降水入滲過程中優(yōu)先流補給量比例的研究

降水入滲過程中優(yōu)先流補給量比例的研究

0地下水補徑排模型土壤的主流是指土壤在整個排水邊界上接受補充，但水和土壤樣品僅通過一些土壤的快速運動（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、部分驅替流和地下排水溝（bevenandgerman，1982；brusseau和rao，1990；bouma，1991；czerparetal.，1992）。優(yōu)先流的運移速度快，對地下水的補充起著重要作用。正確確定優(yōu)先流的數量，對于深入理解預滲和排水的全過程，正確評估地下水補充資源，分析地下水污染，是重要的。然而，由于土壤中復雜的大間隙和裂縫，很難確定優(yōu)先流的數量。目前，土壤評價的主要模型包括基于運動不動態(tài)概念的兩個流域模型、雙重縫隙模型、雙重滲透性模型、運動波模型和兩個階段模型（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應該了解土壤結構、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據的基礎上，這項工作研究了降水和土壤的充分性。采用數值模擬技術，比較各向同性地中滲透水的實際觀測數據和土壤水分運移模擬結果，分離廢水和充滲過程中的生津流量和優(yōu)先流量，計算優(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年對均質砂進行室內入滲模擬試驗的基礎上提出的(王大純,1995).這種入滲方式是入滲水的濕鋒面整體向下推進,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.當降水強度較大,細小孔隙來不及吸收全部水量時,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小孔隙擴散,下滲水通過大孔隙通道的捷徑流優(yōu)先到達地下水.2優(yōu)先流程確定方法2.1優(yōu)先流入滲補給量的確定降水入滲過程中往往同時存在2種補給模式.由于降水入滲補給過程中包氣帶中水分除存在垂向運移外,還存在水平運移,而且大孔隙、裂隙的分布規(guī)律很難刻畫,因此優(yōu)先流的量及其在總入滲補給中所占的比例很難確定.地中滲透儀可以直接測量降水入滲補給量,而且其四周封閉,土體內水分以垂向一維運移為主.測量值包括了優(yōu)先流及活塞流,假定活塞流可用Richards方程刻畫,比活塞式先補給地下水的那部分實測補給量即為優(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為負壓水頭[L];z為垂向坐標,零點取在地面,向上為正[L];t為時間[T];0為初始時刻(t=0)的土壤體積含水量[-];K(θ)為對應含水量時的土壤滲透系數[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,而且上邊界條件復雜多變,難以用解析法求解;一般用數值方法求解.本文采用迦遼金有限單元進行求解.將實測補給流量與模擬結果進行比較,確定優(yōu)先流的量.3地下水位埋深的確定根據上述方法,以鄭州地下水均衡試驗場新鄉(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個試筒(內設中子儀觀測土壤含水量資料),對其中的降水入滲過程中的活塞流部分進行模擬.3.1入滲-蒸發(fā)模型2m試筒中地下水位埋深較小,入滲補給過程短,而且補給的速度快,補給量大,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對降水入滲過程的影響.因此選用2m試筒對該巖性的水力參數進行識別,并分析其中水分運移規(guī)律.然后用識別后的參數分別對3m、5m和7m埋深的試筒進行模擬,計算降水入滲過程中優(yōu)先流的量.土壤水分運移模擬一般按如下過程進行:首先進行離散化.模型深度取至地下水面(即整個試筒),按照2cm間隔進行剖分.模擬時段自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測降水量和潛在蒸發(fā)量.各試筒均采用馬里奧特瓶來觀測降水入滲補給量和地下水蒸發(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日作為初始時刻.將2000年5月1日實測的不同深度土壤含水量按線性插值的方式為各節(jié)點賦初始含水量.第3步選取水力參數.土壤水分特征參數采用常用的vanGenuchten模型.由于缺少土壤水分特征曲線試驗資料,利用土壤顆粒分析資料和經驗模型初選相關參數.USSL(UnitedStatesSalinityLaboratory,美國國家鹽改中心)根據1913個不同巖性的顆粒組成、干密度、土壤水分特征曲線參數、飽和滲透系數等實測數據,利用人工神經網絡技術建立了土壤水分特征曲線參數和飽和滲透系數與土壤顆粒組成、干密度之間的函數關系(Rosetta軟件).根據該試筒實測土壤顆粒組成(表1),利用Rosetta軟件提供的神經網絡模型來初步計算該巖性的土壤水分特征曲線參數.根據建立的土壤水分運移模型,用計算的土壤含水量和實測土壤含水量進行擬合和對比分析,反復修改參數,當兩者之間誤差達到標準后,即認為此時的參數值代表該土壤的入滲參數.計算土壤含水量和實測含水量之間誤差的目標函數如下:E=∑i=1m∑j=1nWj(θeij?θ0ij)2.(2)E=∑i=1m∑j=1nWj(θije-θij0)2.(2)(2)式中:m為時段總數;n為觀測點總數;Wj為權系數;θeijije為i時刻第j個觀測點的計算土壤含水量;θ0ijij0為i時刻第j個觀測點的實測土壤含水量.當目標函數E“最小”時的參數值即為待求的參數,實測淺層土壤含水量與擬合土壤含水量對比曲線(圖2),同時結合Rosetta軟件初選的經驗參數對參數進行識別,識別后的參數見表2.3.2埋深對優(yōu)先流補給量的影響利用表2中的參數分別對地下水位埋深為2m、3m、5m和7m的新鄉(xiāng)亞砂土中降水入滲補給過程進行模擬.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)先流量的方法計算各試筒中優(yōu)先流入滲量,并按照模擬入滲補給曲線和實測曲線的關系分段統(tǒng)計不同埋深的優(yōu)先流補給量,結果如表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,計算鄭州均衡試驗場中開封粉細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)先流補給量占總入滲補給量的比例成逐漸下降趨勢.土壤粘粒含量越高,優(yōu)先流所占比例越高.4土壤有機碳流補給形式的確定利用基于Richards方程的數值模擬方法計算不同埋深和巖性地中滲透儀中的活塞式入滲補給流量,并與實測入滲補給流量進行對比,將大于模擬值的入滲補給流量視為優(yōu)先流式補給量.計算結果表明:土壤粘性越高,越容易產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)先流補給形式