土壤水动力学课件（80页内容丰富）

1、一、土壤水动力学学习思考问题微小单元体建模过程进行了假设与概化，土壤质地与模型参数关系。土壤水运动方程与地下水运动方程的共同点与区别。土壤水动力学在本专业研究现状与实际应用状况。一、土壤水动力学应用水库淹没抬田工程获得工程设计（土层结构及相应厚度）施工指标（压实度等）排涝除渍工程。滩涂开发工程。盐碱化治理工程第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状1、水库浸没的界定及危害1.1水库浸没的界定 评价 标准 判 断水库蓄水地下水位奎高水库浸没河谷宽广、阶地发育、地质条件不利的水库比较水库蓄水后的回水水位高程与当地临界地下水埋深的大小建筑物：基础砌置深度+地基土的毛细上升高度 农作物：根系

2、深度+土的毛细上升高度 第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状1.2水库浸没的危害3、预测水库浸没的方法3.1水库浸没数值计算预测浸没的渗流计算模型：解析法、数值法和电拟法应用于渗流分析的计算程序：TSAS程序、ZDFlow程序、3DFlow程序、3DSP程序3.2预测浸没的其他方法粘性土起始水力坡度法水库周边地区地下水奎高计算法第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状2.2抬田剥离耕作层砂卵石混合土层垫高至安全高度回填耕作层抬田抬田高度的确定=作物生长期内地下水适宜埋深的最大值+相应时期地下水位（浸润面）第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状作物生长期内地下

3、水适宜埋深的最大值=毛细管水饱和区高度+作物成长期内最大的主根深度（水稻烤田地下水位）4.2 抬田工程的研究现状耒中水电站库区淹没抬田处理第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状抬田处理主要优点保护农田，不需防洪堤、排渍站等工程,节省工程投资无需工程运行管理费用，是一种简单易行、实用的库区淹没农田处理方式抬田处理后，可减少占地28.2 hm2，减少移民420人。抬田工程2002年底全部完工，2003、2004年全部投入耕作，经过的实践检验，农田质量相对原有农田并未下降，粮食产量稳产丰收，农民满意5、峡江抬田工程关键技术研究方案5.1峡江抬田工程关键技术研究方案制定抬田工程关键指标抬田

4、地面高程影响因素：水库回水、工程造价、作物主要生长阶段对地下水位和土壤含水量的要求、土壤淹水可能形成潜育、保水保肥保耕作土抬田分层、各层厚度、各层土质和各层压实度影响因素：工程造价和工程施工、分层方案和各层土质受周围可用土质影响、保水保肥保耕作土、土壤通气和适度渗漏需要第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状4.2 抬田工程的研究现状亭子口库区农田防护工程保水保土性能室内试验第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状图4 大型土柱试验装置4.2 抬田工程的研究现状亭子口库区农田防护工程低地垫高方案第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状图3 防护区典型剖面设计5.2

5、 江西省峡江抬田工程关键技术研究技术路线第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状第六章 土壤水分的入渗入渗（Infiltration）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。（南水北调氮磷面源污染，研究中出现溶质不稳定问题）一、土壤水分入渗过程及规律（一）入渗的

6、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(Wetting period)：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(Infiltration period)（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(Percolation period)（

7、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

8、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（二）土壤的入渗性能 入渗速率i (Infiltration rate)：在一个大气压下，土壤表面供水充足，这时水渗入土壤的通量（cm/s）。 在某一时段内，通过单位土壤表面所渗入的总水量(cm3/cm2）或cm，mm)。又称入渗率，单位时间内通过单位面积入渗到土壤中的水量(mm/min,cm/d)2. 累积入渗量I (accumulative infiltration capacity)

9、：3. 入渗能力ip ( Infiltration capacity)：4. 稳定入渗率id (steady infiltration rate)：一、土壤水分入渗过程及规律（二）土壤的入渗性能 不同质地土壤的稳定入渗率id一、土壤水分入渗过程及规律（二）土壤的入渗性能土壤入渗速率的变化过程（土壤水动力学80页） 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 土壤含水率(z,t)是深度和时间的函数，取得了3点认识。（土壤水动力学79页）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

10、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。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 2. 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。3. 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

11、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 4. 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。5. 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。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。土壤性质影响，粘土与沙土区别，级配影响。新的认识 00sZt100sZt3t200sZ00sZt400sZt500s

12、Zt0一、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

13、，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(mixed condition)或称劳平条件(Robin Condition)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

14、、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。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。 z = 0, t 0一、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

15、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)Decreasing Infiltration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Steady Gravity Induced Rate入渗速率 (土壤湿度)入渗速率随时间降低的原因：1) 地表下表面条件改变2) 基质势发生变化3) 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 - 30 cm in DiameterDrive 5 cm or more i

16、nto Soil Surface or HorizonWater is Ponded Above the SurfaceRecord Volume of Water Added with Time to Maintain a Constant HeadMeasures a Combination of Horizontal and Vertical Flow双环入渗仪Outer Rings are 6 to 24 inches in Diameter Mariotte Bottles Can be Used to Maintain Constant HeadRings Driven - 5 c

17、m to 6 inches in the Soil and if necessary sealed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

18、，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 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: 一维水平流水分变化示意图1. 设D（）=D（常数）0ix二、非饱和下渗理论与计算（一）忽略重力作用的下渗 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 令:原函数的解为:二、非饱和下渗理论与计算（一）忽略重力作用的下渗 当x=0时代入(7), 入渗速率 入渗速率:式中:入渗速率f 重要结论

19、:二、非饱和下渗理论与计算（一）忽略重力作用的下渗 方程（1）可改写为以距离坐标x（,t）为因变量的基本方程, 即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

20、或为. 但若c1 , 则 结果是 将c1=0代入(6), 得 与所讨论情况不符, 故c1=0 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

21、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因此，入渗率f(t)为：t 0, f(t) t ,f(t) 0 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：00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：00深度z含水率st1t2t3t4t5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P

22、hilip公式（1957）：Kostiakov公式（1932）：Horton公式（1933）：Green-Ampt公式（1911）：不同降雨（灌水）强度时的入渗入渗速度 i时间tif0p1p2积水或径流积水或径流畦灌、淹灌、漫灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题有水层的一维运动喷灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题自由入渗沟灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题二维运动滴灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题三维运动蒸发条件下土壤水分运动土壤蒸发过程及影响因素地下水埋深较大，表土迅速风干时的蒸发降雨或灌水后地下水迅速下降时的蒸发地下水保持不变时的稳定蒸发（入渗）层状土的蒸发（入渗）表土蒸发与土壤含水率关系外界蒸发能力土壤输水能力表土蒸发及其影响因素1.00.5c含水率(%)0表土迅速风干基本方程：初始条件：边界条件：表土迅速饱和地下水埋深较大时，蒸发与入渗条件下一维土壤水运动方程的比较0深度z0a表土迅速风干表土迅速饱和地下水埋深较大时，蒸发与入渗条件下一维土壤水运动方程解的比较0深度z含水率st1t2t3t4t50t1t2t3t4t5蒸发强度及蒸发量的计算与垂直入渗的情况类似，忽略重力项，可得近似解：降雨或灌水后地下水