水 文 学 原 理(六下渗)

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水文学原理-第6章 土壤水与下渗

水文学原理-第6章 土壤水与下渗
2、毛管水移动速度较快,能及时满足作物根系吸水要求 3、毛管水具有溶解、输送养料的能力,满足作物对养料的需
求 4、是地下水和作物根层水分间的桥梁 毛管水含量影响因素:土壤质地、结构、地下水含量
2020年2月1日
27
吸湿水
薄膜水 毛管水
紧束缚水,吸湿水达到最大→吸湿系数
松束缚水,薄膜水达到最大→最大分子持水 量
粘粒 强风化区土壤
养分高,团聚性强,保水 耕性较 保肥力强,通气性差,易 好 板结
2020年2月1日
13
④土壤结构 土壤固相颗粒很少呈单粒存在,土壤矿物颗粒与有机质颗粒
相互作用,聚积形成大小不同、形状各异的团聚体。这些团 聚体的组合排列称为土壤结构,土壤结构是成土过程的产物。 不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构。 土壤团聚体:土壤颗粒通过有机质、水等胶结在一起,形成 团粒,称为土壤团聚体。 团聚体是土壤结构的基本单位。土壤团聚体有利于水分与养 份的长久保持与稳定。 土壤团聚体内和团聚体之间是连通的毛细孔隙与非毛细孔隙, 构成土内水分传输的通道网络。
2020年பைடு நூலகம்月1日
7
液相存在于土壤固相物质构成的孔隙网络中,由溶质与胶体 组成的溶液和悬浊液构成。
毛管水
可分为
重力水
土壤颗粒所吸附的液态薄膜水
气相占据土壤中没有被液态水所占据的土壤空隙。气相的体积 随土壤含水量的变化及土壤通气性而变化。成分与大气成分接 近。
2020年2月1日
8
②土壤中各相的体积与质量构成
2.膜状水所受的土粒表面分子引力较小,能在土粒表面缓慢移动
3.膜状水可以被植物吸收利用,但不能满足作物需求,只有根系 周围的膜状水才能被植物吸收

(完整版)水文学原理(第六章)下渗

(完整版)水文学原理(第六章)下渗

§2 非饱和下渗理论 ❖下 渗 曲 线 不 仅 是 下 渗 物 理 过 程 的 定 量 描
述,而且是下渗物理规律的体现。 ❖已提出了三类确定下渗曲线的途径,即非
饱和下渗理论途径、饱和下渗理论途径和 基于下渗试验的经验下渗曲线途径。
§2 非饱和下渗理论 ❖根据非饱和水流运动方程式导出的下渗方
程的基本形式 ❖对于非饱和土壤,总势必应由基模势和重
❖ 水分传递带:是一个土壤含水量沿深度分布比较均匀、厚 度较大的非饱和土层,其厚度随供水时间的增长不断增 加,土壤含水量介于田间持水量和饱和含水量之间,约为 饱和含水量的60%-80%。
❖ 湿润带:是连接水分传递带和湿润锋的水分带。在这一带 中,土壤含水量沿深度迅速减小,并且在下渗过程中不断 下移。这一带的平均厚度也大体保持不变。
❖ 进入渗漏阶段后,土壤颗粒表面已形成水膜,因此分子力几乎趋于 零,这时水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入渗,下渗容量比渗 润阶段明显减小,而且由于毛管力随土壤含水量增加趋于缓慢减小阶 段,所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。
❖ 到了渗透阶段,土壤含水量已达到田间持水量以上,这时不仅分子力 早已不起作用,毛管力也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅 为重力。与分子力和毛管力相比,重力只是一个小而稳定的作用力, 所以在渗透阶段,下渗容量必达到一个稳定的极小值,这就是稳定下 渗率。
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第一种情况: 扩散率为常数
t
D
2
z 2
(z,0) 0
(0,t) n
(,t) 0
拉氏变换
0 erfc( z )
n 0
2 Dt
下渗曲线:
1
f p (n 0 ) D t 2
§2 非饱和下渗理论

第6章 下渗

第6章 下渗

1 2fp来自t第二节 下渗理论与公式
1 非饱和下渗理论
(1)、忽略重力作用的下渗
②当D为的函数时,求解过程不展开,结论:
F (t ) St
1 2
dF (t ) 1 1 f p (t ) St 2 dt 2
第二节 下渗理论与公式
1 非饱和下渗理论
(2)、考虑重力作用的下渗
k ( ) 定解问题: t z [ D( ) z ] z Z向下为正 ( z,0) i
下渗过程中土壤水分动态及分布规律
讨论条件:积水下渗、无地下水、初始含水量均匀、供水时间长 含水量(%) 饱和带 过渡带 风 干 土 田 间 持 水 量 饱 和 含 水 量 饱和带 过渡带
深度(m)
水分传递带
水分传递带
湿润带 湿润锋
湿润带
湿润锋
三、下渗容量与土壤水分剖面的关系
在供水条件充分大的条件下
1 非饱和下渗理论
(1)、忽略重力作用的下渗
问题求解 1. 当D()=D为常数时,问题变为: 2 D 2 t z (求解过程不展开) ( z ,0 ) i

(0, t ) s (, t ) i
下渗能力曲线形状为:
fp
D

( s i )t
100.0
累积下渗量( mm)
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
50 100 时间( min)
150
二、下渗的物理过程
根据水分所受作用力及运动特征,干燥土壤在 充分供水条件下的下渗分三阶段: 渗润阶段:主要受分子力作用,入渗水成为薄 膜水,当土壤含水量达到最大分子持水量时结束。 渗漏阶段:主要受毛管力、重力作用,入渗水 主要成为毛管水,当土壤含水量达到饱和含水量时 结束。 渗透阶段:受重力作用,入渗水成为自由重力 水向下渗出。

水文学原理CH6 下渗

水文学原理CH6 下渗

在获得(t,fp)数据后,给fp(t)配以合适的线型和参数。
HHU
§4 经验下渗曲线
1 考斯加柯夫公式:
Fp = at n,f p = nat n −1,a和n为待定参数。 ln( Fp ) = ln(a ) + n ln(t ) 参数确定: (1). 计算不同t时刻的 ln( Fp )与 ln(t ) (2)点绘 ln( Fp ) ~ ln(t ),过点据中心定线,在线上取两点: . n= ln( Fp ) 2 − ln( Fp )1 ln(t ) 2 − ln(t )1 ,确定出n;
dfp1fpn?0tdt2hhu确定下渗曲线的途径?非饱和下渗理论途径?饱和下渗理论途径?经验下渗曲线途径hhu2非饱和下渗理论1下渗方程的导出???k?t?z?z?g?m??由于gm所以kk?t?z?z?z?m??gz地面作为坐标原点沿深度方向为正kk?t?z?z假设mk为单值关系dmdk扩散率d?kk?????dk?t?z?z?zhhu2非饱和下渗理论2忽略重力作用的下渗方程的解条件
HHU
§1 下渗的物理过程
2 下渗机理 讨论条件:积水下渗、无地下水、初始含水量均匀、供水时间长 b 下渗过程中的土壤水分剖面
含水量(%) 饱和带 风 干 土 田 间 持 水 量 饱 和 含 水 量 深度(m) 饱和带
水分传递带
水分传递带 湿润带 湿润锋
湿润带
湿润锋
HHU
§1 下渗的物理过程
3 下渗容量与土壤水分剖面的关系
HHU
第六章
下 渗
主要内容
1 2 3 下渗的物理过程 非饱和下渗理论 饱和下渗理论
4
经验下渗曲线
5天然Leabharlann 件下的下渗HHU§1 下渗的物理过程

(完整word)水文学原理

(完整word)水文学原理

水文学原理•名词解释1、水文大循环和小循环:水文循环:地球上的水在太阳辐射和重力作用下,通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗及径流等环节,进行的周而复始的地理位置和物理形态的变换的运动过程。

水的三态转化特性是水文循环的内因,太阳辐射和重力作用是外因或动力。

1)水文大循环是发生于全球海洋与陆地之间的水分子交换过程。

由海洋上蒸发的水汽,被汽流带到大陆上空,遇冷凝结而形成降水.降水至地面后,一部分蒸发直接返回空中,其余部分都经地面和地下注入海洋。

2)水文小循环是指陆地上的水分经蒸发、凝结作用又降落到陆地上,或海洋面蒸发的水汽在空中凝结后,又以降水形式降落在海洋中。

前者可称为内陆小循环,后者称海洋小循环。

2、水量平衡:是指任意选择的区域(或水体),在任意时段内,其收入的水量与支出的水量之差必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量,即水在循环过程中,总体上水量是平衡的。

3、流域蒸发能力:是指充分供水条件下的流域日均总蒸发量。

4、田间持水量:土壤中所能保持的分子水和毛管悬着水的最大量5、凋萎系数:植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量6、水系: 在河流运动过程中,逐渐由小溪、小河集成大河,这样便构成脉胳相通的河流系统。

7、流域形状系数:是流域分水线的实际长度与流域同面积园的周长之比,R=A/L2R:形状系数, A:流域面积(km2);L:流域长度(km)R值小,流域呈长形,流域水流变化缓和;反之,则水流变化剧烈.8、径流模数: 指流域出口断面流量与流域面积的比值。

M=Q/F ,m3/s·km29、水质:水体质量的简称。

水分子H2O,化学成分复杂,水中有80多种化学元素.水中有8大离子:K+、Na+、Ca+、Mg+、Cl—、SO42—、HCO3—、CO32-10、最小值定律:植物生长取决于外界给它的所需养分中数量最少的一种.11、输沙率:单位时间内通过断面的泥沙含量.Q s=QP ,Q s-悬沙输沙率(kg/s);Q-流量(m3/s);P-断面平均含沙量(kg/m3)12、流域蓄水容量曲线:如果把全流域按蓄水容量大小划分成许多小块,然后把蓄水容量由小到大进行排列,并和其相应的面积(%)绘在一张图上,纵坐标是蓄水容量Wm’,横坐标是小于或等于蓄水容量Wm的各小块面积之和F0占全流域面积F的百分数(F0/F)、点绘的Wm’~F0/F关系曲线,称流域蓄水容量曲线。

水文学原理第六章下渗

水文学原理第六章下渗

1
2
3
4
5
6
7
8
(2) 0
P (t)
70 140 210 240 270 300 310 320
(3) 0 32.7 79.5 133.0 151.6 173.2 196.7 201.3 206.6
R (t)
时间 t(h) (1) 9
10
11
12
13
14
15
16
17
(2) 330 340 350 360 370 380 390 400 410
几个基本概念
下渗(入渗) 下渗率(下渗强度) 下渗能力(下渗容量) 下渗曲线(下渗能力曲线) 下渗累计曲线 初始下渗速率
稳定下渗速率 fc 剩余下渗率
下渗、 下渗率、下渗能力(下渗容量)
下 渗 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。
下渗率 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
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( B )
A. 毛管水 B.重力水 C.薄膜水 D.吸着水
例题
3)下渗容量(能力)曲线,是指( B )
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
P (t)
(3) 212.3 218.3 224.5 230.6 236.9 243.3 249.7 256.1 262.5
R (t)
例题
解: 作为一个实验点,人工降雨的实验面积很小,地表蓄水小而稳定雨期 蒸发可以不计,故其水量平衡可写成

第六章 下渗

第六章 下渗
150 15 37.1 20.7 16.4 …… …… …… ……
共三十五页
➢ 1. 霍顿公式(gōngshì)
共三十五页
➢ 2.考斯加柯夫公式(gōngshì)
共三十五页
第四节 产流机制(jīzhì)
植物截留In
植物散发ET
降雨P
填洼D
蒸发E
下渗f
共三十五页
下渗f
一、截流(jié liú)与填洼
(2)上层细下层粗
共三十五页
四、产流的基本(jīběn)物理条件
1、超渗地面径流(jìngliú)(Rs)的产流机制
i fp
产流的物理条件: 超渗地面径流产生的物理条件是雨 强大于地面下渗容量。
共三十五页
四、 产流的基本(jīběn)物理条件(续)
2、壤中流(Rss)的产流机制(jīzhì)
fA
112233毛管水毛管水支持毛管水支持毛管水毛管悬着水毛管悬着水44重力水重力水最大吸湿量最大吸湿量最大分子持水量最大分子持水量凋萎含水量凋萎含水量毛管断裂含水量毛管断裂含水量田间持水量田间持水量饱和含水量饱和含水量各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力薄膜水毛管水重力水结合水自由水15分子力重力1000031625个大气压030001下渗的概念第二节下渗的物理过程和影响下渗的因素根据水分所受作用力及运动特征干燥根据水分所受作用力及运动特征干燥土壤在充分供水条件下的下渗分三阶段
湿润锋
浙江(zhè jiānɡ)义乌红 壤剖面图
共三十五页
三、下渗率、下渗能力(nénglì)
➢ 下渗率(f )
➢ 稳定(wěndìng)下渗率(fc)
➢ 下渗能力(fp)
下 渗 率 ( mm/min) 累 积 下 渗 量 ( mm)

《水文学原理》第五章:下渗现象、下渗理论及计算

《水文学原理》第五章:下渗现象、下渗理论及计算

解(1)f(t)=dF(t)/dt=18t-0.5+0.4
F(mm) P(t)
F(t)
I(t)=dP(t)/dt=9.4(mm/分钟)
(2) F(t)= P(t)
36t0.5+0.4t =9.4t t=16分
t(分钟)
三 下渗过程中的土壤含水量的垂线分布规律
饱和带 过渡带 风 干 土 水分传递带
田饱 间和 持含 水水 量量
Z
t
1
f at 2 fc
第四节 下渗经验公式
一 霍顿公式(R . E . Horton , 1940)
f fc ( f0 fc )ek t
二 考斯加柯夫公式
f ct b
三 一般形式
f atn b
第五节 天然条件下的下渗
一 下渗与降雨强度的关系 定义:在充分供水条件下的单点均质土壤 的下渗规律,反映土壤的最大下渗率过程, 称下渗能力曲线。 降雨强度不变时的下渗: (1)i≥fp (2) fp > I > fc
第五章 下渗(infiltration)
第一节 下渗的物理过程及规律
一 下渗的物理过程 下渗过程按水分所受的作用力及运动
特征,可分为三个阶段 • 渗润阶段 • 渗漏阶段 • 渗透阶段
二 下渗率和下渗能力 • 下渗率f
又称下渗强度。指单位面积上、单位 时间内渗入土壤中的水量。 • 下渗能力fp
又称下渗容量。指在充分供水条件下 的下渗率。 • 累积下渗量F
(3) i≤ fc
f
A
i2
fc i3
D C
i1
B
t
二 下渗的影响因素 • 土壤性质对下渗的影响 ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 降雨性质对下渗的影响 • 植被对下渗的影响 • 流域地形影响 • 人类活动的影响

水 文 学 原 理(六下渗)shui综述

水 文 学 原 理(六下渗)shui综述

f p f c ( f 0 f c )e
水量与该时间的关系曲线~
土壤水分剖面
土壤含水率沿深度方向的变化曲线称为土 壤水分剖面,它描述了土壤含水率在深度 方向上的分布情况,故又称土壤含水率垂 向分布。 根据土壤水分剖面,可以计算出土壤中任 一土层,以水深计的含水量。 土壤水分剖面在时间上是变化的,并且这 种变化与下渗和蒸(散)发的关系密切。
条件: a 忽略重力;b 供水充分,表面无积水;
c 均质半无限土柱,初始土壤含水量分布均匀
定解问题的构成:
[ D( ) ] t z z ( z,0) 0
泛定方程 初始条件 边界条件
(0, t ) n ( , t ) 0
§2 非饱和下渗理论
d m d dK ( ) / d k ( ) D( ) K ( )
[D( ) ] k ( ) t z z z
D ( ) 为扩散率, 当滞后作用不明显时,在一定的土壤含水
量范围内,可用经验公式来表示:
§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
2 D 2 k t z z ( z ,0) 0
(0, t ) n ( , t ) 0
0 1 z kt kz z kt erfc( ) exp( )erfc( ) n 0 2 d 2 Dt 2 Dt
1 2
下渗曲线:
1 f p st 2

1 2
土壤吸收度:
§2 非饱和下渗理论 虽然求得的下渗方程具体形式不同,但可 以看出 f p 均为 t 的函数。
1 2
表明在忽略重力作用的条件下,无论扩散 率是常数还是变数,下渗容量均随时间 t 递

水文学原理(第六节)

水文学原理(第六节)

动;
❷降雨强度越大,形成
壤中流的界面越浅,反
之则越深。
现象:降雨时,表层透水性很强的包气带出现地面径流。
是超渗地面径流吗?
当降雨持续大于下层下渗 能力,临时饱和带会逐渐 到达地面,成为地面径流。 饱和地面径流总是和壤中 流相伴发生
物 理
①土壤存在相对不透水层,且上层的透水性
条 远大于下层的透水性
发生条件:包气带厚度中等,有相对不透水层,地面透水性差, 下层更差,雨强大,雨时长。
地面透水性差,雨强大,容易出现超渗。 有相对不透水层,容易出现壤中流。 雨时长,下渗水量多,包气带不厚,下渗水量容易到达地下水 面。
影响总径流的因素:降雨量,降雨强度、土层初始蓄水量、 蒸发量
8.Rsat+Rsb+Rg型(饱和地面径流+壤中流+地下径流)
强透水层,雨强小,不易出现超渗地面径流和饱和地面径流。 均质土壤不会出现壤中流。 包气带不厚,强透水,下渗水易到达地下水面,形成地下径流。
影响总径流的因素:降雨量,土层初始蓄水量、蒸 发量
单点产流模式
影响总径流的因素:降雨量、降雨强度、土层初始蓄水量、 蒸发量( Rs型) 影响总径流的因素:降雨量、降雨强度、上、下土层初始 蓄水量、蒸发量(Rs+Rsb型) 影响总径流的因素:降雨量,上、下土层初始蓄水量、蒸 发量(Rsat+Rsb型)
fp f p , i>f p
一次降雨情况(△t)
假设一场降雨总雨量: ������ = ෍ ������∆������
则,降雨进入包气带的总 水量:
������ = ෍ ������������ ∆������ + ෍ ������∆������

水文学与水资源概论5.3 下渗_下渗的确定

水文学与水资源概论5.3 下渗_下渗的确定

第二节下渗的确定既可以在野外实测下渗过程,也可以利用不同的公式计算下渗量或下渗率。

一、下渗的测定可在流域内选择若干具有代表性的场地,直接测定下渗过程,进而得到这些单点的下渗能力曲线。

这一方法称为直接测定法,一般仅用于极小的土体表面。

按供水方式的不同,这一方法又可分为注水法和人工降雨法两种。

1. 注水法在以这种方法进行测定时,通常采用单管下渗仪或同心环下渗仪。

1. 注水法在进行测定时,通常采用单管下渗仪或同心环下渗以这种方法仪。

这种方法适宜在野外平地使用,所用器械结构简单、携带简便、造价低,因此得以广泛应用。

IN8双环入渗仪IN12-w双环入渗仪利用双环入渗仪在中国科学院地理科学与资源研究所禹城综合实验站进行有关下渗过程的田间试验2.人工降雨法在以这种方法进行测定时,需要模拟降雨的专门设备和小型实验场地。

若场地的实验面积较小(<1 m2),一般坡面滞蓄量和填洼水量均不大且可忽略,则下渗可以下式求出:在上式中,f:下渗(mm/单位时间) p:降雨(mm/单位时间) r:径流(mm/单位时间)t t t 000f p r=-∑∑∑人工降雨法与注水法相比,可以更真实地模拟天然降雨情况,其应用不受地形、坡度等条件的限制,但所用器械体积大、造价高,不适宜在野外操作。

Infiltrometer StudiesInfiltrometer are usually classified as flooding devices or rainfall simulators.Flooding infiltrometers are usually rings or tubes inserted in the ground. Water is applied and maintained at a constant level and observations made of the rate of the replenishment required.With rainfall simulators, artificial rainfall is simulated over a small test plot and the infiltration calculated from observations of rainfall and runoff, with consideration given to depression storage and surface detention.用注水(双环)法和人工降雨法对陕西省淳化县泥河沟流域和安塞县纸坊沟流域坡耕地土壤水分入渗性能进行了试验。

第六章下渗案例

第六章下渗案例

1、 Rs型——超渗产流型
特点:(1)产流量R取决于i和fp , R=(i –f p)i ;
(2)雨止时土壤含水量仍未达到田间持水量 Wm; (3)径流成分单一。

2、 Rsat+Rss + Rg型——蓄满产流型
特点:(1)产流时土壤含水量已达到田间持水量Wm ;
(2)产流量R取决于降雨量P和初始土壤含水 量 W0, R=R(P,W0)=P-(Wm-W0) (3)径流成分复杂。
各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力
最 大 吸 湿 量
31
风 干
作 用 10000 力 水 分 存 在 形 式
凋 萎 含 水 量
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
0.3
重力
饱 和 含 水 量
0.001
15
6.25个大气压
毛管力
分子力
吸湿水
薄膜水 结合水
毛管水 自由水
ΣR (mm) 0.0 0.5 2.0 6.3 13.2 20.7 ……
F(t) (mm) 0.0 2.0 3.0 6.2 11.9 16.4 ……
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
0 1 2 5 10
50 100 时间( min)
150
15 ……

1. 霍顿公式
f p f c ( f 0 f c )e kt,f 0 — 初始下渗率;f c — 稳定下渗率。 ln( f p f c ) ln( f 0 f c ) kt
2.人工降雨法
第三节 下渗的确定
二、下渗量的计算方法 (此处采用经验下渗曲线) 基本思路:对在特定条件下取得的下渗资

水文学原理(第六章)下渗

水文学原理(第六章)下渗

土壤水分剖面
下 渗
水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入 到土壤中的运动过程
下渗率
单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到 土壤中的水量 影响下渗率的主要因素是初始土壤含水 量、供水强度和土壤质地、结构等。 如果供水强度充分大,则下渗率将达到同 初始土壤含水量和同土壤质地、结构条件 下的最大值,称此为下渗容量或下渗能 力。
第六章
下 渗
主要内容
1 2 3
下渗的物理过程
非饱和下渗理论
饱和下渗理论
4
经验下渗曲线
5
天然条件下的下渗
§1 下渗的物理过程
1 几个基本概念
土壤水分剖面: 土壤含水率沿深度方向的变化曲线~ 土壤水分剖面: 土壤含水率沿深度方向的变化曲线~ 下 渗: 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的
运动过程
非饱和土壤的水量平衡方程:
有限差分方程形式:
§2 非饱和下渗理论
推求下渗曲线的步骤
(1)将计算土层均匀地划分成N层。 (2)对每一子土层列出方程式。 (3)根据初始条件和边界条件解算上式。 (4)计算不同时刻的累积下渗量:
(5)用数值微分法求下渗曲线。
§2 非饱和下渗理论
集总式下渗模型方法虽然只能求得近似数 值解,但却能考虑有限长土柱、初始土壤 含水量分布不均及不同供水条件的下渗问 题。

§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第二种情况: 第二种情况: 扩散率随土壤含水量呈单值变化
∂θ ∂ 2θ ∂D(θ ) ∂θ = D(θ ) 2 + ∂t ∂z ∂z ∂z θ ( z,0) = θ 0
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0

河海大学811水文学原理第六 章 下渗

河海大学811水文学原理第六 章  下渗

三、冻土下渗
控制冻土下渗的主要条件:冻结期的土壤含水 量,温度变化
(1)若土壤在达到饱和含水量时冻结,或在融 化时地面形成一层不透水的冰层下渗容量很小 且稳定。
(2)若土壤在含水量达到田间持水量的70%一 80%时冻结,则由于会有一部分携带热量的水 起着融化孔隙中冰的作用,故下渗容量会呈现 增加趋势。
下渗方程
求解土壤水分剖面表达式
对时间求导得到下渗曲线
积分求累积下渗方程
一、下渗方程的导出
下渗水流运动方程: (K ( ) )
t z
z
m g
g
z, z
g
1
所以 t
[K ( )
z

z
m
g)]
z
[K ( )
z
m
]
z
K ( )
因为
பைடு நூலகம்
与含水量之间存在一定关系,
m
[K ( )
z
进入渗漏阶段后,土壤颗粒表面已形成水膜, 因此分子力几乎趋于零,这时水主要在毛管力 和重力作用下向土壤中入渗,下渗容量比渗润 阶段明显减小,而且出于毛管力随土壤含水量 增加趋于缓慢减小阶段,所以这阶段下渗容量 的递减速度趋缓。
到了渗透阶段,土壤含水量已达到田间持水量 以上,这时不仅分子力早已不起作用,毛管力 也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅 为重力。与分子力和毛管力相比,重力只是一 个小而稳定的作用力,所以在渗透阶段,下渗 容量必达到一个稳定的极小值,这就是稳定下 渗率。
第五节 天然条件下的下渗
教学目标: 1降雨强度随时间不变的情况下下渗与降雨强度
的关系 2 降雨强度随时间变化的情况下下渗与降雨强度
的关系 3、影响下渗的主要因素。

水文学原理课堂PPT

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土壤水 0.05%
大气水 0.04%
河 水 0.006%
第三节 地球系统中的水及水平衡(续)
水资源问题 原因 水资源量时空分布不均匀; 水资源分布与人口、耕地分布不相适应; 水环境污染; 水资源浪费。
对策 时间和空间上的合理调配; 积极开展水污染防治; 节约用水。
三、主要参考书 山坡水文学,刘新仁译 径流形成原理,芮孝芳编著 土壤和水—物理原理和过程,D·希勒尔著 华孟译 普通水文学,邓绶林编著 工程水文学,(美)林斯莱著 城市水文学,朱元甡、金光炎著
第一章 绪论
第一节 水文学的内容和任务 一、水文学的定义 研究水的科学,核心——水文循环。
广义水文学 按分布划分
二、按降雨强度及过程特征分类
暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。 气象方面规定:日降雨量> 50mm ——暴雨; 日降雨量>100mm ——大暴雨; 日降雨量>200mm ——特大暴雨。 主要影响小流域洪水。 暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。 影响区域洪水。 霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。 影响大流域洪水。
第一章 绪 论
第二章 水文循环
第四章 降 水
第五章 土 壤 水
第六章 下 渗
第七章 蒸发与散发
第八章 产流机制
第十章 地表水流
第十一章 洪水演算
第十二章 流域产流
第十三章 流域汇流
第三章 流域和水系
课程介绍
一、水文学原理的主要内容 1. 各种水体的形成、演变; 2. 水体形成的成因、演变的规律; 3. 研究水体形成成因、演变规律的方法。 二、学习目的 1.掌握水文现象的基本规律和研究方法; 2.本课程为专业基础课,为后继课程的学习做准备。
第二章 水文循环

水 文 学 原 理(六下渗)

水 文 学 原 理(六下渗)


1 2
+ 0.4(mm / min):
(2). 求雨强i = 9.4mm / min 的均匀降雨的产流时间。
解: (1). F (t ) = ∫ f p (t )dt = ∫ (18t
0 0 t t − 1 2
+ 0.4)dt =36t + 0.4t + 0.4,解出若按下渗能力下渗,
1 2
(2) a. 由i = f p,即9.4 = 18t .
−1 2 −1 2
,确定出B;
截距 = A,确定出A
HHU
§5 天然条件下的下渗
1 均匀雨强时的下渗
三种情况: 三种情况:
则整个下渗过程均按雨强下渗; (1) i >f0,则整个下渗过程均按雨强下渗; 则整个下渗过程均按雨强下渗; (2) i <fc,则整个下渗过程均按雨强下渗;
fp
R F t
fp
截距 = ln( a ),故 a = e 截距
HHU
§4 经验下渗曲线
2 霍顿公式: 霍顿公式:
f p = f c + ( f 0 − f c ) e − kt
参数确定: 参数确定: 定参过程:
(1). 根据资料确定 f c,计算不同 t时刻的 ln( f p − f c ) (2). 点绘 ln( f p − f c ) ~ t,过点据中心定线,在 线上取两点 −k = ln( f p − f c ) 2 − ln( f p − f c )1 t 2 − t1 ,求出k ;
HHU
第六章
下 渗

主要内容
1 2 3 下渗的物理过程 非饱和下渗理论 饱和下渗理论
4
经验下渗曲线
5
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fp
(θ n − θ 0 ) k ⎡ exp( − k 2 t / 4 D ) ⎢ = − erfc ( 2 2 ⎢ πt / 4 D k ⎣
k 2t ⎤ )⎥ − kθ n 4D ⎥ ⎦
HHU
§2 非饱和下渗理论
3 完全下渗方程的解
第二种情况: 扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系
∂θ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂θ = ⎢ D(θ ) ⎥ + k (θ ) ∂t ∂z ⎣ ∂z ⎦ ∂z θ ( z ,0) = θ 0
−1 2 −1 2
,确定出B;
截距 = A,确定出A
HHU
§5 天然条件下的下渗
1 均匀雨强时的下渗
三种情况:
(1) i >fp,则整个下渗过程均按下渗能力下渗; (2) i <fc,则整个下渗过程均按雨强下渗;
fp
R F t
fp
F
t HHU
§5 天然条件下的下渗
1 均匀雨强时的下渗
(3) fc<i < fp0 ,则先按雨强下渗,后按下渗能力下渗。
水分传递带 湿润带
湿润锋
HHU
§1 下渗的物理过程
3 下渗容量与土壤水分剖面的关系
θ0
0
θn
θ
Fp = ∫ z (θ , t )dθ + K s t
θ0
θn
t0
t1 t2
Ζ
HHU
§2 非饱和下渗理论
1 下渗方程的导出
∂θ ∂ ∂Φ ] = [ K (θ ) ∂t ∂z ∂z
假设 ψ m 与 θ 为单值关系
HHU
第六章
下 渗

主要内容
1 2 3 下渗的物理过程 非饱和下渗理论 饱和下渗理论
4
经验下渗曲线
5
天然条件下的下渗
HHU
§1 下渗的物理过程
1 几个基本概念
土壤水分剖面: 土壤含水率沿深度方向的变化曲线~ 下 渗: 水分透过土壤层面渗入到土壤中的运动过程~ 下渗率: 单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到土壤中的水量~ 下渗容量: 供水充分条件下的下渗率~ 下渗曲线: 下渗容量随时间的变化曲线~ 累积下渗曲线: 从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总
HHU
§4 经验下渗曲线
2 霍顿公式:
f p = f c + ( f 0 − f c ) e − kt
参数确定: 定参 程
(1). 根据资料确定 f c,计算不同 t时刻的 ln( f p − f c ) ( 2). 点绘 ln( f p − f c ) ~ t,过点据中心定线,在 线上取两点 −k = ln( f p − f c ) 2 − ln( f p − f c )1 t 2 − t1 ,求出 k ;
1 3
f
参数确定:
p
=
a t 2

(1). 计算不同 t时刻的 ln( F p )与 ln(t ) (2) . 点绘 ln( F p ) ~ ln(t ),过点据中心定线,在 线上取两点: n= ln( F p ) 2 − ln( F p )1 ln(t ) 2 − ln(t )1 ,确定出 n;
截距 = ln( a ),故 a = e 截距
水量与该时间的关系曲线~
HHU
§1 下渗的物理过程
2 下渗机理 a 下渗的三个阶段
渗润阶段: 分子力 渗漏阶段: 毛管力 渗透阶段: 重 力
HHU
§1 下渗的物理过程
2 下渗机理 b 下渗过程中的土壤水分剖面
含水量(%) 饱和带
(过渡带)
饱和带 过渡带 饱和含水量
田间持水量
风干土
深度(m)
水分传递带 湿润带 湿润锋
∂θ ∂ 2θ =D 2 ∂t ∂z θ ( z ,0) = θ 0
拉氏变换
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0
θ − θ0 z = erfc( ) θn − θ0 2 Dt
− 1 2
下渗曲线:
f p = (θ n − θ 0 ) D π t
HHU
§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
HHU
§3 饱和下渗理论
受力分析:
(1)土壤表面水层的净水压力; (2)土壤饱和水柱的重力; (3)下渗锋面处的毛管吸力; (4)下渗锋面以下的空气剩余压力。
合力:
H = h p + l + H c − ( p − p0 )
HHU
§3 饱和下渗理论
2 下渗曲线的导出
动 力 方 程 式:
l + Hc Hc fp = Ks = K s (1 + ) l l
第二种情况: 扩散率随土壤含水量呈单值变化
∂θ ∂ 2θ ∂D(θ ) ∂θ = D (θ ) 2 + ∂t ∂z ∂z ∂z θ ( z ,0) = θ 0
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0
玻氏变换
z (θ , t ) = η (θ ) t
1 2
下渗曲线:
1 −1 f p = st 2 2
水量平衡方程式:
fp
dl = (θ n − θ 0 ) dt
−1 / 2
f p = K s + 0.5 K s H c (θ n − θ 0 )t
= K s + At
−1 / 2
HHU
§4 经验下渗曲线
基本思路:对通过观测实际问题取得的下渗资料,选配合适的函数形
式,并率定其中的参数,从而求得相应的下渗曲线。 1 科斯加柯夫公式:
150
fp
fp
A
i
i
E
D
B
F
F
tp tp´
C
t
HHU
§5 天然条件下的
例题:
若充分供水条件下,地面下渗方程为f p (t ) = 18t ( 1 ) . 求累积下渗能力曲线F (t )的表达式;

1 2
+ 0.4(mm / min):
(2). 求雨强i = 9.4mm / min 的均匀降雨的产流时间。
∂ψ m ∂θ ∂ ∂K (θ ) ]+ = [ K (θ ) ∂t ∂z ∂z ∂z
dψ m 令 D(θ ) = K (θ ) dθ
∂θ ∂ ∂θ ∂θ = [ D (θ ) ] + k (θ ) ∂t ∂z ∂z ∂z
HHU
§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
条件: a 忽略重力;b 供水充分,表面无积水;
c 均质半无限土柱,初始土壤含水量分布均匀
定解问题的构成:
∂θ ∂ ∂θ = [ D(θ ) ] ∂t ∂z ∂z θ ( z ,0 ) = θ 0
泛定方程 初始条件 边界条件
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0
HHU
§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第一种情况: 扩散率为常数
解: (1). F (t ) = ∫ f p (t )dt = ∫ (18t
0 0 t t − 1 2
+ 0.4)dt =36t + 0.4t + 0.4,解出若按下渗能力下渗,
1 2
(2) . a. 由i = f p,即9.4 = 18t

1 2
则t = 4 min 产流,此时累积下渗量F = F (4) = 73.6mm。 F 73.6 b . 因实际按i = 9.4mm / min ,故产流时间t = = = 7.83 min i 9.4
HHU
§5 天然条件下的下渗
2 变雨强时的下渗 fp i
i4
i2 i1
i3
i5
i6
F
t
HHU
§5 天然条件下的下渗
2 变雨强时的下渗
HHU
§5 天然条件下的下渗
3 非均质土壤中的下渗
HHU
§5 天然条件下的下渗
3 非均质土壤中的下渗
HHU
§5 天然条件下的下渗
3 下渗的影响因素
• • • • • • • • 土壤的机械物理性质 土壤的化学作用 生物作用 地面覆盖物及农业耕作 温度作用 土壤中气体的含量 水质的影响 降水的性质
截距 = ln( f 0 − f c ),故f 0 = f c + e 截距
HHU
§4 经验下渗曲线
3 菲利普公式:
1 2
f
p
=
a t 2
−1 2

+ fc
参数确定:
(1). 计算不同时刻t的t
−1 2

线上取两点: (2). 点绘 f p ~ t ,过点据中心定线,在 B= f 2 − f1 (t ) 2 − (t )1
fp
是tp 时刻吗?
i
tp
t
HHU
5.00 下渗率( mm/min) 4.00 3.00 2.00 1.00 0.00
累积下渗量( mm)
§5 天然条件下的 下渗率曲线
100.0 80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0 50 100 时间( min) 150 累积下渗量曲线
0
50 100 时间( min)
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0
z (θ , t ) = f 1 t
1/ 2
+ f 2t
s −1/ 2 fp = t + ( A + k (θ 0 )) 2
HHU
§3 饱和下渗理论
1 基本方程的建立
几个基本假定:
(1)以湿润锋为界,认为其上部土壤含水量达到饱和,其下 部仍为初始土壤含水量 (2)湿润锋向下移动的条件是其上部土层达到饱和含水量
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