0.08～ 0.12 0.10～ 0.15
Байду номын сангаас
200
0.03～ 0.05
0.04～ 0.10
0.07～ 0.13
0.10～ 0.17
0.15～ 0.21
400
0.05～ 0.11
0.08～ 0.15
0.12～ 0.20
0.15～ 0.23
0.22～ 0.30
600
0.08～ 0.14
0.11～ 0.20
三、降水入渗补给系数
（一）基本概念 降水是自然界水分循环中最活跃的因子之一，是地下水资源形成的
重要组成部分。地下水可恢复资源的多寡是与降水入渗不给量密切相关 的。但是，降落到地面的水分不能直接到达潜水面，因为在地面和潜水 面中间隔着一个包气带，入渗的水必须在包气带中向下运移才能到达潜 水面。
降水入渗补给系数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
0.15～ 0.24
0.20～ 0.29
0.26～ 0.36
800
0.09～ 0.15
0.13～ 0.23
0.17～ 0.26
0.22～ 0.31
0.28～ 0.38
1000 1200
0.08～ 0.15 0.07～ 0.14
0.14～ 0.23 0.13～ 0.21
0.18～ 0.26 0.17～ 0.25
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的单位面积的
水量。显然，当其它条件相同时，越流系数越大，通过的水量就愈多。 越流因素B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。可用下式表示 (6-36)
0.22～ 0.31 0.21～ 0.29
0.28～ 0.38 0.27～ 0.37
1500
0.06～ 0.12
0.11～ 0.18
0.15～ 0.22
1800
0.05～ 0.10
0.09～ 0.15
0.13～ 0.19
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
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§6.4其它水文地质参数
一、贮水率和贮水系数
贮水率和贮水系数是含水层中的重要水文地质参数，它们表明含水 层中弹性贮存水量的变化和承压水头（潜水含水层中为潜水水头）相应 变化之间的关系。
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， 应水体积膨胀（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，用表示，它是描述地下水三维非稳定流或剖面二维流 中的水文地质参数。
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。
式中 ——抽水含水层的导水系数（m2/d）； ——弱透水层的厚度（m）； ——弱透水层的渗透系数（m/d） ——越流因素（m）。
弱透水层的渗透性愈小，厚度愈大，则越流因素越大，越流量愈 小。自然界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，越流因素为无穷大，而越流系数为零。 越流因素和越流系数的测定方法也是野外抽水实验，可参考地下水动力 学等相关书籍。
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、直线图解法及水位恢复等方法进行推求，具体步骤详 见地下水动力学相关书籍。
二、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。越流补给量 的大小与弱透水层的渗透系数及厚度有关，即愈大愈小，则越流补给的 能力就愈大。当地下水的主要开采含水层底顶板均为弱透水层时，开采 层和相邻的其他含水层有水力联系时，越流是开采层地下水的重要补给 来源。
（1）基本原理 该方法适用于无地下水动态资料，而有河流水文站流量资料的山丘 区。 干旱地区流域的流量过程线峰形尖瘦，洪水几乎全部都是地表径 流，雨强唱成为影响产流的第一位因素；湿润地区流域的流量过程线峰 形平缓，洪水中地下径流的比重相当大，雨量是决定径流深度的第一位 因素。一般讲，干旱地区以超渗产流为主，湿润地区以蓄满产流为主。 在湿润或半湿润地区，包气带含水量一般那较高，下部常年保持田 间持水量，仅在地表附近几十厘米范围内，由于蒸发，含水量经常变 化，常低于田间持水量。若以标记达到田间持水量时的单位面积的包气 带柱体所含水量（以mm计），以标记某一时刻包气带柱体实际所含的 水量(以mm计)，则(-)就是包气带的缺水量。当流域上发生降雨时，雨 量补足包气带缺水量之后全部形成径流(包括地表径流和地下径流)。这 种产流方式称蓄满产流。可将上述关系写成水量平衡式
通常先求出标准退水曲线，方法如下：对若干条流量过程线的退水
段，采用相同的纵横比例尺，沿时间坐标轴左右移动，使它们的尾部相
互重合，作出下包线。该下包线即为标准退水曲线，如图6-8所示。利 用该标准曲线进行分割。
图6-8 推求退水标准退水曲线示意图 （根据施成熙等）
图6-9 加里格斯法分割地下水示意图
(6-42) 式中 ，，，…，—对地下水排泄量有显著影响的个月的降水量；
，，，…，—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。 3.水文分割法确定降水入渗补给系数
大小和降水形式等，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。
降水入渗系数是一个无量纲系数，其值变化于0～1之间，表6-2为 水利电力部水文局综合各流域片的分析成果，列出了不同岩性在不同降
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。 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： (6-41)
式中 —一次降水入渗系数； —降水后观测孔中的最大水柱高度（m）； —降水前观测孔中的水柱高度（m）； —临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速（m/d）； —观测孔水柱高度从变到的时间（d）；
X—日内降水总量（m）。 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。 2.回归分析法确定降水入渗补给系数 根据降水量和地下水的排泄量的系列资料，可用逐步回归分析法估 算降水入渗补给量，从而可以确定降水入渗补给系数。 地下水的排泄量（主要指水平排泄，不包括潜水蒸发等垂直排泄） 对于降水量存在时间滞后，用地下水的排泄量来代表同期的降水入渗补 给量是错误的。但只要有地下水排泄量（河流基流量、矿坑排水量、泉 流量等）的系列资料和降水量的系列资料，用逐步回归分析法求出各时 段降水量对于地下水排泄量的贡献，可以大致估算出降水入渗补给量。 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，，，…，。自变量可适当取多一些。地下水排泄量为因变量。根据 引入变量的数目和样本的大小，算出自由度和。给定显著水平，查表得 到临界的检验值，然后进行逐步回归计算。如果算得的值大于，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影响显著的个自变量，，，…，，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：
容量曲线来表达包气带缺水量在流域上的分布，见图6-6。图中纵座标 代表包气带的蓄水容量，即全部达到田间持水量时包气带所含的水量与
最干旱时刻包气带含水量之差。横座标为f/F，f代表包气带蓄水容量小 于或等于的流域面积，F是全流域面积。有了这样一条曲线，只要知道 起始时刻流域的含水量，就可由降雨量求得总径流 (固中阴影部分的面 积)。根据经验，我国南方湿润地区的流域蓄水容量曲线可用b次方抛物 线拟合”。即
加里格斯法是使标准退水曲线与流量过程线重合，从起涨点A沿标准 退水曲线延伸到C（图6-9）；同样，将退水段由B点前推到D，连结C和 D，ABCD连线下的阴影部分即为地下径流量。这种方法适合于地下水 与河水无水力联系的情况。用退水曲线来分割地下水，显然比直线分割
法进了一步，因退水曲线是从实际资料中分析出来的，在一定程度上反
有越流补给时的非稳定流抽水试验确定越流因素、越流系数及弱透 水层的渗透系数，主要原理及方法如下。
越流含水层进行非稳定流抽水试验，可采用类似于泰斯公式求含水 层参数的配线法。由下式：
(6-37) (6-38)
对式 和式 两边分别取对数，得 (6-39) (6-40)