冻土水文学概论

1冻土水文学概论2014年2月2目录第1章冻土水文特性第2章冻土水文效应第3章冻土特征参数测定第4章冻土水文研究内容与研究大纲第5章冻土水文模型3第一章冻土水文特性1.1冻土与冻土层1.1.1冻土冻土是指零摄氏度以下，并含有冰的各种岩石和土壤。一般可分为短时冻土（数小时/数日以至半月）/季节冻土（半月至数月）以及多年冻土（又称永久冻土，指的是持续三年或三年以上的冻结不融的土层）。地球上多年冻土/季节冻土和短时冻土区的面积约占陆地面积的50%，其中，多年冻土面积占陆地面积的25%。冻土是一种对温度极为敏感的土体介质，含有丰富的地下冰。因此，冻土具有流变性，其长期强度远低于瞬时强度特征。正由于这些特征，在冻土区修筑工程构筑物就必须面临两大危险：冻胀和融沉。随着气候变暖，冻土在不断退化。另，在0℃或0℃以下冻结，并含有冰的岩土(土壤、土、岩石），称为冻土。在0℃或0℃以下冻结，但不含冰的岩土，称为寒土。致密的岩体和干土在0℃或0℃以下时，既不含冰也不含水，称为干寒土。岩石裂隙和土孔隙含有咸水或盐水时仅在很低的负温时才冻结，这种具有高于其冻结温度的负温、不含冰但含有未冻咸水或盐水的岩土，称为湿寒土。冻土和寒土统称冷土。上述观点为中国和俄罗斯的多数学者所采用。在北美则将低于0℃的土，不管是否含冰，均称为冻土。冬季冻结、夏季全部融化的岩土为季节冻土；冬季冻结、仅在继后的夏季不融化的岩土为隔年冻土；冻结时间达3年或3年以上的岩土为多年冻土。冻土是一个复杂的多相和多成分体系，至少由气相、固相、液相三相组成1.1.2冻土层冻土层在自然地理学指的是由于气温低、生长季节短，而无法长出树木的环境；在地质学是指零摄氏度以下，并含有冰的各种岩石和土壤。一般可分为短时冻土（数小时、数日以至半月）、季节冻土（半月至数月）以及多年冻土（又称永久冻土，指的是持续三年或三年以上的冻结不融的土层）。地球上多年冻土、4季节冻土和短时冻土区的面积约占陆地面积的50%，其中，多年冻土面积占陆地面积的25%。冻土是一种对温度极为敏感的土体介质，含有丰富的地下冰。因此，冻土具有流变性，其长期强度远低于瞬时强度特征。正由于这些特征，在冻土区修筑工程构筑物就必须面临两大危险：冻胀和融沉。中国的青藏铁路就有一段路段需要通过冻土层。工程师需要通过多种方法去使冻土层的温度稳定，以避免因为冻土层的转变而使铁路的路基不平，防止意外的发生。前苏联和加拿大近一半的领土都是冻土层，阿拉斯加有85%的土地都是冻土层，赤道附近的乞力马扎罗峰顶也发现有多年冻土层。1.2寒区冻土水文特性我国受冻土影响的地区多在N35°以北的寒温带和高原地区，约占国土面积的1/2。这些地区冬季地面积雪，土壤冻结，冻土深度1--3m以上。在大小兴安岭及青藏高原有永久性冻土。而我国大多为季节性冻土，都具有冬季冻结，夏季融冻的完整过程。由于冻土热状况和物理力学性质的改变及冻土性能所决定，水分运移和“三水”转换之间的关系都具有无冻地区和无冻期不同的动态规律和特点。由此可见，认识冻土融冻过程，了解冻土水文要素转换关系，揭示冻土水分动态规律，对研究径流形成机制，地下水补给过程，正确进行水文水资源计算等具有重要意义。1.2.1冻土的季节性变化冻土存在时，可分为不稳定封冻期、稳定封冻期、不稳定融冻期、稳定融冻期、无冻期。见图1。图1中：W0是流域或土壤蓄水量，mm；a为径流系数；k为土壤含水率消退系数，mm/d；Ep为蒸发量，mm/d；q为农田渗透量，mm/d；由图1可见各要素的变化过程均受到冻土的制约，具有与无冻地区相反的变化趋势。积雪和冻土存在时，改变了包气带厚度和土壤水分的动态规律，降雨径流关系受到制约。冻土的不透水作用，蓄水调节作用，抑制蒸发作用，使降雨入渗、地下水的补给、土壤含水率的垂线分布等均不同于无冻地区和无冻期。51.2.2冻土增加了土层蓄水量冻土从开始冻结封冻直至到达最大冻深时，土壤增加的水量有：不稳定封冻期雨雪入渗水量；稳定封冻期深层土壤和潜水蒸发冻结在锋面的水量；融冻期融雪和降雨入渗水量；冻土融冻释放的水量等。在融冻期，由于冻土融化后，土壤疏松，水分入渗能力很强，而下层冻土层成为不透水界面，因此降雨和融雪入渗后，除部分形成径流外，其余聚集在冻土不透水界面以上，形成冻层上水自由水位，当遇到有较大降雨时水位上涨接近地表，使土壤含水率达到饱和或过饱和状态。因此，冻土在冻结和融冻过程中增加的土壤含水率十分显著。据黑龙江省部分试验资料证明，冻结期间，土壤垂线含水率增加20%--40%，土壤含水率的增加除降雨融雪入渗补给外，还与冻结起始土壤含水率有关。冻土层土壤水分的增加，可用水量平衡原理表达为00000)()()()()()0()(dttqdttfdttrdttedttfWtWa(1)(1)式中：6W(0)、W(t)为起止时刻的土壤含水率(mm)；f为下渗率；fa为深层下渗率；r为径流率；e为蒸发率；q为潜水蒸发对冻层补给率。在Δt时段内，式(1)可写成GDREIW(2)式中：ΔW为时段土壤蓄变量(mm)；I为入渗量；E为蒸发量；R为径流量；D为深层入渗水量；G为潜水蒸发冻结水量。对于结冻期，E、R、D甚微，可忽略不计。则冻结蓄水量增量为GIW(3)在冻结期有不稳定冻结时的雨雪水量入渗量I，整个冻结过程中，潜水蒸发冻结的水量G。显然ΔW0。在融冻期，冻土从上下两个界面融冻，并释放水量，令上下界面释放的水量相等，又因有冻土存在，D很小，融冻时向冻土层提供的潜水蒸发G基本停止，故D和G可不计，则式(2)式变为REIW(4)融冻期土壤中水分循环主要发生在融冻上界面以上的包气带，在融冻初期，有融雪水量P雪加入。时段水量平衡方式可写成REPPW雨雪(5)如前所述，在冻结期和融冻期期间气温和地温很低，蒸发微弱，降雨融雪入渗后仍有相当比例的水量滞留于冻土层或形成冻层上水。故ΔW为正值，即使无雨期，仍有融雪水量和融冻释放水量加入，ΔW也不会出现负值。这就是冻土蓄水的调节性能所在。对整个冻融期的蓄水量增量可表示为7nittHttdtdhhhdWdtW10000)()((6)式中：W为封冻期土层蓄水增量(mm)；)(ht、h(0为冻结期始末垂线实测土壤含水率；1t、t为时段始末垂线平均土壤含水率；t为冻土终止时间；1，2，3…，n为时段数。冻土期间，土壤含水率增加趋势见图2。实际上，流域冻土蓄水量增量可采用包气带水量平衡方法，计算时段蓄水量差的积值来推求，如tttttERP,01,0(4)整个冻土期的蓄水增量为nittnii)((4)式中：tW、1tW为时段始末包气带蓄水量；1，2，…，n为计算时段数。81.2.3冻土改变了土壤含水率的垂线分布土壤冻结时，融雪或降雨入渗水量、潜水蒸发量在冻土锋面冻结，形成冰晶体，在冻结期聚集于冻土层。融冻时，这些冰晶体填充于冻土成为不透水层，使降雨和融雪入渗量在融冻锋面以上聚集，形成自由水面。这些水量多聚集在近地层0.1--0.4m的土层内，此时垂线土壤含水率呈弧线型逆分配，上层大于下层。如图3所示，a线为久旱无雨后土壤含水率的垂线分布，b线为1980年年内各月实测土壤含水率分布。土壤含水率最大处在0.1--0.4m处，0.4m以下趋于稳定。这与冻土上层蓄水下层不透水的特性有关。这种分布表现了蓄水调节的作用，尤其对5、6月份干旱的调节十分有利。a线表层土壤达到了农作物调萎含水率，而在10cm以下处，土壤含水率仍在30%--40%，达到适宜作物生长的需水量。因此冻土影响了垂线土壤含水率的分布，使土壤水分运动明显滞后，长时间影响到土层墒情1.2.4冻土存在抑制了土壤蒸发能力土壤封冻期地面积雪，蒸发主要发生在雪面，又因土壤冻结，毛细管输水消失，土壤蒸发基本终止。融冻期，虽然气候蒸发能力很强，但冻土的温度低于冰点，土壤融冻需要吸收大量的热量，使土壤的蒸发能力明显小于无冻条件下的蒸9散发能力。同时还由于耕耘或植被覆盖，破坏了毛管输水常态而降低了蒸发速度。表1为冻结期蒸发比较表，图4为二龙山站月蒸发量过程线图由表1和图4可见，冻结期土壤蒸发微弱，冻土抑制了土壤的蒸发能力，蒸发量小，至使土壤含水率消退缓慢，保持了含水率的稳定。1.2.5冻土使土壤入渗能力降低经田间灌溉水量试验证明，土壤冻结形成的透水层，在冻结期和融冻期降雨的入渗能力明显减弱。在初冻结时，冻土层由地表向下发展，包气带厚度逐渐减10小，降雨入渗能力也随之减弱，当达到稳定冻结期时，降雨入渗基本终止。在初融期时，冻土层接近地表，包气带厚度近于零，降雨入渗能力达到最小，随着融化深度的增加，入渗能力随之增强。7、8月份，随着主汛期到来，降雨量增加，入渗能力增强，地下水位也达到峰值。如图5所示，入渗最小值出现在融冻初期的4、5月，这与无冻条件下形成相反的结果。综上所述，寒冷地区冻土水文效应下的水文特性所反映的土壤水分的动态规律和特点，决定了产流机制和水文计算、水资源评价等基本方法。其中最为突出的是在融冻期，冻土层里有一层冻土上水位过程，改变了土壤含水率的垂线分布，尤其冻土的不透水作用和冻土深度的季节性变化，明显地影响到地下水的补给过程和补给量。11第二章冻土水文效应2.1冻土对地下水补给的影响地下水的水位和水量变化，主要取决于补给来源和补给量。地下水补给来源包括降雨入渗补给，河、渠(湖、库)渗漏补给，田间灌溉入渗补给和山前侧向补给等。地下水补给量的大小与地形、地貌、气候、温度、人类活动和水文地质条件密切相关。寒冷地区受冻土的影响，地下水循环具有与无冻地区不同的规律和特点。2.1.1冬季土壤冻结，地下水的补给甚微在冻结过程中，土壤的重力水、毛管水以及潜水蒸发的水分受温度势的作用上升，在冻结锋面逐渐冻结成冰体，形成不透水冻土层。据黑龙江省部分实验站资料，在封冻过程中，冻结层土壤含水率增加20%--40%。受冻土的影响，降雨融雪不能直接补给地下水，冬季地下水补给仅限于侧向径流补给或越流补给，补给量微弱。此期间，河流基流小，绝大部分河流从11月至翌年3月期间的径流量不足年径流量的3%，中小河流多在12月至翌年3月出现连底冻或断流。因此，有冻土存在期，对地下水的补给甚微。2.1.2冻土层不透水作用，使降雨和融雪入渗不能直接补给地下水由于冻土层的不透水作用，降雨和融雪入渗不能直接补给地下水，以形成地表径流为主。据寒冷地区降雨径流关系分析，冻土开始融化时，径流系数接近于1，随化冻过程递减。冻土存在时的融冻期，降水入渗在冻层上形成冻层上水。上下两个自由水面被冻土层隔开，两水面无直接联系。冻层上水在近地表形成再循环，一部分消耗于土壤蒸发，一部分形成壤中流，仅有一小部分沿融冻锋面或冻土裂缝补给地下水。冻土融冻期，地下水的补给量为：降雨经冻土裂隙入渗量，下界面冻土融冻释放补给量，冻层上水沿融冻锋面12移动在冻土接近化通时的入渗水量。这些水量均受到冻土层的制约，补给量极为有限。2.1.3冻土蓄水调节作用使地下水的补给时间滞后分析黑龙江省不同地貌单元的地下水位过程线发现，除河谷地区受降雨入渗、山前侧向补给、河水侧向补给的影响，地下水位年际变幅较大外，其余地区变幅多在0.5--2m，水位明显上涨时间多在冻土化通后的7、8月份。4--6月虽然有凌春汛和降雨过程，但地下水位反映不明显，有的地区甚至在5、6月份出现水位最低值。图6是黑龙江省部分站地下水位变化过程。冻土蓄水调节作用，反映在封冻期冻结在河槽和土壤中的水量，需在融冻期释放补给地下水；冻层上水在冻土化通后以重力水的形式补给地下水。因此降雨补给地下水的时间明显滞后，只有当土壤化通后，降雨与地下水位变幅才有直接的关系。黑龙江省部分站6--9月降雨量与相应时间地下水位最大变幅的相关图见图7。同时，冻土融冻初期，冻层以上包气带(融化层)厚度薄，蓄水能力差，壤中流比例小，降雨以形成地表径流为主，径流系数接近于1；从退水的过程线来看，有冻土存在时的退水速度快于无冻期，说明冻土存