水文学原理第六章下渗课件.ppt

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1、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

2、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

3、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

4、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

5、）,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

6、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

7、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

8、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

9、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

10、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

11、 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

12、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

13、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

14、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

15、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-z3 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

16、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

17、，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

18、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

19、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

20、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

21、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

22、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

23、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，则要考虑坡面滞蓄水量和填洼水量。优点：可以随时掌握测验时机，可以控制降雨强度、降雨分布、雨滴大小及降落高度，同时设备可以转移，能在不同坡度、土壤、土地利用及植被情况下进行试验。缺点：设备较复杂、试验站场地较大，费用高。,例题：由人工降雨下渗实验获得的累积下渗过程F(t),图表所示，试推求该次实验的下渗过程f(t)及稳定入渗率。,2 水文分析法

24、适用：小流域或径流试验站实测的降雨资料及流量资料；基本原理：水均衡方程,Ss河槽水量；Sv坡面滞流量；Sd填洼量。记：表示t时刻流域平均滞蓄水量，对上式求导，得到下渗率：在进行计算时，为实测值，S(t)需要间接方法确定。,对某流域选定一个地点进行人工下渗实验，在确保充分供水的条件下，测得本次实验的累积降雨过程p(t)和测点的地面径流R（t），如表所示。试求本次实验的累积下渗过程F（t）。,复习重点,6.1 下渗的物理过程 下渗要素及其定义，对应的含水量和水分受力状况 下渗过程的三个阶段 下渗过程中土壤水的垂向分布规律 下渗结束后，土壤剖面内水分的再分布过程6.2 下渗理论和下渗公式推导 霍顿下渗公式推导 Green-Ampt公式的假设 阿列克谢夫下渗率公式推导,复习思考题1 什么叫下渗？试论述下渗的物理过程。2 理解下渗率、下渗能力、累积下渗量的概念。3 在垂向上下渗过程分为几个带？各带的土壤含水率有何分布特征？试绘出下渗过程包气带水分分布示意图。4 试论述下渗率和降雨强度的关系。5 影响下渗量的主要因素有哪些？6 入渗量的测定方法有哪些？有何特点？,课后练习：用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土做了一次下渗试验，人工降雨强度为150毫米/小时，测得累积降雨和累积径流资料如下：试分析：1）求累积下渗过程，并绘制下渗过程线。2）绘制ft曲线。,