水文学原理第六章下渗.ppt

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1、第六章为何是下渗蒸蒸发发蒸蒸散发散发蒸散发蒸散发t降水降水截留截留洼洼蓄蓄下渗下渗地表地表径流径流壤中流壤中流地下水流地下水流深层深层地下水地下水河道河道汇流汇流流量流量历时曲线历时曲线P67 公式公式6-16，印刷错误，少一个，印刷错误，少一个“+”号号第六章下渗（infiltration）6.1 6.1 下渗的物理过程下渗的物理过程下渗的物理过程下渗的物理过程 三阶段三阶段三阶段三阶段（水分受力和运动特征）（水分受力和运动特征）（水分受力和运动特征）（水分受力和运动特征）下渗过程中，土壤水下渗过程中，土壤水下渗过程中，土壤水下渗过程中，土壤水垂向分布规律垂向分布规律垂向分布规律垂向分布规律

2、 下渗结束后，土壤剖面下渗结束后，土壤剖面下渗结束后，土壤剖面下渗结束后，土壤剖面内水分再分配内水分再分配内水分再分配内水分再分配 土壤土壤土壤土壤下渗率和下渗能力下渗率和下渗能力下渗率和下渗能力下渗率和下渗能力 6.2 6.2 下渗理论和下渗公式下渗理论和下渗公式下渗理论和下渗公式下渗理论和下渗公式 饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：Green AmptGreen Ampt方法方法方法方法 非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论 6.3 6.3 下渗试验与分析下渗试验与分析下渗试验与分析下渗试验与分析直接

3、测定方法直接测定方法直接测定方法直接测定方法 水文分析方法水文分析方法水文分析方法水文分析方法一、基本概念一、基本概念下渗是指降落到地面上的雨水从土壤表面渗入土下渗是指降落到地面上的雨水从土壤表面渗入土壤的过程。下渗是水文循环中最难定量的要素之壤的过程。下渗是水文循环中最难定量的要素之一。一。1 1、基本概念、基本概念包气带、饱和带包气带、饱和带(饱水带饱水带)6.1 下渗的物理过程下渗的物理过程几个基本概念下渗曲线（下渗能力曲线）下渗曲线（下渗能力曲线）下渗曲线（下渗能力曲线）下渗曲线（下渗能力曲线）下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线稳定下渗速率稳定下渗速率稳定下渗速率稳定下渗

4、速率 f fc c剩余下渗率剩余下渗率剩余下渗率剩余下渗率初始下渗速率初始下渗速率初始下渗速率初始下渗速率下渗（下渗（下渗（下渗（入渗入渗入渗入渗）下渗率（下渗强度）下渗率（下渗强度）下渗率（下渗强度）下渗率（下渗强度）下渗能力（下渗容量）下渗能力（下渗容量）下渗能力（下渗容量）下渗能力（下渗容量）下渗、下渗率、下渗能力（下渗容量）指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程。指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程。指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程。指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程。下渗快慢以下渗率表示。下渗快慢以下渗率表示。下渗快慢以下渗率表示。下渗快慢以下渗率表示。单位时间内，渗入单

5、位面积土壤中的水量，单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，用字母用字母用字母用字母 f f 表示，又称下渗强度。表示，又称下渗强度。表示，又称下渗强度。表示，又称下渗强度。常用单位常用单位常用单位常用单位mm/minmm/min 或或或或 mm/hr mm/hr 下下下下 渗渗渗渗下渗率下渗率下渗率下渗率下渗能力下渗能力下渗能力下渗能力土壤在土壤在土壤在土壤在充分供水条件下充分供水条件下充分供水条件下充分供水条件下的下渗率，的下渗率，的下渗率，的下渗率，用字母用字母用字母用字母 f fp p 表示，又称表示，又称表示，

6、又称表示，又称下渗容量下渗容量下渗容量下渗容量。下渗曲线下渗曲线又称又称 下渗能力曲线下渗能力曲线非饱和土壤上表面充分供水条件下非饱和土壤上表面充分供水条件下非饱和土壤上表面充分供水条件下非饱和土壤上表面充分供水条件下,下渗率随时间变化的过程线，用下渗率随时间变化的过程线，用下渗率随时间变化的过程线，用下渗率随时间变化的过程线，用 f(t)tf(t)t 表示。表示。表示。表示。下渗速率下渗速率fcf0下渗累计曲线下渗累计曲线土壤充分供水条件下，土壤充分供水条件下，土壤充分供水条件下，土壤充分供水条件下，累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线累计下渗进入

7、土层的水量随时间变化的过程线累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线 F(t)tF(t)t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率下渗曲线下渗曲线下渗曲线下渗曲线 f(t)t下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线 F(t)t初始下渗速率初始下渗速率 f0 在下渗最初阶段，在下渗最初阶段，在下渗最初阶段，在下渗最初阶段，下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率下渗速率具有较大的数值，称为

8、初始下渗速率f f0 0 相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同稳定下渗速率稳定下渗速率 fc随下渗进程进行，随下渗进程进行，随下渗进程进行，随下渗进程进行，进入土壤的水量不断增加，进入土壤的水量不断增加，进入土壤的水量不断增加，进入土壤的水量不断增加，而土壤水下渗速率不断减小，而土壤水下渗速率不断减小，而土壤水下渗速率不断减小，而土壤水下渗速率不断减小，减小的速率呈现先快后慢的趋势。减小的速率呈现先快后慢的趋势。减小的速率呈现先快后慢的趋势。减小的速率呈现

9、先快后慢的趋势。下渗曲线下渗曲线下渗曲线下渗曲线 f(t)t下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线 F(t)t当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，下渗率就逐步递减到一个稳定的常值下渗率就逐步递减到一个稳定的常值下渗率就逐步递减到一个稳定的常值下渗率就逐步递减到一个稳定的常值 f fc c ，这个值就是稳定下渗速率。这个值就是稳定下渗速率。这个值就是稳定下渗速率。这个值就是稳定下渗速率。剩余下渗率剩余下渗率土壤某一时刻的下渗

10、率土壤某一时刻的下渗率土壤某一时刻的下渗率土壤某一时刻的下渗率f(t)f(t)f(t)f(t)与稳定下渗率与稳定下渗率与稳定下渗率与稳定下渗率 f f f fc c c c 的差值。的差值。的差值。的差值。表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。f(t)fc二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段受力差异受力差异下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，下渗过程中，土壤水不断

11、趋向饱和的进程中，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大渗渗渗渗 润润润润 阶段阶段阶段阶段渗渗渗渗 透透透透 阶段阶段阶段阶段 渗渗渗渗 漏漏漏漏 阶段阶段阶段阶段统称为渗漏阶段统称为渗漏阶段下渗三阶段下渗三阶段123f0 起始下渗速率起始下渗速率fc 稳定下渗速率稳定下渗速率fcf0第一阶段第一阶段渗润渗润干燥土壤的渗润阶段非常明显干燥

12、土壤的渗润阶段非常明显干燥土壤的渗润阶段非常明显干燥土壤的渗润阶段非常明显,起始下渗率很大起始下渗率很大起始下渗率很大起始下渗率很大时间时间时间时间12对应的是土壤最大分子持水量对应的是土壤最大分子持水量对应的是土壤最大分子持水量对应的是土壤最大分子持水量第一阶段第一阶段第一阶段第一阶段渗润（受力，水分形式，结束）渗润（受力，水分形式，结束）渗润（受力，水分形式，结束）渗润（受力，水分形式，结束）下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力土壤水受力土壤水受力土壤水受力土壤水受力水分存在

13、形式水分存在形式水分存在形式水分存在形式结束时刻结束时刻结束时刻结束时刻当土壤含水量达到最大分子持水量时，当土壤含水量达到最大分子持水量时，当土壤含水量达到最大分子持水量时，当土壤含水量达到最大分子持水量时，渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡 。形成吸湿水和薄膜水，形成吸湿水和薄膜水，形成吸湿水和薄膜水，形成吸湿水和薄膜水，开始时刻开始时刻开始时刻开始时刻 土壤干燥，下渗即开始，土壤干燥，下渗即开始，土壤干燥，下渗即开始，土壤干燥，下渗即开始，第二阶段渗漏阶段这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶

14、段，这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段，这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段，这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段，通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。直到达到饱和含水量结束直到达到饱和含水量结束直到达到饱和含水量结束直到达到饱和含水量结束 毛管水与重力水毛管水与重力水毛管水与重力水毛管水与重力水 土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，土壤含水量达到最大分子持水量后

15、，即开始，这个阶段内，下渗水浸润土壤，这个阶段内，下渗水浸润土壤，这个阶段内，下渗水浸润土壤，这个阶段内，下渗水浸润土壤，水分在毛细力、重力作用下运移，水分在毛细力、重力作用下运移，水分在毛细力、重力作用下运移，水分在毛细力、重力作用下运移，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，土壤水受力土壤水受力土壤水受力土壤水受力水分存在形式水分存在形式水分存在形式水分存在形式结束时刻结束时刻结束时刻结束时刻开始时刻开始时刻开始时刻开始时刻123饱和含水量饱和含水量饱和含水量饱和含水量第三阶段第三阶段 渗透阶段渗透阶

16、段土壤水受力土壤水受力土壤水受力土壤水受力水分主要存在形式水分主要存在形式水分主要存在形式水分主要存在形式开始时刻开始时刻开始时刻开始时刻 重力水重力水重力水重力水 土壤含水量达到饱和含水量后，土壤含水量达到饱和含水量后，土壤含水量达到饱和含水量后，土壤含水量达到饱和含水量后，水分在重力作用下水分在重力作用下水分在重力作用下水分在重力作用下 以稳定下渗率（饱和水力传导系数）以稳定下渗率（饱和水力传导系数）以稳定下渗率（饱和水力传导系数）以稳定下渗率（饱和水力传导系数）稳定向下传输。稳定向下传输。稳定向下传输。稳定向下传输。阶段内，属于饱和土壤水运动。阶段内，属于饱和土壤水运动。阶段内，属于饱和

17、土壤水运动。阶段内，属于饱和土壤水运动。三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律包德曼（包德曼（包德曼（包德曼（BodmanBodman）利用砂壤土与粉砂土作试验，）利用砂壤土与粉砂土作试验，）利用砂壤土与粉砂土作试验，）利用砂壤土与粉砂土作试验，在土样表面始终保持在土样表面始终保持在土样表面始终保持在土样表面始终保持 积水积水积水积水 5 5 毫米的条件下，毫米的条件下，毫米的条件下，毫米的条件下，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，把干燥土壤下渗后

18、的土壤水分剖面分为把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4 4个带个带个带个带1.1.饱和带饱和带饱和带饱和带2.2.过渡带过渡带过渡带过渡带3.3.水分传递带水分传递带水分传递带水分传递带4.4.湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带湿润带饱饱 和和 带带湿润锋面湿润锋面含水量含水量含水量含水量饱和含水量点饱和含水量点饱和含水量点饱和含水量点田间持水量田间持水量田间持水量田间持水量均质干燥土壤下渗进程中水分分布均质干燥土壤下渗进程中水分分布过过 渡渡

19、 带带水分传递带水分传递带饱和带饱和带 位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，土壤含水量始终处于饱和状态土壤含水量始终处于饱和状态土壤含水量始终处于饱和状态土壤含水量始终处于饱和状态 。不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，饱和带的厚度一般不超过饱和带的厚度一般不超过饱和带的厚度一般不超过饱和带的厚度一般不超过1.5 cm1.5 cm过渡带，过渡带，5cm 5c

20、m 左右左右在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，形成一个水分过渡带。形成一个水分过渡带。形成一个水分过渡带。形成一个水分过渡带。过渡带的厚度不大，一般在过渡带的厚度不大，一般在过渡带的厚度不大，一般在过渡带的厚度不大，一般在 5 cm 5 cm 左右。左右。左右。左右。水分传递带水分传递带位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，位于过渡带之下，含水

21、量沿垂线分布比较均匀，含水量在数值上大致是饱和含水量的含水量在数值上大致是饱和含水量的含水量在数值上大致是饱和含水量的含水量在数值上大致是饱和含水量的60-8060-80左右。左右。左右。左右。这个带内水分的传递运行主要依靠重力，这个带内水分的传递运行主要依靠重力，这个带内水分的传递运行主要依靠重力，这个带内水分的传递运行主要依靠重力，基质势梯度比较小。基质势梯度比较小。基质势梯度比较小。基质势梯度比较小。在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。湿润带的末端称为湿润锋

22、面，是一个界面，湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面，湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面，湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面，是上部湿土层与下部干土层之间的界面。是上部湿土层与下部干土层之间的界面。是上部湿土层与下部干土层之间的界面。是上部湿土层与下部干土层之间的界面。界面上下的土壤含水量在数值上是突变的。界面上下的土壤含水量在数值上是突变的。界面上下的土壤含水量在数值上是突变的。界面上下的土壤含水量在数值上是突变的。随下渗不断进行，随下渗不断进行，随下渗不断进行，随下渗不断进行，湿润锋面向土层深处延伸推进，湿润锋面向土层深处延伸推进，湿润锋面向土层深处延伸推进，湿润锋面向土层深处延伸推进

23、，直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。湿润带、湿润锋面的移动湿润带、湿润锋面的移动水分传递带之下，含水量随深度迅速递减。水分传递带之下，含水量随深度迅速递减。水分传递带之下，含水量随深度迅速递减。水分传递带之下，含水量随深度迅速递减。四、上表面停止供水、土壤水再分配过程30分钟分钟60分钟分钟90分钟分钟土土深深含水量含水量含水量含水量起始时刻起始时刻起始时刻起始时刻上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。上层土壤含水量减少，下层土

24、壤含水量增加。上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。湿润带厚度增加。土壤水分再分配时段的长短不定，湿润带厚度增加。土壤水分再分配时段的长短不定，湿润带厚度增加。土壤水分再分配时段的长短不定，湿润带厚度增加。土壤水分再分配时段的长短不定，一般在几天内结束。一般在几天内结束。一般在几天内结束。一般在几天内结束。影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关入渗结束后的土壤水分再分配入渗结束后的土壤水分再分配入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束

25、，入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，四个带内的土壤水四个带内的土壤水四个带内的土壤水四个带内的土壤水在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），把上层土壤的水量输送到下层土壤中，把上层土壤的水量输送到下层土壤中，把上层土壤的水量输送到下层土壤中，把上层土壤的水量输送到下层土壤中，使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。使得上层土壤含

26、水量减少，下层土壤含水量增加。使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。在这个过程中，湿润锋面向下迁移，在这个过程中，湿润锋面向下迁移，在这个过程中，湿润锋面向下迁移，在这个过程中，湿润锋面向下迁移，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，使得湿润带的厚度增加。使得湿润带的厚度增加。使得湿润带的厚度增加。使得湿润带的厚度增加。五、霍顿下渗率试验下渗率随时间延续呈现指数递减的规律，下渗率随时间延续呈现指数递减的规律，下渗率随时间延续呈现指数递减的规律，下渗率随

27、时间延续呈现指数递减的规律，最终趋于一个稳定值而下渗。最终趋于一个稳定值而下渗。最终趋于一个稳定值而下渗。最终趋于一个稳定值而下渗。是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率A AB B霍顿发现霍顿发现霍顿发现霍顿发现 称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数 根据实测资料作图推求根据实测资料作图推求根据实测资料作图推求根据实测资料作图推求霍顿下渗公式积分得到霍顿下渗

28、率公式积分得到霍顿下渗率公式对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式。对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式。对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式。对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式。下渗率经验公式先通过实际试验，获得下渗曲线图形，先通过实际试验，获得下渗曲线图形，先通过实际试验，获得下渗曲线图形，先通过实际试验，获得下渗曲线图形，再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，经验

29、公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，例如例如例如例如1 1、霍顿（、霍顿（R.E.Horton,1940R.E.Horton,1940）公式）公式2、考斯加柯夫（、考斯加柯夫（，1932）公式）公式六六 天然条件下的下渗天然条件下的下渗1 1、下渗与雨强的关系、下渗与雨强的关系（1 1）i i f fP P；（2 2）i i f fC C；（3)3)f fc c i i f fP P（以上讨论的雨强均匀的理想情况，对变雨强，（以上讨论的雨强均匀的理想情况，对变雨强，其下渗水量都比雨强均匀时小。）其下渗水量都比

30、雨强均匀时小。）t1t2不能保证土壤表面充分供水a a）i i f fp p 即降雨强度即降雨强度即降雨强度即降雨强度 i i 在研究时段内大于土壤入渗在研究时段内大于土壤入渗在研究时段内大于土壤入渗在研究时段内大于土壤入渗能力能力能力能力f fp p 实际入渗过程可概化成如下不同特点：实际入渗过程可概化成如下不同特点：在在土土壤壤物物理理学学中中称称这这样样的的入入渗渗过过程程为为：“受受土土壤壤剖剖面面控控制制”降雨强度降雨强度i余水形成积水或流走余水形成积水或流走ftfp(t)1、下渗与雨强的关系、下渗与雨强的关系b b）i fi fp p 即降雨强度即降雨强度即降雨强度即降雨强度 i

31、i 在研究时段内总是小于土壤在研究时段内总是小于土壤在研究时段内总是小于土壤在研究时段内总是小于土壤入渗能力入渗能力入渗能力入渗能力f fp p ，则实际的入渗率取决于降雨强度，则实际的入渗率取决于降雨强度，则实际的入渗率取决于降雨强度，则实际的入渗率取决于降雨强度，即即即即f(t)=i(t)f(t)=i(t)。在该情况下全部降雨渗入土壤。在该情况下全部降雨渗入土壤。在该情况下全部降雨渗入土壤。在该情况下全部降雨渗入土壤。降雨强度曲线处在入渗降雨强度曲线处在入渗能力曲线下方能力曲线下方ftfp(t)i(t)当当 i(t)fp(t)t0 t t1 f(t)=i(t)C）fc i fp(t)t t

32、1 f(t)=fp(t)ftfp(t)t0t1受通量控制受通量控制受剖面控制受剖面控制i(t)fc造成空间变异性的原因：u土土壤壤特特性性空空间间分分布布的的差差异异、植植被被、坡坡度度及及 土土地地利利用用情情况况（人人类类活活动动如如水水土土保保持持、植植树树造造林林、平平整整土土地地、农农田田基本建设和都市化等）的不同；基本建设和都市化等）的不同；土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异；土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异；降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。2、入渗在空间上的变异性七 影响下渗的因素土壤特性土壤特性 土壤质地土壤质地孔隙的多少孔

33、隙的多少透水性能透水性能前期含水量前期含水量取决于颗粒愈粗颗粒愈粗孔隙直径愈大孔隙直径愈大透水性能愈好透水性能愈好下渗能力愈大下渗能力愈大七 影响下渗的因素降水特性降水特性n降水强度降水强度n降水历时降水历时n时程分配时程分配n空间分布空间分布直接影响土壤下渗强度及下渗水直接影响土壤下渗强度及下渗水量量流域植被流域植被植被的滞植被的滞水作用水作用增加了增加了下渗时间下渗时间减少了减少了地表径流地表径流增大了增大了下渗量下渗量地形条件地形条件地面坡度大、漫流速度快，历地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小时短，下渗量就小人类活动人类活动砍伐森林砍伐森林过度放牧过度放牧不合理的耕作不合理的耕作

34、增大增大抑制抑制两面性 坡地改梯田坡地改梯田 植树造林植树造林 蓄水工程蓄水工程增加水的滞留时间增加水的滞留时间导致水土流失水土流失1）对于比较干燥的土壤，充分供水条件下，下）对于比较干燥的土壤，充分供水条件下，下渗的物理过程可分为三个阶段，它们依次为渗的物理过程可分为三个阶段，它们依次为（）（）A.渗透阶段渗透阶段-渗润阶段渗润阶段渗漏阶段渗漏阶段 B.渗漏阶段渗漏阶段-渗润阶段渗润阶段渗透阶段渗透阶段 C.渗润阶段渗润阶段渗漏阶段渗漏阶段-渗透阶段渗透阶段 D.渗润阶段渗润阶段渗透阶段渗透阶段渗漏阶段渗漏阶段C例题例题2）土壤稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水）土壤稳定下渗阶段，降水补给地

35、下径流的水分主要是（）分主要是（）A.毛管水毛管水 B.重力水重力水 C.薄膜水薄膜水 D.吸着水吸着水B例题例题3）下渗容量（能力）曲线，是指（）下渗容量（能力）曲线，是指（）A.降雨期间的土壤下渗过程线降雨期间的土壤下渗过程线 B.干燥的土壤在充分供水条件下的下渗过程线干燥的土壤在充分供水条件下的下渗过程线 C.充分湿润后的土壤在降雨期间的下渗过程线充分湿润后的土壤在降雨期间的下渗过程线 D.土壤的下渗累积过程线土壤的下渗累积过程线B例题例题4）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是（）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是（）A.降雨强度降雨强度 B.降雨初期的土壤含水量降雨初期的土壤含水量 C

36、.降雨历时降雨历时 D.土壤特性土壤特性D例题例题5）一次降雨过程中，下渗是否总按下渗能力进）一次降雨过程中，下渗是否总按下渗能力进行？为什么？行？为什么？例题例题答：答：下渗能力是充分供水条件下的下渗率，而一次实际下渗能力是充分供水条件下的下渗率，而一次实际降雨过程并不都是充分供水，当降雨强度小于该时降雨过程并不都是充分供水，当降雨强度小于该时刻的下渗能力时，只能按降雨强度下渗，当降雨强刻的下渗能力时，只能按降雨强度下渗，当降雨强度大于或等于该时刻的下渗能力时，才能按下渗能度大于或等于该时刻的下渗能力时，才能按下渗能力下渗。力下渗。例题例题例题例题例题例题6.2下渗理论与下渗公式1.饱和土壤

37、水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：Green Green AmptAmpt（格林（格林（格林（格林安普安普安普安普特）方法特）方法特）方法特）方法2.非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论一、Green Ampt 土壤水下渗计算土壤水下渗计算下渗锋面下渗锋面下渗锋面下渗锋面地地地地 面面面面h hp p地面水层地面水层地面水层地面水层水水水水 面面面面不饱和层不饱和层不饱和层不饱和层0 0Z Z不饱和层不饱和层不饱和层不饱和层0 0饱和层饱和层饱和层饱和层s s推导下渗公式有四个假设推导下渗公式有四个假设推导下渗公

38、式有四个假设推导下渗公式有四个假设Green Ampt 土壤水下渗的四个假定土壤水下渗的四个假定湿润锋面湿润锋面湿润锋面湿润锋面 以上以上以上以上的土壤水是饱和的，的土壤水是饱和的，的土壤水是饱和的，的土壤水是饱和的，湿润锋面湿润锋面湿润锋面湿润锋面 以下以下以下以下土层是干土层，土层是干土层，土层是干土层，土层是干土层，湿润锋面湿润锋面湿润锋面湿润锋面 上下处的含水量是上下处的含水量是上下处的含水量是上下处的含水量是突变突变突变突变的，在数值上的，在数值上的，在数值上的，在数值上不连续不连续不连续不连续下渗水首先满足上部土壤饱和，下渗水首先满足上部土壤饱和，下渗水首先满足上部土壤饱和，下渗水

39、首先满足上部土壤饱和，湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加。湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加。湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加。湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加。湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数。湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数。湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数。湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数。下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述。下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述。下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述。下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述。1.下渗锋面处土壤水受力和土水势下渗锋面处土壤水受

40、力和土水势=?=?2.土层水量变化量土层水量变化量 W=W=dF(tdF(t)=?=?3.平均下渗速度平均下渗速度 f f=？4.下渗锋面到达土层某个位置所需时间下渗锋面到达土层某个位置所需时间 t t=？设想会遇到的问题设想会遇到的问题下渗锋面下渗锋面下渗锋面下渗锋面地地地地 面面面面h hp p地面水层地面水层地面水层地面水层水水水水 面面面面不饱和层不饱和层不饱和层不饱和层0 0Z Z下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势饱和层饱和层饱和层饱和层s s下渗锋面处土壤水受力和土水势下渗锋面处土壤水受力和土水势土水层重力土水层重力土水层重力土水层重力剩剩剩剩 余余余

41、余 压压压压 力力力力静水压静水压静水压静水压 力力力力毛管力与吸附力毛管力与吸附力毛管力与吸附力毛管力与吸附力 h hc cP-PP-P0 0h hp pZ Z平均下渗速度平均下渗速度 和和 锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间平均下渗速度平均下渗速度平均下渗速度平均下渗速度锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间下渗锋面处土壤水的受力分析和土水势1 1 地表积水产生的静水压力地表积水产生的静水压力-h h h hp p p p 2 2 土壤上部饱和土水层自身的重力土壤上部饱和土水层自身的重力-z z z z3 3 下渗锋面处的毛细力与

42、吸附力下渗锋面处的毛细力与吸附力-h h h hc c c c 4 4 下渗锋面处以下的空气剩余压力下渗锋面处以下的空气剩余压力-p-pp-pp-pp-p0 0 0 0下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势依据前面的假设，推导依据前面的假设，推导Green Ampt 下渗方程下渗方程前面问题分析得到的公式罗列在下面：阿列克谢夫接着上面的Green Ampt下渗方程求解首先阿列克谢夫推导湿润锋面的平均移动速度V对上面方程两边取积分对上面方程两边取积分接上面，对（6-11）积分后得到（6-12）阿列克谢夫接着上面的工作求得阿列克谢夫下渗率公式。阿列克谢夫接着上面的工作求得

43、阿列克谢夫下渗率公式。当当Z Z小于等于小于等于 h hc c，展开展开成级数成级数，并且忽略三阶以上，并且忽略三阶以上的高的高次项，得到级数的近似值：次项，得到级数的近似值：把近似值把近似值 代入下式：代入下式：得到：得到：得到得到阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式：阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式对特定的土壤，对特定的土壤，初始含水量是一定的，初始含水量是一定的，其饱和渗透系数其饱和渗透系数K K，h hc c,土壤缺水量都是定值。土壤缺水量都是定值。其其下下渗率随时间的延续而减小；渗率随时间的延续而减小；在下渗初期，下渗率递减幅度很大；在下渗初期，下渗率递减幅度很大；在

44、后期，下渗率的递减比较稳定。在后期，下渗率的递减比较稳定。当当时间时间t t 趋近无限大趋近无限大时，方程中右边第二项趋近于时，方程中右边第二项趋近于0 0，则则下渗率趋近与稳定下渗率下渗率趋近与稳定下渗率f fc c（也就是饱和渗透系数（也就是饱和渗透系数K K）二、非饱和土壤水下渗理论复习非饱和土壤水运动方程和微分方程。复习非饱和土壤水运动方程和微分方程。简化条件下的非饱和下渗方程求解：简化条件下的非饱和下渗方程求解：1.1.忽略重力水，水分扩散系数为常数；忽略重力水，水分扩散系数为常数；2.2.忽略重力水，水分扩散系数是忽略重力水，水分扩散系数是的的函数（函数（PhilpPhilp，19

45、551955）非饱和土壤水下渗完全解（非饱和土壤水下渗完全解（PhilpPhilp，19571957）。）。总结下渗方程的函数形式及下渗率和时间的关系。总结下渗方程的函数形式及下渗率和时间的关系。下渗经验公式下渗经验公式复习非饱和土壤水运动方程复习非饱和土壤水运动方程非饱和土壤水的运动也符合达西定律，但其中的水力传导系数是不饱和状况下非饱和土壤水的运动也符合达西定律，但其中的水力传导系数是不饱和状况下的水力传导系数，它是含水量的函数，同时驱动水分的势能是基质势和重的水力传导系数，它是含水量的函数，同时驱动水分的势能是基质势和重力势。力势。得到下面的方程上面方程的垂直一维为：上面方程的垂直一维为

46、：联立后得到联立后得到 不饱和土壤水扩散微分方程不饱和土壤水扩散微分方程研究下渗时，我们更关心的垂向上的下渗，一般在不同的简化条件下对研究下渗时，我们更关心的垂向上的下渗，一般在不同的简化条件下对上面的方程求解上面的方程求解为研究垂向下渗方便，我们假设要研究的是半无限土壤空间的垂向非饱为研究垂向下渗方便，我们假设要研究的是半无限土壤空间的垂向非饱和下渗，有以下假设和可能的简化：和下渗，有以下假设和可能的简化：AA假设下渗过程中水平方向的土水势梯度为零，即水平方向上没有水分传输。假设下渗过程中水平方向的土水势梯度为零，即水平方向上没有水分传输。BB假设地下水位很低（即包气带厚度很大），这样对下渗

47、没有影响。假设地下水位很低（即包气带厚度很大），这样对下渗没有影响。CC假设土壤层为均质土壤。假设土壤层为均质土壤。下面在不同的简化条件下对上面的方程求解下面在不同的简化条件下对上面的方程求解.第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；第二种简化：忽略重力水，第二种简化：忽略重力水，D()是是的函数。的函数。第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大。由于土壤下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大。由于土壤很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在很干燥，土水势的主要成分是基质势

48、，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（由以下几个方程构成（6 61717）。）。对（对（6 61717）进行拉普拉斯变换法求解，得到（）进行拉普拉斯变换法求解，得到（6 61818）。）。（6 61818）对）对）对）对Z Z求导数得到下求导数得到下求导数得到下求导数得到下面的（面的（面的（面的（6 61919）(6-19)与忽略重力条件下的达西方程（6-21）联立，得到方程（6-22）。地表地表Z Z0 0处的水流视速度处的水流视速度V V就是土壤层的下渗率就是土壤层的下渗率f

49、 f，因此：令，因此：令（6 62222）式中的）式中的Z Z0 0，则土层的下渗率为（，则土层的下渗率为（6 62323）。）。第二种简化：忽略重力水，D()是的函数PhilpPhilp采用玻尔兹曼变换将（采用玻尔兹曼变换将（6 62424）转化为常微分方程，得到的下渗公式为）转化为常微分方程，得到的下渗公式为（6 62525）下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大。由于很干燥，土水势下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大。由于很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水

50、状况下的定解问题，由以下几个方程构成（续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（6 62424）。）。其中，其中，SS称为吸水系数，其值与土壤特性、初始条件、边界条件有关。称为吸水系数，其值与土壤特性、初始条件、边界条件有关。三、非饱和下渗的完全解考虑重力势，完全按照理查兹方程求得的解称为完全解。在这种条件下，考虑重力势，完全按照理查兹方程求得的解称为完全解。在这种条件下，D(D()，K(K()都是都是的函数，其土壤表面积水状况下的下渗定解问题由以下的函数，其土壤表面积水状况下的下渗定解问题由以下几个方程构成（几个方程构成（6 62424）。）。PhilpPhilp采用数学方法，解