水文学原理第六章下渗.ppt

第六章为何是下渗,蒸发,蒸散发,蒸散发,t,降水,截留,洼蓄,下渗,地表径流,壤中流,地下水流,深层地下水,河道汇流,流量历时曲线,P67 公式6-16，印刷错误，少一个“+”号,第六章 下渗（infiltration ）, 6.1 下渗的物理过程 三阶段（水分受力和运动特征） 下渗过程中，土壤水垂向分布规律 下渗结束后，土壤剖面内水分再分配 土壤下渗率和下渗能力 6.2 下渗理论和下渗公式 饱和土壤水下渗理论：Green Ampt方法 非饱和土壤水下渗理论 6.3 下渗试验与分析 直接测定方法 水文分析方法,一、基本概念 下渗是指降落到地面上的雨水从土壤表面渗入土壤的过程。下渗是水文循环中最难定量的要素之一。 1、基本概念 包气带、饱和带(饱水带), 6.1 下渗的物理过程,几个基本概念,下渗曲线（下渗能力曲线）,下渗累计曲线,稳定下渗速率 fc,剩余下渗率,初始下渗速率,下渗（入渗）,下渗率（下渗强度）,下渗能力（下渗容量）,下渗、 下渗率、下渗能力（下渗容量）,指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程。 下渗快慢以下渗率表示。,单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量， 用字母 f 表示，又称下渗强度。 常用单位mm/min 或 mm/hr,下 渗,下渗率,下渗能力,土壤在充分供水条件下的下渗率， 用字母 fp 表示，又称下渗容量。,下渗曲线又称 下渗能力曲线,非饱和土壤上表面充分供水条件下, 下渗率随时间变化的过程线，用 f(t)t 表示。,下渗速率,fc,f0,下渗累计曲线,土壤充分供水条件下， 累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线 F(t) t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率,下渗曲线 f(t)t,下渗累计曲线 F(t)t,初始下渗速率 f0,在下渗最初阶段， 下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率f0 相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同,稳定下渗速率 fc,随下渗进程进行， 进入土壤的水量不断增加， 而土壤水下渗速率不断减小， 减小的速率呈现先快后慢的趋势。,下渗曲线 f(t)t,下渗累计曲线 F(t)t,当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时， 下渗率就逐步递减到一个稳定的常值 fc ， 这个值就是稳定下渗速率。,剩余下渗率,土壤某一时刻的下渗率f(t) 与稳定下渗率 fc 的差值。 表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。,f(t),fc,二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段受力差异,下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中， 土壤水分的受力状况在三个阶段不同， 使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大,渗 润 阶段,渗 透 阶段,渗 漏 阶段,统称为渗漏阶段,下渗三阶段,1,2,3,f0 起始下渗速率,fc 稳定下渗速率,fc,f0,第一阶段渗润,干燥土壤的渗润阶段非常明显, 起始下渗率很大,时间,1,2,对应的是土壤最大分子持水量,第一阶段渗润（受力，水分形式，结束）,下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力,土壤水受力,水分存在形式,结束时刻,当土壤含水量达到最大分子持水量时， 渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡 。,形成吸湿水和薄膜水，,开始时刻,土壤干燥，下渗即开始，,第二阶段渗漏阶段,这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段， 通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。,直到达到饱和含水量结束,毛管水与重力水,土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，,这个阶段内，下渗水浸润土壤， 水分在毛细力、重力作用下运移， 充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，,土壤水受力,水分存在形式,结束时刻,开始时刻,1,2,3,饱和含水量,第三阶段 渗透阶段,土壤水受力,水分主要存在形式,开始时刻,重力水,土壤含水量达到饱和含水量后，,水分在重力作用下 以稳定下渗率（饱和水力传导系数） 稳定向下传输。 阶段内，属于饱和土壤水运动。,三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律,包德曼（Bodman）利用砂壤土与粉砂土作试验， 在土样表面始终保持 积水 5 毫米的条件下， 依据下渗水在土壤中的垂向分布规律， 把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4个带,1. 饱和带 2. 过渡带 3. 水分传递带 4. 湿润带，其下界面就是湿润锋面,湿润带,饱 和 带,湿润锋面,含水量,饱和含水量点,田间持水量,均质干燥土壤下渗进程中水分分布,过 渡 带,水分传递带,饱和带 1.5cm,位于土壤表层，在持续不断地供水条件下， 土壤含水量始终处于饱和状态 。 不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度一般不超过1.5 cm,过渡带， 5cm 左右,在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少， 形成一个水分过渡带。 过渡带的厚度不大，一般在 5 cm 左右。,水分传递带,位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀， 含水量在数值上大致是饱和含水量的60-80左右。 这个带内水分的传递运行主要依靠重力， 基质势梯度比较小。 在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。,湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面， 是上部湿土层与下部干土层之间的界面。 界面上下的土壤含水量在数值上是突变的。,随下渗不断进行， 湿润锋面向土层深处延伸推进， 直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。,湿润带、湿润锋面的移动,水分传递带之下，含水量随深度迅速递减。,四、上表面停止供水、土壤水再分配过程,30分钟,60分钟,90分钟,土深,含水量,起始时刻,上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。 湿润带厚度增加。土壤水分再分配时段的长短不定， 一般在几天内结束。 影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关,入渗结束后的土壤水分再分配,入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束， 四个带内的土壤水 在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏）， 把上层土壤的水量输送到下层土壤中， 使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。,在这个过程中，湿润锋面向下迁移， 也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分， 使得湿润带的厚度增加。,五、霍顿下渗率试验,下渗率随时间延续呈现指数递减的规律， 最终趋于一个稳定值而下渗。,是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率,A,B,霍顿发现,称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数 根据实测资料作图推求,霍顿下渗公式,积分得到霍顿下渗率公式,对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式。,下渗率经验公式,先通过实际试验，获得下渗曲线图形， 再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式） 经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式， 例如,1、霍顿（R.E.Horton,1940）公式,2、考斯加柯夫（.，1932）公式,六 天然条件下的下渗,1、下渗与雨强的关系 （1） ifP；（2） ifC； （3) fcifP （以上讨论的雨强均匀的理想情况，对变雨强， 其下渗水量都比雨强均匀时小。）,t1,t2,不能保证土壤表面充分供水,a）i fp 即降雨强度 i 在研究时段内大于土壤入渗能力fp,实际入渗过程可概化成如下不同特点：,在土壤物理学中称这样的入渗过程为：“受土壤剖面控制”,1、下渗与雨强的关系,b）i fp 即降雨强度 i 在研究时段内总是小于土壤入渗能力fp ，则实际的入渗率取决于降雨强度，即f(t)=i(t)。在该情况下全部降雨渗入土壤。,当 i(t) fp(t) t0 t t1 f(t)= i(t),C）fc i fp 即降雨强度 i 介于fc和fp 之间,当i(t) fp(t) t t1 f(t)=fp(t),造成空间变异性的原因：,土壤特性空间分布的差异、植被、坡度及 土地利用情况（人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等）的不同； 土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异； 降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。,2、入渗在空间上的变异性,七 影响下渗的因素,土壤特性,土壤质地 孔隙的多少,透水性能,前期含水量,取决于,颗粒愈粗,孔隙直径愈大,透水性能愈好,下渗能力愈大,七 影响下渗的因素,降水特性,降水强度 降水历时 时程分配 空间分布,直接影响土壤下渗强度及下渗水量,流域植被,植被的滞水作用,增加了 下渗时间,减少了 地表径流,增大了 下渗量,地形条件,地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小,人类活动,砍伐森林 过度放牧 不合理的耕作,增大,抑制,两面性,坡地改梯田 植树造林 蓄水工程,增加水的滞留时间,导致,水土流失,1）对于比较干燥的土壤，充分供水条件下，下渗的物理过程可分为三个阶段，它们依次为（ ） A. 渗透阶段-渗润阶段渗漏阶段 B. 渗漏阶段-渗润阶段渗透阶段 C. 渗润阶段渗漏阶段-渗透阶段 D. 渗润阶段渗透阶段渗漏阶段,C,例题,2）土壤稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水分主要是（ ） A. 毛管水 B.重力水 C.薄膜水 D.吸着水,B,例题,3）下渗容量（能力）曲线，是指（ ） A. 降雨期间的土壤下渗过程线 B.干燥的土壤在充分供水条件下的下渗过程线 C.充分湿润后的土壤在降雨期间的下渗过程线 D.土壤的下渗累积过程线,B,例题,4）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是（ ） A. 降雨强度 B. 降雨初期的土壤含水量 C. 降雨历时 D. 土壤特性,D,例题,5）一次降雨过程中，下渗是否总按下渗能力进行？为什么？,例题,答： 下渗能力是充分供水条件下的下渗率，而一次实际降雨过程并不都是充分供水，当降雨强度小于该时刻的下渗能力时，只能按降雨强度下渗，当降雨强度大于或等于该时刻的下渗能力时，才能按下渗能力下渗。,例题,例题,例题, 6.2 下渗理论与下渗公式,饱和土壤水下渗理论：Green Ampt（格林安普特）方法 非饱和土壤水下渗理论,一、Green Ampt 土壤水下渗计算,下渗锋面,地 面,hp,地面水层,水 面,不饱和层0,Z,不饱和层0,饱和层s,推导下渗公式有四个假设,Green Ampt 土壤水下渗的四个假定,湿润锋面 以上的土壤水是饱和的， 湿润锋面 以下土层是干土层， 湿润锋面 上下处的含水量是突变的，在数值上不连续,下渗水首先满足上部土壤饱和， 湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加。,湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数。,下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述。,下渗锋面处土壤水受力和土水势=? 土层水量变化量 W= dF(t) = ? 平均下渗速度 f =？ 下渗锋面到达土层某个位置所需时间 t =？,设想会遇到的问题,下渗锋面,地 面,hp,地面水层,水 面,不饱和层0,Z,下渗锋面处土水势,饱和层s,下渗锋面处土壤水受力和土水势,土水层重力,剩 余 压 力,静水压 力,毛管力与吸附力,hc,P -P0,hp,Z,平均下渗速度 和 锋面到达某位置所需时间,平均下渗速度,锋面到达某位置所需时间,下渗锋面处土壤水的受力分析和土水势,1 地表积水产生的静水压力- hp 2 土壤上部饱和土水层自身的重力- z 3 下渗锋面处的毛细力与吸附力- hc 4 下渗锋面处以下的空气剩余压力- p-p0,下渗锋面处土水势,依据前面的假设，推导Green Ampt 下渗方程,前面问题分析得到的公式罗列在下面：,阿列克谢夫接着上面的Green Ampt下渗方程求解 首先阿列克谢夫推导湿润锋面的平均移动速度V,对上面方程两边取积分,接上面，对（6-11）积分后得到（6-12）,阿列克谢夫接着上面的工作求得阿列克谢夫下渗率公式。 当Z小于等于 hc ，展开 成级数 ，并且忽略三阶以上的高 次项，得到级数的近似值：,把近似值 代入下式：,得到：,得到阿列克谢夫公式：,阿列克谢夫公式,对特定的土壤， 初始含水量是一定的， 其饱和渗透系数K，hc ,土壤缺水量都是定值。,其下渗率随时间的延续而减小； 在下渗初期，下渗率递减幅度很大； 在后期，下渗率的递减比较稳定。,当时间t 趋近无限大时，方程中右边第二项趋近于0， 则下渗率趋近与稳定下渗率fc（也就是饱和渗透系数K）,二、非饱和土壤水下渗理论,复习非饱和土壤水运动方程和微分方程。 简化条件下的非饱和下渗方程求解： 1. 忽略重力水，水分扩散系数为常数； 2. 忽略重力水，水分扩散系数是的函数（Philp，1955） 非饱和土壤水下渗完全解（Philp，1957）。 总结下渗方程的函数形式及下渗率和时间的关系。 下渗经验公式,复习非饱和土壤水运动方程,非饱和土壤水的运动也符合达西定律，但其中的水力传导系数是不饱和状况下的水力传导系数，它是含水量的函数，同时驱动水分的势能是基质势和重力势。,得到下面的方程,上面方程的垂直一维为：,联立后得到 不饱和土壤水扩散微分方程,研究下渗时，我们更关心的垂向上的下渗，一般在不同的简化条件下对 上面的方程求解,为研究垂向下渗方便，我们假设要研究的是半无限土壤空间的垂向非饱和下渗，有以下假设和可能的简化：,A 假设下渗过程中水平方向的土水势梯度为零，即水平方向上没有水分传输。 B 假设地下水位很低（即包气带厚度很大），这样对下渗没有影响。 C 假设土壤层为均质土壤。,下面在不同的简化条件下对上面的方程求解.,第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；,第二种简化：忽略重力水， D()是的函数。,第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；,下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大。由于土壤很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（617）。,对（617）进行拉普拉斯变换法求解，得到（618）。,（618）对Z求导数得到下面的（619）,(6-19)与忽略重力条件下的达西方程（6-21）联立，得到方程（6-22）。,地表Z0处的水流视速度V就是土壤层的下渗率f，因此：令（622）式中的Z0，则土层的下渗率为（623）。,第二种简化：忽略重力水， D()是的函数,Philp采用玻尔兹曼变换将（624）转化为常微分方程，得到的下渗公式为（625）,下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大。由于很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（624）。,其中， S称为吸水系数，其值与土壤特性、初始条件、边界条件有关。,三、非饱和下渗的完全解,考虑重力势，完全按照理查兹方程求得的解称为完全解。在这种条件下， D() ， K()都是的函数，其土壤表面积水状况下的下渗定解问题由以下几个方程构成（624）。,Philp采用数学方法，解决非饱和下理论问题，得到的下渗公式为（628）。,其中， S称为吸水系数，A值是接近地表层土壤水利传导都的常数。这个完全解与试验结果接近。,总结下渗方程,霍顿（R. E. Horton）公式,霍尔坦公式（H.N. Holton ）,考斯加柯夫公式（Kostiakov）,霍顿公式结构简单，在充分供水条件下与实际资料配合较好，至今仍被广泛应用。,考斯加柯夫公式在水文模拟中用得比较少，现在在农田水文中用到一些。,霍尔坦公式认为下渗率是土壤缺水量的函数，应用的比较少。,几种计算非饱和下渗率公式,1 研究的目的与意义 直接得到不同条件下的下渗量和下渗率；通过试验或实测数据，求得各种下渗模型中的参数；求得其他水循环要素。, 6.3 下渗试验, 直接测定法：即在流域中选择若干具有代表性场地，进行测验，求出下渗曲线。直接法按供水不同又分为注水型和人工降雨型，前者采用单管下渗仪或同心环下渗仪，后者采用人工降雨设备在小面积上进行。,在天然条件下，测定方法通过野外下渗实验来测定，通常有两种途径：, 水文分析法：利用实测的降雨、蒸发、径流等资料，根据水量平衡原理，间接推求平均下渗率。,2测定方法,1)双环试验 （double rings infiltration method）,原理：内环土壤水下渗过程中，为保持内环固定水深度，持续加水，维持固定水深，注水的速率就是下渗率，记录注水量和时间，可以求出各个时刻的下渗率。 内环与外环保持一定的水高 内环控制试验土柱面积 外环的作用是防止内环水下渗到旁侧,湿润锋面的移动,优点：设备简单、易行，可较准确测得下渗过程。 缺点：仅能代表测点的下渗条件（单点下渗）；理想条件下（供水充分）而不是天然条件下的结果。沿管壁侧渗产生较大误差。,2）直接测定法人工降雨法 设备：模拟降水设备+试验场地； 方法：按设计进行人工降雨，连续记录人工降雨量和试验场流出量，按下式计算下渗量： 式中： -降雨量； 地面径流量； 入渗量； 洼地积水量； 植物截流量。 地表滞水量； 单位：mm,如果试验场面积较大，