降水入滲過程中優(yōu)先流補(bǔ)給量比例的研究

降水入滲過程中優(yōu)先流補(bǔ)給量比例的研究

0地下水補(bǔ)徑排模型土壤的主流是指土壤在整個(gè)排水邊界上接受補(bǔ)充，但水和土壤樣品僅通過一些土壤的快速運(yùn)動(dòng)（andreina和stiechis，1990）。這條優(yōu)先流的原因是，土壤中總是存在許多根孔和昆蟲孔等大間隙和裂縫。根據(jù)其起源原因，可分為大間隙流、繞流、逃跑流、指狀流、溝槽流、縮寫流、部分驅(qū)替流和地下排水溝（bevenandgerman，1982；brusseau和rao，1990；bouma，1991；czerparetal.，1992）。優(yōu)先流的運(yùn)移速度快，對(duì)地下水的補(bǔ)充起著重要作用。正確確定優(yōu)先流的數(shù)量，對(duì)于深入理解預(yù)滲和排水的全過程，正確評(píng)估地下水補(bǔ)充資源，分析地下水污染，是重要的。然而，由于土壤中復(fù)雜的大間隙和裂縫，很難確定優(yōu)先流的數(shù)量。目前，土壤評(píng)價(jià)的主要模型包括基于運(yùn)動(dòng)不動(dòng)態(tài)概念的兩個(gè)流域模型、雙重縫隙模型、雙重滲透性模型、運(yùn)動(dòng)波模型和兩個(gè)階段模型（kung，1990a，90b；kung，1990；a型豬；hortan和horton，1990；ropetal.，1991；simuu建筑材料，2003）。這些模型中的大多數(shù)應(yīng)該了解土壤結(jié)構(gòu)、滲透性和其他信息。由于土壤中大間隙和裂縫的不規(guī)則分布，這些模型的使用是有限的。在分析鄭州地中滲透儀的數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，這項(xiàng)工作研究了降水和土壤的充分性。采用數(shù)值模擬技術(shù)，比較各向同性地中滲透水的實(shí)際觀測(cè)數(shù)據(jù)和土壤水分運(yùn)移模擬結(jié)果，分離廢水和充滲過程中的生津流量和優(yōu)先流量，計(jì)算優(yōu)先流量和所占比例。1活塞式入滲降水入滲方式有2種:活塞式和捷徑式(優(yōu)先流).活塞式入滲是鮑得曼(Bodman)等人于1943年對(duì)均質(zhì)砂進(jìn)行室內(nèi)入滲模擬試驗(yàn)的基礎(chǔ)上提出的(王大純,1995).這種入滲方式是入滲水的濕鋒面整體向下推進(jìn),猶如活塞的推移,故稱為活塞式入滲.活塞式入滲過程中的水分整體運(yùn)移過程可直接用基于連續(xù)理論的理查德(Richards)方程刻畫(雷志棟等,1988).土壤中除了粒間孔隙和顆粒集合體內(nèi)和顆粒集合體間的孔隙外,還存在根孔、蟲孔和裂縫等大的孔隙通道.當(dāng)降水強(qiáng)度較大,細(xì)小孔隙來不及吸收全部水量時(shí),一部分降水將沿著滲透性良好的大孔隙通道優(yōu)先快速下滲,并沿下滲通道水分向細(xì)小孔隙擴(kuò)散,下滲水通過大孔隙通道的捷徑流優(yōu)先到達(dá)地下水.2優(yōu)先流程確定方法2.1優(yōu)先流入滲補(bǔ)給量的確定降水入滲過程中往往同時(shí)存在2種補(bǔ)給模式.由于降水入滲補(bǔ)給過程中包氣帶中水分除存在垂向運(yùn)移外,還存在水平運(yùn)移,而且大孔隙、裂隙的分布規(guī)律很難刻畫,因此優(yōu)先流的量及其在總?cè)霛B補(bǔ)給中所占的比例很難確定.地中滲透儀可以直接測(cè)量降水入滲補(bǔ)給量,而且其四周封閉,土體內(nèi)水分以垂向一維運(yùn)移為主.測(cè)量值包括了優(yōu)先流及活塞流,假定活塞流可用Richards方程刻畫,比活塞式先補(bǔ)給地下水的那部分實(shí)測(cè)補(bǔ)給量即為優(yōu)先流的量(圖1).2.2模型主要思想地中滲透儀中活塞流可用一維非飽和土壤水分運(yùn)移方程(即Richards方程)描述,即:??????????????θ?t=??z[K(θ)?h?z]+?K(θ)?zθ(z,t)=θ0(z)h(z,t)|z=B=h(B,t)?K(θ)(?h?z+1)|z=0=q0(t)(1){?θ?t=??z[Κ(θ)?h?z]+?Κ(θ)?zθ(z,t)=θ0(z)h(z,t)|z=B=h(B,t)-Κ(θ)(?h?z+1)|z=0=q0(t)(1)(1)式中:θ為土壤體積含水量[-];h為負(fù)壓水頭[L];z為垂向坐標(biāo),零點(diǎn)取在地面,向上為正[L];t為時(shí)間[T];0為初始時(shí)刻(t=0)的土壤體積含水量[-];K(θ)為對(duì)應(yīng)含水量時(shí)的土壤滲透系數(shù)[L/T];q0(t)為上邊界處的水分通量[L/T];h(B,t)為下邊界處負(fù)壓值[L],地中滲透儀的底邊界取為定水頭邊界,其壓力水頭為0;B為深度[L].模型中不考慮土壤吸、脫水之間的滯后作用.式(1)為一非線性偏微分方程,而且上邊界條件復(fù)雜多變,難以用解析法求解;一般用數(shù)值方法求解.本文采用迦遼金有限單元進(jìn)行求解.將實(shí)測(cè)補(bǔ)給流量與模擬結(jié)果進(jìn)行比較,確定優(yōu)先流的量.3地下水位埋深的確定根據(jù)上述方法,以鄭州地下水均衡試驗(yàn)場(chǎng)新鄉(xiāng)亞砂土為例,確定其降水入滲過程中的優(yōu)先流的量.選擇地下水位埋深為2m、3m、5m和7m的4個(gè)試筒(內(nèi)設(shè)中子儀觀測(cè)土壤含水量資料),對(duì)其中的降水入滲過程中的活塞流部分進(jìn)行模擬.3.1入滲-蒸發(fā)模型2m試筒中地下水位埋深較小,入滲補(bǔ)給過程短,而且補(bǔ)給的速度快,補(bǔ)給量大,土壤含水量變化較大.與地下水位埋深較大的試筒相比,更能反映土壤巖性水力性質(zhì)對(duì)降水入滲過程的影響.因此選用2m試筒對(duì)該巖性的水力參數(shù)進(jìn)行識(shí)別,并分析其中水分運(yùn)移規(guī)律.然后用識(shí)別后的參數(shù)分別對(duì)3m、5m和7m埋深的試筒進(jìn)行模擬,計(jì)算降水入滲過程中優(yōu)先流的量.土壤水分運(yùn)移模擬一般按如下過程進(jìn)行:首先進(jìn)行離散化.模型深度取至地下水面(即整個(gè)試筒),按照2cm間隔進(jìn)行剖分.模擬時(shí)段自2000年5月1日—2001年12月31日,共609d.第2步確定邊界條件和初始條件.試筒頂部土體裸露于空氣中,直接接受降水入滲補(bǔ)給和蒸發(fā),處理為已知流量邊界,直接在模型頂部單元上賦實(shí)測(cè)降水量和潛在蒸發(fā)量.各試筒均采用馬里奧特瓶來觀測(cè)降水入滲補(bǔ)給量和地下水蒸發(fā)量,地下水位保持恒定,下界面處理為定水頭邊界.從2000年4月1日開始監(jiān)測(cè)土壤含水量,為盡量避免由于中子儀安裝等可能造成的誤差,且整個(gè)2000年4月份幾乎沒有降水,因此可取2000年5月1日作為初始時(shí)刻.將2000年5月1日實(shí)測(cè)的不同深度土壤含水量按線性插值的方式為各節(jié)點(diǎn)賦初始含水量.第3步選取水力參數(shù).土壤水分特征參數(shù)采用常用的vanGenuchten模型.由于缺少土壤水分特征曲線試驗(yàn)資料,利用土壤顆粒分析資料和經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ统踹x相關(guān)參數(shù).USSL(UnitedStatesSalinityLaboratory,美國國家鹽改中心)根據(jù)1913個(gè)不同巖性的顆粒組成、干密度、土壤水分特征曲線參數(shù)、飽和滲透系數(shù)等實(shí)測(cè)數(shù)據(jù),利用人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)技術(shù)建立了土壤水分特征曲線參數(shù)和飽和滲透系數(shù)與土壤顆粒組成、干密度之間的函數(shù)關(guān)系(Rosetta軟件).根據(jù)該試筒實(shí)測(cè)土壤顆粒組成(表1),利用Rosetta軟件提供的神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型來初步計(jì)算該巖性的土壤水分特征曲線參數(shù).根據(jù)建立的土壤水分運(yùn)移模型,用計(jì)算的土壤含水量和實(shí)測(cè)土壤含水量進(jìn)行擬合和對(duì)比分析,反復(fù)修改參數(shù),當(dāng)兩者之間誤差達(dá)到標(biāo)準(zhǔn)后,即認(rèn)為此時(shí)的參數(shù)值代表該土壤的入滲參數(shù).計(jì)算土壤含水量和實(shí)測(cè)含水量之間誤差的目標(biāo)函數(shù)如下:E=∑i=1m∑j=1nWj(θeij?θ0ij)2.(2)E=∑i=1m∑j=1nWj(θije-θij0)2.(2)(2)式中:m為時(shí)段總數(shù);n為觀測(cè)點(diǎn)總數(shù);Wj為權(quán)系數(shù);θeijije為i時(shí)刻第j個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的計(jì)算土壤含水量;θ0ijij0為i時(shí)刻第j個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的實(shí)測(cè)土壤含水量.當(dāng)目標(biāo)函數(shù)E“最小”時(shí)的參數(shù)值即為待求的參數(shù),實(shí)測(cè)淺層土壤含水量與擬合土壤含水量對(duì)比曲線(圖2),同時(shí)結(jié)合Rosetta軟件初選的經(jīng)驗(yàn)參數(shù)對(duì)參數(shù)進(jìn)行識(shí)別,識(shí)別后的參數(shù)見表2.3.2埋深對(duì)優(yōu)先流補(bǔ)給量的影響利用表2中的參數(shù)分別對(duì)地下水位埋深為2m、3m、5m和7m的新鄉(xiāng)亞砂土中降水入滲補(bǔ)給過程進(jìn)行模擬.由圖3可以看出,亞砂土中普遍存在優(yōu)先流.按照前述分離優(yōu)先流量的方法計(jì)算各試筒中優(yōu)先流入滲量,并按照模擬入滲補(bǔ)給曲線和實(shí)測(cè)曲線的關(guān)系分段統(tǒng)計(jì)不同埋深的優(yōu)先流補(bǔ)給量,結(jié)果如表3所示.由表3可以看出,2m埋深試筒中,優(yōu)先流的量較大,約占總補(bǔ)給量的46.19%,隨著地下水位埋深的增加,優(yōu)先流所占比例逐漸減小,3m、5m、7m試筒中優(yōu)先流所占比例分別為40.91%、34.13%和11.72%.利用相同的方法,計(jì)算鄭州均衡試驗(yàn)場(chǎng)中開封粉細(xì)砂和駐馬店亞粘土試筒中優(yōu)先流的量(表4).從表4可以看出,隨著地下水位埋深的增加,優(yōu)先流補(bǔ)給量占總?cè)霛B補(bǔ)給量的比例成逐漸下降趨勢(shì).土壤粘粒含量越高,優(yōu)先流所占比例越高.4土壤有機(jī)碳流補(bǔ)給形式的確定利用基于Richards方程的數(shù)值模擬方法計(jì)算不同埋深和巖性地中滲透儀中的活塞式入滲補(bǔ)給流量,并與實(shí)測(cè)入滲補(bǔ)給流量進(jìn)行對(duì)比,將大于模擬值的入滲補(bǔ)給流量視為優(yōu)先流式補(bǔ)給量.計(jì)算結(jié)果表明:土壤粘性越高,越容易產(chǎn)生裂隙和蟲孔等大孔隙,優(yōu)先流明顯,所占比例越高;在埋深較淺(2～3m)的粘性土試筒中,優(yōu)先流補(bǔ)給形式