Ewapotranspiracja i infiltracja

Materiał przygotowany z pomocą AI

Treść tego wpisu została wygenerowana z wykorzystaniem sztucznej inteligencji i nie została jeszcze zweryfikowana merytorycznie.

Ten materiał jest częścią cyklu Podstawy modelowania matematycznego

Ewapotranspiracja

Ewapotranspiracja z powierzchni wody

Transformacja wody z fazy ciekłej do gazowej w wyniku procesu ewapotranspiracji wymaga energii do przejścia fazowego. Wymagany jest także mechanizm służący transportowi molekuł z fazy ciekłej do gazowej i zapobieganiu powrotowi cząstek do fazy ciekłej w wyniku kondensacji.

Metody umożliwiające estymację ewapotranspiracji z powierzchni wody:

1. Bilans energii wyrażający równowagę pomiędzy bilansem wymiany radiacji i bilansem wymiany ciepła.
2. Transfer masy bazujący na opisie transferu pary atmosfery do gruntu. Mechanizm ten jest wynikiem gradientu ciśnienia pary pomiędzy strefą ewapotranspiracji i atmosferą. W oparciu o prawo Daltona, ewapotranspiracja może być wyrażona jako funkcja wspomnianego gradientu i wskaźnika wymiany mas powietrza powyżej masy wody — deficyt nasycenia powietrza powyżej powierzchni parującej.

Oznaczenia:

• $u$ — prędkość wiatru
• $e_a$ — efektywne lub aktualne ciśnienie pary wodnej
• $e_s$ — ciśnienie pary wodnej w stanie nasycenia

Ewapotranspiracja z pokrywy roślinnej

Czynniki wpływające na ewapotranspirację:

1. Dostępność wody w gruncie
2. Faza wzrostu pokrywy roślinnej
3. Deficyt pary wodnej w atmosferze

Oszacowanie aktualnej ewapotranspiracji

Oszacowanie aktualnej ewapotranspiracji $ET$ wymaga znajomości następujących parametrów:

• $PET$ — ewapotranspiracja potencjalna
• $S_r$ — woda zawarta w strefie korzeniowej
• $f$ — funkcja zależna od typu gleby
• $S_1$ — średnia zawartość wody w strefie korzeniowej poniżej poziomu, gdzie ewapotranspiracja ustaje
• $S^{\ast }$ — średnia zawartość wody w strefie korzeniowej, powyżej której $ET(t)$ jest równa $PET$
• $b$ — parametr kształtu

Model strefy korzeniowej

$S_r$ powszechnie jest estymowane używając konceptualnego modelu zbiornika, którego działanie jest estymowane poprzez kombinację równania ciągłości przepływu i różnych empirycznych równań wykorzystywanych do estymacji strumieni wejścia i wyjścia ze zbiornika.

Strumienie wejścia są ograniczone szybkością infiltracji $f$. Strumienie wyjścia zawierają $ET$, perkolację do głębszych warstw gruntu $d$ i ewentualny odpływ boczny $r$. Zaniedbując $r$, równanie ciągłości można zapisać:

$\frac{d{S}_r}{dt}=f-ET-d$

gdzie $\frac{d{S}_r}{dt}$ oznacza zmiany objętości wody zgromadzonej w strefie korzeniowej i strumieni wyjścia i wejścia zależnych od średniej zawartości wody w strefie korzeniowej.

Brakujący rysunek lub wzór

Model strefy korzeniowej do określenia $ET$: a) struktura modelu, b) zależność między poziomem nasycenia strefy korzeniowej a deficytem ewapotranspiracji.

Infiltracja

Jeśli na powierzchni zlewni zalega grunt przepuszczalny, część opadu zacznie wsiąkać pod wpływem siły ciążenia. Jest to tzw. infiltracja. Obejmuje ona całość procesu przepływu wody przez grunt: od jego powierzchni do zwierciadła wód podziemnych. Proces ten wpływa na kształtowanie odpływu ze zlewni.

Przy natężeniu opadów przekraczającym zdolność wchłaniania wody przez grunt, powierzchniowa warstwa gruntu jest nasycona wodą szybko. Na większej głębokości funkcja $\theta (z)$ — wilgotność gruntu na głębokości $z$ — wykazuje zmienność. Obserwuje się przemieszczanie frontu uwilgotnienia, za którym występuje strefa przewodzenia, gdzie przepływ występuje w warunkach niepełnego nasycenia. W miarę upływu czasu strefa nasycenia wodą powiększa się, aby objąć całą warstwę gruntu.

Brakujący rysunek lub wzór

Strefy uwilgotnienia gruntu w trakcie infiltracji.

Przypadki infiltracji

W trakcie infiltracji można wyróżnić dwa przypadki:

1. Przy wystarczającym natężeniu opadu, dużej miąższości gruntu i dobrym jego odwodnieniu, szybkość infiltracji jest determinowana pojemnością infiltracyjną gruntu — maksymalną ilością wody, która może być pochłonięta przez grunt. Przy gruncie nienasyconym pojemność infiltracji maleje, aż front zwilżenia osiągnie najgłębsze warstwy gruntu. Frakcja opadu, która nie infiltruje, tworzy odpływ hortonowski (zob. modele zlewni - równanie Hortona).
2. W przypadku, gdy natężenie opadu jest mniejsze niż pojemność infiltracyjna gruntu, cała ilość wody zasilająca grunt infiltruje. Szybkość infiltracji jest wyłącznie determinowana przez natężenie deszczu i odpływ nie występuje.

Natężenie infiltracji

Natężenie infiltracji opadu całkowitego $i$ i szybkość infiltracji $f$ dla różnych początkowych warunków uwilgotnienia gruntu:

Przypadek	Opis
a)	Hipotetyczny przypadek, gdzie szybkość zasilania jest zawsze wyższa niż pojemność infiltracyjna dla gruntu w stanie suchym, dobrze odwodnionego (linia ciągła) i w przypadku gruntu nasyconego w początkowej fazie (linia przerywana).
b)	Szybkość infiltracji (ciemnoszary obszar) i pojemność infiltracyjna po powrocie do stanu pierwotnego (linia ciągła), kiedy szybkość zasilania jest na przemian mniejsza i większa niż pojemność infiltracyjna, oraz szybkość infiltracji w przypadku, gdy szybkość zasilania jest zawsze większa niż pojemność infiltracyjna (linia przerywana).

Brakujący rysunek lub wzór

Wykresy natężenia infiltracji dla opisanych przypadków.

Powiązane materiały

• Odpływ ze zlewni — infiltracja jako składowa odpływu podziemnego
• Modele zlewni — równanie Hortona w klasyfikacji modeli dynamicznych
• Metoda SCS-CN — opad efektywny jako nadwyżka ponad straty infiltracyjne

Zobacz także

• MOC Podstawy modelowania matematycznego
• Intercepcja i retencja
• Metoda SCS-CN
• Modele zlewni