入渗和土壤水运动

1、入渗和土壤水运动马勇刚定义 入渗：是指降雨融雪和径流进入土壤的过程入渗：是指降雨融雪和径流进入土壤的过程 土壤水运动：土壤内部的水从一点流向另一点的过程。土壤水运动：土壤内部的水从一点流向另一点的过程。影像土壤水运动的特性 颗粒级配 美国农业部分类 USDA classifications 沙粒Sand: 0.05 2.0 mm 粉砂粒Silt: 0.002 - 0.05 mm 粘粒Clay: 0.002 mm土壤物理特性 颗粒级配 美国农业部分类 USDA classifications 沙粒Sand: 0.05 2.0 mm 粉砂粒Silt: 0.002 - 0.05 mm 粘粒Clay:

2、 0.002 mm土壤物理特性影像土壤水运动的特性土壤物理特性CLAY 黏土SILTY 粉砂土LOAM 壤土SAND 砂土影像土壤水运动的特性土壤形态特性容重（毛密度）：容重（毛密度）：干土重与土壤体积之比Bulk Density (b) b = soil bulk density, g/cm3 Ms = 土壤干物质重量mass of dry soil, g Vb = 土壤体积volume of soil sample, cm3Typical values: 1.1 - 1.6 g/cm3土壤颗粒密度：干土重与土壤固体物质体积之比Particle Density (p) P = soil pa

3、rticle density, g/cm3 Ms = mass of dry soil, g Vs = 土壤固体体积volume of solids, cm3Typical values: 2.6 - 2.7 g/cm3bsbVMsspVM影像土壤水运动的特性土壤形态特性孔隙度孔隙度 ：土壤孔隙占土壤体积的比例soil of volumepores of volume%1001pbTypical values: 30 - 60%影像土壤水运动的特性土壤水特性土壤含水量土壤含水量 Volumetric water content (v)bwvVVV = 土壤体积含水量volumetric wat

4、er content (fraction)Vw = 水体积volume of waterVb = 土壤体积volume of soil sample影像土壤水运动的特性土壤水特性水等深（单位面积上土壤水所能形成的水深）水等深（单位面积上土壤水所能形成的水深） Equivalent depth of water (d)V = 土壤体积含水量volumetric water content (fraction)L = 土壤厚度depth (thickness) of the soil layer = volume of water per unit land aread = (v A L) / A

5、 = v L影像土壤水运动的特性土壤水特性水等深（单位面积上土壤水所能形成的水深）水等深（单位面积上土壤水所能形成的水深） Equivalent depth of water (d)V = 土壤体积含水量volumetric water content (fraction)L = 土壤厚度depth (thickness) of the soil layer = volume of water per unit land aread = (v A L) / A = v L(g)(g)(cm3)(cm3)吸湿水膜状水毛管水重力水吸附力10000大气压15大气压6.25大气压最大分子持水量31大气

6、压凋萎系数wilt point0.1-0.33大气压田间持水量field capacity 土壤水类型 土壤水分常数 土壤水特征最大吸湿量饱和含水量毛管断裂含水量0.0001大气压土壤水特性土壤水势Soil Water Potential：组成Components t =土壤水势 total soil water potential g =重力势gravitational potential (force of gravity pulling on the water) m =基质势基质势matric potential (force placed on the water by the so

7、il matrix soil water “tension” suction) o =渗透势osmotic potential (due to the difference in salt concentration across a semi-permeable membrane, such as a plant root)omgt土壤水特性土壤水分特征曲线 Curve of matric potential (tension) vs. water contentLess water more tensionm 基质势含水率滞后作用空隙形状不一接触角作用土壤中空气作用土壤膨胀，收缩)(h土壤

8、水特性土壤不同质地水分特征曲线土壤水特性土壤水力传导度是土壤传输水分的能力度量取决于：土壤特性（总孔隙度、孔隙大小分布和孔隙连续性） 液体特性（黏滞性和密度）水力传导度与土壤含水量之间为非线性函数关系 K土壤水运动原理及入渗土壤中存在土壤中存在3 3种类型的水分运动种类型的水分运动饱和流饱和流即土壤孔隙全部即土壤孔隙全部充满水时的水流，充满水时的水流，这主要是重力水这主要是重力水的运动的运动非饱和流非饱和流土壤中只有部土壤中只有部分孔隙中有水时分孔隙中有水时的水流，主要是的水流，主要是毛管水和膜状毛管水和膜状水的运动水的运动水汽移动水汽移动土壤水运动原理Darcy（1856年）通过水流饱和沙床

9、实验得出水流速度正比于水头损失，反比于路径长度，比例因子为常数，这一发现即是著名的Darcy定律。对稳定流上式微分可得一维水流Darcy定律： 式中：q单位土壤断面积的流量或比流量，m/s，常称为Darcy速度或通量；L水流方向上的距离；H水头，为单位重力水的能量，可表达为：式中：h土壤水压力水头， ， 是土壤水压力， 是水的比重；z某基准面以上的高程zhHhLHAKQdLdHKq饱和土壤水流运动饱和土壤水流运动-达西定律达西定律土壤水运动原理Buckingham（1907年）在Darcy定律基础上进行改进，提出了一维非稳定垂向水流方程：三假定：假定空气可以自由溢出，假定等渗压，假定等温式中：

10、z 土壤深度，向下为正； 土壤含水量； 非饱和水力传导度； 土壤水基质势水头，绝对值为基质吸力水头； 土壤水扩散系数， 。非饱和土壤水流运动非饱和土壤水流运动-Buckingham-Darcy方程方程 KzDzhKq)(1 K)(h)(DddhKD)()(土壤水运动原理Richards（1931年）将Darcy定律与质量守恒定律相结合，提出非饱和土壤三维水流偏微分方程，即Richards方程。其垂向一维表现形式如下：式中， 和 层状土中 和 随深度z的变化； 土壤含水量；t为时间。若假定 是h的单值函数，可以得到 ，并得到 式中：C(h,z) 土壤含水量的比容；K水力传导度。非饱和土壤三维水流

11、偏微分方程-RichardsRichards方程方程1),(),(),(zzhzKzttz),(zh),(zK)(K)(hthhCthdhdt)()(1),(),(),(),(ztzhzhKzttzhzhC土壤比水容量用单位水势变化时土壤含水率的变化表示，即是土壤水分特征曲线的斜率 在水流运动过程中，土壤达到饱和的地方，C(h,z)项变为零，K（h,z）变为常数，即饱和水力传导度 ，方程（3.2.18）简化为Laplace方程：01),()(ztzhzKzs 在降雨或灌溉之后的水分再分配和向下排水期间，根的吸水是一项重要因素，这通常作为源汇项Sw添加到方程中，以表达一个单位的某种土壤根系吸水率

12、。 1),(),(),(),(zzhzKztzSttzw下渗模型 经验模型 近似理论模型depthWetting Zone湿润带湿润带TransmissionZone传递带传递带Transition Zone过渡带过渡带Saturation Zone饱和带饱和带Wetting Front湿润锋湿润锋 下渗模型Kostiakov模型考斯加柯夫（Kostiakov，1932）公式。主要用于灌溉情况，它需要一组实测下渗资料以率定参数。 式中：K、a经验参数，取决于土壤和初始条件； t时间。经验模型aptKf下渗模型霍顿（Horton，1940）公式反映了下渗强度随时间递减，并最终趋于稳定下渗。Hor

13、ton模型公式只适用于有效降雨强度大于稳定下渗率的情况，其中的三个参数必须根据实测资料来率定。式中：f0 暴雨开始时的最大下渗率；fc稳定下渗率；k经验参数；t时间。经验模型ktcpeffff)(00下渗模型 霍尔坦（Holtan，1961）公式。Holtan认为土壤蓄水量、与地面相通的孔隙以及根茎作用是影响入渗能力的主要因素，并给出修正后的公式（Holtan和Lopez，1971）。式中：f 下渗率；fc稳定下渗率；GI作物生长指数，在生长季节中从0.1变化到1.0；A下渗能力与有效蓄水量的1.4次方之比值；Sa是地表层有效蓄水量。经验模型cafSAGIf4 . 1下渗模型格林格林安普特（安

14、普特（Green-Ampt，1911）公式公式 地面积水、深厚均质土层以及初始含水量均匀分布，水流以活塞流形式进入土壤，在湿润和未湿润区之间，形成一个剧变的湿润锋面。近似理论模型下渗模型格林格林安普特（安普特（Green-Ampt，1911）公式公式忽略地面积水深度的Green-Ampt入渗率公式是：其积分形式为：近似理论模型FSKffi)(1fiiftSFSFK)(1ln)( 式中：K有效水力传导度；Sf 湿润锋面处的有效吸力； 土壤孔隙率； 初始含水量；F累积入渗量；f入渗率。式中假定地面积水，因此入渗率等于入渗能力。i下渗模型Mein和Larson（1973）发展了Green-Ampt模

15、型，将其应用于降雨入渗的模拟。在地面发生积水之前的降雨强度R等于入渗率f，累积入渗量 Fp 等于发生积水时刻 tp 之前的全部降雨量，稳定降雨下渗率为：近似理论模型pfipttFSKKfttRf; 式中：tp地面积水发生时间， ；Fp累积入渗量， 。RFtpp/) 1/()(KRSFifp下渗模型近似理论模型其积分形式如下：fiifPpSFSFtttK)(1ln)( 式中：tp在地面积水的初始条件下入渗量达到Fp的当量时间 。下渗模型近似理论模型有效水力传导度K Effective Hydraulic Conductivity湿润锋吸力Sf Effective Suction at Wetti

16、ng Front孔隙率-初始土壤含水量 Soil Porosity - initial water contentGreen-Ampt参数估计参数估计iRawls and Brakensiek (1980s) Adopt by SWAT下渗模型近似理论模型Rawls提出K = Ks/2 （裸土地）K=A*KsA=exp(2.82-0.099S+1.94BD)(未干扰植被)A=exp(0.96-0.032s+0.04c-0.032bd)（干扰植被）Green-Ampt参数估计参数估计有效水力传导度K Effective Hydraulic Conductivity下渗模型近似理论模型Rawls

17、and Brakensiek, 1985 提出了湿润锋吸力与土壤特性的关系Green-Ampt参数估计 湿润锋吸力Sf Effective Suction at Wetting FrontPorosityClayPercentCSandPercentS:Where)(S(000799. 0)(C(00348. 0)C)(S(0000136. 0)(C(0016. 0)(S(0016. 0)(S(04989. 0)C)(S(000344. 0)(809. 3)C(00158. 0)(326. 753. 6expSf222222222下渗模型近似理论模型Rawls and Brakensiek，根据土壤砂质，黏土和有机质含量百分率计算孔隙度Green-Ampt参数估计 孔隙率 Soil Porosity下渗模型近似理论模型Green-Ampt (修正模型)王文焰毛丽丽下渗模型近似理论模型 菲利普（菲利普（Philip，1957）公式）公式 是建立在包气带中水动力平衡和质量守恒原理（非饱和下渗理论）