第七章 水文地质参数计算

算的参数数值差异较大。解决的方法是在形成的降落漏斗范 围内布置较多的观测孔，求水文地质参数的平均值。
（3）注意边界条件的影响。
三、利用数值法求水文地质参数

数值法按其求解方法可分为：试估—校正法和优化计算 法，一般多采用试估—校正法。
这种方法利用水文地质工作者对水文地质条件的认识， 给出参数初值及其变化范围，用正演计算求解水头函数，将 计算结果和实测值进行拟合比较，通过不断调整水文地质参 数和反复多次的正演计算，使计算曲线和实测曲线符合拟合 要求，此时的水文地质参数即为所求。 然而，求参结果的可靠性和花费时间的多少，除了取决 于原始资料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。

根据降水过程前后的地下水位观测资料计算潜水含水层 的一次降水入渗系数，可采用下式近似计算降水入渗补给系 数：
hmax h h t / X

式中
—降水后观测孔中的最大水柱高度（m）； hmax
—一次降水入渗系数；
h —临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（m/d）； t —观测孔水柱高度从h 变到 hmax 的时间（d）；
y ao bo xo b1 x1 b2 x2 bl xl
式中
x0 , x1 , x2 xl —对地下水排泄量有显著影响的个月的降水
量；

a0 , b0 , b1 , b2 bl —回归系数

考虑到入渗的机制，只有当降水量大于临界降水量后，
才能产生入渗。可对作为自变量的降水量减去某一常数后， 再进行回归计算。如再考虑到雨型的影响，可对七、八月份 等有暴雨月份的自变量再乘以某一系数。
计算水位 实测水位
时 间 (年 )
地下水动态拟合曲线图
7.2给水度
给水度是表征潜水含水层给水能力或储水能力的一 个指标，给水度和饱水带的岩性有关，随排水时间、潜 水埋深、水位变化幅度及水质的变化而变化。 确定的方法有非稳定流抽水试验、实验室法、野外 现场试验法、根据潜水位动态观测资料用有限差分法确 定、经验数值法等。
2. 地中渗透仪法
地中渗透仪是测定潜水蒸发、降水入渗、凝结水量的装置。
地中渗透仪示意图
潜水蒸发系数C—泰森多边形法－6
Q蒸发 C ( h) F 0 (t )
7.5灌溉入渗补给系数

当引外水灌溉时，灌溉水经过渠系引入田间，灌溉水入 渗补给地下水称为灌溉入渗补给，分为渠系的渗漏补给（条 带状下渗）与田间灌溉入渗补给（面状下渗）两类。 有的地区利用当地的水源（如抽取地下水）进行灌溉， 灌溉水入渗后，地下水得到的补给应称之为灌溉回渗，它是 当地水资源的重复量，不能作为地下水补给量。所以，灌溉 入渗补给与灌溉回归应区别开来。
式中
a
a —衰减指数；
其它符号意义同前。 ① 0 值的确定：
潜水蒸发极限埋深一方面与土质有关，其次也与作物等 因素有关。例如，根据安徽省水利科学研究院五道沟试验场 资料，在无作物的条件下，亚粘土的潜水蒸发极限埋深 2.3～2.5m，亚砂土为4.0m；在有作物条件下，亚粘土的潜 水蒸发极限埋深3.2～3.5m，亚砂土为5m左右。
200
400 600 800 1000 1200 1500 1800
0.03～0.05
0.05～0.11 0.08～0.14 0.09～0.15 0.08～0.15 0.07～0.14 0.06～0.12 0.05～0.10
0.04～0.10
0.08～0.15 0.11～0.20 0.13～0.23 0.14～0.23 0.13～0.21 0.11～0.18 0.09～0.15
7.4潜水蒸发系数

潜水蒸发是指潜水在土壤水势作用下运移至包气带并蒸 发成为水汽的现象。在潜水埋深较小的地区，潜水蒸发是潜 水的主要排泄途径，直接影响到潜水位的消退。单位时间的 潜水蒸发量成为潜水蒸发强度，潜水蒸发强度的变化既受潜 水埋深的制约，又受气象、土壤、植被等因素的影响。
（一）潜水蒸发强度确定
给水度的确定方法
岩性 粘 土 亚粘土 亚砂土 黄土状亚粘土 黄土状亚砂土 粉 砂 粉细砂
给水度 0.02～0.035 0.03～0.045 0.035～0.06 0.02～0.05 0.03～0.06 0.06～0.08 0.07～0.010
岩性 细 砂 中细砂 中 砂 中粗砂 粗 砂 粘土胶结的砂岩 裂隙灰岩
（m）；
n—与包气带土质、气候有关的指数，一般取1～3。
（2）沈立昌双曲线型公式（1979年）：
(k ) /(1 )
a 0
b
式中
合指数； a，b—指数（无因次）；
k —标志土质、植被、水文地质条件及其它因素的综
（3）叶水庭指数型公式（1977年）：
0 10


主要方法有：野外试验、实验室测试及根据地下水动态 观测资料采用理论公式求取，或采取数值法反演求参等
7.1渗透系数（K） 渗透系数的大小与介质的结构（颗粒大小、排列、空隙充 填等）和水的物理性质（液体的粘滞性、容重等）有关。 表征岩石空隙渗透性的指标是渗透率，它取决于空隙的大 小、形状、空隙度等因素。与渗透系数的关系为：

一般情况下，地表土层的岩性对α值的影响最显著。降 水入渗系数可分为次降水入渗补给系数、年降水入渗补给系 数、多年平均降水入渗补给系数，它随着时间和空间的变化 而变化。
不同岩性和降水量的平均年降水入渗补给系数值
岩性 P年（mm）
50 100 粘土 0～0.02 0.01～0.03 亚粘土 0.01～0.05 0.02～0.06 亚砂土 0.02～0.07 0.04～0.09 粉细砂 0.05～0.11 0.07～0.13 砂卵砾石 0.08～0.12 0.10～0.15

以当月的降水量和前几个月的降水量为自变量，共有n+1个自
变量 x0 , x1 , x2 xn 。自变量可适当取多一些。地下水排泄量为 因变量y。根据引入变量的数目和样本的大小，算出自由度f1 和f2。给定显著水平α ，查表得到临界的F检验值Fα ，然后进 行逐步回归计算。如果算得的F值大于Fα ，则认为这一自变量 的影响是重要的，引入回归方程。否则予以剔除。最后得到的 方程只包含对因变量y影响显著的 l 1个自变量 x0 , x1 , x2 xl 即对地下水排泄量影响不大的月份的降水量不引入回归方程。 最后得到的回归方程如下：

利用泰斯公式求水文地质参数时应注意：
（1）对于承压完整井抽水，当井内流速达到一定程度
（1m/s）时，在井附近会产生三维流区，此时，利用主孔资
料或布置在三维流区内的观测孔求解时，将产生三维流影响
的水头损失，所以，应对实测降深值进行修正。
（2）由于地下水运动天然水力坡度，在地下水上下游所计
注 东北黄土与表中亚粘土相近，陕北黄土含有裂隙，其与表中亚砂土相近（引自 水利电力部水文局《中国地下水资源》）。
（二）降水入渗补给系数的确定方法
1.利用地下水位动态资料计算降水入渗补给系数
这种方法适用于地下水位埋藏深度较小的平原区。我国 北方平原区地形平缓，地下径流微弱，地下水从降水获得补 给，消耗于蒸发和开采。在一次降雨的短时间内，水平排泄 和蒸发消耗都很小，可以忽略不计。
X—t日内降水总量（m）。
h —降水前观测孔中的水柱高度（m）；
注：这种方法的适用条件是几乎没有水平排泄的潜水。在水
力坡度大、地下径流强烈的地区，降水入渗补给量不完全反 映在潜水面的上升中，而有一部分水从水平方向排泄掉了， 则会导致计算的降水入渗系数值偏小。如果是承压水，水位 的上升不是由于当地水量的增加，而是由于压力的变化。以 上情况本方法不适用。
渗透系数
K k
渗透率
液体重率
液体的粘滞系数
由于水的物理性质在常温下变化不大，可以忽略。

利用裘布依公式求渗透系数时的注意事项：
1）含水层的井壁边界条件
2）影响半径 含水层很少能满足该条件。理论上，在抽水后的实际降落漏斗范围
内，只有当观测孔与抽水井的距离（r）小于0.178倍的R时，水位降深s
1.经验公式法
我国水利电利部水文局1982年11月编制的《地下水资源调查
和评价工作技术细则》推荐下列三个经验公式计算潜水蒸发 强度。
（1）阿维里扬诺夫公式（1965年）：
0 (1 / 0 ) n
式中
0 —时段内日平均水面蒸发量（mm/d）；
—时段内地下水平均埋深（m）； 0 —潜水停止蒸发时的地下水埋深，又称潜水蒸发极限埋深
t—抽水开始以后的时间（d） V—降落漏斗的体积（m3）

降落漏斗的形状一般为不规则的漏斗形。当观测孔较多时，可根据 实测的降落漏斗形状和漏斗内降深等值线，算出漏斗体积V。
7.3降水渗入系数α 的确定
（一）基本概念
降水渗入系数α 是指降水渗入量与降水总量的比值。 α 值的大小取决于地表土层的岩性和土层结构、地形坡度、 植被覆盖以及降水量的大小和降雨形式等，一般情况下地表 土层的岩性对α 值的影响最显著。


漏斗疏干法
在潜水面平缓、天然地下径流量很小的地区，抽水井所抽出的水主 要来自降落漏斗疏干的水量，随着抽水时间的延长，降落漏斗在不断扩 展，只要将某一时刻以前抽出的水量，除以该时段的降落漏斗体积，即 可得到给水度，计算公式如下：

Q t V式中（6-5） Nhomakorabea

Ｑ—抽水井的流量（m3/d）
0.07～0.13
0.12～0.20 0.15～0.24 0.17～0.26 0.18～0.26 0.17～0.25 0.15～0.22 0.13～0.19
0.10～0.17
0.15～0.23 0.20～0.29 0.22～0.31 0.22～0.31 0.21～0.29
0.15～0.21
0.22～0.30 0.26～0.36 0.28～0.38 0.28～0.38 0.27～0.37
与r才属对数关系；当r大于0.178倍后就变为贝塞尔函数关系，而贝塞尔 函数斜率小于对数函数，这也就是观测孔越远计算的k值越大的原因。

3）天然水力坡度的影响 利用上游观测孔求得的k值偏小，下游求得的k值偏大，主要是地下 水是在天然水力坡度作用下运动的。 4）抽水降深大小的影响 在实际计算中应选择抽水降深较大，同时抽水井周围的三维流或紊 流影响较小，且s与r保持对数关系的观测孔资料计算渗透系数。
第七章 水文地质参数计算

水文地质参数是表征含水层水文地质特征的重要参数，
其数值大小是含水层各种性能的综合反映，是地下水资源评 价的重要基础资料。水文地质参数的计算，必须在分析勘察 区水文地质条件的基础上，合理地选用公式（选用的公式应 注明出处）。

主要包括：含水介质的渗透系数和导水系数、承压含水 层的释水系数、潜水含水层的重力给水度、弱透水层的越流 系数及水动力弥散系数等， 水文参数表征与岩土性质、水文气象等因素有关的参数， 如：降雨入渗系数、潜水蒸发强度、灌溉入渗补给系数等。
径流条件强地区
2.回归分析法确定降水入渗补给系数

根据降水量和地下水的排泄量的系列资料，可用逐步回 归分析法估算降水入渗补给量，从而可以确定降水入渗补给 系数。 地下水的排泄量（主要指水平排泄，不包括潜水蒸发等 垂直排泄）对于降水量存在时间滞后，用地下水的排泄量来 代表同期的降水入渗补给量是错误的。但只要有地下水排泄 量（河流基流量、矿坑排水量、泉流量等）的系列资料和降 水量的系列资料，用逐步回归分析法求出各时段降水量对于 地下水排泄量的贡献，可以大致估算出降水入渗补给量。


80 70 60
G322孔
地 下 水 位 (米 )
50 40 30 20 10 0 -10 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006
计算水位 实测水位
时 间 (年 )
地下水动态拟合曲线图
80 70 60
梅花寨孔
地 下 水 位 (米 )
50 40 30 20 10 0 -10 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006
给水度 0.08～0.11 0.085～0.12 0.09～0.13 0.10～0.15 0.11～0.15 0.02～0.03 0.008～0.10
给水度强弱相对比较（分选性较好时，典型推荐值） 砾石0.12 > 粗砂 0.1 > 中砂 0.08 > 细砂 0.06 > 亚粘土
0.01 > 粘土0.002