Método de balance hídrico

El método del balance hídrico se basa en el principio del balance hídrico y establece una ecuación de balance para calcular el volumen de agua. Esta expresión es

∑Q complemento-∑Q fila=δQ almacenamiento (3-1)

Donde: ∑Q es la suma de varias recargas del sistema de agua subterránea durante el período de equilibrio (m3); ∑Q fila es la suma de varios flujos en el sistema de agua subterránea durante el período de equilibrio (m3); δQ almacenamiento es el cambio en los recursos de almacenamiento en el sistema de agua subterránea durante el período de equilibrio (m3);

(2) Pasos generales

1. Determinar el área de equilibrio

De acuerdo con los requisitos de la teoría del sistema de aguas subterráneas, el área de equilibrio debe ser el rango espacial definido. por los límites del sistema de aguas subterráneas, generalmente se requiere tomar los límites naturales del sistema de aguas subterráneas como base para la división. Dado que el método de balance hídrico pertenece a un sistema de parámetros centralizado, para mejorar la precisión de la evaluación regional de la cantidad de agua subterránea, las subregiones de diferentes niveles se pueden dividir según diferentes condiciones hidrogeológicas, y cada elemento del balance se puede calcular por separado y luego sintetizar. . Por ejemplo, según el suministro de agua, el coeficiente de infiltración de precipitaciones, la profundidad de enterramiento de las aguas subterráneas y otras condiciones, la partición del equilibrio se divide en varias subregiones y se calculan las variables de almacenamiento de agua, el volumen de infiltración de precipitaciones y el volumen de evapotranspiración freática de cada subregión. respectivamente, y luego se suman.

2. Determinar los elementos del equilibrio

Determinar el complemento de ∑Q y la composición de la fila ∑Q en la fórmula (3-1), es decir, determinar la suma de entrada. en el límite espacial tridimensional de la salida del sistema de agua subterránea. Todo tipo de agua que ingresa al sistema de agua subterránea desde el exterior se denomina colectivamente elementos de recarga, y todo tipo de agua que sale del sistema se denomina colectivamente elementos de descarga.

En términos generales, los elementos de suministro incluyen: suministro de infiltración de precipitación atmosférica, suministro de filtración de agua superficial (ríos, lagos, embalses, etc.), suministro de afluencia lateral subterránea, suministro de desbordamiento, suministro de condensado, recarga de infiltración de riego de agua superficial. , recarga de retorno de riego de aguas subterráneas, recarga de fugas de canales, recarga artificial, etc.

Los elementos de descarga incluyen: evapotranspiración freática, salida lateral de agua subterránea, extracción de agua subterránea, desbordamiento de manantiales, descarga de desbordamiento, descarga a ríos y lagos, etc.

Cabe señalar que la relación de intercambio de agua entre los diferentes sistemas de aguas subterráneas y el entorno externo es diferente, por lo que la composición de los elementos de equilibrio varía con los diferentes sistemas de aguas subterráneas. En el trabajo real, es necesario combinar estrechamente las condiciones específicas del área de investigación para determinar la composición de los elementos de equilibrio.

3. Determinar el período de equilibrio

El cálculo del equilibrio del agua subterránea se realiza para un período de tiempo específico, que se denomina período de equilibrio. Como se mencionó anteriormente, en la evaluación de las funciones de los recursos de agua subterránea, se requiere que la escala de tiempo para la evaluación de la cantidad de agua subterránea sea de 5 a 12 años, y el cálculo del balance hídrico se realiza con el período de balance. Para garantizar el equilibrio hídrico, el cálculo de varios elementos del equilibrio y la selección de datos relevantes deben utilizar una serie temporal unificada.

(3) Método de cálculo de las partidas del balance

1. Recarga de infiltración de precipitación

Los métodos de determinación de la recarga de infiltración de precipitación incluyen el método de medición directa y el método de paso cero. Método de medición en superficie, ley de Darcy en zona vadosa, método de balance de masa de cloro, método del trazador, etc.

(1) Método de medición directa

Por lo general, la cantidad de recarga de infiltración de precipitación bajo diferentes litologías y diferentes coberturas de superficie se mide directamente utilizando un penetrómetro o una prueba de evaporación en zona vadosa (Young et. otros, 1996). Desde finales de la década de 1970, mi país ha establecido muchos sitios de prueba en zonas vadosas en el norte y el noroeste de China y ha realizado una gran cantidad de estudios experimentales.

(2) Método de superficie de flujo cero (ZFP)

La superficie de flujo cero fue propuesta por primera vez por Richards en 1956. Es la interfaz para la migración del agua en la zona vadosa. La humedad del suelo por encima migra a la superficie y la humedad del suelo por debajo migra al agua subterránea. Tomando la tasa de migración de agua debajo de esta superficie como la tasa de recarga de agua subterránea, este método debe usarse para medir el potencial hídrico del suelo y el contenido de agua en el perfil vertical de la zona vadosa. China introdujo el método ZFP a finales de los años 1980 (Zhang Guanghui, 1988; Zhang Huichang, 1988), y este método todavía se utiliza hoy en día (Cheng Hui et al., 2000; Zhou Jinlong et al., 2003; Li Xi et al. , 2006).

(3) Método de la ley de Darcy en la zona vadosa

El método de la ley de Darcy se utiliza comúnmente en zonas áridas y semiáridas, y es necesario medir el gradiente hidráulico de la zona vadosa y la infiltración bajo diferentes contenidos de agua.

La fórmula de cálculo es la siguiente:

Investigación sobre la teoría y el método de evaluación de la sostenibilidad de la función del agua subterránea regional

En la fórmula: q es la tasa de recarga de infiltración de precipitación (m/d); K(θ) es el coeficiente de permeabilidad al agua de la zona vadosa (m/d); h es la presión lateral del agua en la zona vadosa (m) es la elevación de la posición vertical (m);

(4) Método de balance de masa de cloro

Este método utiliza principalmente la estabilidad química del cloro, y su premisa de aplicación es (Kinzelbach, 2002): ① Dado que la entrada y salida de soluto en la zona vadosa es Hay un desfase de tiempo entre las zonas de saturación, y se debe suponer que no hubo cambios climáticos importantes durante este período ② no se agregaron solutos adicionales, como fertilizantes, y no hubo contaminación del aire reciente; No hay ningún cambio neto en las existencias de solutos por encima y por debajo de la ZFP, posiblemente debido a precipitación animal, vegetal o mineral/causada por disolución y adsorción/desorción. Sobre la base del cumplimiento de las condiciones anteriores, la tasa de recarga de infiltración de precipitación se puede calcular mediante la siguiente fórmula:

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Donde: q es la tasa de recarga de infiltración de entrada de precipitación (m/a); p es la precipitación promedio, la unidad es m/a número de años (metros cuadrados/año); L); Fd es la concentración de iones cloruro. Cantidad de deposición seca (mg/m2·d); CS es la concentración de iones cloruro (mg/L) en el agua de la zona vadosa debajo de la superficie de flujo cero.

(5) Método del trazador

Utilizar trazadores artificiales o ambientales para calcular la tasa de recarga de la infiltración de la precipitación a través del movimiento de la superficie máxima del agente perdido. Los trazadores artificiales comúnmente utilizados incluyen tritio, bromo, yodo y colorantes (Athavale, 1988; Kung, 1990; Flury, 1994; Aeby, 1998; Forrester, 1999). Los trazadores ambientales incluyen tritio, cloro-36 y otros isótopos radiactivos (Scanlon, 2002). ). La fórmula de cálculo de la tasa de infiltración de la precipitación es

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donde: q es la tasa de recarga de la infiltración de la precipitación (m/a); δ z es la profundidad de migración del pico de concentración del trazador (m); δ t es el tiempo de migración máximo (a) es el contenido volumétrico de agua (adimensional);

Debido a la influencia de la topografía, la cobertura de la superficie, la litología y el espesor de la zona vadosa, la intensidad y frecuencia de las precipitaciones, las condiciones de humedad de la zona vadosa y la profundidad del entierro del agua subterránea, las tasas de infiltración de las precipitaciones en diferentes áreas son diferentes. Sin embargo, los datos obtenidos por los métodos anteriores son solo resultados experimentales bajo ciertas condiciones y la escala espacial que representan es limitada. Las escalas de tiempo representadas por diferentes métodos también son diferentes (Tabla 3-2). Por lo tanto, en la evaluación de los recursos de agua subterránea regional, a menudo se hacen particiones apropiadas en función de las condiciones reales del área de estudio, y se utilizan diferentes métodos para obtener el coeficiente de infiltración de precipitación (a) de diferentes particiones, y luego se usa la siguiente fórmula para calcular la recarga de infiltración de lluvia:

Qp=a P F (3-5)

Donde: Qp es la recarga de infiltración de lluvia (m3/a); (adimensional); p es la precipitación promedio, la unidad es m/a número de años (metros cuadrados/año); f es el área calculada (m2);

Tabla 3-2 Comparación del rango y las escalas espaciales y temporales de las tasas de infiltración de precipitación determinadas por diferentes métodos

Nota: Los datos de la tabla se compilan con base en Scanlon et al. (2002).

En la actualidad, en la mayoría de las zonas del norte de mi país, mediante pruebas de infiltración de zonas vadosas y análisis dinámicos del nivel del agua, se ha establecido la relación entre el coeficiente de infiltración de precipitación, la profundidad del nivel freático y la litología de las zonas vadosas en diferentes regiones.

2. Capacidad de intercambio entre aguas subterráneas y ríos

(1) Método de diferencia de flujo de sección transversal

Si hay un río cruzando la zona de equilibrio, en el Límites superior e inferior de la zona de equilibrio Seleccione una sección de medición de flujo para monitorear el flujo, determine el espaciamiento de las secciones, el intervalo de tiempo de medición del flujo, el ancho de la superficie del agua del río y la evaporación de la superficie del agua, y luego calcúlelo con la siguiente fórmula:

QR = (q 1-Q2)δt-B L E(3-6)

En la fórmula: Qr es la cantidad de recarga de la fuga del río durante la medición del caudal (m3 son los); caudal promedio de los tramos aguas arriba y aguas abajo del río (m3/s) respectivamente; δt es el período de cálculo (s) es el ancho promedio de la superficie del río (m) es la distancia entre los dos tramos del río; río (m); e es la evaporación de la superficie del agua durante la medición del flujo (m).

(2) Método de la sección transversal de filtración (ley de Darcy)

Cuando existe una conexión hidráulica directa entre el río y el agua subterránea, se utiliza la ley de Darcy para calcular la filtración lateral del río, la fórmula es

QR = K L I hδt(3-7)

En la fórmula: k es el coeficiente de permeabilidad del acuífero (m/d); de la sección de fuga del río (m); I es el gradiente hidráulico del agua subterránea en un lado del cauce del río (adimensional); h es el espesor de la sección de paso de agua (m); ).

El valor H debe determinarse en función de la relación entre los ríos y las aguas subterráneas. Cuando un lado del río recibe recarga de agua subterránea y el otro lado recarga agua subterránea (Figura 3-2a), el valor de h es la distancia desde el lecho del río hasta el nivel del agua subterránea (nivel del agua del río cuando el agua subterránea está en ambos lados del); el río se recarga (Figura 3-2b). El valor de H es todo el espesor del acuífero.

(3) Método básico de segmentación del flujo

En áreas donde el agua subterránea recarga los ríos durante todo el año, el caudal del río se mantiene casi por completo mediante la recarga de agua subterránea durante la estación seca, y el caudal del río en este momento se llama flujo base. El flujo básico se divide en la línea de proceso del flujo del río, que es la cantidad de suministro de agua subterránea al río (Fang Peixian et al., 1987; Qu et al., 1991; Xu Hengli et al., 2001). La Figura 3-3 es una línea de proceso típica de flujo máximo único, que consta de una parte ascendente, una parte de pico y una parte descendente. El punto inicial de la parte ascendente se denomina punto ascendente (punto A en la Figura 3-3). En la parte descendente, cuando desaparece la influencia de la precipitación, el caudal del río consiste en escorrentía subterránea, y su punto de partida se denomina punto de retirada de las aguas subterráneas (punto D en la Figura 3-3). El punto de partida es fácil de determinar, pero el punto de retorno del agua subterránea es difícil de determinar. Generalmente existen tres métodos: método empírico, método de curva de remanso y método de dibujo.

Figura 3-2 Diagrama esquemático de la relación de reposición y drenaje entre ríos y aguas subterráneas

El método empírico consiste en encontrar el punto con la mayor curvatura en la parte de regresión de la línea de proceso. como punto de regresión del agua subterránea.

Según el método de la curva de regresión, se cree que desde el punto de regresión, el cambio de flujo satisface la ecuación de Boussinesk (ecuación de la curva de regresión):

Q=Q0 e-kt ( 3-8)

En la fórmula: Q es el caudal del río en el punto D en cualquier momento (m3/s); Q0 es el caudal en el punto D (m3/s); coeficiente de atenuación; t es el tiempo a partir del punto d.

Se puede ver en la fórmula (3-8) que el caudal disminuye en igual proporción desde el punto de entrada de agua. Usando esta regla, encuentre el momento inicial de la disminución proporcional del flujo en la parte descendente, que es el punto de retirada del agua subterránea.

Método de gráfico: seleccione una serie de flujos en períodos de tiempo iguales en la parte de retiro, calcule la diferencia de flujo (δQ) y luego dibuje una curva con δQ como eje vertical y el tiempo (t) como eje vertical. Eje horizontal. Tome el momento correspondiente al punto de inflexión de la curva como el momento inicial de la curva de retroceso y luego encuentre el punto correspondiente a este momento como el punto de retroceso en la Figura 3-3.

Figura 3-3 Línea de proceso del flujo del río

Debido a las diferentes relaciones hidrodinámicas entre los ríos y el agua subterránea, los métodos básicos de división del flujo también son diferentes. Generalmente existen dos situaciones (Figura 3-4): una es que el río tiene una conexión hidráulica directa con el agua subterránea y la otra es que no existe una conexión hidráulica directa entre ellos;

Cuando el río no tiene conexión directa con el agua subterránea (Figura 3-4(a)), si no se considera el valor máximo de la escorrentía del agua subterránea, el anuncio se conecta directamente y el área sombreada el área debajo es el flujo base (Figura 3 -5(a)); si se considera el valor máximo de escorrentía subterránea, el caudal promedio (Q1) de la parte ascendente (sección af) y el caudal promedio (Q2) de la parte que cae (sección df) de la línea de proceso de flujo se puede calcular respectivamente. Luego, calcule el caudal promedio (Q'1) causado por la precipitación atmosférica durante el período creciente:

Figura 3-4 Diagrama esquemático de la relación entre ríos y aguas subterráneas

Teoría y método de la investigación de evaluación de sostenibilidad de la función del agua subterránea regional

En la fórmula: p es la precipitación total de la sección af (m es el área de la cuenca controlada por la estación (m2) es el tiempo transcurrido desde el punto; A al punto F (d); v es el coeficiente de escorrentía, que es igual a la relación entre la profundidad de la escorrentía y la profundidad de la precipitación.

De manera similar, después de calcular el flujo promedio (Q′2) formado por la precipitación atmosférica durante el período de caída, encuentre los puntos correspondientes a y sobre la línea del proceso de flujo y dibuje una línea perpendicular al eje T que pase por Estos dos puntos son una línea recta, restan Q′1 y Q′2 de las dos líneas rectas respectivamente y obtienen dos puntos (Figura 3-5(b)), conectando A, B, C y d.

Figura 3-5 Diagrama básico de división de caudales cuando no existe conexión hidráulica directa entre aguas subterráneas y ríos.

Cuando hay una conexión hidráulica directa entre los ríos y el agua subterránea (Figura 3-4(b)), el agua subterránea recarga el agua superficial durante la estación seca. Durante los períodos húmedos, el nivel del agua del río es más alto que el del agua subterránea. nivel, y el agua superficial recarga el agua subterránea. En este caso, durante la estación seca (antes del punto de subida y después del punto de bajada), el caudal del río es el caudal base. El tiempo correspondiente al punto ascendente se registra como ta y el tiempo correspondiente al punto de retirada se registra como td. Después de entrar en la temporada de inundaciones, el río comienza a reponer el agua subterránea, pero el agua subterránea que entró en el río antes de él fluye de aguas arriba a aguas abajo con la inundación. Es fácil determinar la distancia desde el nacimiento del río hasta la estación de medición, por lo que se puede calcular el tiempo que tarda el río en fluir desde el nacimiento hasta la estación de medición (marcado como δt). en el momento ta + δt, el río está compuesto enteramente por inundaciones, correspondientes a El punto está marcado como el punto B, luego la escorrentía de agua subterránea disminuirá gradualmente de acuerdo con ab; de manera similar, después del pico de inundación, el agua subterránea ingresa primero al río en la fuente; del río, el tiempo de inicio es TD-δ T, y el punto correspondiente está marcado como C, entonces la escorrentía de agua subterránea será Siga el cd y se reducirá gradualmente. La división básica del proceso se muestra en la parte sombreada de la Figura 3-6.

Figura 3-6 Diagrama básico de división de flujo cuando el agua subterránea tiene conexión hidráulica directa con los ríos

(4) Método del trazador

Estabilidad del hidrógeno y el oxígeno en el agua Isótopos Se utilizan a menudo para rastrear la capacidad de intercambio entre el agua subterránea y el agua superficial. La capacidad de intercambio entre aguas subterráneas y ríos se calcula resolviendo conjuntamente la ecuación del balance hídrico del río y la ecuación del balance de materiales (Scanlon, 2002). La ecuación del balance hídrico y la ecuación del balance de masa son las siguientes:

qup+∑Qin+Qgi = Qdown+∑Qout+Qgo+Er(3-10)

qupδup+∑Qinδin+Qgiδgi = q downδdown+∑ Qoutδout+Qgoδgo+ErδEr(3-11)

En la fórmula: Qup y Qdown son el caudal del río (m3/s) en las secciones aguas arriba y aguas abajo respectivamente. Qin y Qout son el caudal; tasas de cada rama entre las secciones de medición de flujo respectivamente. Entrada y salida (m3/s); Qgi y Qgo son, respectivamente, la entrada y salida de agua subterránea entre las secciones de medición de flujo (m3/s); secciones de medición (m3/s); δUp y δδdown son respectivamente los valores δ de los isótopos estables de hidrógeno y oxígeno en las secciones superior e inferior del río (‰in y δδout son respectivamente los valores δ de hidrógeno y los isótopos estables de oxígeno en el agua de entrada y salida de cada afluente entre las secciones de flujo (‰gi y δGO son respectivamente el flujo medido). El valor del isótopo estable δ (‰) de la entrada y salida de agua subterránea en la sección δer es el; Valor δ (‰) del isótopo estable de hidrógeno y oxígeno en el agua de evaporación del río.

δer en la fórmula (3-11) suele ser difícil de determinar. Krabbenhoft (1990) dio la fórmula de cálculo:

Investigación sobre la teoría y el método de evaluación de la sostenibilidad de la función regional del agua subterránea

Donde: δL y δα son los isótopos del agua superficial y el vapor de agua atmosférico. respectivamente contenido; h es la humedad relativa; α′ es el factor de fraccionamiento de equilibrio de isótopos a la temperatura de la interfaz de vapor de agua, igual a 1/α es el coeficiente de fraccionamiento total, ε= 1000(1-α')+δε; δε es el factor de fraccionamiento cinético, para δD, δε= 12.5(1-h), para δδ18O, δε= 14.2(1-h) (Gonfiantini, 1986).

Los ríos en áreas llanas a menudo pierden agua subterránea en las áreas aguas arriba y reciben recarga de agua subterránea en las áreas aguas abajo. Por lo tanto, en aplicaciones prácticas, generalmente es necesario determinar primero la interfaz donde ocurren estas dos situaciones y luego calcularla segmentariamente.

3. Entrada y salida lateral de agua subterránea

La ley de Darcy se utiliza generalmente para el cálculo y la fórmula es

Qg=v B M=K J B M (3- 13 )

En la fórmula, Qg es la entrada y salida lateral del agua subterránea (m3/d); v es la velocidad de filtración del agua subterránea (m/d); b es el ancho de la sección transversal del agua; (m); m es el espesor del acuífero (m); j es el gradiente hidráulico del agua subterránea (adimensional).

Se deben tener en cuenta los siguientes puntos al calcular: ① Cuando se mide la velocidad del flujo de agua subterránea utilizando un medidor de flujo o tecnología de trazador de agua subterránea, la velocidad del flujo medida es la velocidad de flujo real del agua subterránea (va). ②Cuando se utiliza la ley de Darcy, la velocidad del flujo real debe convertirse en velocidad de filtración, es decir, v = van (n es la porosidad efectiva). ③La porosidad del acuífero y el gradiente hidráulico del agua subterránea son diferentes en diferentes secciones, y el gradiente hidráulico del agua subterránea también es diferente en diferentes períodos.

Por tanto, en aplicaciones prácticas, se debe calcular en segmentos y períodos de tiempo.

4. Capacidad de intercambio entre aguas subterráneas y lagos o embalses

(1) Método del balance hídrico

La fórmula de cálculo es

qlr = Qgi-Qgo =δV-P F+E F-Qsi+Qso(3-14)

Donde: Qlr es la capacidad neta de intercambio entre el agua subterránea y el embalse o lago (m3/a), cuando QLR es mayor que At 0, la cantidad de agua subterránea descargada en el lago es mayor que la cantidad de fuga del lago al agua subterránea, y el lago recibe recarga neta del agua subterránea Qgi es la cantidad de agua subterránea que fluye hacia el lago (m3/a) ; Qgo es la cantidad de fuga del lago al agua subterránea (m3/a) a); δV es el cambio anual en el volumen de agua (m3/a); área del cuerpo de agua (m2); e es la evaporación de la superficie del agua (m/a). Qsi es la entrada anual de agua superficial (m3/a); Qso es la salida anual de agua superficial (m3/a).

(2) Método del trazador

Usando la fórmula (3-14), generalmente solo se puede obtener la capacidad de intercambio neta entre el agua subterránea y los lagos. Para obtener Qgi y Qgo respectivamente, se puede establecer la ecuación de balance de masa utilizando trazadores naturales en agua (Sacks, 1998):

qgi Cgi-Qgo CL =δV CL-P F CP+E F CE- Qsi Csi +Qso CL(3-15)

Donde: Cgi es la concentración del trazador que recarga el agua subterránea del lago; CL es la concentración del trazador del agua del lago; CP es la concentración del trazador de precipitación; evaporación Concentración de trazador de agua; Csi es la concentración de trazador que repone el agua de la superficie del lago. Los demás símbolos son los mismos que (3-14).

Resolviendo conjuntamente las dos ecuaciones (3-14) y (3-15), se pueden obtener Qgi y Qgo. Los trazadores naturales de uso común son isótopos estables de hidrógeno y oxígeno en el agua (Sacks, 1998; Scanlon, 2002). Luego es necesario conocer el valor de los isótopos estables del hidrógeno y el oxígeno en el agua evaporada. El método de cálculo es el que se muestra en la fórmula (3). -12).

5. Desbordamiento (incluido suministro y descarga)

La fórmula de cálculo es

Qy=F K J (3-16)

Fórmula en ).

6. Suministro de agua condensada

Se puede obtener en base a los datos de observación del medidor de permeabilidad en el sitio de prueba de equilibrio, pero al calcular, se debe prestar atención a deducir la cantidad. del agua que se derrite de la capa freática helada en invierno.

7. Recarga de fugas del canal

Según las condiciones del revestimiento del sistema de canales, para el cálculo se utilizan mediciones reales o coeficientes empíricos. Si un canal no está revestido, su recarga de fugas se calcula de la misma manera que para un río. Si el canal está revestido, se puede utilizar la siguiente fórmula para calcular:

qci = r(1-η)Qcδt(3-17)

Donde: Qci es la fuga del canal (m3 ); r es el coeficiente de corrección de fuga del canal (adimensional); eta es el coeficiente de utilización efectiva del sistema de canales (adimensional), Qc es el flujo de agua del canal (m3/s);

8. Recarga de infiltración por riego del campo

(1) Método del coeficiente de permeabilidad

La fórmula de cálculo es

Qsi=β Qs F N ( 3-18)

En la fórmula: Qsi es la cantidad de infiltración del riego del campo (m3); β es el coeficiente de permeabilidad (adimensional); Qs es la cuota de riego (m3/m2); área de riego (m2); n es el número de veces de riego.

(2) Método del balance hídrico

Basado en el principio del balance hídrico, se calcula restando el consumo como el caudal y la evaporación de la cantidad de riego.

(3) Método del medidor de permeabilidad in situ

Un medidor de permeabilidad in situ se instala especialmente en el campo para medir directamente la fuga y la cantidad de reposición de agua de riego.

9. Evaporación sumergible

(1) Método del coeficiente de evaporación

La fórmula de cálculo es

Qe = Yingzhongfei (3-19)

En la fórmula: Qe es la evapotranspiración freática (m3/a); e es la evaporación de la superficie del agua (m/a); c es el coeficiente de evaporación freática (adimensional); m2).

(2) Método de fórmula empírica

Normalmente, la intensidad de la evaporación freática (ε) se calcula mediante la fórmula empírica y luego se calcula mediante la siguiente fórmula:

Qe= ε F (3-20)

En la fórmula, ε es la intensidad de la evaporación freática (m/a); f es el área calculada (m2).

En términos generales, la intensidad de la evaporación freática se calcula mediante la fórmula de Kodav-Avilyanov, es decir,

Investigación sobre la teoría y el método de evaluación de la sostenibilidad de la función regional del agua subterránea

donde λ es el coeficiente de corrección de vegetación (adimensional); h es la profundidad de enterramiento del nivel freático (m); H0 es la profundidad crítica de la evaporación freática (m) es un índice adimensional que cambia con el clima y el suelo, con un valor de 1 ~ 3, generalmente se puede tomar como 1; los demás símbolos son los mismos que antes.

10. Cálculo de variables almacenadas

La fórmula de cálculo es

δS =μFδH(3-22)

Donde: f es Calcule el área (m2); δH es el cambio de carga de agua (m); μ es el coeficiente de suministro de agua (sumergible) o almacenamiento de agua (agua presurizada).

(4) Algunas cuestiones y condiciones aplicables.

1. Adquisición de parámetros

Varios parámetros (coeficiente de permeabilidad, conductividad hidráulica, suministro de agua, tasa de almacenamiento de agua, coeficiente de almacenamiento de agua, porosidad, coeficiente de permeabilidad vertical, coeficiente de desbordamiento, infiltración de precipitaciones). coeficiente de infiltración de riego, coeficiente de evaporación freática, coeficiente de fuga de canales, etc.) se obtienen de acuerdo con los requisitos de la "Serie de requisitos técnicos de evaluación y estudio de cuestiones ambientales y recursos de aguas subterráneas nacionales (1)".

2. División de parámetros

El método del balance hídrico es un método de sistema de parámetros centralizado en la evaluación de la cantidad de agua subterránea, especialmente en la evaluación de la cantidad de agua subterránea regional, a menudo es difícil. cumplir con la precisión del cálculo requerida. El sistema de agua subterránea es un sistema complejo y heterogéneo con varios parámetros (como coeficiente de permeabilidad, conductividad hidráulica, suministro de agua, tasa de almacenamiento de agua, coeficiente de almacenamiento de agua, porosidad, coeficiente de permeabilidad vertical, coeficiente de desbordamiento, coeficiente de infiltración de precipitación, coeficiente de infiltración de riego, evaporación freática). coeficiente, coeficiente de fuga del canal, etc.) son funciones de la ubicación espacial, y algunas son funciones del tiempo (como el coeficiente de infiltración de precipitación, el coeficiente de infiltración de riego, el coeficiente de evaporación freática, etc.). es necesario considerar exhaustivamente las características de variación espaciotemporal de varios parámetros, dividir el sistema de agua subterránea en varios subbloques en el espacio y dividirlo en varios períodos de tiempo, y calcular cada parámetro en cada subbloque y cada período de tiempo. Trátelo como un valor relativamente estable, luego calcule el volumen de agua para cada bloque y período de tiempo por separado y finalmente integre el volumen total. En teoría, cuanto más pequeños sean los bloques divididos, más períodos de tiempo y mayor será la precisión del cálculo, pero mayor será la carga de trabajo. En aplicaciones prácticas, el área de evaluación debe dividirse adecuadamente según las condiciones de los datos y los requisitos de precisión de los cálculos.

3. Regionalización de parámetros de puntos

La mayoría de los parámetros obtenidos mediante varios métodos son datos de origen puntual. En la evaluación regional de la cantidad de agua subterránea, los datos de fuentes puntuales deben convertirse en datos regionales. La interpolación Kriging se utiliza a menudo para la regionalización de datos de fuentes puntuales. Kriging es un método de estimación espacial óptima, su esencia es la estimación óptima insesgada y es un método para obtener una estimación de interpolación insesgada óptima lineal para datos distribuidos espacialmente (Gress N.A.C, 1990, 1991; Dentsch C.V., 1992; Gale Halsey, 1993). El software de uso común incluye módulos de función de interpolación Kriging, como Surfer, MapGIS, etc., y algunos programas de cálculo se proporcionan en alguna literatura (Xu Shiliang, 1995; Dengqi Company, 1992).

4.

El método de balance hídrico tiene principios claros, fórmulas de cálculo simples, precisión de cálculo ajustable y gran adaptabilidad. Sin embargo, en áreas con condiciones de reemplazo complejas, están involucrados muchos elementos de equilibrio. Algunos elementos de equilibrio son difíciles de medir o calcular con precisión los costos y las cargas de trabajo, y la precisión del cálculo no es tan alta como la de los métodos numéricos.

El método del balance hídrico se puede utilizar para evaluar la cantidad de agua subterránea regional, la cantidad de agua subterránea local o la fuente de agua. No sólo puede evaluar los recursos de recarga de aguas subterráneas, sino también los recursos extraíbles. Es el método básico y más utilizado de evaluación de la cantidad de agua subterránea, y sus resultados son una de las bases de verificación para otros métodos. En áreas donde las condiciones de recarga y descarga son simples, los límites del sistema de agua subterránea son claros y los elementos del balance hídrico son fáciles de determinar, el efecto de la aplicación es bueno y los resultados de la evaluación son altamente precisos.