第六章水文地质参数的计算精选文档.ppt

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1、第六章水文地质参数的计算本讲稿第一页，共六十三页l l水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数量指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、潜水蒸发强象等因素的有关参数，如降水入渗系数、潜水

2、蒸发强度、灌溉入渗补给系数等。度、灌溉入渗补给系数等。l l水文地质参数常通过野外试验、实验室测试及根据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，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。数值法反演求参等。本讲稿第二页，共六十三页6.1 给水度给水度本讲稿第三页，共六十三页一、影响给水度的主要因素一、影响给水度的主要因素l l给水度（给水度（给水度（给水度（）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一个）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一个）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一个）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一个指标。

3、指标。指标。指标。l l给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水埋深、给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水埋深、给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水埋深、给水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。水位变化幅度及水质的变化而变化。水位变化幅度及水质的变化而变化。水位变化幅度及水质的变化而变化。本讲稿第四页，共六十三页二、给水度的确定方法二、给水度的确定方法l l1.1.根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确定根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确定值值值值l l根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水前包

4、气根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水前包气根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水前包气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带内土层的天然湿度分布应带内土层的天然湿度分布应带内土层的天然湿度分布应如图如图如图如图7 7 7 71 1 1 1中的中的中的中的oacdoacdoacdoacd线所示。抽线所示。抽线所示。抽线所示。抽水后，潜水面由水后，潜水面由水后，潜水面由水后，潜水面由A A A A下降到下降到下降到下降到B B B B（下降水头高度为（下降水头高度为（下降水头高度为（下降水头高度为h h），故毛），故毛细水带将下移，由细水带将下

5、移，由aaaa段下移到段下移到bbbb段，此时的土层段，此时的土层天然湿度分布线则变为图中的天然湿度分布线则变为图中的oabdoabd。l l对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水位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。下降，水位变动带将回给出一定量的水。本讲稿第五页，共六十三页图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、bd毛细水带湿度分布示意线本讲稿第六页，共六十三页按按按按水水水水均均均均衡衡衡衡原原原原理理理理，抽抽抽抽水水水水前前前前后后后后包包包包气气气

6、气带带带带内内内内湿湿湿湿度度度度之之之之差差差差，应应应应等等等等于于于于潜潜潜潜水水水水位位位位下下下下降降降降h h h h时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量（时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量（时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量（时包气带（主要是毛细水带）所给出之水量（h h h h），），），），l l式中：式中：式中：式中：ZiZiZiZi包气带天然湿度测定分段长度；包气带天然湿度测定分段长度；包气带天然湿度测定分段长度；包气带天然湿度测定分段长度；l l h h h h抽水产生的潜水面下移深度；抽水产生的潜水面下移深度；抽水产生的潜水面下移深度；抽水产生的潜水面下移深

7、度；l lW W W W1i1i1i1i，W W W W2i2i2i2i抽水前后抽水前后抽水前后抽水前后ZiZiZiZi段内的土层天然湿度；段内的土层天然湿度；段内的土层天然湿度；段内的土层天然湿度；l lW W W Wh h h h持水度；持水度；持水度；持水度；Z Z Z Z0 0 0 0湿度变动带；湿度变动带；湿度变动带；湿度变动带；l loacdoacdoacdoacd抽水前天然湿度线；抽水前天然湿度线；抽水前天然湿度线；抽水前天然湿度线；oabd oabd oabd oabd 抽水后天然湿度线；抽水后天然湿度线；抽水后天然湿度线；抽水后天然湿度线；acacacac、bdbdbdbd毛

8、细水带湿度分布示意线毛细水带湿度分布示意线毛细水带湿度分布示意线毛细水带湿度分布示意线l ln n n n取样数。取样数。取样数。取样数。故给水度：故给水度：本讲稿第七页，共六十三页2.2.2.2.根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定根据潜水水位动态观测资料用有限差分法确定值值值值l l如果潜水为单向流动，隔水层水平，含水层均质，可如果潜水为单向流动，隔水层水平，含水层均质，可沿流向布置沿流向布置3 3个地下水动态观测孔（图个地下水动态观测孔（图7 72 2），然后根），然后根据水位动态观测资料，按下式计算据水

9、位动态观测资料，按下式计算值。值。值。值。式中：式中：h h1 1,t,t、h h2 2,t,t、h h3 3,t,t11、2 2、3 3号观测孔号观测孔t t时刻水位及含水层厚时刻水位及含水层厚度；度；h h2 2t t时段内时段内2 2号孔水位变幅；号孔水位变幅；w w垂向流入和流出量之和称综合补给强度；垂向流入和流出量之和称综合补给强度；K K渗透系数；渗透系数；x x观测孔间距。观测孔间距。本讲稿第八页，共六十三页图72 单向流动值计算示意图本讲稿第九页，共六十三页6.2 6.2 渗透系数和导水系数渗透系数和导水系数本讲稿第十页，共六十三页l l渗透系数（渗透系数（K K K K）又称

10、水力传导系数，是描述介质渗透能）又称水力传导系数，是描述介质渗透能）又称水力传导系数，是描述介质渗透能）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力的重要水文地质参数，渗透系数大小与介质的结构力的重要水文地质参数，渗透系数大小与介质的结构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（颗粒大小、排列、空隙充填等）和水的物理性质（液（颗粒大小、排列、空隙充填等）和水的物理性质（液（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，单位是体的粘滞性、容重等）有关，单位是体的粘滞性、容重等）有

11、关，单位是体的粘滞性、容重等）有关，单位是m/dm/dm/dm/d或或或或cm/scm/scm/scm/s。l l导水系数（导水系数（T T）即含水层的渗透系数与含水层厚度的）即含水层的渗透系数与含水层厚度的乘积，常用单位是乘积，常用单位是m m2 2/d/d。导水系数只适用于平面二。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。维流和一维流，而在三维流中无意义。l l含水层的渗透系数和导水系数一般采用抽水试验法和数含水层的渗透系数和导水系数一般采用抽水试验法和数含水层的渗透系数和导水系数一般采用抽水试验法和数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。值法反演

12、计算求得。值法反演计算求得。值法反演计算求得。本讲稿第十一页，共六十三页一、用抽水试验方法求参应注意的问题一、用抽水试验方法求参应注意的问题l l根据抽水试验资料，采用解析公式反演方法识别含水根据抽水试验资料，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。层水文地质参数，分稳定流抽水和非稳定流抽水两类。l l1.1.利用稳定流抽水试验资料计算渗透系数利用稳定流抽水试验资料计算渗透系数利用稳定流抽水试验资料计算渗透系数利用稳定流抽水试验资料计算渗透系数l l（1 1）采用方法）采用方法）采用方法）采用方法l l常采用稳定流裘布依公式计算渗透系数，但计算结果往往常采用

13、稳定流裘布依公式计算渗透系数，但计算结果往往常采用稳定流裘布依公式计算渗透系数，但计算结果往往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。与实际不符。与实际不符。与实际不符。l l（2 2）产生原因）产生原因）产生原因）产生原因l l施工质量施工质量施工质量施工质量洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等。洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等。洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等。洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等。l l选用计算公式与抽水引起的地下水运动规律不符，即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。不符合裘布依公式的假设条件。本讲稿第十二页，共

14、六十三页l l（3 3）主要影响因素）主要影响因素l l含水层的井壁边界条件含水层的井壁边界条件含水层的井壁边界条件含水层的井壁边界条件l l影响半径（影响半径（影响半径（影响半径（R R R R）l l天然水力坡度（天然水力坡度（I）的影响）的影响l l抽水降深大小的影响抽水降深大小的影响本讲稿第十三页，共六十三页2.利用非稳定流抽水试验资料反求水文地质参数利用非稳定流抽水试验资料反求水文地质参数l lC.V.TheisC.V.TheisC.V.TheisC.V.Theis公式在应用中要注意泰斯公式的假设条件。公式在应用中要注意泰斯公式的假设条件。公式在应用中要注意泰斯公式的假设条件。公式在

15、应用中要注意泰斯公式的假设条件。l l野外水文地质条件不一定完全符合假设条件，在使用单井非稳定野外水文地质条件不一定完全符合假设条件，在使用单井非稳定野外水文地质条件不一定完全符合假设条件，在使用单井非稳定野外水文地质条件不一定完全符合假设条件，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：抽水试验资料求水文地质参数时应注意：抽水试验资料求水文地质参数时应注意：抽水试验资料求水文地质参数时应注意：l l承压完整井抽水，当井内流速达到一定程度（如达承压完整井抽水，当井内流速达到一定程度（如达承压完整井抽水，当井内流速达到一定程度（如达承压完整井抽水，当井内流速达到一定程度（如达1m/s1m

16、/s1m/s1m/s以上），在井附以上），在井附以上），在井附以上），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，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，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，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；将产生三维流影响的水头损失，应对实测降深值进行修正；将产生三维流影响的水头损失，应对实测降深值进行修正；将产生三维流影响的水头损失，应对实测降深值进行修正；l l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

17、数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的参数数值差异较大。解决

18、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；质参数值；质参数值；质参数值；l l注意边界条件的影响。注意边界条件的影响。注意边界条件的影响。注意边界条件的影响。本讲稿第十四页，共六十三页二、数值法求水文地质参数二、数值法求水文地质参数l l数值法求参按其求解方法可分为试估数值法求参按其求解方法可分为试估校正法和优化计校正法和优化计算方法。算方法。l l一般采用试估一

19、般采用试估校正法。校正法。l l这种方法利用水文地质工作者对水文地质条件的认识，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与实测曲线符合拟合要求，此时的水文地质参数即为所求。所求。l l求参结果的可靠性和花费时间的多少，除取决于原始资求参结果的可靠性和花费时间的多少，除取

20、决于原始资料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。本讲稿第十五页，共六十三页6.3 贮水率和贮水系数本讲稿第十六页，共六十三页l l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）中，因水体积膨胀（或压缩）以及介质骨架的压缩（或伸长）中，因水体积膨胀（或压缩）以及介质骨架的压缩（或伸长）中，因水体积膨胀（或压缩）以及介质骨架的压缩（或伸长）

21、而释放（或贮存）的弹性水量，用而释放（或贮存）的弹性水量，用而释放（或贮存）的弹性水量，用而释放（或贮存）的弹性水量，用s s s s表示，它是描述地下水三表示，它是描述地下水三表示，它是描述地下水三表示，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。维非稳定流或剖面二维流的水文地质参数。维非稳定流或剖面二维流的水文地质参数。维非稳定流或剖面二维流的水文地质参数。l l贮水系数表示当含水层水头变化一个单位时，从底面积为一个单贮水系数表示当含水层水头变化一个单位时，从底面积为一个单贮水系数表示当含水层水头变化一个单位时，从底面积为一个单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

22、个单位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水量，用位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水量，用位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水量，用位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水量，用S S S S表表表表示。示。示。示。l l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，一部分水度，潜水贮水系数所释放（贮存）的水量包括两部分，一部分

23、水度，潜水贮水系数所释放（贮存）的水量包括两部分，一部分水度，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

24、弹性变形很小，近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。似可用给水度代替贮水系数。似可用给水度代替贮水系数。似可用给水度代替贮水系数。l l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释放（或贮存）的水量完全是弹性水量，

25、承压含水层的贮水系释放（或贮存）的水量完全是弹性水量，承压含水层的贮水系释放（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。数也称为弹性贮水系数。数也称为弹性贮水系数。数也称为弹性贮水系数。本讲稿第十七页，共六十三页l l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求。本讲稿第十八页，共六十三页6.4 越流系数和越流因素本讲稿第十九页，共六十三页l l表示越流特性的水文地质参数是越流系数（表示越流特性的水文地质参数是越流系数（）和越流因）和越流因素（素（B B）。越流补给量的大小与弱透水层的渗透系数K K及厚度b b有

26、关，即有关，即K愈大b愈小，则越流补给的能力就愈大。l l越流系数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）。l l越流系数可通过野外抽水实验获得。本讲稿第二十页，共六十三页弱透水层的渗透性愈小，厚度愈大，则越流因素弱透水层的渗透性愈小，厚度愈大，则越流因素B 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，越流因素个完全不透水的覆盖岩层来说，越流因素B B为无穷大，而越流系数为零。越流因素可通过野外

27、抽水实验获得。越流因素可通过野外抽水实验获得。越流因素越流因素越流因素越流因素B B B B或称阻越系数，其值为主含水层的导水系数和或称阻越系数，其值为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：表示：式中：式中：式中：式中：T T T T抽水含水层的导水系数（抽水含水层的导水系数（抽水含水层的导水系数（抽水含水层的导水系数（m m m m2 2 2 2/d/d/d/d）；）；）；）；b b b b弱透水层的厚度（弱透水层的厚度（弱透水层的厚度（弱透水层的厚度（m m m m）；）；）；）；K K K K弱透水层的渗

28、透系数（弱透水层的渗透系数（弱透水层的渗透系数（弱透水层的渗透系数（m/dm/dm/dm/d）B B B B越流因素（越流因素（越流因素（越流因素（m m m m）。）。）。）。本讲稿第二十一页，共六十三页6.5 6.5 降水入渗系数和潜水蒸发强度降水入渗系数和潜水蒸发强度本讲稿第二十二页，共六十三页一、降水入渗系数一、降水入渗系数l l（一）基本概念（一）基本概念l l降水入渗系数是指降水渗入量与降水总量的比值，值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、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

29、般情况下，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。而变化。l l降水入渗系数是一个无量纲系数，其值变化于降水入渗系数是一个无量纲系数，其值变化于0 01 1之之间。间。本讲稿第二十三页，共六十三页本讲稿第二十四页，共六十三页（二）降水入渗系数的确定方法（二）降水入渗系数的确定方法l l1.1.近似计算法近似

30、计算法l l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。年或全区的降水入渗补给量。年或全区的降水入渗补给量。年或全区的降水入渗补给量。l l（1 1 1 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）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）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）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。系数。系

31、数。系数。l l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。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。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。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：入渗系数：入渗系数：入渗系数：式中：式中：式中：式中：次降水入渗系数；次降水入渗系数；次降水入渗系数；

32、次降水入渗系数；h h h hmaxmaxmaxmax降水后观测孔中的最大水柱高度（降水后观测孔中的最大水柱高度（降水后观测孔中的最大水柱高度（降水后观测孔中的最大水柱高度（m m m m）；）；）；）；h h h h降水前观测孔中的水柱高度（降水前观测孔中的水柱高度（降水前观测孔中的水柱高度（降水前观测孔中的水柱高度（m m m m）；）；）；）；h h h h临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（m/dm/dm/dm/d）；）；）；）；t t t t观测

33、孔水柱高度从观测孔水柱高度从观测孔水柱高度从观测孔水柱高度从h h h h变到变到变到变到h h h hmaxmaxmaxmax的时间（的时间（的时间（的时间（d d d d）；）；）；）；XXXX时间内降水总量（时间内降水总量（时间内降水总量（时间内降水总量（m m m m）。）。）。）。本讲稿第二十五页，共六十三页l l适用条件：适用条件：l l适用于地下水位埋藏深度较小的平原区，适用于地下水位埋藏深度较小的平原区，几几乎没有水平排泄的潜水。乎没有水平排泄的潜水。l l在水力坡度大、地下径流强烈的地区，降水在水力坡度大、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，入渗补给

34、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。致计算的降水入渗系数值偏小。l l如果是承压水，水位的上升不是由于当地水如果是承压水，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，以上情况量的增加，而是由于压力的变化，以上情况本方法不适用。本方法不适用。本讲稿第二十六页，共六十三页（2 2）根据全排型泉水流量计算大气降水入渗补给量）根据全排型泉水流量计算大气降水入渗补给量l l在某些低山丘陵区（特别是干旱半干旱的岩溶区），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

35、唯一的排泄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。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如再将该泉域的值用到地质水文地质条件类似的水文地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。更大区域，即可得到大区域的降水入渗补给量。本讲稿第二十七页，共六

36、十三页l l对于某些封闭型的地下水系统，当降水是地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，进行降水入渗总量到条件类似的更大区域，进行降水入渗总量的计算。的计算。本讲稿第二十八页，共六十三页2.2.地中

37、渗透计法地中渗透计法l l这是较老但又是唯一可直接测到降水入渗补给量的方这是较老但又是唯一可直接测到降水入渗补给量的方法。法。l l（1 1）仪器结构）仪器结构l l此方法仪器的结构装置如图所示。此方法仪器的结构装置如图所示。此方法仪器的结构装置如图所示。此方法仪器的结构装置如图所示。l l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。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。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。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。l l地中渗透计的圆筒内装有均衡地段的标准土柱，土柱下方为砂砾和地中渗透计的圆筒内装有均衡地段的标准

38、土柱，土柱下方为砂砾和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）用的有刻度的马滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）用的有刻度的马滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）用的有刻度的马滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）用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。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。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。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

39、。两部分以导水管连结，将两端构成统一的连通管。两部分以导水管连结，将两端构成统一的连通管。两部分以导水管连结，将两端构成统一的连通管。两部分以导水管连结，将两端构成统一的连通管。本讲稿第二十九页，共六十三页本讲稿第三十页，共六十三页(2)(2)工作原理工作原理l l首先调整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面与渗透计中首先调整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面与渗透计中首先调整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面与渗透计中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。的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在同一高度上。的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在同一高度上

40、。的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在同一高度上。l l当渗透计中的土柱接受降水入渗和凝结水的补给时，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。接读出补给水量。l l可用此法装置多个不同岩性和不同水位埋深的土柱，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。分别观测其降水补给和蒸发值。l l本方法缺陷是，很难如实模拟天然的入渗补给条件，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。而且此法只适用故其结果的可靠性有时值得商榷。而且此

41、法只适用于松散岩层。于松散岩层。本讲稿第三十一页，共六十三页3.3.零通量面法零通量面法l l零通量面法是以包气带水量均衡原理和非饱和流扩散式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降水入渗补给量的方法。运动理论建立起来的计算降水入渗补给量的方法。l l零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它是岩土零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它是岩土零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它是岩土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。水分蒸发影响深度的下限标志。水分蒸发影响深度的下限标志。水分蒸发影响深度的下限标志。l

42、l该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面以下的该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面以下的该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面以下的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。水分缓慢下降，最后补给潜水。水分缓慢下降，最后补给潜水。水分缓慢下降，最后补给潜水。l l故零通量面（记作故零通量面（记作故零通量面（记作故零通量面（记作DZFPDZFPDZFPDZFP）可以作为测算陆面蒸发蒸腾量和）可以作为测算陆面蒸发蒸腾量和）可以作为测算陆面蒸发蒸腾量和）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。地下水下渗补给量的分界面。地下水下渗补

43、给量的分界面。地下水下渗补给量的分界面。本讲稿第三十二页，共六十三页 包气带土层含水率剖面包气带土层含水率剖面图为用中子水分仪测得的图为用中子水分仪测得的图为用中子水分仪测得的图为用中子水分仪测得的t t时段内的包气带含水率时段内的包气带含水率时段内的包气带含水率时段内的包气带含水率剖面。剖面。剖面。剖面。初始时刻（初始时刻（初始时刻（初始时刻（t t1）和末时刻）和末时刻）和末时刻）和末时刻（t t2 2）的含水率剖面分）的含水率剖面分别为别为1 1（Z,tZ,t1 1）和）和）和）和 2 2（Z,tZ,t2 2），），），），Z Z0为零通量面位置深为零通量面位置深为零通量面位置深为零通量

44、面位置深度。度。度。度。图中的阴影面积图中的阴影面积图中的阴影面积图中的阴影面积E E代表代表代表代表t t时段内零通量面以上的水时段内零通量面以上的水时段内零通量面以上的水时段内零通量面以上的水分蒸发量；分蒸发量；分蒸发量；分蒸发量；D D代表零通量代表零通量代表零通量代表零通量面以下面以下面以下面以下t t时段内的地下水时段内的地下水时段内的地下水时段内的地下水入渗补给量。入渗补给量。入渗补给量。入渗补给量。本讲稿第三十三页，共六十三页按按按按质质质质量量量量守守守守恒恒恒恒原原原原理理理理，如如如如果果果果在在在在深深深深度度度度Z Z Z Z1 1 1 1和和和和Z Z Z Z2 2

45、2 2的的的的土土土土层层层层中中中中不不不不存存存存在在在在源源源源或或或或汇汇汇汇时时时时，则则则则水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：式中：式中：式中：式中：M M M M在深度在深度在深度在深度Z Z Z Z1 1 1 1和和和和Z Z Z Z2 2 2 2之间的单位截面积土柱水分的储存量；之间的单位截面积土柱水分的储存量；之间的单位截面积土柱水分的储存量；之间的单位截面积土柱水分的储存量；q q q q1 1 1 1和和和和q q q q2 2 2 2在

46、在在在Z Z Z Z1 1 1 1和和和和Z Z Z Z2 2 2 2深度上的水分通量；深度上的水分通量；深度上的水分通量；深度上的水分通量；t t t t时段长度。时段长度。时段长度。时段长度。对于对于对于对于DZFPDZFPDZFPDZFP面以下面以下面以下面以下tttt时段内的入渗补给量（时段内的入渗补给量（时段内的入渗补给量（时段内的入渗补给量（D D D D）则应有：）则应有：）则应有：）则应有：l l上式表明入渗补给量上式表明入渗补给量上式表明入渗补给量上式表明入渗补给量D D D D等于零通量面以下包气带剖面水分储存量等于零通量面以下包气带剖面水分储存量等于零通量面以下包气带剖面

47、水分储存量等于零通量面以下包气带剖面水分储存量的减少量。的减少量。的减少量。的减少量。本讲稿第三十四页，共六十三页l l将将将将M M M M(Z Z Z Z0 0 0 0，Z Z Z Z，t t t t)用用用用DZFPDZFPDZFPDZFP以下某点的体积含水率以下某点的体积含水率以下某点的体积含水率以下某点的体积含水率（Z Z Z Z，t t t t）表示，则式）表示，则式）表示，则式）表示，则式上改写为：上改写为：上改写为：上改写为：或或 式中：式中：i i11、2 2、3 3、m m；m mDZFPDZFP以下剖面含水率的以下剖面含水率的测点数；测点数；ZiZi时段长度。时段长度。l

48、 l设观测时段数设观测时段数j j为为1 1、2 2、k k k k，在，在，在，在k k k k个时段内入渗补给量可个时段内入渗补给量可用下式计算：用下式计算：l l如果如果如果如果M M M M(Z0,Z,t)(Z0,Z,t)(Z0,Z,t)(Z0,Z,t)改用改用改用改用DZFPDZFPDZFPDZFP以上某点的体积含水率以上某点的体积含水率以上某点的体积含水率以上某点的体积含水率（Z Z Z Z,t t）表）表示，示，m m m m为为DZFPDZFP以上剖面含水率的测点数，则可用式上计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。算出陆面蒸发蒸腾量。本讲稿第三十五页，共六十

49、三页l l水利水电科学院水资源所和地质矿产部水文工程地质研水利水电科学院水资源所和地质矿产部水文工程地质研究所将零通量面法测算的降水入渗量与用地中渗透仪测究所将零通量面法测算的降水入渗量与用地中渗透仪测量结果相比较，确认该方法准确可靠，误差不大于量结果相比较，确认该方法准确可靠，误差不大于3%3%。由于该法仅以钻孔中子水分仪测定的土壤含水率为依据，由于该法仅以钻孔中子水分仪测定的土壤含水率为依据，故与地中渗透仪相比，成本较低，可在多处设点观测。故与地中渗透仪相比，成本较低，可在多处设点观测。其精度较经验公式和动态观测法计算值高。其精度较经验公式和动态观测法计算值高。l l当包气带中零通量面不存

50、在（降水或灌溉持续时间长，且当包气带中零通量面不存在（降水或灌溉持续时间长，且当包气带中零通量面不存在（降水或灌溉持续时间长，且当包气带中零通量面不存在（降水或灌溉持续时间长，且地下水埋藏浅时）时，可在降水全部渗入包气带后，在岩地下水埋藏浅时）时，可在降水全部渗入包气带后，在岩地下水埋藏浅时）时，可在降水全部渗入包气带后，在岩地下水埋藏浅时）时，可在降水全部渗入包气带后，在岩土水分蒸发影响深度之下，用土层最大含水量段（土水分蒸发影响深度之下，用土层最大含水量段（土水分蒸发影响深度之下，用土层最大含水量段（土水分蒸发影响深度之下，用土层最大含水量段（Z Z Z ZZ Z0 0）的某一时间段（）的