土壤入渗参数（精选4篇）
土壤入渗参数 篇1
土壤入渗是降雨或灌溉条件下水分进入土壤实现再分配的过程,是由土壤类型及其土壤理化性状等多种因素综合作用的结果。合理确定表述土壤水分入渗过程的模型参数对提高降水利用率、灌溉水利用效率和促进作物增产具有重要的指导意义。国内外众多学者对土壤水分入渗进行了大量的研究,得出了许多被普遍认可的土壤水分入渗模型,如Kostiakov、Huggins-Monke等经验模型,Horton、Holtan等半经验模型及Green-Ampt、Philip等物理模型[1]。其中Kostiakov二参数模型因形式简单、计算方便以及对土壤水分入渗瞬变过程拟合效果好而被广泛采用。土壤水分入渗模型参数各有其特定的物理意义,直接决定着入渗过程模拟的准确性,因此,获取准确的土壤水分入渗参数是进行作物水分调控和田间用水管理的关键。
目前测定田间土壤入渗参数的方法主要有2种,一是直接获取土壤入渗模型参数的双套环入渗仪法,即用实测试验数据依据模型拟合出入渗参数;二是大田灌水法,此法基于水量平衡原理,在田间灌水时,通过观测入畦单宽流量和地表水深等资料来推求入渗模型的待测参数[2]。Shepard[3]等在假定沟灌土壤水分入渗符合Philip入渗模型和水流推进距离与时间呈幂函数关系的基础上,提出了推求沟灌条件下Philip入渗模型参数的一点法。Elliott[4]通过研究大田沟灌水流入渗得出了推求Kostiakov-Lewis入渗模型参数的两点法。王维汉、缴锡云[5]等依据水量平衡原理创建了估算畦灌条件下土壤入渗参数的线性回归方程。管孝艳[6]利用Iparm方法提出了沟灌Kostiakov-Lewis入渗模型参数的线性估算方法。以上研究为获取土壤水分入渗参数提供了重要途径,但由于试验及观测过程耗时长,工作量大,且线性估算精度不高,使得上述获取土壤水分入渗参数的方法在实际生产过程中受到一定限制。本文基于土壤传输函数的理念,选取Kostiakov、Kostiakov-Lewis以及Philip入渗模型结构,运用土壤传输函数法将易获得的土壤理化参数与土壤入渗模型参数联系起来,建立土壤水分入渗模型参数与易获得的土壤理化参数间的非线性关系———预测模型,通过比较3种模型的预测精度的比较,推荐黄土高原区土壤水分入渗参数预测精度最高的模型参数。
1 材料与方法
1.1 研究区概况
论文所依托的样本试验在山西黄土高原区进行,农田耕作土壤有翻松土、自然土、密实土等多种,土壤结构有团粒状、网粒状、柱状等多种类型;试验田的选择贯穿山西省全境,包括玉米、冬小麦、蔬菜等多种种植条件,涵盖多种地形地貌单元;在自然和人工条件的综合影响下土壤质地类型丰富,以黄褐土、棕壤土和栗钙土为主;土样理化状态多样,土壤的密度、质地类型和有机质含量等理化参数值梯度较大,是山西省黄土高原区农田耕作土壤的典型代表。样本土壤主要参数特征指标见表1。
1.2 试验方案
试验方案分为田间土壤水分入渗试验和土壤基本理化参数试验2部分。试验用水主要为试验点当地深井水或灌溉用水,水温、酸碱度值和溶解离子等参数与试点地下水差异不大。
田间土壤水分入渗试验采用双套环入渗仪法进行测定。此入渗试验设备内外环直径分别为26和64.4cm,其高度均为25.0cm。为保证水分能充分入渗到犁底层,试验前要对地表进行简单处理,去掉表层土壤杂草、秸秆等覆盖物,并将双套环埋在深为20cm左右的土层中,试验开始后,用1 000mL量筒分时段向入渗仪内缓慢加水,避免水流过大冲击表层土壤,受到外环的隔离作用,内环中水流垂直渗入土壤,基本无侧漏损失。运用自制水位控制器来调控入渗环的内外水位差始终保持2cm,以保证入渗试验全过程具有相同的水势梯度。入渗试验前10min内,每分钟观测一次,10~60min内,每5min观测一次,60~90min内,每10min观测一次,分别记录不同时刻的累积入渗量数据。大量研究证明[7,8],水分入渗60min时已基本达到相对稳定状态,为保证数据的准确性,选择90min为试验结束时间。
试验点分布于山西省全省,代表性试点数量较多,如大同试点,平均海拔700~1 400 m,季节温差大,受地貌构造的作用,形成了山地、丘陵、平川等多种地形;吕梁试点处于山西中西部,平均海拔1 000~2 000m,四季分明,降雨集中于夏季,在吕梁山脉影响下,形成了由南到北地势由高山逐渐变平川的分布形态。试验前要分别测定试验点处0~10、10~20和20~40cm土层深度的密度值,用100cm3环刀切割未扰动的农田土壤,削平环刀上下表面,将土样装入事先称重的铝盒内,用烘干法称量计算单位体积的烘干土重量,便可得到土壤密度值。实验室测定的土壤基本理化参数有土壤质地、土壤有机质含量。利用比重计法测定土壤的机械组成,得到黏粒、粉粒和沙粒的质量分数,进而确定土壤质地类型;土壤有机质含量采用灼烧法测定,用精密电子秤称量土壤灼烧前后变化的质量,计算得出土壤中有机质的质量分数。
1.3 入渗模型
根据本文选择的3种入渗模型的结构形式,利用Matlab软件对入渗试验获得的时间与累积入渗量数据按模型形式进行非线性拟合,得到Kostiakov入渗模型参数K和α、Kostiakov-Lewis入渗模型参数K′、α′和f0以及Philip入渗模型参数S、A。3种模型结构如下。
Kostiakov二参数入渗模型:
Kostiakov-Lewis入渗模型:
Philip入渗模型:
式中:I(t)、H和I′(t)都表示t时刻的累积入渗量,cm;K为入渗系数,cm/min,表示入渗开始后第1个单位时间末扣除稳定入渗后的累积入渗量;α为入渗指数,表征土壤入渗速度的衰减速度,无量纲;f0为土壤相对稳定入渗率,cm/min,是在单位土壤势梯度下饱和土壤的入渗速度或非饱和土壤入渗达到相对稳定阶段的入渗速度;S为吸渗率,cm/min0.5,接近第1个单位时段末的累积入渗量;A为稳渗率,cm/min,近似等于土壤的水力传导度。
1.4 建模样本
经过分析与筛选,确定具有代表性的80组数据样本建立模型,并预留10组进行精度检验。表2是随机选取的5组土壤样本不同土层深度的体积含水率和密度值以及黏粒、粉粒、有机质质量分数等基本理化参数数据,对应的入渗模型参数见表3。
2 多元非线性预报模型
2.1 输出参数与输入参数
土壤入渗能力受土壤结构、土壤含水率、土壤质地类型和土壤表层有机质含量等因素影响显著[9,10,11,12,13]。分别从耕作层、犁底层及犁底层以下土壤对水分入渗的影响机理进行分析。
土壤水分入渗初始时段的入渗速率与耕作层土壤理化性质密切相关,耕作层土壤含水率越高,土水势的平均梯度反而减小,使得土壤水分入渗缓慢。表层土壤密度值在一定程度上反映了耕作层土壤的孔隙状况和板结程度,土壤越密实,土壤中大孔隙被压缩破坏,土壤蓄持水的能力减弱,水分便难以渗入土中。土壤质地反映了土壤不同粒径的组成情况,黏粒对土壤水分的吸附作用可以对水分的运动产生重要驱动力,另外黏粒含量越高,土壤发育形成的微小孔隙越密集,在毛管吸力作用下水分入渗越快。土壤表层有机质在裂解过程中能够改善土壤特性,使土壤中小孔隙发育良好,另外,有机质含量高的土壤,形成的团粒结构多且密实,在水流冲击下能保持结构稳定,因此土壤水分的入渗速率快。
随着时间的推移,水分入渗到犁底层,此时入渗速率减缓。犁底层土壤的体积含水率是影响水分入渗的主要因素之一,随着水分的入渗,土壤含水率显著增大,水分的入渗速度逐渐趋于稳定,因此土壤入渗能力的衰减速度加快。在土壤水分入渗过程中,由于自重作用使土壤大孔隙减少,土壤密实程度提高,水分入渗速度随之减慢。土壤黏粒含量越多,土壤发育形成的小孔隙越多,在水分充满大孔隙转而流向小孔隙的过程中,水分入渗路径增长,使入渗速度减缓。
入渗60min时认为达到相对稳定入渗速率,表明水分入渗已到达犁底层以下,此时土壤由耕作层至犁底层以下的全部水分入渗形成一个整体,入渗速率维持基本稳定。因此稳定入渗阶段的入渗速率与耕作层以及犁底层土壤的土壤密度、体积含水率、土壤质地和有机质质量分数等因素关系密切[14]。
综上分析,选择各入渗模型参数作为多元非线性预报模型的输出参数,影响入渗模型参数的主要理化参数作为输入参数。
2.2 多元非线性预报模型结构
(1)单因素函数形式的确定。在建模的80组数据中各选取30组典型数据,运用单因子分析法确立各影响因子与土壤入渗参数的函数关系,并运用Matlab软件对离散点进行拟合,得到各入渗参数的单因素回归方程,如表4所示。
从表4中看出,土壤水分入渗参数受不同深度土层含水率的综合影响,两者既存在对数关系又存在线性关系:在耕作土壤条件下,密度与入渗参数线性关系明显;土壤质地对土壤水分入渗参数的影响较为复杂,与K呈线性关系,与其他参数呈对数关系;土壤有机质与入渗参数呈现对数关系。
(2)多元非线性函数的确定。分析土壤水分入渗参数与各影响因素间的函数关系,将全部影响因子作为多元非线性方程的输入因子,并依次对各个因子进行T检验,将每次检验中T值最小的因子剔除,直至剩余的所有因子都满足检验要求,即|T|≥T0.025,则认为余下的因子是影响水分入渗参数的主要因子,可作为非线性传输函数的输入参数,检验结果如表5~7所示。
注:*表示该理化参数对此入渗参数无显著影响。
注:n表示模型参数的检验次数;#表示每次进行T检验时最小的T值,认为此因素对方程贡献最小,剔除对应的影响因子,不作为回归方程的自变量;表6、表7与此同。
通过T值检验,确定影响各入渗模型参数的主要因子,并由此建立影响因子与3个入渗模型参数的非线性函数关系式。
Kostiakov模型参数的预报模型:
Kostiakov-Lewis模型参数的预报模型:
Philip模型参数的预报模型:
(3)非线性模型误差分析与推荐。给定显著水平α=0.05,查表得到获得F0.05的临界值,比较后得到3种入渗模型参数的F值均比对应的F0.05值大,由此可以判断所建立的非线性传输函数均是显著的。如表8所示,Kostiakov入渗模2个参数的平均误差为8.92%和7.85%,均控制在9%以下,预测精度明显高于Kostiakov-Lewis入渗模型参数和Philip入渗模型参数,表明选择Kostiakov模型作为参数预报模型效果最好,故推荐选择Kostiakov模型参数的非线性预报模型作为黄土高原区土壤水分入渗参数的预报模型。
3 实例应用验证
对推荐的预报模型,选用大同阳高、忻州原平、晋中榆次、吕梁孝义等多个典型试点的10组不同地理条件的数据检验模型精度,其基本理化参数和入渗参数如表9所示。将试验获取的各土壤基本理化参数值代入本文建立的K和α非线性预报模型中,得到K和α的预测值,再将预测值代入二参数入渗模型可求得土壤累积入渗量预测值,误差比较结果如表10所示。
通过对山西省境内大同、吕梁等多个典型试验点田间入渗实测数据的验证,并对预留的10个试验点的预测值和实测值比较后可以看出:入渗系数K的相对误差平均值为4.13%,入渗指数α的相对误差平均值为5.67%,90min累积入渗量的相对误差平均值为6.14%,3个指标误差均控制在7%以内,对全省黄土高原区农田耕作土壤入渗参数预测误差小,可以满足预测的精度要求,预报结果表明以土壤体积含水率、干密度、黏粒含量、粉粒含量以及有机质含量为输入参数建立的Kostiakov入渗模型参数非线性预报模型可靠性高,预测效果好,可为合理确定山西省境内黄土高原区农田耕作土壤灌水技术参数提供重要支撑。
4 结论与建议
(1)基于土壤传输函数理论,利用土壤常规理化参数预测各种土壤水分入渗模型参数都是是可行的,但从Kostiakov、Kostiakov-Lewis以及Philip入渗模型参数的预测误差比较可知,Kostiakov入渗模型2个参数的误差最小,预测精度最高,相对误差可控制在9%以内,并且Kostiakov入渗模型形式简单、应用广泛,故推荐选择Kostiakov入渗模型参数预报模型作为黄土高原区土壤水分入渗参数的预测模型。
(2)运用多元非线性传输函数一方面克服了其他方法易陷入局部最优的缺点,另一方面较好的表达了各输入理化参数与入渗参数间的非线性关系,提高了预测精度。但在建立预测模型的过程中,输入变量只考虑了各参数的主要影响因素,其他次要因素如水温、酸碱度值和水质等均未考虑在内,因此,仍需要进一步研究探索,不断优化多元非线性传输函数的微观结构,提高预测精度,努力为提高农业生产水管理水平提供支撑。
土壤入渗参数 篇2
土壤水是一种重要的水资源,是地表水、地下水、大气水、土壤水转化的纽带,在水资源的形成、转化与消耗过程中,它是不可缺少的成分[1]。土壤水分入渗是降水或灌溉水全部或部分通过地表进入土壤,在土壤中运动和存储,进而转化成土壤水的过程,是土壤水分研究的重要内容,决定降水或灌溉水进入土壤的数量,支配土壤水分动态,影响到植物水分的收支以及深层贮水[2]。
自20世纪初以来,土壤水分入渗的研究工作,逐渐从定性描述走向定量化的研究,先后提出了许多经验、半经验或具有明确物理意义的入渗方程,用以描述一定条件下的土壤入渗过程[3,4,5,6,7]。有关土壤水分入渗已有大量研究[8],然而水分入渗时土壤内部综合压力变化的研究不多见。土壤由固、液、气三相组成,水分在土壤中运动必然与土壤三相发生相互扰动[9,10,11],使土壤的物理性质如土壤容重、孔隙度等发生变化进而使土壤内部压力发生变化,这个压力即水分入渗时土壤内部综合压力,本文旨在利用自制土壤内部压力测量装置测量水分入渗过程中土壤内部综合压力的变化特征。
1 材料方法
1.1 试验材料
1.1.1 试验装置
本试验利用自制的试验装置进行测量[12],该装置已经用来进行根系对土壤机械压力影响的模拟试验以及根系生长期内对土壤内部扰动的综合作用力的测定[13]。该装置对于测量土壤内部压力变化具有较好的精度和适用度。装置由试验装土管(如图1所示)和压力测量系统两部分组成,试验装置连接后如图2所示。其中,形变探测装置中所用介质为纯水。
该试验装置的工作原理为:水分入渗过程中与土壤的固液气三相发生相互扰动,由于水分在土壤中的运移,使土壤的三相组成发生改变,进而使土壤的内部产生扰动而发生形变从而挤压气囊;气囊内测压介质受挤压后,在压力测量系统中可以反映出土壤中探测气囊所在土层受到的压力大小变化。
1.1.2 试验土壤及水分
试验土壤为采自西北农林科技大学灌溉站农地的塿土,土壤经自然风干再破碎,过孔径为2mm的筛以备用,土壤质地为重壤土;试验入渗水分及测压系统测量介质均为纯水。
1.2 试验设计
试验在中国科学院水利部水土保持研究所土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室模拟干旱大厅内进行。设计试验装土容重为1.25,1.30,1.35g/cm3,测定水分入渗灌水量定为2 000mL,测定指标为水分入渗过程不同容重装填土不同土层土壤的内部压力变化特征;测定土层按3层进行测量:0～15cm,15～30cm,30～45cm,每次试验针对不同容重进行3个重复。
1.3 试验方法
本试验利用自制的压力测量装置通过水分入渗测定水分入渗过程中土壤内部的压力变化,试验按照预先设计的容重1.25,1.30,1.35g/cm3计算出每层装土的质量,并以每层装土高度为2cm均匀地装入装土管内,在装填过程中分别在0～15,15～30,30～45cm土层安装测量装置,安装好测量系统后,分别打开图2中所示的阀门K3,K4,K2,K1。装土前装土管底部填放滤纸,以防止土壤颗粒流失,同时为防止表层土壤受到强烈冲击,土样表层也填放滤纸。
本试验水分入渗方法为采用马氏瓶将2 000mL的纯水经土壤表层一次性灌入土柱中并使之稳定入渗,入渗过程中分别记录水分入渗过程中不同时间段的测压管内液面的高度,根据测压管内液面的高度转算出土壤内部的压力;试验入渗时间为420min,根据入渗速率记录不同时间点在0～15,15～30,30～45cm土层的测压管内液面的高度变化。
2 结果与分析
2.1 不同土层的土壤内部压力的变化特征
水分入渗是水分由表层进入土壤,在土壤中运动和存储的一个过程。在水分的入渗过程中,由于入渗速率的影响,水分进入每一层的时间不同;同时,水分在土壤中各层的运移导致其对土壤的内部不同土层的压力亦会有所差异。因此,笔者测量了水分入渗过程土壤不同层的压力变化,图3是容重为1.25g/cm3时水分入渗过程中不同土层的土壤内部压力分布图。
从图3中可以看出表层土0～15cm土层的压力波动比较大。表层土的扰动不仅受水分入渗的影响,也受水分本身的压力影响,在0～15min随着入渗时间的增加压力随之增大,12min后压力值明显下降,并在30min压力值下降到最小,而后随着测定时间的延长,0～15cm土层的压力缓慢上升,最后趋于稳定;15～30cm土层的压力变化在0～15min上升相对比较缓慢,15min后上升幅度有所增加,60min时该层的综合压力值达到最大,之后的1h内出现一个下降的趋势,120min后压力缓慢上升,趋于稳定;底层土30～45cm土层在0～5min内水分入渗对其内部扰动很小,压力值趋于0,随着入渗时间的延长,该土层的综合压力值平缓上升。
由于不同容重的土壤其不同土层的三相组成有所差异,为了充分考虑到容重对土壤不同土层的影响,测定了当容重为1.30,1.35g/cm3时土壤3层的压力变化情况。图4和图5为容重1.30,1.35g/cm3时压力分布图。通过进一步分析图4和图5的分布特征,结合图3,可以看出在整个测定时间内,3种容重下不同土层内的压力变化趋势基本一致,在水分入渗的初期0～20min左右,表层土0～15cm土层内压力变化明显,上升幅度比较大,中间土层15～30cm土层的压力相对小于0～15cm土层的压力,而底层土30～45cm土层的压力趋于0,随着入渗时间的延长,压力小幅度的增加;由于3个处理土柱的土壤容重不同,压力分布曲线的趋势拐点所处的时间点也有所不同,但大致趋势相同,在30～360min表层土0～15cm土层的压力开始时有所下降,随着时间的变化,压力值重新缓慢上升,15～30cm土层也有小幅度的下降趋势,而后继续缓慢上升,而30～45cm土层的综合压力值一直呈上升趋势,这段时间内15～30cm土层内的综合压力值最大,0～15cm土层的综合压力值最小;在360～420min内每一层的压力值都缓慢上升趋于稳定,由图4和图5可以看出0～15cm土层的综合压力值最小,而30～45cm土层的综合压力值最大。
2.2 不同容重土壤内部压力的变化特征
土壤容重是土壤的一个基本物理性质,对土壤透气性、入渗性能、持水能力、溶质迁移以及土壤抗侵蚀能力均有较大的影响[14]。时新玲[15]、张振华等[10]试验得出土壤容重变化明显影响土壤中水分入渗过程,图6～图8分别是0～15cm土层、15～30cm土层、30～45cm土层在不同容重下的压力分布图。由图6～图8可知同一土层由于容重的不同,进而影响水分入渗过程,导致压力大小有所不同,但同一土层内的综合压力趋势变化大致相同。
图6中表层土0～15cm在水分入渗过程中土壤受到扰动后压力波动比较大,在水分入渗的整个阶段,容重为1.35g/cm3的土壤土层内的综合压力值最大,容重为1.30g/cm3的压力值次之,容重为1.25g/cm3时的压力值最小。
图7中15～30cm可以明显看出0～30min内容重为1.25g/cm3时的压力值最大,30～90min内3个容重下的压力值大致相同,90min后容重为1.35g/cm3 的土壤土层内的综合压力值最大,容重为1.25g/cm3时的压力值最小。
土壤水分入渗的本质是水分在土体里流动而不断深入的过程,由于水分向下流动到30～45cm土层需要一定的时间,所以初始时间该层水分入渗对土壤扰动的综合压力趋于0。从图8中可看出,虽然容重不同但0～30min内其综合压力值比较接近,30～120min内容重为1.25g/cm3时的综合压力值最大,120min之后压力变化趋势发生变化,容重为1.35g/cm3 的土壤土层内的综合压力值最大,容重为1.25g/cm3时的综合压力值最小。
土壤孔隙是土壤水分运动的空间,孔隙度的大小直接影响着土壤的导水特性。土壤的孔隙度是土壤容重的函数,因此土壤容重就成为影响土壤导水特性的重要因素[11],土壤容重越大,水分入渗的速度越慢,进而导致土壤内部的压力值变化也比较慢。由图6～图8可以看出同一时段内,容重越大,压力值的变化幅度越小即压力差越小。
3 结论
1)同一容重下不同土层的土壤,在灌水初期0～20min左右,水分入渗对土壤内部扰动的综合压力随着土层深度的加深而减小;在30～360min时间段内15～30cm土层内的综合压力值最大,0～15cm土层的综合压力值最小;在360～420min内综合压力值随土层深度的加深而增大。
2)不同容重下同一土层的土壤,同一土层的内部压力趋势变化相同,水分入渗对土壤内部扰动的综合压力在表层土0～15cm土层,压力值随着容重的增大而增大,15～30cm和30～45cm土层在测定时间0～90min内,容重越大压力值越小,90min后压力值随着容重的增加呈递增的趋势。
3)同一时段内,容重越大,压力值的变化幅度越小即压力差越小。
摘要：利用自制土壤内部压力测量装置对水分入渗过程中土壤内部的综合压力进行了测量,分析了水分入渗过程中不同土层的土壤内部压力的变化特征以及不同容重土壤的内部压力的变化特征。结果表明:同一容重下不同土层的土壤,在灌水初期0～20min左右,水分入渗对土壤内部扰动的综合压力随着土层深度的加深而减小;在360～420min内综合压力值随土层深度的加深而增大。不同容重下同一土层的土壤,水分入渗对土壤内部扰动的综合压力在表层土0～15cm土层,压力值随着容重的增大而增大;15～30cm和30～45cm土层在测定时间0～90min内,容重越大压力值越小,90min后压力值随着容重的增加呈递增的趋势。试验结果同时表明同一时段内,容重越大,压力值的变化幅度越小即压力差越小。
土壤入渗参数 篇3
由于地质和生物过程的作用, 田间土壤大都呈现为层状结构, 特别是山区、沙滩地、土地复垦区等农田、果园地, 土壤贫瘠, 水力性能差, 为了保证作物生长往往在原土。上方覆盖客土 (厚度约10～30 cm) 进行改良, 从而形成了层状土壤结构。而水分在层状土中的入渗规律与在均质土壤中存在较大差异, 研究表明, 土壤的层状结构对水分运动具有减渗和阻挡的作用[1], Colman等[2]研究表明无论细质土覆盖粗质土, 还是粗质土覆盖细质土, 土壤都可看成是均质的, 并且入渗过程由细质土来控制。同时大量的研究表明, 对于土壤中夹砂层情况, 在水向夹有砂层的土壤中入渗过程时, 砂层具形良好的阻水作用, 增加了砂层以上土体的持水能力[3,4,5]。但某一些层状结构条件下, 会出现集中渗流的现象[6]。Ralph等[7]对细砂覆盖粗砂情况下形成的指流情况进行了室内模拟试验, 并利用线性回归分析方法, 建立了下层粗砂颗粒粒径与进水吸力间关系。
因此, 如果采用常规的地面灌溉, 甚至常规大流量滴灌灌溉形式易产生深层渗漏, 降低水分利用效率, 为此, 本文采用微重力滴灌这种低压微小流量的灌溉方式, 研究微重力滴灌不同结构层状土壤入渗特性和湿润模式进行室内研究, 考虑上壤下砂、上砂下壤和均质土壤3种类型进行的湿润模式进行相互比较, 以期建立层状土壤条件下滴灌土壤湿润体预报关系模型。为旱作地区, 土壤抗旱保墒、合理灌溉等提供理论依据, 并对于准确理解和模拟层状土壤介质中的水分和溶质运动过程有重要意义[8]。
1 材料与方法
1.1 试验材料
试验于2007年在中国农业大学水利与土木工程学院试验大厅进行, 供试土壤取自北京市昌平区北流果园, 该果园为典型的沙滩地, 土壤分层明显, 0～30 cm为壤土, 下层以砂土。分层取样, 自然风干, 过2 mm筛后, 按体积质量1.35 g/cm3, 分层装土 (10 cm一层) 。利用马氏瓶稳压供水, 采用10 mL医用注射器针头模拟滴灌, 滴头流量设为0.32 L/h。
当马氏瓶供水时, 将出口处的软管下垂, 使C点高度低于X-X基准等压面, 打开阀门I即可。由于C点处水面下降, 从而B, C两点之间造成一定的水头差, 两点之间的压力将不平衡, 即PB>PC, 在水头差的作用下, G中的水将流出C口, 同时引起G中的水位下降, 从而使得B点的压力小于A点的压力, 即hρ+P<PA, 此时在大气压的作用下, 将有空气通过A点进入到G容器中, 以提高空腔的压力P, 使系统重新达到平衡。通常在实验过程中需要测量用水量, 这一参数可以反映土壤水分入渗的规律, 所以在马氏瓶上贴上刻度尺 (如实物图所示) , 用水量的变化可以直接从刻度尺上读数, 再乘以马氏瓶底面积即为用水体积V。
试验装置为半径65 cm, 高65 cm, 夹角15°的三棱体土槽, 用以代表整个土槽的1/24。土槽一侧采用透明有机玻璃制作, 土槽玻璃上按有刻度尺, 在不同时刻用荧光笔记录湿润锋的动态变化。底板设有通气孔, 实验过程中水分下流时, 土壤中的气体可及时排出。为了排水在三棱体土槽最底下铺设10 cm小石粒, 在土槽最上面空5 cm防止水分溢出, 装土深度为50 cm。
1.2 试验设计
本试验层状土壤, 分别是上壤下砂层结构、上砂下壤结构层状土壤的入渗过程进行实验, 同时设置一个均质壤土的对照处理, 具体见表1。
2 结果分析
2.1 入渗量随时间的变化特征
对于上壤下砂结构土壤, 湿润锋到达两种土壤的交界处前, 入渗量随时间变化规律与均质壤土相同[5]。累积入渗量的变化过程符合均质土的非线性变化过程 (见图1) 。而湿润锋到达壤砂界面后, 入渗过程明显变化, 水流将不再继续向砂层入渗, 而在界面以上土体迅速聚积, 直至土壤含水量所具有的能量开始大于砂层中水分的能量水平后入渗水流方能渗入砂层, 因此砂层的存在增大了上层土体的储水能力, 在一定程度上起到了阻水作用。表现在湿润锋曲线通过壤砂界面后, 垂向前沿越来越趋于水平, 而径向前沿越来越趋于垂直。同时, 湿润锋径向推移速度明显减缓, 垂向速度也有所减缓。在湿润锋到达下层土以后, 层状土累积入渗量随时间的变化成线形关系, 即入渗率为常数, 对于本实验为 0.32 L/h。可见入渗水流进入砂层之后, 地表入渗通量主要受控于上层土体的渗透能力, 整个入渗过程开始由非线性阶段转为稳渗阶段, 且稳渗率比均质壤土相同时刻的瞬时入渗率明显减小, 因此砂层的存在, 也在不同程度上起到的了减渗作用。
对于上砂下壤结构层状土的入渗特征则是在两层土的交界处有明显的阻流现象。在上砂下壤结构的土壤入渗过程中, 由于上层土的导水率大于下层土的导水率, 水分入渗到达下层土以后, 上层土的来水强度大于下层土的土壤导水率, 因此, 多余的水量自然在上下土层交界面以上积累, 并逐渐产生临时地下水位[9]。如果土表的供水停止, 则临时形成的地下水会在下层土的不断入渗过程中逐渐消失。上层砂的湿润锋呈现出上窄下宽现象, 即水流不再完全由上而下的渗透, 有一部分水由于上下两层土之间形成的阻水层的存在, 存在拥堵现象, 这主要是由于不同质地土壤导水率不同产生的。
2.2 湿润锋的变化特征
对3个处理垂向入渗距离与入渗时间进行拟合, 发现都符合幂函数关系 (图2) 。幂函数能够非常精确地描述点源入渗湿润锋和入渗时间的关系, 决定系数R2均在0.991以上。拟合发现, 上砂下壤结构层状土壤对垂向湿润锋影响很大, 为了更精确的描述该结构土壤的湿润锋的变化特征, 以沙壤界面为界对该结构土壤不同层进行分开处理 (图2 (c) 、 (d) ) 。同样利用幂函数水平湿润距离与入渗时间进行回归分析 (图3) , 结果显示幂函数能够精确的描述呈状土壤点源入渗湿润锋和入渗时间的关系, 决定系数R2均在0.992以上。所以, 故幂函数可以很好的模拟层状结构土壤的湿润锋的运移。
从图中可以看出, 上砂下壤土的入渗过程相对于上壤下砂土要迅速的多, 由于砂土的导水率相对壤土较大, 所以水分在上层砂土中入渗湿润锋狭长, 径向扩散的速度小于垂向入渗速度, 经过约30 min后, 湿润锋达到层状土的交接界面处;由于土壤性质发生变化, 下层壤土的导水率相对较小, 在交接界面处出现拥水现象, 导致水分向边缘扩散趋势, 垂向湿润锋的运移速度减慢, 而径向运移速度相对垂向运移速度加快, 湿润锋开始向右凸显。对于上壤下砂结构层状土, 水分入渗到交接界面时, 由于土壤性质发生变化也产生临时的阻水现象, 但由于下层砂土导水率高, 故并不明显, 当水分入渗到层状土交接界后, 湿润锋基本呈水平状, 水分在下层砂土中入渗已不是点源入渗, 也是面源入渗, 同时砂土导水率大, 故水分在上壤下砂结构土壤中运移, 总的湿润锋运移速度要大于均质壤土。
将均质土壤、上壤下砂结构层状土和上砂下壤结构层状土湿润锋进行比较可以看出 (图3 (c) ) , 在入渗锋面进入下层土壤以前, 3种湿润锋推进过程基本相似。而当湿润锋进入下层土壤以后, 不同处理差异较明显, 上砂下壤结构层状土与均质土相比, 湿润锋运移明显有所减缓。而上壤下砂结构层状土在湿润锋进入下层土壤后与均质土壤比较湿润锋运移有加快的趋势。
3 结 论
通过微灌溉小流量灌溉条件下土壤水分在层状土中的湿润模式的研究, 发现层状土相对均质土壤都存在不同程度的减渗作用, 可见对于土质贫瘠地区铺设相应的层状土, 能防止水分快速下渗, 提高水分利用的效果。研究发现层状土具有以下主要入渗特征。
(1) 水分在层状结构土壤中运移, 湿润锋在分层交接界面处发生明显的变化, 两种结构土壤都存在阻水作用。对于上壤下砂结构土壤入渗速率主要受控于上层壤土, 砂土存在增加了上层土壤的储水能力;对于上砂下壤结构土壤, 则下层土对上层土的入渗过程具有明显减渗作用。
(2) 对于“上壤下砂”结构土壤中, 界面以上不会出现临时地下水位, 通过交接界面后, 整个入渗过程变成稳渗阶段;对于“上砂下壤”结构土壤, 在界面以上有可能产生临时地下水位, 且临时地下水位随着土表入渗过程的持续而不断升高。
(3) 利用幂函数可以很好的模拟微压小流量滴灌条件下土壤径向湿润锋和垂向湿润锋的发展情况。
摘要：本试验以层状土壤结构为研究对象, 对微压小流量滴灌条件下点源入渗特性规律进行了室内试验, 设置均质壤土、上壤下砂结构和上砂下壤结构层状土壤3个处理, 对其湿润模式, 湿润体在径向、垂向湿润距离与时间的变化特征及湿润锋随时间的变化特性进行分析, 结果显示两种层状都具有减渗功能, 湿润锋随时间的变化规律符合幂函数关系, 研究结果对于层状土壤湿润体预报, 准确模拟层状土壤介质中的水分和溶质运动过程有重要意义。
关键词：层状土壤,湿润模式,湿润锋
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土壤入渗参数 篇4
1 工程实例
1.1 工程背景
本文以某一海外公路工程项目为研究对象(以下称为A项目),该项目全长136 km,所在地属于热带气候,炎热干燥,整个路段内土质以砂砾土为主,路基填料干燥、含水量极低。而沿线只有距离起点32 km处有一条河为恒水源,水流很小且为浊水。生活、生产用水成为A项目的一个大难题。
在项目初期,考虑通过打机井取水解决项目的生活和生产用水问题。但是沿线的水资源调查显示该路段内严重缺水,仅前30 km可以打井且出水量仅勉强维持生活用水,根本无法满足大量的路基施工用水。因而K32的河流就成了整个项目路基施工用水的主要来源。施工用水问题成为A项目施工进度的最大障碍。如何利用有限的水资源最快、最好的提高路基材料的含水量以加快项目施工进度成为亟待解决的问题。
1.2 不断改进的措施及其效果
沿线所有的借土场的填料都过于干燥,含水量极低,无法达到施工要求。如何提高路基所需材料的含水量成为加快施工进度的关键。A项目在施工过程中,不断吸取经验和改进措施,以求取得有效方法获得路基填料的最佳含水量。为了能够达到最佳含水量以保证工程质量、施工进度,A项目在建设初期尝试了不同的方法,效果都不理想。最后,利用沟灌水入渗,在料场进行挖沟灌水,加以拌合闷料来提高路基填料的含水量。
1.2.1 现场水车洒水—平地机拌料
用水车从K32河拉水、现场洒水,平地机拌料以提高路基填料的含水量。现场供水要保证施工期间不间断,而且随着施工推进,拉水运距将越来越大,那么水车台班需求量非常大。在施工现场经常出现设备闲置等水的现象。另外,平地机现场拌料耗时长、功效极低导致现场其他机械设备闲置。加之由于气候炎热干燥,水分蒸发特别快。一旦平地机不能及时拌合,又得重新洒水。该方法在很大程度上限制了施工进度,且成本高。
1.2.2 料场挖机打料—水车喷水—闷料
考虑到现场拌水设备功效太低,改采用在挖机挖料打堆的同时,水车在料场用小水泵向料堆喷水以增加所挖料的含水量。此方法减少了现场设备拌水时间,在一定程度上减少了现场设备闲置的时间。但是,此方法无法均匀拌水,导致料堆出现局部过湿或者局部过干的现象。填料含水的不均匀导致路基施工出现了“弹簧”现象,严重影响了施工质量。
1.2.3 料场挖渠灌水—挖机打料拌合—打堆闷料
为了确保施工进度、施工质量与施工成本,A项目在原有措施的基础上引进了有关沟灌水入渗的研究成果,在借土场进行挖渠灌水、备料拌合、打堆闷料(下文简称“灌水闷料”),以获得路基填料良好的含水量。
1.3 灌水闷料
A项目地处半沙漠化干旱地区,项目范围内土质砂砾化,缺少物理粘性材料,持水量低,但是渗水性却很高。因此通过沟灌水入渗来提高填料的含水量是切实可行的。
聂卫波[4]等的研究表明, 影响沟灌入渗因素有沟中水深、沟底宽度、沟间距、初始含水率、材料容重等。国内外学者不但对沟灌水入渗影响因素做了大量的研究,还建立了沟灌水分运动数学模型。理论上可以通过模型调节各影响因素来保证一定灌溉水量的情况下取得良好的灌水均匀和灌水效率,以得到填料良好的含水量要求。但是根据施工规范要求,填料的含水量只需达到最佳含水量的75%～105%,并且因为灌水之后还要进行拌合闷料以求均匀性,因此只需根据研究结论保证水渠参数合理即可,无需精确计算。
1.3.1 水渠灌水
对于同一个料场,可假设其材料为均质且各向同性,则其材料的初始含水率、质地容重均可以认为是一样的。试验室可以通过试验取得填料的初始含水量,并可以通过击实法测定料场填料的最佳含水量,则可以计算取料量一定的情况时所需要的灌水量。为了方便开挖和灌水,开挖成两端部连通的平行矩形水渠。在取料量一定及需水量一定的情况下,矩形水渠的间隔、水渠宽度以及灌水深度都是相互制约的。基于国内外对于沟灌水渗透影响因素的研究结论,并通过综合考虑各种因素确定合理的水渠参数,以满足良好的灌溉效果,使填料的含水量达到规范规定的控制范围之内即可。
水渠的间距对入渗透累积量影响微小,因此间距大小不受限制。为此,这里选择先确定影响关系比较小的水渠间距。水渠间距越小则水渠间材料渗水的均匀性就越好,而且间距越小一定取料范围内的水渠数越多,一定程度上增加了水渠总水平入渗面积。但是,考虑一定时间的水平入渗深度,同时考虑水渠开挖的土方堆放问题,A项目在开挖过程中取水渠间距为1 m左右。
同时,当水渠间距一定的情况下,水渠的总宽度是一定的,那么灌水的垂直入渗面积就确定了。挖渠灌水的目的是为了让尽可能多的材料接触到水分,吸收水分。因此考虑采用小宽度大水深的水渠,这样可增加土壤和水接触的侧面积,增加水平入渗。同时考虑到开挖方便,取挖机宽度为水渠宽度。水渠间隔和水渠宽度确定的情况下,灌水深度就确定了。
1.3.2拌合闷料
沟渠灌水不能使取料范围内的所有材料含水量均匀。因此,要求在挖机备料的过程进行拌合闷料以进一步保证含水量均匀的效果。砂砾化土质的入渗能力非常强,加之开挖除去土壤表面的固结层,渗透能力一天可达几米。一般情况,灌水数个小时内就可以进行备料拌合。如果不能及时拌合,就用渠间松土覆盖以防止蒸发。因为松土掩护,促进表层土壤快干,形成干土掩护层,同时切断下层土壤与地表的毛细管联系,减少下层水分向上补给量,最终达到减小蒸发强度的效果。拌合打堆可同步进行,以提高挖机的效率。之后,让成堆填料静置一定的时间,在毛细作用驱动下促进填料之间进一步的水分交换,使填料含水量更加均匀。静置时间越久,水分交换越彻底,含水均匀性越好。但是考虑到施工进度问题,A项目一般在24 h之内完成灌水闷料的全过程。
2结语
灌水闷料是在利用国内外沟灌土壤水分入渗的研究成果的基础上得到一个获得路基材料良好含水量的有效方法。在A工程项目建设过程中,取得非常好的效果。灌水闷料以简单的施工工艺很大程度上缓解了A项目施工缺水的难题,可以做到:1)可让灌水控制在固定范围之内,有效提高水资源的利用率;2)可利用松土覆盖有效降低蒸发量,降低用水的损耗率;3)可以通过渠灌、拌合、闷料三步骤达到良好的含水均匀性;4)可以在施工面开展之前进行,能有效提高设备的利用率。此方法简单可行,可用于指导水资源缺乏地区的公路工程路基施工,以保证其施工进度、施工成本以及工程质量,具有显著的社会效益与经济效益。
摘要：以海外某一公路工程项目为研究对象,提出了灌水闷料的新型施工工艺提高路基材料的含水量以加快施工进度,利用国内外沟灌土壤水入渗水的研究成果给出了灌水闷料的合理水渠宽度、水渠间距、灌水深度及灌水时间和闷料时间,以达到有效利用有限水资源的目的。
关键词：土壤水分入渗,灌水闷料,含水量,路基施工
参考文献
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