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1、第六章 水文地质参数的计算,吉林大学环境与资源学院地下水科学与工程系梁秀娟水工楼 207,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、承压含水层的贮水系数、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，数值法反演求参等。,6.1 给水度,一、影响给水度的主要因素,给水度（）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一个指标。给水
2、度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水埋深、水位变化幅度及水质的变化而变化。,二、给水度的确定方法,1. 根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确定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71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h），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oabd。对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水位下降，水位变动带将回给出一定量的水。,图71 抽水前后包气带湿度分布示意图Wh持水度；Z0湿度变动带；oacd抽水前天然湿度线；oabd 抽水后天然湿度线；ac
3、、bd毛细水带湿度分布示意线,按水均衡原理，抽水前后包气带内湿度之差，应等于潜水位下降h时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量（h），,式中：Zi包气带天然湿度测定分段长度； h抽水产生的潜水面下移深度；W1i，W2i抽水前后Zi段内的土层天然湿度；Wh持水度；Z0湿度变动带；oacd抽水前天然湿度线；oabd 抽水后天然湿度线；ac、bd毛细水带湿度分布示意线n取样数。,故给水度：,2.根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定值,如果潜水为单向流动，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72），然后根据水位动态观测资料，按下式计算值。,式中：h1,t、h2,t、h3,t
4、1、2、3号观测孔t时刻水位及含水层厚度；h2t时段内2号孔水位变幅；w垂向流入和流出量之和称综合补给强度；K渗透系数；x观测孔间距。,图72 单向流动值计算示意图,6.2 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，单位是m/d或cm/s。导水系数（T）即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、用抽水试验方法
5、求参应注意的问题,根据抽水试验资料，采用解析公式反演方法识别含水层水文地质参数，分稳定流抽水和非稳定流抽水两类。1. 利用稳定流抽水试验资料计算渗透系数（1）采用方法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。（2）产生原因施工质量洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等。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。,（3）主要影响因素含水层的井壁边界条件影响半径（R）天然水力坡度（I）的影响抽水降深大小的影响,2.利用非稳定流抽水试验资料反求水文地质参数,C.V.Theis公式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，
6、在使用单井非稳定抽水试验资料求水文地质参数时应注意：承压完整井抽水，当井内流速达到一定程度（如达1m/s以上），在井附近会产生三维流区，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，应对实测降深值进行修正；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；注意边界条件的影响。,二、数值法求水文地质参数,数值法求参按其求解方法可分为试估校正法和优化计算方法。一般采用试估校正法。这种
7、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，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。求参结果的可靠性和花费时间的多少，除取决于原始资料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。,6.3 贮水率和贮水系数,贮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（或贮存）的弹性水量，用s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。贮水系数表示当含水层水头变化一个单位时，从底面积为一
8、个单位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水量，用S表示。潜水层水层的贮水系数等于贮水率与含水层的厚度之积再加上给水度，潜水贮水系数所释放（贮存）的水量包括两部分，一部分是含水层由于压力变化所释放（贮存）的弹性水量，二是水头变化一个单位时所疏干（贮存）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，近似可用给水度代替贮水系数。承压含水层的贮水系数等于其贮水率与含水层厚度之积，它所释放（或贮存）的水量完全是弹性水量，承压含水层的贮水系数也称为弹性贮水系数。,贮水系数是没有量纲的参数，其确定方法是通过野外非稳定流抽水试验，用配线法、直线图解法等方法进行推
9、求。,6.4 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（）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。越流系数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（= K/ b）。越流系数可通过野外抽水实验获得。,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。越流因素的值变化很大，可以从只有几米到几千米。对于一个完全不透水的覆盖岩层来说，越流因素B为无穷大，而越流系数为零。越流因素可通过野外抽水实验获得。,越流因素B或称阻越系数，其值为
10、主含水层的导水系数和弱透水层的越流系数的倒数的乘积的平方根。可用下式表示：,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）。,6.5 降水入渗系数和潜水蒸发强度,一、降水入渗系数,（一）基本概念降水入渗系数是指降水渗入量与降水总量的比值，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、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。降水入渗系数是一个无量纲系数，其值变化于01之间。,
11、（二）降水入渗系数的确定方法,1.近似计算法首先计算出某些时段和典型地段的降水入渗系数，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系数。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。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：,式中：次降水入渗系数；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时间内降水总量（m）。,适用条件：适用于地下水位埋藏深度较小的平原区，几乎
12、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。,（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），泉水的年流量总和近似等于降水的年入渗补给量。因此，取其泉水年总流量与该泉域内大气降水总量的比值，即为该泉域的大气降水入渗系数值。如再将该泉域的值用到地质水文地
13、质条件类似的更大区域，即可得到大区域的降水入渗补给量。,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（最大降深的稳定开采量）又已达到极限（其它地下水消耗量可忽略）时，其年开采总量除以该地下水系统的年总降水量，亦可得出该地下水系统的大气降水入渗系数，也可推广到条件类似的更大区域，进行降水入渗总量的计算。,2.地中渗透计法,这是较老但又是唯一可直接测到降水入渗补给量的方法。（1）仪器结构此方法仪器的结构装置如图所示。整个装置由左方的地中渗透计和右方的给水观测装置构成。地中渗透计的圆筒内装有均衡地段的标准土柱，土柱下方为砂砾和滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）用
14、的有刻度的马利奥特瓶和控制地中渗透计筒内水位高度的盛水漏斗及量筒组成。两部分以导水管连结，将两端构成统一的连通管。,(2) 工作原理,首先调整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面与渗透计中的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在同一高度上。当渗透计中的土柱接受降水入渗和凝结水的补给时，其补给量将会通过连通管和水管流入量筒内，可直接读出补给水量。可用此法装置多个不同岩性和不同水位埋深的土柱，分别观测其降水补给和蒸发值。本方法缺陷是，很难如实模拟天然的入渗补给条件，故其结果的可靠性有时值得商榷。而且此法只适用于松散岩层。,3.零通量面法,零通量面法是以包气带水量均衡原理和非饱和流扩散式运动理论建立起来的计算
15、降水入渗补给量的方法。零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它是岩土水分蒸发影响深度的下限标志。该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面以下的水分缓慢下降，最后补给潜水。故零通量面（记作DZFP）可以作为测算陆面蒸发蒸腾量和地下水下渗补给量的分界面。,包气带土层含水率剖面,图为用中子水分仪测得的t时段内的包气带含水率剖面。初始时刻（t1）和末时刻（t2）的含水率剖面分别为1（Z,t1）和2（Z,t2），Z0为零通量面位置深度。图中的阴影面积E代表t时段内零通量面以上的水分蒸发量；D代表零通量面以下t时段内的地下水入渗补给量。,按质量守恒原理，如果在深度Z1和Z2的土层中不存在源或汇时，
16、则水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：,式中：M在深度Z1和Z2之间的单位截面积土柱水分的储存量； q1和q2在Z1和Z2深度上的水分通量； t时段长度。对于DZFP面以下t时段内的入渗补给量（D）则应有：上式表明入渗补给量D等于零通量面以下包气带剖面水分储存量的减少量。,将M(Z0，Z，t)用DZFP以下某点的体积含水率（Z，t）表示，则式上改写为：,或,式中：i1、2、3、m；mDZFP以下剖面含水率的测点数；Zi时段长度。,设观测时段数j为1、2、k，在k个时段内入渗补给量可用下式计算：如果M(Z0,Z,t)改用DZFP以上某点的体积含水率（Z,t）表示，m为DZFP以上剖面含水率的测点数，则可用式上计算出陆面蒸发蒸腾量。,
