第六章 地下水動態與均衡的研究11 地下水動態和均衡的概念12 研究地下水動態與均衡的意義23 地下水動態和均衡研究的基本任務24 地下水動態與均衡的監測項目35 地下水動態的成因類型及主要特征56 地下水均衡要素的測定方法7思考題15第六章 地下水動態與均衡的研究1 地下水動態和均衡的概念地下水資源和其它礦產資源的最主要區別是，其量和質總是隨著時間而不停地變化著。所謂地下水動態即是指表征地下水數量與質量的各種要素（如水位、泉流量、開采量、溶質成分與含量、溫度及其它物理特征等）隨時間而變化的規律。其變化規律可以是周期性的變化，也可以是趨勢性的變化。變化的周期可以是晝夜的（如月球引力導致的固體潮），也可以是季節性的或者是多年的。其變化的速率，在天然狀態下一般具較明顯的周期性，或具極為緩慢的趨勢性。在人為因素（開采或排除）的影響下，其變化率可大大加強。這種迅速的變化，可能對地下水本身和環境帶來嚴重的后果。地下水的質與量之所以變化，主要是由于水量和溶質成分在補充和消耗上的不平衡所造成的。所謂地下水均衡，就是指這種在一定范圍、一定時間內，地下水水量、溶質含量及熱量等的補充（流入）與消耗（流出）量之間的數量關系。當補充與消耗量相等時，地下水（量與質）處于均衡狀態；當補充量小于消耗量時，地下水處于負均衡狀態；當補充量大于消耗量時，地下水處于正均衡狀態。地下水在天然條件下，一般多處于均衡狀態；在人為活動影響下，則可能出現負均衡或正均衡狀態。從上述概念可知，地下水動態與均衡之間存在著互為因果的緊密聯系。地下水均衡是導致動態變化的實質，即導致動態變化的原因；而地下水動態則是地下水均衡的外部表現，即動態變化的方向與幅度是由均衡的性質和數量所決定的。2 研究地下水動態與均衡的意義研究地下水動態與均衡，對于認識區域水文地質條件、水量和水質評價，以及水資源的合理開發與管理，都具有非常重要的意義。任何目的、任何勘查階段的水文地質調查，都必須重視地下水動態與均衡的研究工作。由于對地下水動態規律的認識，往往要經過相當長時間的資料積累才能得出結論，因此在水文地質調查時，應盡早開展地下水動態與均衡研究。其研究意義具體表現在：（1）在天然條件下，地下水的動態是地下水埋藏條件和形成條件的綜合反映。因此，可根據地下水的動態特征分析、認識地下水的埋藏條件、水量、水質形成條件和區分不同類型的含水層。（2）地下水動態是均衡的外部表現，故可利用地下水動態資料去計算地下水的某些均衡要素。如根據次降水量、潛水位升幅和潛水含水層給水度計算大氣降水的入滲系數；根據潛水位的升幅或降幅計算地下水的儲存量及潛水的蒸發量等。（3）由于地下水的數量與質量均隨著時間而變化，因此一切水量、水質的計算與評價，都必須有時間的概念。如對同一含水層來說，在雨季、旱季、豐水年、枯水年，其水資源數量與水質都可能大不一樣。因此，地下水動態資料是地下水資源評價和預測時必不可少的依據。（4）用任何方法計算的地下水允許開采量，都必須能經受地下水均衡計算的檢驗；任何地下水開采方案，都必須受地下水均衡量的約束。為盡可能地減少開采地下水引起的負作用，開采量一般不能超過地下水的補給量，即不應破壞地下水的均衡狀態。（5）研究地下水的均衡狀態，可預測地下水水量、水質及與地下水有關的環境地質作用的變化及總體發展趨勢。因此，在各種目的的水文地質勘探中，都規定進行一定時期的地下水長期觀測，以便進行地下水動態與均衡的研究?？碧诫A段愈詳細，長期觀測工作量愈大，要求的精確度愈高。3 地下水動態和均衡研究的基本任務一、研究地下水動態的基本任務（1）正確布設地下水動態監測網點，對動態監測的頻率、監測次數及監測時間作出科學的規定。地下水動態監測點的布置形式和位置，主要決定于水文地質調查的主要任務。動態監測成果要滿足水文地質條件的論證，地下水水量、水質評價及水資源科學管理方案制定等方面的要求。對干不同的勘查階段，對以上要求各有側重。為闡明區域水文地質條件服務的動態監測工作，其主要任務在于查明區域內地下水動態的成因類型和動態特征的變化規律。因此，監測點一般應布置成監測線形式。主要的監測線應穿過地下水不同動態成因類型的地段，沿著區域水文地質條件變化最大的方向布置。對不同成因類型的動態區，不同含水層，地下水的補給、徑流和排泄區，均應有動態監測點控制。為地下水水量、水質計算與資源管理服務的動態監測工作，其主要任務是：為建立數學模型、水文地質參數分區及選擇參數提供資料。鑒于地下水數值模型在地下水水量、水質評價與管理工作中的廣泛應用，要求將相應的動態監測點布置成網狀形式，以求能控制區內地下水流場及水質變化。對流場中的地下分水嶺、匯水槽谷、開采水位降落漏斗中心、計算區的邊界、不同水文地質參數分區及有害的環境地質作用已發生和可能發生的地段，均應有動態監測點控制。地下水動態的監測點，除井、孔外，還應充分利用區內已有的地下水天然及人工水點。對有關的地表水體、各種污染源，以及有害的環境地質現象，亦應進行監測。科學規定地下水動態項目的監測頻率、監測次數和時間，對于獲得真實、完整的動態資料十分重要。對于不同的監測項目，監測的頻率、次數和時間的具體要求雖有不同，但其總的原則是一致的，即要求按規定的監測頻率、次數和時間所獲得的地下水動態資料，應能最逼真地反映出年內地下水動態變化規律。以上問題的具體要求，可參閱有關水文地質勘查和地下水動態觀測規范。需強調的是，為了能從動態變化規律中分析出不同動態要素（監測項目）間的相互聯系，對各監測項目的監測時間，在一年中至少要有幾次是統一的。（2）根據所獲得的地下水動態監測資料，分析地下水動態的年內及年際間的變化規律。動態變化規律，主要是指某種動態要素隨時間的變化過程、變化形態及變幅大小等的水文地質意義，變化的周期性與趨勢性，并通過不同監測項目動態特征的對比，確定它們之間的相關關系。（3）根據所獲得的各種動態資料，考慮各種影響因素（水文、氣象、開采或人工補給地下水等）的作用，確定區內地下水的成因類型。為認識區域地下水的埋藏條件，水質、水量的形成條件及有害環境地質作用的產生和發展原因等，提供動態上的佐證。二、地下水均衡研究的基本任務（1）為進行均衡研究，首先要確定均衡區的范圍及邊界的位置與性質。當區域較大，各地段的地下水均衡要素組成又不相同時，應劃分均衡亞區。為便于均衡計算，每個均衡區（或亞區）最好是一個相對獨立的水文地質單元。均衡區的邊界最好是性質比較明確、位置比較清楚的某一自然邊界（或地質界線）。（2）確定均衡區內地下水均衡要素的組成及地下水水量或水質均衡方程的基本形式。在建立方程時，應考慮到，同一均衡區在不同的時段，其均衡要素的組成可能是不同的。因此，在均衡計算之前，還應劃分出均衡計算的時段，即確定出均衡期。（3）通過直接（野外實測或室內測定）或間接（參數計算）方法，確定出地下水各項均衡要素值，為地下水水量、水質的計算與預測提供基礎數據。（4）通過區域水均衡計算，確定出區內地下水的均衡狀態，預測某些水文地質條件的變化方向，為制定合理的地下水開發方案及科學管理措施提供基本依據。4 地下水動態與均衡的監測項目一、地下水動態監測項目對大多數水文地質勘查任務來講，地下水動態監測的基本項目都應包括地下水水位、水溫、水化學成分和井、泉流量等。對與地下水有水力聯系的地表水水位與流量，以及礦山井巷和其它地下工程的出水點、排水量及水位標高也應進行監測。水質的監測，一般是以水質簡分析項目作為基本監測項目，再加上某些選擇性監測項目。選擇性監測項目是指那些在本地區地下水中已經出現或可能出現的特殊成分及污染物質，或被選定為水質模型模擬因子的化學指標。為掌握區內水文地球化學條件的基本趨勢，可在每年或隔年對監測點的水質進行一次全分析。地下水動態資料，常常隨著觀測資料系列的延長而具有更大的使用價值，故監測點位置確定后，一般都不要輕易變動。二、地下水的均衡項目（或均衡要素）地下水的均衡包括水量均衡、水質均衡和熱量均衡等不同性質的均衡。不同性質均衡方程的均衡項目（均衡要素），也就必然有所區別。在多數情況下，人們首先關注的還是水量問題，而水量均衡又是其它兩種均衡的基礎。因此，下面著重討論水量均衡的組成項目。根據質量守恒定律，在任何地區，在任一時間段內，地下水系統中地下水（或溶質或熱）的流入量A（或補充量）與流出量B（或消耗量）之差，恒等于該系統中水（溶質或熱）儲存量的變化量W。據此，我們可直接寫出均衡區在某均衡期內的各類水量均衡方程?？偹烤夥匠痰囊话阈问綖椋哼M一步寫為（單位面積）：式中：h潛水儲存量的變化量，其中，為潛水位變動帶內巖石的給水度或飽和差，h為均衡期內潛水位的變化值；V，P分別為地表水體和包氣帶水儲存量的變化量；X降水量；Y1，Y2地表水的流入和流出量；Z1，Z2凝結水量和蒸發量（包括地表水面、陸面和潛水的蒸發量）；W1，W2地下徑流的流入和流出量；R1，R2人工引入和排出的水量。潛水水量均衡方程的一般形式為：式中：X f 降水入滲量；Z1，Z2潛水的凝結補給量及蒸發量；Ws泉的流量；Yf地表水對潛水的補給量；R1，R2人工注入量和排出量；其余符號同前式。承壓水的水量均衡方程，比潛水為簡，常見形式為：式中：*承壓含水層的彈性給水度（貯水系數）；E1越流補給量；R2k承壓水的開采量；其余符號同前式。對于不同條件的均衡區及同一均衡區的不同時間段，均衡方程的組成項可能增加或減少。如：當地下水位埋深很大時，Z1和Z2常常忽略不計。分析上述各水量均衡方程，可清楚地看到，一切水量均衡方程均由三部分組成，即均衡期內水量的變化量(W)、地下水系統的補給量(或流入量A)和消耗量(或流出量B)。在補給量中，最重要的是降水入滲量（X f）、地表水入滲量（Yf）、地下徑流的流入量（W1）；在某些情況下，越流補給量(E1)和人工注入量（R1）也有較大意義；在消耗量中，最重要的是潛水的蒸發量（Z1）、地下徑流的流出量（W2）、地下水的人工排泄量（R2和R2k）；有時，泉水的溢出量（Ws）和越流流出量（E2）也很有意義。5 地下水動態的成因類型及主要特征地下水動態成因類型的劃分，主要是根據地下水的水位動態過程曲線的特點，以及對地下水動態影響最大的自然和人為因素對地下水動態成因類型進行劃分。綜合國內、外一些地下水動態成因類型分類方案，本書將地下水動態成因類型歸納為8種基本類型（見表61），而由基本類型又可組成多種混合成因類型。6 地下水均衡要素的測定方法一、潛水儲存量變化量(h)的測定方法潛水儲存量變化量由潛水位變化值h和水位變動帶巖層的給水度（或飽和差）組成。h能通過水位觀測孔實測獲得。因此，確定潛水儲存量變化量的關鍵在于值的測定。當潛水水位上升或下降時，值具有不同的物理意義。下降時，表征水位變動帶地層的給水度；上升時則表征飽和不足量（或飽和差）。但當潛水面未上升到近地表的濕度變動帶時，值仍可視為給水度。確定給水度的常用方法有：（1）室內參數測定法按要求深度定期采取水位變動帶內的巖土樣，在室內測定飽和容水度（飽和含水量）、持水度、天然濕度（天然含水量），即可得出不同時段的值。此法取樣繁瑣，且難保證土樣的天然結構不被破壞，而粘性土又難測出其持水度，故已很少使用。（2）根據抽水前后包氣帶上層天然濕度的變化來確定值據包氣帶中非飽和水流的運移和分帶規律知，抽水前包氣帶內土層的天然濕度分布應如圖61中的oacd線所示。抽水后，潛水面由A下降到B（下降水頭高度為己h），故毛細水帶將下移，由aa段下移至bb段，此時的土層天然濕度分布線則變為圖中的oabd。對比抽水前后的兩條濕度分布線可知，由于抽水水位下降，水位變動帶將會給出一定量的水。按水均衡原理，抽水前后包氣帶內濕度（含水量）之差（陰影面積），應等于潛水位下降h時包氣帶（主要是水位下降帶）所給出之水量（h），即： 故給水度： 式中：Zi包氣帶濕度測定分段長度(空間步長)；h抽水產生的潛水面下移深度（水位降深）；W1i，W2i抽水前后Zi段內的土層天然濕度（含水量）；n取樣數。szw土層的天然濕度，可采取原狀土樣在實驗室測定，或利用中子水分計（中子儀）在鉆孔中直接測定土層的含水量。（3）根據潛水水位動態觀測資料用有限差分法確定值（卡明斯基有限差分法）如果潛水為單向流動（一維流），隔水層水平，含水層均質，可沿流向布置3個地下水水位動態觀測孔（圖62），然后根據水位動態觀測資料，按下式計算值：式中：h1,t，h2,t，h3,t1，2，3號觀測孔t時刻水位或含水層厚度；h2t時段內2號孔水位變幅；垂向流入和流出量之和稱綜合補給強度；K滲透系數；x觀測孔間距（空間步長）；t時間步長。如地下水流入和流出量以裘布衣公式表示，整理上圖陰影部分水均衡式，也可得上式。如潛水為二維流，觀測孔作方形網格布置（圖63）時，仍可按上述方法得出下列計算式：式中各符號意義同前式。在上式的參數中，值常未知，但可選擇近乎常數的兩個時段（2個t），寫出兩個計算式，解出和值。此法優點在于，能確定較大范圍內的值，可用于基巖和地下水深埋區，對不同邊界適應性較強。由于未知，常取0。但此時平原區的h較小，計算的相對誤差大。二、降水入滲補給量（Xf）及蒸發量（Z2）的確定1地中滲透儀（或蒸滲儀lysimeter）測定法1土柱這是較老但又是唯一可直接測到降水入滲補給量和潛水蒸發量的方法。此方法儀器的結構裝置如圖64所示。整個裝置由左方的地中滲透計、右方的給水觀測裝置構成。地中滲透計的圓筒內裝有均衡地段的標準土柱，土柱下方為砂礫和濾網組成的外濾層（圖6一4中的2，3）。給水觀測部分由供水（盛水）用的有刻度的馬利奧特瓶（圖中10）和控制地中滲透計筒內水位高度的盛水漏斗（11）及量簡（l4）組成。兩部分以導水管連結，將兩端構成統一的連通管。其工作原理如下：首先調整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面與滲透計中的設計地下水面（相當潛水埋深）保持在同一高度上。當滲透計中的土柱接受降水入滲和凝結水補給時，其補給水量將會通過連通管（4）和水管（13）流入量筒（14）內，可直接讀出補給水量；當土柱內的水面產生蒸發時，便可由漏斗供給水量，再從馬利奧特瓶讀出供水水量（此即潛水蒸發消耗量）。在測定凝結補給量時，應在該滲透計上方加棚，以隔離降水。此法裝置可用多個不同巖性和不同水位埋深的土柱，分別觀測其降水補給和蒸發值。本方法缺陷是，很難如實模擬天然的入滲補給條件，故其結果的可靠性有時值得商榷，而且此法只適用于松散巖層。2通量法包氣帶土壤水分運動所遵循的基本規律是非飽和水流運動的達西定律（Darcys law或Richards equation）和質量守恒原理（conservation of mass），在實際應用中，可以直接應用達西定律和質量守恒原理分析或解決水量均衡問題。下面介紹具有重要應用價值的土壤水分通量法來求降水入滲補給量及蒸發量。要研究降雨或灌溉對土壤及潛水的入滲補給，大氣蒸發作用下土壤及潛水的消耗，從而分析四水（大氣水、地表水、土壤水和地下水）的轉化關系等，在田間監測土壤水分的分布和運動是十分必要的。田間土壤水分運動，可近似視為一維垂向的流動。于是，連續方程可簡化為上式由z*至z積分，得式中，q（z*）和q（z）分別表示高度為z*和z處的土壤水分運動通量（單位時間，通過單位面積的量：cm3/cm2s）。當時間由t1改變到t2時，以Q（z*）和Q（z）分別表示在此時段內通過z*和z處單位土壤斷面面積上的水量(cm3/cm2)，由上式積分或直接由質量守恒原理寫出無源匯情況下的水量平衡方程為土壤含水率的分布（z，t）在田間可用中子測水儀（或其他方法）監測。若測得某一斷面z*處的土壤水分運動通量q（z*）或單位面積上的水量Q（z*）（通量已知的斷面），土壤中任一斷面z處的通量q（z）及單位面積上的水量Q（z）(Q（z）= q（z）t)（通量未知的斷面）便可由上式計算出。確定某一斷面z*處的通量，主要應用達西定律，其方法有零通量面法、表面通量法和定位通量法，統稱為土壤水分運動通量法。（1）零通量面法土壤水的重力勢g由垂直坐標z決定，若用負壓計測得土壤剖面各點的基質勢m，則可得到總水勢mz的分布，如圖210土壤中任一點的土壤水分通量由達西定律給出。當水勢梯度時，該處的通量，則稱該處的水平面為零通量面ZFP（zero flux plane），位置記為z0。土壤剖面中出現零通量面時，可根據水勢的分布特點，區分為以下幾種類型：a單一聚合型零通量面。若在降雨（或灌溉）前，土壤長期處于蒸發狀態，上層土壤的水分只由潛水補給，水分自下而上在土壤中運移，水勢自潛水面向上是逐漸減小的。在連續降雨過程中，由于水分不斷入滲，上部土壤的水勢將隨之增加。如果水分的入滲尚未對下部的土壤產生明顯的影響，此時水勢的分布則如圖210中（a）所示。在此情況下，土壤中某處水勢出現最小值。該處，即為零通量面ZFP，也可視其為入滲前鋒面。由于這種情況下土壤水分由上下兩側向零通量面處遷移，故稱為聚合型。b單一發散型零通量面。當降雨停止且入滲鋒面已下移到潛水面以后，上部土壤開始蒸發，水分自下面上遷移。與此同時，下部土壤水分繼續處于向下入慘狀態。這時，水勢的分布如圖210中（b）所示。在此情況下，土壤中某處水勢達最大值，該處，即為零通量面ZFP。由于這種情況下土壤水分自零通量面處分別向上、向下運動，故稱為發散型。c具有多個零通量面。如圖210中（c）所示.，這發生在間隔降雨、入滲和蒸發交替出現的情況下，具有多個零通量面。 零通量面的位置不變時：i地表處蒸發量：當零通量面存在時，該斷面即為通量已知的斷面z*。若由t1至t2這一時段內（t），零通量面的位置不變，測得t1和t2時刻的土壤含水率（z，t1）和（z，t2），如圖211。利用式（267）可計算出t時段內任一斷面處單位面積上所流過的土壤水的水量Q（z）。若以Qs表示地表處相應的水量，其值可由下式計算：式中z0和H如圖所示。在數值上Qs為圖中abcd的面積（陰影面積）。當土壤含水率減小時，Qs0，表明通量向上，土壤水分蒸發，蒸發量Qs；反之，Qs0，表明通量向下，水分向下層土壤入滲。ii潛水面處入滲補給量：利用式（267）同樣可計算t時段內潛水面處單位面積上所流過的水量（入滲補給量）Qg ：在數值上Qg為圖中ade的面積（空白面積）。當土壤含水率減小時，Qg0，表明潛水面處通量向下，即潛水接受補給，補給量Qg；反之，Qs0，表明通量向上，意味著蒸發時潛水有消耗。 零通量面的位置變化時：零通量面實際上隨時間的變化是移動的，只有在時間段t較小時位置不變才近似成立。當時間段t較大時，應考慮其位置的變化，如圖2.12所示，在時間t1和t2時，零通量面：ZFP1和ZFP2的位置分別為z01和z02。此時，由零通量面處通量為零這一條件和水量平衡的原理，可寫出t1至t2時段內地表和潛水面處的土壤水分流量Qs和Qg的表達式：i地表處蒸發量：ii潛水面處入滲補給量：其中，t（z0）表示零通量面的位置為z0的時間。在數值上，Qs為圖中aabcd的面積（陰影面積），Qg為圖中adde的面積（空白面積）。（2）表面通量法表面通量法是以地表處的入滲量（Qs0）或蒸發量（Qs0）作為已知條件。入滲量可實測或用經驗公式估算。地表的蒸發量一般利用氣象資料由Penman公式或其他經驗公式估算。在t1至t2時段內，當地表處單位面積上的入滲量或蒸發量Qs已知時，由式（267）則知土壤任一斷面 z處單位面積上流過的水量Q（z）為：式中，H為地表處的垂直坐標，即至潛水面的距離。當z0時，上式所得為t時段內潛水面處單位面積上流過的水量，即潛水面處入滲補給量。地表通量的估算，直接影響到本方法的可靠性。地表騰發量的估算不僅需要較為完善的氣象觀測資料，而且還涉及到一些經驗參數。目前還不能有把握地用此方法對田間土壤水量平衡進行可靠的分析。（3）定位通量法定位通量法即在土壤剖面中選定一個合適的位置，上下安裝兩支負壓計（水柱或水銀柱式）用以監測這兩點的基質勢m，同時用其他方法測得該處土壤的非飽和導水率和基質勢的關系K（m）。設這兩點的垂直坐標分別為z1和z2，z*（z1+z2）/2，zz2z1，以ml和m2分別表示在這兩點測得的基質勢，由達西定律可知z*（定位點）處的通量為：式中，（ml +m2）/2（平均值）。由此，可以得到t1至t2時段內單位面積上流過的土壤水的水量Q（z*）（定位點通量），而任一斷面z處相應的水量Q（z）由下式給出：當zH時（地表），所得為地表處的Q（蒸發量）；z0時（潛水面），所得為潛水面處的Q（入滲補給量）。定位通量法應用的注意事項：采用此方法除了需有含水率分布和定位點基質勢的觀測資料外，關鍵是要測得土壤非飽和導水率K（m）。因此，在零通量不存在時，可首先考慮采用此法。為了提高成果精度，定位點宜選在土層較厚且均一處。此方法還可和零通量面法結合使用。在零通量面存在時，利用零通量面法進行水量平衡分析；當零通量不存在時，則用定位通量法進行水量平衡計算。如果只是為了監測潛水的入滲補給量或蒸發消耗量，則可將定位點選在鄰近潛水面處。由于潛水面以上一定范圍內含水率變化很小，故定位點處測得的通量便可近似為潛水面處的通量。因此，可不必進行土壤剖面含水率的測定，此方法變得更為簡單。又由于該定位點處的土壤接近飽和，相對而言，K（m）的測定比較有把握。通量法的優點：由于該方法僅以鉆孔中子水分儀測定的土壤含水率為依據，故與地中滲透儀法相比，成本較低，可在多處設點觀測。所測值的精度比經驗公式和動態觀測法要高。3近似計算法（入滲系數法）近似計算降水入滲補給量的方法很多，大多數的近似計算法是首先計算出某些時段和典型地段的降水入滲系數，再推廣到計算出全年或全區的降水入滲補給量（或蒸發量）。 根據次降水量引起的潛水水位動態變化h計算大氣降水入滲系數。對于地下徑流滯緩、水位埋藏不深的平原區，降水入滲和蒸發消耗將是引起潛水面上升或下降的最主要影響因素。因此，可以根據次降水量（Pi）引起的潛水位上升幅度（h）和水位變動帶的給水度（），近似計算出大氣降水的入滲系數（）：根據不同降水強度的次降水量算得的降水入滲系數，取其平均值（或加權平均值），再乘以全年的降水量（或有效降水量，即有入滲補給意義的次降水量之和），即得到全年的大氣降水入滲補給總量。 根據全排型泉水流量計算大氣降水入滲補給量在某些丘陵山區（特別是干旱半干旱的巖溶區），當降水是地下水的唯一補給源，泉水是唯一的排泄方式時（地下水的蒸發量、儲存量變化量可忽略不計），泉水的年流量總和近似等于降水的年入滲補給量。因此，取其泉水年總流量與該泉域內大氣降水總量的比值，即為該泉域的大氣降水入滲系數值（）。如再將該泉域的值用到地質一水文地質條件類似的更大區域，即可得到大區域的降水入滲補給量。同理，對于某些封閉型的水文地質單元，當降水是地下水唯一補給源，而地下水的開采量（最大降深的穩定開采量）又已達到極限（其他地下水消耗量可忽略）時，其年開采總量（近似等于地下水補給量）除以該水文地質單元的年總降水量，亦可得出該水文地質單元的大氣降水入滲系數（）。也可推廣到條件類似的更大區域，進行降水入滲總量的計算。4潛水蒸發量計算的經驗公式法目前，國內外計算潛水蒸發量時，使用最廣泛的經驗公式是阿維揚諾夫公式，其形式為：式中：h潛水埋藏深度；l極限蒸發深度；n蒸發指數，多取值為13；0水面蒸發強度；潛水蒸發強度。分析上式可以看出，潛水的蒸發強度隨水面蒸發強度0的增加而增加，但由公