高正夏

(河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京210098)

給水度是衡量巖土給水性能大小的數(shù)量指標(biāo)，前蘇聯(lián)著名水文地質(zhì)學(xué)家A.M.奧弗琴尼科夫在經(jīng)典教科書(shū)《普通水文地質(zhì)學(xué)》中認(rèn)為，只要巖性相同，給水度就是一個(gè)常數(shù)，它是指單位飽和巖土在重力作用下自由排出的水體積，可以用下表示:

式中:μ為給水度;

Vs為巖土塊體體積;

Vg為由Vs中自由排出的水體積;

ɡb為巖土飽和含水量(體積百分?jǐn)?shù));

ɡom為巖土最大田間持水量(體積百分?jǐn)?shù))。

這里的最大田間持水量是指單位飽和巖土在重力排水結(jié)束后，巖土塊體中尚存在分子水、孔角水和懸掛毛管水，在無(wú)蒸發(fā)的條件下，它們各自的含量均達(dá)到了最大值。注意，最大田間持水量不包括毛管上升水量，這是因?yàn)閱挝伙柡蛶r土塊體試驗(yàn)時(shí)切斷了毛管水的上升通道，所以，如果巖土性質(zhì)完全一致，給水度的數(shù)值也一定相同。

1 給水度影響因素分析

1.1 水質(zhì)水溫的影響

不同水質(zhì)的水，其粘滯力及巖土顆粒間的相互作用力大小都不相同，粘滯力大的給水性弱，粘滯力小的給水性強(qiáng)，另外，隨地下水中所含化學(xué)成份的種類及含量的不同而相應(yīng)發(fā)生變化。給水度與水溫的高低也密切相關(guān)，水溫越高，水中溶解的物質(zhì)也越多，粘滯性和含量發(fā)生變化，相應(yīng)給水度也發(fā)生變化，水溫往往又受氣溫的影響，因此，氣溫對(duì)給水度的值也有影響。

1.2 巖性的影響

不同的巖性有不同的給水度，這比較好理解。不同的礦物成份對(duì)水分子的吸附力不同，吸附力越大，給水度越小。巖土顆粒大小不同，吸附的水量也不同，顆粒小的吸附水量多，給水度就大。巖土顆粒級(jí)配與分選程度不同，其空隙情況也不一樣，空隙情況包括空隙度的大小、空徑大小及空隙連通情況，它們對(duì)給水度的影響并不是單一的，一般來(lái)說(shuō)，空隙度大一些，空徑大一些，空隙連通性好一些，給水度就大一些，但并不一定都是呈正比關(guān)系，有些巖土，空隙度很大，給水度卻很小，如淤泥。巖土顆粒的空隙幾何形狀還影響到懸掛毛管水的含量，因重力排水結(jié)束后，懸掛毛管水是排不出來(lái)的，所以給水度也會(huì)發(fā)生變化。

不同的巖性還具有不同的毛管上升高度，相應(yīng)地，毛管上升水的含量及分布也不同，一般而言，巖土顆粒越細(xì)，其最細(xì)毛管的最大上升高度也越大，但對(duì)從野外取一個(gè)單位巖塊進(jìn)行室內(nèi)測(cè)定時(shí)，往往切斷了毛管上升水的通道，所以反映不出毛管上升水對(duì)給水度的影響，這也是傳統(tǒng)理論和傳統(tǒng)試驗(yàn)方法的問(wèn)題所在

1.3 地下水埋深的影響

上面提到，水質(zhì)水溫和巖性不同，給水度就不同，但如果水質(zhì)水溫和巖性完全一樣，給水度的值是否就一樣呢?問(wèn)題的關(guān)鍵就在于是否考慮毛管上升水的影響，這取決于試驗(yàn)條件和試驗(yàn)方法。下面用圖1來(lái)解釋給水度隨地下水埋深的變化規(guī)律。

圖1 均質(zhì)巖土土壤含水量概化剖面示意圖

假定巖土均質(zhì)各向同性，最細(xì)毛管的最大上升高度為Hk，在野外疏干開(kāi)采的條件下，飽和巖土下降一個(gè)深度排水結(jié)束后，巖土中不僅存在分子水、孔角水和懸掛毛管水，還有毛管上升水，所以，巖土的實(shí)際含水量一定介于飽和含水量和最大田間持水量之間，此時(shí)，給水度可用下式表示:

式中:h為地下水埋深(m);

μ(h)為給水度，隨地下水埋深而變;

ɡb為巖土飽和含水量(%);

ɡ為巖土實(shí)際含水量(%)。

當(dāng)?shù)叵滤裆钤?到Hk之間變化時(shí)，如地下水埋深從h1下降單位深度dh后，其對(duì)應(yīng)的巖土度在數(shù)值上應(yīng)相當(dāng)于abdc所包含的面積Sabdc。當(dāng)?shù)叵滤裆顝膆1+dh再下降單位深度dh后，其對(duì)應(yīng)的給水度在數(shù)值上應(yīng)相當(dāng)于cdfe所包含的面積Scdfe。由圖很容易證明:

地下水下降了同樣的深度，給水度的數(shù)值卻不相同，隨著地下水埋深的增加，給水度的數(shù)值在增大，極端情況是，當(dāng)?shù)叵滤裆钰呌诹銜r(shí)，給水度的數(shù)值應(yīng)為零。

當(dāng)?shù)叵滤穆裆畛^(guò)了Hk，情況就不一樣了，如地下水埋深從Hk下降單位深度dh后，對(duì)應(yīng)的給水度相當(dāng)于ghji所包含的面積Sghji。當(dāng)?shù)叵滤裆顝腍k+dh再下降單位深度dh后，其對(duì)應(yīng)的給水度在數(shù)值上應(yīng)相當(dāng)于ijlk所包含的面積Sijlk。由圖很容易證明:

說(shuō)明:地下水埋深超過(guò)Hk后，給水度的數(shù)值不再變化。

綜上所述，給水度隨埋深的變化規(guī)律是，當(dāng)?shù)叵滤裆钤?到Hk之間變化時(shí)，給水度隨著地下水埋深的增大而增大，地下水埋深為零時(shí)，給水度也為零，當(dāng)?shù)叵滤裆畲笥贖k以后，給水度的數(shù)值不再變化，而是一個(gè)常值。這一概念與傳統(tǒng)給水度的概念是有本質(zhì)區(qū)別的。

2 研究區(qū)地質(zhì)概況

研究區(qū)位于新疆石河子市西部，主要由巴音溝河的新老洪積扇組成，新洪積扇即安集海洪積扇，老洪積扇即窩瓦特洪積扇。研究區(qū)面積1591.7 km2。

2.1 地層巖性

研究區(qū)位于天山褶皺帶的北側(cè)，新生代以來(lái)，由于天山不斷向北擠壓隆起，在本區(qū)形成了巨厚的第三系和第四系堆積。第三系地層主要出露在研究上部，也就是巴音溝河的上游地區(qū)。在安集海以西，第三系地層覆蓋在不同時(shí)代的老地層之上，其頂部與第四系西域組Q1x整合接觸。根據(jù)巖性對(duì)比，研究區(qū)內(nèi)第三系地層可分為五個(gè)巖性組，自下而上分別為紫泥泉子組E1－2z、安集海組E2－3a、沙灣組 E3－N1s、塔西河組 N1t和獨(dú)山子組N2d。巖性主要為泥巖。第四系地層在研究區(qū)分布極為廣泛，且不受構(gòu)造單元的限制。新生代以來(lái)，天山褶皺帶雖早已固結(jié)，但構(gòu)造活動(dòng)仍很劇烈，喜山運(yùn)動(dòng)在天山褶皺帶內(nèi)表現(xiàn)出各種斷裂活動(dòng)，而對(duì)于山前凹陷帶的中新生代地層則表現(xiàn)為強(qiáng)烈的構(gòu)造變動(dòng)。第四系地層由老到新分述。

1)下更新統(tǒng)西域組Q1x:主要為山麓河流相礫巖類砂巖、泥巖，與下部第三系獨(dú)山子組整合接觸，厚度350～2 046m。

2)中更新統(tǒng)烏蘇群Q2ws:下部為礫石、砂土層，上部為砂壤土、黃土狀亞砂土，分布在低矮丘陵地帶的小山包上及河谷的兩岸，組成巴音溝河的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ級(jí)河流階地，為沖積—冰水沖積物，相當(dāng)于破城子冰期的產(chǎn)物，與下面地層呈不整合接觸關(guān)系，厚度30～60m。

3)上更新統(tǒng)新疆群Q3xj:分布于河谷兩岸，構(gòu)成Ⅰ級(jí)階地和向北緩傾的戈壁平原，以沖積—洪積物為主，以及冰水沉積的礫石、砂、亞砂土等。該組是研究區(qū)分布最廣泛的地層，構(gòu)成山前沖洪積扇的扇頂?shù)[石帶和洪流溝礫石帶以及扇面、扇間區(qū)，與下面地層呈不整合接觸，厚度25～355m。

4)全新統(tǒng)沖洪積層Q4:主要為一套沖積、洪積、湖積沉積物，自南向北巖石顆粒由粗變細(xì)，南部以細(xì)砂中粗砂夾小礫石為主，北部則以粉細(xì)砂及亞砂土為主，分布于巴音溝河的河漫灘及各條支河的河谷中。地層厚度由南向北逐漸變薄，巴音溝河沖積扇的前緣厚約20～30m，與下面地層呈不整合接觸。

2.2 地質(zhì)構(gòu)造

研究區(qū)位于陰山—天山緯向構(gòu)造帶的西段，屬北天山復(fù)雜褶皺帶北側(cè)的山前凹陷帶—烏蘇奇云沉降構(gòu)造帶，北鄰準(zhǔn)葛爾盆地。在霍爾果斯背斜以北隔開(kāi)一個(gè)槽形凹陷，即安集海背斜，安集海背斜的北側(cè)，據(jù)物探資料，在第三系基巖頂面上存在一個(gè)凹陷，向北還有一個(gè)東西向的微弱隱伏隆起。研究區(qū)的新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)十分強(qiáng)烈，由于新構(gòu)造的差異性運(yùn)動(dòng)，研究區(qū)的西部上升比東部強(qiáng)烈，導(dǎo)致了巴音溝河河道向東不斷推移，洪積扇也不斷向東擴(kuò)展，并遺棄了巴音溝河的古洪積扇。安集海洪積扇與窩瓦特古洪積扇之間似為斷層接觸。

2.3 地貌特征

研究區(qū)地貌按成因類型及形態(tài)特征分為三個(gè)類型，即構(gòu)造侵蝕的中—低山地形地貌單元、侵蝕堆積階地地形地貌單元、堆積地形地貌單元。其中，堆積地形地貌單元是指廣大的沖洪積平原，地形上由南向北微微傾斜，地面坡降1∶1000～1∶2000。

2.4 水文地質(zhì)條件

研究區(qū)絕大部分為洪積物分布區(qū)，其主要的含水層為巴音溝河洪積扇中的孔隙水含水層。第四系洪積扇中的孔隙含水層有較大的水文地質(zhì)意義，可分為三個(gè)巖相帶:①卵礫石、砂礫石巖相帶，該帶主要分布在山麓和山間、河谷地區(qū)，構(gòu)成山前沖洪積扇傾斜平原的主體，屬于富水性較強(qiáng)的潛水區(qū)。②砂、砂礫石、粗砂巖相帶，該帶主要分布在山前傾斜平原的下部或沖積平原的上部，為潛水溢出帶或高壓自流水，富水性強(qiáng)。③粉細(xì)砂、粉砂巖相帶，主要分布在廣大沖洪積平原的中下部，為富水性較弱的潛水或低壓自流水。

研究區(qū)地下水的補(bǔ)給主要有以下幾部分:1)降雨入滲補(bǔ)給。2)巴音溝河的河道滲漏補(bǔ)給。3)山前側(cè)向補(bǔ)給。4)平原水庫(kù)的滲漏補(bǔ)給。5)河床潛流補(bǔ)給。6)渠系滲漏補(bǔ)給。7)灌溉入滲補(bǔ)給。8)與深層地下水的水量交換。

研究區(qū)的地下水徑流方向總體上是由南向北，在洪積扇扇頂部位地下水的水力坡降很小，約1～5%，自溢出帶向北，淺層地下水的水力坡度大體上與地面坡度一致，在巴音溝河新老洪積扇之間，老洪積扇上部的地下水流向NE，補(bǔ)給東部的安集海洪積扇。

研究區(qū)地下水的排泄方式主要有以下幾種:1)溢出帶泉或泉群的排泄。2)潛水通過(guò)包氣帶蒸發(fā)和植物蒸騰。3)地下水的側(cè)向排泄。4)人工開(kāi)采。5)與深層地下水的水量交換。研究區(qū)地下水埋深在洪積扇的上游帶較大，中下游地段較淺，平均埋深約3米。

研究區(qū)的水化學(xué)特征表現(xiàn)在以下幾方面:1)山間和山前洪積扇的扇頂至溢出帶，地下水為HCO3－Ca型，少數(shù)為HCO3·SO4－Ca型，M＜0.5克/升，一般為0.2～0.3克/升，水質(zhì)良好。2)洪積扇溢出帶以下，淺層地下水的水化學(xué)類型漸變?yōu)镾O4·HCO3－MgCa或SO4－CaNa型，礦化度漸增，最大可達(dá)5克/升。3)在徑流條件不好的安集海洪積扇區(qū)，礦化度較高。4)深層地下水水質(zhì)較好，多為HCO3－Ca型或HCO3－CaNa型，礦化度小于0.6克/升，一般為0.2～0.4克/升。

3 給水度試驗(yàn)成果

本文所指的給水度與傳統(tǒng)給水度概念有差別，即給水度隨著地下水埋深而變，用傳統(tǒng)的飽和巖土塊體排水法只能得到不考慮毛管上升水影響的定值給水度，如果要在野外進(jìn)行大規(guī)模田間降水試驗(yàn)，地下水埋深及試驗(yàn)區(qū)邊界條件非常難以確定，且花費(fèi)的人力物力很高，為此我們?cè)O(shè)計(jì)了一套室內(nèi)試驗(yàn)裝置，如圖2所示。裝置的創(chuàng)新點(diǎn)在于能夠通過(guò)控制潛水的埋深，求得不同埋深時(shí)的給水度。

3.1 土樣的安裝與充水、放水

在研究區(qū)找出有代表性的地層，用幾個(gè)直徑相同的圓筒取出原狀土地，然后安裝至圖2所示的裝置上，安裝時(shí)一般用橡皮墊、橡皮泥、703粘合劑等進(jìn)行多層次的止水，效果良好。為了溝通幾筒原狀土之間被切斷的毛管及其通道，土樣安裝后需要進(jìn)行多次充水和放水，本次試驗(yàn)共進(jìn)行了15次充放水，使土樣充分排氣飽和，最大可能接近原狀。

圖2 給水度隨地下水埋深變化規(guī)律測(cè)試裝置

3.2 正式充水與放水觀測(cè)

完成了試驗(yàn)性充放水以后，就可以正式開(kāi)始給水度測(cè)定了。首先通過(guò)充水使整個(gè)土樣均達(dá)到飽和狀態(tài)，為了排出土中氣體，采用了自下而上緩慢的充水方式。

為了測(cè)定給水度隨地下水埋深的變化，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，土樣中的水從三通管排入到量筒中，土樣中的水位與三通管水面一致，然后再讓三通管下降指定高度，重復(fù)進(jìn)行上述試驗(yàn)。

如果三通管一步到位直接降到最底部，則測(cè)出的是整個(gè)試樣的平均給水度，是一個(gè)定值。

3.3 給水度計(jì)算方法

根據(jù)各下降段的出水量和相應(yīng)的土樣體積，按下式計(jì)算每一小段的平均給水度:

式中:μ(h)為隨地下水埋深h而變的給水度;

wi為第i下降段的排水體積(cm3);

R為測(cè)筒內(nèi)半徑(cm);

hi2為第i下降段的地下水終止埋深(cm);

hi1為第i下降段的地下水起始埋深(cm);

研究區(qū)共取了8個(gè)代表性的土樣，直徑均為0.4米，其中5個(gè)土樣高度為3米，3個(gè)土樣高度為3米，詳見(jiàn)表1。

表1 研究區(qū)取樣情況一覽表

對(duì)高度為1米的5個(gè)土樣，采取了一次性排水的試驗(yàn)方法，所以只能得到每個(gè)土樣的平均給水度值，試驗(yàn)結(jié)果見(jiàn)表2。

表2 1至5號(hào)樣給水度試驗(yàn)成果

對(duì)高度為3米的三個(gè)土樣，采用了上文介紹的分段排水試驗(yàn)方法，得到了不同地下水埋深對(duì)應(yīng)的給水度值，試驗(yàn)結(jié)是見(jiàn)表3。

表3 6至8號(hào)樣給水度試驗(yàn)成果

表3 試驗(yàn)數(shù)據(jù)畫(huà)成散點(diǎn)圖如圖3、圖4、圖5所示。

圖3 6號(hào)土樣不同地下水埋深給水度散點(diǎn)圖

圖4 7號(hào)土樣不同地下水埋深給水度散點(diǎn)圖

圖5 8號(hào)土樣不同地下水埋深給水度散點(diǎn)圖

利用SPSS統(tǒng)計(jì)軟件，對(duì)圖中散點(diǎn)進(jìn)行曲線擬合，得出三個(gè)土樣的給水度試驗(yàn)成果如下:

6號(hào)土樣 當(dāng)0≦h＜2.0m時(shí)，μ(h)=0.037h1.183

當(dāng)h≧2.0m時(shí)，μ(h)=0.084

7號(hào)土樣 當(dāng)0≦h＜2.0m時(shí)，μ(h)=0.0326h1.1433

當(dāng)h≧2.0m時(shí)，μ(h)=0.072

8號(hào)土樣 當(dāng)0≦h＜2.5m時(shí)，μ(h)=0.0276h1.2136

當(dāng)h≧2.5m時(shí)，μ(h)=0.064

4 結(jié)論與建議

4.1 結(jié)論

試驗(yàn)成果的精度取決于很多因素，首先就是取樣過(guò)程對(duì)樣品的擾動(dòng)，這主要取決于取樣工具的選擇和操作技巧，每節(jié)樣品取出后要進(jìn)行正確的標(biāo)示，特別是樣品的上下關(guān)系不能混亂;第二取決于樣品的安裝過(guò)程，這在上文已有說(shuō)明;第三就是要考慮土樣排水的滯后效應(yīng)，每做一個(gè)降深，要讓該降深范圍內(nèi)的重力水全部排盡往往需要很長(zhǎng)的時(shí)間，所以一方面要盡量延長(zhǎng)排水時(shí)間，同時(shí)還可根據(jù)滯后曲線對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行一定的修正;最后還有試樣的尺寸效應(yīng)，這需要做大量的對(duì)比試驗(yàn)。

研究區(qū)是新疆重要的灌區(qū)，在綠洲化荒漠化轉(zhuǎn)化機(jī)制研究中，必然要用到給水度這一參數(shù)，本試驗(yàn)成果首先具有重要的理論意義，給水度的形式與傳統(tǒng)給水度的表達(dá)方式有本質(zhì)差別，即使地下水埋深超過(guò)毛管上升高度后給水度數(shù)值不會(huì)變化，但與傳統(tǒng)飽和塊體試驗(yàn)成果相比，數(shù)值偏小;在實(shí)際應(yīng)用中，一是在計(jì)算地下水降雨入滲補(bǔ)給量和灌溉入滲補(bǔ)給量時(shí)要用到給水度這一參數(shù)，特別是在地下水埋深不大的地區(qū)，對(duì)計(jì)算成果有比較明顯的影響，另外在地表排水溝設(shè)計(jì)中，如果考慮了給水度隨埋深而變的情況，排水溝的尺寸就會(huì)發(fā)生變化。

4.2 建議

本文對(duì)給水度的試驗(yàn)研究總體上還比較粗糙，今后可在以下幾方面進(jìn)一步深入探討:

樣品的代表性，對(duì)研究區(qū)的地層巖性進(jìn)行詳細(xì)的勘探，真正找出該研究區(qū)代表性的巖土種類，取樣的數(shù)量和質(zhì)量可大幅度提高;試驗(yàn)方法的改進(jìn)，在野外實(shí)際巖土中，降雨入滲和打井抽水對(duì)地下水的響應(yīng)過(guò)程有比較大的差別，本試驗(yàn)主要是設(shè)想地下水從巖土中重力排出的情況，而降雨入滲補(bǔ)給和灌溉入滲補(bǔ)給是地下水從某一埋深上升一定高度所吸收的水量，可設(shè)計(jì)專門的試驗(yàn)方法比較兩者的差異。

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