6第六章包气带水

1第六章包气带水参考书：1）雷志栋、杨诗秀、谢森传，《土壤水动力学》，北京：清华大学出版社，1988。2）张蔚榛，《地下水与土壤水动力学》，北京：中国水利水电出版社，1996。3）张瑜芳，土壤水动力学，武汉水利电力大学研究生教材，1987。6．1毛细现象和毛细水毛细现象：将细小的玻璃管插入水中，水会在管中上升一定的高度才停止，这便是固、液、气三相界面上产生的毛细现象。按毛管理论，毛管负压为：DPc4，换算为负压水头（水柱高度）：DgDgPhcc03.04式中：ρ––––水的密度，等于1g/cm3；g––––重力加速度，等于981cm/s2；α––––表面张力系数，取74dyn/cm（74×10-3N/m）；D––––毛管直径，单位为mm；hc––––毛管负压水头，以水柱高度表示，单位为m。最大毛细上升高度与毛细管直径成反比，颗粒细小的土，最大毛细上升高度也大。表5-1土的最大毛细上升高度（据西林-别克丘林，1958）土名最大毛细上升高度（cm）粗砂2~5中砂12~35细砂35~70粉砂70~150粘性土200~400毛细现象毛细玻璃管hcc2自然界中的物体都具有能量，而且普遍的趋势是自发地由能量高的状态向能量低的状态运动或转化，最终达到能量平衡状态。经典物理学认为，任一物体所具有的能量由动能和势能组成。由于水分在土壤孔隙中运动的很慢，其动能一般可忽略不计，因此：土水势––––土壤水分所具有的势能，在决定土壤水分的能态和运动上就变的极为重要。任两点之间土壤水势能之差，即土水势差，是水分在这两点之间运动的驱动力。有关土壤水分的运动有两种理论：1）毛管理论：将土壤看成均匀的或不同管径的毛细管，将土壤水在土壤孔隙中的运动简化为在毛管中的运动进行研究。毛管理论清楚易懂，20世纪50年代以前应用比较广泛，目前仍有一定的实际意义，适用于对简单问题的分析。2）势能理论：用在土壤水势基础上推导出的土壤水运动方程，研究土壤水的运动。该理论比较严谨，可适用于各种边界条件，特别是随着计算机和数值计算的应用，使得土壤水运动的研究取得很大的进展。在土壤水运动研究方面具有广阔的前景。毛细上升高度与悬挂毛细水多孔介质中相互连通的孔隙网络可概化为毛细管。式(6．4)表示毛细上升高度与毛细管直径成反比；因此，土颗粒越细、孔径越小，其毛细上升高度越大(表6．1)。在上层颗粒细而下层颗粒粗的层状土中，细粒层中可形成悬挂毛细水(参见图3．5)。此时，毛细力与重力的平衡如图6．6所示，悬挂毛细水的上下端均出现弯液面，下端的弯液面可以是凸的、平的或凹的。36．2土壤水势及其组成共4个分势1．重力势ψg（gravitationalpotential）：重力势––––是由重力场的存在而引起的，是在恒温条件下将单位重量的水从参考基准面移到某一高度z，纯自由水所做的功。当水分在参照面以上时，在重力加速度的作用下能够做功，其重力势为正值，当水分在参照面以下时，其重力势为负值。单位重量土壤水分的重力势为：ψg=±z式中：z为位置高度；z向上时为正，取“+”；z向下时为负，取“-”。2．压力势ψp（pressurepotential）：压力势––––是由于压力场中压力差的存在而引起的（由水的压力而引起）。单位重量土壤水分的压力势为：ψp=h式中：h––––压力水头。其中：a.对于饱和土壤，ψp≥0；b.对于非饱和土壤，各点为大气压力，故ψp=0。3．基质势ψm（matricpotential）（以往常称为毛管势）：基质势––––土壤水的基质势是由非饱和(土壤)基质对水的吸附力和毛细力产生的。土壤基质对土壤水分吸持机理是十分复杂的，但可概括为：吸附作用和毛管作用。1）非饱和土壤水ψm0→基质势用负压水头h来表示：ψm=h（h0）（称为土壤负压或土壤水张力→对于分析饱和—非饱和流动是十分方便的）；2）饱和土壤水ψm=0说明：a.基质势h是土壤含水率的函数，h~，h=h（）；b.测定：用张力计或负压计。4．溶质势ψs（solutepotential）：溶质势––––是土壤溶液所有形式的溶质对土壤水分综合作用的结果。土壤水溶液中的溶质对水分子有吸引力，溶质势为一负值，ψs0。6．3包气带水的分布及运动规律1包气带水的垂向分布特征图6．7c：所示为均质土构成的包气带，无蒸发、无下渗条件下，包气带水分稳定分布时的含水量垂向分布。包括结合水、孔角毛细水，有时可有部分悬挂毛细水(图6．7a放大图①)。由此往下为支持毛细水带(图6．7a放大图②和③)。4在潜水面之上有一个含水量饱和(体积含水量等于孔隙度)的带，称为毛细饱和带(图6．7c)。孔隙实际上是由大小不一的孔隙通道构成的网络(图6．7b)，细小的孔隙通道毛细上升高度大，较宽大的孔隙通道毛细上升高度小。最宽大的孔隙通道也被支持毛细水充满的范围，便是毛细饱和带(图6．7)。饱水带中，任一特定的均质土层，渗透系数K是常数；但在包气带中，非饱和渗透系数K是含水量的函数，随含水量降低而迅速变小。原因是：①含水量降低，实际过水断面随之减少；②含水量降低，水流实际流动途径的弯曲程度增加；③含水量降低，水流在更窄小的孔隙通道中流动，阻力增加。由于上述原因，包气带的渗透系数与含水量呈非线性关系。2包气带水运动的基本定律1907年，jBuchingham把达西定律扩展应用于包气带，描述非饱和流动问题(Stephens，1996；Jury等，2004)。垂向一维非饱和达西定律可表示为：式中：Vz为垂向渗透流速。包气带水与饱水带相比，有以下不同：①包气带存在毛细负压或基质势，但饱水带不存在；②包气带任一点的压力水头是含水量的函数，但稳定流条件下饱水带任一点的压力水头是定值；③包气带的渗透系数随含水量的降低急剧变小，但饱水带的渗透系数一般可看做定值。53包气带水的数量与能量的关系——水分特征曲线土壤水分特征曲线或持水曲线(soilwatercharacteristiccurve，waterretentioncurve)——土壤水负压(或基质势)表征包气带土壤水的能量状态。土壤含水量表征土壤水的数量。土壤水负压是土壤含水率的函数，它们之间的关系曲线称为土壤水分特征曲线或持水曲线，如图6．8所示。土壤水分特征曲线反映了土壤水的能量与数量关系，呈非线性关系。土壤含水量越大，负压绝对值越小。进气值——即土壤水由饱和转为非饱和时的负压值。实测土壤水分特征曲线不是一个单值函数曲线。相同负压下，排水状态的土壤水分含量大于吸水状态，如图6．9所示，这种现象称为水分特征曲线的滞后现象(hysteresis)。4重力疏干给水度的讨论给水度——地下水位下降一个单位深度时，因重力作用从单位水平面积岩土柱体(从地面到潜水面)释放出的水体积，用小数表示(贝尔，1985)。图6．11a所示为大水位埋深条件下，水位下降△H前后的含水量曲线，两条含水量曲线围成的阴影面积，在数值上就是潜水位下降△H后排出的水量，影响给水度大小的因素给水度大小与潜水位埋深及支持毛细水高度的相对大小有关。6给水度大小还与潜水位下降速度有关。由于排水相对于水位下降的时间滞后，给水度的大小还与时间有关。给水度的大小与潜水位波动带及整个包气带岩性有关。以上讨论的是均质岩土重力疏干时的给水度。粗细颗粒层次相间分布时，地下水位下降时，细粒层次中一部分水将以悬挂毛细水形式滞留而不释出，给水度更加偏小(张人权等，1985)。迄今为止，无论采取室内实验还是野外抽水试验，得出的给水度都存在显著的不确定性。6．4涉及包气带水的主要领域包气带是一个多学科问题，水文地质学、水文学、土壤物理学、农田水利学、环境科学于工程、岩土工程等学科领域都涉及包气带问题。虽然各自研究目的不同，但都研究包气带水分和溶质的分布和运移以及力学问题。包气带是水文循环的重要环节;农田水利工程领域研究包气带水，旨在查明农田水分状况和水盐运动规律;环境科学与工程领域研究包气带，主要是查明污染物在包气带的输运、转化与归宿机理;岩土工程程领域研究包气带，主要是是研究非饱和土的物理力学和物理化学性质，为岩土工程建设服务。土壤水资源对于农林牧业及生态环境保护具有重要意义。研究土壤水及其有效利用的理论与技术．对了解决缺水区农业生产问题具有重要意义(靳盂贵等，2006)。思考题1.毛细现象？72.土水势？3.基质势？4.土壤水分特征曲线？5.有关土壤水分的运动有哪两种理论？6.从表6．1可以看出，土的颗粒越细、孔径越小，毛细上升高度越大；是否颗粒越细，毛细水上升速度也越大?为什么?7.从土壤水分特征曲线上可以获取土壤或土壤水的哪些特征和指标?8.给水度与水分特征曲线有关吗?为什么?9.怎样才能使测定的给水度接近理论最大值?10.在干旱一半干旱地区，砂土、粉砂土、粘土哪种土最容易出现盐碱地?为什么?11.饱水带和包气带水运动有哪些异同点?12.为什么井打到毛细饱和带不出水，而土壤水取样器(用比包气带岩性细很多的饱水陶土头制成密封容器并抽真空)却可以取出包气带水?13.在包气带中挖一空洞，以容器承接入渗水流，以此测求降水入渗量，会得到什么结果?为什么?14.土壤水势的四个分势为、、、。15.实际应用中，分析非饱和土壤水分的运动时，溶质势、温度势一般不考虑，压力势ψp=0。因此，总土水势由势和势组成。16.毛细上升高度与毛细管直径成比，颗粒细小的土，毛细上升高度。17.土壤颗粒愈细小，最大毛细上升高度愈。18.毛细饱和带与饱水带的区别？19.非饱和带水研究的意义？