第七章 水文地质参数计算
合集下载
水文地质第七章 工程地质原位测试及勘察
动力触探试验DPT
一、动力触探试验原理：
动力触探（Dynamic Penetration Test 简称DPT）是利用一 定的落锤能量，将一定尺寸、一定形状的探头打入土中，根据 打入的难易程度（可用贯入度、锤击数或单位面积动贯入阻力 来表示）判定土层性质的一种原位测试方法。 可分为圆锥动力触探和标准贯入试验两种。
（四）、施工勘察 施工阶段勘察的目的和任务就是配合设计、施工单位进行勘 察，解决与施工有关的岩土工程问题，并提出相应的勘察资 料。当遇下列情况之一时，需进行施工勘察： 1）基坑或基槽开挖后，岩土条件与原勘察资料不符。 2）深基础施工设计及施工中需进行有关地基监测工作。 3）地基处理、加固需进行检验工作。 4）地基中溶洞或土洞较发育，需进一步查明及处理。 5）在工程施工中或使用期间，当边坡体、地下水等发生未 曾估计到的变化时，应进行检测，并对施工和环境的影响进 行分析评价。
4、可大大缩短Βιβλιοθήκη 基土层勘察周期。主要方法：
1、静力载荷试验 2、触探试验 3、圆锥动力触探 4、标准贯入试验 5、十字板剪切试验 6、扁铲侧胀试验 7、旁压试验 8、波速测试 9、现场大型直剪试验 10、块体基础振动试验
静力载荷试验CPT
一、基本原理与意义：
静力载荷试验就是在拟建建 筑场地上，在挖至设计的基础埋 置深度的平整坑底放置一定规格 的方形或圆形承压板，在其上逐 级施加荷载，测定相应荷载作用 下地基土的稳定沉降量，分析研 究地基土的强度与变形特性，求 得地基土容许承载力与变形模量 等力学数据。
二、动力触探试验目的： 利用动力触探试验可以解决如下问题： 1）划分不同性质的土层。当土层的力学性质有显著差异， 而在触探指标上有显著反映时，可利用动力触探进行分层 和定性地评价土的均匀性，检查填土质量，探查滑动带、 土洞和确定基岩面或碎石土层的埋藏深度等。 2）确定土的物理力学性质。确定砂土的密实度和黏性土 的状态，评价地基土和桩基承载力，估算土的强度和变形 参数等。
水文地质计算K、R值公式选择
水文地质计算K、 R 值公式选择一、承压水完好井K值计算1、承压完好井K0.366Q lg R裘布依M Sr2、承压完好井有一个观察孔3、承压完好孔二、承压水非完好井K 值计算1、承压非完好井Q用于潜水时将 M换成 H K2 M S2、承压水非完好井（井壁进水）式中 r —过滤器半径，长度3、承压水非完好井（井壁、井底进水）4、承压水非完好孔（GB50027—规范）当 M>150r, L/M>1 时三、潜水完好井 K 值计算1、适用于潜水—承压水完好井及非完好井2、潜水完好井K lg R裘布依2H S S r3、潜水完好井四、潜水非完好孔K值计算1、潜水非完好孔当 h 150r,L时：h式中： H—自然状况下，潜水含水层厚度（m）；h—潜水含水层在自然状况下和抽水时的厚度的均匀值（ m）；h—潜水含水层在抽水时的厚度（m）；3Q —抽水孔大降深时的流量（m/d ）。
2、潜水非完好孔五、影响半径计算公式1、承压水大要计算R10S K吉哈尔特—给水度Q凯尔盖I —地下水水力坡度R2KHI2、潜水大要计算在 h12 , h22—在 h2—lgr关系曲线的直线段上随意两R2SHK R 值偏大2对直径大的和单井算出的点的纵坐标值（ m）。
RKHt威伯七、给水度、释水系数、浸透系数、导水系数、传导系数3六、利用观察孔水位下降值计算R 值1、潜水含水层的给水度（）：又叫延缓储水系，即水能从岩层中自由流出的能力，数值等于流出的水体1、承压水完好井、两个观察孔S1 lg r2S2 lg r1裘布依lg RS2S12、潜水完好井注： S 1，S2—观察孔降深（ m）r 1,r 2—观察孔至抽水孔距离（m）H—潜水含水层厚度（ m）R—影响半径（ m）t—时间（日）积和岩石体积之比。
对裂隙岩石，可用裂隙率或岩溶率近似取代给水度。
计算公式：式中：Q c—钻孔抽水稳固以前耗费的所有贮存量（静储量）；3V—稳固下降漏斗的体积（m）；H—钻孔抽水前含水层的厚度（m）；h0—抽水稳准时孔内水柱高度（m）；—取决于下降漏斗的形状，h0和r0值的系H R数。
水文地质学 第7章 供水水文地质勘察1
供水水文地质勘察的目的 —为地下水源地设计与施工、地下水资源开发与保护提供必 要的水文地质资料。
地下水源的设计前提 —当地已经进行过勘察，且勘察资料满足设计要求。 —当地未进行过勘察，且水文地质条件复杂，需要设计人员
协助用水单位向勘察部分提出勘察要求。 —当地未进行过勘察，但有零散水文地质资料，且用水量
稳定流抽水试验
必需在试验之前测定天然水位。从井中连续观测三次的数据 均相同、或4h内相差不过2cm时，才可认为是天然水位。
试验开始阶段，井中动水位、出水量观测的时间间隔为5、 10、15、20、25、30min。以后，每隔30min或1h观测一次， 直至试验结束。
试验结束后，恢复水位的观测时间间隔为1、2、3、4、6、8、 10、15、20、25、30min；以后，每隔30min观测一次。
第二节 水文地质测绘
水文地质测绘的内容 —地质调查 —地貌、第四纪沉积物调查 —地下水露头的调查 —水文气象调查 —地下水化学调查 —地下水开发利用现状调查
水文地质测绘的新技术 —遥感技术：卫片、航片和红外成像 —核技术
第三节 水文地质物探
电阻率法 基本原理：依据岩石电阻率的不同来区分岩石种类的方法。
第一节 概 述
允许开采量的精度分为5级：A级、B级、C级、D级、E级
➢ E级——搜集资料，用经验的水文地质参数估算水资源量， 为预测资源量
➢ D级——通过小比例尺水文地质测绘，概略评价地下水资源 量，估算允许开采量，为推断资源量
➢ C级——一个水文年以上的地下水动态观测资料，群孔干扰 抽水试验，并建立和完善数学模型，预测水位、水量、水质 变化
s1=1.00m Q1= 4500m3/d s2=1.75m Q2= 7850m3/d
地下水源的设计前提 —当地已经进行过勘察，且勘察资料满足设计要求。 —当地未进行过勘察，且水文地质条件复杂，需要设计人员
协助用水单位向勘察部分提出勘察要求。 —当地未进行过勘察，但有零散水文地质资料，且用水量
稳定流抽水试验
必需在试验之前测定天然水位。从井中连续观测三次的数据 均相同、或4h内相差不过2cm时，才可认为是天然水位。
试验开始阶段，井中动水位、出水量观测的时间间隔为5、 10、15、20、25、30min。以后，每隔30min或1h观测一次， 直至试验结束。
试验结束后，恢复水位的观测时间间隔为1、2、3、4、6、8、 10、15、20、25、30min；以后，每隔30min观测一次。
第二节 水文地质测绘
水文地质测绘的内容 —地质调查 —地貌、第四纪沉积物调查 —地下水露头的调查 —水文气象调查 —地下水化学调查 —地下水开发利用现状调查
水文地质测绘的新技术 —遥感技术：卫片、航片和红外成像 —核技术
第三节 水文地质物探
电阻率法 基本原理：依据岩石电阻率的不同来区分岩石种类的方法。
第一节 概 述
允许开采量的精度分为5级：A级、B级、C级、D级、E级
➢ E级——搜集资料，用经验的水文地质参数估算水资源量， 为预测资源量
➢ D级——通过小比例尺水文地质测绘，概略评价地下水资源 量，估算允许开采量，为推断资源量
➢ C级——一个水文年以上的地下水动态观测资料，群孔干扰 抽水试验，并建立和完善数学模型，预测水位、水量、水质 变化
s1=1.00m Q1= 4500m3/d s2=1.75m Q2= 7850m3/d
基于抽水试验的三种方法水文地质参数计算
3.1.2 G2井水文地质参数计算
3.1.3 第一次抽水试验求参结果汇总
3.2 J2井抽水试验 3.2.1 J2井水文地质参数计算
3.2.2 G1井水文地质参数计算
3.2.3 第二次抽水试验求参结果汇总 4.分析与结论
通过三种方法计算的水文地质参数可以看出来，计算结果差别不大，通过三者的平均值可以很好的反应出水文地质参数大小。同时通 过两次抽水试验可以看出，J1井、G2井、J2井、G1井平均渗透系数分别为3.1m/d，6.9m/d，34.1m/d，34.86m/d。这四眼井距离最远为500m 左右，但是渗透系数相差10倍左右，说明抽水影响范围内第三系含水层渗透系数分布不均，可能是因为第三系砂岩裂隙分布不均匀的原 因。
本次抽水试验第四系松散岩层地下水由于基坑开挖被疏干，因此本次抽水目标含水层取第三系孔隙裂隙地下水。下面主要对第三系承 压水的水文地质条件进行介绍。
第三系地层成岩情况不佳，主要为孔隙含水，形成裂隙孔隙水。第三系碎屑岩类裂隙孔隙水，分布于伊通—舒兰槽型盆谷地间，砂 岩、砂砾岩含水层成岩不佳，结构疏松，水头埋深1.9~19m，局部自流，水量丰富，单井涌水量1000~3000m3/d，水质好；受岩性控制。 2.计算方法
水文地质参数是表征含水层性质特征的重要参数，其数值大小事含水层各种性能的综合反映。其中渗透系数、导水系数、贮水系数是 表征地下水含水层给出水的能力的。因此准确的水文地质参数是地下水资源评价等一系列地下水定量计算的基础与前提。而求取水文地质 参数最准确的方法就是抽水试验，因此本文通过抽水试验，使用3中方法求取渗透系数、导水系数和贮水系数。 1.工程概况
具有由东南向西北逐渐增大的趋势。岩性由灰绿色泥岩、灰白色砂岩及砂砾岩组成两个大的沉积旋回，即大安组和泰康组。 （3）第四系 本区第四系地层发育，分布全区，各时期地层均有堆积，为一套河湖相沉积的砂质堆积层，厚度25-70m，该地层的堆积和分布严格受
水文地质学基础 第七章 地下水的补给与排泄.
泉的区别） 上升泉又分： 侵蚀（上升）泉（h） 断层泉（i） 接触带泉（j）
2. 研究泉的意义
1）根据泉涌水量大小，确定含水层的富水程度。 2）泉的分布反映含水层或含水通道的分布以及补给区和排 泄区的位置。 3）对泉水动态的研究，可判断其补给水源的类型。 4）泉的标高反映地下水位标高； 5）泉水的化学成分，物理性质与气体成分，反映地下水的 水质特点和埋藏情况。 6）泉的研究有助于判断隐伏地质构造。 7）一些大泉水质好，流量稳定，便于开发利用。
一般可统一求算大气降水与地表水的入渗量。 通过计算排泄量的途径反求补给量。
α＝Q / f ·x·1000
Q—年地下水排泄量，相当于全年降水与河水补给地下 水的量 ；
f—汇水区面积（km2）； X—年降水量（mm）。 α一般在0.2～0.5之间，南方岩溶地区α可高达0.8以上， 而西北极干旱的山间盆地则趋于零。
（二）推求降雨入渗补给量 降雨入渗系数确定后，即可根据一定年份的降
雨量推求该年的降雨入渗补给量。
Q＝X ·α· f · 1000
四、凝结水的补给
一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高 山、沙漠等昼夜温差大的地方，凝结作用对地下水补 给的作用不能忽视。
如：据研究，内蒙桌子山地区凝结水对岩溶地下 水补给， 陕北沙漠滩区凝结水补给，对该地区地下 水的开发利用和水土保持有着重要的意义。
二、泄流 多采用河流流量过程线分割法进行估算。
流量过程线的直接分割法
三、蒸发
地下水的蒸发排泄实际可以分为两种： ☆土壤水的蒸发： 土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。 ☆潜水的蒸发： 地下水不断浓缩盐化。
四、蒸腾
◆蒸腾量与植物的品种密切相关； 深度受植物根系分布深度的控制。
2. 研究泉的意义
1）根据泉涌水量大小，确定含水层的富水程度。 2）泉的分布反映含水层或含水通道的分布以及补给区和排 泄区的位置。 3）对泉水动态的研究，可判断其补给水源的类型。 4）泉的标高反映地下水位标高； 5）泉水的化学成分，物理性质与气体成分，反映地下水的 水质特点和埋藏情况。 6）泉的研究有助于判断隐伏地质构造。 7）一些大泉水质好，流量稳定，便于开发利用。
一般可统一求算大气降水与地表水的入渗量。 通过计算排泄量的途径反求补给量。
α＝Q / f ·x·1000
Q—年地下水排泄量，相当于全年降水与河水补给地下 水的量 ；
f—汇水区面积（km2）； X—年降水量（mm）。 α一般在0.2～0.5之间，南方岩溶地区α可高达0.8以上， 而西北极干旱的山间盆地则趋于零。
（二）推求降雨入渗补给量 降雨入渗系数确定后，即可根据一定年份的降
雨量推求该年的降雨入渗补给量。
Q＝X ·α· f · 1000
四、凝结水的补给
一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高 山、沙漠等昼夜温差大的地方，凝结作用对地下水补 给的作用不能忽视。
如：据研究，内蒙桌子山地区凝结水对岩溶地下 水补给， 陕北沙漠滩区凝结水补给，对该地区地下 水的开发利用和水土保持有着重要的意义。
二、泄流 多采用河流流量过程线分割法进行估算。
流量过程线的直接分割法
三、蒸发
地下水的蒸发排泄实际可以分为两种： ☆土壤水的蒸发： 土壤在长期中不会累盐，也不会使地下水盐化。 ☆潜水的蒸发： 地下水不断浓缩盐化。
四、蒸腾
◆蒸腾量与植物的品种密切相关； 深度受植物根系分布深度的控制。
007第七章 水文频率计算1110-精品文档
已知，可通过积分求出不同 x P 对应的P值。有于不同
p ~ xP 则可以画出频率曲线。但这样求解工作量太大，
太复杂了，因此，必须想办法简化计算。
为了简化，可以对X作标准化变换，即 标准化后的变量
X EX
也是随机变量，常数为离均系数，若X的数字特征为
Cs ，方差为1， Cs EX , ,Cs ， 则 的均值为 0
(2)P-III型分布频率曲线 (xp~p的关系) X的超过累积概率为
P
1 x a P P X x x a e dx P x , Cv , Cs 给定后 , 可唯一确定 , , a , 因此 ， 只要 EX , Cv , C 在 EX
X 2 2 Cs Cs
当
，此时
为标准化正体分布∴结论是对的
x EX ,由于 x 与 是严格单调函数，故 dx 1 EX a EX a e f f x x d 2
第 七 章
水文频率计算
水文频率计算
§7-1
§7-2
概述
几种理论分布的频率计算与分析
§7-3
§7-4
参数点估计的数理统计法
参数点估计的水文统计法
§7-5
§7-6
估计量好坏的评判标准
参数的区间估计
§7－1 概 述
问题的提出(堤防高度，历史洪水加成,频率计算,设计标准) 基本问题: 线型选择, 参数估计 线型选择: 理论导出 (中心极限定理,极值分布,物理机制) 因其不同程度假定往往不能满足,一般通过线型与实测数 据拟合作出判断)。不同国家洪水特性不同，结果不一样。
p ~ xP 则可以画出频率曲线。但这样求解工作量太大，
太复杂了，因此，必须想办法简化计算。
为了简化，可以对X作标准化变换，即 标准化后的变量
X EX
也是随机变量，常数为离均系数，若X的数字特征为
Cs ，方差为1， Cs EX , ,Cs ， 则 的均值为 0
(2)P-III型分布频率曲线 (xp~p的关系) X的超过累积概率为
P
1 x a P P X x x a e dx P x , Cv , Cs 给定后 , 可唯一确定 , , a , 因此 ， 只要 EX , Cv , C 在 EX
X 2 2 Cs Cs
当
，此时
为标准化正体分布∴结论是对的
x EX ,由于 x 与 是严格单调函数，故 dx 1 EX a EX a e f f x x d 2
第 七 章
水文频率计算
水文频率计算
§7-1
§7-2
概述
几种理论分布的频率计算与分析
§7-3
§7-4
参数点估计的数理统计法
参数点估计的水文统计法
§7-5
§7-6
估计量好坏的评判标准
参数的区间估计
§7－1 概 述
问题的提出(堤防高度，历史洪水加成,频率计算,设计标准) 基本问题: 线型选择, 参数估计 线型选择: 理论导出 (中心极限定理,极值分布,物理机制) 因其不同程度假定往往不能满足,一般通过线型与实测数 据拟合作出判断)。不同国家洪水特性不同，结果不一样。
水文地质参数的计算 降水入渗补给系数—概念
1.3 渠系渗漏补给系数 —计算
m渠 (1 )
消耗水量包括湿润渠道两岸包气带土壤（称 浸润带――下同）和浸润带蒸发的水量、渠系水 面蒸发量、渠系退水量和闸门漏水量
0.3～0.9
1.4 灌溉入渗补给系数 —概念
Q入渗 Q灌
可根据灌水后地下水 水位的平均升幅与变 幅带给水度计算
可采用引灌水量或根 据次灌溉定额与年灌 溉次数计算
影响因素主要是包气带岩性、地下水埋深、 灌溉定额及耕地的平整程度。
1.4 灌溉入渗补给系数 —计算
根据野外灌溉试验资料，确定不同土壤岩 性、地下水埋深、次灌溉定额时的值 在缺乏地下水水位动态观测资料和有关试 验资料的地区，可采用降水前土壤含水量 较低、次降水量大致相当于次灌溉定额情 况下的次降水入渗补给系数值近似地代表 灌溉入渗补给系数值
1.1 降水入渗补给系数—水均衡法
在浅层地下水开采强度大、地下水埋藏较深且已形成地 下水水位持续下降漏斗的平原区（又称超采区），可采用水量 平衡法及多元回归分析法推求降水入渗补给系数值。
1.1 降水入渗补给系数—经验值
分区 包气带岩性 中砂、粗砂 细砂、粉砂 冲洪积 平原区 粉土 粉质粘土 水位埋深（m） <2 0.28—0.30 0.26—0.28 0.14—0.23 0.11—0.16 2 —4 0.35—0.45 0.28—0.32 0.23—0.33 0.16—0.24 4—6 6 —8 0.30—0.35 0.28—0.30 0.28—0.25 0.18—0.16 >8
在侧向径流较微弱、地下水埋藏较浅的平原区，可根
据降水后地下水水位升幅、变幅带相应埋深段给水度值 的乘积与降水量的关系计算值。计算公式为：
年
第七章 水文频率计算
§7－3 P-Ⅲ型分布参数的估计
• P-Ⅲ型分布是我国水利水电工程水文计算规范 中推荐采用的分布,我国水文工作者对其参数估 计的方法作了大量研究,现行广泛采用的是适线 法。
一、适线法
适线法不是给出估计量的计算公式，而是由 实测样本直接推求参数的估计值。
（一）适线法的基本原理
设随机变量X的超过制分布函数P( X x) G(x;u10,L ,ul0 ) 的函数类型已知(本书沿用水文上的习惯,采用超过制分布 函数),其中的参数u10 ,L , ul0未知,待估计,又设x1, x2 ,L , xn为 X的一个容量为n的样本,现要利用这个样本通过适线法估计 参数u10 ,L , ul0的值。
基本参数E( X ),CV ,CS表示如下
a0
E(X
)(1
2CV CS
)
4 CS 2
2
E( X )CV CS
X的分布函数为
F(x)
( )
x a0
(
x
a0
)
1
e
(
xa0
)dx
X的超过累积概率为
G(x) P(X x)
( )
x
(
x
a0
)
1
e
(
xa0
)
d
x
令 t x E(X )
则 x t E(X )
记
vk= E(Xk)=gk(u01,…,u02,u0l)
• 从方程组
可解出
•
•
• 以后在不造成混淆的情况下，随机变量与普通变 量不再严格按大小写作区分。
矩 法 例题
• 例：设（X1,X2 , … , Xn )为总体X的一个样本，求总体的 均值a , 及方差σ2的矩估计。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
算的参数数值差异较大。解决的方法是在形成的降落漏斗范 围内布置较多的观测孔，求水文地质参数的平均值。
（3）注意边界条件的影响。
三、利用数值法求水文地质参数
数值法按其求解方法可分为：试估—校正法和优化计算 法，一般多采用试估—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，使计算曲线和实测曲线符合拟合 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。
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，可采用下式近似计算降水入渗补给系 数：
hmax h h t / X
式中
—降水后观测孔中的最大水柱高度（m）； hmax
—一次降水入渗系数；
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）；
y ao bo xo b1 x1 b2 x2 bl xl
式中
x0 , x1 , x2 xl —对地下水排泄量有显著影响的个月的降水
量；
a0 , b0 , b1 , b2 bl —回归系数
考虑到入渗的机制，只有当降水量大于临界降水量后，
才能产生入渗。可对作为自变量的降水量减去某一常数后， 再进行回归计算。如再考虑到雨型的影响，可对七、八月份 等有暴雨月份的自变量再乘以某一系数。
计算水位 实测水位
时 间 (年 )
地下水动态拟合曲线图
7.2给水度
给水度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。 确定的方法有非稳定流抽水试验、实验室法、野外 现场试验法、根据潜水位动态观测资料用有限差分法确 定、经验数值法等。
2. 地中渗透仪法
地中渗透仪是测定潜水蒸发、降水入渗、凝结水量的装置。
地中渗透仪示意图
潜水蒸发系数C—泰森多边形法－6
Q蒸发 C ( h) F 0 (t )
7.5灌溉入渗补给系数
当引外水灌溉时，灌溉水经过渠系引入田间，灌溉水入 渗补给地下水称为灌溉入渗补给，分为渠系的渗漏补给（条 带状下渗）与田间灌溉入渗补给（面状下渗）两类。 有的地区利用当地的水源（如抽取地下水）进行灌溉， 灌溉水入渗后，地下水得到的补给应称之为灌溉回渗，它是 当地水资源的重复量，不能作为地下水补给量。所以，灌溉 入渗补给与灌溉回归应区别开来。
式中
a
a —衰减指数；
其它符号意义同前。 ① 0 值的确定：
潜水蒸发极限埋深一方面与土质有关，其次也与作物等 因素有关。例如，根据安徽省水利科学研究院五道沟试验场 资料，在无作物的条件下，亚粘土的潜水蒸发极限埋深 2.3～2.5m，亚砂土为4.0m；在有作物条件下，亚粘土的潜 水蒸发极限埋深3.2～3.5m，亚砂土为5m左右。
200
400 600 800 1000 1200 1500 1800
0.03～0.05
0.05～0.11 0.08～0.14 0.09～0.15 0.08～0.15 0.07～0.14 0.06～0.12 0.05～0.10
0.04～0.10
0.08～0.15 0.11～0.20 0.13～0.23 0.14～0.23 0.13～0.21 0.11～0.18 0.09～0.15
7.4潜水蒸发系数
潜水蒸发是指潜水在土壤水势作用下运移至包气带并蒸 发成为水汽的现象。在潜水埋深较小的地区，潜水蒸发是潜 水的主要排泄途径，直接影响到潜水位的消退。单位时间的 潜水蒸发量成为潜水蒸发强度，潜水蒸发强度的变化既受潜 水埋深的制约，又受气象、土壤、植被等因素的影响。
（一）潜水蒸发强度确定
给水度的确定方法
岩性 粘 土 亚粘土 亚砂土 黄土状亚粘土 黄土状亚砂土 粉 砂 粉细砂
给水度 0.02～0.035 0.03～0.045 0.035～0.06 0.02～0.05 0.03～0.06 0.06～0.08 0.07～0.010
岩性 细 砂 中细砂 中 砂 中粗砂 粗 砂 粘土胶结的砂岩 裂隙灰岩
（m）；
n—与包气带土质、气候有关的指数，一般取1～3。
（2）沈立昌双曲线型公式（1979年）：
(k ) /(1 )
a 0
b
式中
合指数； a，b—指数（无因次）；
k —标志土质、植被、水文地质条件及其它因素的综
（3）叶水庭指数型公式（1977年）：
0 10
主要方法有：野外试验、实验室测试及根据地下水动态 观测资料采用理论公式求取，或采取数值法反演求参等
7.1渗透系数（K） 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（液体的粘滞性、容重等）有关。 表征岩石空隙渗透性的指标是渗透率，它取决于空隙的大 小、形状、空隙度等因素。与渗透系数的关系为：
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。
不同岩性和降水量的平均年降水入渗补给系数值
岩性 P年（mm）
50 100 粘土 0～0.02 0.01～0.03 亚粘土 0.01～0.05 0.02～0.06 亚砂土 0.02～0.07 0.04～0.09 粉细砂 0.05～0.11 0.07～0.13 砂卵砾石 0.08～0.12 0.10～0.15
以当月的降水量和前几个月的降水量为自变量，共有n+1个自
变量 x0 , x1 , x2 xn 。自变量可适当取多一些。地下水排泄量为 因变量y。根据引入变量的数目和样本的大小，算出自由度f1 和f2。给定显著水平α ，查表得到临界的F检验值Fα ，然后进 行逐步回归计算。如果算得的F值大于Fα ，则认为这一自变量 的影响是重要的，引入回归方程。否则予以剔除。最后得到的 方程只包含对因变量y影响显著的 l 1个自变量 x0 , x1 , x2 xl 即对地下水排泄量影响不大的月份的降水量不引入回归方程。 最后得到的回归方程如下：
利用泰斯公式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
（1m/s）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）由于地下水运动天然水力坡度，在地下水上下游所计
注 东北黄土与表中亚粘土相近，陕北黄土含有裂隙，其与表中亚砂土相近（引自 水利电力部水文局《中国地下水资源》）。
（二）降水入渗补给系数的确定方法
1.利用地下水位动态资料计算降水入渗补给系数
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 和蒸发消耗都很小，可以忽略不计。
X—t日内降水总量（m）。
h —降水前观测孔中的水柱高度（m）；
注：这种方法的适用条件是几乎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。
渗透系数
K k
渗透率
液体重率
液体的粘滞系数
由于水的物理性质在常温下变化不大，可以忽略。
利用裘布依公式求渗透系数时的注意事项：
1）含水层的井壁边界条件
2）影响半径 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
1.经验公式法
我国水利电利部水文局1982年11月编制的《地下水资源调查
和评价工作技术细则》推荐下列三个经验公式计算潜水蒸发 强度。
（1）阿维里扬诺夫公式（1965年）：
0 (1 / 0 ) n
式中
0 —时段内日平均水面蒸发量（mm/d）；
—时段内地下水平均埋深（m）； 0 —潜水停止蒸发时的地下水埋深，又称潜水蒸发极限埋深
t—抽水开始以后的时间（d） V—降落漏斗的体积（m3）
降落漏斗的形状一般为不规则的漏斗形。当观测孔较多时，可根据 实测的降落漏斗形状和漏斗内降深等值线，算出漏斗体积V。
7.3降水渗入系数α 的确定
（一）基本概念
降水渗入系数α 是指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、 植被覆盖以及降水量的大小和降雨形式等，一般情况下地表 土层的岩性对α 值的影响最显著。
漏斗疏干法
在潜水面平缓、天然地下径流量很小的地区，抽水井所抽出的水主 要来自降落漏斗疏干的水量，随着抽水时间的延长，降落漏斗在不断扩 展，只要将某一时刻以前抽出的水量，除以该时段的降落漏斗体积，即 可得到给水度，计算公式如下：
Q t V式中（6-5） Nhomakorabea
Ｑ—抽水井的流量（m3/d）
0.07～0.13
0.12～0.20 0.15～0.24 0.17～0.26 0.18～0.26 0.17～0.25 0.15～0.22 0.13～0.19
0.10～0.17