土壤水分入渗课件.pptx
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,第六章土壤水分的入渗,蒸发(Evaporation),水循环入渗(Infiltration),蒸发(Evaporation)蒸腾(transpiration),田间土壤水循环的两种形态入渗(Infiltration),一、土壤水分入渗过程及规律入渗是水分进入土壤的过程。
水文学中研究地表产流问题农田水利学研究灌溉或降雨后土壤水分的分布水资源评价中研究降雨对浅层地下水的补给问题农业及环境学研究化肥、农药及污染物等随水分迁移的问题土壤水分的入渗,一、土壤水分入渗过程及规律,
(一)入渗的物理过程土壤水分在土壤中运动受到分子力、毛管力和重力的控制,其运动过程也就是在各种力综合作用下寻求平衡的过程。
当毛管孔隙充水达到饱和时,水分主要在重力作用下运动。
1.下渗过程中水分的作用力和运动特征,可分为三个阶段:
渗润阶段(Wettingperiod):
主要是在分子力作用下,被土壤颗粒吸附而成为薄膜水,当土壤干燥时,此阶段十分明显。
一、土壤水分入渗过程及规律,
(一)入渗的物理过程渗吸阶段(Infiltrationperiod)(非饱和下渗)主要是在毛管力和重力的作用下,在土壤孔隙中作不稳定运动,并逐渐填充土壤孔隙,甚至全部饱和。
渗透(漏)阶段(Percolationperiod)(饱和下渗)当土壤孔隙水分充满而饱和时,水分在重力作用下作稳定运动。
一、土壤水分入渗过程及规律,
(一)入渗的物理过程2.土壤入渗根据其地面是否积水又分为如下形式:
无积水入渗:
当灌溉(或降雨)强度小于或等于土壤饱和导水率时,雨水和灌溉水能及时地全部为土壤所吸收,故不会产生地面积水。
这种入渗主要是降雨或灌溉强度起决定作用。
积水前入渗:
当降雨强度大于土壤饱和导水率,而小于土壤最大入渗率时,开始阶段地表并不积水,实际渗透速率等于降雨强度,该强度愈大,则积水前阶段的时间愈短,表土含水率随时间延长而逐渐增大,最后达到饱和时此阶段结束,一、土壤水分入渗过程及规律,
(一)入渗的物理过程2.土壤入渗根据其地面是否积水又分为如下形式:
积水入渗积水前入渗阶段结束后,便进入积水入渗阶段。
它是以地表有积水存在为标志,积水后,地表的实际渗吸速度随时间延长而逐渐减小,直至最后趋于某一稳定值。
一、土壤水分入渗过程及规律,壤表面供水充足,这时水渗入土壤的通量(cm/s)。
单位土壤表面所渗入的总水量(cm3/cm2)或cm,mm)。
间内通过单位面积入,
(二)土壤的入渗性能入渗速率i(Infiltrationrate):
累积入渗量I(accumulativeinfiltrationcapacity):
入渗能力ip(Infiltrationcapacit又y)称:
入渗率,单位时稳定入渗率id(steadyinfiltratio渗nr到at土e)壤:
中的水量(m,在某一时段内不,同通质过地土壤的稳定在入一渗m个率/大midi气n,c压m下/d,)土,一、土壤水分入渗过程及规律,
(二)土壤的入渗性能累积入渗量I和入渗速率i的关系土壤入渗速率的变化过程,一、土壤水分入渗过程及规律,(三)入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律下渗过程中土壤含水量的分布,最早考尔曼(Coleman)与包德曼(Bodman)(1944,1945)做了研究,把下渗过程中土壤含水率的分布划分为四个具有明显分区的水分带,它们反映了下渗水流垂向运动的特征。
1.饱和带(区)当下渗水流到10cm土层厚度时,土壤表面1cm内的含水量接近于饱和含水量,形成一个饱和带,无论湿润深度怎样增大,这个饱和带的厚度都不超过1.5cm。
一、土壤水分入渗过程及规律,(三)入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律水分过渡带(区)在饱和带以下,土壤含水量随深度的增加急剧减小,形成一个水分过渡带。
传导区土壤含水量基本上保持在饱和含水量与田间持水量之间,沿垂线均匀分布,形成一个传导区,随着供水历时的增长湿润锋不断下移,水分传导区不断向下延伸,而土壤含水量则保持在上述数值范围内(60-80%s),并且这一带毛管势梯度极小,水分的传输运动主要为重力作用。
一、土壤水分入渗过程及规律,(三)入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律湿润带(区)是连续湿润锋面与水分传导带的一个含水量随深度迅速减小的水分带,随着湿润锋的不断下移,使其下面的干土含水量增加,变为湿润带。
湿润锋在湿润带的末端,土壤含水量突变,与下层干土有明显界面,称为湿润锋。
新的认识传导区和湿润带是存在的,饱和区和过渡区不明显,饱和区很难完全。
0,0,s,Z,t1,0,0,s,Z,t2t3,0,0,s,Z,0,0,s,Z,0,0,s,Z,t4t5,0,0,s,Z,t0,一、土壤水分入渗过程及规律,(三)入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律,一、土壤水分入渗过程及规律,(四)影响入渗过程的条件入渗过程中,累积入渗量、入渗率和土壤含水率随时间的变化和地表处的施加方式和状况有关,也就是说与入渗的初始和边界条件有关。
为了求出入渗过程中土壤含水量的分布,以及入渗率随时间变化的定量结果,可以在一定的初始含水率分布条件下,根据入渗边界条件,求解水分运动方程。
初始条件初始条件(t=0)时,含水率或水势分布为深度z的函数,即:
一、土壤水分入渗过程及规律,(四)影响入渗过程的条件边界条件分为三种类型:
Dirchlet(狄利克雷)条件:
它是给定上下边界的土壤含水率或土壤水势,即,,一、土壤水分入渗过程及规律,(四)影响入渗过程的条件边界条件分为三种类型:
Neumann(纽曼)条件:
它是给定边界的水流通量,即,,“混合边界”条件(mixedcondition)或称劳平条件(RobinCondition)是Dirchlet条件和Neumann条件的混合。
一、土壤水分入渗过程及规律,(四)影响入渗过程的条件在田间水分动态模拟中这种混合边界条件的应用具有以下优点:
下边界的水势值可以用张力计在田间容易测的,相应的含水量也可由水分特征曲线求得。
上边界的水流通量可以由入渗前的土壤含水量以及降雨强度或灌溉水深度(或喷灌强度)确定(蒸发条件下由气象因素和土壤水分条件确定)。
一、土壤水分入渗过程及规律,(四)影响入渗过程的条件在田间可能会遇到以下四种情况的边界:
半无限土壤剖面,需要在z=0确定边界条件,下边界给定稳定含水率,上边界给定通量。
z=0,t0具有地下水埋深不变,即土壤水势为已知的有限土壤剖面,除初始条件如上所述而外,应将上下边界规定为Dirchlet条件。
一、土壤水分入渗过程及规律,(四)影响入渗过程的条件在田间可能会遇到以下四种情况的边界:
在下边界毫无水流通过的土壤剖面,水流只能进入上边界或通过上边界而流失(如蒸渗仪的底部)(隔水层)。
地下水埋深较浅,地下水位随时间波动的土壤剖面,这相当于一种具有排水沟及灌溉渠的地区。
在这种条件下,可以得到一种混合型的边界条件,下边界是Dirchlet条件,上边界是Neumann条件。
入渗速率(是时间的函数),DecreasingInfiltration,在入渗开始时,由于受重力和毛管力的共同作用,所以入渗速率最大,最终入渗容量,SteadyGravityInducedRate,入渗速率(土壤湿度),入渗速率随时间降低的原因:
地表下表面条件改变基质势发生变化时间长时,基质势降低而重力势相对占优,入渗速率的测定,积水(环)入渗单环入渗双环入渗积水入渗仪张力入渗仪降雨-径流入渗仪,单环入渗仪,Cylinder-30cminDiameterDrive5cmormoreintoSoilSurfaceorHorizonWaterisPondedAbovetheSurfaceRecordVolumeofWaterAddedwithTimetoMaintainaConstantHeadMeasuresaCombinationofHorizontalandVerticalFlow,双环入渗仪,OuterRingsare6to24inchesinDiameterMariotteBottlesCanbeUsedtoMaintainConstantHeadRingsDriven-5cmto6inchesintheSoilandifnecessarysealed,其它入渗仪,积水管入渗仪,张力入渗仪,不同质地土壤的入渗速率,入渗速率是坡度和土壤质地的函数,二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗对于一维垂向流,土壤水分运动方程可表示为:
其中:
忽略重力作用时有:
这一方程与一维水平流方程相同,只是轴向不同,因此可以从分析水平流的运动来描述忽略重力作用的下渗现象。
二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗实际上,当t极小时(t0),也就是水分渗入土壤表面的初期,土壤表面以下并未得到湿润,值极大,基质势梯度重力势梯度,即:
此时:
是可以忽略的,令以x代替z,则上式可写为:
求解
(1)式有两种情况:
一是假定D()=D(常数);二是D=D()。
二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗1.设D()=D(常数)右图描述了一个半无限均质管状土柱,从x=0到x=.初始土壤含水率为i,当t0时,土壤含水率在x=0处为0,此时
(1)式可写为:
0i,x一维水平流水分变化示意图,二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗令:
原函数的解为:
由于在地表处(x=0)土壤水分入渗速率可用达西通量的形式表达,二、非饱和下渗理论与计算,当x=0时代入(7),入渗速率,
(一)忽略重力作用的下渗入渗速率:
式中:
入渗速率f,重要结论:
二、非饱和下渗理论与计算,方程
(1)可改写为以距离坐标x(,t)为因变量的基本方程,即,
(一)忽略重力作用的下渗2.设D是含水量的函数D=D(),假定此方程的解是变量分离的,即,二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗,代入
(2)式,整理得,上式左端只随t改变,右端只随改变,既然该式对任一t和均成立,可见等式两端必为同一常数,假定为a,则,对式(5)积分,得,二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗,式中c1为积分常数,代入(3)式,整理得,引入参数,将上边界条件代入,得,由下边界条件,得,二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗由此可知,c1必须为0或为.但若c1,则,结果是与所讨论情况不符,故c1=0将c1=0代入(6),得,此即Boltzmann变换,是Boltzmann变换参数,二、非饱和下渗理论与计算,
(一)忽略重力作用的下渗,可以设想的关系是连续光滑的,则必然有对于(10)式(11),二、非饱和下渗理论与计算,上式给出了和的关系,即含水率随时间t和坐标X的变化关系,该式可以进行两类问题的求解:
已知D()求解或,t。
ph:
1:
p迭代法水平入渗运动所得的,t或关系求解土壤水分扩散率。
Ph:
l:
p迭代计算方法是“土壤水动力学”P94用数值计算方法。
表示含水量在垂直剖面上的变化,如下图所示,在忽略重力作用时,即不考虑底部排水k()时,土层在t时刻的吸水量F(t)为:
二、非饱和下渗理论与计算,二、非饱和下渗理论与计算,t0,f(t)t,f(t)0,因此,入渗率f(t)为:
ph:
l:
p水平入渗率的计算公式,式中S不但与土壤特性有关,切与吸水过程的初始条件和边界条件有关。
S没有具体函数表达式,因为在求解(10)式时,还应确定的函数形式。
垂直入渗条件下土壤水运动方程,基本方程:
初始条件:
边界条件:
0,0,深度z,含水率s,非线性,垂直入渗条件下土壤水运动方程的解,假定:
则有:
得近似解:
0,0,深度z,含水率s,t1,t2t3,t4t5,入渗速度及入渗量的计算,根据达西定律有:
求上述方程的近似解得:
常用的入渗速度及入渗量计算公式Philip公式(1957):
Kosti
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