水文学原理(第六章)下渗.ppt

第六章第六章 下下 渗渗5天然条件下的下渗天然条件下的下渗天然条件下的下渗天然条件下的下渗主主 要要 内内 容容下渗的物理过程下渗的物理过程下渗的物理过程下渗的物理过程1 1非饱和下渗理论非饱和下渗理论非饱和下渗理论非饱和下渗理论2 2饱和下渗理论饱和下渗理论饱和下渗理论饱和下渗理论3 3经验下渗曲线经验下渗曲线经验下渗曲线经验下渗曲线4 41 下渗的物理过程下渗的物理过程1 1 几个基本概念几个基本概念几个基本概念几个基本概念下下下下 渗：渗：渗：渗：水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的运水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的运水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的运水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的运动过程动过程动过程动过程下渗率：下渗率：下渗率：下渗率：单位时间单位时间单位时间单位时间通过通过通过通过单位面积单位面积单位面积单位面积的土壤层面渗入到土壤中的水量的土壤层面渗入到土壤中的水量的土壤层面渗入到土壤中的水量的土壤层面渗入到土壤中的水量下渗容量：下渗容量：下渗容量：下渗容量：供水充分条件下的下渗率供水充分条件下的下渗率供水充分条件下的下渗率供水充分条件下的下渗率下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：下渗容量随时间的变化曲线下渗容量随时间的变化曲线下渗容量随时间的变化曲线下渗容量随时间的变化曲线累积下渗曲线：累积下渗曲线：累积下渗曲线：累积下渗曲线：从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总 水量与该时间的关系曲线水量与该时间的关系曲线水量与该时间的关系曲线水量与该时间的关系曲线土壤水分剖面：土壤水分剖面：土壤水分剖面：土壤水分剖面：土壤含水率沿深度方向的变化曲线土壤含水率沿深度方向的变化曲线土壤含水率沿深度方向的变化曲线土壤含水率沿深度方向的变化曲线土壤水分剖面土壤水分剖面v土壤含水率沿深度方向的变化曲线称为土壤水分剖面，它描述了土壤含水率在深度方向上的分布情况，故又称土壤含水率垂向分布。v根据土壤水分剖面，可以计算出土壤中任一土层，以水深计的含水量。v土壤水分剖面在时间上是变化的，并且这种变化与下渗和蒸(散)发的关系密切。土壤水分剖面土壤水分剖面下下 渗渗v水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的运动过程下渗率下渗率v单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到土壤中的水量v影响下渗率的主要因素是初始土壤含水量、供水强度和土壤质地、结构等。v如果供水强度充分大，则下渗率将达到同初始土壤含水量和同土壤质地、结构条件下的最大值，称此为下渗容量或下渗能力。下渗曲线下渗曲线v下渗容量随时间的变化曲线称为下渗曲线。v对于相同的土壤质地和结构，初始土壤含水量不同，下渗曲线也不同。下渗曲线是以初始土壤含水量为参变量的一簇曲线。v初始土壤含水量为0即干燥土壤的下渗曲线是最基本的一条下渗曲线。累积下渗曲线累积下渗曲线v从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总水量与该时间的关系曲线1 下渗的物理过程下渗的物理过程2 2 下渗机理下渗机理下渗机理下渗机理a a 下渗的三个阶段下渗的三个阶段下渗的三个阶段下渗的三个阶段渗润阶段：渗润阶段：渗润阶段：渗润阶段：分子力分子力分子力分子力渗漏阶段：渗漏阶段：渗漏阶段：渗漏阶段：毛管力毛管力毛管力毛管力渗透阶段：渗透阶段：渗透阶段：渗透阶段：重重重重 力力力力下下渗渗过过程程就就是是土土壤壤吸吸收收水水分分，调调节节水水分分，并并向向土土层层中中传传递递水水分分的的过过程程。受受到到土土壤壤水水作作用力的支配。用力的支配。1 下渗的物理过程下渗的物理过程v渗润阶段：土壤含水量较小，下渗容量较大，下渗容量随时间递减迅速。v渗漏阶段：土壤含水量不断增加，下渗容量明显减小，下渗容量随时间递减变得缓慢。v渗透阶段：土壤含水量达到了田间持水量以上，下渗容量变得稳定，达到下渗容量的最小值，称为稳定下渗率。1 下渗的物理过程下渗的物理过程v在渗润阶段，由于土壤含水量较小，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别大，以致初始下渗容量很大，而且由于分子力和毛管力随土壤含水量增加快速减小，使得下渗容量迅速递减。v进入渗漏阶段后，土壤颗粒表面已形成水膜，因此分子力几乎趋于零，这时水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入渗，下渗容量比渗润阶段明显减小，而且由于毛管力随土壤含水量增加趋于缓慢减小阶段，所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。v到了渗透阶段，土壤含水量已达到田间持水量以上，这时不仅分子力早已不起作用，毛管力也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅为重力。与分子力和毛管力相比，重力只是一个小而稳定的作用力，所以在渗透阶段，下渗容量必达到一个稳定的极小值，这就是稳定下渗率。1 下渗的物理过程下渗的物理过程2 2 下渗机理下渗机理下渗机理下渗机理b b 下渗过程中的土壤水分剖面下渗过程中的土壤水分剖面下渗过程中的土壤水分剖面下渗过程中的土壤水分剖面含水量含水量(%)(%)深度深度(m)饱饱和和含含水水量量田田间间持持水水量量风风干干土土饱和带饱和带水分传递带水分传递带湿润带湿润带湿润锋湿润锋饱和带饱和带水分传递带水分传递带湿润带湿润带湿润锋湿润锋1 下渗的物理过程下渗的物理过程v饱饱和和带带：厚度不大，一般不到1.5cm，而且随着供水时间的增长，这一厚度变化缓慢。v水水分分传传递递带带：是一个土壤含水量沿深度分布比较均匀、厚度较大的非饱和土层，其厚度随供水时间的增长不断增加，土壤含水量介于田间持水量和饱和含水量之间，约为饱和含水量的60%80%。v湿湿润润带带：是连接水分传递带和湿润锋的水分带。在这一带中，土壤含水量沿深度迅速减小，并且在下渗过程中不断下移。这一带的平均厚度也大体保持不变。v湿湿润润锋锋：湿润带与下渗水尚未涉及到的土壤的交界面称为湿润锋。在湿润锋处，土壤含水量梯度很大，因此在该处将有很大的土壤水分作用力来驱使湿润锋继续下移。又称为湿润锋面或下渗锋面。1 下渗的物理过程下渗的物理过程3 3 下渗容量与土壤水分剖面的关系下渗容量与土壤水分剖面的关系下渗容量与土壤水分剖面的关系下渗容量与土壤水分剖面的关系累积下渗量：累积下渗量：累积下渗量：累积下渗量：下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：忽略重力作用的下渗曲线：忽略重力作用的下渗曲线：忽略重力作用的下渗曲线：忽略重力作用的下渗曲线：2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v下渗曲线不仅是下渗物理过程的定量描述，而且是下渗物理规律的体现。v已提出了三类确定下渗曲线的途径，即非饱和下渗理论途径、饱和下渗理论途径和基于下渗试验的经验下渗曲线途径。2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v根据非饱和水流运动方程式导出的下渗方程的基本形式v对于非饱和土壤，总势必应由基模势和重力势组成v下渗方程的又一表达形式为2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论1 1 非饱和下渗方程的形式非饱和下渗方程的形式非饱和下渗方程的形式非饱和下渗方程的形式假设假设假设假设 与与与与 为单值关系为单值关系为单值关系为单值关系令令令令假设假设假设假设 与与与与 为单值关系为单值关系为单值关系为单值关系为扩散率，为扩散率，为扩散率，为扩散率，当滞后作用不明显时，在一定的土壤含水当滞后作用不明显时，在一定的土壤含水当滞后作用不明显时，在一定的土壤含水当滞后作用不明显时，在一定的土壤含水量范围内，可用经验公式来表示量范围内，可用经验公式来表示量范围内，可用经验公式来表示量范围内，可用经验公式来表示:2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论2 2 忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解条件：条件：条件：条件：a a 忽略重力；忽略重力；忽略重力；忽略重力；b b 供水充分，表面无积水；供水充分，表面无积水；供水充分，表面无积水；供水充分，表面无积水；c c 均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀定解问题的构成：定解问题的构成：定解问题的构成：定解问题的构成：泛定方程泛定方程泛定方程泛定方程初始条件初始条件初始条件初始条件边界条件边界条件边界条件边界条件2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论2 2 忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解第一种情况：第一种情况：第一种情况：第一种情况：扩散率为常数扩散率为常数扩散率为常数扩散率为常数拉氏变换拉氏变换拉氏变换拉氏变换下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论2 2 忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解忽略重力作用的下渗方程的解第二种情况：第二种情况：第二种情况：第二种情况：扩散率随土壤含水量呈单值变化扩散率随土壤含水量呈单值变化扩散率随土壤含水量呈单值变化扩散率随土壤含水量呈单值变化玻氏变换玻氏变换玻氏变换玻氏变换下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：下渗曲线：土壤吸收度：土壤吸收度：土壤吸收度：土壤吸收度：2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v虽然求得的下渗方程具体形式不同，但可以看出 均为 的函数。v表明在忽略重力作用的条件下，无论扩散率是常数还是变数，下渗容量均随时间t递减为0。v此种情况下是不存在稳定下渗率的。这一结论与忽略重力作用相一致。2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论3 3 完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解定解问题的构成：定解问题的构成：定解问题的构成：定解问题的构成：2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论3 3 完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解第一种情况：第一种情况：第一种情况：第一种情况：扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量呈直线关系扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量呈直线关系扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量呈直线关系扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量呈直线关系2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论3 3 完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解第二种情况：第二种情况：第二种情况：第二种情况：扩散率非常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系扩散率非常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系扩散率非常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系扩散率非常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v两种完全下渗方程虽然具体形式不同，但就fp与t的关系而言，均为一递减曲线，且当t-时，fp趋于一常数值 或v表明考虑重力作用的下渗过程总是存在一个稳定下渗阶段的，即稳定下渗率。3 3 完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解完全下渗方程的解2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v将整个土层按z划分成若干个子土层，对其中第i个子土层而言，在dt时段内它的顶部要接受第(i1)个子土层下渗的水量；而它的底部又要向第(il)个子土层排出水量。4 4 集总式下渗模型集总式下渗模型集总式下渗模型集总式下渗模型2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v由质量守恒定律得出非饱和土壤的水量平衡方程：v根据非饱和达西定律2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v非饱和土壤的水量平衡方程：v有限差分方程形式：2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v(1)将计算土层均匀地划分成N层。v(2)对每一子土层列出方程式。v(3)根据初始条件和边界条件解算上式。v(4)计算不同时刻的累积下渗量:v(5)用数值微分法求下渗曲线。推求下渗曲线的步骤推求下渗曲线的步骤推求下渗曲线的步骤推求下渗曲线的步骤2 非饱和下渗理论非饱和下渗理论v集总式下渗模型方法虽然只能求得近似数值解，但却能考虑有限长土柱、初始土壤含水量分布不均及不同供水条件的下渗问题。v如把整个土层作为一层来考虑3 饱和下渗理论饱和下渗理论1 1 基本方程的建立基本方程的建立基本方程的建立基本方程的建立几个基本假定：几个基本假定：几个基本假定：几个基本假定：（1 1）以湿润锋为界，认为其上部土壤含水量达到饱和，其下）以湿润锋为界，认为其上部土壤含水量达到饱和，其下）以湿润锋为界，认为其上部土壤含水量达到饱和，其下）以湿润锋为界，认为其上部土壤含水量达到饱和，其下部仍为初始土壤含水量部仍为初始土壤含水量部仍为初始土壤含水量部仍为初始土壤含水量（2 2）湿润锋向下移动的条件是其上部土层达到饱和含水量）湿润锋向下移动的条件是其上部土层达到饱和含水量）湿润锋向下移动的条件是其上部土层达到饱和含水量）湿润锋向下移动的条件是其上部土层达到饱和含水量3 饱和下渗理论饱和下渗理论受力分析：受力分析：受力分析：受力分析：（1 1）土壤表面水层的净水压力；）土壤表面水层的净水压力；）土壤表面水层的净水压力；）土壤表面水层的净水压力；（2 2）土壤饱和水柱的重力；）土壤饱和水柱的重力；）土壤饱和水柱的重力；）土壤饱和水柱的重力；（3 3）下渗锋面处的毛管吸力；）下渗锋面处的毛管吸力；）下渗锋面处的毛管吸力；）下渗锋面处的毛管吸力；（4 4）下渗锋面以下的空气剩余压力。）下渗锋面以下的空气剩余压力。）下渗锋面以下的空气剩余压力。）下渗锋面以下的空气剩余压力。合力：合力：合力：合力：3 饱和下渗理论饱和下渗理论2 2 下渗曲线的导出下渗曲线的导出下渗曲线的导出下渗曲线的导出动动 力力 方方 程程 式：式：水量平衡方程式：水量平衡方程式：格林安普特公式格林安普特公式4 经验下渗曲线经验下渗曲线基本思路：基本思路：基本思路：基本思路：对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配合适的函数形对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配合适的函数形对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配合适的函数形对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配合适的函数形式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线。式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线。式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线。式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线。1 1 科斯加柯夫公式：科斯加柯夫公式：科斯加柯夫公式：科斯加柯夫公式：参数确定：参数确定：参数确定：参数确定：4 经验下渗曲线经验下渗曲线2 2 霍顿公式：霍顿公式：霍顿公式：霍顿公式：参数确定：参数确定：参数确定：参数确定：4 经验下渗曲线经验下渗曲线3 3 菲利普公式：菲利普公式：菲利普公式：菲利普公式：参数确定：参数确定：参数确定：参数确定：5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗1 1 均匀雨强时的下渗均匀雨强时的下渗均匀雨强时的下渗均匀雨强时的下渗fptFRfptF(2)(2)ifc，则整个下渗过程均按雨强下渗；，则整个下渗过程均按雨强下渗；(1)(1)i fp0，则整个下渗过程均按下渗能力下渗；，则整个下渗过程均按下渗能力下渗；三种情况：三种情况：三种情况：三种情况：5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗1 1 均匀雨强时的下渗均匀雨强时的下渗均匀雨强时的下渗均匀雨强时的下渗(3)(3)fci fp0，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗。，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗。fptt0i是是t0 时刻吗？时刻吗？5 天然条件下的天然条件下的tfpt0itpABCDE5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗例题：例题：例题：例题：5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗2 2 变雨强时的下渗变雨强时的下渗变雨强时的下渗变雨强时的下渗5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗3 3 非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗v土壤质地上层粗下层细，上层土壤的饱和水力传导度大于下层土壤的饱和水力传导度。供水开始后的下渗首先受控于上层土壤。v当湿润锋面到达上、下两层土壤的界面时，下渗又变为受控于下层土壤。如果初始时刻下层土壤已达到饱和含水量，则在交界面上将形成临时积水，并逐渐上升，产生压力水头。v如果初始时刻下层土壤是干燥的，则会出现上层土壤中的下渗速度小于下层土壤水力传导度的情况。这时在交界面上是不可能产生临时积水现象的，但这种情况极少见到。5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗3 3 非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗v土壤质地上层细下层粗，由于上层土壤的饱和水力传导度小于下层土壤的饱和水力传导度。因此，在两层土壤的交界面上不可能产生临时积水。v由于粗质地土壤总是具有较小的基模势，故除非施以足够的压力(例如由地面积水产生静水压力或施以其他外力)，否则水分是不可能从细质地土壤向粗质地土壤运动的。v这种现象在上、下两层土壤质地相差悬殊时更为明显。遇到这种情况，上层土壤中的湿润锋到达交界面后，会长期停滞不前，直到上层土壤积聚了一定水头，湿润锋才会继续前进。5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗3 3 非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗非均质土壤中的下渗5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗v土壤质地沿深度由粗逐渐变细的情况。v若以稳定降雨强度i向地面稳定供水，则在一定时间后可在土层中形成一个iKsj的界面。v这种情况出现后，在深度j以下土壤的饱和水力传导度小于降雨强度i，在深度j处将会产生临时积水。v这种临时界面是随着降雨强度而变化的。5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗4 4 坡度对下渗的影响坡度对下渗的影响坡度对下渗的影响坡度对下渗的影响地形坡度对下渗的影响是通过影响供水强度表现出来的。地形坡度对下渗的影响是通过影响供水强度表现出来的。同样的降雨强度i降落在平坦地面上形成的对下渗的供水强度是大于降落在坡面上形成的对下渗的供水强度的。此外，平坦地面比坡面更易形成积水深，这也是同样降雨条件下，平坦地面比坡面更有利于下渗的一个原因。5 天然条件下的下渗天然条件下的下渗v土壤中的胶质物土壤中的胶质物v土壤的化学作用土壤的化学作用v生物作用生物作用v地面覆盖物及耕作地面覆盖物及耕作v温度作用温度作用v土壤中气体的含量土壤中气体的含量v水质水质5 5 下渗的影响因素下渗的影响因素下渗的影响因素下渗的影响因素6 下渗后的土壤水再分布下渗后的土壤水再分布v对地面供水停止后，地面蓄水因蒸散发或下渗不断减少，直至耗尽，此时下渗过程即告结束。但是，土壤内部水分向下移动却没有随即终止，一般还要持续一个很长的时间。在此期间，水分在土壤剖面内进行着不断的再分配。6 下渗后的土壤水再分布下渗后的土壤水再分布v没有地下水位或地下水埋深无穷大的情况。下渗终止后的典型的水分剖面将由剖面上部的湿润层和下部未被湿润的土层组成。v湿润锋以下的土壤将不断地从上部的土壤中吸取水分。初期的再分布速度与原先的湿润层厚度、湿润锋以下土壤的相对干燥程度和土壤的水力传导度有关。6 下渗后的土壤水再分布下渗后的土壤水再分布v地下水位离地面相当近(不超过几米)的情况。在地下水位离地面相当近的情况下，下渗后地下水面以上的水分剖面与地下水要发生水力联系。这种情况下下渗后的土壤水再分布表现出向地下水储量排水，称为内排水。v内排水的结果将趋于下述状态:剖面上各点的土壤吸力等于该点高出地下水面的高程。也就是要趋于各点总土水势均为零的平衡状态。这种平衡状态一旦出现，内排水即告终止。