土壤水分入渗

一、土壤水分入渗过程及规律
（一）入渗的物理过程
2. 土壤入渗根据其地面是否积水又分为如下形式：
积水入渗 积水前入渗阶段结束后，便进入积水入渗阶段。它 是以地表有积水存在为标志，积水后，地表的实际渗 吸速度随时间延长而逐渐减小，直至最后趋于某一稳 定值。
一、土壤水分入渗过程及规律
（二）土壤的入渗性能
v | x 0 D( ) | x 0 x
2( 0 i ) 1 (e x x 2 Dt ( 0 i )
x2 4D
(7 )
)

t

1 2
e

x2 4D
当x=0时
(0 i ) 1 | x 0 t 2 x D
d -1
粘质土
1
一、土壤水分入渗过程及规律
（二）土壤的入渗性能
累积入渗量I和入渗速率i 的关系
土壤入渗速率的变化过程
一、土壤水分入渗过程及规律
（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律
下渗过程中土壤含水量的分布，最早考尔曼(Coleman) 与包德曼(Bodman)(1944,1945)做了研究，把下渗过程中 土壤含水率的分布划分为四个具有明显分区的水分带，它 们反映了下渗水流垂向运动的特征。
D ( ) K ( ) z z K ( ) z z
此时：
是可以忽略的，令以x代替z，则上式可写为：
D( ) t x x
(1)
求解（1）式有两种情况： 一是假定D（）=D（常数）； 二是D= D（）。
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
(, t ) i，下边界条件
( 2)
初始剖面
x
一维水平流水分变化示意图
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
令:
erf ( )
(
2
x ) 2 Dt
2



0
e
d
erfc( ) 1 erf ( )
2
2( 0 i ) 2 原函数的解为: ( x, t ) i e d t
忽略ห้องสมุดไป่ตู้力作用时有： t
这一方程与一维水平流方程相同，只是轴向不同，因此 可以从分析水平流的运动来描述忽略重力作用的下渗现象。
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
实际上，当t极小时（t0），也就是水分渗入土壤表面的初期， 土壤表面以下并未得到湿润， 值极大，基质势梯度 >>重力势 梯度，即 ：
入渗速率 (是时间的函数)
Decreasing Infiltration Steady Gravity Induced Rate
在入渗开始时，由于受重力和毛管力 的共同作用，所以入渗速率最大
最终入渗容量
入渗速率 (土壤湿度)
入渗速率随时间降低的原因： 1) 地表下表面条件改变 2) 基质势发生变化 3) 时间长时，基质势降低而重力势相对占优
渗润阶段(Wetting period)：主要是在分子力作用 下，被土壤颗粒吸附而成为薄膜水，当土壤干燥 时，此阶段十分明显。
一、土壤水分入渗过程及规律
（一）入渗的物理过程
渗吸阶段(Infiltration period)（非饱和下渗） 主要是在毛管力和重力的作用下，在土壤孔隙 中作不稳定运动，并逐渐填充土壤孔隙，甚至全部 饱和。 渗透（漏）阶段(Percolation period)（饱和下渗） 当土壤孔隙水分充满而饱和时，水分在重力作 用下作稳定运动。
“混合边界”条件(mixed condition)或称劳平条件(Robin Condition)是Dirchlet条件和Neumann条件的混合。
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
在田间水分动态模拟中这种混合边界条件的应用具有 以下优点： 下边界的水势值可以用张力计在田间容易测的，相应的 含水量也可由水分特征曲线求得。 上边界的水流通量可以由入渗前的土壤含水量以及降雨 强度或灌溉水深度（或喷灌强度）确定（蒸发条件下由气 象因素和土壤水分条件确定）。
1. 入渗速率i (Infiltration rate)： 2. 累积入渗量I (accumulative infiltration capacity)： 3. 入渗能力ip ( Infiltration capacity) ： 又称入渗率，单位时 间内通过单位面积入 4. 稳定入渗率id (steady infiltration rate)： 渗到土壤中的水量 (mm/min,cm/d) 在某一时段内，通过 不同质地土壤的稳定入渗率 id 在一个大气压下，土 单位土壤表面所渗入 土质 i /min h 壤表面供水充足，这 砂 20 3 2 的总水量(cm /cm ） 砂质、粉沙质土 10-20 时水渗入土壤的通量 5-10 壤土 或cm，mm)。 1-5 粉质土 （cm/s）。
D 1 v |x0 D( ) |x0 (0 i ) t 2 x
f v ( 0 i ) D t
1 2
代入(7), 入渗速率
入渗速率f

重要结论:
f与t 成正比

1 2
二、非饱和下渗理论与计算
由于在地表处(x=0)土壤水分入渗速率可用达西通量的形式表达 K K q K ( ) K ( ) m D( )
z z z z z

e

2
d
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
入渗速率: 式中:
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
t0
t1
t2
t3
t4
t5
Z
Z
Z
Z
Z
Z
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
入渗过程中，累积入渗量、入渗率和土壤含水率随 时间的变化和地表处的施加方式和状况有关，也就是 说与入渗的初始和边界条件有关。为了求出入渗过程 中土壤含水量的分布，以及入渗率随时间变化的定量 结果，可以在一定的初始含水率分布条件下，根据入 渗边界条件，求解水分运动方程。
1. 饱和带（区）
当下渗水流到10cm土层厚度时， 土壤表面1cm内的含水量接近于饱和 含水量，形成一个饱和带，无论湿润 深度怎样增大，这个饱和带的厚度都 不超过1.5cm。
一、土壤水分入渗过程及规律 （三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 2. 水分过渡带（区）
在饱和带以下，土壤含水量随深度的增加急剧减小， 形成一个水分过渡带。
其它入渗仪
积水管入渗仪
张力入渗仪
不同质地土壤的入渗速率
入渗速率是坡度和土壤质地的函数
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
对于一维垂向流，土壤水分运动方程可表示为：
K ( ) t z x
其中：
总 m z
m K ( ) D ( ) z z z z
双环入渗仪
Outer Rings are 6 to 24 inches in Diameter Mariotte Bottles Can be Used to Maintain Constant Head Rings Driven - 5 cm to 6 inches in the Soil and if necessary sealed
初始条件
初始条件（t=0）时，含水率或水势分布为深度z的函数， 即：
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
边界条件
分为三种类型： Dirchlet(狄利克雷)条件：它是给定上下边界的土壤含水 率或土壤水势，即，
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
边界条件
分为三种类型： Neumann(纽曼)条件：它是给定边界的水流通量，即，
一、土壤水分入渗过程及规律
（一）入渗的物理过程
2. 土壤入渗根据其地面是否积水又分为如下形式： 无积水入渗： 当灌溉(或降雨)强度小于或等于土壤饱和导水率时， 雨水和灌溉水能及时地全部为土壤所吸收，故不会产生地 面积水。这种入渗主要是降雨或灌溉强度起决定作用。 积水前入渗： 当降雨强度大于土壤饱和导水率，而小于土壤最大 入渗率时，开始阶段地表并不积水，实际渗透速率等于降 雨强度，该强度愈大，则积水前阶段的时间愈短，表土含 水率随时间延长而逐渐增大，最后达到饱和时此阶段结束
是连续湿润锋面与水分传导带的一个含水量随深度 迅速减小的水分带，随着湿润锋的不断下移，使其下 面的干土含水量增加，变为湿润带。
5. 湿润锋
在湿润带的末端，土壤含水量突变，与下 层干土有明显界面，称为湿润锋。
新的认识
传导区和湿润带是存在的，饱和区和过渡 区不明显，饱和区很难完全。
一、土壤水分入渗过程及规律 （三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律
•水资源评价中研究降雨对浅层地下水的补给问题
•农业及环境学研究化肥、农药及污染物等随水分
迁移的问题
土壤水分的入渗
一、土壤水分入渗过程及规律
（一）入渗的物理过程
土壤水分在土壤中运动受到分子力、毛管力和 重力的控制，其运动过程也就是在各种力综合作 用下寻求平衡的过程。当毛管孔隙充水达到饱和 时，水分主要在重力作用下运动。 1.下渗过程中水分的作用力和运动特征，可分为 三个阶段：
入渗速率的测定
• 积水（环）入渗
– 单环入渗 – 双环入渗
• 积水入渗仪 • 张力入渗仪 • 降雨-径流入渗仪
单环入渗仪
Cylinder - 30 cm in Diameter Drive 5 cm or more into Soil Surface or Horizon Water is Ponded Above the Surface Record Volume of Water Added with Time to Maintain a Constant Head Measures a Combination of Horizontal and Vertical Flow
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
在田间可能会遇到以下四种情况的边界： 半无限土壤剖面，需要在z=0确定边界条件，下边界给 定稳定含水率，上边界给定通量。
z = 0, t ＞ 0
具有地下水埋深不变，即土壤水势为已知的有限土壤剖 面，除初始条件如上所述而外，应将上下边界规定为 Dirchlet条件。
1. 设D（）=D（常数） 右图描述了一个半无限均质 管状土柱，从x=0到x=. 初 始土壤含水率为i , 当t0时, 土壤含水率在x=0处为0 ,此 时(1)式可写为:
D 2 t x
2
0 i
时间t后剖面
( x,0) i，初始条件
(0, t ) 0，上边界条件
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
在田间可能会遇到以下四种情况的边界：
在下边界毫无水流通过的土壤剖面，水流只能进入上边 界或通过上边界而流失（如蒸渗仪的底部）（隔水层）。
地下水埋深较浅，地下水位随时间波动的土壤剖面，这 相当于一种具有排水沟及灌溉渠的地区。在这种条件下， 可以得到一种混合型的边界条件，下边界是 Dirchlet条件， 上边界是Neumann 条件。
第六章 土壤水分的入渗 水循环 入渗（Infiltration）
蒸发（Evaporation）
田间土壤水循环的两种形态
入渗（Infiltration）
蒸发（Evaporation）
蒸腾（transpiration）
一、土壤水分入渗过程及规律
入渗是水分进入土壤的过程。
•水文学中研究地表产流问题
•农田水利学研究灌溉或降雨后土壤水分的分布
3. 传导区
土壤含水量基本上保持在饱和含水量 与田间持水量之间，沿垂线均匀分布，形 成一个传导区，随着供水历时的增长湿润 锋不断下移，水分传导区不断向下延伸， 而土壤含水量则保持在上述数值范围内 （60-80%s），并且这一带毛管势梯度极 小，水分的传输运动主要为重力作用。
一、土壤水分入渗过程及规律 （三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 4. 湿润带（区）