水文地質參數有什麼意義

㈠ 估算水文地質參數

(一)泥質含量計算

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:GR、GR_min、GR_max分別為實測、純砂岩和純泥岩的自然伽馬測井值。

其值對V_sh作非線性校正:

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:C為非線性校正系數(Hilchie指數)，當地層為老地層時取值2，當地層為古、新近系地層時取值3.7;V_sh'為非線性校正後的泥質含量。

(二)確定孔隙度

粒間孔隙度就是通常所說的有效孔隙度，通常利用孔隙度測井方法(包括密度測井、聲波測井和電阻率測井)確定。

(1)對泥質砂岩來說，密度測井響應方程為

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:DEN為密度測井值;ρ_φ、ρ_sh、ρ_ma分別為孔隙流體、泥質和石英的體積密度;φ、V_sh、V_ma分別孔隙度、泥質和石英的相對體積。

由上式可得孔隙度φ:

含水層含水量預測綜合物探技術

(2)對聲波測井來說，有

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:Δt為聲波時差測井值;Δt_φ、Δt_sh、Δt_ma分別為孔隙流體、泥質和石英的聲波時差。

由上式可得孔隙度φ:

1)利用聲波時差確定孔隙度時，對非壓實或疏鬆地層需進行壓實校正，其中H為深度，CP為校正壓實系數，CP=1.68-0.0002×H。

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2)若考慮泥漿影響時，則按以下公式計算孔隙度:

含水層含水量預測綜合物探技術

(3)電阻率測井

當岩石含100%飽和流體時，若孔隙流體的電阻率為R_f，岩石的電阻率為R_t，雖然R_f的變化引起R_t的變化，但它們的比值R_t/R_f卻總保持不變(保持常數F)，該比值稱為地層因素F。

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該比值與孔隙流體的電阻率無關，與岩性、孔隙度以及孔隙結構、膠結物等因素有關。有如下關系式:

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式中:a為比例系數，與岩性有關;m為膠結系數，與岩石結構及膠結程度有關。

由上式得到

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(三)地下水電阻率計算

地下水電阻率計算通常包括視地下水法、徑向比值法和自然電位測井法，以下為各方法的計算原理。

(1)視地下水法

阿爾奇公式:

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式中:R_t為地層電阻率;R_w為地下水電阻率;φ為孔隙度;S_w為含水飽和度;n為飽和度指數;m為膠結系數，與岩石結構及膠結程度有關;在完全含水地層上R_t=R_o(R_o為完全含水地層電阻率)，S_w=1。

於是

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阿爾奇公式適合於純砂岩，考慮到有些含水層含一定泥質，此時，飽和度方程應選用泥質砂岩模型，例如:Simandoux(1963)模型和Fertl等(1971)模型，在完全含水地層上有Simandoux公式:

含水層含水量預測綜合物探技術

Fertl公式:

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式中:R_sh為泥質電阻率，可以用純泥岩電阻率代替。

(2)徑向比值法

徑向比值法計算地下水電阻率主要考慮沖洗帶含水飽和度、電阻率以及泥漿濾液電阻率等因素。

沖洗帶含水飽含度S_xo為

含水層含水量預測綜合物探技術

又有 與以上式相除得

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:R_xo為沖洗帶電阻率;R_mf為泥漿濾液電阻率;S_xo為含水飽和度。

在完全含水地層上S_xo=S_w，R_t=R_o因此:

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(3)自然電位測井法

自然電位測井法計算地下水電阻率主要考慮井中擴散吸附電動勢，地下水泥漿礦化度等因素。

井中擴散吸附電動勢可表示為

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式中:C_w，C_m分別為地下水，泥漿礦化度;E_da為擴散吸附電動勢;K_da為擴散吸附電動勢系數。

滿足:

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在理論上，地下水等效電阻率R_we與C_w之間成反比關系，泥漿濾液電阻率R_mfe與C_m之間成反比關系，所以有

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式中:U_SSP=E_da稱為靜自然電位，可以通過自然電位U_SP校正得到U_SSP，(4-18)式便是自然電位測井確定地下水電阻率R_w的理論依據。

(四)地下水礦化度計算

地下水分為淡水、鹹水和鹵水。地下水電阻率的大小直接反映含水層水的礦化度。利用水文測井資料估算的地下水礦化度，有助於評價含水層水的質量。地下水礦化度，是評價含水層水質的一個重要指標^［8］。一般通過自然電位測井和地層電阻率求得。

(1)自然電位測井法

自然電位測井計算地下水礦化度的公式是

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:C_mf為泥漿濾液礦化度。

(2)由地層水電阻率R_w換算礦化度

礦化度與R_w之間有如下關系:

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:P為地下水的礦化度，10^-6。

(五)計算滲透率

絕對滲透率是岩石中只有一種流體時測量的滲透率，常用k表示。絕對滲透率只與岩石孔隙結構有關，而與流體性質無關。

目前國內外廣泛應用孔隙度φ和吸附水飽和度S_wb統計它們與滲透率的關系，所建立的經驗方程一般有如下形式:

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:C、x、y為地區經驗系數。

應用孔隙度、吸附水飽和度參數也可以計算含水層的滲透率。計算滲透率的經驗公式可借用石油測井的公式:

含水層含水量預測綜合物探技術

(六)計算吸附水飽和度

岩石中的水包括:①重力水:可以自由流動的水;在有條件下流動的水。②吸附水:吸附在岩石顆粒表面的水;滯留在微小毛細管中的水。吸附水飽和度S_wb是描述地層特性的一個非常重要的參數。它對於確定儲層含水飽和度S_w、含水率、油水相對滲透率K_ro，K_rw等方面有重要意義。影響吸附水飽和度的因素很多，其主要影響因素有:①泥質含量:含水層中隨泥質增大，吸附水飽和度增大;②細粉砂含量:隨細粉砂含量的增大，岩石顆粒表面的總面積(比面)增大，使吸附水飽和度增大;③粒度中值:隨泥質砂岩粒度中值減小，吸附水飽和度增大;④孔隙度:隨泥質砂岩孔隙度減小，吸附水飽和度增大;⑤滲透率:滲透率對吸附水飽和度是一個綜合影響因素，因為滲透率與孔隙度、粒度中值和泥質含量等有關。

因此，影響吸附水飽和度的因素有泥質含量、孔隙度、粒度中值、粉砂含量、滲透率等。因為吸附水飽和度影響因素多且復雜，很難從理論上直接推導確定吸附水飽和度的測井解釋方程。一般利用岩心分析吸附水飽和度、岩心分析孔隙度、滲透率、粒度中值，測井計算泥質含量等資料統計得到的它們之間的關系式。

確定吸附水飽和度(S_wb)經驗公式:

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如果 ；如果S_wb<15，令S_wb=15，最後S_wb=S_wb/100，則有

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式中:

對於疏散砂岩:

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中等膠結砂岩:

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砂岩:

含水層含水量預測綜合物探技術

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:M_d為粒度中值;R_wb、R_t、R_xo、R_mf分別為吸附水電阻率、地層電阻率、沖洗帶電阻率、泥漿濾液電阻率;其他符號含義見前面公式。

(七)計算重力水飽和度

孔隙中水以重力水和殘余水兩種形式存在，一部分是有效孔隙中重力水;另外一部分是吸附在泥質顆粒表面和微孔隙中的殘余水(吸附水和微孔隙水)。重力水飽和度越高，指示含水層滲透性越好。如果含水層沒有重力水飽和度，則該地層為非滲透性的隔水層。

在水位以下，重力水飽和度S_wm=S_w-S_wb=1-S_wb。

(八)計算含水量

含水量的含義:岩石所能容納的最大水體積與岩石總體積之比。引入重力水的概念，可動含水量應定義為:岩石所能容納的可動含水體積與岩石總體積之比，基於此定義，計算含水量。假設岩石總體積V為1(相對體積)，則可動含水量Q_wn計算方法如下:

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:Q_wn為含水量;φ為孔隙度;V為岩石總體積。

通過上述水文地球物理測井求取水文地質參數方法介紹，對以後地下水勘查工作具有有益的幫助，同時也可以看出，水文地球物理測井的發展方向是對測井資料的深分析、深處理及對新方法、新技術引進及應用分析，使水文地球物理測井能獲取讓地球物理學家和水文地質學家更感興趣的水文地質參數，推動水文地球物理測井工作的進一步發展。

依據以上的工作得到如下的結論:根據潮白河地區和保定地區的地質特點，分別建立了適合該地區的測井資料的含水層判別函數，採用Bayes判別分析對樣本數據的回判率比較高，達到95%以上。

㈡ 有關參數的物理意義

(一)基礎地質參數

1.地質、水文地質條件

淺層地溫能資源蘊藏在地下岩土體內，其儲藏、運移以及開采利用都受到區域地質、水文地質條件的嚴格制約，不同區域的資源利用方式和規模存在較大差異。因此，全面了解區域的地質、水文地質條件十分重要。

2.第四系岩性和厚度

平原是由多條河流沖洪積作用形成的，在沖洪積扇的頂部至下部，第四系厚度逐漸增大，含水層由單一、厚度較大逐漸過渡為多層、單層厚度較薄，顆粒由粗變細，岩性由砂卵礫石、黏性土互層逐漸過渡為多層的粘砂、粉細砂。

3.淺層地溫能資源條件分區

根據淺層地溫能資源開發利用形式的不同，考慮到項目的初投資、運行狀況以及地質環境影響等因素，結合不同地區地質、水文地質條件的特點，劃分出地下水地源熱泵系統的適宜區、較適宜區、一般適宜區和嚴禁應用區，以及地埋管地源熱泵系統的經濟區、較經濟區和欠經濟區。

4.地下水水位

地下水水位(m)是評價淺層地溫能資源的一個重要參數。在評價淺層地溫能資源靜態儲量時，將地下水面以上劃分為包氣帶，將地下水面以下劃分為飽水帶，再分別計算靜態儲量;在評價地下水地源熱泵適宜區可開采資源量時，地下水水位一方面影響單井出水量，另一方面也會影響單井回灌量。

5.變溫帶厚度

地殼按熱力狀態從上而下分為變溫帶、常溫帶、增溫帶。變溫帶的地溫受氣溫的控制呈周期性的晝夜變化和年變化，隨著深度的增加，變化幅度逐漸變小。氣溫的影響趨於零的地層叫常溫帶，常溫帶以上的地層厚度即為變溫帶厚度(m)。

(二)常規物理參數

1.岩土體天然密度

單位體積岩土體的質量稱為岩土體的密度(g/cm³)。

2.岩土體天然含水率

岩土體中所含水的質量與岩土體顆粒質量之比稱為岩土體的天然含水率(%)。

3.岩土體孔隙度

岩土體中孔隙所佔體積與總體積之比稱為岩土體的孔隙度(%)。

(三)熱物理參數

1.岩土體的比熱容

單位質量的岩土體溫度升高1℃吸收的熱量(或降低1℃釋放的熱量)叫做該岩土體的比熱容(kJ/(kg·℃))。

2.岩土體熱傳導系數(熱導率)

在岩土體內部垂直於導熱方向取兩個相距1m，面積為1m²的平行平面，若兩個平面的溫度相差1℃，則在1s內從一個平面傳導至另一個平面的熱量就定義為該岩土體的熱導率(W/(m·K))。

3.平均熱導率

該參數是利用Fluent軟體模擬換熱孔的溫度場影響半徑時需要設置的一個重要的參數，也是標示當地岩土體平均換熱能力的一個重要指標。它定義為指定深度內各種岩土層熱導率按厚度加權的平均值(W/(m·K))。

4.傳熱系數

進行換熱量現場測試，計量地埋管換熱器的進出水溫度、流量，在熱交換達到穩定的條件下，計算得到換熱孔每延長米在溫差1℃(循環液平均溫度與岩土體原始溫度比)時的換熱功率即為地埋管換熱器的傳熱系數k_z(W/(m·K))。

㈢ 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。

㈣ 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。

㈤ 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）。

㈥ 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。

㈦ 急！！水文地質參數在各行業中的用途！！

水文地質學是研究地下水補給、徑流、排泄等運動規律的學科，1856年，法國水回利學家達西（Darcy）發現了達答西定律，Q=2.73KMS/log(R/r)，奠定了水文地質學的基礎。達西定律是計算礦坑（井）涌水量的主要公式。水文地質參數主要有滲透系數K，單位涌水量q，導水系數T，影響半徑R等，在礦床水害治理、供水水文地質、環境地質、水利建設、工程等方面有廣泛的應用。一般由穩定流和非穩定流理論求得，有了上述參數，可以預測礦坑涌水量，水源井的涌水量，以及水源井之間的間距等。用不同的方法計算出的參數可能不同，一般情況下，穩定流法求得的滲透系數偏大，非穩定流法求得的滲透系數偏小或接近真實，但有一個原則就是，在做水害防治時，要知道參數偏大為好，而作為供水水源地預測涌水量時，參數是可以偏小些的。請指正。

㈧ 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。

㈨ 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。

㈩ 核磁共振要素與水文地質參數關系

基於核磁共振理論，由Bloch方程推導出來的含水層含水量在π/2脈沖交變磁場作用後，發射線框中的交變電流可表達為^［7］

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:I₀為電流振幅;ω₀為激勵頻率。

其接收線圈測得的橫向核磁共振信號感應電動勢:

含水層含水量預測綜合物探技術

式中初始振幅:

含水層含水量預測綜合物探技術

式中:M是核磁化強度，是在平衡條件下單位體積內的磁矩;β_1⊥是垂直於地磁場的比感應矢量的分量;γ為磁旋比;p為外激勵脈沖的持續時間;n(t)為含水層單位體積內的含水量。

式(2-31)表明，核磁共振信號的初始振幅與含水層含水量成正比。可見，利用核磁共振技術是一種直接找水方法，其核磁共振信號的初始振幅E₀(t)是指示水層含水量的直接地球物理要素。

綜上述地球物理要素與鬆散含水層水文地質參數理論分析表明，二者之間存在著內在的相關關系。其關聯性如圖2-8所示。由此可見，由地球物理參數可直接或間接地求解出水文地質參數，也是物探技術用於含水層含水量預測的理論基礎。

圖2-8 地球物理要素與水文地質參數關系框圖

以地球物理要素與鬆散含水層水文地質參數相關性為紐帶，我們可以通過物探技術獲取鬆散含水層的地球物理異常響應，獲取地下含水層水文地質屬性，由其預測出地下含水層水文地質參數和含水層含水量成為可能，從而為建立綜合物探方法進行含水層含水量預測提供理論基礎。