水文地质参数的计算课件

第六章第六章 水文地质参数的计算水文地质参数的计算吉林大学环境与资源学院吉林大学环境与资源学院吉林大学环境与资源学院吉林大学环境与资源学院地下水科学与工程系地下水科学与工程系地下水科学与工程系地下水科学与工程系梁秀娟梁秀娟梁秀娟梁秀娟水工楼水工楼水工楼水工楼 207 207第六章 水文地质参数的计算吉林大学环境与资源学院1 1l l水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数水文地质参数是表征含水介质水文地质性能的数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，主量指标，是地下水资源评价的重要基础资料，主量指标，是地下水资源评价的重要基础资料，主量指标，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、承压含要包括含水介质的渗透系数和导水系数、承压含要包括含水介质的渗透系数和导水系数、承压含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、弱水层的贮水系数、潜水含水层的重力给水度、弱水层的贮水系数、潜水含水层的重力给水度、弱水层的贮水系数、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，还有表透水层的越流系数及水动力弥散系数等，还有表透水层的越流系数及水动力弥散系数等，还有表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，如征与岩土性质、水文气象等因素的有关参数，如征与岩土性质、水文气象等因素的有关参数，如征与岩土性质、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、灌溉入渗补给系降水入渗系数、潜水蒸发强度、灌溉入渗补给系降水入渗系数、潜水蒸发强度、灌溉入渗补给系降水入渗系数、潜水蒸发强度、灌溉入渗补给系数等。数等。数等。数等。l l水文地质参数常通过野外试验、实验室测试及根水文地质参数常通过野外试验、实验室测试及根水文地质参数常通过野外试验、实验室测试及根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据地下水动态观测资料采用有关理论公式计算求据地下水动态观测资料采用有关理论公式计算求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。取，数值法反演求参等。取，数值法反演求参等。取，数值法反演求参等。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2 26.1 给水度给水度6.1 给水度3 3一、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）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一）是表征潜水含水层给水能力或蓄水能力的一个指标。个指标。个指标。个指标。l l给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水给水度不仅和包气带的岩性有关，而且随排水时间、潜水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。埋深、水位变化幅度及水质的变化而变化。埋深、水位变化幅度及水质的变化而变化。埋深、水位变化幅度及水质的变化而变化。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4 4二、给水度的确定方法二、给水度的确定方法l l1.1.1.1.根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确根据抽水前后包气带土层天然湿度的变化来确定定定定值值值值l l根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水根据包气带中非饱和流的运移和分带规律知，抽水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前包气带内土层的天然湿度分布应前包气带内土层的天然湿度分布应前包气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。抽水后，潜水面由线所示。抽水后，潜水面由线所示。抽水后，潜水面由线所示。抽水后，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（下降水（下降水（下降水头高度为头高度为头高度为头高度为h h h h），故毛细水带将下移，由），故毛细水带将下移，由），故毛细水带将下移，由），故毛细水带将下移，由aaaaaaaa段下段下段下段下移到移到移到移到bbbbbbbb段，此时的土层天然湿度分布线则变为图段，此时的土层天然湿度分布线则变为图段，此时的土层天然湿度分布线则变为图段，此时的土层天然湿度分布线则变为图中的中的中的中的oabdoabdoabdoabd。l l对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水对比抽水前后的两条湿度分布线可知，由于抽水水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。位下降，水位变动带将回给出一定量的水。位下降，水位变动带将回给出一定量的水。位下降，水位变动带将回给出一定量的水。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5 5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图71 抽水前后包气带湿度分布示意图6 6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时时时时 包包包包 气气气气 带带带带（主主主主 要要要要 是是是是 毛毛毛毛 细细细细 水水水水 带带带带）所所所所 给给给给 出出出出 之之之之 水水水水 量量量量（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：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h7 72.2.2.2.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，如果潜水为单向流动，隔水层水平，含水层均质，如果潜水为单向流动，隔水层水平，含水层均质，如果潜水为单向流动，隔水层水平，含水层均质，可沿流向布置可沿流向布置可沿流向布置可沿流向布置3 3 3 3个地下水动态观测孔（图个地下水动态观测孔（图个地下水动态观测孔（图个地下水动态观测孔（图7 7 7 72 2 2 2），），），），然后根据水位动态观测资料，按下式计算然后根据水位动态观测资料，按下式计算然后根据水位动态观测资料，按下式计算然后根据水位动态观测资料，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时刻水位及含水时刻水位及含水层厚度；层厚度；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。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8 8图72 单向流动值计算示意图图72 单向流动值计算示意图9 96.2 6.2 渗透系数和导水系数渗透系数和导水系数6.2 渗透系数和导水系数1010l l渗透系数（渗透系数（渗透系数（渗透系数（K K K K）又称水力传导系数，是描述介质渗）又称水力传导系数，是描述介质渗）又称水力传导系数，是描述介质渗）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，渗透系数大小与介透能力的重要水文地质参数，渗透系数大小与介透能力的重要水文地质参数，渗透系数大小与介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）和水质的结构（颗粒大小、排列、空隙充填等）和水质的结构（颗粒大小、排列、空隙充填等）和水质的结构（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，单的物理性质（液体的粘滞性、容重等）有关，单的物理性质（液体的粘滞性、容重等）有关，单的物理性质（液体的粘滞性、容重等）有关，单位是位是位是位是m/dm/dm/dm/d或或或或cm/scm/scm/scm/s。l l导水系数（导水系数（导水系数（导水系数（T T T T）即含水层的渗透系数与含水层厚度）即含水层的渗透系数与含水层厚度）即含水层的渗透系数与含水层厚度）即含水层的渗透系数与含水层厚度的乘积，常用单位是的乘积，常用单位是的乘积，常用单位是的乘积，常用单位是m m m m2 2 2 2/d/d/d/d。导水系数只适用于平。导水系数只适用于平。导水系数只适用于平。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。面二维流和一维流，而在三维流中无意义。面二维流和一维流，而在三维流中无意义。面二维流和一维流，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含水层的渗透系数和导水系数一般采用抽水试验含水层的渗透系数和导水系数一般采用抽水试验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。法和数值法反演计算求得。法和数值法反演计算求得。法和数值法反演计算求得。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1111一、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根据抽水试验资料，采用解析公式反演方法识别含根据抽水试验资料，采用解析公式反演方法识别含根据抽水试验资料，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水层水文地质参数，分稳定流抽水和非稳定流抽水水层水文地质参数，分稳定流抽水和非稳定流抽水水层水文地质参数，分稳定流抽水和非稳定流抽水两类。两类。两类。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，但计算结常采用稳定流裘布依公式计算渗透系数，但计算结常采用稳定流裘布依公式计算渗透系数，但计算结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。果往往与实际不符。果往往与实际不符。果往往与实际不符。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洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规洗孔不彻底，滤水管外填砾不合规格等。格等。格等。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，选用计算公式与抽水引起的地下水运动规律不符，选用计算公式与抽水引起的地下水运动规律不符，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。即不符合裘布依公式的假设条件。即不符合裘布依公式的假设条件。即不符合裘布依公式的假设条件。一、用抽水试验方法求参应注意的问题根据抽水试验资料，采用解析1212l 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（3）主要影响因素13132.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：定抽水试验资料求水文地质参数时应注意：定抽水试验资料求水文地质参数时应注意：定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/s1m/s1m/s以上）以上）以上）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，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，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，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；降深值进行修正；降深值进行修正；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；表该地段的水文地质参数值；表该地段的水文地质参数值；表该地段的水文地质参数值；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。2.利用非稳定流抽水试验资料反求水文地质参数C.V.Thei1414二、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校正法和优校正法和优校正法和优化计算方法。化计算方法。化计算方法。化计算方法。l l一般采用试估一般采用试估一般采用试估一般采用试估校正法。校正法。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这种方法利用水文地质工作者对水文地质条件的认这种方法利用水文地质工作者对水文地质条件的认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，用正演计算求解识，给出参数初值及其变化范围，用正演计算求解识，给出参数初值及其变化范围，用正演计算求解识，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，通水头函数，将计算结果和实测值进行拟合比较，通水头函数，将计算结果和实测值进行拟合比较，通水头函数，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，过不断调整水文地质参数，反复多次的正演计算，过不断调整水文地质参数，反复多次的正演计算，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，此时的水文使计算曲线与实测曲线符合拟合要求，此时的水文使计算曲线与实测曲线符合拟合要求，此时的水文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。地质参数即为所求。地质参数即为所求。地质参数即为所求。l l求参结果的可靠性和花费时间的多少，除取决于原求参结果的可靠性和花费时间的多少，除取决于原求参结果的可靠性和花费时间的多少，除取决于原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。始资料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。始资料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。始资料精度外，还取决于调参者的经验和技巧。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15156.3 贮水率和贮水系数6.3 贮水率和贮水系数1616l 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（或伸层中，因水体积膨胀（或压缩）以及介质骨架的压缩（或伸层中，因水体积膨胀（或压缩）以及介质骨架的压缩（或伸层中，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，用长）而释放（或贮存）的弹性水量，用长）而释放（或贮存）的弹性水量，用长）而释放（或贮存）的弹性水量，用s s s s表示，它是描述表示，它是描述表示，它是描述表示，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。地下水三维非稳定流或剖面二维流的水文地质参数。地下水三维非稳定流或剖面二维流的水文地质参数。地下水三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）的水个单位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水个单位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水个单位、高等于含水层厚度的柱体中所释放（或贮存）的水量，用量，用量，用量，用S S S S表示。表示。表示。表示。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，上给水度，潜水贮水系数所释放（贮存）的水量包括两部分，上给水度，潜水贮水系数所释放（贮存）的水量包括两部分，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，一部分是含水层由于压力变化所释放（贮存）的弹性水量，一部分是含水层由于压力变化所释放（贮存）的弹性水量，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，二是水头变化一个单位时所疏干（贮存）含水层的重力水量，二是水头变化一个单位时所疏干（贮存）含水层的重力水量，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。弹性变形很小，近似可用给水度代替贮水系数。弹性变形很小，近似可用给水度代替贮水系数。弹性变形很小，近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，承压含水层的贮所释放（或贮存）的水量完全是弹性水量，承压含水层的贮所释放（或贮存）的水量完全是弹性水量，承压含水层的贮所释放（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。水系数也称为弹性贮水系数。水系数也称为弹性贮水系数。水系数也称为弹性贮水系数。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1717l 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。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18186.4 越流系数和越流因素6.4 越流系数和越流因素1919l 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）和越流因素（越流因素（B B）。越流补给量的大小与弱透水层的渗）。越流补给量的大小与弱透水层的渗透系数透系数K K及厚度及厚度b b有关，即有关，即K K愈大愈大b b愈小，则愈小，则越流补给的能力就愈大。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（过两含水层之间弱透水层单位面积的水量（=K K/b b）。）。l l越流系数系数可通过野外抽水实验获得。表示越流特性的水文地质参数是越流系数（）和越流因素（B）。2020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，越大，越流量愈小。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。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，越流因素对于一个完全不透水的覆盖岩层来说，越流因素B B为无为无穷大，而越流系数穷大，而越流系数为零。为零。越流因素可通过野外抽水实验获得。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或称阻越系数，其值为主含水层的导水系或称阻越系数，其值为主含水层的导水系或称阻越系数，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。数和弱透水层的越流系数的倒数的乘积的平方根。数和弱透水层的越流系数的倒数的乘积的平方根。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：可用下式表示：可用下式表示：可用下式表示：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）。）。）。）。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21216.5 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6.5 降水入渗系数和潜水蒸发强度2222一、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，降水入渗系数是指降水渗入量与降水总量的比值，降水入渗系数是指降水渗入量与降水总量的比值，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、地形值的大小取决于地表土层的岩性和土层结构、地形值的大小取决于地表土层的岩性和土层结构、地形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，一坡度、植被覆盖、降水量的大小和降水形式等，一坡度、植被覆盖、降水量的大小和降水形式等，一坡度、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。降般情况下，地表土层的岩性对值的影响最显著。降般情况下，地表土层的岩性对值的影响最显著。降般情况下，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、年降水入水入渗系数可分为次降水入渗补给系数、年降水入水入渗系数可分为次降水入渗补给系数、年降水入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，它随着渗补给系数、多年平均降水入渗补给系数，它随着渗补给系数、多年平均降水入渗补给系数，它随着渗补给系数、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。时间和空间的变化而变化。时间和空间的变化而变化。时间和空间的变化而变化。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 0 0 01 1 1 1之间。之间。之间。之间。一、降水入渗系数（一）基本概念2323水文地质参数的计算课件2424（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 l1.1.1.1.近似计算法近似计算法近似计算法近似计算法l l首先计算出某些时段和典型地段的降水入渗系数，再推广首先计算出某些时段和典型地段的降水入渗系数，再推广首先计算出某些时段和典型地段的降水入渗系数，再推广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。到计算出全年或全区的降水入渗补给量。到计算出全年或全区的降水入渗补给量。到计算出全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）根据次降水量引起的潜水水位动态变化计算大气降水）根据次降水量引起的潜水水位动态变化计算大气降水）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。入渗系数。入渗系数。入渗系数。l l一次降雨的短时间内，水平排泄和蒸发消耗都很小，可以一次降雨的短时间内，水平排泄和蒸发消耗都很小，可以一次降雨的短时间内，水平排泄和蒸发消耗都很小，可以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忽略不计。根据降水过程前后的地下水位观测资料计算潜忽略不计。根据降水过程前后的地下水位观测资料计算潜忽略不计。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：水含水层的一次降水入渗系数：水含水层的一次降水入渗系数：水含水层的一次降水入渗系数：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；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）。）。）。）。（二）降水入渗系数的确定方法1.近似计算法式中：次降水入2525l 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，几乎没有水平排泄的潜水。几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，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。则会导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，以上水量的增加，而是由于压力的变化，以上情况本方法不适用。情况本方法不适用。适用条件：2626（2 2 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）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）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，泉水是唯一的，当降水是地下水的唯一补给源，泉水是唯一的，当降水是地下水的唯一补给源，泉水是唯一的，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、储存量变化量可排泄方式时（地下水的蒸发量、储存量变化量可排泄方式时（地下水的蒸发量、储存量变化量可排泄方式时（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忽略不计），泉水的年流量总和近似等于降水的忽略不计），泉水的年流量总和近似等于降水的忽略不计），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年入渗补给量。因此，取其泉水年总流量与该泉年入渗补给量。因此，取其泉水年总流量与该泉年入渗补给量。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域内大气降水总量的比值，即为该泉域的大气降域内大气降水总量的比值，即为该泉域的大气降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入渗系数值。如再将该泉域的值用到地质水入渗系数值。如再将该泉域的值用到地质水入渗系数值。如再将该泉域的值用到地质水水水水文地质条件类似的更大区域，即可得到大区域的文地质条件类似的更大区域，即可得到大区域的文地质条件类似的更大区域，即可得到大区域的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。降水入渗补给量。降水入渗补给量。降水入渗补给量。（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2727l 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。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28282.2.地中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这是较老但又是唯一可直接测到降水入渗补给量这是较老但又是唯一可直接测到降水入渗补给量这是较老但又是唯一可直接测到降水入渗补给量的方法。的方法。的方法。的方法。l l（1 1 1 1）仪器结构）仪器结构）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，土柱下方地中渗透计的圆筒内装有均衡地段的标准土柱，土柱下方地中渗透计的圆筒内装有均衡地段的标准土柱，土柱下方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）为砂砾和滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）为砂砾和滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）为砂砾和滤网组成的外滤层，给水观测部分由供水（盛水）用的有刻度的马利奥特瓶和控制地中渗透计筒内水位高度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。两部分以导水管连结，将两端构的盛水漏斗及量筒组成。两部分以导水管连结，将两端构的盛水漏斗及量筒组成。两部分以导水管连结，将两端构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。成统一的连通管。成统一的连通管。成统一的连通管。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2929水文地质参数的计算课件3030(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首先调整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面与渗首先调整盛水漏斗的高度，使漏斗中的水面与渗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）保持在透计中的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在透计中的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在透计中的设计地下水面（相当潜水埋深）保持在同一高度上。同一高度上。同一高度上。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当渗透计中的土柱接受降水入渗和凝结水的补给当渗透计中的土柱接受降水入渗和凝结水的补给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，时，其补给量将会通过连通管和水管流入量筒内，时，其补给量将会通过连通管和水管流入量筒内，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。可直接读出补给水量。可直接读出补给水量。可直接读出补给水量。l l可用此法装置多个不同岩性和不同水位埋深的土可用此法装置多个不同岩性和不同水位埋深的土可用此法装置多个不同岩性和不同水位埋深的土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。柱，分别观测其降水补给和蒸发值。柱，分别观测其降水补给和蒸发值。柱，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本方法缺陷是，很难如实模拟天然的入渗补给条本方法缺陷是，很难如实模拟天然的入渗补给条本方法缺陷是，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。而且此法件，故其结果的可靠性有时值得商榷。而且此法件，故其结果的可靠性有时值得商榷。而且此法件，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。只适用于松散岩层。只适用于松散岩层。只适用于松散岩层。(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31313.3.零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零通量面法是以包气带水量均衡原理和非饱和流扩零通量面法是以包气带水量均衡原理和非饱和流扩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散式运动理论建立起来的计算降水入渗补给量的方散式运动理论建立起来的计算降水入渗补给量的方散式运动理论建立起来的计算降水入渗补给量的方法。法。法。法。l l零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它零通量面是指由水分通量为零的点所构成的面，它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。是岩土水分蒸发影响深度的下限标志。是岩土水分蒸发影响深度的下限标志。是岩土水分蒸发影响深度的下限标志。l l该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面该面以上水分向上运移，消耗于蒸发与蒸腾；该面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。以下的水分缓慢下降，最后补给潜水。以下的水分缓慢下降，最后补给潜水。以下的水分缓慢下降，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）可以作为测算陆面蒸发蒸）可以作为测算陆面蒸发蒸）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。腾量和地下水下渗补给量的分界面。腾量和地下水下渗补给量的分界面。腾量和地下水下渗补给量的分界面。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3232 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图为用中子水分仪测图为用中子水分仪测图为用中子水分仪测得的得的得的得的t t时段内的包气时段内的包气时段内的包气时段内的包气带含水率剖面。带含水率剖面。带含水率剖面。带含水率剖面。初始时刻（初始时刻（初始时刻（初始时刻（t t1 1）和末时）和末时）和末时）和末时刻（刻（刻（刻（t t2 2）的含水率剖面）的含水率剖面）的含水率剖面）的含水率剖面分别为分别为分别为分别为 1 1（Z,tZ,t1 1）和）和）和）和 2 2（Z,tZ,t2 2），），），），Z Z0 0为零通量为零通量为零通量为零通量面位置深度。面位置深度。面位置深度。面位置深度。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时段内零通量面以时段内零通量面以时段内零通量面以时段内零通量面以上的水分蒸发量；上的水分蒸发量；上的水分蒸发量；上的水分蒸发量；D D代代代代表零通量面以下表零通量面以下表零通量面以下表零通量面以下t t时时时时段内的地下水入渗补段内的地下水入渗补段内的地下水入渗补段内的地下水入渗补给量。给量。给量。给量。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3333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 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，则水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：时，则水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：时，则水分储存变化率等于流入与流出水量之差，即：时，则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等于零通量面以下包气带剖面水分储存等于零通量面以下包气带剖面水分储存等于零通量面以下包气带剖面水分储存量的减少量。量的减少量。量的减少量。量的减少量。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，3434l 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）表）表）表示，则式上改写为：示，则式上改写为：示，则式上改写为：示，则式上改写为：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 l设观测时段数设观测时段数设观测时段数设观测时段数j j j j为为为为1 1 1 1、2 2 2 2、k k k k，在，在，在，在k k k k个时段内入渗补给个时段内入渗补给个时段内入渗补给个时段内入渗补给量可用下式计算：量可用下式计算：量可用下式计算：量可用下式计算：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 t t）表示，）表示，）表示，）表示，m m m m为为为为DZFPDZFPDZFPDZFP以上剖面含水率的测点数，以上剖面含水率的测点数，以上剖面含水率的测点数，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。则可用式上计算出陆面蒸发蒸腾量。则可用式上计算出陆面蒸发蒸腾量。则可用式上计算出陆面蒸发蒸腾量。将M(Z0，Z，t)用DZFP以下某点的体积含水率（Z，t3535l l水利水电科学院水资源所和地质矿产部水文工程地水利水电科学院水资源所和地质矿产部水文工程地水利水电科学院水资源所和地质矿产部水文工程地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质研究所将零通量面法测算的降水入渗量与用地中质研究所将零通量面法测算的降水入渗量与用地中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量结果相比较，确认该方法准确可靠，误渗透仪测量结果相比较，确认该方法准确可靠，误渗透仪测量结果相比较，确认该方法准确可靠，误渗透仪测量结果相比较，确认该方法准确可靠，误差不大于差不大于差不大于差不大于3%3%3%3%。由于该法仅以钻孔中子水分仪测定的。由于该法仅以钻孔中子水分仪测定的。由于该法仅以钻孔中子水分仪测定的。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，成本较土壤含水率为依据，故与地中渗透仪相比，成本较土壤含水率为依据，故与地中渗透仪相比，成本较土壤含水率为依据，故与地中渗透仪相比，成本较低，可在多处设点观测。其精度较经验公式和动态低，可在多处设点观测。其精度较经验公式和动态低，可在多处设点观测。其精度较经验公式和动态低，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。观测法计算值高。观测法计算值高。观测法计算值高。l l当包气带中零通量面不存在（降水或灌溉持续时间当包气带中零通量面不存在（降水或灌溉持续时间当包气带中零通量面不存在（降水或灌溉持续时间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长，且地下水埋藏浅时）时，可在降水全部渗入包长，且地下水埋藏浅时）时，可在降水全部渗入包长，且地下水埋藏浅时）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，用土层最气带后，在岩土水分蒸发影响深度之下，用土层最气带后，在岩土水分蒸发影响深度之下，用土层最气带后，在岩土水分蒸发影响深度之下，用土层最大含水量段（大含水量段（大含水量段（大含水量段（Z Z Z ZZ Z Z Z0 0 0 0）的某一时间段（）的某一时间段（）的某一时间段（）的某一时间段（t t t t0 0 0 0t t t t）的土）的土）的土）的土层含水率（层含水率（层含水率（层含水率（）的观测数据，代入式上计算降水入）的观测数据，代入式上计算降水入）的观测数据，代入式上计算降水入）的观测数据，代入式上计算降水入渗补给量。渗补给量。渗补给量。渗补给量。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36364.4.泰森多边形法泰森多边形法l l在典型地段布置观测孔组，在典型地段布置观测孔组，在典型地段布置观测孔组，在典型地段布置观测孔组，并有一个水文以上的水位观并有一个水文以上的水位观并有一个水文以上的水位观并有一个水文以上的水位观测资料时，可用差分方程计测资料时，可用差分方程计测资料时，可用差分方程计测资料时，可用差分方程计算均衡期的降水入渗量或潜算均衡期的降水入渗量或潜算均衡期的降水入渗量或潜算均衡期的降水入渗量或潜水蒸发量，只要观测资料可水蒸发量，只要观测资料可水蒸发量，只要观测资料可水蒸发量，只要观测资料可靠，计算结果便有代表性。靠，计算结果便有代表性。靠，计算结果便有代表性。靠，计算结果便有代表性。l l观测孔按任意方式布置如图。观测孔按任意方式布置如图。观测孔按任意方式布置如图。观测孔按任意方式布置如图。把把把把i i i i1 1 1 1、2 2 2 2、3 3 3 3、4 4 4 4、5 5 5 5各孔分各孔分各孔分各孔分别同中央孔别同中央孔别同中央孔别同中央孔O O O O连线，在连线连线，在连线连线，在连线连线，在连线的中点引垂线，各垂线相交的中点引垂线，各垂线相交的中点引垂线，各垂线相交的中点引垂线，各垂线相交围成的多边形叫泰森多边形。围成的多边形叫泰森多边形。围成的多边形叫泰森多边形。围成的多边形叫泰森多边形。泰森多边形示意图泰森多边形示意图4.泰森多边形法在典型地段布置观测孔组，并有一个水文以上的水3737l l以泰森多边形作为均衡段，则按水量均衡关系有：以泰森多边形作为均衡段，则按水量均衡关系有：以泰森多边形作为均衡段，则按水量均衡关系有：以泰森多边形作为均衡段，则按水量均衡关系有：式中：式中：F F是泰森多边形的面积是泰森多边形的面积(m(m2 2)给水度；给水度；h hO O中央孔在中央孔在tt时段的水位变幅时段的水位变幅(m);(m);流经流经F F各边交换的流量之和各边交换的流量之和(m(m3 3/d/d）;流入流入F F 时时Qi