水文地质参数的确定

一、给水度

给水度在地下水分析研究中是一个十分重要的水文地质参数。一般认为，给水度指单位体积的饱和岩体中所能释放的重力水体积和饱和岩体体积之比。通常在应用中，普遍把地下水位上升某一高度能储蓄多少水也同样用给水度μ来表示。显然，地下水位降幅给水度与地下水位升幅饱和差，两者不可能相等，但是在潜水位变动带中，它们的数值是很接近的。目前，分析计算给水度值的方法很多，但各种方法都有一定的假设和适用条件，有些方法在使用中还存在这样或者那样的问题，故在实际工作中，能够常用的方法亦不太多。

鉴于上述情况，根据灌区实际情况，采用地下水长观资料和灌区非稳定抽水试验相结合分析计算μ，利用地下水位动态资料及气象资料，依据阿维扬诺夫经验公式的假定，用相关分析法求μ，对地下水浅埋区、径流作用较为微弱的地区比较适宜。泾河二级阶地地区，由于阶面宽阔、水力比降比较平缓，潜水水位变幅带岩性在垂向与径向的分布差异较小，潜水流向多呈北西-南东向，渗径长，径流作用相对微弱。对于含水层下部有粗颗粒分布的一级阶地地区，取其大值平均值，其余则取算术平均值。非稳定流抽水试验求μ，是在泰斯公式基础上演变而来的，因而推导其数学模型时，假定了若干边界条件，实际试验中，边界条件比较复杂，很难对假设条件完全符合。利用水位恢复法确定μ，然后和地下水位动态资料分析对比，并根据灌区内含水层岩性、富水性及水文地质资料综合分析、比拟，给出了7区各水文地质分区的给水度值（表7-1）。

二、渗透系数

渗透系数为水力坡度（又称水力梯度）等于1时的渗透速度。影响渗透系数K值大小的主要因素是岩性及其结构特征。确定渗透系数K值有抽水试验、室内仪器（吉姆仪、变水头测定管）测定、野外同心环或试坑注水试验以及颗粒分析、孔隙度计算等方法。其中，采用稳定流或非稳定流抽水试验，并在抽水井旁设有水位观测孔，确定K值的效果最好。根据灌区抽水试验资料及相关水文地质勘察规范确定渗透系数K（表7-2）。

表7-1 灌区给水度μ值 Table7-1 Specific yield in Jinghui Canal Irrigation District

表7-2 灌区渗透系数K值 Table7-2 Hydraulic conductivity in Jinghui Canal Irrigation District

三、降水入渗补给系数

降水入渗是指大气降水除去地表径流，坑、塘滞蓄、植物截流及蒸发外，通过地表下渗到地层中的水量和降水量之比，称为降水入渗系数，用a′表示，在水文计算中经常采用。而计算降水对地下水的补给时，则将渗入地表以下的水量分为两部分：一部分补给地下水位以上饱气带士壤的含水量，另一部分是当含水量超过了士壤的田间最大持水量时，在重力作用下继续下渗补给地下水，引起地下水位的上升，后一部分补给地下水的水量与降水量之比，称为降水入渗补给系数，用a表示。目前计算a值的方法较多，主要的有水均衡法，回归分析法，地中渗透仪实测法及通过雨后地下水位的升幅和给水度的乘积与降水量之比来推求。根据灌区现有的地下水观测资料，采用地下水升幅法进行分析计算，确定各计算分区的降水入渗补给系数年均值 。

在平原地区，利用降水过程前后的地下水水位观测资料，可以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：

α＝μ（hmax-h±?h·t）/X （7-1）

式中：a为次降水入渗系数；hmax为降水后观测孔中的最大水柱高度，m；h为降水前观测孔中的水柱高度，m；?h为临近降水前，地下水水位的天然平均降（升）速，m/d；t为从h变到hmax的时间，d；X为t日内降水总量，mm。

在平原区，地下水侧向流动比较缓慢，天然条件下，地下水位升幅完全代表了地下水含水层所获得的降水入渗补给量。因此，年降水入渗补给系数为降水所引起的地下水升幅之和乘以给水度与年降水量的比值。

灌区农业节水对地下水空间分布影响及模拟

式中：μ为给水度；?hi为降水引起的次水位升幅；N为全年降水次数，i＜N；∑pi＝p年为年降水总量；Ni为年内降水引起水位升幅的有效补给的次数，N1＜N。

根据灌区地下水位动态资料及降水等观测资料，采用地下水升幅法进行分析计算，不同埋深计算分区的降水入渗补给系数见表7-3。

表7-3 灌区年降水入渗补给 Table7-3 precipitation infiltration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District

四、灌溉入渗补给系数

灌溉入渗补给系数即灌溉水灌入田间后（田间面积包括斗渠系在内），由于士壤的垂直下渗作用，入渗水量一部分被作物吸收利用；一部分蓄存于饱气带士壤空隙中；还有一部分水（超过士壤最大持水量的多余水量），在重力作用下继续下渗，补给地下水，引起地下水位上升。把这后一部分补给地下水的水量与田间净灌水量之比，称为灌溉入渗补给系数。灌溉入渗补给系数包括渠灌田间入渗补给系数β渠和井灌回归补给系数β井。

灌溉入渗补给系数与士壤的性质、士壤垂向渗透系数、灌水量大小以及地下水埋深密切相关。灌水量大、士壤垂直入渗速度大、地下水埋藏浅、则灌溉入渗补给系数大，反之则小。在进行地下水资源评价时，灌溉入渗补给量是潜水含水层的最重要的补给源之一，而灌溉入渗补给量计算的准确与否，则取决于灌溉入渗补给系数（β）值。

由于时间及资料所限，采用实际调查法，结合灌区较长系列的地面水引灌资料及地下水位动态资料，通过对较大范围内与灌溉入渗补给有关的诸因素进行调查，并与该范围内地下水位动态资料相关联，然后分析计算灌溉入渗补给系数。调查内容包括，观测井在斗渠系范围各放水时段的田间净灌水量；各放水时段的实际灌溉面积；各放水时段实际灌溉面积内，由灌溉入渗引起的地下水位升幅值；灌前或灌后有无降雨及开采因素存在。计算公式如下：

灌溉入渗补给系数指某一时段田间灌溉入渗补给量与灌溉水量的比值，即

β＝hr/h灌（7-3）

式中：β为灌溉入渗补给系数；hr为灌溉入渗补给量，mm；h灌为灌溉水量，mm。

灌溉入渗补给系数也可采用试验方法加以测定。试验时，选取面积为F的田地，在田地上布设专用观测井。测定灌水前的潜水位，然后让灌溉水均匀地灌入田间，测定灌水流量，并观测潜水位变化（包括区外水位）。经过?t时段后，测得试验区地下水位平均升幅?h，用下列公式计算：

灌区农业节水对地下水空间分布影响及模拟

式中：μ为给水度；?t为计算时段，s；?h为计算时段内试验区地下水位平均升幅，m；Q为计算时段内流入试验区的灌水流量，m3/s；F为小区试验区面积，m2。结合灌区实际调查资料和小区试验资料确定灌溉入渗补给系数（表7-4）。

表7-4 灌区灌溉入渗补给系数 Table7-4 Irrigation in filtration supply coefficient in Jinghui Canal Irrigation District

井灌回归补给系数β井是指地下水开采回归水量与地下水开采量之比值，综合灌区实际，井灌回归补给系数统一取0.17。

五、渠系渗漏补给系数

渠系渗漏补给系数是指渠系渗漏补给量Q渠系与渠首引水量Q渠首引的比值。渠系渗漏补给系数m值主要的影响因素是渠道衬砌程度、渠道两岸包气带及含水层岩性特征、包气带含水量、地下水埋深、水面蒸发强度、渠系水位以及过水时间。可根据渠系有效利用系数η确定m值。

渠系有效利用系数η为灌溉渠系送入田间的水量与渠首引水量的比值，数值上等于干支斗农毛各级渠道有效利用系数的乘积（本次渠系渗漏补给量仅计算干、支两级渠道，斗、农、毛三级渠道的渠系渗漏补给量计入田间入渗补给量中，故η值在使用上是干、支两级渠道有效利用系数的乘积）。计算公式：

m＝γ·（1-η） （7-5）

式中：γ为修正系数（无因次）。实际上，渠系渗漏补给量是指Q渠道引·（1-η）减去消耗于湿润渠道两岸包气带士壤和浸润带蒸发的水量、渠系水面蒸发量、渠系退水量和排水量。修正系数γ为渠系渗漏补给量与Q渠道引·（1-η）的比值，通过有关试验资料或调查分析确定。γ值的影响因素较多，主要受水面蒸发强度和渠道衬砌程度控制，其次还受渠道过水时间长短、渠道两岸地下水埋深以及包气带岩性特征和含水量多少的影响。γ值的取值范围一般在0.3～0.9之间，水面蒸发强度大（即水面蒸发量E0值大）、渠道衬砌良好、地下水埋深小、间歇性输水时，γ取小值；水面蒸发强度小（即水面蒸发量E0值小）、渠道未衬砌、地下水埋深大、长时间连续输水时，γ取大值。通过灌区相关资料调查分析，灌区干支渠系渗漏补给系数取0.1156。

六、潜水蒸发系数

潜水蒸发系数是指潜水蒸发量E与相应计算时段的水面蒸发量E0的比值，即

C＝E/E0 （7-6）

影响潜水蒸发系数C的主要因素是水面蒸发量E0、包气带岩性、地下水埋深Z及植被状况等。可利用浅层地下水水位动态观测资料通过潜水蒸发经验公式拟合分析计算。根据灌区水均衡试验场地中渗透仪对不同岩性、地下水埋深、植被条件下潜水蒸发量E的测试资料与相应水面蒸发量E0计算潜水蒸发系数C。分析计算潜水蒸发系数C时，使用的水面蒸发量E0一律为E601型蒸发器的观测值，应用其他型号的蒸发器观测资料时，应换算成E601型蒸发器的数值。据此计算灌区年平均蒸发强度的范围为0.1947～0.3143mm/d，平均值为0.2550mm/d，蒸发系数值为0.0711～0.1029，平均值为0.0875。

区域地下水系统补给模式变化

这里所说的普通的沟渠灌溉应该是指以传统沟渠进行输水的漫灌吧。

这种方式进行灌溉会产生以下两个方面的水资源浪费：

沟渠输水过程中，根据沟渠的衬砌情况，会产生不同程度的渗漏损失，同时，还会伴随水的蒸发损失。

灌溉水到达田间后进行漫灌，为保证远端作物的需水要求，近水端通常会被过量灌溉，这时通常会产生大量的深层渗漏损失。

而喷灌、滴灌一般采用管道输水，灌溉水的渗漏损失很少；

灌溉水到达田间后，由于喷灌、滴灌具有较高的灌溉均匀度，也可以有效减少水的深层渗漏损失，当然，前提是设计合理，灌溉时间得当。

近50年来，我国北方盆地和平原地下水的补给模式发生了根本性的改变，主要补给带向中下游移动，地下水补给由20世纪50年代前的山前戈壁带或山前平原自然入渗补给，转变为现今的中下游以河道、渠系入渗、田间灌溉入渗复合补给模式，且渠系、田间渗漏补给比率不断增大，河道渗漏补给比率不断变小。

1.区域地下水系统的补给方式、补给区空间格局发生变化，主要补给带向中下游移动

天然状态下，我国北方诸盆地和平原地下水补给方式主要是当地降水垂直入渗、地表水渗漏以及来自山区的地下侧向径流；补给来源主要是代表山区大气降水的出山河流和平原区降水；补给区空间格局及补给模式表现为：①山前平原补给带，主要是山区地下侧向径流和出山河流以及降水在山前平原区的入渗补给；②平原或盆地内部补给带，主要是盆地内部河流线状渗漏补给和降水面状垂直渗透补给。

由于在山区拦蓄地表水以及平原区引水渠灌，自20世纪60年代以来，山前平原地带的补给能力减弱；随着多数河流径流量减小或河流断流，河道线状补给减弱或消失；但是，由于灌溉农业的发展，中下游农业区地下水补给强度增大，并逐渐成为主要的补给区。

在我国的西北内陆地区，由于灌溉农业的发展，出山河水被拦截并通过渠系工程引入中游灌区。以疏勒河为例，天然条件下，疏勒河出山后进入中游玉门踏实盆地，在戈壁带大量渗漏补给地下水，为地下水主要补给发生区。近几十年来，为满足工农业用水需求，河水大量被拦截、引入渠道灌溉，尤其2002年底昌马水库的建成，疏勒河出山水资源完全受人为控制，部分地表水直接由渠道输送至农业区，水资源的转化过程与方式发生重大改变。

我国华北平原与内陆盆地不同自20世纪60年代以来，由于在山前修建水库，出山河流被拦截，加上气候变化和山前地下水的高强度开发，平原内绝大多数河流断流，山前平原河流补给和平原内线状河流补给基本消失。

2.地下水补给源结构及其补给比率发生变化，由原来的天然补给为主转变为灌溉入渗等补给为主

伴随着补给区和补给方式的改变，地下水补给源结构及其补给比率发生变化，以西北内陆盆地变化最为明显，由原来的以侧向径流、河谷潜流等天然补给为主转变为以渠系入渗、田间灌溉入渗等补给为主。

天山北麓平原区地下水主要由河川径流补给，约占80%以上，由于大规模修建拦水、引水工程，导致入渗条件极好的河道补给功能减弱甚至丧失，河道入渗补给量急剧减少；根据1999年评价结果，天山北麓河道入渗补给量为19.3199×1083/a，渠系渗漏补给量为21.1738×108m3/a；与2003年计算的结果相比，河道入渗补给量减少了1.7164×108m3/a，渠系渗漏补给量增加了2.3454×108m3/a，其中玛纳斯河流域20世纪80年代河水渗漏补给量近3.8567×1083/a，2003年平均不足0.64×1083/a，减少到16 %（谌天德等，2009）。地下水补给模式由20世纪50年代前的山前戈带或河道自然入渗补给，转变为现今的河道-田间渗漏复合补给模式，而且田间渗漏补给比率不断增大，河道渗漏补给比率不断变小。

疏勒河流域20世纪50年代河渠渗漏量均较大，渗漏量占河流出山口径流量76.42%，60～80年代为流域开发时期，随着灌区面积增加，渠系入渗量比例由 12%增加至16.28%，总入渗量也有所增加，以后由于渠系利用率的提高入渗量递减，1992年与50年代相比，入渗量减少2.373×104m3/a，降低约23%（表3-1）。

表3-1 昌马洪积扇区河渠入渗量

（据程旭学等，2009）

近50年来，地表水通过人为调控被大量引入灌区，戈壁带渗漏量从50年代的5.729×108m3/a减至2004年的2.506×108m3/a，尤其2002年底昌马水库的建成，控制了出山水资源，昌马、双塔、赤金三库联合调水，使山前地下水的补给量进一步减少，2004年下泄弃水渗漏量仅占径流量的25.25%。

进入下游安西敦煌与花海盆地的河水，在20世纪60～70年代双塔水库、赤金峡水库与党河水库的建成后而完全受人为控制，绝大部分河水被引入田间灌溉。根据1977年、1999年和2004年计算的不同时期保证率为 50% 时河水入渗量可以看出，下游洪积扇区入渗的量比较小，且总体呈减少趋势（表3-2）

表3-2 疏勒河流域主要河流下游盆地洪积扇渗漏量表（单位：108m3/a）

（据程旭学等，2009）