土壤水分入渗.pptx
入渗（Infiltration）蒸发（Evaporation）蒸腾（transpiration）田间土壤水循环的两种形态第1页/共67页一、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 迁移的问题土壤水分的入渗第2页/共67页一、土壤水分入渗过程及规律（一）入渗的物理过程 土壤水分在土壤中运动受到分子力分子力、毛管力毛管力和重力重力的控制，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，可分为下渗过程中水分的作用力和运动特征，可分为三个阶段：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。第3页/共67页一、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)（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。第4页/共67页一、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：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 第5页/共67页一、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：土壤入渗根据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。第6页/共67页一、土壤水分入渗过程及规律（二）土壤的入渗性能 1.入渗速率入渗速率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.累积入渗量累积入渗量I(accumulative infiltration capacity)：3.入渗能力入渗能力ip(Infiltration capacity)：4.稳定入渗率稳定入渗率id(steady infiltration rate)：不同质地土壤的稳定入渗率id第7页/共67页一、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 累积入渗量I和入渗速率i 的关系 第8页/共67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。1.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。第9页/共67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 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。第10页/共67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 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。新的认识新的认识 第11页/共67页00sZt100sZt3t200sZ00sZt400sZt500sZt0一、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 第12页/共67页一、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 初始条件（t=0）时，含水率或水势分布为深度z的函数，即：第13页/共67页一、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，即，第14页/共67页一、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。第15页/共67页一、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：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）。第16页/共67页一、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第17页/共67页一、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，可以得到一种混合型的边界条件，下边界是Dirchlet条件，上边界是Neumann 条件。第18页/共67页入渗速率(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第19页/共67页入渗速率(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第20页/共67页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-径流入渗仪第21页/共67页单环入渗仪Cylinder-30 cm in DiameterDrive 5 cm or more into 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第22页/共67页双环入渗仪Outer Rings are 6 to 24 inches in Diameter Mariotte Bottles Can be Used to Maintain Constant HeadRings Driven-5 cm to 6 inches in the Soil and if necessary sealed第23页/共67页其它入渗仪积水管入渗仪张力入渗仪第24页/共67页不同质地土壤的入渗速率第25页/共67页入渗速率是坡度和土壤质地的函数第26页/共67页二、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。第27页/共67页二、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，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（）。第28页/共67页二、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）0 ix 第29页/共67页二、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:第30页/共67页二、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:第31页/共67页二、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,即第32页/共67页二、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,得第33页/共67页二、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,得第34页/共67页二、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变换参数第35页/共67页二、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)第36页/共67页二、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，即不考虑底部排水k()时，土层在t时刻的吸水量F(t)为：第37页/共67页二、非饱和下渗理论与计算第38页/共67页二、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。第39页/共67页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非线性第40页/共67页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第41页/共67页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：第42页/共67页常用的入渗速度及入渗量计算公式Philip公式（1957）：Kostiakov公式（1932）：Horton公式（1933）：Green-Ampt公式（1911）：第43页/共67页不同降雨（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第44页/共67页畦灌、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第45页/共67页喷灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题自由入渗第46页/共67页沟灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题二维运动第47页/共67页滴灌时的入渗不同灌水方法时的土壤入渗问题三维运动第48页/共67页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）第49页/共67页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第50页/共67页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第51页/共67页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第52页/共67页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：第53页/共67页降雨或灌水后地下水位迅速下降的情况基本方程：初始条件：上边界条件：下边界条件：有蒸发时：无蒸发时：第54页/共67页降雨或灌水后地下水位迅速下降的情况土壤水运动方程的数值解1020304050050100150深度z(cm)(%)11551001234567排水流量（mm/d）蒸发强度时间（d）蒸发排水0.65B地下水位迅速下降至1.5m后土壤含水率剖面、表土蒸发和深层排水的变化第55页/共67页地下水位不变时土壤水的稳定蒸发（入渗）根据达西定律有：取K（h）=Ksech，得解：当h趋近于-时，有：第56页/共67页稳定蒸发（入渗）时的土壤含水率剖面及土壤输水能力1.00.40.30.20.10.0500.51.50.45深度(m)含水率302.52.01.51.00.5 010203.0地下水埋深(m)地下水补给强度(mm/d)地下水埋深与土壤最大输水能力(地下水补给量)的关系第57页/共67页无蒸发（入渗）时层状土壤的含水率剖面32101020304050砂土壤土粘土第58页/共67页一、SPAC系统的基本概念二、根系吸水率三、有根系吸水条件下的土壤水运动第三节 土壤-植物-大气连续体（SPAC）水分运动的概念第59页/共67页SPAC系统的基本概念1966年，Philp提出Soil-Plant-Atmosphere Continuum（SPAC）系统的概念土壤、植物、大气作为一个连续体各部分的水分运移都受势能的支配第60页/共67页根系吸水植物体输水植物体蒸腾SPAC系统中的水分运移第61页/共67页恒定流情况下SPAC系统水流通量 分别为土壤与根表面、根表面与根导管、根导管与叶面、叶面与大气之间的势能差R1，R2，R3，R4分别为各流段的水流阻抗第62页/共67页第63页/共67页SPAC系统的主要研究内容根系吸水率作物腾发量有根系吸水存在时的土壤水分运动第64页/共67页根系吸水速率及其计算模型单位体积土壤中的根系单位时间内吸取的水量忽略Rr，则有第65页/共67页有根系吸水时的土壤水分运动基本方程第66页/共67页感谢您的观看。第67页/共67页
