水 文 學(xué) 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(jì)算出土壤中任一土層，以水深計(jì)的含水量。v土壤水分剖面在時(shí)間上是變化的，并且這種變化與下滲和蒸(散)發(fā)的關(guān)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(yùn)動(dòng)過程v單位時(shí)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(qiáng)度和土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)等。v如果供水強(qiáng)度充分大，則下滲率將達(dá)到同初始土壤含水量和同土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)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(shí)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(jié)構(gòu)，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(shí)刻按下滲能力下滲到土壤中的總水量與該時(shí)間的關(guān)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(shí)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(shí)間遞減變得緩慢。v滲透階段：土壤含水量達(dá)到了田間持水量以上，下滲容量

3、變得穩(wěn)定，達(dá)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(jìn)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(shí)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(dá)到田間持水量以上，這時(shí)不僅分子力早已不起作用，毛管力也不再起作用了?？刂七@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(gè)小而穩(wěn)定的作用力，所以在滲透階段，下滲容量必達(dá)到一個(gè)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(fēng)干土風(fēng)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(shí)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(gè)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(shí)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(yàn)的經(jīng)驗(yàn)下滲曲線途徑。v根據(jù)非飽和水流運(yùn)動(dòng)方程式導(dǎo)出的下滲方程的基本形式v對于非飽和土壤，總勢必應(yīng)由基

6、模勢和重力勢組成v下滲方程的又一表達(dá)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(kuò)散率是常數(shù)還是變數(shù)，下滲容量均隨時(shí)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(jié)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(guān)系而言，均為一遞減曲線，且當(dāng)t-時(shí)，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(gè)穩(wěn)定下滲階段的，即穩(wěn)定下滲率。nk)(0kAv將整個(gè)土層按z劃分成若干個(gè)子土層，對其中第i個(gè)子土層而言，在

8、dt時(shí)段內(nèi)它的頂部要接受第(i1)個(gè)子土層下滲的水量；而它的底部又要向第(il)個(gè)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(dá)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(jì)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(jì)算不同時(shí)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(gè)土層作為一層來考慮)(0ppHlhHcpdtdlfnp)(0)1 (lHKlHlKfcsc

9、sp2/12/10)(5 . 0AtKtHKKfsncssp動(dòng)動(dòng) 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(diǎn)：，過點(diǎn)據(jù)中心定線，在點(diǎn)繪）（與時(shí)刻的計(jì)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(diǎn)，過點(diǎn)據(jù)中心定線，在點(diǎn)繪時(shí)刻的，計(jì)算不同根據(jù)資料確定定

10、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(diǎn)：，過點(diǎn)據(jù)中心定線，在點(diǎn)繪的計(jì)算不同時(shí)刻定參過程：為待定參數(shù)。和，1212)()().2().1(2121212121fptFRfptF(2) (2) ifc，則整個(gè)下滲過程均按雨強(qiáng)下滲；，則整個(gè)下滲過程均按雨強(qiáng)下滲； (1) (1) i fp0，則整個(gè)下滲過程均按下滲能力下

11、滲；，則整個(gè)下滲過程均按下滲能力下滲； (3) (3) fci fp0 ，則先按雨強(qiáng)下滲，后按下滲能力下滲。，則先按雨強(qiáng)下滲，后按下滲能力下滲。fptt0i是是t0 時(shí)刻嗎？時(shí)刻嗎？0.020.040.060.080.0100.0050100150時(shí)間(時(shí)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(shí)間(時(shí)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(shí)間求雨強(qiáng)的表達(dá)式；求累積下滲能力曲線）（：面下滲方程為若充分供水條件下，地m

12、in/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(shí)間因?qū)嶋H按。產(chǎn)流，此時(shí)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(xì)，上層土壤的飽和水力傳導(dǎo)度大于下層土壤的飽和水力傳導(dǎo)度。供水開始后的下滲首先受控于上層土壤。v 當(dāng)濕潤鋒面到達(dá)上、下兩層土壤的界面時(shí)，下滲又變?yōu)槭芸赜谙聦油寥馈Ｈ绻跏紩r(shí)刻

13、下層土壤已達(dá)到飽和含水量，則在交界面上將形成臨時(shí)積水，并逐漸上升，產(chǎn)生壓力水頭。v 如果初始時(shí)刻下層土壤是干燥的，則會(huì)出現(xiàn)上層土壤中的下滲速度小于下層土壤水力傳導(dǎo)度的情況。這時(shí)在交界面上是不可能產(chǎn)生臨時(shí)積水現(xiàn)象的，但這種情況極少見到。v 土壤質(zhì)地上層細(xì)下層粗，由于上層土壤的飽和水力傳導(dǎo)度小于下層土壤的飽和水力傳導(dǎo)度。因此，在兩層土壤的交界面上不可能產(chǎn)生臨時(shí)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(xì)質(zhì)地土壤向粗質(zhì)地土壤運(yùn)動(dòng)的。v 這種現(xiàn)象在上、下兩層土壤質(zhì)地相差懸殊時(shí)更為明顯。遇到這種情況，上層土壤中的濕潤

14、鋒到達(dá)交界面后，會(huì)長期停滯不前，直到上層土壤積聚了一定水頭，濕潤鋒才會(huì)繼續(xù)前進(jìn)。v土壤質(zhì)地沿深度由粗逐漸變細(xì)的情況。v若以穩(wěn)定降雨強(qiáng)度i向地面穩(wěn)定供水，則在一定時(shí)間后可在土層中形成一個(gè)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(dǎo)度小于降雨強(qiáng)度i，在深度j處將會(huì)產(chǎn)生臨時(shí)積水。v這種臨時(shí)界面是隨著降雨強(qiáng)度而變化的。地形坡度對下滲的影響是通過影響供水強(qiáng)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(qiáng)度表現(xiàn)出來的。同樣的降雨強(qiáng)度i降落在平坦地面上形成的對下滲的供水強(qiáng)度是大于降落在坡面上形成的對下滲的供水強(qiáng)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(gè)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(xué)作用土壤的化學(xué)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(shí)下滲過程即告結(jié)束。但是，土壤內(nèi)部水分向下移動(dòng)卻沒有隨即終止，一般還要持續(xù)一個(gè)很長的時(shí)間。在此期間，水分在土壤剖面內(nèi)進(jìn)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