渠道土壤含水率的時空變化及滲漏模擬研究

張 健，魏占民*，張金丁，楊旭東，蘇日娜

（1.內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學 水利與土木建筑工程學院，呼和浩特 010018； 2.內(nèi)蒙古自治區(qū)水利新聞宣傳中心，呼和浩特 010000）

0 引 言

【研究意義】渠道滲漏是灌區(qū)灌溉水利用效率測算、灌區(qū)規(guī)劃、設(shè)計運行管理、渠道防滲措施效果評價、區(qū)域水資源供需平衡計算的重要依據(jù)[1-2]。渠道滲漏問題的研究及其成果應(yīng)用一直是水利工程領(lǐng)域重要的研究課題之一。【研究進展】國內(nèi)外學者已針對渠道水分入滲致使土壤含水率發(fā)生變化方面展開了大量的研究，毛曉敏等[3]模擬結(jié)果表明，均質(zhì)土的土壤含水率在橢圓區(qū)域邊緣變化明顯。而層狀土的濕潤峰向周邊區(qū)域并非均勻規(guī)則推進，各層土壤含水率有明顯差別。張金丁等[4]研究認為，在渠道水深作用下，渠床土壤含水率動態(tài)分布受基質(zhì)勢梯度、土壤導水率及濕周的影響較大。關(guān)于層狀渠道的研究表明，土壤含水率分布具有不連續(xù)性，受夾層土壤質(zhì)地影響顯著，當濕潤鋒穿過夾砂層后，夾砂層內(nèi)的土壤含水率明顯小于其飽和含水率[5-8]。目前，渠道滲漏試驗的數(shù)值模擬及入滲模型研究仍是熱點。張茜媛[9]利用渠道滲漏有限元計算分析表明，地下水位埋深較淺時，渠道水位和地下水位深度對渠道滲漏量影響較大。李玥[10]基于HYDRUS 軟件模擬不同邊界條件下的試驗，探尋5 個因素之間的交互作用，擬合出多影響因素下累積入滲量和濕潤鋒運移距離的計算模型。趙志強等[11]研究表明，HYDRUS-2D 軟件建立水分二維運動模型能較好反演土壤水力特性參數(shù)，模型模擬值與實測值吻合。研究表明均質(zhì)土壤和層狀土壤的水分運動具有很大的差異，使得入滲過程變得較為復雜[12-14]?！厩腥朦c】以往雖然已進行了大量渠道滲漏的試驗、理論分析及模擬研究，但研究大多是針對渠道滲漏量的室內(nèi)模擬試驗和計算，多圍繞于一維土壤水分入滲問題，較少涉及水深對渠道土壤水分入滲的影響，渠道水分入滲致使土壤含水率時空分布變化的研究仍不多見?！緮M解決的關(guān)鍵問題】因此，有必要開展實際情況下渠道滲漏的試驗研究，探究渠道水深變化對土壤水分入滲及周邊土壤含水率時空分布的影響，模擬分析不同質(zhì)地的土壤水分入滲規(guī)律。本研究可為灌區(qū)節(jié)水工程改造實施、灌溉水有效利用系數(shù)的控制指標及區(qū)域水資源評價等提供技術(shù)支持。

1 試驗與方法

1.1 測試方法

試驗于2017 年5 月在內(nèi)蒙古巴彥淖爾市臨河區(qū)永濟試驗站進行，試驗站位置坐標為E107°24′，N40°46′，試驗期間觀測地下水水位介于4.24～5.17 m之間。站內(nèi)備有小型自動農(nóng)田氣象站，監(jiān)測內(nèi)容包括：環(huán)境溫濕度、風速風向、累積降雨量、大氣濕度等氣象數(shù)據(jù)。該區(qū)為溫帶大陸性氣候，年平均降水量142.1 mm。2017 年6 月開始在試驗區(qū)域內(nèi)取土樣，土壤剖面深度為200 cm，采用型激光粒度分析儀對土樣做土壤顆粒分析，利用飽和滲透儀，采用常水頭法測定飽和導水率。試驗區(qū)土壤顆粒分布及土壤干體積質(zhì)量見表1，表2 為不同深度土層飽和土壤體積含水率。

表1 試驗區(qū)土壤質(zhì)地 Table 1 Soil texture of test area

表2 不同深度土層飽和土壤體積含水率 Table 2 Saturated soil volumetric moisture content at different depths

1.2 試驗設(shè)計

試驗渠道長度為30 m，梯形斷面渠道底寬1 m，斷面水深1.2 m，設(shè)計最大水深1 m，邊坡系數(shù)1.0，渠道頂寬3.4 m。依照《渠道防滲工程技術(shù)規(guī)范GB50600—2010》[15]需修筑隔離堤和滲漏平衡區(qū)，渠道滲漏試驗采用恒水位靜水位法。測試渠道的布設(shè)內(nèi)容為：渠底布置3 根TDR 管，間距為50 cm；在渠道邊坡上布置2 根TDR 管，水平間距為60 cm；在渠道坡頂處布置4 根TDR 管，間距為30 cm。測試渠道的觀測內(nèi)容：用水尺觀測水位的變化；用秒表記錄水位下降的時間；氣象站可記錄降雨時段及降雨量；在試驗開始前和結(jié)束后用Diviner 2000 型便攜式TDR 土壤水分廓線儀測定不同位置處不同深度的土壤含水率，并且在試驗進行中每隔1 h 或2 h 測定1 次土壤含水率。

設(shè)渠道水深為試驗變量，渠道水深變化范圍為30～100 cm，間隔為10 cm，共8 個水深，采用統(tǒng)一的方法進行渠道入滲試驗。試驗開始時從臨近水源（水井、機電井）用水泵同時向測驗段、滲漏平衡區(qū)注水，并保持兩側(cè)水位基本相同，在試驗進行的同時進行降雨量的觀測。

1.3 HYDRUS 模型建立

1.3.1 渠道水分運動模型

渠道水分入滲過程屬于二維入滲，采用修正的Richards 方程描述渠道水分運動模型方程： 式中：θ為土壤體積含水率（cm3/cm3）；t為入滲時間（min）；h為基質(zhì)勢（cm）；x、z為水平坐標和垂直距離，規(guī)定z向下為正（cm）；K（θ）為非飽和導水率（cm/min）。

土壤水力函數(shù)方程選用Van Genuchten-Mualem公式，表達式為：

式中：Ks為土壤飽和導水率（cm/d）；θe為土壤相對飽和度；θr為土壤剩余體積含水率（cm3/cm3）；θs為土壤飽和體積含水率（cm3/cm3）；n是經(jīng)驗擬合參數(shù)，其中m=1-1/n，α是進氣值倒數(shù)，與土壤物理性質(zhì)有關(guān)的參數(shù)（cm-1）；l為經(jīng)驗擬合參數(shù)，通常取其平均值為0.5[16]。

本試驗僅涉及土壤水分運移模擬，故模型參數(shù)率定主要為土壤水力特性參數(shù)，即VG模型參數(shù)的率定。分析過程采用RETC 軟件結(jié)合土壤水分特征曲線實測數(shù)據(jù)及實測的飽和含水率、飽和導水率計算得到每個土層的初始土壤水力特性參數(shù)。將上述土壤水力特性參數(shù)輸入模型進行求解，結(jié)合HYDRUS-2D 模型反解模塊利用實測的累積入滲量資料對土壤水力特性參數(shù)進行進一步的調(diào)整確定。即利用模擬值與實測值比較試算土壤水力特性參數(shù)的相對精確值，從而確定VG 模型參數(shù)，具體土壤水力特性參數(shù)初始值見表3。

表3 試驗土壤VG-M 模型水力特性參數(shù)初始值 Table 3 Initial hydraulic characteristics of soil VG-M model

1.3.2 初始條件設(shè)置

因渠床土壤及渠道邊坡下方濕潤土體均為不規(guī)則的非飽和帶，將模擬分析的過程概括化的整個模擬區(qū)域的初始含水率有規(guī)則的分散成若干含水率模擬區(qū)塊，故初始條件可設(shè)置為：

式中：θ1～θ7為不同模擬區(qū)塊初始體積含水率，初始值：θ1=0.258 8，θ2=0.45，θ3=0.45，θ4=0.389，θ5=0.45，θ6=0.321 3，θ7=0.168 7，單位為cm3/cm3。

圖1 模擬渠道邊界條件 Fig.1 Schematic diagram of simulated channel boundary conditions

1.3.3 邊界條件設(shè)置

圖1 為模擬渠道邊界條件。由圖1 可知，渠道關(guān)于ED 所在面對稱，故在模擬渠道入滲過程中只需考慮ABCDEFG 區(qū)域內(nèi)的土壤水分運動即可。因試驗的特殊性，在水位下降靜水測滲試驗的準備階段需將渠道里的水量加到特定渠道水深，在加水的過程中渠床表層土壤便已被水分濕潤至接近飽和狀態(tài)，水深最深的情況下土壤含水率基本處于飽和狀態(tài)。故EF 和FG邊的初始條件可設(shè)為飽和含水率，在不同渠道水深情況下，這一飽和體積含水率的值均為0.45 cm3/cm3。渠道水深以上部分，GA 和AB 邊界接觸大氣，選擇大氣邊界。因模擬區(qū)域關(guān)于ED 所在面對稱，故左邊界ED 可視作水平通量為0，設(shè)為零通量界面；右邊界BC 亦視為零通量界面；下邊界DC 視為自由排水邊界。

2 結(jié)果與分析

2.1 渠道土壤含水率的時空變化研究

為探究渠道入滲過程中土壤含水率的時空變化規(guī)律，本研究位置選取在距離渠道中心線右側(cè)50 cm 處。由圖2 可知，不同時刻土壤含水率在剖面分布變化較為明顯，試驗開始運行0 h 時，豎直方向100～140 cm土壤含水率值相近，在38.30%～41.58%之間變化；隨著剖面深度的增加，150～170 cm 土壤含水率值對應(yīng)的數(shù)值越小，由28.68%減小到14.19%。試驗進行2 h 后，100～120 cm 土壤含水率值基本達到飽和，隨著時間的延長，數(shù)值基本不變。土層深度為110 cm 和120 cm的含水率值相比初始時刻分別增加了9.45%和14.45%；而在120～130 cm 土層深度處，試驗進行4 h 范圍內(nèi)，土壤含水率分布變化比較明顯，含水率值依次增加2.73%、8.97%、11.47%。與上層土壤相比，入滲速率相對變慢，土壤達到飽和含水率的時間延長。由此可見，當土壤剖面存在分層界面時，臨界面對水分的入滲具有緩阻作用，土壤達到飽和含水率的時間相應(yīng)增長。在試驗4～7 h 內(nèi)，隨著時間的推移，基本可達到均勻入滲。試驗運行7 h 后，土壤剖面100～170 cm含水率趨于穩(wěn)定，隨著時間的推移，含水率數(shù)值無明顯變化，土體含水率近乎為飽和含水率。

圖2 不同時刻土壤含水率剖面分布 Fig.2 Sections of soil moisture content at different times

由圖3 可知，100～120 cm 土層土壤含水率的變化規(guī)律基本一致，2 h 范圍內(nèi)呈線性增大，而后含水率值再無明顯變化，土壤達到飽和含水率的時間相對較短。土層深度為110 cm 處，初始含水率值為41.58%，2 h 內(nèi)含水率值相對增加9.45%，而后基本趨于穩(wěn)定；120 cm 土層深度處，初始含水率值為41.58%，2 h 含水率值相對增加14.45%，而后趨于飽和含水率。130 cm 土層深度處，在5 h 范圍內(nèi)，隨著時間的推移，含水率值相應(yīng)增加2.73%、8.97%、11.47%、17.77%，而后土壤含水率趨于穩(wěn)定，可見土壤含水率變化明顯且達到飽和的時間相對較長，這是因為土壤剖面土質(zhì)的層狀性，致使在5 h 范圍內(nèi)土壤含水率的變化較為顯著，達到飽和含水率的時間較長。土層深度為150～170 cm 處，含水率的變化規(guī)律為前期含水率值基本為土壤初始含水率值，而隨著水分入滲穿過土質(zhì)分界面后，土壤含水率值基本呈線性增加，而后趨于穩(wěn)定，達到土壤飽和含水率。由此可見，當土壤剖面存在分層界面時，臨界面對水分的入滲具有緩阻作用，土壤達到飽和含水率的時間相應(yīng)增長，且到達一定時間后，緩阻現(xiàn)象消失，水分通過分層界面后，呈線性均勻的變化，這是因為分層界面上下的基質(zhì)勢不同，當濕潤鋒運移至分界面時，濕潤鋒的基質(zhì)吸力大于下層土壤的進水吸力，隨著時間的延長上層土壤趨于飽和，上層基質(zhì)吸力小于下層土壤的進水吸力時，水分穿過分層界面入滲到下層。這與李卓、范嚴偉[12,14-17]的結(jié)論一致。

圖3 不同土層深度土壤含水率隨時間變化 Fig.3 Soil moisture content changes with time at different depths of soil layers

2.2 不同水深條件下渠道滲漏及模擬分析

2.2.1 入滲速率的變化及模擬分析

選取渠道水深H為40、60、80、100 cm 的試驗進行研究。由圖4 可知，4 種渠道水深相應(yīng)的穩(wěn)定入滲速率依次為1.070、1.467、1.610、2.155 cm/h；到達穩(wěn)定入滲的時間為4.48、3.99、3.50、2.79 h。相對于H為40、60、80、100 cm 水深條件下穩(wěn)定入滲速率相應(yīng)增加33.85%、46.90%、101.10%，達到穩(wěn)定入滲的時間依次減小0.71、1.20、1.69 h。由此可見，試驗均呈現(xiàn)出初期入滲速率變化由快逐漸變慢，到達一定時間后基本趨于穩(wěn)定。隨著渠道水深的增大，對應(yīng)的穩(wěn)定入滲速率越大，到達穩(wěn)定入滲的時間越短。這是因為水分在土壤內(nèi)運動，勢能的變化為主要驅(qū)動力，渠道水深的變化導致壓力勢變化，即入滲水頭對渠道水分入滲影響顯著，研究成果與李紅星[18]的一致?；贖YDRUS-2D 模擬實際土壤條件下的渠道滲漏，模擬值和實測值的變化趨勢基本吻合，4 種水深實測值和模擬值的RMSE的值為0.002 9、0.005 1、0.004 9、0.015 2 cm/h，R2的值為0.99、0.96、0.97 及0.95，說明模擬效果較好。

圖4 不同水深條件下入滲率的實測值和模擬值 Fig.4 Measured and simulated values of infiltration rates under different water depths

圖5 不同水深條件下累積入滲量的實測值和模擬值 Fig.5 Measured and simulated values of cumulative infiltration under different water depths

2.2.2 累計入滲量的變化及模擬分析

圖5 為不同水深條件下累積入滲量的實測值和模擬值對比。入滲時間為23.85 h 時，4 種水深相應(yīng)的累積入滲量依次為0.55、1.25、2.11、3.99 m3。相對于水深H為40、60、80、100 cm 累積入滲量相應(yīng)增加89%、219%、1 319%。由此可見，試驗累積入滲量的變化基本均呈線性變化規(guī)律，且隨著渠道水深的增大，累積入滲量的變化越大。這是因為勢能的變化為水分在土壤內(nèi)運動的主要驅(qū)動力，渠道水深與土壤水勢梯度正相關(guān)，因而與滲漏通量正相關(guān)，渠道水深的變化導致滲透通量變化，得出入滲水頭（渠道水深）為影響渠道滲漏的主要因素，研究成果與李紅星、張建豐[18-19]的結(jié)論一致。

模擬值和實測值的變化趨勢基本吻合，4 種水深試驗實測值和模擬值的RMSE的值為0.001 9、0.002 5、0.003 9 和0.091 7 cm/h，R2的值為0.99、0.98、0.96及0.93，說明試驗?zāi)M效果較好。結(jié)合對渠道入滲速率及累積入滲量的模擬結(jié)果，可知所選定的土壤水分運動方程合理，參數(shù)值合適，用于渠道滲漏評價入滲速率和累積入滲量可行。

2.3 基于HYDRUS 模擬不同土質(zhì)渠道滲漏

圖6 不同土質(zhì)條件下入滲速率 Fig. 6 Infiltration rates under different soil conditions

選取試驗渠道內(nèi)粉土及粉壤土進行均質(zhì)渠道滲漏模擬研究，土壤含水率見表2；模擬試驗采用HYDRUS-2D 軟件，具體土壤水力特性參數(shù)值見表3。如圖6、圖7 所示，3 種類型土壤的入滲速率變化均呈現(xiàn)入滲初期速率較大，在一定時間內(nèi)逐漸減小，而后趨于穩(wěn)定；累積入滲量的變化基本呈線性增加的變化。0.9 h 內(nèi)粉壤土及層狀土的入滲速率基本一致，粉壤土在0.9～5.62 h 時間范圍內(nèi)呈線性減小，而后趨于穩(wěn)定；層狀土在0.9～1.56 h 呈非線性減小的變化，1.56 h 后趨于穩(wěn)定。表明2 種土質(zhì)條件下入滲速率在濕潤鋒到達砂層前與粉壤土基本一致，但由于層狀土內(nèi)砂土具有一定的阻水減滲性[5-7]，使得水分進入砂層前呈非線性緩慢地變化，進入砂層以后，入滲率為常數(shù)，即轉(zhuǎn)為穩(wěn)定入滲過程，這與張建豐[19]的研究結(jié)論一致。粉壤土的穩(wěn)定入滲速率相比粉土增大30%，而28.97 h 時的累積入滲量增大56.3%，這是因為粉土中含有粉粒，砂粒量相對較少，故相對于粉壤土，粉土的進水吸力明顯大于砂壤土，其持水能力相對較大，入滲速率較小，累積入滲量較小。因此，渠道土質(zhì)越黏重，土粒間孔隙就越小，水流滲漏的阻力越大、水力傳導度越小，土壤持水能力越大，渠道的滲漏損失越小結(jié)論與高峰[20]的結(jié)論一致。

圖7 不同土質(zhì)條件下累積入滲量 Fig.7 Cumulative infiltration amount under different soil conditions

3 討 論

本研究在渠道有壓入滲條件下采用恒水位靜水試驗的方法進行渠道滲漏研究，分析渠道土壤含水率的時空變化規(guī)律，探究不同水深條件下渠道的累積入滲量及入滲速率的變化規(guī)律。基于田間層狀土壤條件下開展的渠道滲漏試驗研究，建立了二維空間上飽和-非飽和有壓水頭的土壤水分入滲模型，采用HYDRUS-2D 軟件對試驗渠道及均質(zhì)粉土、粉壤土的渠道進行模擬。但只針對渠道內(nèi)的2 種土壤進行模擬研究，此外應(yīng)開展多種質(zhì)地條件下均質(zhì)及層狀組合的渠道水分滲漏分析，且影響渠道滲漏的因素較多，未來有必要進行眾多試驗探索渠道滲漏的主要因素，并開發(fā)多因素交互情況下渠道滲漏損失計算公式。

4 結(jié) 論

1）當土壤剖面存在分層界面時，時間在2～5 h內(nèi)，臨界面處含水率值依次增加2.73%、8.97%、11.47%、17.77%，隨著時間的延長，土壤含水率逐漸趨于穩(wěn)定，可見臨界面對水分的入滲具有緩阻作用，土壤達到飽和含水率的時間相應(yīng)增長，且到達一定時間后，緩阻現(xiàn)象消失，水分通過分層界面后，呈線性均勻的變化。

2）利用HYDRUS-2D 軟件對試驗渠道的水分入滲速率及累積入滲量進行模擬效果較好，用于渠道滲漏評價入滲速率和累積入滲量是可行的。分析得出隨著渠道水深的增大，入滲速率越大，累積入滲量的變化越大。

3）粉壤土的穩(wěn)定入滲速率相比粉土增大30%，而時間為28.97 h 時累積入滲量增大56.3%。