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第七章水文地质参数的计算水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数量指标，是地下水资源评价的重要基础资料，主要包括含水介质的渗透系数和导水系数、承压含水层的储水系数、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，还有表征与岩土性质、水文气象等因素的有关参数，如降水入渗系数、潜水蒸发强度、灌溉入渗补给系数等。水文地质参数常通过野外试验、实验室测试及根据地下水动态观测资料采用有关理论公式计算求取，或采取数值法反演求参等。第一节给水度一、影响给水度的主要因素给水度（μ）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。不同岩性给水度经验值见表7.l。二、给水度的确定方法确定给水度的方法除非稳定流抽水试验法（参考《地下水动力学》等文献）外，还常用下列方法：1．根据抽水前后包气带上层天然温度的变化来确定p值根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水前包气带内土层的天然湿度分布应如图7.1中的Oacd线所示。抽水后，潜水面由A下降到B（下降水头高度为功），故毛细水带将下移，由aa＇段下移到bb＇段，此时的土层天然湿度分布线则变为图中的Oacd。对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水使水位下降，水位变动带将给出一定量的水。根据水均衡原理，抽水前后包气带内湿度之差，应等于潜水位下降Δh时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量（μΔh）即hWWZiinii)(121故给水度为hWWZiinii)(121(7.1)式中：△Zi——包气带天然湿度测定分段长度（m）；△h——抽水产生的潜水面下移深度（m）；W1i，W2i；——抽水前后△Zi段内的土层天然湿度（％）；n——取样数。2．根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定μ值如果潜水单向流动，隔水层水平，含水层均质，可沿流向布置3个地下水动态观测孔（图7.2），然后根据水位动态观测资料，按下式计算。值：hhthxtKt22t2,2,32t1,22)2-)(2hh(7.2)式中：h1，t、h2，t、h3，t——1、2、3号观测孔t时刻水位，即含水层水流度（m）；△h2——△t时段内2号孔水位变幅（m）；ω——垂向流入和流出量之和，称综合补给强度（m/d）；K——渗透系数（m/d）；Δx——观测孔间距（m）。第二节渗透系数和导水系数渗透系数（K）又称水力传导系数，是描述介质渗透能力的重要水文地质参数，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（液体的黏滞性、容重等）有关，单位是m/d或cm／s。导水系数（T）是含水层的渗透系数与含水层厚度的乘积，常用单位是m2/d。导水系数只适用于平面二维流和一维流，而在三维流中无意义。含水层的渗透系数和导水系数一般采用抽水试验法和数值法反演计算求得。一、用抽水试验法求参数应注意的问题利用抽水试验法求水文地质参数的方法在第二章及《地下水动力学》一书中已有详细论述，这里只介绍应该注意的问题。根据抽水试验资料，采用解析公式反演的方法识别含水层水文地质参数，可分为稳定流抽水和非稳定流抽水两类。在利用稳定流抽水试验资料时，常采用稳定流裘布依公式计算渗透系数，但计算结果往往与实际不符。其原因除施工质量（洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等），主要是选用计算公式与抽水引起的地下水运动规律不符，即不符合裘布依公式的假设条件。主要影响因素有：1）含水层的井壁边界条件。如抽水水位降深较大时，井壁及抽水井周围产生的三维流或井周围产生紊流、滤水管长度小于含水层厚度等。利用单井抽水试验资料求渗透系数的误差较大，往往是由此原因造成的。即使采用多孔抽水试验资料求渗透系数，也往往会产生利用距井近的观测孔资料求得K值偏小、反之偏大的现象。K值偏小主要是因为观测孔受到了抽水井三维流或紊流的影响；K值偏大是由于观测孔远离抽水井时，水位降深（S）与观测孔距抽水井距离（r）已经不是对数关系或受边界条件影响。2）影响半径（R）。裘布依公式的影响半径实质上是含水层的补给边界，在此边界上始终保持常水头。实际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与r才属对数关系；当r大于0.178R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，这就是前述观测孔越远计算的K值越大的根本原因。3）天然水力坡度（I）的影响。裘布依公式假定抽水前地下水是静止的，实际上，地下水是在天然水力坡度作用下运动的。利用水流上游观测孔求得的K值偏小，下游求得的K值偏大，因此，天然水力坡度在潜水含水层中影响较显著。4）抽水降深大小的影响。抽水降深小，易获得较准确的渗透系数值，但由于所求得的渗透系数是代表降落漏斗范围内含水层体积的平均值，所以其代表性差；抽水降深大，易获得代表性大的K值。在实际计算中，应选择抽水降深较大，同时抽水井周围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K值。C.V.Theis公式的重要用途之一是利用非稳定流抽水试验资料反求水文地质参数，在应用中要注意泰斯公式的假设条件。野外水文地质条件不一定完全符合假设条件，在使用单井非稳定流抽水试验资料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（达lm／s以上）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由于地下水运动存在天然水力坡度，利用观测孔求水文地质参数时将具有不同方向的数值差异，在地下水流方向的上、下游所计算的参数数值差异较大。解决的方法是在抽水形成的降落漏斗范围内布置较多观测孔，求水文地质参数的平均值，代表该地段的水文地质参数值。③注意边界条件的影响。根据抽水试验资料，利用地下水动力学公式计算渗透系数和导水系数可参考《地下水动力学》等有关文献。二、数值法求水文地质参数随着地下水模拟软件的大量开发和使用，以及地下水动态观测资料的增多与系列增长，数值法的应用越来越普遍，常用数值法反演求水文地质参数。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，使计算曲线与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。数值法具体求参过程可参考数值法反演求参的有关文献。第三节储水率和储水系数储水率和储水系数是含水层的重要水文地质参数。储水率表示当含水层水头变化一个单位时，从单位体积含水层中，因水体积膨胀（或压缩）以及介质骨架的压缩（或伸长）而释放（或储存）的弹性水量，用产μs表示，它是描述地下水三维非稳定流或剖面二维流的水文地质参数。储水系数表示当含水层水头变化一个单位时，从底面积为一个单位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或储存）的水量，用S表示。潜水含水层的储水系数等于储水率与含水层的厚度之积再加上给水度，即潜水含水层所释放（储存）的水量，具体包括两部分：一部分是含水层由于压力变化所释放（储存）的弹性水量；另一部分是水头变化一个单位时所疏干（储存）含水层的重力水量，这一部分水量正好等于含水层的给水度，由于潜水含水层的弹性变形很小，可用给水度近似代替储水系数。承压含水层的储水系数等于其储水率与含水层厚度之积，它所释放（或储存）的水量完全是弹性水量，承压含水层的储水系数也称为弹性释水系数。储水系数是没有量纲的参数，其确定方法是将野外非稳定流抽水试验获得的数据，用配线法或直线图解法等方法进行推求，具体方法详见《地下水动力学》等相关文献。第四节越流系数和越流因素表示越流特性的水文地质参数是越流系数（σ）和越流因素（B）。越流补给量的大小与弱透水层的渗透系数K＇及厚度b＇有关，即K＇愈大b＇愈小，则越流补给的能力就愈大。当地下水的主要开采含水层底、顶板均为弱透水层时，开采层和相邻的其他含水层有水力联系，越流是开采层地下水的重要补给来源。越流系数σ表示当抽水含水层和供给越流的非抽水含水层之间的水头差为一个单位时，单位时间内通过两含水层之间弱透水层单位面积的水量（σ=K＇/b＇）。显然，当其他条件相同时，越流系数越大，通过的水量就愈多。越流因素B或称阻越系数，其值为主含水层的导水系数和弱透水层的越流系数倒数乘积的平方根。可用式（7.3）表示：''KTbB(7.3)式中：T——抽水含水层的导水系数（m2／d）；b＇——弱透水层的厚度（m）；K＇——弱透水层的渗透系数（m／d）；B——越流因素（m）。弱透水层的渗透性愈小，厚度愈大，则越流因素B越大，越流量愈小。自然界越流因素的值变化很大，可以从数米到数千米。对于完全不透水的覆盖岩层来说，越流因素B为无穷大，而越流系数σ为零。越流因素和越流系数可通过野外抽水试验获得，具体方法可参考《地下水动力学》等相关文献。第五节降水入渗补给系数和潜水蒸发强度一、降水入修补给系数（一）基本概念降水是自然界水分循环中最活跃的因子之一，是地下水资源形成的重要来源。地下水可恢复资源的多寡是与降水入渗补给量密切相关的。但是，降落到地面的水分不能直接到达潜水面，因为在地面和潜水面中间隔着一个包气带，入渗的水必须经过包气带向下运移才能到达潜水面。降水入渗补给系数α是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、植被覆盖情况、降水量的大小和降水形式等。一般情况下，地表土层的岩性对α值的影响最显著。降水入渗补给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。降水入渗补给系数是一个无量纲系数，其值变化于0～1，表7.2为水利电力部水文局综合各流域片的分析成果，列出的不同岩性在不同降水量年份条件下的平均年降水入渗补给系数的取值范围。（二）降水入渗补给系数的确定方法1．近似计算法近似计算降水入渗补给量的方法很多，大多数的近似计算法是首先计算出某些时段和典型地段的降水入渗补给系数，再推广到计算出全年或全区的降水入渗补给量。（1）根据次降水量引起的潜水水位动态变化计算大气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，水平排泄量和蒸发消耗量都很小，可以忽略不计。根据降水过程前后的地下水水位观测资料计算潜水含水层的一次降水入渗补给系数，可采用式（7．4）近似计算：α=μ（hmax－h±△h·t）/X（7.4）式中：α——次降水入渗补给系数；hmax——降水后观测孔中的最大水柱高度（m）；h——降水前观测孔中的水柱高度（m）；△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）；X——t时间内的降水总量（m）。这种方法的适用条件是潜水几乎没有水平排泄。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，则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。（2）根据全排型泉水流量计算大气降水入渗补给量在某些低山丘陵区（特别是干旱半干旱的岩溶区），当降水是地下水的唯一补给源，泉水是唯一的排泄方式时（地下水的蒸发量、储存量变化量可忽略不计），泉水的年流量总和约等于降水的年入渗补给量。因此，取泉水年总流量与该泉域内大气降水总量的比值，即该泉域的大气降水入渗系数值（α）。若再将该泉域的α值用到地质-水文地质条件类似的更大区域，就可得到大区域的降水入渗补给量。同理，对于某些封闭型的地下水系统，当降水是地下水唯一的补给源，而地下水的开采量（