水文地質圖參數怎麼看

1. 估算水文地質參數系統操作流程

首先對原始抄地球物理測井資料進行預處理，對收集到的模擬測井數據進行數字化後，按照系統要求進行數據格式化，生成系統所需文件。

然後，調用地下岩性劃分模塊，結合已知鑽孔資料進行含水層結構劃分，並輸出其劃分結果。根據含水層結構劃分成果，利用水文地質參數計算模塊對含水層進行水文地質參數估算。

最終利用上述劃分和計算成果，結合已知鑽孔資料繪制綜合成果圖，並對該孔水文地質條件作出評價，具體流程如圖7-2所示。

圖7-2 估算水文地質參數系統操作流程圖

2. 水文地質參數的確定

一、給水度

給水度在地下水分析研究中是一個十分重要的水文地質參數。一般認為，給水度指單位體積的飽和岩體中所能釋放的重力水體積和飽和岩體體積之比。通常在應用中，普遍把地下水位上升某一高度能儲蓄多少水也同樣用給水度μ來表示。顯然，地下水位降幅給水度與地下水位升幅飽和差，兩者不可能相等，但是在潛水位變動帶中，它們的數值是很接近的。目前，分析計算給水度值的方法很多，但各種方法都有一定的假設和適用條件，有些方法在使用中還存在這樣或者那樣的問題，故在實際工作中，能夠常用的方法亦不太多。

鑒於上述情況，根據灌區實際情況，採用地下水長觀資料和灌區非穩定抽水試驗相結合分析計算μ，利用地下水位動態資料及氣象資料，依據阿維揚諾夫經驗公式的假定，用相關分析法求μ，對地下水淺埋區、徑流作用較為微弱的地區比較適宜。涇河二級階地地區，由於階面寬闊、水力比降比較平緩，潛水水位變幅帶岩性在垂向與徑向的分布差異較小，潛水流向多呈北西-南東向，滲徑長，徑流作用相對微弱。對於含水層下部有粗顆粒分布的一級階地地區，取其大值平均值，其餘則取算術平均值。非穩定流抽水試驗求μ，是在泰斯公式基礎上演變而來的，因而推導其數學模型時，假定了若干邊界條件，實際試驗中，邊界條件比較復雜，很難對假設條件完全符合。利用水位恢復法確定μ，然後和地下水位動態資料分析對比，並根據灌區內含水層岩性、富水性及水文地質資料綜合分析、比擬，給出了7區各水文地質分區的給水度值（表7-1）。

二、滲透系數

滲透系數為水力坡度（又稱水力梯度）等於1時的滲透速度。影響滲透系數K值大小的主要因素是岩性及其結構特徵。確定滲透系數K值有抽水試驗、室內儀器（吉姆儀、變水頭測定管）測定、野外同心環或試坑注水試驗以及顆粒分析、孔隙度計算等方法。其中，採用穩定流或非穩定流抽水試驗，並在抽水井旁設有水位觀測孔，確定K值的效果最好。根據灌區抽水試驗資料及相關水文地質勘察規范確定滲透系數K（表7-2）。

表7-1 灌區給水度μ值 Table7-1 Specific yield in Jinghui Canal Irrigation District

表7-2 灌區滲透系數K值 Table7-2 Hydraulic conctivity in Jinghui Canal Irrigation District

三、降水入滲補給系數

降水入滲是指大氣降水除去地表徑流，坑、塘滯蓄、植物截流及蒸發外，通過地表下滲到地層中的水量和降水量之比，稱為降水入滲系數，用a′表示，在水文計算中經常採用。而計算降水對地下水的補給時，則將滲入地表以下的水量分為兩部分：一部分補給地下水位以上飽氣帶士壤的含水量，另一部分是當含水量超過了士壤的田間最大持水量時，在重力作用下繼續下滲補給地下水，引起地下水位的上升，後一部分補給地下水的水量與降水量之比，稱為降水入滲補給系數，用a表示。目前計算a值的方法較多，主要的有水均衡法，回歸分析法，地中滲透儀實測法及通過雨後地下水位的升幅和給水度的乘積與降水量之比來推求。根據灌區現有的地下水觀測資料，採用地下水升幅法進行分析計算，確定各計算分區的降水入滲補給系數年均值

。

在平原地區，利用降水過程前後的地下水水位觀測資料，可以計算潛水含水層的一次降水入滲系數，可採用下式近似計算：

α＝μ（h_max-h±∆h·t）/X （7-1）

式中：a為次降水入滲系數；h_max為降水後觀測孔中的最大水柱高度，m；h為降水前觀測孔中的水柱高度，m；∆h為臨近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d；t為從h變到h_max的時間，d；X為t日內降水總量，mm。

在平原區，地下水側向流動比較緩慢，天然條件下，地下水位升幅完全代表了地下水含水層所獲得的降水入滲補給量。因此，年降水入滲補給系數為降水所引起的地下水升幅之和乘以給水度與年降水量的比值。

灌區農業節水對地下水空間分布影響及模擬

式中：μ為給水度；∆h_i為降水引起的次水位升幅；N為全年降水次數，i＜N；∑p_i＝p年為年降水總量；N_i為年內降水引起水位升幅的有效補給的次數，N₁＜N。

根據灌區地下水位動態資料及降水等觀測資料，採用地下水升幅法進行分析計算，不同埋深計算分區的降水入滲補給系數見表7-3。

表7-3 灌區年降水入滲補給 Table7-3 precipitation infiltration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District

四、灌溉入滲補給系數

灌溉入滲補給系數即灌溉水灌入田間後（田間面積包括斗渠系在內），由於士壤的垂直下滲作用，入滲水量一部分被作物吸收利用；一部分蓄存於飽氣帶士壤空隙中；還有一部分水（超過士壤最大持水量的多餘水量），在重力作用下繼續下滲，補給地下水，引起地下水位上升。把這後一部分補給地下水的水量與田間凈灌水量之比，稱為灌溉入滲補給系數。灌溉入滲補給系數包括渠灌田間入滲補給系數β_渠和井灌回歸補給系數β_井。

灌溉入滲補給系數與士壤的性質、士壤垂向滲透系數、灌水量大小以及地下水埋深密切相關。灌水量大、士壤垂直入滲速度大、地下水埋藏淺、則灌溉入滲補給系數大，反之則小。在進行地下水資源評價時，灌溉入滲補給量是潛水含水層的最重要的補給源之一，而灌溉入滲補給量計算的准確與否，則取決於灌溉入滲補給系數（β）值。

由於時間及資料所限，採用實際調查法，結合灌區較長系列的地面水引灌資料及地下水位動態資料，通過對較大范圍內與灌溉入滲補給有關的諸因素進行調查，並與該范圍內地下水位動態資料相關聯，然後分析計算灌溉入滲補給系數。調查內容包括，觀測井在斗渠系范圍各放水時段的田間凈灌水量；各放水時段的實際灌溉面積；各放水時段實際灌溉面積內，由灌溉入滲引起的地下水位升幅值；灌前或灌後有無降雨及開采因素存在。計算公式如下：

灌溉入滲補給系數指某一時段田間灌溉入滲補給量與灌溉水量的比值，即

β＝h_r/h_灌（7-3）

式中：β為灌溉入滲補給系數；h_r為灌溉入滲補給量，mm；h_灌為灌溉水量，mm。

灌溉入滲補給系數也可採用試驗方法加以測定。試驗時，選取面積為F的田地，在田地上布設專用觀測井。測定灌水前的潛水位，然後讓灌溉水均勻地灌入田間，測定灌水流量，並觀測潛水位變化（包括區外水位）。經過∆t時段後，測得試驗區地下水位平均升幅∆h，用下列公式計算：

灌區農業節水對地下水空間分布影響及模擬

式中：μ為給水度；∆t為計算時段，s；∆h為計算時段內試驗區地下水位平均升幅，m；Q為計算時段內流入試驗區的灌水流量，m³/s；F為小區試驗區面積，m²。結合灌區實際調查資料和小區試驗資料確定灌溉入滲補給系數（表7-4）。

表7-4 灌區灌溉入滲補給系數 Table7-4 Irrigation in filtration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District

井灌回歸補給系數β_井是指地下水開採回歸水量與地下水開采量之比值，綜合灌區實際，井灌回歸補給系數統一取0.17。

五、渠系滲漏補給系數

渠系滲漏補給系數是指渠系滲漏補給量Q_渠系與渠首引水量Q_渠首引的比值。渠系滲漏補給系數m值主要的影響因素是渠道襯砌程度、渠道兩岸包氣帶及含水層岩性特徵、包氣帶含水量、地下水埋深、水面蒸發強度、渠系水位以及過水時間。可根據渠系有效利用系數η確定m值。

渠系有效利用系數η為灌溉渠系送入田間的水量與渠首引水量的比值，數值上等於干支斗農毛各級渠道有效利用系數的乘積（本次渠系滲漏補給量僅計算干、支兩級渠道，斗、農、毛三級渠道的渠系滲漏補給量計入田間入滲補給量中，故η值在使用上是干、支兩級渠道有效利用系數的乘積）。計算公式：

m＝γ·（1-η） （7-5）

式中：γ為修正系數（無因次）。實際上，渠系滲漏補給量是指Q_渠道引·（1-η）減去消耗於濕潤渠道兩岸包氣帶士壤和浸潤帶蒸發的水量、渠系水面蒸發量、渠系退水量和排水量。修正系數γ為渠系滲漏補給量與Q_渠道引·（1-η）的比值，通過有關試驗資料或調查分析確定。γ值的影響因素較多，主要受水面蒸發強度和渠道襯砌程度控制，其次還受渠道過水時間長短、渠道兩岸地下水埋深以及包氣帶岩性特徵和含水量多少的影響。γ值的取值范圍一般在0.3～0.9之間，水面蒸發強度大（即水面蒸發量E₀值大）、渠道襯砌良好、地下水埋深小、間歇性輸水時，γ取小值；水面蒸發強度小（即水面蒸發量E₀值小）、渠道未襯砌、地下水埋深大、長時間連續輸水時，γ取大值。通過灌區相關資料調查分析，灌區干支渠系滲漏補給系數取0.1156。

六、潛水蒸發系數

潛水蒸發系數是指潛水蒸發量E與相應計算時段的水面蒸發量E₀的比值，即

C＝E/E₀ （7-6）

影響潛水蒸發系數C的主要因素是水面蒸發量E₀、包氣帶岩性、地下水埋深Z及植被狀況等。可利用淺層地下水水位動態觀測資料通過潛水蒸發經驗公式擬合分析計算。根據灌區水均衡試驗場地中滲透儀對不同岩性、地下水埋深、植被條件下潛水蒸發量E的測試資料與相應水面蒸發量E₀計算潛水蒸發系數C。分析計算潛水蒸發系數C時，使用的水面蒸發量E₀一律為E601型蒸發器的觀測值，應用其他型號的蒸發器觀測資料時，應換算成E601型蒸發器的數值。據此計算灌區年平均蒸發強度的范圍為0.1947～0.3143mm/d，平均值為0.2550mm/d，蒸發系數值為0.0711～0.1029，平均值為0.0875。

3. 水文地質參數

20世紀60年代以來，原甘肅省水文二隊對流域水文地質參數研究及試驗方面做了大量工作，主要有1964～1969年玉門鎮、安西南橋子地滲儀觀測資料及不同年代的大量抽水試驗資料，本次工作以收集分析整理前人資料為主。流域內各盆地含水層滲透系數及給水度分布如圖3-4，圖3-5。

圖3-4 疏勒河流域平原區含水層滲透系數分區圖

圖3-5 疏勒河流域平原區含水層給水度分區圖

一、玉門-踏實盆地

玉門-踏實盆地屬南盆地，其南部為大厚度砂礫卵石層，其間賦存潛水，滲透系數56.16～127.70m/d（表3-4），給水度0.25～0.30。北部細土平原為潛水-承壓水，含水層岩性為砂及砂礫石，滲透系數9.27～76.64m/d（表3-5），給水度0.10～0.20。

表3-4 玉門-踏實盆地潛水帶滲透系數統計表

表3-5 玉門-踏實盆地潛水-承壓水帶滲透系數統計表

二、安西-敦煌盆地

安西-敦煌盆地屬北盆地，北截山前緣地帶及黨河洪積扇為單一潛水區，岩性以砂礫石為主，滲透系數53.6～61.36m/d（表3-6），給水度0.1～0.25；小宛至疏勒河下游的廣大細土平原為潛水-承壓水區，滲透系數0.39～21.58m/d（表3-7），給水度0.05～0.2。

表3-6 安西-敦煌盆地潛水帶滲透系數統計表

表3-7 安西-敦煌盆地潛水-承壓水帶滲透系數統計表

三、花海盆地

花海盆地屬北盆地，南部含水層岩性為砂礫石，為單一潛水區，滲透系數10～20m/d，給水度0.15～0.25，中部遞變為含礫中粗砂、砂，北部為中細砂和細粉砂，為潛水-承壓水區，滲透系數0.084～5.87m/d（表3-8），給水度0.10～0.15。

表3-8 花海盆地潛水-承壓水帶滲透系數統計表

由於前人所做的抽水試驗均為穩定流抽水試驗，且鑽孔多為小口徑，濾水管為木質濾水管，因此所得的滲透系數值均偏小。

4. 水文地質參數變化

一、太原盆地水文地質參數計算

水文地質參數的選取直接影響著地下水資源計算量的大小和可信度，研究水文地質參數具有十分重要的意義。本次相關的水文地質參數主要有降水入滲補給地下水系數（α）、潛水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）、灌溉回滲地下水系數（β）、疏干給水度（μ）、導水系數（T）、彈性儲水系數（s）、滲透系數（K）、河流滲漏補給系數、渠系滲漏補給系數等。

（一）降水入滲補給地下水系數（α）

影響降水對地下水的補給量的因素很多，主要有地形、包氣帶岩性及結構、地下水位埋深、降水特徵及土壤前期含水量等。

降水入滲補給系數為降水入滲補給地下水量與降水量之比值。年降水入滲補給系數為年內所有場次降水對地下水入滲補給量總和與年降水總量的比值，其表達式為:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:α年是年降水入滲補給系數；pri是場次降水入滲補給量，mm；P是年降水量，mm；n是年降水場次數。

用長期動態觀測孔求取年降水入滲系數的計算方法:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:_μ∑Δh_次是年內各次降水入滲補給地下水量之和；P_年是年降水量；Δh_次是某次降水引起的地下水位升幅值。

根據動態資料分析計算，在前人試驗的基礎上，綜合考慮各方面的因素，給出盆地區降水入滲補給地下水系數（詳見第四章）。

（二）地下水蒸發極限深度（L）、蒸發強度（ε）

蒸發極限深度就是指淺層水停止蒸發或蒸發量相當微弱時，淺層水位埋深值。蒸發強度就是在極限蒸發深度以上，單位時間淺層水的蒸發量。

影響地下水蒸發的主要因素是地下水位埋深、包氣帶岩性和水面蒸發強度等。

理論上，當水位埋深處於蒸發極限深度時，地下水在無補給、無開採的條件下，動態曲線近於平直。

地下水蒸發極限深度（L）

蒸發極限深度通常採用迭代法、試演算法和經驗公式計算（L），公式如下:

迭代法:

試演算法:

經驗公式法:

式中:ΔT₁、ΔT₂為計算時段，d；H₁、H₂、H₃為時段內水位埋深，m；Z₁、Z₂為時段內水面蒸發強度，m/d；

經計算，太原盆地孔隙水區不同岩性的蒸發極限深度依包氣帶岩性不同分別為:亞砂、亞粘土互層為3.5m，亞砂土為4.0m，粉細砂、亞砂土互層為4.5m。

地下水蒸發強度

計算公式:

式中:Z₀是液面蒸發強度，mm/d；ΔH是淺層水降落間段的平均水位埋深，mm；Z是蒸發強度，mm/d。

由本區淺層水水位埋深圖（詳見第四章）可看出，水位埋深小於4m的區域在北部太原市和南部平遙、介休一帶，根據上式計算太原、平遙、介休等地的地下水蒸發強度見表3-1。

表3-1 太原盆地孔隙水區地下水蒸發強度

（三）灌溉回滲地下水系數（β）

是指田間灌溉補給地下水的量與灌溉總量的比值。影響灌溉回滲系數和因素主要有岩性、水位埋深、土壤含水率、灌溉定額等多種。

計算公式:

式中:μ是給水度；Δh是由灌溉引起的地下水位平均升高值，m；Q是灌溉水量，m³；F是面積，m²。

本次工作在盆地太原市小店區郜村、汾陽市賈家莊鎮東馬寨村和榆次市楊盤等3個地方布置了3組灌溉入滲試驗，地表岩性郜村為粉質粘土、東馬寨上部為粉質粘土，下部為粉土，楊盤為粉土，化驗室給水度試驗結果分別為0.195、0.11、0.143。郜村在37m×37m的面積上布置10眼觀測孔，水位埋深1.2～1.3m，累計灌溉水量160m³，10個孔平均水位上升值為0.1912m，根據上式計算得灌溉入滲地下水系數為0.32；東馬寨村水位埋深1.95～2.44m，在26m×26m的面積上布置10眼觀測孔，灌溉水量60m³，觀測孔平均水位上升值為0.465m，計算得灌溉入滲地下水系數為0.58；楊盤布3個觀測孔，水位埋深5.76～6.01m，灌溉面積100m²，灌溉水量100m³，平均水位上升高度為0.27m，計算得灌溉入滲系數為0.039。

從以上試驗數據可以看出，不同水位埋深、不同岩性地區灌溉入滲系數有很大區別。綜合考慮各種因素，灌溉回滲地下水系數選用值見表3-2。

表3-2 灌溉回滲地下水系數

（四）彈性貯水系數S、導水系數T、給水度μ、滲透系數K

盆地區大部分地區都進行過1∶5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗，本次在文水文倚、汾陽等5地分別作了5組抽水試驗，用非穩定流公式，降深-時間半對數法計算結果如下:文倚導水系數T＝1983.59～2181.95m²/d，滲透系數K＝32.19～35.4m/d，彈性貯水系數S＝1.79×10^-3；汾陽縣賈家莊鎮東馬寨村抽水試驗求得導水系數T＝325.84～376.5m²/d，滲透系數K＝5.65～6.53m/d。結合以往本區的工作成果，給出太原盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-13和參數分區表3-3。

表3-3 太原盆地中深層孔隙承壓水及淺層孔隙潛水參數分區

圖3-13 太原盆地參數計算分區圖

二、大同盆地水文地質參數計算

由本區淺層水2004年水位埋深圖可看出，水位埋深小於4m的區域主要分布於盆地中部沖積平原區，盆地南部懷仁、山陰、應縣、朔州分布面積較大。根據計算和以往試驗資料，本區蒸發強度確定值見下表（表3-4）。

表3-4 大同盆地孔隙水區地下水蒸發強度

據「山西省雁同小經濟區水資源評價、供需平衡研究報告」中搜集的本區灌溉回滲試驗數據取得不同水位埋深、不同岩性、不同灌溉定額的灌溉回滲系數，灌溉回滲系數選定值見表3-5。

盆地區大部分地區都進行過1/5萬比例尺的農田供水水文地質勘查，做過大量單孔和多孔抽水試驗。本次工作搜集本區以往抽水試驗孔117個，本次在大同縣黨留庄鄉、懷仁縣金沙灘鎮、懷仁縣新發村、懷仁縣榆林村、山陰縣張庄鄉、朔州市城區沙塄鄉等6地分別作了6組抽水試驗，採用AquiferTest計算程序，非穩定流方法計算，本次抽水孔具體情況和計算結果見表3-6和表3-7 。

表3-5 灌溉回滲地下水系數

表3-6 大同盆地本次抽水試驗數據統計

表3-7 大同盆地本次抽水試驗計算成果表

結合以往本區的工作成果，給出大同盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水水文地質參數，詳見參數分區圖3-14、圖3-15和參數分區表3-8、表3-9 。

圖3-14 大同盆地降水入滲系數分區圖

圖3-15 大同盆地淺層、中深層孔隙水參數分區圖

表3-8 大同盆地淺層孔隙潛水參數分區表

續表

表3-9 大同盆地中深層孔隙承壓水參數分區

三、忻州盆地

忻州盆地地下水資源較為豐富，開采條件優越，20世紀70年代之前地下水開采規模較小；70年代初至80年代末隨著農業灌溉的普及，工業生產的發展和城市規模的擴大，地下水開采量迅速增加。開采對象以淺層水為主，造成淺層水水位普遍有所下降（但下降幅度不大）。從20世紀90年代至今，雖然地下水開采量具有逐年增大的趨勢，但增加幅度較小，且中層井數量逐漸增多，形成了淺層水、中層水混合開採的新模式，地下水位總體處於動態平衡狀態。受地下水人工開採的影響，降水入滲系數及導水系數等水文地質參數發生了一定程度的變化。

區內降水入滲系數的變化除了與年降水量及降水特徵有關外，主要與淺層地下水位埋深關系較為密切。已有資料表明，在山前傾斜平原區，淺層水位埋深一般大於7m，因水位下降使降水入滲系數發生了不同程度的減小。在沖積平原區淺層水位埋深一般小於7m，水位下降的結果引起了降水入滲系數有所增大。不同地貌單元降水入滲系數的變化見第五章。

從20世紀70年代以來，區內含水層的導水系數發生了較為明顯的減小，主要體現在因淺層地下水位下降，使淺層含水層上部處於疏干狀態，含水層厚度減小，直接導到導水系數減小。因淺層水水位下降幅度不同，導水系數減小的程度也存在差異，從本次地下水側向補給量計算斷面附近的井孔資料分析，含水層厚度一般減小了3～6m，導水系數由70年代中期的60～250m²/d，減少到目前的50～200m²/d左右。

忻州盆地給水度根據不同地貌單元含水層岩性、分選性及富水性綜合確定見表3-10及圖3-16 。

表3-10 忻州盆地淺層含水層給水度分區

圖3-16 忻州盆地給水度分區圖

四、臨汾盆地

經過搜集以往資料，調查和計算確定臨汾盆地降水入滲系數見表3-11。臨汾盆地滲透系數及給水度分區見圖3-17，表3-12。

表3-11 臨汾盆地平原區降水入滲系數統計

圖3-17 研究區滲透系數及給水度分區圖

表3-12 臨汾盆地參數分區表

五、運城盆地

運城盆地地下水長觀網建站年代較遠，積累了大量的地下水位監測資料，且經過多次的地質、水文地質勘察、地下水資源評價工作，取得了大量的降水入滲值，參考前人綜合成果，結合目前包氣帶岩性、地下水位埋深，給出運城盆地降水入滲補給系數，見表3-13。

表3-13 運城盆地平原區降水入滲系數統計

渠系有效利用系數除受岩性、地下水埋深影響外，還與渠道襯砌程度有關。修正系數r為實際入滲補給地下水量與渠系損失水量Q_損的比值，是反映渠道在輸水過程中消耗於濕潤土壤和侵潤帶蒸散損失量的一個參數，它受渠道輸水時間、渠床土質及有無襯砌、地下水埋深等因素的影響。一般通過渠道放水試驗獲得。本次評價主要參考運城市水利局相關試驗成果，見表3-14。

表3-14 運城盆地萬畝以上灌區η、r、m值統計

灌溉回歸補給系數β值與岩性、植被、地下水埋深及灌溉定額有關，一般通過灌溉入滲試驗求得，本次評價主要參照運城市水利部門資料綜合確定，詳見表3-15。

表3-15 運城盆地灌溉回歸系數β取值

河道滲漏補給系數是河道滲漏補給地下水量與河道來水量的比值。其值大小與河床下墊面岩性、流量、地下水位埋深及滲漏段長度有關。運城盆地沿中條山前發育數條季節性河流，河床下墊面主要為砂卵礫石，當洪雨季節，地表河床水位遠高於地下水位，為地表水的入滲造就了十分便利的條件。根據河道滲漏資料，可建立如下數學模型:

山西六大盆地地下水資源及其環境問題調查評價

式中:m_河是河道滲漏補給系數；A是計算系數，A＝（1-λ）×（1-φ）^L，φ是單位千米損失率；L是河道滲漏長，km，Q徑是河道來水量，m³/s。

據運城市水利部門研究成果，A值約為0.090。

含水層的滲透系數主要由野外抽水試驗通過穩定流及非穩定流計算公式求得，各勘探部門在運城盆地先後進行過各種勘察，進行了大量的抽水試驗工作，積累了豐富的資料，參考本次抽水試驗成果對以往參數進行了修正，取值結果見表3-16 。

表3-16 運城盆地鬆散岩類K值選定表

降雨入滲補給系數在同岩性、同降雨量情況下，隨地下水位埋深的增大，降雨入滲補給系數會達到一個最大值之後趨於減少或變為常數。運城盆地北部的峨嵋台塬及聞喜北塬，其地下水位埋藏深，地表主要以黃土類為主，降水入滲主要依靠黃土垂直節理裂隙及「流海縫」以「活塞式」注入地下，多年來其降水入滲系數基本為常量，經用動態分析法計算其降水入滲系數在0.108～0.11間；在盆地中部的沖湖積平原區，其地表岩性主要以Qp₃＋Qh沖湖積相的亞砂土、亞粘土、粉細砂為主，由於開采強烈，區域水位嚴重下降，地表數米至幾十米內均為飽氣帶，為降水入滲准備了調蓄空間，加強了降水向地下水的轉化。根據盆地地下水長觀孔資料及次降雨資料，計算出盆地沖湖積平原地帶，降水入滲系數在0.1～0.162之間，總體上上游大於下游。而在東部及南部的山前傾斜平原區，地下水位埋深一般大於5m、乃至幾十米，地表岩性大多為亞砂土及亞粘土，尤其是在一些溝口附近，從地表往下幾十米范圍內為干砂卵礫石，一般降雨基本上不產生地表徑流，這無疑加大了降水的轉化。據相關資料計算，降水入滲系數高達0.21～0.30。因過去所做的工作不系統，沒有對降雨入滲系數進行系統分類，不便比較，但根據運城盆地飽氣帶岩性、地下水變動情況，除峨嵋台塬及黃土丘陵區變化不大外，其他地區降雨入滲系數無疑有增大趨勢。

盆地內抽水井的含水層，大多為數個含水層混合開采。現根據本次抽水計算值，對歷次研究成果中的K值加以修正，得出運城盆地各個地貌單元的滲透系數。總體來說，黃河岸邊低階地區K值最大為11.3～14.6m/d，中條山山前傾斜平原次之，為5.45～6.12m/d，最次為聞喜北垣K＝1.10m/d左右。

根據地貌單元、含水層岩性、地下水水力特徵及各參數特徵，將運城盆地劃分為10個參數分區，見表3-17及圖3-18。

表3-17 運城盆地水文地質參數分區

六、長治盆地

根據水文地質條件，長治盆地參數分區見圖3-19，表3-18 。

圖3-18 運城盆地水文地質參數分區表

圖3-19 長治盆地參數分區圖

表3-18 長治盆地淺層孔隙潛水參數分區

（一）降水入滲補給系數變化

根據《太原市地下水資源評價報告》研究成果，盆地區亞砂土、極細砂、細砂的降水入滲系數隨著地下水位埋深的增大而增大，當水位埋深超過一定值以後，降水入滲系數開始趨於穩定；降水量越大，降水入滲系數在相同的岩性和地下水位埋深條件下也越大。對於亞砂土、極細砂、細砂在相同水位埋深和降水情況下，細砂的降水入滲系數>極細砂的>亞砂土的。總體來說，顆粒越粗，降水入滲系數也越大。

α隨降水量的變化，非飽和帶在降水入滲補給地下水過程中起調節作用，降水入滲補給過程要滯後於降水過程，其滯後時間的長短、特徵與非飽和帶的重力水蓄水庫容關系密切，地下水埋深越大，其蓄水庫容也越大，調節能力也越強，滯後現象也越明顯。

在亞砂土、極細砂和細砂3種岩性中，降水量相等時，降水入滲系數從大到小的順序為細砂、極細砂、亞砂土。場次降水量的影響表現為α次先是隨著降水量的增大而變大，當降水量超過一定數值後，α次反而呈減少趨勢，這個降水量即是最佳降水量。α年與α次有相同的規律性，從入滲機制分析，α年也存在最佳年降水量。

當地下水埋深為零時，降水入滲補給系數亦為零，然後隨埋深的增加由小變大；當地下水埋深到達某一定值時，降水入滲補給系數達到最大值即最佳降水入滲補給系數，並由此隨埋深的增加由大到小，到達一定的埋深時，趨於定值。地下水埋深對降水入滲補給系數的影響，可從3方面來說明。

埋深反映了蓄水庫容的大小。當埋深為零時，即蓄水庫容為零，這時無論降水量多大，均無入滲補給的可能。當埋深增加時，地下水庫得到了降水入滲補給量，此時降水入滲補給系數大於零，降水入滲補給系數隨埋深的增加而增大。當地下水達到最佳埋深時，其對應的降水入滲補給系數為最佳降水入滲補給系數，原因是由於條件一致的地區中的依次降水，其入滲補給量隨地下水埋深的變化必存在一個最大值。當地下水埋深較小時，由於地下水蓄水庫容較小，形成蓄滿產流，不能使降水全部入滲；當地下水埋深再增大時，則損失較最佳埋深為大，故降水入滲補給系數隨埋深的增加而減小。對於不同級別的降水量，α最大值出現的地下水位埋深區域也不同。最佳埋深與岩性和降水量有關。

地下水埋深在某種程度上反映了土壤水分的多少。土壤水垂直分布大體可概化為3種狀況。第1種情況是地下水埋深較小，毛管上升水總能到達地表；第2種情況是地下水埋深較大時，毛管上升水無法到達地表；第3種情況是地下水埋深介於兩者之間，在此埋深內，由於地下水位是升降變化，毛管上升水有時達到地表，有時達不到地表。這3種情況將對降水入滲補給量有不同的影響。第1種情況，降水一開始，水即可通過毛管在重力作用下迅速向下移動，地下水位在降水開始後很快上升。第2種情況，降水首先應滿足土壤缺水的需要，而後在重力作用下通過空隙下滲補給地下水。其滲漏途徑較第1種情況長，入滲方式也有差異。

圖3-20 滲透系數與深度關系圖

不同地下水位埋深條件對降水入滲補給系數取值的影響。盆地太谷均衡實驗場的水分勢能實驗最大深度為8.2m，有觀測點41個。多年資料的分析結果表明，土壤水分勢能變化從地面往下可分為3個變化帶———劇烈變化帶、交替變化帶和穩定帶，劇烈變化帶埋深為0～1.1m，土壤水分勢能變幅大於200×133Pa；交替變化帶埋深1.1～3.6m，土壤水分勢能變幅大於（100～200）×133Pa之間；埋深3.6m以下為穩定帶，其土壤水分勢能變幅小於100×133Pa，其中埋深在4.5～5.0m以下的穩定特性更為明顯，其土壤水分勢能的變幅一般不超過50×133Pa，其土壤水分全年為下滲狀態。表明埋深在5.0m以下為穩定入滲補給，反映在降水入滲補給系數上隨埋深增加，α_年將趨於穩定，故當埋深大於5.0m時，α_年值可取定值，不再隨埋深而變化。原因是地下水埋深已到達或超過地下水極限埋深，損失趨於定值，水分不向上運動，必然向下運動，故形成了降水入滲補給系數隨地下水埋深變化的穩定值。

（二）滲透系數變化

孔隙含水介質的滲透能力不僅取決於粒徑大小、顆粒級配、膠結程度，還與其埋深有關。同一岩性的孔隙含水介質，隨著深度的增加，介質被壓密，滲透系數會減小。

根據河北平原山前沖洪積扇扇頂區數百個鑽孔資料的統計，各種含水介質的滲透系數隨埋深增加呈指數衰減，部分深層不同岩性滲透系數隨埋深的變化規律參考下述經驗公式:

岩性為卵礫石時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0131h R＝0.877

岩性為砂礫石時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0116h R＝0.869

岩性為中粗砂時，滲透系數與埋深關系式:

K＝K₀e^-0.0057h R＝0.896

K為埋深處的滲透系數；K₀為地表淺層的滲透系數；h為埋深；R為相關系數。

因此，對於同一種岩性，其滲透系數大小與深度有關（圖3-20）。

5. 怎麼算水文地質參數

對靜止水位、動水位、恢復水位、流量、水溫、氣溫等項觀測，對抽水流量、水位降深及抽水延續時間進行現場檢查與整理，並繪制出各種規定的關系曲線。

6. 水文地質參數的選擇

基坑降水設計方案來是否可行,能否將地自下水降下去,水文地質參數的選擇至關重要。

採用穩定流計算基坑涌水量,常用的水文地質參數有滲透系數K、影響半徑R;對於非穩定流,還需用到導水系數T、貯水系數S和壓力傳導系數α。常用的水文地質參數的選取方法在前幾章已有論述,設計時可參考選用。對於一些地質條件復雜、降水要求較高的工程,應通過現場水文地質試驗確定上述水文地質參數。

降水影響半徑R宜通過現場抽水試驗或根據當地經驗確定。當基坑側壁安全等級為二、三級時,可按經驗公式計算,對於潛水含水層一般採用公式(3-38)進行計算。對於承壓含水層,一般採用公式(3-39)進行計算。如採用經驗值,可利用表3-4、表3-5選取。

7. 各地方水文地質條件如何查詢

各地方地質資料管都有資料啊

8. 基本的水文地質參數有哪些

水文地質參數，反映含水層或透水層水文地質性能的指標。如滲透系數、回導水系數、水位傳導系數、壓力傳答導系數、給水度、釋水系數、越流系數等，都是基本的水文地質參數。水文地質參數是進行各種水文地質計算時不可缺少的數據。一般是通過勘探試驗測求水文地質參數。滲透系數，又稱水力傳導系數，是水力坡度為1時，地下水在介質中的滲透速度。為表徵介質導水能力的重要水文地質參數。滲透系數不僅與介質性質有關，還與在介質中運動的地下水的粘滯系數、比重及溫度等物理性質有關。根據達西定律：V＝－KH／I式中，V為滲透速度；H為地下水水頭；I為滲透距離；K為介質的滲透系數，量綱為（L／T）。其與滲透率的關系為K＝r

9. 計算機求解水文地質參數的方法和步驟

在這一章中，我們將通過編制計算程序通過計算機實現水文地質參數的計算，比如上一節的泰斯公式計算含水層參數，將通過編制計算程序來直接把非穩定流抽水試驗資料代入泰斯公式的級數表達式中求解水文地質參數，徹底解放手工勞動，使水文地質參數的計算實現批量化、自動化。不但省去了大量的手工工作，方便、快捷，而且只要計算程序無誤、錄入原始數據准確，計算結果是絕對可靠的。退一步講，即使錄入的原始數據有誤，因為原始數據是通過數據文件輸入計算程序的，也是容易檢查、便於糾正、方便重新運行程序輸出計算結果的。

計算機求解水文地質參數一般經過下面的幾個步驟：

（1）整理抽水試驗原始資料，錄入試驗數據：把抽水試驗現場記錄的原始資料整理、分析，全部錄入計算機，繪製成相應的表格、曲線。

（2）選擇合適的計算公式：按照含水層是否承壓、抽水試驗主孔的性質（完整井、非完整井）、是否有觀測孔及觀測孔的個數、抽水試驗是否呈穩定狀態等條件，選擇合適的計算公式。

（3）編制計算程序：以已選用的計算公式為核心、以抽水試驗原始數據為依據，編制計算程序。

（4）錄入計算程序配套的表格數據：這里不是指抽水試驗的原始數據，而是不受抽水試驗影響的、計算公式中需要查表獲取的某些理論數據或經驗數據，例如「1.6承壓含水層穩定流單孔抽水試驗計算K值」與「1.7潛水含水層穩定流單孔抽水試驗計算K值」中均用到的表1-6-1「根據單位涌水量確定影響半徑R經驗值一覽表」，需要在計算程序運行前就事先錄入計算機、等待調用。

（5）檢驗程序計算結果的正確性：用已知計算結果的抽水試驗資料代入程序進行計算，檢驗程序的計算結果是否正確。

（6）把抽水試驗數據按計算程序調用的格式編輯成數據文件，並用計算程序調用的名稱存檔。

（7）運行程序進行計算。

本章中，除了像泰斯公式計算含水層參數這樣的較復雜計算之外，對幾個用計算器就可以計算的簡單的求參公式，也編制了簡單的計算程序、給出了例題及計算結果供讀者練習之用，目的是用最簡單的計算作為開頭，使讀者先嘗試到成功的喜悅，增添學習的興趣和信心，為後面的復雜計算奠定基礎。

10. 水文參數是什麼

水文參數是表徵與岩石性質、水文氣象等因素的數量指標，主要包括：
1、降水入滲系數
2、潛水蒸發強度
3、灌溉水回滲補給系數等
狹義的水文地質參數是表徵含水介質水文地質性能的數量指標，主要包括：
1、含水層的滲透系數和導水系數
2、層壓含水層的儲水系數
3、潛水含水層的給水度
4、弱透水層的越流系數
5、含水介質的水動力彌散系數等
水文參數和狹義的水文地質參數統稱為水文地質參數。