第6章-包气带水

第6章包气带水6.1毛细现象和毛细水6.2土壤水势及其组成6.3包气带水的分布与运动规律6.4涉及包气带水的主要领域本章内容毛细现象：将细小的玻璃管插入水中,水会在管中上升到一定高度才停止,这便是固、液、气三相界面上产生的毛细现象。6.1毛细现象和毛细水毛细实验：松散颗粒中毛细上升高度(1)装样：选择一种砂样,均匀密实地装入玻璃管内。(2)观测毛细上升速度：将装有试样的玻璃管放入水槽内的透水石上,使玻璃管的下端紧贴水面。准确记录对应不同毛细上升高度的时间。也可记录对应不同时刻的毛细上升高度。一、毛细现象的实质毛细上升高度测定装置图1-铜丝网2-透水石3-玻璃管4-砂样5-水槽6-进水管7-溢水管8-支架试验说明：松散岩石中细小的孔隙通道构成毛细管，在地下水面以上的包气带中广泛存在毛细水。毛细水类型：支持毛细水悬挂毛细水孔角毛细水支持毛细水：由于毛细力的作用，水从地下水面沿着小孔隙上升到一定高度，形成一个毛细水带，此带中的毛细水下部有地下水面支持，称为支持毛细水。悬挂毛细水：细粒层与粗粒层交互成层时，在一定条件下，由于上下弯液面毛细力的作用，在细土层中会保留与地下水面不相连接的毛细水—悬挂毛细水。孔角毛细水：在包气带中颗粒接触点上悬留孔角毛细水（触点毛细水）。颗粒接触处孔隙总可以达到毛细管的程度而形成弯液面，将水滞留在孔角上。毛细现象的实质：毛细现象的产生与表面张力有关。表面张力产生的机理：a.因为任何液体都有力图缩小其表面的趋势。一个液滴总是力求成为球状,因为球状是同一容积的所有液体表面积中最小的。如：扬一捧水在空气中，水变成许多水珠；水撒在一个油光的平面上，会变成水珠。b.液体表层分子彼此拉得很紧,犹如一层拉紧的弹性薄膜。若在液面上划一根长度为L的线段,此线段两边的液面,以一定的力f相互吸引,力的作用方向平行于液面而与此线段垂直,大小与线段长度L成正比，即f=αLα：表面张力系数,单位为dyn/cm（1dyn=10-5N）。表面张力的作用：表面张力使弯曲的液面将对液面以内的液体产生附加表面压强；附加表面压强的方向：总是指向液体表面的曲率中心方向：凸的弯液面,对液面内侧的液体,附加一个正表面压强；凹的弯液面,对液面内侧的液体,附加一个负表面压强。附加表面压强的产生：设想切取一个半径为R的半圆球形液面。显然,在液面的圆周状边线上都存在着指向液层内部的表面张力；其合力为α·2πR,垂直于面积为πR2的投影圆面。表面张力引起的附加表面压强为：弯液面下的液体实际承受到的表面压强（实际表面压强）等于大气压强P0与附加表面压强Pc之和，即：P=P0+PcRRRPc222附加表面压强的拉普拉斯公式：α——表面张力系数——弯液面的两个主要曲率半径。当R1=R2时，则是拉普拉斯公式的特殊形式。拉普拉斯公式的含义：弯曲的液面将产生一个指向液面凹侧的附加表面压强，附加表面压强与表面张力系数成正比，与表面的曲率半径成反比。)11(21RRPc21,RRRPc2将半径为r的毛细管插入水中，毛细管中的水形成凹形的弯液面，并向上升起，当毛细管足够细时，弯液面接近凹形的半球面。据拉普拉斯公式可知，此处R1=R2=r，则得：DPrPcc42附加表面压强的讨论：当液面为凸形时，附加表面压强为正，P=P0+Pc；当液面为凹形时，附加表面压强为负，P=P0-Pc；当为平液面时，不产生附加表面压强，P=P0。二、毛细负压及其测定方法水在孔隙中经常形成凹形弯液面,产生的毛细压强与大气压强作用于液面的方向相反，习惯上称为毛细负压。凹形弯液面内的水,由于表面张力的作用,要比平的液面小一个相当于Pc的压强；或者说,凹形弯液面下的水存在一个相当于Pc的真空值。简单实验:使两个玻璃圆球保持一定间隙,然后向此间隙滴水,可看到两个圆球在接触处形成孔角毛细水,并立即贴紧。加水的砂比干燥的砂更为密实,也是毛细负压作用的结果。将Pc换算为水柱高度（m），且以hc表示，即：——茹林公式即：最大毛细上升高度与毛细管直径成反比。—水的密度，等于1g/cm3；—重力加速度,等于981cm/s2；—表面张力系数,取74dyn/cm（=74×10-3N/m）；—毛细管直径，单位为mm。DgDgPhcc03.04Dghc为毛细压力水头，是一个负的压力水头。可以用张力计测定包气带的毛细压力水头。从图可以看出它是一个负的压力水头,故称为毛细负压。在饱水带中（用水力学原理）：测量任一点的压力水头—用测压管（压力计）H=Z+hp在包气带中（测负压）：张力计是一端带有陶土多孔杯的充水弯管，多孔杯充水后透水而不透气。将此多孔杯插入土中，经过一定时间，张力计中的水与土中的水达到水力平衡，在弯管开口部分显示一个稳定的水位。由此水位到放置多孔杯处的垂直距离就是毛细压头hc，为负的压力水头。H=Z-hc三、毛细上升高度与悬挂毛细水饱水带中任一点的水头值H表示为:H=Z+hp包气带中任一点的水头值H为：H=Z-hc式中:Z—由指定基准面算起的位置高度(位置水头)；hp—测压高度（压力水头）；hc—毛细负压（毛细力引起的负的压力水头）。取潜水面为基准：A点（潜水面处任一点）饱水带水头值：H=Z+hp=0（Z=0，hp=0）B点（包气带支持毛细水的弯液面位于潜水面B处），该点上支持毛细水的水头值：H=Z–hc=0–hc=-hc（Z=0，hp=-hc）即比周围潜水面水头低hc。c点：因B点比周围潜水面水头低hc，在此水头差驱动下，毛细水将上升。毛细水弯液面上升到hc处时，弯液面处c点的水头：H=Z–hc=hc–hc=0这时，支持毛细水带的水头与潜水面上重力水水头相等，支持毛细水的弯液面即停留于潜水面的上hc处而不再上升。最大毛细上升高度即为hc根据茹林公式可知:最大毛细上升高度与毛细管直径成反比。故土颗粒越细、孔径越小，最大毛细上升高度越大。表1松散孔隙介质支持毛细水高度悬挂毛细水弯液面：毛细力与重力的平衡：在上层颗粒细而下层颗粒粗的层状细粒层中可形成悬挂毛细水。悬挂毛细水上下端均出现弯液面，下端的弯液面可以是凸、平、凹；毛细力与重力的平衡。土壤水势（soilwaterpotential）是指单位数量的水所具有的能量与其在参照状态下所具有的能量差。参照状态：一般使用纯自由水在参考大气压、参考温度、参考高度下的状态。通常，用高度单位表示单位重量水的水势。实际计算时，先选择基准面，作为重力势及总水势的零点。地下水总是由总水势较高处流向总水势较低处，沿渗流方向总水势递减。总水势包括：重力势、压力势、基质势、溶质势等。6.2土壤水势及其组成重力势（gravitationalpotential）：即位置势能，源于重力场，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。其大小与基准面的位置有关。基准面以上Z位置的重力势为Z，基准面以下Z位置的重力势为-Z。压力势（pressurepotential）：相对于大气压力（参照零点）所存在的势能差。潜水面处压力势为零（压强为大气压强）；潜水面以下饱和带的压力势为正。潜水面以上包气带的压力势为负，常被称为毛细管势或基质势，对应于前文讨论的毛细负压水头。基质势（metricpotential）：是由非饱和（土壤）基质对水的吸附力和毛细力产生的。这种力将水束缚在土壤中，使土壤水的势能低于自由水（参照状态）。基质势只有在包气带固、液、气三相并存时才存在，其大小与岩性、含水量状况有关；饱和带的基质势为零。溶质势（solutepotential）：是由于溶质溶于水后，因溶质对水分子的吸引力，降低了土壤溶液的势能。当土—水系统中存在半透膜（只允许作为溶剂的水通过而不允许盐类等溶质通过的材料）时，水将通过半透膜扩散到溶液中去，这种溶液与纯水之间存在的势能差称为溶质势，也称为渗透势（osmoticpotential）；溶质势恒为负值。溶质势只有在半透膜存在的情况下才起作用。土壤中一般不存在半透膜，因此，土壤水中溶质的存在并不显著影响土壤水分的运动。植物根系存在不完全半透膜，考虑植物根系吸水问题时，溶质势的作用不可忽略。只有当土壤溶液的势能高于根内势能时，植物根系才能吸收土壤水，否则植物根系将不能吸水，甚至根茎内水分还被土壤吸取。一般情况下，研究饱水带时主要考虑重力势和压力势；研究包气带时主要考虑重力势和基质势；研究植物根系吸水时需要考虑溶质势。6.3包气带水的分布与运动规律理想条件下(即包气带由均质土构成,无蒸发与下渗,包气带水分分布稳定时),含水量的垂向分布如图7(c）。由地表向下某一深度内含水量为一定值,相当于残留含水量(W0)。残留含水量的构成包括结合水、孔角毛细水与部分悬挂毛细水(图7a①),是反抗重力保持于土中的最大持水度。这部分水与其下的支持毛细水及潜水不发生直接水力联系。再往下进入支持毛细水带,含水量随着接近潜水面而增高(图7a②)。在潜水面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7a③)。支持毛细水带中含水量逐渐增加以至达到饱和的原因：土中的孔隙是由大小不一的孔隙通道构成网络，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，即为毛细饱和带。支持毛细水带是在毛细力作用下，水分从潜水面上升形成的，因此，支持毛细水带与潜水面有密切水力联系,随潜水面变动而变动。毛细饱和带与饱水带虽然都被水所饱和,但是毛细饱和带是在表面张力的支持下才饱水的,所以也称张力饱和带。井打到毛细饱和带时，由于表面张力的作用，并没有水流入井内，必须打到潜水面以下井中才会出水。包气带中毛细负压随着含水量的变小而负值变大的讨论：因为,随着含水量降低,毛细水退缩到孔隙更加细小处,弯液面的曲率增大(曲率半径变小),造成毛细负压的负值更大。故毛细负压是含水量的函数:hc=hc(W)比较：饱水带中，任一特定均质土层，渗透系数K=常数；包气带中，非饱和渗透系数K随含水量降低而迅速变小，K也是含水量的函数：K=K(W)原因分析:(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,水流在更窄小的孔角通道及孔隙中流动,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。包气带水运动的基本定律包气带水的非饱和水流，仍可用达西定律来描述。作一维垂直下渗运动时，渗透流速为：降水入渗补给包气带分为：活塞式入渗捷径式入渗ZHWKVz)(K=K(W)，即K是含水量的函数当活塞式下渗时，下渗水的前锋到达深度Z处时，位置水头为-Z（取地面为基准面，向上为正），前锋处弯液面造成的毛细压力水头为-hc，则任一时刻t的入渗速率，即垂向渗透流速为：Vt=K（hc+Z）/ZVt=K（hc/Z+1）初期：Z很小，水力梯度（hc/Z+1）趋于无穷大，故入渗速率V很大；随着t增大，Z变大，hc/Z趋于零，则V=K,即入渗速率趋于定值，数值上等于渗透系数K。包气带水运动与饱水带水运动的三个不同点:包气带存在毛细负压或基质势，但饱水带不存在；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；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。包气带水的数量与能量关系——水分特征曲线土壤水负压（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。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。在饱和土壤中施加负压，当负压绝对值较小时，土壤中无水排出，土壤含水率维持饱和值；当负压绝对值增加超过某一临界值时，土壤最大孔隙中的水分开始向外排出。该临界负压值称为进气值，即土壤水由饱和转为非饱和时的负压值。随着负压绝对值的增大，较小孔隙中水被排出。不同土质的土壤进气值不同，一般轻质土（如砂土）的土壤进气值