水文地質參數的選取直接影響地下水資源計算的量級和可靠性，因此研究水文地質參數意義重大。本次涉及的水文地質參數主要有降水入滲的地下水補給系數(α)、潛水蒸發極限深度(L)、蒸發強度(ε)、灌溉入滲地下水系數(β)、排水給水量(μ)、導水系數(T)、彈性蓄水系數(S)、滲透系數(K)、河流滲漏補給系數和渠系滲漏補給系數。
(A)降水入滲的地下水補給系數(α)
影響降水補給地下水的因素很多，主要包括地形、包氣帶巖性和結構、地下水位埋深、降水特征和前期土壤含水量。
降水入滲補給系數是降水入滲補給地下水與降水的比值。年降水入滲補給系數是壹年中各時段降水入滲補給地下水的總和與年總降水量的比值，其表達式為:
山西省大流域地下水資源及其環境問題調查與評價
其中:α年為年降水入滲補給系數；Pri為降水入滲補給量，mm；p為年降水量，mm；n是年降水量場的數量。
長期動態觀測井年降水入滲系數的計算方法；
山西省大流域地下水資源及其環境問題調查與評價
式中:μ∑δh為各年降水入滲補給地下水的總和；p年為年降水量；δh是某次降水引起的地下水位上升。
根據動態資料的分析計算，在前人試驗的基礎上，綜合考慮各種因素，給出了流域地區降水入滲補給地下水的系數(詳見第四章)。
(2)地下水蒸發的極限深度(L)和蒸發強度(ε)
蒸發極限深度是指當淺水蒸發停止或蒸發能力相當弱時，淺水水位的埋深。蒸發強度是單位時間內極限蒸發深度以上淺水的蒸發量。
影響地下水蒸發的主要因素是地下水位埋深、包氣帶巖性和水面蒸發強度。
從理論上講，當地下水位深度低於蒸發極限深度時，地下水的動態曲線在沒有補給和開采的情況下幾乎是平直的。
地下水蒸發極限深度(L)
蒸發極限深度(L)通常采用叠代法、試湊法和經驗公式計算，公式如下:
叠代方法:
試用算法:
經驗公式法:
其中:δt 1和δT2為計算周期，d；H1，H2和H3所在時段水位的埋深，m；Z1和Z2為時間段內水面蒸發強度，m/d；
根據計算，太原盆地孔隙水地區不同巖性的蒸發極限深度，亞砂與亞粘土互層為3.5m，粘土質粉砂互層為4.0m，粉砂與粘土質粉砂互層為4.5m。
地下水蒸發強度
計算公式:
式中:Z0為液面蒸發強度，mm/d；δH為淺水降落井段的平均埋深，mm；z是蒸發強度，mm/d。
從該區域淺水水深圖(詳見第四章)可以看出，水深小於4m的區域位於北部的太原市，南部的平遙、介休。根據上述公式，太原、平遙、介休地下水蒸發強度見表3-1。
表3-1太原盆地孔隙水地區地下水蒸發強度
(3)灌溉入滲地下水系數(β)
指田間灌溉補充地下水的量與總灌溉量的比值。影響灌溉入滲系數的因素很多，如巖性、水位埋深、土壤含水量、灌溉定額等。
計算公式:
式中:μ為單位產量；δ h為灌溉引起的地下水位平均高程，m；q為灌溉水量，m3；f是面積，m2。
在太原市小店區高村、汾陽市賈家莊鎮東馬寨村和榆次市布置了三組灌溉入滲試驗。高村地表巖性為粉質粘土，東馬寨上部為粉質粘土，下部為粉土，為粉土。實驗室特定產量測試結果分別為0.195和0.1655。高村37m×37m範圍內有10個觀測井孔，埋深1.2 ~ 1.3m，累計灌溉水量160m3，100個孔平均水位0.1912m。東馬寨村水位埋深1.95 ~ 2.44 m，在26m×26m的面積上布置了10觀測井，灌溉水量60m3。觀測井平均水位為0.465米，計算灌溉入滲地下水系數為0.58。楊盤埠有三口觀測井，水位5.76～6.01m，灌溉面積100m2，灌溉水量100m3，平均水位上升高度0.27m，計算灌溉入滲系數0.039。
從以上試驗數據可以看出，不同地下水位埋深、不同巖性地區的灌溉入滲系數差異很大。綜合考慮各種因素，灌溉入滲地下水系數的取值見表3-2。
表3-2灌溉入滲地下水系數
(4)彈性儲水系數S、導水系數T、給水量μ和滲透系數k
流域大部分地區開展了1 ∶ 5萬規模的農田供水水文地質勘探，進行了大量單孔和多孔抽水試驗。這次分別在文水文怡和汾陽進行了五組抽水試驗。用降深-時間半對數法計算結果如下:文怡的滲透系數為t = 1983.59 ~ 265438+。滲透系數k = 32.19 ~ 35.4 m/d，彈性儲水系數s = 1.79×10-3；通過對汾陽縣賈家莊鎮東馬寨村抽水試驗，獲得了滲透系數t = 325.84 ~ 376.5 m2/d，滲透系數k = 5.65 ~ 6.53 m/d。結合前人在該地區的工作成果，給出了太原盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水的水文地質參數。詳見參數區劃圖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劃分及淺層孔隙潛水參數
圖3-13太原盆地參數計算分區圖
2.大同盆地水文地質參數的計算
從2004年該區淺水深度圖可以看出，水深小於4m的區域主要分布在盆地中部的沖積平原，盆地南部的懷仁、殷珊、應縣、朔州分布面積較大。根據計算和以往試驗數據，本區蒸發強度的確定值如下表所示(表3-4)。
表3-4大同盆地孔隙水地區地下水蒸發強度
根據《陜西省童眼小經濟區水資源評價及供需平衡研究報告》中收集的灌溉入滲試驗數據，得到了不同水位、不同巖性、不同灌溉定額的灌溉入滲系數。灌溉入滲系數的取值見表3-5。
在流域大部分地區開展了規模為1/5萬的農田供水水文地質勘探，並進行了大量單孔和多孔抽水試驗。本次工作在該區域采集了117個抽水試驗孔。分別在大同縣黨留莊鄉、金沙灘鎮、山陰縣新發村、榆林村、張莊鄉和朔州市沙楞鄉進行了6組抽水試驗。該抽水孔的具體情況采用AquiferTest計算程序和非恒定流方法進行計算。
表3-5灌溉入滲地下水系數
表3-6大同盆地本次抽水試驗統計
表3-7大同盆地本次抽水試驗計算結果
結合前人在該地區的工作成果，給出了大同盆地淺層孔隙潛水和中深層孔隙承壓水的水文地質參數。詳見參數分區圖3-14、圖3-15、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大同盆地中淺層孔隙水參數分區圖
表3-8大同盆地淺層孔隙地下水參數分區表
繼續的
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豐富，開采條件優越。20世紀70年代以前，地下水開采規模較小。20世紀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。開采對象以淺水為主，導致淺水水位普遍下降(但下降幅度不大)。20世紀90年代至今，地下水開采量雖有逐年增加的趨勢，但增加幅度較小，中層井逐漸增多，形成了淺層水和中層水混合開采的新模式，地下水位總體處於動態平衡狀態。受地下水人工開采的影響，降水入滲系數、導水系數等水文地質參數發生了壹定程度的變化。
該區降水入滲系數的變化除了與年降水量和降水特征有關外，還與淺層地下水位埋深密切相關。現有資料表明，在山前傾斜平原區，淺層水位壹般在7m以上，由於水位下降，降水入滲系數有不同程度的降低。在沖積平原區，淺水位壹般小於7m，水位下降導致降水入滲系數增大。不同地貌單元的降水入滲系數變化見第五章。
自20世紀70年代以來，該地區含水層的導水率明顯下降，主要體現在淺層地下水位下降，淺層含水層上部處於疏幹狀態，含水層厚度減小，直接導致導水率下降。由於淺層水位下降程度不同，滲透系數降低的程度也不同。根據地下水側向補給計算斷面附近的鉆孔資料分析，含水層厚度普遍減薄3 ~ 6m，導水率由70年代中期的60 ~ 250m2/d降至目前的50 ~ 200m2/d左右。
忻州盆地的給水度是根據不同地貌單元含水層的巖性、分類和富水性綜合確定的。參見表3-10和圖3-16。
表3-10忻州盆地淺層含水層給水度劃分
圖3-16忻州盆地給水度區劃圖
四。臨汾盆地
經收集以往資料，調查計算，確定臨汾盆地的降水入滲系數如表3-11所示。臨汾盆地滲透系數和給水度分區見圖3-17和表3-12。
表3-臨汾盆地平原區降水入滲系數統計表+01
圖3-17研究區滲透系數和給水度區劃圖
表3-12臨汾盆地參數分區表
五、運城盆地
運城盆地地下水長期觀測網建立已久，積累了大量的地下水位監測數據。經過多次地質、水文地質調查和地下水資源評價，獲得了大量的降水入滲值。參考前人綜合成果，結合目前包氣帶巖性和地下水位埋深，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表
渠系的有效利用系數不僅受巖性和地下水埋深的影響，還與渠道的襯砌程度有關。修正系數R是地下水實際入滲補給量與渠系損失水量Q的比值，是反映渠道在輸水過程中所消耗的蒸散量損失的參數，受渠道輸水時間、渠床土質、有無襯砌、地下水埋深等因素影響。壹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檢測結果，見表3-14。
表3-14運城盆地萬畝以上灌區η、R、M值統計表
灌溉回歸補給系數β值與巖性、植被、地下水埋深、灌溉定額有關，壹般通過灌溉入滲試驗獲得。這個評價主要是參考運城市水利部門的數據確定的。詳見表3-15。
表3-15運城盆地灌溉回歸系數β值
河流滲漏補給系數是河流滲漏補給地下水與河流流入量的比值。其值與巖性、流量、地下水位埋深、河床滲漏段長度有關。運城盆地沿中條山分布有多條季節性河流，河床下墊面主要為砂礫石。在汛期和雨季，地表河床的水位遠遠高於地下水位，為地表水的下滲創造了非常便利的條件。根據河流滲漏數據，可建立以下數學模型:
山西省大流域地下水資源及其環境問題調查與評價
式中:M河為河流滲漏補給系數；a為計算系數，a = (1-λ) × (1-φ) L，φ為每公裏損失率；l為河流的滲漏長度，km和q為河流的流入量，m3/s。
根據運城市水利部門的研究結果，A值約為0.090。
含水層的滲透系數主要由現場抽水試驗通過穩定流和非穩定流的計算公式獲得。各勘探部門先後在運城盆地進行了各種調查，進行了大量抽水試驗，積累了豐富的資料。參照本次抽水試驗結果，對上述參數進行了修正，結果見表3-16。
表3-16運城盆地松散巖石K值選擇表
在相同巖性和降雨量下，隨著地下水埋深的增加，降雨入滲補給系數會達到最大值，然後趨於減小或趨於恒定。運城盆地北部的峨眉臺地和聞喜臺地埋藏較深，地表主要為黃土。降水入滲主要依靠黃土的垂直節理裂隙和以“活塞”方式註入地下的“流動海縫”。多年來，降水入滲系數基本不變，用動力分析法計算為0.108 ~ 0.16538。在盆地中部的湖泊平原區，地表巖性主要由QP3+QH沖積湖泊相的粘質粉土、亞粘土和粉砂組成。由於緊張開采，區域水位下降嚴重，地表幾米至幾十米內飽和，為降水入滲提供了儲存空間，加強了降水向地下水的轉化。根據流域地下水長期觀測資料和二次降雨資料，計算出流域湖泊平原面積，降水入滲系數在0.1 ~ 0.162之間，總體上上遊大於下遊。東部和南部山前傾斜平原地區，地下水位埋深壹般在5m以上，甚至幾十米，地表巖性多為粘質粉土和壤土，特別是壹些沖溝附近，距地表幾十米以內為幹燥的砂礫石。壹般降雨基本不會產生地表徑流，這無疑增加了降水的轉化。根據有關資料，降水的入滲系數高達0.21 ~ 0.30。由於以往工作不系統，降雨入滲系數沒有系統的分類，不便於比較。但從運城盆地飽和帶巖性和地下水的變化來看，除峨眉塬區和黃土丘陵區外，其他地區的降雨入滲系數無疑是增加了。
流域內抽水井的含水層多為幾個含水層混合而成。根據本次抽水的計算值，對以往研究成果中的K值進行修正，得出運城盆地各地貌單元的滲透系數。總的來說，K最大值為11.3 ~ 14.6 m/d，其次為中條山山前斜坡平原，為5.45 ~ 6.12 m/d，最後壹個值為聞喜北苑K = 1.100 m。
運城盆地根據地貌單元、含水層巖性、地下水水力特征及各項參數特征，劃分為10參數區，見表3-17和圖3-18。
表3-17運城盆地水文地質參數分區
不及物動詞長治盆地
根據水文地質條件，長治盆地參數分區見圖3-19和表3-18。
圖3-18運城盆地水文地質參數分區表
圖3-19長治盆地參數區劃圖
表3-18長治盆地淺層孔隙地下水參數分區
(壹)降水入滲補給系數變化
根據《太原市地下水資源評價報告》的研究成果，流域內粘質粉土、極細砂、細砂的降水入滲系數隨地下水埋深的增加而增加，當地下水埋深超過壹定值時，降水入滲系數開始趨於穩定；在相同巖性和地下水位埋深下，降水量越大，降水入滲系數越大。對於粘質粉土、極細砂和細砂，細砂的降水入滲系數為>:極細砂>粘質粉土。壹般來說，顆粒越粗，降水入滲系數越大。
隨著降水量的變化，非飽和帶在降水入滲補給地下水過程中起調節作用，滯後於降水過程。其滯後時間的長短和特征與包氣帶的重力蓄水能力密切相關。地下水埋得越深，其庫容越大，調節能力越強，滯後現象越明顯。
粘質粉土、極細砂、細砂中，當降水量相等時，降水入滲系數由大到小的順序為細砂、極細砂、粘質粉土。降水量的影響表現為α次先隨降水量的增加而增加，當降水量超過壹定值時，α次減小，為最佳降水量。α年與α次有相同的規律性，從入滲機理分析，α年也有最佳年降水量。
當地地下水埋深為零時，降水入滲補給系數也為零，隨後隨著地下水埋深的增加由小變大。當當地地下水埋深達到壹定值時，降水入滲補給系數達到最大值，即降水入滲最優補給系數，隨後隨著地下水埋深的增加由大變小，達到壹定深度時趨於定值。地下水埋深對降水入滲補給系數的影響可以從三個方面來解釋。
埋深反映了蓄水量的大小。當埋深為零時，即存儲容量為零。這時，無論降水多少，都沒有滲透補給的可能。當埋深增加時，地下水庫得到降水入滲的補給。此時降水入滲補給系數大於零，且隨埋深增加而增大。當地地下水達到最優埋深時，其對應的降水入滲補給系數就是最優降水入滲補給系數，因為在條件相同的地區，由於降水的先後，隨著地下水埋深的變化必然存在壹個最大入滲補給量。當當地地下水埋深較小時，地下水蓄水量較小，導致蓄滿產流，不能使降水全部下滲；當局部地下水埋深再次增加時，損失大於最優地下水埋深，因此降水入滲補給系數隨地下水埋深的增加而減小。對於不同等級的降水，α最大值出現的地下水位埋深也不同。最佳埋深與巖性和降雨量有關。
地下水埋深在壹定程度上反映了土壤水分的多少。土壤水分的垂直分布大致可歸納為三種情況。1情況是地下水埋深小，毛細上升水總能到達地表；第二種情況，當地下水埋深較大時，毛細上升水無法到達地表；第三種情況，地下水埋深介於兩者之間。由於地下水位的波動，毛細上升水有時達到地表，有時達不到地表。這三種條件對降水入滲補給會產生不同的影響。在1的情況下，降水開始時水可以在重力作用下通過毛管快速下移，降水開始後地下水位會快速上升。第二種情況，降水首先要滿足土壤缺水的需要，然後在重力作用下通過空隙補給地下水。滲漏路徑比1情況長，滲透方式也不同。
圖3-20滲透系數與深度的關系
不同地下水位埋深對降水入滲補給系數的影響。流域內太谷平衡實驗場水勢能實驗最大深度8.2m，觀測點41。多年資料的分析結果表明，土壤水勢能的變化從下至上可分為三個變化區——劇烈變化區、交替變化區和穩定區。突變帶埋深為0 ~ 1.1m，土壤水勢能變化大於200× 133 Pa。交替帶埋深為1.1 ~ 3.6m，土壤水勢能範圍大於(100 ~ 200) × 133 Pa。埋深3.6m以下為穩定帶，土壤水勢能變化小於100×133Pa，尤其是埋深4.5~5.0m以下，土壤水勢能變化壹般小於50×133Pa，土壤水常年處於入滲狀態。結果表明，當埋深小於5.0m時，入滲補給穩定，說明隨著埋深的增加，降水入滲補給系數將趨於穩定。因此，當埋深大於5.0m時，α的年值可以是固定的，不會隨埋深而變化。原因是地下水埋深已經達到或超過地下水的極限埋深，損失趨於恒定，水不向上運動，必然向下運動，從而形成隨地下水埋深變化的穩定的降水入滲補給系數值。
(2)滲透系數的變化
多孔含水介質的滲透率不僅取決於顆粒大小、顆粒級配和膠結程度，還取決於其埋深。隨著深度的增加，相同巖性的多孔含水介質會被壓實，滲透系數降低。
根據對河北平原山前沖洪積扇頂部地區數百個鉆孔資料的統計，各種含水介質的滲透系數隨埋深的增加呈指數遞減，某些深層不同巖性的滲透系數隨埋深的變化規律參考如下經驗公式:
當巖性為礫石時，滲透系數與埋深的關系為:
k = K0e-0.0131h R = 0.877
當巖性為砂礫石時，滲透系數與埋深的關系為:
k = K0e-0.0116h R = 0.869
當巖性為中粗砂時，滲透系數與埋深的關系為:
K=K0e-0.0057h R=0.896
k為埋深的滲透系數；K0為淺表層的滲透系數；h是埋深；r是相關系數。
因此，對於同壹巖性，其滲透系數與深度有關(圖3-20)。