深度变化（共3篇）
深度变化 篇1
1 概述
土壤团聚体是土壤结构的基本单位, 其在土壤中的形状与排列, 即它的稳定性对土壤物理性质以及植物的生长具有极大的影响, 而其数量的多少在一定程度上反映土壤的供储养分、持水性、通透性等能力的高低[1,2]。土壤结构稳定性的变化, 即团聚体稳定性的变化可以作为表征土壤生态特性的一个重要指标[3]。研究土壤中不同深度的团聚体含量变化对农业有一定指导作用[4]。
2 材料与方法
本研究选择位于辽宁省朝阳市喀左县乌兰旗镇哈叭气的一处果园中, 土地的利用方式为果园, 对喀左的红土具有一定的代表性。该区位于北方山地丘陵地区, 属于北温带大陆季风气候, 年降雨量450~480mm (陈利, 现代农业科技, 朝阳地区) 。但其80%降雨集中在7~9月份, 雨型多属于短历时高强度暴雨;且地面坡度很陡, 加之自然植被覆盖率为50%左右。这些自然因素的综合影响, 使得水土流失严重。
本研究对剖面按发生学层次采样, 对样品进行土壤团聚体干筛和湿筛的测定。
干筛实验方法:将风干的土样混匀, 取1kg。用孔径分别为5mm、2mm、1mm、0.5mm、0.25mm筛子进行筛分 (筛子附有底和盖) 筛完后, 将各级筛子上的团聚体及粒径<0.25mm的土粒分别称量 (精确至0.01g) , 计算干筛的各级团聚体占土样总量的百分含量。然后按其百分比, 配成2份质量为50g (精确至0.01g) 的土样, 作湿筛分析使用。
湿筛分析方法:在团聚体分析仪上进行湿筛分析, 一次可同时分析4个土样。先将孔径为5mm、2mm、1mm、0.5mm、0.25mm套筛用铁架夹住放入水桶中, 再将称量的土样小心地放入1000m L平口沉降筒中, 用洗瓶沿筒壁徐徐加水, 使土样湿润逐渐达到饱和, 湿润10min。小心沿沉降筒壁加满水, 筒口用橡皮塞塞紧, 上、下倒转沉降筒, 反复10次。然后将沉降筒倒置于水中的团聚体分析仪的套筛上面, 迅速在水中将塞子打开, 轻轻晃动沉降筒, 使之既不接触筛网, 也不离开水面。当粒径>0.25mm的团聚体全部沉到上部的套筛中时, 在水中用手堵住筒口, 将沉降筒连同筒中的悬浮液一起取出, 弃去悬浮液。然后在水中慢慢提起筛子, 再下降, 升降幅度为3cm~4cm (注意上层的筛子不能露出水面) , 反复10次后提出套筛, 将筛组拆开。留在筛子上的各级团聚体用细水流通过漏斗分别洗入白铁盒或铝制盒中, 待澄清后倒去上面的清液, 使各级团聚体自然风干。
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3 实验结果与讨论
如表1, 与干筛法不同, 湿筛发所测得的不同深度的土壤团聚体分布表现出较大的差异。除了<0.25mm之外, 各粒级团聚体所占团聚体总体表现为含量逐渐减少或者没有。且表层的水稳性团聚体含量较高, 越往底层团聚体含量越少。
干筛大团聚体数量远大于湿筛大团聚体数量, 这是因为风干团聚体中包括水稳性团聚体与非水稳性团聚体, 湿筛过程中非水稳性团聚体破碎分解为小粒径团聚体, 因而水稳性团聚体 (即通过湿筛法测得的团聚体) 数量的多少更能反映土壤结构的稳定性。
4 结论
不同深度的水稳性和非水稳性团聚体表现出较大差异, 越深层次的团聚体>0.25mm粒级的含量越少。
摘要：以辽宁朝阳喀左地区的土壤为研究对象, 对该地区的土壤剖面中不同深度的干筛、湿筛测得的团聚体进行了比较, 阐述了二者之间的关系, 说明了土壤团聚体对农业生产的影响。
关键词：土壤团聚体,水稳性团聚体,非水温性团聚体
参考文献
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深度变化 篇2
利用青藏高原及其毗邻地区22个辐射观测站建站至的总辐射及日照百分率观测资料,确定了Angstrom-Prescott模型参数,以此模型估算了高原及毗邻地区116个站1961年1月至月份的总辐射.结合高原地区75个气象站的冻土观测资料,探讨了青藏高原地区总辐射变化对高原土壤季节冻结深度的影响.结果显示,冬季总辐射变化对季节冻深有较大影响.冷湖、玉树两个较典型的站点中总辐射与土壤冻结深度的.负相关关系显著,与典型站点相似,德令哈、格尔木两站总辐射与季节冻深亦呈负相关.研究区域内,近乎80%的调查站点,总辐射与季节冻结深度之间关系呈现负相关;另外21%的站点呈现正相关关系.多元回归分析结果显示,纬度、海拔、总辐射及气温4个因子与季节冻结深度的相关显著.总辐射是高原土壤季节冻结深度的重要影响因子之一.
作 者：李韧 赵林 丁永建 沈永平杜二计 刘广岳 LI Ren ZHAO Lin DING Yong-jian SHEN Yong-ping DU LIU Guang-yue 作者单位：李韧,赵林,杜二计,刘广岳,LI Ren,ZHAO Lin,DU,LIU Guang-yue(中国科学院,青藏高原冰冻圈观测研究站,甘肃,兰州,730000;中国科学院,寒区早区环境与工程研究所,冰冻圈科学国家重点实验室,甘肃,兰州,730000;中国科学院,寒区旱区环境与工程研究所,甘肃,兰州,730000)丁永建,DING Yong-jian(中国科学院,寒区早区环境与工程研究所,冰冻圈科学国家重点实验室,甘肃,兰州,730000;中国科学院,寒区旱区环境与工程研究所,甘肃,兰州,730000)
深度变化 篇3
关键词：裂隙深度,视电阻率,各向异性指数,影响范围,变化率峰值
土体中的气相会使土体产中负孔隙水压力,土体中水分受气候条件影响蒸发导致含水率下降,或者土体在外力作用下使土体的应力状态发生变化,都会导致土体的受拉应力超过其剪切强度,土体就会开裂产生裂隙[1,2]。裂隙的存在会破坏土体的整体性,使土体强度降低;裂隙为雨水入渗提供快速通道,增加土体的渗透系数,加剧了土体结构的湿化变形,进一步降低土体的强度;裂隙的存在会反过来会加速的水分的蒸发,使裂隙进一步发育[2,3]。在工程上,裂隙会降低基坑和路堤的稳定性会导致滑坡;在环境上,裂隙作为快速渗流通道会使污染离子等快速入渗进入地下水,裂隙深度越大,入渗越快;在农业上,裂缝的走向和深度会改变地表水的径流以及土壤中水分、养分和微生物等的运移情况,影响农作物根系对土壤中有用物质的吸收和农作物的产量[4]。因此了解裂隙的基本参数及其发育情况有很大的意义。
裂隙的基本参数包括裂隙长度、裂隙宽度、裂隙深度等。研究裂隙有不同的方法但都有各自的不足。施斌[5]用CT法研究外力作用下土体内部裂隙发育过程,CT法可以无损研究一般情况下无法观察到的土体内部结构的变化过程;但设备昂贵需要专业人员不易广泛应用。朱磊等[6]用染色剂示踪法研究了裂隙对于雨水入土渗流的影响;但染色剂示踪法具有破坏性,无法重复对同一试样再次进行试验。随着计算机技术与数码摄影技术的结合和发展,灰度熵法,分形法等新颖的方法被应用于裂隙描述中来[7]。袁俊平采用远距光学显微镜观测系统以灰度熵表征裂隙的发育发展程度[8];李雄威[9]和刘春[10]用数码照相后进行二值法处理然后采用分形进而对土体裂隙进行了描述;但运用图数码图像,只能了解土体表面二维的裂隙信息,不能研究土体的裂隙深度。裂隙深度的大小对土体的强度有很大影响,能根本决定土体的整体性破坏深度,直接影响雨水入渗至深处的时间快慢。目前没有可以广泛应用和无损经济测量裂隙深度的方法,但了解裂隙的深度很有必要。
1 土的视电阻率和AI的介绍
1.1 土的视电阻率
土的视电阻率是土的固有物性参数之一,是电流垂直通过长度为1 m的立方土体时,土沿电流方向所表现出来的电阻大小,单位是Ω·m。土的视电阻率方法具有无损、快捷、连续等优点[11]。用四电极法测量土的视电阻率,四电极法是用两个电极通电流,两个电极测电压。试验示意图如图1,视电阻率ρ的计算表达式为式(1)。
式(1)中L表示沿电流方向的土体长度;S表示垂直于电流方向的截面面积,ΔV和I是测量的电压和电流。实验采用50 Hz交流电,电流约为1 m A。
1.2 AI的介绍
土的视电阻率受很多因素影响,如土体结构、颗粒形状与排列方向、饱和度、孔隙率等。对于存在裂隙的土体,会存在土的视电阻率的各向异性。当土中电流遇到裂隙会绕过裂隙,土体的电势差就会增大,土体电阻会增加,土体导电性变差。而且土体裂隙深度的改变会使土体的视电阻率产生变化,土的视电阻率的各向异性也会增大。Samoulean等人[12]采用了Wenner电极通过视电阻率断面成像(ERT)方法对裂隙土的电学响应进行测试,提出视视电阻率的各向异性指数(AI)。主要研究裂隙引起土体各向异性的程度,因此引入各向异性指数AI的定义如式(2),示意如图2。
如图分布四个电极,视电阻率ρ90为1、4电极通电流,2、3电极测量电压得出的;视视电阻率ρ0为3、4电极通电流,1、2电极测量电压得出的。
2 数值模拟推测裂隙深度
2.1 建模方法
50 Hz的交流电产生的电场相当于电准静态场,物理方程用泊松方程。供电电极上电流分别为1 A和-1 A。假定研究区域的边界条件为理想状态下的绝缘边界。使用有限元方法求上述泊松方程的数值解,方程的求解采用COMSOL的基本数学模块。由于建立的是有限区域的土体,裂隙部分为绝缘体,电流需要顺着裂隙的边界“绕流”。在实际的电流传导的过程中,认为最外层的边界为自然边界条件。
2.2 数值模型及其结果和分析
2.2.1 数值模型
在6s×6s×6s的区域中心放置着电极距离为s的电极阵列,假定一个裂隙横坐标为任意x处开始发育,其发育深度为D,裂隙底部距电极距离为h(图3)。设置一条裂隙,有可变的横坐标位置、长度和深度。本模型主要用来研究对单层电极阵列,裂隙扩展过程中视电阻率各向异性的变化规律,对于裂隙的位置、长度和深度作了不同的设定,如图4。电极距离为s,裂隙的横坐标为x。a中裂隙长度为0.5s,b中裂隙长度为0.9s。
2.2.2 结果和分析
对上述的两种工况下的裂隙的相对深度h与AI的关系进行模拟研究,将结果绘制于图5,坐标按图3中坐标系。从其结果可看出,对于不同长度不同位置的裂隙,他们的变化趋势是相似的。随着裂隙深度的变大,视电阻率的不均匀性在扩大,但在裂隙刚开始扩展和深度最大时,AI基本稳定,数值无变化。图6展示了典型的各向异性随裂隙相对深度的关系。从图中可以看出,这个曲线基本存在3个特殊点:土体从各向同性(AI=1)变为各向异性(AI≠1)的点A;AI随着裂隙深度发育变化最快的点B;当裂隙发育到足够深度时,AI基本不再变化的点C。
从上述两种裂隙模型工况可以看出,沿埋深方向,转折点总是在(-1s,1s)区间内;沿x轴方向,当|x|>s时,裂隙的扩展基本不引起AI的变化。因此,对于某一个电极阵列,可以认为其可测量区域为以2s为边长的立方体区域范围(图7),即裂隙的开展在此立方体外对AI产生很小的影响。裂隙可以认为是边界的一种,在场方程求解中裂隙的边界同样遵守自然边界条件。从上述结论中可知,当边界距离电极阵列1倍电极距离时,基本可以忽略边界对各向异性AI的影响。
使用中心差分公式求解AI变化率随着裂隙相对深度h的关系,绘制于图8。由图8中可以看出,所有计算工况下,AI的变化率总在相对深度接近0时达到峰值。可以由AI的变化峰值点来推导出裂隙深度。
3 室内试验验证
3.1 试验方法
本实验采取的土是800目的高岭土属高液限黏土,液塑限分别为55.2和33.3、比重为2.69、最大干密度为1.28、粉粒和黏粒分别占23%和77%。土样配成含水率为34%,并过0.5 mm筛以确保土料整体的均匀性。将配制好的高岭土以1.0 g/cm3(80%压实度)的干密度压实于40 cm×40 cm×40cm的模型槽中,每次填筑2 cm,填筑质量为4 288g。最终土样最终高度为32 cm。在一个1 cm直径的圆柱型有机玻璃管每隔5 cm贴一个铜片,并用导线引出,制作成电极串插入模型槽中(图9)。先在洞中倒入高岭土膏体,将有机玻璃管插入模型槽中,插入深度为30 cm。试验槽中共有6层电极距离土壤顶层的高度分别为0 cm、5 cm、10 cm、15 cm、20cm和25 cm。9个电极串将构成4个单元格Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ,在左上格正中央插入一个长12 cm,宽0.5cm的环氧玻璃纤维板(绝缘)。每次插入深度2~3cm,测试具有代表性的Ⅰ和Ⅱ单元格土视电阻率的各向异性。
3.2 结果和分析
将裂隙在不同深度下,不同电极测量的结果绘制于图10。图10显示了对于不同埋深出的电极阵列的各向异性随着裂隙深度的变化情况。Ⅱ单元[图10(b)]格的各向异性在整个实验过程中基本不变。Ⅱ单元格距离裂隙面的水平距离为1s(s为电极距离),正好处于影响区域边界,证明了上文结论,对一个电极阵列,其有效的边界影响区域为2s为边长的立方体区域。
从Ⅰ单元[图10(a)]的结果可以看出,随着裂隙深度的增加,15 cm处的电极测得的视电阻率各向异性的变化规律与图6的规律一致,随着裂隙开展慢慢进入影响范围内再开展出影响范围,AI由稳定值开始变小,出影响范围后趋于稳定。由于并不是每层电极都能测得裂隙相对深度从-2~2,其他电极层测出的只对应图6曲线的一部分。对于0 cm、5 cm处和10 cm处的电极结果主要表现为AI一直减小至稳定不变,对应相对深度0~-2;对于20 cm和25 cm处的电极结果主要表现为AI先稳定后减小,对应相对深度2到0。
根据图8的结论,通过AI与裂隙深度的变化比值可以推断裂隙深度,对Ⅰ单元测量值使用中心差分,绘制出DAI/Dh与平均值h的关系于图11中。每一层电极的峰值点都在裂隙相对深度接近于0的点取到,这与模拟的结果是一致的。如图12,根据峰值点对应的深度与实际的平均裂隙深度[(h1+h2)/2]在误差允许范围内,允许误差为0.5倍的电层距离(5 cm)。用多层电极测量裂隙发育在不同时刻的裂隙深度,测出一系列AI通过影响区域可以推出裂隙深度一个大致范围;在此范围内加密电极层,再根据不同时刻的裂隙发育深度所对应的AI变化率的峰值可推测出裂隙的深度。
4 结论
本文模拟单层电极测量具有不同裂隙的土体的视电阻率,充分掌握视电阻率的各向异性随裂隙深度的变化规律,根据变化规律提出通过视电阻率的各向异性指数推测裂隙深度的方法;再通过室内试验测量土体的视电阻率,用玻璃板作为裂隙后得到的视电阻率的各向异性指数来验证模拟得到的规律和结论。
(1)每个电极层对裂隙影响土体的AI的变化测量有影响范围,为两倍电极距离的一个立方体。
(2)每层电极测量随裂隙开展导致不同的AI,当裂隙深度开展至该电极层时,此电极层测量的AI变化率会达到其峰值点。
(3)通过电极层的影响范围确定裂隙发育深度的大致范围。然后加密电极层测量不同时刻对应的裂隙深度,利用AI变化率峰值点推导裂隙深度。
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