源地评价；既可评价地下水补给资源量，又可评价可采资源量，是最常用、最基本的地下水数量评价方法，其成果是其他方法的验证依据之一。在补给、排泄条件简单，地下水系统边界比较清楚，水均衡要素容易确定的地区，应用效果较好，评价结果精度高。

㈨ 如何根据再生水量确定景观湖泊容积

湖泊容积又称“湖泊蓄水量”。指某水位（常以丰水年的平均水位）以下水体的体积或湖盆的容积。计算方法很多，通常先确定各等深线间的高差、量出所选等深线所包围的面积，把每一水层看作一个棱柱体，
用下式计算：V=h（0.5F1+F2+F3+……+Fn-1）式中：V——湖泊容积，h——等深线的高差，F1、F2……Fn各等深线所包围的面积。水深不同，湖泊容积的大小也随之变化。通常绘出水深（水位）容积曲线表示其关系，并可从曲线图上查出任一水深（水位）的相应湖泊容积。以立方公里或立方米计。湖泊容积是湖泊重要形态特征之一。它的大小直接决定着湖泊的水文情况以及它在环境和经济建设中开发利用的价值。

㈩ 湖泊水文学的发展简史

湖泊水文现象的研究始于古代的定性描述。中国清代《古今图书集成》和
《行水金鉴》记载了中国许多湖泊湖水的来源及去路、泥沙、水位涨落、河湖调节关系和湖泊变迁过程等。湖泊水文的定量研究，始于17世纪的水文观测。死海从1650年起，已有水位资料。19世纪盛行湖泊测深工作。1891年 F.-A.福雷尔完成了日内瓦湖的研究，出版了《日内瓦湖湖泊志》 3卷，系统地论述了该湖的地质，气候，湖水运动，化学、热学、光学、声学特点，湖泊成因和形态，为近代湖泊学确定了基本的研究领域。1909年R.威廷提出湖流流速与风速经验关系式。1910年前后，E.M.韦德伯恩致力于湖水温度观测，提出了温度振动流体动力学理论。1915年E.A.伯奇根据热量平衡原理开始计算湖泊热量收支和蓄热量。 20世纪20年代以后，由于建筑大型水库，推动了湖泊水文研究，广泛应用水量平衡、沙量平衡、盐量平衡、能量平衡、热量平衡等原理和流体动力学理论，定量分析湖泊水资源；推算水库淤积年限；预估库水的矿化度；改进风浪要素的计算方法；研究湖水温度和确定湖冰厚度等问题。20世纪50年代，电子计算机、同位素及遥感技术等的应用和精密测量仪器的研制，为湖泊水文研究提供了新的手段。60年代以后，国际水文十年 (IHD)把湖泊水文列入研究计划，开始了湖泊水文学研究的国际合作。中国自50年代起，在长江中下游和云南等地陆续开展了湖泊的综合调查。