地下水水文地質參數有哪些

❶ 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。

❷ 描述地下水水文地質條件的基本內容和常用參數

遙感是以航空攝影技術為基礎，在本世紀60年代初發展起來的一門新興技術。開始為航空遙感，自1972年美國發射了第一顆陸地衛星後，標志著航天遙感時代的開始。經過幾十年的發展，目前遙感技術已廣泛應用於資源環境、水文、氣象，地質地理等領域，成為一門實用的，先進的空間探測技術。

遙感是利用遙感器從空中來探測地面物體性質的，它根據不同物體對波譜產生不同響應的原理，識別地面上各類地物，具有遙遠感知事物的意思。也就是利用地面上空的飛機、飛船、衛星等飛行物上的遙感器收集地面數據資料，並從中獲取信息，經記錄、傳送、分析和判讀來識別地物。

遙感技術主要特點為：

1．可獲取大范圍數據資料。遙感用航攝飛機飛行高度為10km左右，陸地衛星的衛星軌道高度達910km左右，從而，可及時獲取大范圍的信息。例如，一張陸地衛星圖象，其覆蓋面積可達3萬多km2。這種展示宏觀景象的圖象，對地球資源和環境分析極為重要。

2．獲取信息的速度快，周期短。由於衛星圍繞地球運轉，從而能及時獲取所經地區的各種自然現象的最新資料，以便更新原有資料，或根據新舊資料變化進行動態監測，這是人工實地測量和航空攝影測量無法比擬的。例如，陸地衛星4、5，每16天可覆蓋地球一遍，NOAA氣象衛星每天能收到兩次圖象。Meteosat每30分鍾獲得同一地區的圖象。

3．獲取信息受條件限制少。在地球上有很多地方，自然條件極為惡劣，人類難以到達，如沙漠、沼澤、高山峻嶺等。採用不受地面條件限制的遙感技術，特別是航天遙感可方便及時地獲取各種寶貴資料。

4．獲取信息的手段多，信息量大。根據不同的任務，遙感技術可選用不同波段和遙感儀器來獲取信息。例如可採用可見光探測物體，也可採用紫外線，紅外線和微波探測物體。利用不同波段對物體不同的穿透性，還可獲取地物內部信息。例如，地面深層、水的下層，冰層下的水體，沙漠下面的地物特性等，微波波段還可以全天候的工作。

用處：

一、遙感在資源調查方面的應用

遙感在資源調查中可發揮很大的作用，特別在自然資源調查中，近年來做了很多工作，取得了豐碩的成果和可觀的效益。其主要表現在國民經濟建設中的農業、林業、地質礦產及水利建設等部門中。

（一）在農業、林業方面的應用

遙感在農林方面的應用主要是在農、林土地資源調查、土地利用現狀調查、農林病蟲害、土壤乾旱、鹽化、沙化的調查及監測，以及農作物長勢的監測與估產、森林資源的清查等方面。近年來，在牧場草場資源調查、短中期農林災害、農用水資源，以及野生動物生態環境調查等方面也相繼開展工作，取得了成果。

遙感在土地資源與土壤調查中，得到廣泛應用。遙感加快了調查工作的進度，工作精度、質量也有很大提高。例如，我國利用560幅陸地衛星圖像，僅用兩年時間完成了全國15種土地利用類型的分析和量算統計工作，提供了全國和分省的土地利用基本數據和有關圖件。

作物估產是體現遙感在農業方面綜合應用的最好例證。自1974年以來，美國、前蘇聯、阿根廷、中國、日本、印度等國先後進行了不同范圍、不同作物的估產工作。美國對世界小麥產量的估產精度已達90%以上，並擴大到對玉米、大豆等八種以上作物的估產。我國於1983—1986年在京津冀進行跨省市的統一網路較大范圍冬小麥遙感估產試驗，精度也超過90%。

遙感在林業上的應用也很廣泛。例如，我國近年完成的「三北」防護林遙感綜合調查。在包括西北大部、華北北部和東北西北部總面積為128萬平方公里的「三北」造林一期工程的調查中，完成了對現有防護林類型、分布、面積和保存率；草地數量、質量和分布；土地資源類型、分布、數量及利用現狀的調查。提供了200餘幅各類遙感專題系列圖，並建成了全區資源與環境信息系統，為掌握防護林區現狀、林區的進一步發展和規劃奠定了基礎。

（二）在地質礦產方面的應用

遙感在地質及其礦產資源方面的應用主要表現在基礎地質工作、礦產地質工作，以及工程地質、地震地質、災害地質的地質綜合調查等方面的應用。遙感已成為地質礦產調查研究中的一種先進工作手段和重要方法。

遙感圖像視域寬闊，客觀真實地反映出各種地質現象及其相互間的關系，形象地反映出區域地質構造，以及區域構造間的空間關系，為跨區域甚至全球的區域地質研究提供了極有利的條件和基礎。例如近年來對雅魯藏布江深斷裂帶的延伸和走向的研究、郯 斷裂的延伸和走向問題的論證，以及重新修編的1∶400萬中國構造體系圖的工作，都是建立在遙感圖像基礎上的新的認識和發現的體現，解決了一些地質學界長期爭論或按常規很難解決的問題。遙感為持不同學術觀點的地質學者提供了一個可共同參照的基礎，推動和促進了地質學的發展。

遙感在礦產地質工作中的應用已取得許多成果，獲得了一致的好評。例如，我國地礦系統採用遙感地質調查方法，在小秦嶺金礦田地區劃分出線性構造1030條，環形構造138個，古采峒1000餘處；綜合化探、物探成果提出13個遠景地段。經檢查發現含金石英脈帶、蝕變構造帶22條，已見金礦3處，全部工作僅歷時一年時間。又如：煤田總公司在東北大興安嶺西坡，採用遙感地質方法圈定出17個含煤盆地，其中4個屬新發現，新增儲量540億噸。類似的實例不勝枚舉，遙感地質方法已成為礦產地質工作的重要方法。

工程地質、地震地質、水文地質以及災害地質等綜合地質調查中也廣泛地應用了遙感這一現代化手段。僅在1980—1985年期間，地礦部遙感地質工作者就為較大工程做了工程穩定性評價課題13個，研究大型滑坡4個。地礦部遙感中心在長江三峽的重慶至宜昌間先後進行了彩色及側視雷達成像飛行。利用獲得的資料對三峽庫區進行了詳細的工程地質判讀分析，對新灘坡體的形態、形成機理及發展趨勢作了較為詳細的分析，為國家提供了有關三峽工程建設的基礎資料。

基於遙感在地質礦產調查中廣泛的應用以及取得的顯著效益，我國地勘部門相繼成立了專業的遙感應用和科研機構，遙感地質隊伍也不斷擴大，成果累累，展現出遙感在地質礦產資源方面美好的發展前景。

（三）在水文、水資源方面的應用

遙感在水文水資源方面的應用，如水資源的調查、流域規劃、水土流失調查、冰雪監測、海口海岸帶及淺海地形調查、海洋調查研究等方面，都能發揮重要作用。特別是在人類足跡難以到達的荒涼地區，遙感技術可成為水文水資源調查的有效手段。例如，我國青藏高原在以往300年來先後經歷了150多次探險考察，曾查出500多個湖泊，而近年來採用航空像片、衛星圖像判讀，不僅對這些湖泊的面積、形狀進行了修正定位，而且還補充了地面考察或地圖上未標明的300多個湖泊。

遙感圖像，特別是紅外遙感圖像在識別含水層、判斷充水斷層、查明富水地段位置方面是很有利的。例如，美國在夏威夷群島，利用紅外遙感發現了200多處地下淡水出露點，從而解決了該島對淡水的需求。我國在大連地區開展航空熱紅外遙感試驗，在該地區沿海共發現22處從未有歷史記錄的淡水泉點，通過對這些泉點的分析，確定了地下淡水排泄地段，為解決沿海地區人畜飲水水源提供了一個重要途徑。

利用遙感圖像進行海岸帶岸線測量、河口及近岸懸浮泥沙運移，以及海洋環境監測，諸如海水溫度、鹽度、水深、洋流、波浪、潮汐等海洋諸要素的測量，都可發揮重要作用，對海洋的開發具有重要意義，特別是遙感圖像可提供大尺度、現實性強、多層次、全天候、客觀逼真的豐富信息，為海洋研究及指導海洋漁業生產提供了基礎。

二、遙感在環境監測評價及對抗自然災害方面的應用

（一）在環境監測方面的應用

遙感在環境監測中主要是利用遙感提供的瞬間成像的大范圍圖像，對大氣污染、水體污染、土地污染以及海洋污染等進行監測。由於遙感所提供的信息快速及時，現實性好，以及真實客觀、形象的特點，可實時地了解和掌握污染源的位置、污染物的性質、污染物的動態變化，以及污染對環境的影響，為及時採取防護或疏導措施，以及環境評價提供了基礎。例如，地礦部水文方法隊與地質遙感中心合作，對長江下游蘇州河口至吳凇口的水污染現狀做了調查研究，他們利用航空熱紅外掃描圖像，共判讀出異常點29處，繪制了約25公里江段的污染判讀圖。他們還對北起大連，南至海南島海岸沿線的港口及海上平台對海水的污染情況進行了航空紅外監測，為國家海洋局執法提供了依據。

長江三峽水利樞紐工程是一項規模宏大、技術復雜、具有重大經濟效益和社會效益的巨大工程，但是，在長江幹流上興建三峽大壩，必將對其生態、環境及社會產生深刻地影響。為此，在系統地開展三峽工程對生態與環境的影響及其對策的研究中，以及在實地調查工作中都採用了遙感綜合分析的方法，充分發揮了遙感在三峽環境論證與信息儲備中的作用。並在庫區環境本底調查、環境演變分析、環境動態監測等方面取得許多明顯成效，為我國三峽工程的科學決策提供了可靠的資料和基礎。

近年來，我國相繼在長春、太原、北京、天津、廣州等大中城市，利用航空遙感進行城市環境的監測和評價，這標志著我國遙感在環境監測方面的應用正向更為廣泛深入的方向發展。

（二）在對抗自然災害中的應用

自然災害是指環境異常或環境的突發性變化，給人類生活和生存帶來的災難。近年來遙感技術在預報災害方面取得很多重要成就，成為預報自然災害的有力工具和手段。

氣象衛星當前已進入業務性運轉，形成多層次的預報網路，在災害性天氣監測、天氣分析預報、氣象研究等方面，發揮了十分重要的作用。我國「風雲一號」「風雲二號」氣象衛星的研製和相繼發射成功，標志著我國的氣象預報技術已從單項、短期、小范圍的預報發展成綜合性、中長期、大范圍的准確預報。為我國的旱情、洪水，以及滑坡、泥石流和病蟲害的准確預報提供了可靠資料，為採取減災措施提供了可靠基礎。

森林火災一直是威脅林業建設的重要災害之一，早在70年代，我國就進行機載遙感—林火探測實驗，在3000米高空通過熱紅外感測器可發現地面 0.1平方米的火源。1987年5月，黑龍江省大興安嶺森林特大火災中，遙感在准確確定火源位置、范圍，以及火源蔓延趨勢，為撲滅大火提供及時准確的火情信息上，以及在監測火勢發展，災後評估火災損失和恢復重建規劃方面，都發揮了重要的作用，獲得顯著的社會經濟效益。

近年來，在利用多時相遙感資料和地理信息系統技術對黃土高原水土流失進行綜合調查和研究；利用全球定位系統（GPS）技術，監測地殼及其板塊的運動，進行大區域的地球動力學研究，探索地震的發生機理，進行地震的中長期預報；利用多時相大比例尺航空遙感圖像結合氣象預報資料和地面勘查進行滑坡、泥石流的調查與監測，保障重點工程及鐵路沿線的安全；以及利用遠距離衛星通訊技術，提高災害預報的及時性和准確性，為救災和決策提供依據等方面，都取得很大成效和重大的進展。

三、遙感在區域分析及建設規劃方面的應用

遙感圖像是地表面一定區域景觀的真實、客觀的記錄和形象顯示。地理學區域分析亦充分利用和發揮了遙感圖像的這一特點和優勢，成為遙感在地理學應用的重要方面。例如，我國早期開展的滕沖、長春、新疆及長江中下游地區的遙感試驗，以及近年來開展的黃土高原遙感綜合調查，「三北」防護林遙感綜合調查等大型遙感工程中，都是以遙感區域分析為先導，以區域分析為基礎，取得的成果。我國在遙感的區域分析應用中，已形成一定特色，進入世界先進水平行列。

近年來隨著城市化及城市建設的熱潮，城市遙感方興未艾。城市遙感可提供諸如城市土地利用現狀，城市用地分析，城市環境監測及評價，城鎮布局結構分析，城市道路交通分析，城市人口分析及城鎮的生態分析等城市發展的基礎信息，為城市建設規劃及決策服務。例如，由北京市政府和地質礦產部、城鄉建設部聯合組織實施的「北京航空遙感（8301工程），於1983年開始遙感飛行，到1986年底，在城市環境地質、城市建設、農業水利建設、生態環境、影像地圖以及文物、古建築等諸多方面，共獲得41項研究成果，有23項填補了北京市基礎資料的空白，取得了良好的經濟效益和社會效益。

繼北京市之後，城市遙感在全國各大、中城市較為普遍地開展起來，並在應用的深度和廣度上有不同程度的提高。特別是隨著城市遙感應用的深化，城市地理信息系統的建立及在城市總體規劃、城市建設的輔助決策中的應用，將城市遙感應用提高到一個更高層次的階段。

四、遙感在全球性宏觀研究中的應用

遙感的全球性研究雖然目前尚未系統地進行，形成規模。但是，隨著社會經濟的發展，特別是諸如世界人口增加，資源危機，環境惡化等一系列涉及全球性的問題，越來越引起人們的關注。全球性研究（Global Study）已提到日程上，得到世界各國普遍的重視，全球性研究必將有一個較大的發展。

全球研究的目的主要是宏觀地、整體性地對人類賴以生存的岩石圈、大氣圈、水圈、生物圈的研究，以此帶動區域性研究的深化，促進全球環境的改善。因此，這無疑為遙感發揮自身的特點和優勢，開拓的又一應用領域。遙感可為全球研究提供各種便利條件，促進全球性研究的進一步開展和深化。例如，可利用遙感全球定位系統（GPS）監測和研究板塊的運移，深大斷裂活動，研究環形構造的成因及其機制；利用氣象衛星資料及其它遙感信息，進行全球性氣象研究及世界災情的預報；海洋動力學研究，地球表面固態水的分布，世界冰川的進退，以及世界大環境的監測和治理等。遙感必將在全球性研究中發揮出更大的作用，做出更大的貢獻。

當前，全球性研究已陸續開展，1992年已確定為國際空間年（ISY）；一種全新的數字式全球變化網路全書將問世，它將說明遙感可以對監測全球變化做出的貢獻。我國已決定積極地參與「地圈與生物圈」（IGBP）、「國際空間年」（ISY）、「國際減災十年」等科技項目合作。承接全球變化地圖集與全球變化電子網路全書等部分項目的工作。中國將對全球性研究作出貢獻。

五、遙感在其它方面的應用

（一）在測繪制圖方面的應用

航空攝影測量一直是測繪制圖的一種主要資料來源和重要的技術方法，形成了完整而系統的學科體系。當代遙感的發展使測繪制圖的資料來源更為多樣化，資料的准確可靠性及其快速及時性和適時動態性等方面都有較大的改觀；成圖周期大為縮短；影像地圖、數字地圖等新圖種和制圖新工藝大量涌現，使測繪制圖產生了新的變化和進展。例如，我國依據近年來所發射的衛星獲得的圖像，完成了黃河三角洲1∶5萬，1∶10萬地圖的編制，繪制完成了我國第一幅南沙群島影像地圖。遙感還能在各種氣候氣象條件復雜，常規方法難於進行工作的地區獲得資料，填補地面工作的空白。例如，巴西亞馬孫河流域有近500萬平方公里的熱帶雨林區，那裡人煙稀少，雲霧終日不散，常規測量工作難於進行。利用遙感側視雷達技術，在不到一年的時間里就完成了該地區1∶40萬雷達掃描成像工作，取得了有價值的資料，為該地區測量制圖提供了基礎。利用遙感圖像進行各種專題圖的編制，以及編制中小比例尺大區域的省（區）、全國乃至大洲影像地圖已較普遍，西歐各國已應用SPOT衛星資料修編和更新1∶5萬地形圖等。隨著遙感信息在空間解析度、光譜解析度以及時相解析度方面的提高，遙感將為測繪制圖技術的發展應用，開拓出更加美好的前景。

（二）在歷史遺跡、考古調查方面的應用

近年來在進行野外考古調查中，配合應用遙感圖像分析，發現了許多重大的歷史遺跡，取得顯著的成果。例如，英國遙感專家通過計算機增強的衛星圖像，在英國倫敦以北約30公里的地下發現了羅馬時代的古城堡遺跡。我國也曾利用遙感提供的信息，進行北京圓明園遺跡考察，長城遺跡的考察，以及內蒙古金代古城的發現等方面取得很好的效果。遙感為野外考古調查帶來了變革，成為考古工作者有力的工具和手段，促進和加快了野外考古工作。

（三）軍事上的應用

遙感在軍事上的應用是不言而喻的。事實上，軍事應用是遙感最早最成功的應用，今天遙感的發展是得利於遙感軍事上成功的應用而迅速發展起來的。目前，發射的繞地球運行的衛星，絕大部分是與軍事有關的。當今戰爭的勝負，不僅決定於軍事實力（人力、武器）的對比上，准確可靠的信息獲取，傳輸和決策對戰爭的勝負起著關鍵性的作用。英國、阿根廷的馬島戰爭、中東戰爭，以及海灣戰爭都充分證實了遙感在軍事戰爭中所起到的至關重要的作用。

❸ 水文地質參數系列的建立

確定正確可靠的參數，是進行地下水資源計算的關鍵問題之一。本次要求的目的是補充完善和深入研究水文地質參數獲取的技術方法，水文地質條件變化較大區段的各種水文地質參數獲取方法和數據做重點研究。本次調查主要補充部分單井穩定流抽水試驗、孔組非穩定流抽水試驗、河渠滲漏試驗、井灌回滲試驗、示蹤試驗等獲取水文地質參數的方法要求。

計算中的主要水文地質參數有降水入滲系數、給水度、河渠水滲漏系數、灌溉水回滲系數、潛水蒸發極限臨界深度、含水層和弱透水層的滲透系數和儲水系數以及越流系數等。

具體技術要求按 GWI-A4 執行。

❹ 常用水文地質參數的類型

1.滲透系數K

根據達西定律,滲透系數是水力坡度等於1時的滲透流速。對於具體工程,土層的滲透系數關繫到降水設計方案的選擇、水位降深的大小及基坑涌水量的大小,影響到降水時間的長短及工期。滲透系數選取正確與否直接關繫到降水的成敗,該參數是基坑降水設計中最重要的水文地質參數之一。土層的滲透系數可由岩土工程勘察報告提供。對於勘察報告中沒有提供該參數或提供的參數未經試驗取得,對一些中小工程,可採用經驗值;對於一些重大工程,應進行水文地質補充勘察、試驗,來確定水文地質參數。

影響滲透系數主要因素為滲透流體和土的顆粒大小、形狀、級配以及密度。滲透流體的影響主要是粘滯度,而粘滯度又受溫度影響。溫度越高,粘滯度越低,滲流速度越大。

土顆粒的影響是顆粒越細,滲透性越低;級配良好的土,因細小顆粒充填在大顆粒的孔隙中,減小孔隙了尺寸,從而降低滲透性。土的密度增加,孔隙減小,滲透性也會降低。

影響粘性土滲透性的主要因素為顆粒的礦物成分、形狀和結構(孔隙大小和分布)。粘土顆粒的形狀為扁平的,有定向排列作用,因此滲透性具有顯著的各向異性性質。層狀粘土水平方向的滲透性往往遠大於垂直方向;而黃土和黃土狀土,由於垂直大孔隙發育,其中的垂直方向的滲透性大於水平方向。

2.降水影響半徑R

根據裘布依理論,井點系統開始抽水後,地下水位圍繞抽水井形成了降落漏斗。隨著抽水時間的延長,地下水流出現相對穩定狀態,降落漏斗的曲線逐漸向外擴大直至達到穩定。在距離降水井距離為R的地方,觀測不到地下水位的變化,該穩定的降落漏斗的半徑即為降水影響半徑R。

當要求計算精度不高時,可採用經驗值或經驗公式計算。對計算精度要求較高的工程應採用現場抽水試驗的方法確定降水影響半徑。

3.給水度μ

給水度表示潛水含水層的釋水能力,它表示單位面積的含水層當潛水面下降一個單位長度時,在重力作用下所能釋放出的水量。給水度大,說明含水層能夠釋放的水量大,反之則小。

給水度大小與含水層岩性有關。鬆散沉積物含水層的顆粒粗、大小均一,則給水度大;反之,顆粒細、大小不均,則給水度小。

在基坑降水設計計算中,給水度可採用經驗值。對重要工程可採用室內實驗、室外抽水試驗來確定該值。

4.貯水系數S

貯水系數S(或彈性給水度μ^*)是指承壓含水層的測壓水位下降或上升1個單位時,單位水平面積的含水層(厚度為M)釋出或存儲的水的體積稱之為貯水系數。無量綱。

5.導水系數T

導水系數是表示含水層導水能力的大小的參數,它是滲透系數與含水層厚度的乘積。

6.導壓系數α

壓力傳導系數是表示水壓力向四周擴散、傳遞的速率,為導水系數與貯水系數的比值。貯水系數、導水系數可由現場抽水試驗確定。

滲透系數和降水影響半徑是進行穩定井流計算的主要水文參數,進行非穩定流計算則需用到貯水系數、給水度、導水系數。

❺ 華北平原水文地質參數系列

一、降水入滲系數(α)

根據降水入滲條件的變化特徵，華北平原不同地貌單元、不同年降水量、包氣帶不同岩性和厚度的降水入滲系數見表3-2-1～3-2-3。山前沖洪積平原包氣帶岩性多為砂類土和砂卵礫石，水位埋深大，降水入滲系數一般大於0.25，山前平原的沖洪積扇扇間的黏性土分布地帶，地下水位埋深較大，降水入滲系數只有0.1左右;古黃河沖積平原的包氣帶岩性多為砂類土和砂卵礫石，降水入滲系數最大，一般在0.25～0.4;中部和濱海平原為0.15～0.25。詳見表3-2-1～3-2-3。

表3-2-1 華北平原山前平原降水入滲系數

表3-2-2 華北平原中部和濱海平原降水入滲系數

表3-2-3 華北平原古黃河沖積平原降水入滲系數

二、灌溉入滲系數(β)

華北平原灌溉入滲系數總的規律是與水位埋深、包氣帶岩性關系緊密(表3-2-4)。山前平原，包氣帶結構相對疏鬆，水位埋深一般大於10m，灌溉入滲系數在0.15～0.25之間;中部平原水位埋深也較大，包氣帶主要為粘土、粉質粘土與粉土互層，灌溉入滲系數在0.05～0.15;濱海平原，水位埋深小，包氣帶粉質粘土、粉砂、粉土，灌溉入滲系數在0.15～0.3。

三、含水層給水度(μ)

華北平原不同地貌單元、不同含水層岩性的水位變動帶給水度值見表3-2-5，可以看出山前沖洪積平原從粘土到卵礫石，給水度從0.03～0.28;中部沖湖積平原從粘土到粗砂，給水度0.025～0.16;濱海平原給水度0.05～0.075。總分布規律是山前沖洪積平原含水層給水度大於中部沖湖積平原和東部濱海平原含水層。

四、深層承壓水彈性釋水系數(μ_e)

深層承壓地下水彈性儲水系數主要受含水層岩性控制。華北平原不同地貌單元的深層地下水彈性儲水系數見表3-2-6，可以看出:山前沖洪積平原深層承壓含水層彈性儲水系數大於中部沖湖積平原，中部沖湖積平原深層承壓含水層彈性儲水系數大於濱海海積平原。

表3-2-4 華北平原灌溉入滲系數

表3-2-5 華北平原水位變動帶不同岩性給水度

表3-2-6 原不同地貌單元深層承壓地下水彈性釋水系數

五、含水層滲透系數(K)

滲透系數分布規律為垂向上部含水層(Ⅰ、Ⅱ含水組)大於下部含水層(Ⅲ、Ⅳ含水組)。在平面上，粗顆粒含水介質(中粗砂—礫石、卵石)，山前平原滲透系數大於中部與濱海平原，細顆粒含水介質(粉砂—中砂)，山前平原、中部平原、濱海平原滲透系數差異不大(表3-2-7～表3-2-8)。表3-2-7 水平滲透系數 (單位:m·d^－1)

中國北方地下水系統

表3-2-8 垂直滲透系數 (單位:m·d^－1)

六、潛水蒸發系數(C)

華北平原山前和中部平原大部分區域因水位下降、包氣帶變厚，當水位埋深超過3m時，蒸發系數趨為零;中部平原當水位埋深超過5m時，潛水蒸發接近零;在東部濱海平原，水位埋深相對要淺，蒸發系數較山前和中部平原要大。華北平原各地貌單元不同包氣帶岩性、不同地下水位埋深的潛水蒸發系數(表3-2-9)。

七、華北平原水文地質參數主要特徵

1)華北平原降水入滲系數、含水層給水度和深層承壓含水層彈性釋水系數有著相同的分布規律:從山前沖洪積平原、中部沖湖積平原到東部濱海平原，參數由大到小逐漸變化。

表3-2-9 華北平原潛水蒸發系數

2)滲透系數分布規律為垂向上上部含水層大於下部含水層;在平面上，粗顆粒含水介質(中粗砂—礫石、卵石)，山前平原滲透系數大於中部與濱海平原;細顆粒含水介質(粉砂—中砂)，山前平原、中部平原、濱海平原滲透系數差異不大。

3)灌溉入滲系數是與水位埋深、包氣帶岩性關系緊密，總規律是山前平原與濱海平原系數接近，都大於中部平原灌溉入滲系數。

4)潛水蒸發系數大小隨潛水水位埋深增大而減小，隨包氣帶岩性顆粒減小而減小。山前和中部平原大部分區域因水位下降，包氣帶變厚，蒸發系數變小甚至趨為零;濱海平原，水位埋深相對要淺，蒸發系數較山前和中部平原要大，但與開采前相比變小。

❻ 與預測鬆散含水層含水量有關的水文地質參數

一般來說，預測和計抄算鬆散含水層含水量的水文地質參數包括:滲透系數、導水系數、給水度、貯水系數、越流系數、影響半徑、降雨入滲系數，及單孔單位涌水量等。地下含水層的深度、厚度、范圍和空間展布等參數，地下水補、徑、排條件也是評價含水層含水量的重要因素。這些參數能夠表徵鬆散含水層的空間結構及水文地質屬性，其數值大小是含水層富水性的綜合反映。常見水文地質參數的基本定義及含義見表2-1。

表2-1 常用水文地質參數概念及物理定義匯總表

❼ 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）。

❽ 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。

❾ 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。