南部沿?；鶐r地區地表風化層滲透特性研究

付馨雨李杰彪吳 群李同同趙敬波

(1.核工業北京地質研究院 國家原子能機構高放廢物地質處置創新中心,北京100029;2.深圳中廣核工程設計有限公司,廣東 深圳518000)

土壤水分入滲是地面水、土壤水及地下水互相轉化的重要環節,是研究水文地質條件基本要素之一[1]。伴隨著國家戰略規劃中低放射性廢物地質處置、地下油庫封存、水利水電工程等地下能源環境工程逐步實施,工程場地水文地質條件的適宜性已經成為評價地下工程最終性能的關鍵指標之一。因此,研究基巖表層風化層滲透特性,提出其滲透系數確定方法,對地下工程最終性能評價具有重要的工程應用價值。土壤滲透系數是評價土壤入滲性能的關鍵參數。為了準確獲取該參數,現階段常采用現場試驗方式測定這一關鍵參數。為此,國內外學者提出并設計了不同類型的試驗方法與儀器,用于提高測量結果精度,常見方法包括滲坑法、雙環法、Guelph入滲儀法、張力入滲儀法等。張力入滲儀最早由Perroux和White(1988)共同設計[2],采用正、負水頭方式測定土壤水分入滲過程,具有測量精度高、野外耗水少、輕便等優點,并且可實時自動采集數據,能夠適應各種復雜的地質環境[3-4]?，F階段,在張力入滲儀測定土壤水力特性方面國內學者已經開展了較為系統的研究。研究重點包括不同土地利用方式和不同植被類型的入滲研究、有機質土壤吸滲特性研究、濱海地區鹽漬土入滲特性研究等?？傮w而言,土壤滲透系數受土壤質地、土地利用情況、孔隙度、初始含水量等因素的影響[5-7]。通常情況下,土壤中砂礫含量越多、黏粒含量越低,土壤滲透系數越大[8]。同時,土壤滲透系數隨不同土地利用類型的深度變化情況也有所不同[9]。表層土壤是否經過處理、是否有無機質的累積、土壤的鹽分類型也會對土壤入滲性能的評價產生影響[10-11]。目前,土壤滲透參數計算方法主要有穩態方法、瞬態方法和反推參數法[12]。穩態方法假設土壤各向同性、均質且具有均一的含水量,采用Wooding公式進行求解[13]。在此基礎上,又進一步發展并提出了4種計算滲透系數的方法,即非線性回歸法[14]、多壓力方法[15]、White-Sully方法(簡稱WS方法)[16]和多盤徑方法[17]。為了解決低滲透黏土試驗過程中所需時間較長這一難題,部分學者推導出相對更為靈活的瞬態方法進行數據分析,包括單盤單次測定法[18]、多盤徑方法[19]和多吸滲率法等。然而,由于現場試驗過程的復雜性,實際利用Richards方程數值解的反推參數法來計算土壤滲透參數的研究甚少[12]。綜上所述,現階段入滲試驗相關研究對象多以第四系松散土層為主,而花崗巖地區基巖風化層的應用案例甚少,且關于不同方法在基巖地區地表風化層的研究尚未見報道?；诖?本文以中國南部濱海工程場地花崗巖風化層為研究對象,采用張力入滲儀開展不同土壤類型及地貌的滲透特性試驗研究。對不同方法計算的結果進行對比分析,并基于地質統計學方法刻畫場址內表層風化層滲透系數空間分布特征,探討不同計算方法在基巖風化層適用性,為研究區工程場地的最終安全性能評價提供基礎數據,亦對類似地區滲透特性研究具有一定的借鑒意義。

1 研究區概況

1.1 自然地理

研究區位于中國南部濱海地區,屬亞熱帶海洋性氣候,雨量充沛,氣候溫和。多年平均氣溫為22.3℃,多年平均年降水量約為2 348 mm,年平均濕度82%。研究區所在山體呈北東東走向,高程一般170.0～265.5 m。山體南部臨南海海域,受臺風、地表水流侵蝕及物理風化作用明顯,地形較陡峻。北側坡度較緩,北側溝谷存在常年地表徑流的溪水,徑流量隨季節降雨波動較為明顯。

1.2 地質、水文地質概況

研究區以丘陵地貌為主,地層和巖性較為單一?；鶐r主要由燕山期侵入的花崗巖為主,第四系覆蓋層主要由沖洪積物的砂層與礫石層、殘坡積物礫質黏性土及海相砂質黏性土組成?；◢弾r按照侵入時代由老到新可分為:粗粒二長花崗巖、斑狀花崗巖、中—細?；◢弾r和花崗斑巖(圖1)。其中侵入的巖脈包括花崗斑巖脈、閃長玢巖脈、偉晶巖脈。由于地處濕熱氣候帶,花崗巖體之上普遍發育硅鋁黏土型風化殼。研究區地下水類型主要包含松散巖類孔隙水和基巖裂隙水。場地水文地質結構可分為淺部的孔隙—裂隙網絡結構與中下部的裂隙網絡結構,巖脈發育地段為脈狀結構。地下水補給主要以大氣降水的垂直入滲為主,少數通過山體西北側側向徑流補給。多數地下水從上向下運移排泄到場地山體北側溝谷與南側海域,少數以下降泉的形式出露。

圖1 研究區地質結構與試驗點位置

2 材料與方法

2.1 試驗設備與原理

本次試驗采用的是法國生產的型號為SW080 B張力入滲儀[20-21],設備主要由氣泡管、儲水管、入滲盤、起泡管及連接軟管等組成(圖2)。在一定的水壓條件下水分通過入滲圓盤向土壤緩慢入滲,通過設置不同的壓力水頭,測量相應水分的入滲速率,以此估算土壤的滲透系數及吸滲率等參數。

圖2 張力入滲儀示意圖

考慮到研究區基巖風化層質地較為均勻、含水量差異較小,本研究采用單盤方式開展入滲試驗研究。數據解譯分別選擇了穩態方法中的非線性回歸方法、多壓力方法和WS方法及瞬態方法中的單盤單次方法進行分析,各個方法的基本原理如下:

(1)非線性回歸法(NR)[14]是在Wooding方法和Gardner方法[22]的基礎上推導出不同負壓條件下土壤非飽和滲透系數表達式:

式中:Q為穩定入滲量(L3/T);r為圓盤半徑(L);K(h)為與負壓h對應的穩定入滲率(L/T);a為經驗系數(L-1),表示土壤孔隙的分布特征;Ksat為飽和滲透系數(L/T)。

(2)WS方法[16]是基于Wooding方法進一步考慮土壤基質勢通量這一因素,推導出土壤滲透系數K數學方程:

式中:b為形狀系數,一般取值為0.55;S為土壤的吸滲率(L/T0.5);θ0,θi分別表示初始與最終的土壤體積含水量(L3/L3)。

(3)多壓力方法(MP)[15]是通過測量兩個相鄰段的壓力和穩定入滲率來計算相應的滲透系數K:

式中:qi,hi為第i段單位土壤穩定入滲率(L/T)與負壓(L);Ki+1/2為相鄰兩段平均土壤滲透系數。

(4)瞬態方法[18]中的單盤測定法是基于一維入滲理論[23]提出土壤滲透系數K的計算方法:

式中:t為入滲時間(T);γ為忽略了重力影響的理論常數,一般取值在0.6～0.8之間;C1,C2為dI/d t與t圖形線性擬合線的參數(L/T0.5);I為累積入滲深度(L)。

2.2 研究方法

為了查明地表基巖風化層入滲特征,本文分別選擇研究區不同的地貌與巖性單元,于2020年10月27—29日,共計開展了15組土壤入滲試驗,試驗點位置如圖1所示。試驗具體過程如下:首先除去地表植被和石塊,整理出直徑約40 cm的平整地面,并鋪上厚度約2～3 cm的細砂。儀器加水,將盤中的空氣全部排出,檢查氣密性。向氣泡管中注水后蓋上蓋子,稍松開頂部螺帽并調整空氣調節管底端位置,調節張力。再將浸泡在水中的入滲盤連接到儀器軟管上,輕微晃動儀器與入滲盤,使儀器內部氣泡排空,并將儀器小心放在測定點上,使其與細砂緊密接觸。最后將電子采集器數據采集間隔設置為1 s,記錄每秒儲水管的水面位置。每組試驗均從較高的張力測量值開始,依次降低。由于各個試驗點的位置和土壤情況不同,每組入滲試驗初始設置的負壓水頭值不同。為了研究該區域基巖風化層土壤飽和過程,首先選取相同張力條件下的不同試驗點,繪制入滲量隨時間的變化曲線圖,對累積入滲量的變化過程進行分析。采用不同計算方法獲取風化層滲透系數,根據研究區地貌及土壤特征進行分類,對比與分析不同特征類別土壤滲透系數產生差異的可能原因。最后,采用簡單克里金插值方法進行空間統計分析,結合研究區地質與水文地質特征,綜合分析區內地表風化層滲透系數的空間分布特征,最終為工程場地的性能評價提供基礎數據。

3 結果與分析

選擇負壓水頭為10 cm的情況下,部分試驗點的累積入滲深度I隨時間t的變化過程曲線如圖3所示。由圖3可知,大部分試驗點的累計入滲深度在試驗開始后的200 s左右后不再波動,隨時間呈線性增長的趨勢,即認為土壤表層風化層入滲率接近穩定狀態。其中,P1試驗點在試驗開始后有較明顯的大范圍波動,且需要更長的時間達到飽和,其原因主要是由于開始階段進行試驗調試導致的。其余試驗點的波動幅度較小。每組試驗入滲速率接近穩定狀態的測試時間約為1 000 s

圖3 部分試驗點入滲量隨時間變化曲線

選取各試驗點穩定狀態下的試驗數據,用不同方法計算各負壓水頭條件下的滲透系數,每種方法取平均值作為此試驗點的滲透系數,結果詳見表1。從數據計算結果可知,不同方法計算的滲透系數存在一定差異。其中,試驗點P1的偏差最大,試驗點P4,P6,P7,P12,P13及P14的各方法所得結果較為接近。對大多數試驗點,非線性回歸法和多壓力方法的計算值較為接近,而WS方法相較于其他穩態方法而言結果偏大,瞬態方法的計算結果普遍小于穩態方法,所有方法的計算結果均在經驗值的參考范圍內。

表1 各試驗點平均滲透系數統計結果

根據不同的地貌特征與土壤質地,將各方法計算出的滲透系數進行對比分析。不同地貌單元的滲透系數如圖4所示。結果表明,從地貌特征來看,研究區溝谷獲得的滲透系數要明顯大于斜坡和平灘地區,計算結果分布在3.627～19.221 m/d之間,這是由于受常年溪水沖刷作用,水流作用較強,且顆粒直徑較為均勻且直徑相對較大,滲透能力相對較強。斜坡地區的滲透系數分布在0.036～4.592 m/d之間,平灘地區的則分布在0.023～3.879 m/d之間,略小于前者,兩者滲透性差異不明顯。這可能是因為對于斜坡與平灘地區,地勢相對較為平坦,水流作用較弱,沉積以較細顆粒的細砂與黏土為主,滲透系數相對較小。同時,對于溝谷地區,非線性回歸方法的計算結果普遍偏大,瞬態方法的計算結果明顯小于穩態方法;對于斜坡地區,非線性回歸方法和WS方法的計算結果較為接近,多壓力方法和瞬態方法的計算結果較為接近;對于平灘地區,3種穩態方法的計算結果較為接近,瞬態方法的計算結果偏小。不同土壤質地的滲透系數如圖5所示。從土壤質地來看,細砂的滲透系數分布在0.435～4.334 m/d之間,全風化層的滲透系數分布在0.023～3.918 m/d之間,細砂的滲透能力與全風化層地區總體上相差不大,各方法計算結果的差異性不明顯。全風化層的土壤主要以黏土礦物為主,如高嶺石、蒙脫石等,形成了典型的硅鋁黏土型風化殼,顆粒較小,滲透能力弱,這是導致其滲透性相對較差原因。中粗砂的滲透系數分布在1.787～19.221 m/d之間,主要分布在溝谷與斜坡地區,土壤粒徑較大,滲透能力普遍較強,但不同計算方法的結果差異較大。相對而言,穩態方法中的非線性回歸方法計算的滲透系數偏大,而瞬態方法計算值相對偏小。

圖4 不同地貌特征土壤平均滲透系數

圖5 不同土壤質地平均滲透系數

考慮到研究區基巖風化層巖性較為單一,空間差異性較小,可采用地質統計插值方法描述滲透系數在空間上的分布特征。試驗點P1位于研究區山體北側的溝谷地區,地貌類型與其他試驗點不同,所求得的滲透系數值也顯著高于其他試驗點,為避免空間插值時出現“孔洞”效應,故本次插值時將該點去除。利用Q-Q圖判斷滲透系數計算結果是否滿足正態分析(圖6),同時采用K-S檢驗方法對全風化層地區數據進行顯著性檢驗。結果表明非線性回歸法的顯著性p值為0.843,多壓力方法為1.000,WS方法為0.415,瞬態方法為0.629,均大于0.05,無顯著性差異,滿足正態分布。據此,采用簡單克里金插值方法對各數據計算方法獲得的滲透系數進行空間統計分析,結果如圖7所示。研究區內的滲透系數呈明顯南高北低的趨勢。結合研究區地形可知,地形較高一側基巖風化層滲透能力普遍較強,地形較低處風化層的滲透能力相對較弱。穩態方法中的非線性回歸方法和多壓力方法的插值結果較為接近,東部存在滲透系數較高的區域,西部的滲透系數相對較低。穩態方法中的WS方法和瞬態方法的插值結果較為相似,南部和東部的區域滲透系數較高,而東部和北部由于無實測數據,在圖中顯示為空白?？傮w而言,研究山體地形較高較陡處滲透系數最高,地勢較緩處存在明顯滲透系數較低的區域,這可能與山體的風化程度、沉積的地層巖性有關,地形較高位置沉積顆粒較粗,滲透能力也相對較強,地勢較緩處水動力較弱,沉積顆粒較細,滲透能力相對較弱。

圖6 各方法滲透系數結果Q-Q圖

圖7 基巖風化層滲透系數空間分布圖

4 討論與結論

4.1 討論

試驗結果表明張力入滲儀在本研究的基巖地區具有較好的適用性,不同方法計算的滲透系數存在一定差異?？傮w而言,穩態方法中的WS方法的計算結果數值偏大,瞬態方法的結果相對偏小?；诳死锝鹂臻g插值結果整體上分為兩類,非線性回歸法、多壓力法兩者數據計算結果數值較為接近,獲得的基巖風化層滲透系數的空間分布特征相似。而WS方法和瞬態方法計算的滲透系數及其空間分布特征較為相似。其原因可能是由于WS方法和瞬態方法的計算結果除了受入滲速率的影響之外,還受到初始含水量與最終含水量的影響。而目前測量最終含水量是相對困難的,本文中這兩個參數均采用經驗值,故使得數據計算結果與其他兩種方法存在一定的誤差。石長春等總結國內外的相關入滲試驗研究,認為在土壤剖面較為均勻、含水量差異較小時,可以選擇穩態方法,而試驗時間有限時,可以應用瞬態方法,無時間限制時,可以采用穩態方法和瞬態方法[24]。對于本研究區基巖風化層而言,多數點位的入滲試驗能夠較快達到穩定狀態,數據采用自動采集方式,精度較高,能夠同時滿足穩態計算方法和瞬態計算方法的需求。其次,WS方法和瞬態方法受到初始含水量與最終含水量參數的影響,計算結果的不確定性較大。根據不同計算方法的平均值可知,多壓力方法的計算結果更接近平均值,參數相對較少,結果不確定性也相對較小?；诖?可以認為穩態方法中的多壓力方法相對更適用本研究區的基巖風化層。

不同的地貌單元及土壤質地也會影響滲透系數,尤其是溝谷和斜坡中的中粗砂對滲透系數的作用較為明顯,全風化層的斜坡和平灘地區滲透系數存在差異,但并不明顯。顯然,粒徑大的土壤滲透能力強,粒徑小的土壤滲透能力弱[9-10]。結合研究區的地形及地質概況,研究區地形較高位置山脊處,沉積顆粒較粗,滲透能力較強。而在地形較低位置,土壤顆粒較細,滲透能力相對較弱。這與前人得到的結論相符[25-26]。但是,在用WS方法和瞬態方法的結果進行空間插值時,出現了北部的滲透系數插值為負數的情況,這可能與插值參數的選取相關。

此次試驗中還存在一些不足之處需要進一步分析和改進。在進行張力入滲試驗時,由于試驗點土壤表面不平整,需要在地表鋪設一層細砂,以保證入滲盤面與土壤表面緊密接觸,鋪設的細砂會對試驗結果造成一定影響。根據儀器的使用說明及相關參考文獻,試驗中所選用的砂層的滲透系數均大于所測土壤的,并在測定時在地表鋪設一層與盤面孔隙大小相同的尼龍布,防止沙子進入土壤的大孔隙中,以此降低細砂和側向滲透對滲透系數的影響。由于此次入滲試驗的時間和經費有限,試驗點數量偏少,不同特征的試驗點個數較少,統計的結果存在偏差。在后續研究和工作中,可以增加室內的土壤測試和分析試驗工作,例如增加土壤孔隙度的測定。在張力入滲儀測定的理論計算方法方面,各種方法的在不同土壤條件下的適用性以及方法之間的聯系,還需進一步進行孔隙度以及含水量的測試,針對不同位置的土壤進行更準確地分析。

4.2 結論

(1)研究區基巖全風化層滲透系數分布在0.023～3.918 m/d,平均滲透系數約為0.971 m/d,與經驗值相吻合。

(2)研究區地形較高一側基巖風化層滲透能力相對較強,地形較低處風化層的滲透能力較弱。

(3)不同計算方法獲得的滲透系數存在一定的差異性,且WS方法和瞬態方法計算結果受初始含水量與最終含水量影響明顯,這是與非線性回歸法、多壓力法計算結果差異較大的主要原因。

(4)穩態方法中的多壓力方法更適用于研究區,可為類似地區基巖風化層滲透特性研究提供一定參考和借鑒。