基于高密度電阻率法的灌溉過(guò)程田間水分入滲特征研究

趙貴章, 孔令瑩, 徐遠(yuǎn)志, 潘登, 王展, 謝思敏

(1.華北水利水電大學(xué),河南 鄭州 450046; 2.山東省水利科學(xué)研究院,山東 濟(jì)南 250013;3.河南省自然資源監(jiān)測(cè)和國(guó)土整治院,河南 鄭州 450016)

灌溉作為一種常見(jiàn)的地表水補(bǔ)給地下水的方式,垂向入滲過(guò)程較為復(fù)雜,灌溉過(guò)程不是一個(gè)形成飽水帶下移、達(dá)到一定深度就停止下移的簡(jiǎn)單過(guò)程,而是主要以非飽和狀態(tài)下移[1],受氣候、巖性、水位埋深、土地利用方式、耕種措施以及灌溉方式等多種因素影響[2]的過(guò)程。因此,深入研究灌溉入滲補(bǔ)給過(guò)程、分析入滲過(guò)程的空間變異性可為合理制定農(nóng)田灌溉制度和計(jì)劃提供科學(xué)依據(jù)。

目前,研究田間水分垂向入滲過(guò)程的方法有很多,包括數(shù)值模擬、元素示蹤試驗(yàn),以及各種物理方法。代智光[3]依據(jù)非飽和水動(dòng)力學(xué)理論對(duì)紅壤區(qū)根灌土壤水分運(yùn)移進(jìn)行模擬并用Hydrus-2D軟件進(jìn)行求解,發(fā)現(xiàn)實(shí)測(cè)值與模擬值差異較小,表明該模型可以應(yīng)用于該區(qū)域的土壤含水率剖面模擬。張偉等[4]研究了不同灌水量與不同水頭變化情況下的含水率與濕潤(rùn)鋒運(yùn)移過(guò)程,通過(guò)Hydrus-2D軟件建模模擬雨水急聚情況下的深層土壤水分運(yùn)移,得到了徑向濕潤(rùn)鋒的運(yùn)移隨設(shè)計(jì)深度的增加有著明顯變化的結(jié)論。在灌水量增大的條件下,濕潤(rùn)鋒的垂向下移速度大于徑向下移速度。宋浩[5]使用氫氧穩(wěn)定同位素作為示蹤劑研究新疆伊犁地區(qū)灌溉條件下干旱區(qū)包氣帶土壤水的灌溉特征,研究發(fā)現(xiàn),對(duì)于平原地帶的土壤剖面灌溉水入滲補(bǔ)給通常是以“活塞流”形式入滲。陳志輝等[6]通過(guò)研究灌溉水的田間運(yùn)移過(guò)程確定了灌溉水的入滲補(bǔ)給量和入滲系數(shù),得到灌溉水通過(guò)入滲補(bǔ)給地下水量占總補(bǔ)給量的11.4%以上、大部分灌溉水消耗于蒸發(fā)蒸騰作用的結(jié)論。不同研究方法的適用性不同,每種方法都有各自的優(yōu)勢(shì)和不足,計(jì)算灌溉水的補(bǔ)給量適用于物理方法,模擬時(shí)間尺度上的水分運(yùn)移適用數(shù)值模型方法,在分析灌溉水的運(yùn)移轉(zhuǎn)化作用時(shí)通常用同位素方法。研究發(fā)現(xiàn),數(shù)值模擬過(guò)程中對(duì)于參數(shù)的選取通常采用假設(shè)的方法,具有很大的主觀性和不確定性[7]。

為了進(jìn)一步研究灌溉過(guò)程中包氣帶水分入滲的空間變異性,本文利用高密度電阻率法測(cè)定水分入滲過(guò)程,通過(guò)浸水試驗(yàn)布設(shè)電極和水分傳感器對(duì)土體電阻率和含水率進(jìn)行實(shí)時(shí)監(jiān)測(cè),建立土體電阻率與含水率間的關(guān)系模型,反演剖面水分運(yùn)移過(guò)程,并分析出水分的入滲特征,以便提供該地區(qū)的包氣帶水分入滲的空間變異性研究依據(jù)。

1 研究區(qū)域與試驗(yàn)方案

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)域位于安徽省宿州市東南部的沱河河漫灘處,地勢(shì)由西北向東南傾斜,研究區(qū)淺部地層含少量灰色浸染的灰黃色黏土和棕黃色砂巖,如圖1所示。地屬溫帶半濕潤(rùn)季風(fēng)氣候,降雨集中于夏季6—8月,夏季降水量占全年降水量的50%～60%。主要植被覆蓋為楊樹(shù)、柳樹(shù)和少量雜草。

圖1 研究區(qū)域現(xiàn)場(chǎng)圖

在距離宿州城區(qū)4 km、沱河節(jié)制閘下游方向20 m處的沱河漫灘上選取典型剖面,對(duì)該剖面的土體進(jìn)行電阻率和含水率監(jiān)測(cè)。

1.2 測(cè)試儀器與試驗(yàn)方案

1.2.1 測(cè)試儀器

試驗(yàn)采用重慶頂峰地質(zhì)儀器廠生產(chǎn)的EDGMD3高密度電阻率法測(cè)量系統(tǒng)測(cè)定土體電阻率,用溫納裝置進(jìn)行測(cè)量。溫納裝置中每個(gè)測(cè)點(diǎn)需4根電極,兩側(cè)電極為供電電極,供直流電,得到測(cè)量斷面呈倒置的梯形形狀。采用反演軟件RES2DINV對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理,剔除跳躍點(diǎn)數(shù)據(jù),通過(guò)迭代直至達(dá)到預(yù)期效果后結(jié)束反演,即可觀察到二維空間內(nèi)電阻率的時(shí)間空間分布情況[8-11]。

1.2.2 試驗(yàn)方案

沿沱河漫灘布置1條東西向高密度電阻率法測(cè)線,測(cè)線西側(cè)為公路,東側(cè)為河流,共布設(shè)72根電極,測(cè)線長(zhǎng)35.5 m,極距0.5 m,如圖2(a)所示。高密度電阻率法監(jiān)測(cè)形成的電場(chǎng)呈倒置梯形,如圖2(b)所示。本次測(cè)量采用的是時(shí)移監(jiān)測(cè),采集不同時(shí)刻的電阻率值[12],監(jiān)測(cè)起始時(shí)刻為2020年9月20日上午10:00,結(jié)束時(shí)刻為9月23日16:00。

圖2 試驗(yàn)布置示意圖

介質(zhì)含水率的測(cè)定位置位于高密度電阻率法測(cè)線上第34至第37根電極處,選取邊長(zhǎng)為2 m的正方形區(qū)域作為浸水試驗(yàn)區(qū),將水分傳感器(ECH2O 5TE/5TM)埋設(shè)于浸水試驗(yàn)區(qū)域中心處,水平位置如圖2(a)所示。按照埋藏深度5、10、20、30、50、100 cm分別將傳感器垂直埋設(shè)于土體的不同深度下開(kāi)展浸水試驗(yàn),監(jiān)測(cè)土體下部含水率變化過(guò)程。浸水試驗(yàn)從9月20日11:00開(kāi)始,保持恒定的壓力水頭。含水率數(shù)據(jù)采集時(shí)間段與電阻率監(jiān)測(cè)時(shí)間段相同,采集間隔時(shí)間為 1 h,采集后的數(shù)據(jù)通過(guò)內(nèi)置的GPRS/3G模塊傳輸給服務(wù)器。

2 結(jié)果及分析

2.1 含水率隨土體埋深的變化規(guī)律

根據(jù)試驗(yàn)觀測(cè)時(shí)期選取9月20日10:00、9月20日16:30、9月21日10:00、9月21日16:30、9月22日10:00、9月23日10:00 6個(gè)典型時(shí)刻的含水率和電阻率情況進(jìn)行分析,為了表達(dá)簡(jiǎn)便,將這6個(gè)時(shí)刻簡(jiǎn)寫(xiě)為t1、t2、t3、t4、t5、t6。將t1—t6時(shí)刻的土體含水率隨埋深的變化過(guò)程繪制成曲線,如圖3所示。

圖3 不同時(shí)刻土體含水率隨埋深變化的曲線

由圖3可看出:

1)未進(jìn)行浸水試驗(yàn)的t1時(shí)刻埋深5 cm處的淺部土體含水率為23.9%;浸水試驗(yàn)后,在t2時(shí)刻該處土體的含水率減小至21.7%,隨后逐漸增加至23.5%。造成該現(xiàn)象的原因可能是,土體浸水后水分快速入滲,補(bǔ)給深部土體,導(dǎo)致淺部土體含水率降低,后續(xù)淺部土體含水率增加,這與當(dāng)?shù)氐慕涤暧嘘P(guān)(由宿州市氣象數(shù)據(jù)可知9月22日、23日皆有少量降雨)。

2)在埋深100 cm的有效深度范圍內(nèi),根據(jù)傳感器數(shù)據(jù)可以看出各時(shí)刻土體含水率的空間分布呈相似規(guī)律:隨埋深增加,含水率在埋深小于20 cm的范圍內(nèi)逐漸減小,在埋深20～30 cm范圍內(nèi),含水率逐漸增大,并在埋深30 cm處達(dá)到峰值25.65%;在埋深大于30 cm之后土體含水率減小。這表明該研究區(qū)域在特定浸水強(qiáng)度下,水分在土體中的運(yùn)移過(guò)程呈現(xiàn)明顯的不均一性。這與張先林、李明香等在甘肅黑方臺(tái)地區(qū)對(duì)灌溉入滲研究得到的結(jié)論一致,即灌溉水在垂直入滲過(guò)程中,僅上部表層范圍內(nèi)土體飽和, 其下部土體均未達(dá)到飽和, 且越往下含水率越低[13-14]。

3)在埋深小于45 cm的范圍內(nèi),土體含水率變化明顯;當(dāng)埋深大于45 cm以后,土體含水率變化并不明顯。表明埋深大于45 cm的土體受水分入滲過(guò)程的影響程度較小。

2.2 土體電阻率隨埋深變化的規(guī)律

浸水試驗(yàn)結(jié)果表明,土體中的水分運(yùn)移具有不均一性。為了分析水分運(yùn)移過(guò)程中土體電阻率的變化情況,采用高密度電阻率法測(cè)量電阻率的時(shí)空變化規(guī)律。

浸水試驗(yàn)從9月20日10:00開(kāi)始,試驗(yàn)開(kāi)始之前測(cè)定監(jiān)測(cè)剖面的初始電阻率,之后選取5個(gè)時(shí)刻(t2—t6),測(cè)定剖面電阻率,為構(gòu)建含水率與電阻率關(guān)系模型提供依據(jù)。

根據(jù)現(xiàn)場(chǎng)實(shí)測(cè)得到的土體電阻率數(shù)據(jù),選取t1—t6 6個(gè)時(shí)刻的電阻率值,將6個(gè)時(shí)刻的電阻率差值使用RES2DINV反演軟件進(jìn)行反演,繪制剖面電阻率變化圖,如圖4所示。

圖4 各時(shí)段剖面電阻率的變化情況

圖4中反演得到電阻率剖面為倒置梯形。由于測(cè)線0.0～12.0 m、20.0～35.5 m電阻率變化很小,因此對(duì)測(cè)線12.0～20.0 m范圍內(nèi)的各時(shí)段電阻率變化情況進(jìn)行分析。

由圖4可以看出,浸水試驗(yàn)初始時(shí)刻,土體電阻率變化值較大, 9月22日研究區(qū)域有少量降雨,可以觀察到淺部土體電阻率發(fā)生變化。由圖4(a)可知,降雨前,淺部埋深處存在高阻區(qū)。由圖4(b)可以看出,水分入滲埋深0.5～2.0 m處土體含水率增大,電阻率減小。由圖4(c)—(e)可以看出,隨著水分向下入滲和蒸發(fā),埋深0.5～2.0 m處電阻率逐漸增大。埋深2.0～3.0 m處,電阻率逐漸增大,這是受淺部異質(zhì)高阻區(qū)的影響,對(duì)此處的水分入滲有屏蔽作用。

總體而言,土體電阻率變化較大的區(qū)域集中分布在埋深0.5～1.5 m范圍內(nèi),由于浸水試驗(yàn)后土體電阻率變化較大,表明有水分入滲。降雨后,該埋深范圍內(nèi)土體的電阻率逐漸增大,表明水分在不斷蒸發(fā)和入滲,土體的電阻率增大至30 Ω·m后趨于穩(wěn)定。埋深3.0～3.5 m區(qū)域內(nèi)土體電阻率變化值為8 Ω·m左右,可以忽略不計(jì)。已有研究成果顯示,灌溉水在黃土包氣帶中往往是以水汽運(yùn)移為主, 且入滲速率極慢[15],結(jié)合電阻率情況可知,埋深3.5 m以下土體電阻率沒(méi)有變化,表明深部土體含水率無(wú)明顯變化,電阻率也無(wú)明顯變化,灌溉水在土體的入滲深度約為3.0～3.5 m。

2.3 土體含水率與電阻率的關(guān)系

2.3.1 關(guān)系模型構(gòu)建

根據(jù)傳感器監(jiān)測(cè)的含水率和反演得到的電阻率數(shù)據(jù),可得到電阻率與含水率的關(guān)系。為得到含水率與電阻率的定量關(guān)系,根據(jù)實(shí)測(cè)整理得到的土體含水率與電阻率繪制散點(diǎn)圖,如圖5所示,基于該散點(diǎn)圖數(shù)據(jù),擬合得到電阻率與土體含水率之間的關(guān)系模型:

圖5 電阻率-含水率擬合關(guān)系曲線

θ=-6.681lnρ+54.59。

應(yīng)用非線性最小二乘法,得到擬合優(yōu)度R2=0.898 3,表明二者擬合效果較好。由圖5可知,隨著土體含水率的增大,土體電阻率呈減小趨勢(shì),土體導(dǎo)電性能增強(qiáng)。

2.3.2 電阻率-含水率模型應(yīng)用

應(yīng)用電阻率與含水率之間的關(guān)系(電阻率-含水率)模型進(jìn)行實(shí)用性分析,將反演得到的電阻率值代入該模型可得到不同時(shí)刻的土體含水率,如圖6所示。

圖6 各時(shí)刻剖面含水率變化情況

由圖6可知:在浸水試驗(yàn)開(kāi)始前,土體含水率最大值為37.5%;隨著浸水試驗(yàn)的進(jìn)行,水分入滲,土體含水率隨時(shí)間推移逐漸增大,在9月20日下午16:30,即t2時(shí)刻達(dá)到峰值42%,隨后土體含水率呈減小趨勢(shì);在埋深0.5～1.5 m范圍內(nèi),土體含水率變化明顯,隨著時(shí)間推移,水分不斷蒸發(fā)和下滲,土體含水率減小;在埋深大于1.5 m的區(qū)域,土體含水率變化很小;隨著埋深增加,水分入滲不斷減少,表明入滲過(guò)程具有不均一性。淺部埋深0.5～1.5 m范圍內(nèi)土體含水率呈先增大后減小的趨勢(shì),這與圖3實(shí)測(cè)的土體含水率隨埋深的變化趨勢(shì)大致相同。將該模型計(jì)算得到的土體含水率值與實(shí)測(cè)值對(duì)比,各時(shí)刻的土體含水率相對(duì)誤差最大值為17%,表面該模型適用且誤差較小,可以用來(lái)計(jì)算該地區(qū)的包氣帶剖面含水率。

3 結(jié)論

利用高密度電阻率法和含水率監(jiān)測(cè)系統(tǒng)對(duì)灌溉水入滲進(jìn)行相關(guān)監(jiān)測(cè),建立含水率和電阻率關(guān)系的對(duì)數(shù)模型,得到以下結(jié)論:

1)水分入滲過(guò)程中,淺部土體埋深0.5～1.5 m范圍內(nèi)電阻率大幅度減小。隨著水分蒸發(fā)和入滲,土體電阻率逐漸恢復(fù)增大至30 Ω·m后趨于穩(wěn)定。土體深部埋深3.0～3.5 m區(qū)域電阻率變化不大,本次灌溉水在土體中入滲深度約為3.0～3.5 m。

2)根據(jù)電阻率與含水率變化情況構(gòu)建對(duì)數(shù)模型,擬合得到模型為θ=-6.681lnρ+54.59。

3)運(yùn)用對(duì)數(shù)模型將含水率傳感器實(shí)測(cè)值與模型計(jì)算得到的剖面含水率進(jìn)行對(duì)比,相對(duì)誤差最大值為17%,誤差較小。因此,該模型適用于該研究區(qū)的剖面電阻率-含水率關(guān)系,可以在水文地質(zhì)調(diào)查中合理應(yīng)用。