6第六章包气带水.doc

第六章 包气带水 参考书： 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。 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。 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： ，换算为负压水头（水柱高度）： 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 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： 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。 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。 6．2 土壤水势及其组成 共4个分势 1．重力势ψg（gravitational potential）： 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（pressure potential）： 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（matric potential）（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（solute potential）： 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)。 在潜水面之上有一个含水量饱和(体积含