1、 第六章包氣帶水1參考書：1）雷志棟、楊詩秀、謝森傳，土壤水動力學，北京：清華大學出版社，19882）張蔚榛，地下水與土壤水動力學，北京：中國水利水電出版社，1996。3）張瑜芳，土壤水動力學，武漢水利電力大學研究生教材，1987。61毛細現象和毛細水毛細現象：將細小的玻璃管插入水中，水會在管中上升一定的高度才停止，這便是固、液、氣三相界面上產生的毛細現象。按毛管理論，毛管負壓為：4aP=，換算為負壓水頭（水柱高度）：cDTOC o 1-5 h zP4a0.03h=沁 HYPERLINK l bookmark16 cPgPgDD式中：p水的密度，等于lg/cm3；g重力加速度，等于981cm/

2、s2；a表面張力系數，取74dyn/cm（74X10-3N/m）；D毛管直徑，單位為mm；h毛管負壓水頭，以水柱高度表示，單位為m。C最大毛細上升高度與毛細管直徑成反比，顆粒細小的土，最大毛細上升高度也大。表5-1土的最大毛細上升高度（據西林-別克丘林，1958）土名最大毛細上升高度（cm）粗砂25中砂1235細砂3570粉砂70150粘性土200400自然界中的物體都具有能量，而且普遍的趨勢是自發地由能量高的狀態向能量低的狀態運動或轉化，最終達到能量平衡狀態。經典物理學認為，任一物體所具有的能量由動能和勢能組成。由于水分在土壤孔隙中運動的很慢，其動能一般可忽略不計，因此：土水勢-土壤水分所具

3、有的勢能，在決定土壤水分的能態和運動上就變的極為重要。任兩點之間土壤水勢能之差，即土水勢差，是水分在這兩點之間運動的驅動力。有關土壤水分的運動有兩種理論：1）毛管理論：將土壤看成均勻的或不同管徑的毛細管，將土壤水在土壤孔隙中的運動簡化為在毛管中的運動進行研究。毛管理論清楚易懂，20世紀50年代以前應用比較廣泛，目前仍有一定的實際意義，適用于對簡單問題的分析。2）勢能理論：用在土壤水勢基礎上推導出的土壤水運動方程，研究土壤水的運動。該理論比較嚴謹，可適用于各種邊界條件，特別是隨著計算機和數值計算的應用，使得土壤水運動的研究取得很大的進展。在土壤水運動研究方面具有廣闊的前景。毛細上升高度與懸掛毛細

4、水多孔介質中相互連通的孔隙網絡可概化為毛細管。式（64）表示毛細上升高度與毛細管直徑成反比；因此，土顆粒越細、孔徑越小，其毛細上升高度越大（表61）。表6.1松散孔隙介質支持毛細水高度土的分類毛細上升高度（cm）土的分類毛細上升高度&m）粗砂24亞砂土120250中砂1235亞粘土300350細砂35120粘土350（據地質礦產部水文地質工程地質技術方法研究隊，1978）在上層顆粒細而下層顆粒粗的層狀土中，細粒層中可形成懸掛毛細水（參見圖35）。此時，毛細力與重力的平衡如圖66所示，懸掛毛細水的上下端均出現彎液面，下端的彎液62土壤水勢及其組成共4個分勢重力勢屮（gravitationalpo

5、tential）：g重力勢一一是由重力場的存在而引起的，是在恒溫條件下將單位重量的水從參考基準面移到某一高度z,純自由水所做的功。當水分在參照面以上時，在重力加速度的作用下能夠做功，其重力勢為正值，當水分在參照面以下時，其重力勢為負值。單位重量土壤水分的重力勢為：屮=zg式中：z為位置高度；z向上時為正，取“+”；z向下時為負，取“-”。壓力勢屮（pressurepotential）：壓力勢一一是由于壓力場中壓力差的存在而引起的（由水的壓力而引起）。單位重量土壤水分的壓力勢為：屮=hp式中：h壓力水頭。其中：a.對于飽和土壤，屮三0；pb.對于非飽和土壤，各點為大氣壓力，故屮=0。P基質勢屮m

6、（matricpotential）（以往常稱為毛管勢）：基質勢土壤水的基質勢是由非飽和（土壤）基質對水的吸附力和毛細力產生的。土壤基質對土壤水分吸持機理是十分復雜的，但可概括為：吸附作用和毛管作用。1）非飽和土壤水屮0基質勢用負壓水頭h來表示：屮=h（h0）（稱為土壤負壓或mm土壤水張力對于分析飽和非飽和流動是十分方便的）；2）飽和土壤水屮m=0說明：基質勢h是土壤含水率0的函數，h9,h=h（9）；測定：用張力計或負壓計。4.溶質勢屮s（solutepotential）：溶質勢一一是土壤溶液所有形式的溶質對土壤水分綜合作用的結果。土壤水溶液中的溶質對水分子有吸引力，溶質勢為一負值，屮0。s6

7、3包氣帶水的分布及運動規律包氣帶水的垂向分布特征圖6.7c：所示為均質土構成的包氣帶，無蒸發、無下滲條件下，包氣帶水分穩定分布時的含水量垂向分布。包括結合水、孔角毛細水，有時可有部分懸掛毛細水（圖6.7a放大圖）。由此往下為支持毛細水帶（圖6.7a放大圖和）。ab圖6.7均質土包氣帶水分布（據張人權等.1985，修改；左側放大圖參照Freeze等,1979）c在潛水面之上有一個含水量飽和（體積含水量等于孔隙度）的帶，稱為毛細飽和帶（圖7c）。孔隙實際上是由大小不一的孔隙通道構成的網絡（圖6.7b）,細小的孔隙通道毛細上升高度大，較寬大的孔隙通道毛細上升高度小。最寬大的孔隙通道也被支持毛細水充滿

8、的范圍,便是毛細飽和帶（圖6.7）。飽水帶中，任一特定的均質土層，滲透系數K是常數；但在包氣帶中，非飽和滲透系數K是含水量的函數，隨含水量降低而迅速變小。K二（甲）（6.10）原因是：含水量降低，實際過水斷面隨之減少；含水量降低，水流實際流動途徑的彎曲程度增加；含水量降低，水流在更窄小的孔隙通道中流動，阻力增加。由于上述原因，包氣帶的滲透系數與含水量呈非線性關系。包氣帶水運動的基本定律1907年，jBuchingham把達西定律擴展應用于包氣帶，描述非飽和流動問題（Stephens,1996；Jury等，2004）。垂向一維非飽和達西定律可表示為：”,=-K（W）詈（6.11）式中：Vz為垂向

9、滲透流速。包氣帶水與飽水帶相比，有以下不同：包氣帶存在毛細負壓或基質勢，但飽水帶不存在；包氣帶任一點的壓力水頭是含水量的函數，但穩定流條件下飽水帶任一點的壓力水頭是定值；包氣帶的滲透系數隨含水量的降低急劇變小，但飽水帶的滲透系數一般可看做定值。毛細負壓九毛細負壓九分選性好的土訂量叭圖6.8排水過程的水分特征曲線（據Richards等，1944；轉引自Bear,1979）%，%-殘留含水量；巾一孔隙度；心，九c2進氣值0%嚴體積含水量吧殘存空氣/圖6.9土壤水分特征曲線的滯后現象（據貝爾,1985）Wo-殘留含水量；“一孔隙度包氣帶水的數量與能量的關系水分特征曲線土壤水分特征曲線或持水曲線（so

10、ilwatercharacteristiccurve,waterretentioncurve）土壤水負壓（或基質勢）表征包氣帶土壤水的能量狀態。土壤含水量表征土壤水的數量。土壤水負壓是土壤含水率的函數，它們之間的關系曲線稱為土壤水分特征曲線或持水曲線，如圖68所示。土壤水分特征曲線反映了土壤水的能量與數量關系，呈非線性關系。土壤含水量越大負壓絕對值越小。進氣值即土壤水由飽和轉為非飽和時的負壓值。實測土壤水分特征曲線不是一個單值函數曲線。相同負壓下，排水狀態的土壤水分含量大于吸水狀態，如圖6.9所示，這種現象稱為水分特征曲線的滯后現象（hysteresis）。重力疏干給水度的討論給水度地下水位下

11、降一個單位深度時，因重力作用從單位水平面積巖土柱體（從地面到潛水面）釋放出的水體積，用小數表示（貝爾，1985）。圖6.11a所示為大水位埋深條件下，水位下降H前后的含水量曲線，兩條含水量曲線圍成的陰影面積，在數值上就是潛水位下降AH后排出的水量，影響給水度大小的因素給水度大小與潛水位埋深及支持毛細水高度的相對大小有關。圖6.10滯后現象（據貝爾，19X5，修改）b圖6.11水位埋深對給水度的影響（據貝爾,1985，修改）“一大水位埋深；b小水位埋深給水度大小還與潛水位下降速度有關。由于排水相對于水位下降的時間滯后，給水度的大小還與時間有關。給水度的大小與潛水位波動帶及整個包氣帶巖性有關。以上

12、討論的是均質巖土重力疏干時的給水度。粗細顆粒層次相間分布時，地下水位下降時，細粒層次中一部分水將以懸掛毛細水形式滯留而不釋出，給水度更加偏小（張人權等1985）。迄今為止，無論采取室內實驗還是野外抽水試驗，得出的給水度都存在顯著的不確定性。64涉及包氣帶水的主要領域包氣帶是一個多學科問題，水文地質學、水文學、土壤物理學、農田水利學、環境科學于工程、巖土工程等學科領域都涉及包氣帶問題。雖然各自研究目的不同，但都研究包氣帶水分和溶質的分布和運移以及力學問題。包氣帶是水文循環的重要環節;農田水利工程領域研究包氣帶水，旨在查明農田水分狀況和水鹽運動規律;環境科學與工程領域研究包氣帶，主要是查明污染物在

13、包氣帶的輸運、轉化與歸宿機理;巖土工程程領域研究包氣帶，主要是是研究非飽和土的物理力學和物理化學性質，為巖土工程建設服務。土壤水資源對于農林牧業及生態環境保護具有重要意義。研究土壤水及其有效利用的理論與技術對了解決缺水區農業生產問題具有重要意義（靳盂貴等，2006）。思考題1.毛細現象？2.土水勢？3.基質勢？土壤水分特征曲線？有關土壤水分的運動有哪兩種理論？從表61可以看出，土的顆粒越細、孔徑越小，毛細上升高度越大；是否顆粒越細，毛細水上升速度也越大?為什么?從土壤水分特征曲線上可以獲取土壤或土壤水的哪些特征和指標?給水度與水分特征曲線有關嗎?為什么?怎樣才能使測定的給水度接近理論最大值?在干旱一半干旱地區，砂土、粉砂土、粘土哪種土最容易出現鹽堿地?為什么?飽水帶和包氣帶水運動有哪些異同點?為什么井打到毛細飽和帶不出水，而土壤水取樣器（用比包氣帶巖性細很多的飽水陶土頭制成密封