新疆玛河安集海灌区给水度变化规律及试验研究

高正夏

(河海大学地球科学与工程学院，南京210098)

给水度是衡量岩土给水性能大小的数量指标，前苏联著名水文地质学家A.M.奥弗琴尼科夫在经典教科书《普通水文地质学》中认为，只要岩性相同，给水度就是一个常数，它是指单位饱和岩土在重力作用下自由排出的水体积，可以用下表示:

式中:μ为给水度;

Vs为岩土块体体积;

Vg为由Vs中自由排出的水体积;

ɡb为岩土饱和含水量(体积百分数);

ɡom为岩土最大田间持水量(体积百分数)。

这里的最大田间持水量是指单位饱和岩土在重力排水结束后，岩土块体中尚存在分子水、孔角水和悬挂毛管水，在无蒸发的条件下，它们各自的含量均达到了最大值。注意，最大田间持水量不包括毛管上升水量，这是因为单位饱和岩土块体试验时切断了毛管水的上升通道，所以，如果岩土性质完全一致，给水度的数值也一定相同。

1 给水度影响因素分析

1.1 水质水温的影响

不同水质的水，其粘滞力及岩土颗粒间的相互作用力大小都不相同，粘滞力大的给水性弱，粘滞力小的给水性强，另外，随地下水中所含化学成份的种类及含量的不同而相应发生变化。给水度与水温的高低也密切相关，水温越高，水中溶解的物质也越多，粘滞性和含量发生变化，相应给水度也发生变化，水温往往又受气温的影响，因此，气温对给水度的值也有影响。

1.2 岩性的影响

不同的岩性有不同的给水度，这比较好理解。不同的矿物成份对水分子的吸附力不同，吸附力越大，给水度越小。岩土颗粒大小不同，吸附的水量也不同，颗粒小的吸附水量多，给水度就大。岩土颗粒级配与分选程度不同，其空隙情况也不一样，空隙情况包括空隙度的大小、空径大小及空隙连通情况，它们对给水度的影响并不是单一的，一般来说，空隙度大一些，空径大一些，空隙连通性好一些，给水度就大一些，但并不一定都是呈正比关系，有些岩土，空隙度很大，给水度却很小，如淤泥。岩土颗粒的空隙几何形状还影响到悬挂毛管水的含量，因重力排水结束后，悬挂毛管水是排不出来的，所以给水度也会发生变化。

不同的岩性还具有不同的毛管上升高度，相应地，毛管上升水的含量及分布也不同，一般而言，岩土颗粒越细，其最细毛管的最大上升高度也越大，但对从野外取一个单位岩块进行室内测定时，往往切断了毛管上升水的通道，所以反映不出毛管上升水对给水度的影响，这也是传统理论和传统试验方法的问题所在

1.3 地下水埋深的影响

上面提到，水质水温和岩性不同，给水度就不同，但如果水质水温和岩性完全一样，给水度的值是否就一样呢?问题的关键就在于是否考虑毛管上升水的影响，这取决于试验条件和试验方法。下面用图1来解释给水度随地下水埋深的变化规律。

图1 均质岩土土壤含水量概化剖面示意图

假定岩土均质各向同性，最细毛管的最大上升高度为Hk，在野外疏干开采的条件下，饱和岩土下降一个深度排水结束后，岩土中不仅存在分子水、孔角水和悬挂毛管水，还有毛管上升水，所以，岩土的实际含水量一定介于饱和含水量和最大田间持水量之间，此时，给水度可用下式表示:

式中:h为地下水埋深(m);

μ(h)为给水度，随地下水埋深而变;

ɡb为岩土饱和含水量(%);

ɡ为岩土实际含水量(%)。

当地下水埋深在0到Hk之间变化时，如地下水埋深从h1下降单位深度dh后，其对应的岩土度在数值上应相当于abdc所包含的面积Sabdc。当地下水埋深从h1+dh再下降单位深度dh后，其对应的给水度在数值上应相当于cdfe所包含的面积Scdfe。由图很容易证明:

地下水下降了同样的深度，给水度的数值却不相同，随着地下水埋深的增加，给水度的数值在增大，极端情况是，当地下水埋深趋于零时，给水度的数值应为零。

当地下水的埋深超过了Hk，情况就不一样了，如地下水埋深从Hk下降单位深度dh后，对应的给水度相当于ghji所包含的面积Sghji。当地下水埋深从Hk+dh再下降单位深度dh后，其对应的给水度在数值上应相当于ijlk所包含的面积Sijlk。由图很容易证明:

说明:地下水埋深超过Hk后，给水度的数值不再变化。

综上所述，给水度随埋深的变化规律是，当地下水埋深在0到Hk之间变化时，给水度随着地下水埋深的增大而增大，地下水埋深为零时，给水度也为零，当地下水埋深大于Hk以后，给水度的数值不再变化，而是一个常值。这一概念与传统给水度的概念是有本质区别的。

2 研究区地质概况

研究区位于新疆石河子市西部，主要由巴音沟河的新老洪积扇组成，新洪积扇即安集海洪积扇，老洪积扇即窝瓦特洪积扇。研究区面积1591.7 km2。

2.1 地层岩性

研究区位于天山褶皱带的北侧，新生代以来，由于天山不断向北挤压隆起，在本区形成了巨厚的第三系和第四系堆积。第三系地层主要出露在研究上部，也就是巴音沟河的上游地区。在安集海以西，第三系地层覆盖在不同时代的老地层之上，其顶部与第四系西域组Q1x整合接触。根据岩性对比，研究区内第三系地层可分为五个岩性组，自下而上分别为紫泥泉子组E1－2z、安集海组E2－3a、沙湾组 E3－N1s、塔西河组 N1t和独山子组N2d。岩性主要为泥岩。第四系地层在研究区分布极为广泛，且不受构造单元的限制。新生代以来，天山褶皱带虽早已固结，但构造活动仍很剧烈，喜山运动在天山褶皱带内表现出各种断裂活动，而对于山前凹陷带的中新生代地层则表现为强烈的构造变动。第四系地层由老到新分述。

1)下更新统西域组Q1x:主要为山麓河流相砾岩类砂岩、泥岩，与下部第三系独山子组整合接触，厚度350～2 046m。

2)中更新统乌苏群Q2ws:下部为砾石、砂土层，上部为砂壤土、黄土状亚砂土，分布在低矮丘陵地带的小山包上及河谷的两岸，组成巴音沟河的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ级河流阶地，为冲积—冰水冲积物，相当于破城子冰期的产物，与下面地层呈不整合接触关系，厚度30～60m。

3)上更新统新疆群Q3xj:分布于河谷两岸，构成Ⅰ级阶地和向北缓倾的戈壁平原，以冲积—洪积物为主，以及冰水沉积的砾石、砂、亚砂土等。该组是研究区分布最广泛的地层，构成山前冲洪积扇的扇顶砾石带和洪流沟砾石带以及扇面、扇间区，与下面地层呈不整合接触，厚度25～355m。

4)全新统冲洪积层Q4:主要为一套冲积、洪积、湖积沉积物，自南向北岩石颗粒由粗变细，南部以细砂中粗砂夹小砾石为主，北部则以粉细砂及亚砂土为主，分布于巴音沟河的河漫滩及各条支河的河谷中。地层厚度由南向北逐渐变薄，巴音沟河冲积扇的前缘厚约20～30m，与下面地层呈不整合接触。

2.2 地质构造

研究区位于阴山—天山纬向构造带的西段，属北天山复杂褶皱带北侧的山前凹陷带—乌苏奇云沉降构造带，北邻准葛尔盆地。在霍尔果斯背斜以北隔开一个槽形凹陷，即安集海背斜，安集海背斜的北侧，据物探资料，在第三系基岩顶面上存在一个凹陷，向北还有一个东西向的微弱隐伏隆起。研究区的新构造运动十分强烈，由于新构造的差异性运动，研究区的西部上升比东部强烈，导致了巴音沟河河道向东不断推移，洪积扇也不断向东扩展，并遗弃了巴音沟河的古洪积扇。安集海洪积扇与窝瓦特古洪积扇之间似为断层接触。

2.3 地貌特征

研究区地貌按成因类型及形态特征分为三个类型，即构造侵蚀的中—低山地形地貌单元、侵蚀堆积阶地地形地貌单元、堆积地形地貌单元。其中，堆积地形地貌单元是指广大的冲洪积平原，地形上由南向北微微倾斜，地面坡降1∶1000～1∶2000。

2.4 水文地质条件

研究区绝大部分为洪积物分布区，其主要的含水层为巴音沟河洪积扇中的孔隙水含水层。第四系洪积扇中的孔隙含水层有较大的水文地质意义，可分为三个岩相带:①卵砾石、砂砾石岩相带，该带主要分布在山麓和山间、河谷地区，构成山前冲洪积扇倾斜平原的主体，属于富水性较强的潜水区。②砂、砂砾石、粗砂岩相带，该带主要分布在山前倾斜平原的下部或冲积平原的上部，为潜水溢出带或高压自流水，富水性强。③粉细砂、粉砂岩相带，主要分布在广大冲洪积平原的中下部，为富水性较弱的潜水或低压自流水。

研究区地下水的补给主要有以下几部分:1)降雨入渗补给。2)巴音沟河的河道渗漏补给。3)山前侧向补给。4)平原水库的渗漏补给。5)河床潜流补给。6)渠系渗漏补给。7)灌溉入渗补给。8)与深层地下水的水量交换。

研究区的地下水径流方向总体上是由南向北，在洪积扇扇顶部位地下水的水力坡降很小，约1～5%，自溢出带向北，浅层地下水的水力坡度大体上与地面坡度一致，在巴音沟河新老洪积扇之间，老洪积扇上部的地下水流向NE，补给东部的安集海洪积扇。

研究区地下水的排泄方式主要有以下几种:1)溢出带泉或泉群的排泄。2)潜水通过包气带蒸发和植物蒸腾。3)地下水的侧向排泄。4)人工开采。5)与深层地下水的水量交换。研究区地下水埋深在洪积扇的上游带较大，中下游地段较浅，平均埋深约3米。

研究区的水化学特征表现在以下几方面:1)山间和山前洪积扇的扇顶至溢出带，地下水为HCO3－Ca型，少数为HCO3·SO4－Ca型，M＜0.5克/升，一般为0.2～0.3克/升，水质良好。2)洪积扇溢出带以下，浅层地下水的水化学类型渐变为SO4·HCO3－MgCa或SO4－CaNa型，矿化度渐增，最大可达5克/升。3)在径流条件不好的安集海洪积扇区，矿化度较高。4)深层地下水水质较好，多为HCO3－Ca型或HCO3－CaNa型，矿化度小于0.6克/升，一般为0.2～0.4克/升。

3 给水度试验成果

本文所指的给水度与传统给水度概念有差别，即给水度随着地下水埋深而变，用传统的饱和岩土块体排水法只能得到不考虑毛管上升水影响的定值给水度，如果要在野外进行大规模田间降水试验，地下水埋深及试验区边界条件非常难以确定，且花费的人力物力很高，为此我们设计了一套室内试验装置，如图2所示。装置的创新点在于能够通过控制潜水的埋深，求得不同埋深时的给水度。

3.1 土样的安装与充水、放水

在研究区找出有代表性的地层，用几个直径相同的圆筒取出原状土地，然后安装至图2所示的装置上，安装时一般用橡皮垫、橡皮泥、703粘合剂等进行多层次的止水，效果良好。为了沟通几筒原状土之间被切断的毛管及其通道，土样安装后需要进行多次充水和放水，本次试验共进行了15次充放水，使土样充分排气饱和，最大可能接近原状。

图2 给水度随地下水埋深变化规律测试装置

3.2 正式充水与放水观测

完成了试验性充放水以后，就可以正式开始给水度测定了。首先通过充水使整个土样均达到饱和状态，为了排出土中气体，采用了自下而上缓慢的充水方式。

为了测定给水度随地下水埋深的变化，用三通管控制地下水位的下降幅度，待三通管下降到指定高度后，土样中的水从三通管排入到量筒中，土样中的水位与三通管水面一致，然后再让三通管下降指定高度，重复进行上述试验。

如果三通管一步到位直接降到最底部，则测出的是整个试样的平均给水度，是一个定值。

3.3 给水度计算方法

根据各下降段的出水量和相应的土样体积，按下式计算每一小段的平均给水度:

式中:μ(h)为随地下水埋深h而变的给水度;

wi为第i下降段的排水体积(cm3);

R为测筒内半径(cm);

hi2为第i下降段的地下水终止埋深(cm);

hi1为第i下降段的地下水起始埋深(cm);

研究区共取了8个代表性的土样，直径均为0.4米，其中5个土样高度为3米，3个土样高度为3米，详见表1。

表1 研究区取样情况一览表

对高度为1米的5个土样，采取了一次性排水的试验方法，所以只能得到每个土样的平均给水度值，试验结果见表2。

表2 1至5号样给水度试验成果

对高度为3米的三个土样，采用了上文介绍的分段排水试验方法，得到了不同地下水埋深对应的给水度值，试验结是见表3。

表3 6至8号样给水度试验成果

表3 试验数据画成散点图如图3、图4、图5所示。

图3 6号土样不同地下水埋深给水度散点图

图4 7号土样不同地下水埋深给水度散点图

图5 8号土样不同地下水埋深给水度散点图

利用SPSS统计软件，对图中散点进行曲线拟合，得出三个土样的给水度试验成果如下:

6号土样 当0≦h＜2.0m时，μ(h)=0.037h1.183

当h≧2.0m时，μ(h)=0.084

7号土样 当0≦h＜2.0m时，μ(h)=0.0326h1.1433

当h≧2.0m时，μ(h)=0.072

8号土样 当0≦h＜2.5m时，μ(h)=0.0276h1.2136

当h≧2.5m时，μ(h)=0.064

4 结论与建议

4.1 结论

试验成果的精度取决于很多因素，首先就是取样过程对样品的扰动，这主要取决于取样工具的选择和操作技巧，每节样品取出后要进行正确的标示，特别是样品的上下关系不能混乱;第二取决于样品的安装过程，这在上文已有说明;第三就是要考虑土样排水的滞后效应，每做一个降深，要让该降深范围内的重力水全部排尽往往需要很长的时间，所以一方面要尽量延长排水时间，同时还可根据滞后曲线对数据进行一定的修正;最后还有试样的尺寸效应，这需要做大量的对比试验。

研究区是新疆重要的灌区，在绿洲化荒漠化转化机制研究中，必然要用到给水度这一参数，本试验成果首先具有重要的理论意义，给水度的形式与传统给水度的表达方式有本质差别，即使地下水埋深超过毛管上升高度后给水度数值不会变化，但与传统饱和块体试验成果相比，数值偏小;在实际应用中，一是在计算地下水降雨入渗补给量和灌溉入渗补给量时要用到给水度这一参数，特别是在地下水埋深不大的地区，对计算成果有比较明显的影响，另外在地表排水沟设计中，如果考虑了给水度随埋深而变的情况，排水沟的尺寸就会发生变化。

4.2 建议

本文对给水度的试验研究总体上还比较粗糙，今后可在以下几方面进一步深入探讨:

样品的代表性，对研究区的地层岩性进行详细的勘探，真正找出该研究区代表性的岩土种类，取样的数量和质量可大幅度提高;试验方法的改进，在野外实际岩土中，降雨入渗和打井抽水对地下水的响应过程有比较大的差别，本试验主要是设想地下水从岩土中重力排出的情况，而降雨入渗补给和灌溉入渗补给是地下水从某一埋深上升一定高度所吸收的水量，可设计专门的试验方法比较两者的差异。

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