土的渗透性课件

1、4.3土壤渗透性，4.3.1土壤中水的势能，重量势g，压力势p，基质势m，溶质势0，重量势g，单位体积水的重力势z是所考虑的点相对于基准面的垂直距离，在基准面以上取正值；取下面的负值。压力势p，静水压力势渗透压力势超过静水压力势，也称为荷载势。图411土壤中水的各种压力势、在静态地下水位以下，土壤各部分的孔隙水总势能相等，则孔隙水总势能为重力势g和静水压势p。图4静态地下水位以下各点的势，即基质势m，也称为广义毛细势，主要是由空气-水界面的收缩膜引起的，即表面张力。图412土壤中的基质势。因为水是静止的，所以A点和B点的总势能相等。等于静水的势能。矩阵势也是广义的压力势(负压)。图413示出了

2、点12a和b，0，0的总势能，并且矩阵势也是广义压力势(在非饱和土壤中)。图413显示由张力计hw(A)hw(B)测得的正压和负压势，水从A流向B。图422显示土壤-水特征曲线坐标的另一种表示：体积含水量、基质势和吸力。入口值点：当吸力超过该点时，空气进入剩余含水量：含水量低于该点，需要很大的吸力来进一步降低含水量。4.溶质势为0，纯水中的溶质势设置为零，即0=0。在含有溶解离子的溶液中，离子浓度越高，溶解离子的价格越高，0的绝对值越高。溶质势是渗透压在半透膜上的反应，它总是负的。也称为透析抽吸，它实际上是离子和分子在水中透析和扩散的驱动势能，不同于一般水体的宏观流动。4.3.2达西定律的物理

3、意义是v=k1，其中k是渗透系数。对于饱和土，k是常数，对于非饱和土，k是饱和度的函数，对于饱和土：v=k i，用毛细管代替孔道，一根毛细管的半径为r，横截面积为a，横截面上的速度v(r)为抛物线。图415毛细渗流模型，各毛细流管：水力梯度：i=h/L，使阻力等于总压差，我们可以得到：利用边界条件，在半径R处的流速为：图424，单位面积流量：比例常数：图424，影响土壤渗透系数的因素，有效粒径，经验公式：动态粘度系数；孔隙度。对于饱和土：渗透系数k取决于流体的性质，与温度、介质浓度、水中气泡和可溶性盐的含量有关；r和N受土壤颗粒的大小、级配、形状和矿物组成的影响。双电层中形成的结合水与一般状态

4、下的水有很大不同，在孔隙水中对R and R有影响。4.3.3非饱和土的渗透性，图416非饱和土处于三种状态，当土的饱和度较高(8590)时，土的孔隙主要被水占据。气体被水包围，呈气泡状，可以随水流动，这种状态称为气密封状态。这种混合流体是可压缩的。在较高的压力势下，气泡可能会压缩和溶解，这进一步提高了孔隙水饱和度。一般来说，渗流和固结问题可以根据饱和土来计算。图416显示，当土壤中的含水量很小时，孔隙水主要以水蒸气和结合水的状态存在，或者吸附在土壤颗粒的局部和表面，并被气体隔离和封闭，因此水流可以忽略。这叫做水封闭状态。图416，当气体和水连接时，两者都可以流动，这称为双开放系统。粘土的相应

5、饱和度约为5090。对于砂土3080，这种情况是研究非饱和土渗透性的主要课题。通常，气流和水流是分开考虑的。图416，对于气体密封情况，Sr0:初始饱和度Ch:亨利系数：0.02随着饱和度的降低，渗透系数降低，饱和土中的渗透系数、脱水、吸水、非饱和土中的渗透系数、脱水和吸水时的土水特征曲线、非饱和土中的渗透系数、砂(0.5-0.25毫米)、体积含水量、千瓦10-3厘米/秒、0.5图4非饱和土中水的渗透系数、饱和时的体积含水量、4.3.4影响土壤渗透系数的因素：土壤颗粒骨架性质：土壤组成、状态、结构流体性质土壤颗粒骨架性质：1)粘土矿物：高宝石伊利蒙脱石砂，有效粒径，2)状态：密度或孔隙比e: k随e的降低而降低，3)土壤结构：粘性土的触变性使其强度随时间增加，渗透系数降低。下图显示了不同含水量下压实土壤渗透系数的变化。其中，k0为紧接压实后的实测值，k21为21天后的实测值。图418压实含水量和渗透系数，流体性质：液体(水)的粘度系数和体积密度，1。可渗透流体的压力；2.温度；3.流体中电解质的浓度等因素；4.当水含有小的封闭气泡时，会对其渗透性产生很大影响；5.由于粘土中双电层的影响，电解质溶质的组成对其渗透性起主要作用；6.随着含盐量(或价格)的增加，渗透系数增加，这与粘土中结合