水 文 學 原 理(六下滲)shui

1、5v土壤含水率沿深度方向的變化曲線稱為土壤水分剖面，它描述了土壤含水率在深度方向上的分布情況，故又稱土壤含水率垂向分布。v根據(jù)土壤水分剖面，可以計算出土壤中任一土層，以水深計的含水量。v土壤水分剖面在時間上是變化的，并且這種變化與下滲和蒸(散)發(fā)的關系密切。v水分透過土壤層面沿垂直和水平方向滲入到土壤中的運動過程v單位時間通過單位面積的土壤層面滲入到土壤中的水量v影響下滲率的主要因素是初始土壤含水量、供水強度和土壤質(zhì)地、結構等。v如果供水強度充分大，則下滲率將達到同初始土壤含水量和同土壤質(zhì)地、結構條件下的最大值，稱此為下滲容量或下滲能力。v 下滲容量隨時間的變化曲線稱為下滲曲線。v 對于相同的

2、土壤質(zhì)地和結構，初始土壤含水量不同，下滲曲線也不同。下滲曲線是以初始土壤含水量為參變量的一簇曲線。v 初始土壤含水量為0即干燥土壤的下滲曲線是最基本的一條下滲曲線。v從下滲開始至某時刻按下滲能力下滲到土壤中的總水量與該時間的關系曲線下滲過程就是土壤吸收水分，下滲過程就是土壤吸收水分，調(diào)節(jié)水分，并向土層中傳遞調(diào)節(jié)水分，并向土層中傳遞水分的過程。受到土壤水作水分的過程。受到土壤水作用力的支配。用力的支配。v滲潤階段：土壤含水量較小，下滲容量較大，下滲容量隨時間遞減迅速。v滲漏階段：土壤含水量不斷增加，下滲容量明顯減小，下滲容量隨時間遞減變得緩慢。v滲透階段：土壤含水量達到了田間持水量以上，下滲容量

3、變得穩(wěn)定，達到下滲容量的最小值，稱為穩(wěn)定下滲率。v 在滲潤階段，由于土壤含水量較小，分子力和毛管力均很大，再加上重力的作用，土壤吸收水分的能力特別大，以致初始下滲容量很大，而且由于分子力和毛管力隨土壤含水量增加快速減小，使得下滲容量迅速遞減。v 進入滲漏階段后，土壤顆粒表面已形成水膜，因此分子力幾乎趨于零，這時水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入滲，下滲容量比滲潤階段明顯減小，而且由于毛管力隨土壤含水量增加趨于緩慢減小階段，所以這階段下滲容量的遞減速度趨緩。v 到了滲透階段，土壤含水量已達到田間持水量以上，這時不僅分子力早已不起作用，毛管力也不再起作用了。控制這階段下滲的作用力僅為重力。與分子

4、力和毛管力相比，重力只是一個小而穩(wěn)定的作用力，所以在滲透階段，下滲容量必達到一個穩(wěn)定的極小值，這就是穩(wěn)定下滲率。含水量含水量(%)(%)深度深度(m)飽和含水飽和含水量量田間持水田間持水量量風干土風干土飽和帶飽和帶水分傳遞帶水分傳遞帶濕潤帶濕潤帶濕潤鋒濕潤鋒飽和帶飽和帶水分傳遞帶水分傳遞帶濕潤帶濕潤帶濕潤鋒濕潤鋒v 飽和帶飽和帶：厚度不大，一般不到1.5cm，而且隨著供水時間的增長，這一厚度變化緩慢。v 水分傳遞帶水分傳遞帶：是一個土壤含水量沿深度分布比較均勻、厚度較大的非飽和土層，其厚度隨供水時間的增長不斷增加，土壤含水量介于田間持水量和飽和含水量之間，約為飽和含水量的60%80%。v 濕潤

5、帶濕潤帶：是連接水分傳遞帶和濕潤鋒的水分帶。在這一帶中，土壤含水量沿深度迅速減小，并且在下滲過程中不斷下移。這一帶的平均厚度也大體保持不變。v 濕潤鋒濕潤鋒：濕潤帶與下滲水尚未涉及到的土壤的交界面稱為濕潤鋒。在濕潤鋒處，土壤含水量梯度很大，因此在該處將有很大的土壤水分作用力來驅(qū)使?jié)駶欎h繼續(xù)下移。又稱為濕潤鋒面或下滲鋒面。tKdtzFspn0),(v下滲曲線不僅是下滲物理過程的定量描述，而且是下滲物理規(guī)律的體現(xiàn)。v已提出了三類確定下滲曲線的途徑，即非飽和下滲理論途徑、飽和下滲理論途徑和基于下滲試驗的經(jīng)驗下滲曲線途徑。v根據(jù)非飽和水流運動方程式導出的下滲方程的基本形式v對于非飽和土壤，總勢必應由基

6、模勢和重力勢組成v下滲方程的又一表達形式為mzkzDzt)()()(/ )()()(kddKddKDm)(K)(D00),(), 0()0 ,()(ttzzDztn0022),(), 0()0 ,(ttzzDtn)2(00Dtzerfcn210)(tDfnp0022),(), 0()0 ,()()(ttzzzDzDtn21)(),(ttz2121stfpv雖然求得的下滲方程具體形式不同，但可以看出 均為 的函數(shù)。v表明在忽略重力作用的條件下，無論擴散率是常數(shù)還是變數(shù)，下滲容量均隨時間t遞減為0。v此種情況下是不存在穩(wěn)定下滲率的。這一結論與忽略重力作用相一致。21tpf00),(), 0()0

7、,()()(ttzzkzDztn0022),(), 0()0 ,(ttzzkzDtn)2()exp()2(2100DtktzerfcdkzDtktzerfcnnnpkDtkerfcDtkDtkkf)4(4/)4/exp(2)(222000),(), 0()0 ,()()(ttzzkzDztn)(202/1kAtsfptftftz22/11),(v兩種完全下滲方程雖然具體形式不同，但就fp與t的關系而言，均為一遞減曲線，且當t-時，fp趨于一常數(shù)值 或v表明考慮重力作用的下滲過程總是存在一個穩(wěn)定下滲階段的，即穩(wěn)定下滲率。nk)(0kAv將整個土層按z劃分成若干個子土層，對其中第i個子土層而言，在

8、dt時段內(nèi)它的頂部要接受第(i1)個子土層下滲的水量；而它的底部又要向第(il)個子土層排出水量。v由質(zhì)量守恒定律得出非飽和土壤的水量平衡方程：v根據(jù)非飽和達西定律v非飽和土壤的水量平衡方程：v有限差分方程形式：v(1)將計算土層均勻地劃分成N層。v(2)對每一子土層列出方程式。v(3)根據(jù)初始條件和邊界條件解算上式。v(4)計算不同時刻的累積下滲量:v(5)用數(shù)值微分法求下滲曲線。v集總式下滲模型方法雖然只能求得近似數(shù)值解，但卻能考慮有限長土柱、初始土壤含水量分布不均及不同供水條件的下滲問題。v如把整個土層作為一層來考慮)(0ppHlhHcpdtdlfnp)(0)1 (lHKlHlKfcsc

9、sp2/12/10)(5 . 0AtKtHKKfsncssp動動 力力 方方 程程 式：式： 水量平衡方程式：水量平衡方程式：pncsspFHKKf)(0格林安普特公式格林安普特公式212tafp截距，故截距；，確定出線上取兩點：，過點據(jù)中心定線，在點繪）（與時刻的計算不同定參過程：為待定參數(shù)。和，eaanttFFntFtFttnaFnanatfatFpppppnpnp)ln()ln()ln()ln()ln()ln()ln(.2)ln()ln().1 ()ln()ln()ln(12121ktccpeffff)(0截距，故截距；，求出線上取兩點，過點據(jù)中心定線，在點繪時刻的，計算不同根據(jù)資料確定

10、定參過程：穩(wěn)定下滲率。初始下滲率；，effffkttffffktfffftfktffffffeffffcccpcpcpcpcccpcktccp001212000)ln()ln()ln()ln().2()ln().1 ()ln()ln()(cpftaf212AABttffBtfttBABtAfpp，確定出截距；，確定出線上取兩點：，過點據(jù)中心定線，在點繪的計算不同時刻定參過程：為待定參數(shù)。和，1212)()().2().1 (2121212121fptFRfptF(2) (2) ifc，則整個下滲過程均按雨強下滲；，則整個下滲過程均按雨強下滲； (1) (1) i fp0，則整個下滲過程均按下滲

11、能力下滲；，則整個下滲過程均按下滲能力下滲； (3) (3) fci fp0 ，則先按雨強下滲，后按下滲能力下滲。，則先按雨強下滲，后按下滲能力下滲。fptt0i是是t0 時刻嗎？時刻嗎？0.020.040.060.080.0100.0050100150時間(時間(min) )累積下滲量(累積下滲量(mm) )累積下滲量曲線累積下滲量曲線0.001.002.003.004.005.00050100150時間(時間(min) )下滲率(下滲率(mm/min) )下滲率曲線下滲率曲線tfpt0itpABCDE。的均勻降雨的產(chǎn)流時間求雨強的表達式；求累積下滲能力曲線）（：面下滲方程為若充分供水條件下

12、，地min/4 . 9).2()(.1min)/(4 . 018)(21mmitFmmttfpmin83. 74 . 96 .73min/4 . 9.6 .73)4(min44 . 0184 . 9.24 . 036)4 . 018()()().1 (21210210iFtmmibmmFFttfiattdttdttftFpttp，故產(chǎn)流時間因?qū)嶋H按。產(chǎn)流，此時累積下滲量則滲，解出若按下滲能力下，即由）（解：v 土壤質(zhì)地上層粗下層細，上層土壤的飽和水力傳導度大于下層土壤的飽和水力傳導度。供水開始后的下滲首先受控于上層土壤。v 當濕潤鋒面到達上、下兩層土壤的界面時，下滲又變?yōu)槭芸赜谙聦油寥?。如果?/p>

13、始時刻下層土壤已達到飽和含水量，則在交界面上將形成臨時積水，并逐漸上升，產(chǎn)生壓力水頭。v 如果初始時刻下層土壤是干燥的，則會出現(xiàn)上層土壤中的下滲速度小于下層土壤水力傳導度的情況。這時在交界面上是不可能產(chǎn)生臨時積水現(xiàn)象的，但這種情況極少見到。v 土壤質(zhì)地上層細下層粗，由于上層土壤的飽和水力傳導度小于下層土壤的飽和水力傳導度。因此，在兩層土壤的交界面上不可能產(chǎn)生臨時積水。v 由于粗質(zhì)地土壤總是具有較小的基模勢，故除非施以足夠的壓力(例如由地面積水產(chǎn)生靜水壓力或施以其他外力)，否則水分是不可能從細質(zhì)地土壤向粗質(zhì)地土壤運動的。v 這種現(xiàn)象在上、下兩層土壤質(zhì)地相差懸殊時更為明顯。遇到這種情況，上層土壤中

14、的濕潤鋒到達交界面后，會長期停滯不前，直到上層土壤積聚了一定水頭，濕潤鋒才會繼續(xù)前進。v土壤質(zhì)地沿深度由粗逐漸變細的情況。v若以穩(wěn)定降雨強度i向地面穩(wěn)定供水，則在一定時間后可在土層中形成一個iKsj的界面。v這種情況出現(xiàn)后，在深度j以下土壤的飽和水力傳導度小于降雨強度i，在深度j處將會產(chǎn)生臨時積水。v這種臨時界面是隨著降雨強度而變化的。地形坡度對下滲的影響是通過影響供水強度表現(xiàn)出來的。地形坡度對下滲的影響是通過影響供水強度表現(xiàn)出來的。同樣的降雨強度i降落在平坦地面上形成的對下滲的供水強度是大于降落在坡面上形成的對下滲的供水強度的。此外，平坦地面比坡面更易形成積水深，這也是同樣降雨條件下，平坦地面比坡面更有利于下滲的一個原因。v土壤中的膠質(zhì)物土壤中的膠質(zhì)物v土壤的化學作用土壤的化學作用v生物作用生物作用v地面覆蓋物及耕作地面覆蓋物及耕作v溫度作用溫度作用v土壤中氣體的含量土壤中氣體的含量v水質(zhì)水質(zhì)v對地面供水停止后，地面蓄水因蒸散發(fā)或下滲不斷減少，直至耗盡，此時下滲過程即告結束。但是，土壤內(nèi)部水分向下移動卻沒有隨即終止，一般還要持續(xù)一個很長的時間。在此期間，水分在土壤剖面內(nèi)進行著不斷的再分配。v 沒有地下水位或地下水埋深無窮大的情況。下滲終止后的典型的水分剖面將由剖面上部的濕潤層和下部未被濕潤的土層組成。v 濕潤鋒以下的土壤將不斷