張豫川，劉智璠，高旭龍，劉東發(fā)，黃鴻偉，趙野

(1.蘭州大學西部災(zāi)害與環(huán)境力學教育部重點實驗室，蘭州 730000;2.蘭州大學土木工程與力學學院，蘭州 730000)

資源具有獨特的時空差別，干旱年份有些地方總降水不足80 mm，過澇年份有些地方達到1 262 mm，年際變化十分懸殊且降雨量呈增加趨勢[1]，同時靠近水源的黃土臺塬地區(qū)灌溉活動頻繁[2]，由于水分入滲作用導致的各類滑坡和工程地質(zhì)災(zāi)害時有發(fā)生，因此對黃土地區(qū)的水分入滲規(guī)律進行研究非常具有必要性。

對此很多學者已經(jīng)取得了豐碩的成果，白盛元等[3]進行半干旱區(qū)降雨入滲試驗，發(fā)現(xiàn)水分隨著深度增加，土體含水率變化逐漸滯后，增幅逐漸減??；潘振輝等[4]運用數(shù)值模擬手段研究地表入滲作用下土水特征曲線參數(shù)與邊界條件對入滲結(jié)果的影響，探究了黃土中水分入滲規(guī)律；趙樂等[5]利用自主研發(fā)的一維土柱垂直入滲試驗裝置，分析了受干密度變化影響下的壓實黃土垂直積水入滲特性；馬鵬輝等[6]在不同深度裂縫處與非裂縫處布置監(jiān)測儀器，并結(jié)合數(shù)值模擬手段分析裂縫對水分入滲的影響；關(guān)曉迪等[7]以甘肅某均質(zhì)黃土邊坡為原型，分析了不同坡比條件下降雨入滲過程和坡面沖刷現(xiàn)象,評價了不同坡比條件下降雨入滲規(guī)律的差異；Yao等[8]通過原位試驗監(jiān)測模擬降雨入滲和飽和入滲條件下土層含水率和崩塌變形等信息，為砂質(zhì)黃土的水分物理作用和變形響應(yīng)機制提供了新的認識；徐碩昌等[9]開展了重塑黃土的浸水入滲模型試驗，分析了浸水過程中不同位置的體積含水率變化及濕潤鋒面發(fā)展過程，研究了入滲水分在水平和徑向的發(fā)展變化規(guī)律；夏森林等[10]發(fā)現(xiàn)濕陷性黃土場地在有限雨水作用下水分的遷移作用范圍和程度有限且呈不對稱分布；溫夏偉等[11]研究了覆被類型對黃土高原土壤水分的影響，發(fā)現(xiàn)了土壤水與植被之間存在一個平衡狀態(tài),當平衡狀態(tài)被打破時,直接影響植被的生長,進而影響土壤水分的運動。張常亮等[12]在天然降雨入滲條件下對黃土中不同深度土層為期一年的體積含水率監(jiān)測數(shù)據(jù)進行分析，發(fā)現(xiàn)淺部土層對降雨的反應(yīng)敏感，土壤水分變化趨勢同蒸發(fā)量和地表氣溫的變化趨勢較為吻合；武小鵬等[13]對青海樂都黃土場地地基進行現(xiàn)場試坑浸水試驗，得出水分在原狀黃土地基內(nèi)的豎向擴散速率和徑向擴散速率均隨著滲透距離的增加均呈減小趨勢，入滲范圍近似為一個“圓臺形”或“喇叭形”；馬閆等[14]對晉中地區(qū)黃土場地進行了打設(shè)注水孔的浸水試驗，分析了水分在土層中的擴散規(guī)律是由上下兩個方向共同向中間運移，且浸水影響范圍與濕陷土層厚度的比值在1.6倍左右；陳靜茹等[15]以西安地區(qū)黃土為研究對象,通過常規(guī)三軸剪切試驗,研究了凍融循環(huán)對重塑黃土水分遷移的影響；潘俊義等[16]對邊坡開展4種雨強下的野外人工模擬降水試驗，分析并比較邊坡浸水深度、土體含水率和邊坡應(yīng)力變化特征。

綜合上述研究成果可以發(fā)現(xiàn)，試驗地點的不同，土性的差異，水分入滲規(guī)律均會有所區(qū)別，在天然降水條件下黃土土體水分入滲深度及寬度是有限的。同時大多數(shù)的水分入滲研究是對某一地點進行某一水量的研究，沒有考慮水分入滲形式及水量的差異影響?，F(xiàn)依托某非飽和黃土場地浸水試驗，探究水分入滲規(guī)律，結(jié)合數(shù)值模擬研究浸水類型及水量對水分擴散規(guī)律的影響，為類似黃土地區(qū)因浸水引發(fā)的工程地質(zhì)及滑坡等災(zāi)害提供依據(jù)。

1 試驗場地概況

表1 試驗場地的土層特征及物理力學指標Table 1 Characters and physical and mechanical parameters of soil layers

2 現(xiàn)場試驗設(shè)計

2.1 浸水坑尺寸及水分計安置

浸水坑平面為橢圓形，長、短軸分別為30、20 m，試坑底面深度為-0.7 m，開挖1#、2#、3#和4#探井用以埋設(shè)水分計，水分計埋設(shè)位置為沿長軸方向距離探井側(cè)壁1 m，試坑尺寸、探井及水分計位置如圖1所示。水分計在上述位置的不同深度交錯布置，以全面獲取地層的水分入滲信息，具體見如圖2所示。水分計通過在探井側(cè)壁掏孔埋設(shè)，在設(shè)計深度處采用小型洛陽鏟向探井側(cè)壁掏土，掏土深度為1 m，將水分計探針插入孔深處原狀土體直至探針完全沒入，向孔內(nèi)回填土體并培實，保證密實度與原始土體接近。同一位置不同深度處的水分計埋設(shè)完畢后，進行探井回填，每層虛填30 cm，夯實回填至探井頂部，頂部用灰土做封頂處理。儀器埋設(shè)完畢后，在試坑表面鋪設(shè)10 cm厚砂礫層，保證水分均勻入滲。

圖1 浸水試坑平面圖Fig.1 Sketch of immersion pit

圖2 水分計安置方位圖Fig.2 Location of moisture meter

2.2 試坑浸水及數(shù)據(jù)采集

為使試坑平面浸水均勻，采用管道噴淋方式浸水。在橢圓軸端距離試坑邊緣3 m處安置容積為60 m3的臥式圓柱體水罐，每個水罐負責1/4橢圓面積浸水，如圖3所示。水罐底部的出水管道與輸水管道連接，輸水管道為內(nèi)徑3.8 cm、壁厚2 mm的塑料軟管，管道表面間隔1.2 m設(shè)置直徑為2 mm的噴淋孔。輸水管道布設(shè)間隔0.6 m，在橢圓的拐角處增大弧度，避免管道彎折導致水流阻塞。輸水管道布設(shè)完畢后，開啟或關(guān)閉出水管道的閥門實現(xiàn)試坑場地浸水及停水。試驗時間為2019年9月21日—10月22日，共計32 d，其中浸水階段時間為9月21—27日，共計7 d，浸水停止后繼續(xù)監(jiān)測至10月22日，共計25 d。浸水階段每天水量為90 m3，共計浸水量630 m3，為當?shù)刈畲竽杲涤炅康?倍。

圖3 現(xiàn)場試驗圖Fig.3 Picture of field test

2.3 體積含水率變化規(guī)律

以試坑中心1#探井-3 m和-7 m位置處水分計監(jiān)測到的水分信息為例闡述土體體積含水率變化規(guī)律，如圖4所示，土體體積含水率隨時間關(guān)系曲線均呈現(xiàn)出4個階段變化特征：穩(wěn)定段ab、上升段bc、快速下降段cd和緩慢下降段de。穩(wěn)定段ab體積含水率始終為9.8%，表明土體始終保持天然含水率狀態(tài)，水分未入滲至水分計埋設(shè)位置，-3 m和-7 m這一階段時間分別為3 d和13 d。上升段bc表明上部土體中的水分入滲至相應(yīng)位置，b點為體積含水率隨時間變化曲線的第一個拐點，表示著濕潤鋒到達埋設(shè)點位置[13]，隨著時間的增加，體積含水率增加的速率逐漸減小，在達到頂峰c點之前，水分入滲呈先快后慢趨勢。這主要是因為：①土體逐漸接近飽和，黏粒表面的結(jié)合水膜變厚，粒間以斥力為主，阻礙了自由水分的向下入滲；②隨著浸水試驗的發(fā)生，上部土體可能發(fā)生自重濕陷，濕陷導致上部土層壓密，空隙變小，進一步阻滯水分擴散和滲入。因此，在該階段曲線的斜率逐漸減小[17]。-3 m和-7 m這一階段時間分別為3 d和10 d；快速下降段cd表明在此階段水分向更深位置的土體消散，體積含水率快速下降，-3 m和-7 m這一階段時間分別為18 d和16 d；緩慢下降段de體積含水率降低速率較cd段小的多。

圖4 試坑中心-3 m、-7 m深度土體體積含水量變化Fig.4 Changes of volume moisture content for soli with depth of -3 m and -7 m in the center of test pit

同時可以看出，-3 m處土體體積含水率最大值為48%，接近飽和狀態(tài)，而-7 m位置土體體積含水率最大值為29.3%，試驗全過程中始終沒有達到飽和。結(jié)合其他不同位置水分計監(jiān)測信息，只有1#探井-3 m位置，2#探井-2 m位置，3#探井-4 m位置三處土體達到飽和，可見降雨入滲條件下，水分飽和入滲的深度是有限的，只是在淺層形成了似富水帶。浸水過程中因入滲水源不斷補給，富水帶已有水分向深部遷移的同時存在上部補給水分地不斷流入，富水區(qū)逐漸擴大。停水使得入滲水源補給消失，此時富水帶水分繼續(xù)向下遷移入滲，入滲深度仍在擴大，但富水區(qū)因自身水分逐漸喪失并變?yōu)榉秋柡蛥^(qū)域。綜合不同位置處的水分計監(jiān)測信息可以發(fā)現(xiàn)，體積含水率變化均為上述四個階段特征，區(qū)別在于各階段時間的長短和體積含水量峰值的大小，對于淺部土體，穩(wěn)定段ab時間較短，體積含水率峰值較大，快速下降段cd段較陡。

2.4 浸潤鋒擴散規(guī)律

將兩個豎向相鄰水分計之間的距離除以浸潤鋒在這兩點之間的運移時間即為水分在兩點之間土層的豎向平均擴散速率。1#探井土層豎向平均擴散速率如表2所示，可以發(fā)現(xiàn)，隨著土層深度增加，滲透時間不斷增加，豎向平均滲透速率逐漸減小，0～-3 m土層到-11～-15 m土層滲透時間從4 d增加至23 d，豎向平均擴散速率從8.68×10-4cm/s降至2.01×10-4cm/s。

表2 土層豎向平均擴散速率Table 2 Average vertical diffusion rate of water in soil layer

3 數(shù)值模擬

3.1 有限元模型建立

現(xiàn)場試驗由于耗時長、費用高等因素限制無法實現(xiàn)長時間、多工況的研究工作，結(jié)合土樣室內(nèi)試驗和現(xiàn)場監(jiān)測結(jié)果并借助數(shù)值模擬手段可以在時間上加以延伸，同時可以研究不同浸水類型及不同水量條件下黃土中水分入滲特征及擴散規(guī)律。為對應(yīng)現(xiàn)場試驗，模型尺寸為60 m×40 m，入滲邊界長30 m，坑深0.5 m，網(wǎng)格劃分長度為0.4 m，節(jié)點數(shù)28 502個，單元數(shù)28 351個，左、右和下邊界為不透水邊界，如圖5所示。根據(jù)前期地層勘察得知，試驗場地覆蓋層為厚度較大的夾砂粉質(zhì)黃土，土質(zhì)較為均勻，因此將土層設(shè)置為均質(zhì)黃土(L1)，初始含水率為9.8%，地下水位大于50 m，不考慮地下水對模型區(qū)域的影響。

圖5 有限元網(wǎng)格建立及邊界設(shè)置Fig.5 Establishment of finite element mesh and boundary setting

3.2 模型參數(shù)選取

3.2.1 土水特征曲線

對非飽和滲流問題進行數(shù)值模擬，需要確定土體的土-水特征曲線和考慮含水率變化(或基質(zhì)吸力)的滲透系數(shù)函數(shù)，上述曲線和函數(shù)能否真對非飽和滲流問題進行數(shù)值模擬，需要確定土體的土-水特征曲線和考慮含水率變化(或基質(zhì)吸吸力)的滲透函數(shù)，上述曲線能否真實地反映試驗場地土體的性質(zhì)直接影響到模擬結(jié)果的準確性。對探井原狀土樣進行室內(nèi)試驗，并采用Van Genuchten模型[18]對試驗所得數(shù)據(jù)進行擬合以獲得土水特征曲線，擬合方程為

(1)

式(1)中:θ為體積含水率;θr為殘余含水率;θs為飽和含水率;ψ為基質(zhì)吸力；a、n、m為表示土水特征曲線的相關(guān)參數(shù)，具體取值如表3所示。

表3 土水特征曲線的模擬參數(shù)Table 3 Simulation parameters of soil-water characteristic curve

3.2.2 非飽和滲透系數(shù)

VG的滲透系數(shù)函數(shù)kr(ψ)解析表達式為

(2)

將測定的土-水特征曲線和滲透系數(shù)函數(shù)帶入至模型中計算發(fā)現(xiàn)能和現(xiàn)場監(jiān)測結(jié)果有良好的對應(yīng)，土-水特征曲線及基質(zhì)吸力-滲透系數(shù)函數(shù)如圖6、圖7所示。

圖6 土-水特征曲線Fig.6 Soil-water characteristic curve

圖7 滲透系數(shù)函數(shù)Fig.7 Permeability coefficient function

3.3 不同浸水類型黃土水分擴散規(guī)律

將浸水分為“平均型”“上峰型”“下峰型”和“中峰型”4種類型，分析600 m3水量時4種浸水類型黃土水分擴散特征，圖8為4種浸水類型及每種類型的水量隨時間變化柱形圖。

圖8 不同浸水類型及水量隨時間變化Fig.8 Different types of water immersion and water volume change with time

由2.3節(jié)所述，土體體積含水率開始變化代表濕潤鋒到達埋設(shè)點位置，在數(shù)值模擬中當土體的體積含水率由初始值9.8%升高至12%即可認為水分入滲至土體，即浸潤鋒到達土體所在位置，圖9為4種浸水類型在10、30、50、100、150、200 d浸潤鋒擴散圖，可以看出，4種浸水類型浸潤鋒擴散形態(tài)相同，均以橢圓形擴散(長軸為水平向)。

圖9 不同浸水類型浸潤鋒擴散圖Fig.9 Diffusion diagram of infiltration front of different precipitation types

圖10為不同浸水類型入滲深度及寬度隨時間的變化。“均勻型”和“中鋒型”在不同天數(shù)時的擴散范圍基本相同，表明這兩種浸水類型入滲特征較為一致?！吧戏逍汀比霛B深度及寬度在30 d內(nèi)比“均勻型”和“中鋒型”大，“下峰型”入滲深度及寬度在30 d內(nèi)比“均勻型”和“中鋒型”小，這是緣于當較大的水量出現(xiàn)在前期時，非飽和土體在短期內(nèi)水量入滲相對較快，導致入滲深度及寬度較大。在50 d時4種浸水類型入滲深度及寬度達到一致，隨著時間的繼續(xù)延長，入滲深度及寬度增加保持一致。由此可以看出，當浸水量相同時，不同浸水類型的入滲深度及寬度在短時間內(nèi)會存在差異，然而對最終入滲深度及寬度并沒有影響。

圖10 不同浸水類型入滲深度及寬度隨時間的變化Fig.10 Variation of infiltration depth and width of different precipitation types with time

3.4 不同浸水量水分擴散特征

分別模擬了浸水類型為“均勻型”，水量為300、600、900、1 200 m3時在200 d內(nèi)的水分擴散，將4種不同水量在50、100、150 、200 d時的浸潤鋒擴散形態(tài)畫出，如圖11所示。

圖11 不同水量水分擴散圖Fig.11 Water diffusion diagram of different water immersion amount

從圖11中可以發(fā)現(xiàn)50 d內(nèi)水分入滲深度及寬度較大，4種浸水量在50 d內(nèi)入滲深度及寬度均為200 d的60%左右，表明在浸水發(fā)生的短期時間內(nèi)，水分入滲速率較快，入滲深度及寬度較大；隨著時間的延長，入滲速率減緩，相同時間間隔水分入滲深度及寬度逐漸減小，這與文獻[9]中描述的重塑黃土豎向水分入滲規(guī)律一致。入滲速率減緩的原因有：①入滲初期，滲流路徑較短，水分補充充足，入滲較為迅速，且土體表面與大氣聯(lián)通，空隙氣體可以自由逸出；②隨著時間的推移，深度的增加，土體內(nèi)部變成了封閉系統(tǒng)，進入土中的水分不斷壓縮土體空隙中的氣體，使得各深度處的氣壓增長，同時反作用于水流，阻滯了水分的向下入滲；另外，如2.3節(jié)所述，粒間斥力的增大以及上部土體的濕陷也是導致入滲速率減緩的重要原因。

圖12為4種浸水量在不同時間的浸潤鋒擴散深度、寬度變化，200 d時4種浸水量的入滲深度分別為17.5 、26.2、32.5、37.4 m，比前一級分別增加了49.7%、24.0%和15.1%，入滲寬度分別為5.5、7.1、8.3、9.0 m，比前一級分別增加了29.1%、16.9%和8.4%，由此可以看出，隨著浸水量的增加，該非飽和黃土場地水分入滲深度及寬度增加幅度逐漸減小，入滲寬度變化更加明顯。主要原因是，受土體內(nèi)不同作用力的影響，豎向水分的運移實際上是本深度層重力、吸力和上部水壓三力共同作用的結(jié)果，而徑向入滲只有吸力和上部水壓。兩者相比，壓力勢在豎向和徑向數(shù)值大小相等，而吸力勢與重力勢相比卻小的多，隨著水分擴散至較深土體部位時，吸力勢會進一步降低[19]，使得水分徑向運動受到限制，阻滯水分的運移；另外，試驗場地所屬的砂質(zhì)黃土，相比一般黃土粒徑更大、吸力更小，入滲寬度增加幅度的變化可能與此也有著重要關(guān)系。推測入滲深度及寬度的界限值分別為43 m和10 m左右。

圖12 入滲深度及寬度隨時間的發(fā)展Fig.12 Development of infiltration depth and width with time

同時不可忽略的是，在0～-5 m深度范圍內(nèi)，水分水平向擴散距離呈先增大后減小的趨勢。這是由于在浸水發(fā)生的短期時間內(nèi)，淺層土體水分含量較高，水平向入滲率較大導致水分擴散距離較遠，隨后隨著土體孔隙中的水在重力和基質(zhì)吸力作用下向下運動，含水量逐漸降低，水平向擴散距離減小。

4 結(jié)論

(1)非飽和黃土場地在浸水條件下，不同深度處土體的體積含水量變化均呈四階段特征，區(qū)別在于各階段時間的長短和體積含水量峰值的大小。

(2)濕潤鋒以橢圓形狀擴散，水分擴散速率隨深度及寬度的增加越來越慢，其中水平向變化更加顯著。

(3)浸水過程中，淺層土體會產(chǎn)生一定范圍的富水區(qū)，停水后富水區(qū)的水分不斷向四周土體擴散，整個水分到達區(qū)域呈非飽和狀態(tài)，降雨條件下場地滲流以非飽和入滲為主。

(4)不同浸水類型的入滲深度、寬度在短時間內(nèi)會存在差異，然而對最終入滲深度、寬度并沒有影響。隨著浸水量的增加，黃土中水分入滲深度和寬度不斷增加，但增加幅度不斷減小。