黄土中的水分迁移规律研究

黄土中的水分迁移规律研究

降雨是黄土滑动的主要原因之一。Zhang等对延安11个区、县月平均降雨量和近20年来具有明确时间记录的黄土滑坡进行了统计,结果表明延安地区6~9月份降雨量较大,而黄土滑坡也主要发生在6~9月份,其间发生的滑坡数目约占全年的55.8%;10月份降雨量已减小至较低水平,但滑坡发生数目却出现一个高峰,约占全年滑坡总数的34.6%,表明降雨入渗需要一定的过程,使得黄土滑坡的发生存在滞后效应。天然状态下的黄土边坡,土体含水率低,强度高,能够维持稳定状态,正如Gao等提出的,黄土具有特殊性结构和高胶结强度,能够产生高抗剪强度来抵抗滑坡发生;而一旦降雨入渗,降雨影响范围内土体饱和度增大,基质吸力减小,抗剪强度降低,最终使得斜坡在下滑力增大,抗滑力减小的双重不利作用下失稳破坏,因此研究降雨入渗规律及降雨影响深度是分析滑坡稳定性和研究破坏机理的基础。一般认为大型黄土滑坡是由于降雨或灌溉改变地下水位引起,但是黄土地区地下水位很深,黄土的渗透性也很低,许多现场观测表明地表水在黄土中的入渗深度有限,如Tu等进行了一些天然或人工降雨试验监测。尽管试验地点、时间、历时和深度不同,但到目前为止,人工降雨试验确定的黄土最大入渗深度不超过4.0m。Sun等认为空气压力对非饱和土的渗流有明显的影响,由于空气压力的影响,使朝向斜坡深部的渗流变缓,而斜坡浅部将迅速饱和。若不考虑空气压力的作用,则雨水会不断地渗入到坡体深处,使斜坡底部一直处于饱和状态。陈伟等指出降雨入渗只能到达一定的深度,而不是无止境的;当入渗达到一定深度后,地面处和最大入渗深度间的驱动势能变为零,并基于能量守恒推导出了最大入渗深度的计算公式ymax=(uw/ρwg)·[mw/(ρw-mw)](式中,mw为孔隙水相中任意一点水的质量,ρw为孔隙水相中任意一点水的密度,g为重力加速度)。一些学者通过数值模拟分析也得出了类似的结果。如王晓峰等采用Crank-Nicolson型差分格式建立了非饱和土降雨入渗的精细化数值模型,并模拟了某一具体降雨过程(持时8h,最大雨强0.509mm/min)中土体含水率的变化,得到3.0m的影响深度。赵慧丽等建立了非饱和土中水分流动的二维数值计算模型,模拟某土质边坡在不同降雨条件下,土体中瞬态含水率的变化情况,发现随着降雨强度的增大,上部土层土体含水率逐渐增大,一定深度(约2~3m)以后土体含水率并未受降雨入渗的影响,基本保持不变;当持续降雨时间一定时,降雨强度对雨水入渗深度的影响不是很大。虽然目前普遍认为降雨的入渗深度有限,但由于试验周期短、监测深度小,尚不能给出定论;若降雨入渗深度小,又怎样解释黄土地区井水位的变化以及黄土塬边泉水流量的变化和降雨、灌溉有关联这一现象,如泾阳南塬和黑方台灌区,由于长年灌溉导致地下水位上升而诱发大量滑坡。有人认为地表水是通过垂直节理和落水洞等集中通道灌入地下的,而野外观察发现这些通道仅在黄土塬边的卸荷区常见,塬中部很少见,且由于水力梯度大,水易从出口流失,不太可能造成潜水位的普遍上升。武彩霞等于2009-10-15—2009-10-26,在黑方台台缘有多条裂缝的黄土斜坡顶部进行了现场灌水试验,灌水方量较小时,水部分直接渗入坡体,部分沿着裂缝流入坡体;灌水方量较大时则大部分水顺着裂缝流出坡体,仅造成浅层土体含水率增大,认为沿裂缝流入的水和地下水没有水力联系。为进一步揭示黄土深部的水分迁移规律,本文作者在陇东高原典型黄土地区建立了1个监测站,通过对天然降雨、蒸发情况下10.0m深度范围内的土体含水率进行长期观测,以期得到黄土深部水分的迁移规律,进而解释地表水与地下水之间的联系。就目前的观测结果来看,黄土中降雨的影响深度并非有限,长期迁移至深部而累积在隔水层上的水量不容忽视。1塬顶一个海阳土壤的特征监测站建于甘肃省正宁县山河乡蔡峪村二组宋家崖小学旧址,地理位置见图1,坐标为东经108°19′57″,北纬35°30′47″,海拔1418m。正宁县地处陇东黄土高原东部,子午岭西麓,属于典型的黄土高原沟壑地貌。年平均降水量为623.5mm,主要集中在7~9月份,年最高气温为35℃,最低气温为-22.8℃,平均气温为8.3℃,年蒸发量超过1500mm,最大冻结深度58cm。试验场地在一小型黄土塬即早胜塬西北缘的顶部。自塬边沟底到塬顶出露有N3红黏土和连续的第四系黄土地层。其中沟底的N3红黏土,褐红色,硬塑,致密坚硬;其上的午城黄土(Q1),红棕色,含灰白色密集的钙板层;离石黄土(Q2),为多层棕黄色黄土与褐红色古土壤互层,古土壤底部发育含钙质结核层;马兰黄土(Q3),棕黄色,含钙质结核,孔隙发育;黑垆土(Q4),灰褐色,含钙质结核,孔隙裂隙发育;地表为现代黄土(Q4),一般为耕作层或植被层。在沟底测得的泉水出露点距塬顶试验场地井口的高差为120m。试验场地所在的塬顶平坦开阔,周围大多为农田,植被覆盖好。2土壤水分计检测在场地中心开挖1个深度为10m、直径为1m的探井,表层的Q4黑垆土层已被挖除,探井揭露的地层为Q3马兰黄土(地表以下8.5m内)和S1古土壤层(8.5~10.0m)。探井开挖过程中,分别于5m和9m取得马兰黄土和古土壤原状土样,测得基本物理力学指标见表1,颗粒分析曲线见图2。从表1可知:黄土的渗透系数比古土壤的大,黄土比古土壤干密度小、含水率低、孔隙比大、黏粒含量低,反映出黄土结构疏松、透水性好、持水性差;而古土壤结构致密、透水性差、持水性高。黄土和古土壤的这些物理特性是影响水分在其中运移的主要因素。在探井井壁上埋设土壤水分计探头。考虑到降雨条件下上部土层含水率变化较下部明显,故按上密下疏的原则布置。从地表以下0.2m开始,1m内探头间距为0.1m,2m内探头间距为0.2m,以下每隔1m埋设1个探头,共计21个水分计探头(图3)。之后用麦草加筋的泥浆抹壁,泥浆外再用水泥砂浆抹壁,再在表面刷上防水涂料,避免水分向井内扩散。土壤水分计采用湖南湘银河传感科技有限公司生产的YH4800系列,量程为0~100%,当测量值在0~50%内时,分辨率为0.01%,适用环境温度范围为-20~80℃,其测量原理是通过测量土壤的介电常数间接测得体积含水率,探头连接的导线可通到地表,用数据采集仪直接读取数据。为检验土壤水分计所测数据的准确性,安装仪器之前,在计划埋设水分计探头的深度取样,用烘干法测得其质量含水率,随即用土壤水分计测得体积含水率,2组数据如图4所示。烘干法测得的是质量含水率,水分计测得的是体积含水率,两者之间差1个倍数,即干密度。由于试验过程中主要观察土体含水率随时间的变化,2种方法测得的含水率随深度变化趋势一致,因而未对水分计进行标定。场地附近还安装了1个雨量计,记录天然降雨量,雨量计型号为YH4700A,量程为0.1~9.0mm/min,精度为0.01mm。3土壤水分变化特征本文的数据是2011-11-02—2012-10-30一个完整水文年的观测结果。有降雨时,每天观测1次;无降雨时,2d观测1次。除现场测得的降雨量和土体含水率外,从当地气象部门收集到观测期间的日蒸发量数据,并在中国气候网上收集到当地气温数据,这些数据如图5所示。按照图4所示的初始含水率,将监测范围分为3个土性不同的亚层:深度为0~2.5m时,含水率高,是降雨、蒸发的影响带;深度为2.5~7.5m时,含水率较上下都低;深度为7.5~10.0m时,受8.5~10.0m范围古土壤影响,含水率高。根据初始含水率对监测范围内土层的这一划分,对理解天然降雨、蒸发条件下各深度土体含水率的变化规律具有重要的指导意义。分析一个完整水文年内降雨量、蒸发量、气温和各深度土层含水率的变化,可看出具有以下特点。1)研究区蒸发量远大于降雨量,属于干旱气候条件,因此蒸发是地表水及土壤水分的主要排泄途径。监测场地地势平坦,仅暴雨可导致地表积水,使得部分降水发生径流,一般降雨均入渗于地下或继续下渗或蒸发排泄。图5显示出降雨量、蒸发量、气温具有周年变化的特点。降雨量在3月份以后逐渐升高,最大降雨量出现在7月份,从8月份到第2年3月份,除有几次较大降雨外,平均降雨量很小;最大蒸发量出现在5~6月份,之后逐渐降低,至第2年1~2月份最低,之后又逐渐升高;最高温同最低温,均是夏高冬低。2)1.2m深度范围内土壤含水率受降雨、蒸发影响明显,各深度变化趋势相近,向下略有滞后,也表现出周年变化的特点。先不考虑一些大雨和暴雨事件引起的含水率骤升,只看总体变化趋势,1月份下旬土壤含水率最低,其后从春到夏,呈平稳上升趋势,到5月10号左右达到最高,然后又平稳下降,这种下降趋势一直持续到第2年2月份中旬。从夏到秋冬的下降过程中,虽然降雨量在增大,却并未改变土壤含水率下降的趋势。虽然数次大雨引起含水率骤升,而次日又开始下降。这一结果表明,土壤含水率周年的背景变化受某种固有因素影响,这种趋势与蒸发量的变化趋势较为吻合,即5~6月份,地表蒸发量达到最高,土壤含水率也趋于最高;1~2月份,土壤含水率最低,而蒸发量也最低。3)再单独观察曲线上的突变事件。2012-07-08,2012-07-21和2012-08-18在曲线上表现出明显骤升,这些突变都对应着高强度降雨,2012-07-08降雨量为24.9mm,2012-07-21为32.1mm,2012-08-18为18.2mm。综合这些骤升点的降雨量可见,能引起土壤含水率突变的日降雨量在18mm附近,当降雨量超过18mm/d时,土壤含水率曲线在其背景趋势上产生跳跃式变化;而对小于18mm/d的降雨几乎没有明显反映。这说明小雨和低强度中雨(<18mm/d)下,水分仅在表层循环,在浅部就被蒸发掉;高强度中雨和大雨下,降雨才可能入渗到较深部位,而这种影响也是突变性的,不会改变含水率变化总趋势。4)1.4~4.0m深度范围内土壤含水率也发生了趋势性变化。1.6m处自观测开始到5月份中旬处于一个平稳阶段,之后经过近2月的持续下降,又处于另一个平稳阶段,含水率变化量约3.8%;3m处含水率曲线整体上凸,可分为3个阶段,即观测开始到2012年2月份底持续上升,经过3~5月份的基本稳定阶段,6~9月份持续下降;4m处表现出阶段性平稳和缓慢上升趋势,全年上升量约为2%;1.4m和2.0m处全年处于基本平稳状态。5)5.0~8.0m范围内土壤含水率变化微弱,但总体呈上升趋势;其下的9.0~10.0m土壤含水率增长显著,9.0m处增幅约4%,10.0m处约2.5%,这与土层性质有关。8.5m为黄土与古土壤分界面,10.0m还未到古土壤层底面。研究区地下水位很深,约为120m,场地内也无垂直裂隙等直接通道,因此,9.0~10.0m范围内土壤水分不可能由地下水补给,只能是降雨入渗补给的结果。可见深层土壤含水率一方面变化幅度小,另一方面其变化非周年性,其周期可能更长,因此,这些细微变化往往被短期现场试验忽略。以上结论表明黄土中水分迁移受土性影响较大。非饱和黄土中,水分以非饱和渗流或水汽形式迁移,通过持水性低的黄土层时,引起土体含水率的变化小,当遇到持水性高、透水性差的古土壤层时,则会在其中富集。从监测数据来看,4.0m内土壤含水率变化明显,以下至8.0m,土体含水率变化微弱,而从其下的古土壤层含水率变化曲线来看,即使其上的黄土层中含水率变化很小,但也有水汽流通,当遇到阻碍,才会停滞并聚集,如同河流某一断面的水位不变,但有水流经此断面,在其汇入的地方水量会不断增加。4降雨入渗预测模型由于现场观测时间和深度有限,因此,通过数值模拟,一方面可以再现现场观测结果,另一方面可以预测未来土中水分的迁移和分布特点,降雨入渗可按一维问题分析。4.1非饱和渗流的数学描述饱和土的Darcy定律同样适用于非饱和土中水的流动,但土的非饱和渗透系数则不再是常数,而是含水率或基质吸力的函数,即式中:ν为渗流速度;h为总水头;kz(θw)为z方向的非饱和渗透系数;θw为体积含水率。非饱和土一维非稳定流情况的连续方程为式中:t为时间;νz为z方向的渗流速度。由式(1)和式(2)得出非饱和渗流的基本微分方程:由于渗透系数是体积含水率的函数,因此,式(3)是一个二阶非线性微分方程,该方程可用数值方法求解。将非饱和区土中水分运动和饱和区的地下水运动统一进行研究,即饱和—非饱和渗流。Fredlund等认为体积含水率uf071w随着法向应力(uf073-ua)和基质吸力(ua-uw)的变化而变化,即式中:uf073为总应力;ua为孔隙气压力;uw为孔隙水压力;1mw为与法向应力(uf073-ua)变化有关的水的体积变化系数,2mw为与基质吸力(uw-ua)变化有关的水的体积变化系数,则有由式(3)和式(5)得假设瞬态渗流过程中没有外荷载施加在土体单元上,并且在非饱和区气相连续不变,且总水头h=z+uw/γw,z为位置水头,γw为水的容重,则用总水头h代替孔隙水压力uw,式(6)则得饱和-非饱和渗流的控制方程:由非饱和渗流的基本微分方程和控制方程可知:只要知道非饱和土土-水特征曲线和渗透系数函数(即非饱和渗透系数与体积含水率的函数),以及渗流发生的驱动力,就可以得到土体中水分的分布规律。4.2土壤的土水特征曲线探井开挖过程中,分别于5m和9m处取得Q3黄土和S1古土壤大块原状土样,采用张力计法测定原状土样的土-水特征曲线。测试结果见表2,Q3黄土和S1古土壤的土水特征曲线如图6所示。基于实测的土水特征曲线及饱和渗透系数,利用Childs和Collis-Geroge提出的一种建立在任意孔径分布基础上预测非饱和渗透系数的模型,得到黄土和古土壤不同基质吸力所对应的渗透系数,结果见表3,对渗透系数取对数后与基质吸力关系曲线见图7。4.3土-水特征曲线建立模型尺寸(长×宽)为30m×30m,网格划分长度10m以内为0.5m,以下为0.5~1.0m。0~8.5m为黄土,8.5~10m为古土壤,由于模拟目的主要是观察水分在10m深度内的运移情况,因此,将10m以下也概化为黄土。由于研究区地下水位很深,地下水对监测范围内土体含水率无影响,为便于建模计算,将地下水位设置在地表以下29m处。模型上部边界为入渗边界,其余边界均为不透水边界。考虑到初始含水率对渗流结果有影响,按初始含水率(图4)将模拟范围细分为5层,各层取平均值作为初始含水率,由于计算模型中的基本未知量是孔隙水压力,因此,根据土-水特征曲线求得初始含水率所对应的基质吸力,其负值即为孔隙水压力,各土层初始含水率及孔隙水压力见表4。依据全年内降雨量数据给定入渗时程,强度及持时按如下原则确定:若连续几天内有不同雨强的降雨,则将这几天合并为1个渗水时程,渗水强度取平均雨强,历时为降雨时间总和;若连续几天无降雨,则合并为1个渗水时程,渗水强度为零,历时取无降雨时间总和,渗水时程如表5所示。4.4土体含水率随深度的变化规律按月降雨量大小,全年可分为5个时期:(1)2011-11,降雨量较大;(2)2011-12—2012-02,是全年降雨量最少的月份,总降雨量仅占全年降雨量的3.5%;(3)2012年3~4月份,降雨量显著增加;(4)2012年5~7月份,是全年降雨量最多的月份,总降雨量约占全年降雨量的56%;(5)2012年8~10月份,降雨量急剧减小。降雨量数据如表6所示。图8所示为模拟得到时期(1)末(即第5个渗水时程后,见表5)的孔隙水压力云图,图9(a)和9(b)所示分别为现场观测和数值模拟得到的每个时期末体积含水率随深度变化曲线。从图9可以看出:模拟结果与现场监测结果一致,4.0m以内土体含水率对降雨的反应敏感,因为模拟不考虑蒸发作用,因此,表现出降雨量大时,该范围内土体含水率升高,降雨量小时则降低。如时期(2)降雨量最小,4.0m内土体含水率较其他时期最小,甚至降至初始含水率以下;而时期(4)降雨量最大,4.0m内土体含水率较其他时期最大,且地表