水 文 学 原 理(六下渗)shui

1、5v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。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。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

2、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。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下渗过程就是土壤吸收水分，下渗过程就是土壤吸收水分，调节水分，并向土层中传递调节水分，并向土层中传递水分的过程。受到土壤水作水分的过程。受到土壤水作用力的支配。用力的支配。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

3、变得稳定，达到下渗容量的最小值，称为稳定下渗率。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

4、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。含水量含水量(%)(%)深度深度(m)饱和含水饱和含水量量田间持水田间持水量量风干土风干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v 饱和带饱和带：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 水分传递带水分传递带：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 湿润

5、带湿润带：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 湿润锋湿润锋：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。tKdtzFspn0),(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。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

6、模势和重力势组成v下渗方程的又一表达形式为mzkzDzt)()()(/ )()()(kddKddKDm)(K)(D00),(), 0()0 ,()(ttzzDztn0022),(), 0()0 ,(ttzzDtn)2(00Dtzerfcn210)(tDfnp0022),(), 0()0 ,()()(ttzzzDzDtn21)(),(ttz2121stfpv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。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。nk)(0kAv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

8、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。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v非饱和土壤的水量平衡方程：v有限差分方程形式：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。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)(0ppHlhHcpdtdlfnp)(0)1 (lHKlHlKfcsc

9、sp2/12/10)(5 . 0AtKtHKKfsncssp动动 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；，确定出线上取两点：，过点据中心定线，在点绘）（与时刻的计算不同定参过程：为待定参数。和，eaanttFFntFtFttnaFnanatfatFpppppnpnp)ln()ln()ln()ln()ln()ln()ln(.2)ln()ln().1()ln()ln()ln(12121ktccpeffff)(0截距，故截距；，求出线上取两点，过点据中心定线，在点绘时刻的，计算不同根据资料确定定

10、参过程：稳定下渗率。初始下渗率；，effffkttffffktfffftfktffffffeffffcccpcpcpcpcccpcktccp001212000)ln()ln()ln()ln().2()ln().1()ln()ln()(cpftaf212AABttffBtfttBABtAfpp，确定出截距；，确定出线上取两点：，过点据中心定线，在点绘的计算不同时刻定参过程：为待定参数。和，1212)()().2().1(2121212121fptFRfptF(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

11、渗；，则整个下渗过程均按下渗能力下渗； (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？0.020.040.060.080.0100.0050100150时间(时间(min) )累积下渗量(累积下渗量(mm) )累积下渗量曲线累积下渗量曲线0.001.002.003.004.005.00050100150时间(时间(min) )下渗率(下渗率(mm/min) )下渗率曲线下渗率曲线tfpt0itpABCDE。的均匀降雨的产流时间求雨强的表达式；求累积下渗能力曲线）（：面下渗方程为若充分供水条件下，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，故产流时间因实际按。产流，此时累积下渗量则渗，解出若按下渗能力下，即由）（解：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

13、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。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

14、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。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。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。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。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