土壤水动力学课件.ppt

* * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 为下一步坡面降雨径流网络化收集、存储并与依据水源地数据库进行的灌溉配水工程相结合的工程模式提供数据库和GIS模型支持 * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 二、非饱和下渗理论与计算 上式给出了θ和λ的关系,即含水率θ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: ①已知D(θ)求解θ—λ或θ~λ,t 。 ph:1:p迭代法 ②水平入渗运动所得的θ—λ，t或θ—λ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θ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(θ)时，土层在t时刻的吸水量F(t)为： * 二、非饱和下渗理论与计算 * 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。 * 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： θ0 0 深度z 含水率θs 非线性 * 垂直入渗条件下土壤水运动方程的解 假定： 则有： 得近似解： θ0 0 深度z 含水率θs t1 t2 t3 t4 t5 * 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： * 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）： * 不同降雨（灌水）强度时的入渗 入渗速度 i 时间t if 0 p1 p2 积水或径流 积水或径流 * 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 * 喷灌时的入渗 不同灌水方法时的土壤入渗问题 自由入渗 * 沟灌时的入渗 不同灌水方法时的土壤入渗问题 二维运动 * 滴灌时的入渗 不同灌水方法时的土壤入渗问题 三维运动 * 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） * 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 1.0 0.5 θc 含水率θ(%) 0 * 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 * θ 0 深度z θ0 θa 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θs t1 t2 t3 t4 t5 θ0 t1 t2 t3 t4 t5 * 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： * 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： * 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 10 20 30 40 50 0 50 100 150 深度z(cm) θ(%) 1 15 5 10 0 1 2 3 4 5 6 7 排水流量（mm/d） 蒸发强度 时间（d） 蒸发 排水 0.65 B 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 * 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： * 稳定蒸发（入渗）时的土壤含水率剖面及土壤输水能力 1.0 0.4 0.3 0.2 0.1 0.05 0 0.5 1.5 0.45 深度(m) 含水率 30 2.5 2.0 1.5 1.0 0.5 0 10 20 3.0 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 * 无蒸发（入渗）时层状土壤的含水率剖面 3 2 1 0 10 20 30 40 50 砂土 壤土 粘土 * 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 * SPAC系统的基本概念 1966年，Philp提出Soil-Plant