水文学原理-第6章 土壤水与下渗
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土壤水及下渗
⑶ 渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向下运
动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定，称稳定下渗率。
2020/12/3
15
4 下渗率和下渗能力
（1）下渗率f 指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：mm/h
或mm/min）。
（2）下渗能力fp 在充分供水下的下渗率称为下渗能力（单位：mm/h）。下渗
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5 天然降雨条件下的下渗过程
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（2）i2<fp，按降雨强度下渗
（3）fc＜i3＜fp，初期，按雨强下渗；随着下渗水量增加，下渗能 力减小，到雨强大于下渗能力后，按下渗能力下渗。
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6 影响下渗的因素
（1）土壤的构成 （2）土壤含水量 （3）降雨强度及历时 （4）地表坡度及糙率 （间接影响） （5）植被条件及土地利用状况 （间接影响）
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7 下渗的空间分布
空间分布不均，原因:：
（1）流域中土壤构成的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一
对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多，在实际工作中 又不可能设立许多测点进行观测，所以多采用概化的方法来描述 下渗的空间变化。
下渗不仅直接决定地面径流量的生成及大小，同时也影响土 壤水和地下潜水的增长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和 大小。
下渗是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤 中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。
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初期土壤干燥，下渗过程按水分所受的主要作用力不同及运动 特征不同，在水文学中大致可分为三个阶段：
动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定，称稳定下渗率。
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4 下渗率和下渗能力
（1）下渗率f 指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：mm/h
或mm/min）。
（2）下渗能力fp 在充分供水下的下渗率称为下渗能力（单位：mm/h）。下渗
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5 天然降雨条件下的下渗过程
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（2）i2<fp，按降雨强度下渗
（3）fc＜i3＜fp，初期，按雨强下渗；随着下渗水量增加，下渗能 力减小，到雨强大于下渗能力后，按下渗能力下渗。
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6 影响下渗的因素
（1）土壤的构成 （2）土壤含水量 （3）降雨强度及历时 （4）地表坡度及糙率 （间接影响） （5）植被条件及土地利用状况 （间接影响）
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7 下渗的空间分布
空间分布不均，原因:：
（1）流域中土壤构成的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一
对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多，在实际工作中 又不可能设立许多测点进行观测，所以多采用概化的方法来描述 下渗的空间变化。
下渗不仅直接决定地面径流量的生成及大小，同时也影响土 壤水和地下潜水的增长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和 大小。
下渗是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤 中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。
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初期土壤干燥，下渗过程按水分所受的主要作用力不同及运动 特征不同，在水文学中大致可分为三个阶段：
水文学原理 第六章 下渗
a 下渗的三个阶段
渗润阶段： 分子力 渗漏阶段： 毛管力 渗透阶段： 重 力
第一节 下渗的物理过程
2、下渗机理 mechanism of infiftration
深度(m)
b 下渗过程中的土壤水分剖面
i
含水量(%)
f
s
饱和带
(过渡带)
风
田
饱
干
间
和
土
持
含
水分传递带
水
水
量
量
湿润带 湿润锋
饱和带 过渡带
（2）湿润锋向下移动的条件是 其上部土层达到饱和含水量
第三节 饱和下渗理论
1、基本方程的建立 establishment of basic equation
受力分析：
（1）土壤表面水层的净水压力； （2）土壤饱和水柱的重力； （3）下渗锋面处的毛管吸力； （4）下渗锋面以下的空气剩余压力。
c
合力：
(infiltration capacity curve)
累积下渗曲线： 从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总水量
(accumulative infiltration capacity curve)
与该时间的关系曲线～
第一节 下渗的物理过程
2、下渗机理 mechanism of infiftration
3、完全下渗方程的解 solution under whole condition
第一种情况： 扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量呈直线关系
2
D k t z2 z
(z,0) i (0,t) s (,t) i
i s i
1 2
erfc(
z 2
kt Dt
渗润阶段： 分子力 渗漏阶段： 毛管力 渗透阶段： 重 力
第一节 下渗的物理过程
2、下渗机理 mechanism of infiftration
深度(m)
b 下渗过程中的土壤水分剖面
i
含水量(%)
f
s
饱和带
(过渡带)
风
田
饱
干
间
和
土
持
含
水分传递带
水
水
量
量
湿润带 湿润锋
饱和带 过渡带
（2）湿润锋向下移动的条件是 其上部土层达到饱和含水量
第三节 饱和下渗理论
1、基本方程的建立 establishment of basic equation
受力分析：
（1）土壤表面水层的净水压力； （2）土壤饱和水柱的重力； （3）下渗锋面处的毛管吸力； （4）下渗锋面以下的空气剩余压力。
c
合力：
(infiltration capacity curve)
累积下渗曲线： 从下渗开始至某时刻按下渗能力下渗到土壤中的总水量
(accumulative infiltration capacity curve)
与该时间的关系曲线～
第一节 下渗的物理过程
2、下渗机理 mechanism of infiftration
3、完全下渗方程的解 solution under whole condition
第一种情况： 扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量呈直线关系
2
D k t z2 z
(z,0) i (0,t) s (,t) i
i s i
1 2
erfc(
z 2
kt Dt
水文学原理CH6 下渗
k 2t ⎤ )⎥ − kθ n 4D ⎥ ⎦
HHU
§2 非饱和下渗理论
3 完全下渗方程的解
第二种情况： 扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系
∂θ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂θ = ⎢ D(θ ) ⎥ + k (θ ) ∂t ∂z ⎣ ∂z ⎦ ∂z θ ( z ,0) = θ 0
此时，D(θ)和k(θ)均不为常数。
HHU
§1 下渗的物理过程
2 下渗机理
下渗曲线是一条递减曲线，根据递减速度的快慢，水分所受作用力及运动特 征，干燥土壤在充分供水条件下的下渗分三个阶段：渗润、渗漏、渗透阶段。
HHU
§1 下渗的物理过程
2 下渗机理 Ⅰ 渗润阶段：主要受分子力作用，入渗水成为薄膜水，当
土壤含水量达到最大分子持水量时结束。此阶段土壤含水量 较小， fp较大，fp随时间递减的速度迅速。
在获得（t，fp）数据后，给fp(t)配以合适的线型和参数。
HHU
§4 经验下渗曲线
1 考斯加柯夫公式：
Fp = at n，f p = nat n −1，a和n为待定参数。 ln( Fp ) = ln(a ) + n ln(t ) 参数确定： (1). 计算不同t时刻的 ln( Fp )与 ln(t ) （2）点绘 ln( Fp ) ~ ln(t )，过点据中心定线，在线上取两点： . n= ln( Fp ) 2 − ln( Fp )1 ln(t ) 2 − ln(t )1 ，确定出n；
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0
下渗曲线：
玻氏变换
z (θ , t ) = η (θ ) t
1 2
1 −1 f p = st 2 2
(完整版)水文学原理(第六章)下渗
§2 非饱和下渗理论 ❖下 渗 曲 线 不 仅 是 下 渗 物 理 过 程 的 定 量 描
述，而且是下渗物理规律的体现。 ❖已提出了三类确定下渗曲线的途径，即非
饱和下渗理论途径、饱和下渗理论途径和 基于下渗试验的经验下渗曲线途径。
§2 非饱和下渗理论 ❖根据非饱和水流运动方程式导出的下渗方
程的基本形式 ❖对于非饱和土壤，总势必应由基模势和重
❖ 水分传递带：是一个土壤含水量沿深度分布比较均匀、厚 度较大的非饱和土层，其厚度随供水时间的增长不断增 加，土壤含水量介于田间持水量和饱和含水量之间，约为 饱和含水量的60%－80%。
❖ 湿润带：是连接水分传递带和湿润锋的水分带。在这一带 中，土壤含水量沿深度迅速减小，并且在下渗过程中不断 下移。这一带的平均厚度也大体保持不变。
❖ 进入渗漏阶段后，土壤颗粒表面已形成水膜，因此分子力几乎趋于 零，这时水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入渗，下渗容量比渗 润阶段明显减小，而且由于毛管力随土壤含水量增加趋于缓慢减小阶 段，所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。
❖ 到了渗透阶段，土壤含水量已达到田间持水量以上，这时不仅分子力 早已不起作用，毛管力也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅 为重力。与分子力和毛管力相比，重力只是一个小而稳定的作用力， 所以在渗透阶段，下渗容量必达到一个稳定的极小值，这就是稳定下 渗率。
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第一种情况： 扩散率为常数
t
D
2
z 2
(z,0) 0
(0,t) n
(,t) 0
拉氏变换
0 erfc( z )
n 0
2 Dt
下渗曲线：
1
f p (n 0 ) D t 2
§2 非饱和下渗理论
《水文学原理》复习思考题
《水文学原理》思考题第一章绪论1. 水文学主要研究那些内容？水文学是研究地球上水的分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会活动之间的相互关系的学科。
（研究地球上的各种水体的形成、循环和分布，探讨水体的化学和物理性质以及它们队环境的反应，包括它们与生物的关系。
）2. 人类面临的主要水问题有哪些？如何解决？水资源缺水问题：水多了，水少了，水脏了；3. 什么是水文现象？水文现象有哪些基本规律和特性？水文现象；降水，蒸发径流以及河流的结冰封冻等基本规律；1确定性规律；2随机性规律特性；1时程变化的周期性与随机性对立统一；2地区分布的相似性与特殊性对立统一4. 水文学有哪些主要分支学科?1、按应用范畴分：工程水文学、农业水文学、城市水文学、森林水文学2、按研究方法分：水文统计法、随机水文法、地理水文学、实验水文学、同位素水文学，实验水文学，动力水文学，数值水文学，水文测验学；3、按研究对象分：河流水文学、河口水文学、海洋水文学、河口水文学、地下水文学冰川水文学、湿地水文学，环境水文学，生态水文学5. 水文学经历了哪些发展阶段？1萌芽时期；2奠基时期；3时间时期；4现代化时期6. 简述水文学研究的特点水文现象的基本特点1、成因上的自然性和认为性2、时程上的周期性和偶然性3、地域上的相似性和差异性4、运动的同在性和独立性第二章水文循环1. 水有哪些自然属性？社会属性？2. 水循环有哪些环节?降水，蒸散发，下渗，地面径流与地下径流。
2. 研究水文循环有哪几种尺度？1全球水文循环，2流域或区域水文循环，3水—土壤—植物系统水文循环3. 水循环的主要表现形式（水文现象）有哪些？降水，蒸发，径流和下渗4. 全球和流域（区域）水量平衡及方程式。
.全球水量平衡方程：如研究区域为地球上的全部海洋，所取计算时段为年，则某一年的（1）水量平衡方程为：P 洋+R＝E 洋+△Ws 式中P 洋——海洋上某—年的降水量；R——大陆流入海洋的某年径流量；E 洋——海洋上某一年的蒸发量；△W ——海洋某一年的储水增量。
水文学基本原理土壤水和下渗
2 包气带和饱和带
1）包气带的定义：地面以下潜水面以上的地带，也称非饱 和带。是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交 换的地带；三相系统：土壤颗粒、水分和气体；
2）饱和带的定义：在地下水面以下，土壤处 于饱和含水状态，是土壤颗粒与水分的二相 系统。
3 土壤水 土壤水：土壤中各种形态水分的总称。（环境科
机制：毛管力（0.08- 6.25× 105 ）
• h水柱高度（cm) •d孔隙直径（mm）
毛管作用力范围： 0.1-1mm 有明显的毛管作用 0.05-0.1mm 毛管作用较强 0.05-0.005 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
毛
管
上
升
水分常数
在形态上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。 当含水量达到田持时，若继续供水，并不能使该土体的
持水量再增大，而只能进一步湿润下层土壤。田间持水 量是确定灌水量的重要依据。
影响因素：质地、有机质含量、结构、松紧状况等
土壤质地
不同质地和耕作条件下的田间持水量 （m%）
砂土
砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
松散土体宏观上可以分为2大类：砂性土与粘性土类
第二节 土壤水分的作用力和土壤水分的存在形式
土壤水
固态水：冬季土壤冻结 时存在
气态水：存在于土壤、空气中
受土粒分子引力吸薄湿膜水水 液态水受毛管力作用毛支管持悬毛着管水水
受重力作用自支由持重重力力水水
Hale Waihona Puke 1）汽态水Dw =（10×25％）＝2.5(cm)＝25(mm) （4）相对含水量
膜状水示意图
毛
管
上
升
水
示
土粒
意
水 文 学 原 理(六下渗)shui综述
f p f c ( f 0 f c )e
水量与该时间的关系曲线～
土壤水分剖面
土壤含水率沿深度方向的变化曲线称为土 壤水分剖面，它描述了土壤含水率在深度 方向上的分布情况，故又称土壤含水率垂 向分布。 根据土壤水分剖面，可以计算出土壤中任 一土层，以水深计的含水量。 土壤水分剖面在时间上是变化的，并且这 种变化与下渗和蒸(散)发的关系密切。
条件： a 忽略重力；b 供水充分，表面无积水；
c 均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀
定解问题的构成：
[ D( ) ] t z z ( z,0) 0
泛定方程 初始条件 边界条件
(0, t ) n ( , t ) 0
§2 非饱和下渗理论
d m d dK ( ) / d k ( ) D( ) K ( )
[D( ) ] k ( ) t z z z
D ( ) 为扩散率， 当滞后作用不明显时，在一定的土壤含水
量范围内，可用经验公式来表示:
§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
2 D 2 k t z z ( z ,0) 0
(0, t ) n ( , t ) 0
0 1 z kt kz z kt erfc( ) exp( )erfc( ) n 0 2 d 2 Dt 2 Dt
1 2
下渗曲线：
1 f p st 2
1 2
土壤吸收度：
§2 非饱和下渗理论 虽然求得的下渗方程具体形式不同，但可 以看出 f p 均为 t 的函数。
1 2
表明在忽略重力作用的条件下，无论扩散 率是常数还是变数，下渗容量均随时间 t 递
水文学原理第六章下渗
下渗累计曲线 F(t)~t
下渗曲线 f(t)~t
初始下渗速率 f0
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f0 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 fc
随下渗进程进行， 进入土壤的水量不断增加， 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。
下渗累计曲线 F(t)~t
下渗曲线 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， 下渗率就逐步递减到一个稳定的常值 fc ， 这个值就是稳定下渗速率。
剩余下渗率
f(t) 剩 余 下 渗 率 ft-fc
fc
土壤某一时刻的下渗率f(t) 与稳定下渗率 fc 的差值。
表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。
过渡带， 5cm 左右
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。
过渡带的厚度不大，一般在 5 cm 左右。
水分传递带
位于过渡带之下，含水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60-80％左右。 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。
第六章为何是下渗
蒸发 蒸散发
蒸散发
截留
降水
洼蓄 下渗
壤中流 地下水流
河道汇流
地表径流
深层地下水
t
流量历时曲线
P67 公式6-16，印刷错误，少一个“+”号
第六章 下渗（infiltration ）
§ 6.1 下渗的物理过程
三阶段（水分受力和运动特征） 下渗过程中，土壤水垂向分布规律 下渗结束后，土壤剖面内水分再分配 土壤下渗率和下渗能力
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， 使得湿润带的厚度增加。
水 文 学 原 理(六下渗)
fp
(θ n − θ 0 ) k ⎡ exp( − k 2 t / 4 D ) ⎢ = − erfc ( 2 2 ⎢ πt / 4 D k ⎣
k 2t ⎤ )⎥ − kθ n 4D ⎥ ⎦
HHU
§2 非饱和下渗理论
3 完全下渗方程的解
第二种情况： 扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系
∂θ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂θ = ⎢ D(θ ) ⎥ + k (θ ) ∂t ∂z ⎣ ∂z ⎦ ∂z θ ( z ,0) = θ 0
−1 2 −1 2
，确定出B；
截距 = A，确定出A
HHU
§5 天然条件下的下渗
1 均匀雨强时的下渗
三种情况：
(1) i >fp，则整个下渗过程均按下渗能力下渗； (2) i <fc，则整个下渗过程均按雨强下渗；
fp
R F t
fp
F
t HHU
§5 天然条件下的下渗
1 均匀雨强时的下渗
(3) fc<i < fp0 ，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗。
水分传递带 湿润带
湿润锋
HHU
§1 下渗的物理过程
3 下渗容量与土壤水分剖面的关系
θ0
0
θn
θ
Fp = ∫ z (θ , t )dθ + K s t
θ0
θn
t0
t1 t2
Ζ
HHU
§2 非饱和下渗理论
1 下渗方程的导出
∂θ ∂ ∂Φ ] = [ K (θ ) ∂t ∂z ∂z
假设 ψ m 与 θ 为单值关系
HHU
第六章
下 渗
主要内容
1 2 3 下渗的物理过程 非饱和下渗理论 饱和下渗理论
河海大学《水文学原理》上部分复习
第六章 下 渗
1. 基 本 概 念 2. 下渗的物理过程 3. 非饱和下渗理论 4. 饱和下渗理论 5. 天然条件下的下渗
第七章 蒸发与散发
基本概念 蒸散发的分类及控制条件 土壤蒸发规律 流域蒸散发规律
第八章 产流机制
31 包气带及其结构 2 包气带对降雨的再分配作用 3 产流的基本物理条件 4 基本产流模式
第十二章 流域产流
1. 蓄水容量面积分配曲线 2. 蓄满产流总径流量计算 3. 径流成分的划分 4. 超渗产流的计算
循环图
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文本
文本 文本
循环名称
文本
流程图
阶段 1
阶段 2
阶段 3
框图
文本 文本
文本
文本
文本
文本
文本
文本
表
文本
文本
文本
文本
文本
标题 A
标题 B
标题 C
标题 D
三维饼图
课程复习
第二章 水文循环
1. 水文循环现象 （内因、外因） 2. 水文循环的尺度 3. 水量平衡
第三章 流域和水系
1 基本概念 2 河流分级 3 三大定律
第四章 降 水
1
降水的定义
2
降雨的基本要素
3
降雨的分类
4
面平均降雨量的计算
第五章 土壤水
1 与土壤“三相”有关的物理量（相互转化关系） 2 土壤水的存在形态（作用力、类型、土壤水分常数） 3 土水势（重点） 4 土壤水运动的控制方程
文本
文本
文本
文本
文本 文本
市场分析图
标题
文本
文本
文本
文本
水文学原理(第六章)下渗
土壤水分剖面
下 渗
水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入 到土壤中的运动过程
下渗率
单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到 土壤中的水量 影响下渗率的主要因素是初始土壤含水 量、供水强度和土壤质地、结构等。 如果供水强度充分大，则下渗率将达到同 初始土壤含水量和同土壤质地、结构条件 下的最大值，称此为下渗容量或下渗能 力。
第六章
下 渗
主要内容
1 2 3
下渗的物理过程
非饱和下渗理论
饱和下渗理论
4
经验下渗曲线
5
天然条件下的下渗
§1 下渗的物理过程
1 几个基本概念
土壤水分剖面： 土壤含水率沿深度方向的变化曲线～ 土壤水分剖面： 土壤含水率沿深度方向的变化曲线～ 下 渗： 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到土壤中的
运动过程
非饱和土壤的水量平衡方程：
有限差分方程形式：
§2 非饱和下渗理论
推求下渗曲线的步骤
(1)将计算土层均匀地划分成N层。 (2)对每一子土层列出方程式。 (3)根据初始条件和边界条件解算上式。 (4)计算不同时刻的累积下渗量:
(5)用数值微分法求下渗曲线。
§2 非饱和下渗理论
集总式下渗模型方法虽然只能求得近似数 值解，但却能考虑有限长土柱、初始土壤 含水量分布不均及不同供水条件的下渗问 题。
−
§2 非饱和下渗理论
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第二种情况： 第二种情况： 扩散率随土壤含水量呈单值变化
∂θ ∂ 2θ ∂D(θ ) ∂θ = D(θ ) 2 + ∂t ∂z ∂z ∂z θ ( z,0) = θ 0
θ (0, t ) = θ n θ (∞, t ) = θ 0
水文学原理 第6章 9月25日-30日
包气带土壤缺水量
是 土壤初始含水量W1 距离 土壤含水量达到田间
含水量W田 的差值 D = W田 - W1
什么是包气带水量平衡？
任一时段内，假设有一次降水事件发生， 时段末时刻并不是降水停止的时刻。 可依据水量平衡原理， 考察某个有代表性包气带各分层的水量平衡要素的变化。
P E1 E2 F Rs Rsb Rg W1 W2
降雨下渗过程中先补给上层，上层满足蓄水容量W上m后， 多余水分才补充下层。 本来，现实中的土壤是分层的。
为何多出现包气带土壤上层比下层透水性强的现象？
自然界中的包气带中，上层的土壤成土晚，上覆压力小，
分布有大量植物根系、 富含有机质，
上层土壤颗粒团聚体构成土壤的固体骨架
受降水的淋溶、动植物活动的影响大 使得土壤结构疏松，孔隙率大。 而下层土壤上覆压力大，土壤相对密实，孔隙度小。 下层与上层土壤相比，透水性弱，水力传导度小，
坡地包气带
6.1 包气带（坡地位置处）
包气带
饱和带 隔水层 承压含水层 越流
饱和带（saturated zone）
是
赋存在地面 以下
第一个具有连续自由水面 , 到 它下面
第一个连续隔水层顶板 之间的岩石土壤带。 岩土孔隙中赋存的是饱和土壤水，称为潜水。
饱和带特征
1. 土壤孔隙全部被液态水充满
F W1
Rs
地表处水量平衡 方程：
W P F Rs E1 0
P F Rs E1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ， 在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
是 土壤初始含水量W1 距离 土壤含水量达到田间
含水量W田 的差值 D = W田 - W1
什么是包气带水量平衡？
任一时段内，假设有一次降水事件发生， 时段末时刻并不是降水停止的时刻。 可依据水量平衡原理， 考察某个有代表性包气带各分层的水量平衡要素的变化。
P E1 E2 F Rs Rsb Rg W1 W2
降雨下渗过程中先补给上层，上层满足蓄水容量W上m后， 多余水分才补充下层。 本来，现实中的土壤是分层的。
为何多出现包气带土壤上层比下层透水性强的现象？
自然界中的包气带中，上层的土壤成土晚，上覆压力小，
分布有大量植物根系、 富含有机质，
上层土壤颗粒团聚体构成土壤的固体骨架
受降水的淋溶、动植物活动的影响大 使得土壤结构疏松，孔隙率大。 而下层土壤上覆压力大，土壤相对密实，孔隙度小。 下层与上层土壤相比，透水性弱，水力传导度小，
坡地包气带
6.1 包气带（坡地位置处）
包气带
饱和带 隔水层 承压含水层 越流
饱和带（saturated zone）
是
赋存在地面 以下
第一个具有连续自由水面 , 到 它下面
第一个连续隔水层顶板 之间的岩石土壤带。 岩土孔隙中赋存的是饱和土壤水，称为潜水。
饱和带特征
1. 土壤孔隙全部被液态水充满
F W1
Rs
地表处水量平衡 方程：
W P F Rs E1 0
P F Rs E1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ， 在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
水文学原理考点
水文学原理考试要点第一章绪论1、水文现象的特点：1.时程上的周期性和随机性。
2.地区上的相似性和特殊性。
第二章河流与流域1、概念：流域：汇集到地面水流和地下水流的区域称为流域流域面积：指河口断面以上地面分水线包围的面积水系：由干流及其全部支流组成的脉络相通的网状系统闭合流域：当流域的地面、地下水分数线重合，河流下切比较深，流域上降水产生的地面、地下水流能够全部经过流域出口断面时称为闭合流域。
非闭合流域：由于地面、地下分水线不一致，或者因喝到下切过浅，流域出口断面流出的水流并非完全是由流域上降水产生的水流时。
第三章水文循环与水量平衡1、水文循环的概念：水圈中的各种水体在太阳辐射和地球引力的作用下，通过这种不断蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗和径流等形式的往复循环过程。
水文循环的主要环节：蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗和径流2、水文循环的分类：大循环、小循环、微循环3、水量平衡原理：对任何区域（或水体）、在任一时段内，其输入的水量和输出的水量只差等于其需水量的变化量并会应用水量平衡原理进行相关计算。
第四章降水1、降水的成因分类：1。
锋面雨2。
气旋雨3。
对流雨4.地形雨降水三要素：一点（或面上）的降雨量、降水历时与降水强度2、降水强度过程线：累积降雨过程线3、流域面平均降水量的计算方法，并比较几种常用的基本方法（算术平均法、泰森多边形法、等雨量线法、距离平方倒数法）的优缺点；4、掌握泰森多边形法计算流域面平均降水量。
第五章土壤水1、土壤水的分类：吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水2、土壤水分常数：1.土壤水分常数用来表征土壤水分形态和运动特征。
2.不同形态的水反映了土壤不同的持水量，这种关系通常用一些土壤含水量的特征数值来表示。
3、土水势的总势：总水势只有大小无方向，而而水势梯度则是向量，总水势增加的方向为正，每种物质都要力图达到与其周围平衡的趋势，因此，水总是从总水势高的地方流向总水势低的地方，且水流运动的方向总是与水势梯度的方向相反。
第6章 下渗
❖ 降雨面积：降雨笼罩范围的水平投影面积称为降雨面积，km2 计。
❖ 暴雨中心：暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。
➢ 降水过程线
➢ 降雨资料的代表性、一致性和可靠性
➢ 降水累计过程线 ➢ 利用双累积曲线检验降水资料的一致性。
➢ 等雨量线
➢ 双累计曲线是指被检验雨量站的累积降
➢ 降水特征综合曲线
❖ 优点：可作为判断各种土壤水分能态的统一标准和尺度
❖ 重力势ψg取决于水分在重力场中的位置 ❖ 压力势ψp包括气压势和静水压势 ❖ 基质势ψm是指由分子力和毛管力引起的势能的总称。基
质势总是为负值
❖ 溶质势ψs又称渗透势，负值。土壤溶质浓度越高，溶质 势越低。
❖ 温度势ψr
如图：已知某饱和土柱，各数据见图，又知传导 2 度K=310-8，求A 、B间的运动方向及速度大小。
渗透阶段：受重力作用，入渗水成为自由重力 水向下渗出。
下渗过程中土壤水分动态及分布规律
讨论条件：积水下渗、无地下水、初始含水量均匀、供水时间长
含水量(%)
饱和带
饱和带
过渡带
风
田饱
干
间和
土
持含
水分传递带 水 水
量量
过渡带 水分传递带
深度(m)
湿润带 湿润锋
湿润带
湿润锋
三、下渗容量与土壤水分剖面的关系
流域水量平衡
E
P
q
Rs
Rg
非闭合流域：
In: P+qi Out: q+E+Rs +Rg +qo (P+qi )－(q+E+Rs +Rg +qo )=△W
qo 流域与周围区域 qi 的地下水交换
第6讲 土壤水份入渗
6.1 土壤水入渗过程
（1）过程描述
入渗是指水分进入土壤的过程，这是自然 界水循环中的一个重要环节。
水文学中地表产流问题; 农田水利学中灌溉或降雨后土壤水分分布问题; 水资源评价中降雨对浅层地下水的补给问题; 农业及环境学中化肥、农药及污染物随水分迁 移的问题等。
水分入渗，可以是因降雨或灌溉从地表垂 直向下进入土壤，亦可以通过沟渠、坑塘 或用于灌溉的地下渗水管渗入到土壤中。 入渗类型：
θ(0, t)=θ0
6.2 入渗公式及讨论
θ方程（扩散型方程）：
引入扩散率D
D (θ ) = K (θ ) = K (θ C (θ )
)
dθ dψ m
dψ m ∂θ ∂ψ m ∂θ K (θ ) = K (θ ) = D(θ ) dθ ∂x ∂x ∂x
∂θ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂K (θ ) = D (θ ) ⎥ + ⎢ D (θ ) ⎥ + ⎢ D (θ ) ⎥ ± ∂t ∂x ⎢ ∂x ⎦ ∂y ⎣ ∂y ⎦ ∂z ⎣ ∂z ⎦ ∂z ⎣
Green and Ampt (1911)
K (H 0 + L − H c ) f = L
Where f = infiltration capacity L = depth of wetting front K = effective hydraulic conductivity Ho = depth of ponded water Hc= capillary suction at wetting front
描述土壤入渗过程的物理量：
入渗率i：单位时间内通过单位面积的入渗水 量（地表水通量），mm/min, mm/h, mm/d
07-下渗和径流
（二）下渗水的垂向分布
包德曼和考尔曼1943年通过实验发现，在积 水条件下（保持5毫米水深），下渗水在土体中的 垂向分布，大致可划分为4个带。
1.饱和带 ： 位于土壤表层； 在持续不断地供水条件下， 土壤含水量处于饱和状态， 但无论下渗强度有多大， 土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度不超过1.5厘米。
5.径流系数：
• α——某一时段的径流深度R与相应的降水深度P 之比值。
• 含义：径流系数说明在降水量中有多少水变成了 径流，它综合反映了流域内自然地理要素对降 水——径流关系的影响。
• 计算公式： α=R/P
二、径流的形成过程
径流的形成过程：一个极为错综复杂的物理过程： （一）流域蓄渗过程
（二）坡地汇流过程
2.过渡带： 饱和带之下，土壤含水量随深 度的增加急剧减少。过渡带一 般在5厘米左右。
3.水分传递带： •过渡带之下，土壤含水量沿垂线 均匀分布，在数值上大致为饱和 含水量的60—80％左右。 •带内水分的传递运行主要靠重力 作用，在均质土中，带内水分下 渗率接近于一个常值。
4.湿润带 • 水分传递带之下，含水
（三）河网汇流过程
（一）流域蓄渗过程：
降雨初期，除一小部分（≤5％）降落在河槽水面上 的雨水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生 径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。 植物截留——雨水被植物的枝叶拦截的现象。被截 留的雨量包括：滞留在枝叶表面上的水量、雨期内 枝叶上的蒸发量。
• 植物截留量的大小与降雨量、降雨历时、枝叶的郁 闭度和表面积等有关。 一般地说，当雨量相同时，降雨历时越长，枝叶的 郁闭度和表面积越大，植物截留量越大。 在枝叶充分湿润后，叶面开始滴水，枝茎上出现水 流，这时植物截留量达最大值；后续的雨水便可全 部透过枝叶落到地面上。
河海大学811水文学原理第六 章 下渗
三、冻土下渗
控制冻土下渗的主要条件：冻结期的土壤含水 量，温度变化
(1)若土壤在达到饱和含水量时冻结，或在融 化时地面形成一层不透水的冰层下渗容量很小 且稳定。
(2)若土壤在含水量达到田间持水量的70％一 80％时冻结，则由于会有一部分携带热量的水 起着融化孔隙中冰的作用，故下渗容量会呈现 增加趋势。
下渗方程
求解土壤水分剖面表达式
对时间求导得到下渗曲线
积分求累积下渗方程
一、下渗方程的导出
下渗水流运动方程： (K ( ) )
t z
z
m g
g
z， z
g
1
所以 t
[K ( )
z
（
z
m
g）]
z
[K ( )
z
m
]
z
K ( )
因为
பைடு நூலகம்
与含水量之间存在一定关系，
m
[K ( )
z
进入渗漏阶段后，土壤颗粒表面已形成水膜， 因此分子力几乎趋于零，这时水主要在毛管力 和重力作用下向土壤中入渗，下渗容量比渗润 阶段明显减小，而且出于毛管力随土壤含水量 增加趋于缓慢减小阶段，所以这阶段下渗容量 的递减速度趋缓。
到了渗透阶段，土壤含水量已达到田间持水量 以上，这时不仅分子力早已不起作用，毛管力 也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅 为重力。与分子力和毛管力相比，重力只是一 个小而稳定的作用力，所以在渗透阶段，下渗 容量必达到一个稳定的极小值，这就是稳定下 渗率。
第五节 天然条件下的下渗
教学目标： 1降雨强度随时间不变的情况下下渗与降雨强度
的关系 2 降雨强度随时间变化的情况下下渗与降雨强度
的关系 3、影响下渗的主要因素。
水文学原理课堂PPT
土壤水 0.05%
大气水 0.04%
河 水 0.006%
第三节 地球系统中的水及水平衡（续）
水资源问题 原因 水资源量时空分布不均匀； 水资源分布与人口、耕地分布不相适应； 水环境污染； 水资源浪费。
对策 时间和空间上的合理调配； 积极开展水污染防治； 节约用水。
三、主要参考书 山坡水文学，刘新仁译 径流形成原理，芮孝芳编著 土壤和水—物理原理和过程，D·希勒尔著 华孟译 普通水文学，邓绶林编著 工程水文学，（美）林斯莱著 城市水文学，朱元甡、金光炎著
第一章 绪论
第一节 水文学的内容和任务 一、水文学的定义 研究水的科学，核心——水文循环。
广义水文学 按分布划分
二、按降雨强度及过程特征分类
暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。 气象方面规定：日降雨量> 50mm ——暴雨； 日降雨量>100mm ——大暴雨； 日降雨量>200mm ——特大暴雨。 主要影响小流域洪水。 暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。 影响区域洪水。 霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。 影响大流域洪水。
第一章 绪 论
第二章 水文循环
第四章 降 水
第五章 土 壤 水
第六章 下 渗
第七章 蒸发与散发
第八章 产流机制
第十章 地表水流
第十一章 洪水演算
第十二章 流域产流
第十三章 流域汇流
第三章 流域和水系
课程介绍
一、水文学原理的主要内容 1. 各种水体的形成、演变； 2. 水体形成的成因、演变的规律； 3. 研究水体形成成因、演变规律的方法。 二、学习目的 1.掌握水文现象的基本规律和研究方法； 2.本课程为专业基础课，为后继课程的学习做准备。
第二章 水文循环
大气水 0.04%
河 水 0.006%
第三节 地球系统中的水及水平衡（续）
水资源问题 原因 水资源量时空分布不均匀； 水资源分布与人口、耕地分布不相适应； 水环境污染； 水资源浪费。
对策 时间和空间上的合理调配； 积极开展水污染防治； 节约用水。
三、主要参考书 山坡水文学，刘新仁译 径流形成原理，芮孝芳编著 土壤和水—物理原理和过程，D·希勒尔著 华孟译 普通水文学，邓绶林编著 工程水文学，（美）林斯莱著 城市水文学，朱元甡、金光炎著
第一章 绪论
第一节 水文学的内容和任务 一、水文学的定义 研究水的科学，核心——水文循环。
广义水文学 按分布划分
二、按降雨强度及过程特征分类
暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。 气象方面规定：日降雨量> 50mm ——暴雨； 日降雨量>100mm ——大暴雨； 日降雨量>200mm ——特大暴雨。 主要影响小流域洪水。 暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。 影响区域洪水。 霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。 影响大流域洪水。
第一章 绪 论
第二章 水文循环
第四章 降 水
第五章 土 壤 水
第六章 下 渗
第七章 蒸发与散发
第八章 产流机制
第十章 地表水流
第十一章 洪水演算
第十二章 流域产流
第十三章 流域汇流
第三章 流域和水系
课程介绍
一、水文学原理的主要内容 1. 各种水体的形成、演变； 2. 水体形成的成因、演变的规律； 3. 研究水体形成成因、演变规律的方法。 二、学习目的 1.掌握水文现象的基本规律和研究方法； 2.本课程为专业基础课，为后继课程的学习做准备。
第二章 水文循环
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2、毛管水移动速度较快，能及时满足作物根系吸水要求 3、毛管水具有溶解、输送养料的能力，满足作物对养料的需
求 4、是地下水和作物根层水分间的桥梁 毛管水含量影响因素：土壤质地、结构、地下水含量
2020年2月1日
27
吸湿水
薄膜水 毛管水
紧束缚水，吸湿水达到最大→吸湿系数
松束缚水，薄膜水达到最大→最大分子持水 量
粘粒 强风化区土壤
养分高，团聚性强，保水 耕性较 保肥力强，通气性差，易 好 板结
2020年2月1日
13
④土壤结构 土壤固相颗粒很少呈单粒存在，土壤矿物颗粒与有机质颗粒
相互作用，聚积形成大小不同、形状各异的团聚体。这些团 聚体的组合排列称为土壤结构，土壤结构是成土过程的产物。 不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构。 土壤团聚体：土壤颗粒通过有机质、水等胶结在一起，形成 团粒，称为土壤团聚体。 团聚体是土壤结构的基本单位。土壤团聚体有利于水分与养 份的长久保持与稳定。 土壤团聚体内和团聚体之间是连通的毛细孔隙与非毛细孔隙， 构成土内水分传输的通道网络。
2020年பைடு நூலகம்月1日
7
液相存在于土壤固相物质构成的孔隙网络中，由溶质与胶体 组成的溶液和悬浊液构成。
毛管水
可分为
重力水
土壤颗粒所吸附的液态薄膜水
气相占据土壤中没有被液态水所占据的土壤空隙。气相的体积 随土壤含水量的变化及土壤通气性而变化。成分与大气成分接 近。
2020年2月1日
8
②土壤中各相的体积与质量构成
2.膜状水所受的土粒表面分子引力较小，能在土粒表面缓慢移动
3.膜状水可以被植物吸收利用，但不能满足作物需求，只有根系 周围的膜状水才能被植物吸收
膜状水含量影响因素：土壤质地、有机质含量 土壤质地越粘重，膜状水含量越高
2020年2月1日
24
（3）毛管水：由于毛管力作用而赋存在土壤毛管网络内的水分 所受土壤吸力为0.08～ 6.25个大气压，可自由上下左右移动， 有溶解养分的能力，是植物生长需水中最有效的土壤水分。包括 毛管上升水、毛管悬着水
土壤的持水力与作物的吸水力基本相等，作物吸收不到水分， 是作物可利用水量的下限
【最大分子持水量】：膜状水的水膜达到最大厚度时的土壤含水 量。 包括全部吸湿水和全部膜状水，受力0.63MPa 。
2020年2月1日
33
【毛管断裂含水量】（生长阻滞含水量）：当土壤中的悬着毛管 水因作物吸收和土表蒸发而发生断裂时的土壤含水量。相当于 全部吸湿水、膜状水和部分悬着毛管水。
2020年2月1日
10
③土壤颗粒大小、质地
通常对2.0mm以下土壤颗粒分三级：粘粒、粉粒、砂粒 土壤颗粒的表面积总和很大，可吸附其它离子与胶体。 为什么有砂土、粉土、粘土、壤土之称：由土壤质地决定：砂 粒，粉粒和粘粒的相对百分组成所决定，下面看几张土壤剖面
2020年2月1日
11
粘土 滞水
砂土 粗颗粒 易排水
体积 VS
VW
VA
Vf
质量
M S 16
MW
忽略
土体 VT
Mt
土壤孔隙比： 土壤孔隙所占总体积与固体物质所占体积之比
e Vf Va VW
VS
VS
孔隙度（率）：土壤孔隙体积与土壤总体积之比，一般0.3～0.6
n Vf Va VW
VT
VT
项目 土壤颗粒 液态水 空气 孔隙度 土体
体积 VS
【上升毛管水】是指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的 毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统上升并保持在土壤中的那一部 分水分（与地下水有直接联系）。
毛
管
上
升
水
土粒
示
意
地下水位 图 2020年2月1日
上升毛 管水达 到最大 时的含 水量为 毛管持 水量
25
毛
②毛管悬着水（有上凹形液面与下 管
凸形液面）
项目 土壤颗粒 液态水 空气 孔隙度
体积 VS
质量
MS
VW
VA
Vf
MW 忽略
土体 VT
Mt
2020年2月1日
9
土壤总容积(Vt)是土壤中固体颗粒的容积与土壤中各种大小孔 隙容积的总和。Vt= Vs+V+V式中， Vt为土壤固体颗粒容积， V为土壤空气容积， V为土壤水容积。 土壤孔隙的数量一般用孔隙度(简称孔度)表示。即单位土壤容 积内各种大小孔隙容积(V+V)所占的百分数，它表示土壤中 各种大小孔隙度的总和。
2020年2月1日
3
（2）包气带和饱和带 包气带的定义：地面以下潜水面以上的地带，也称非饱和带。 是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带； 三相系统：土壤颗粒、水分和气体； 饱和带的定义：在地下潜水面以下，土壤处于饱和含水状态， 是土壤颗粒与水分的二相系统。
2020年2月1日
4
（3）土壤水 土壤水：土壤中各种形态水分的总称。（环境科学大辞 典） 存在于非饱和带土壤孔隙中及土壤颗粒所吸附的水分。 （中国大百科全书） 储存和运移于地表，向下延伸至潜水面以上的土壤水分 （包括固态水、气态水和液态水），称为土壤水。 水文学上土壤水是指存在于包气带中的水。
吸湿水达到最 大时的含水量 为吸湿系数
受土壤表面分子的强烈吸引,为无效水，不能被植物吸收利用 具有固态水的性质：密度大，热容量小，冰点低，没有溶解能
力，不能自由移动，只能在高温下气化。 影响吸湿水含量的因素
（1）土壤空气湿度：土壤空气湿度愈大，吸湿水愈多，土壤空 气湿度达到饱和时，吸湿水达到最大
VW
VA
Vf
VT
2020年2月1日
质量
M S 17
MW
忽略
Mt
2、土壤水分的作用力和土壤水分的存在形式
作用力： 分子吸附力（主要）：土壤颗粒表面附近的液态水受到土 颗粒静电场的作用而受到的力，即粘附力（液体分子与固体 分子之间的相互引力），在水文学里称为分子吸附力。 重力：土壤水分在地球重力场中受到的地球引力。赋存在 非毛细空隙（土壤大孔隙或通气孔隙）中的水分主要受到重 力的作用。 毛管力
下渗过程的阶段划分； 下渗水的垂向分布； 下渗要素； 天然条件下的下渗（难点）
2020年2月1日
2
一、土壤水的存在形式 1、土壤的水理性质 （1）土壤的定义
地球表面具有肥力，能生长植物的疏松表层。（from《环境科 学大辞典》）
成因：由岩石风化和母质的成土过程综合作用下形成的，它由 矿物质、动植物残体腐蚀产生的有机物质以及水分、空气等固、液、 气三相组成；
2020年2月1日
重力水：
受重力支配不能被 土壤所保29 持的水分
二、土壤含水量与水分常数 1、土壤含水量：单位土体中所含水分的数量
(1)重量含水量m ：单位质量土壤中所含有的水分数量。
土壤含水量（重量%）=（原土壤重-烘干土重）100% /烘 干土重
m (m水 m干土 ) 100%
注：基数用烘干土，不能用原状土，便于相互比较
一般以一定厚度土层中所含的水层深度来表示土壤所含水量， 称为土壤蓄水量。
水层厚度（mm）= 土层厚度（mm）* v
2020年2月1日
31
【土壤水的相对含量】：指土壤含水量占田间持水量或全持 水量的百分数
旱地土壤相对含水量
%
土壤含水量 田间持水量
100 %
水田土壤相对含水量
%
土壤含水量 全持水量
2020年2月1日
6
液态水
固相 固相骨架：土壤矿物质颗粒和有机 质颗粒构成固体骨架，称为土壤基质
（ soil matrix）。
土壤矿物：由土壤原生矿物和土壤 次生矿物构成，矿物的化学组成与岩 石类型有关。 土壤有机质：包括生命体和非生命 的有机质。 土壤腐殖质：是扣除未分解和半分 解动植物残体及微生物体以外的有机 物质的总称。胡敏酸 、富敏酸 、胡 敏素
100 %
2020年2月1日
32
2.土壤水分常数：指每种土壤各种类型水分达到最大量的含水量。
【吸湿系数】：干土从相对湿度接近饱和的空气中吸收水汽的最 大量，即吸湿水达到最大量时的土壤含水量 。 包括全部吸湿水，受力3.1MPa
【凋萎系数】：植物产生永久凋萎时的土壤含水量。 包括全部吸湿水和部分膜状水。受力1.5MPa
有效水（容易 被植物吸收利 用的）
2020年2月1日
28
（4）重力水
【重力水】当土壤含水量超过土壤吸持水分的能力时，多余的水分由于 不能为毛管引力所保持，在重力的作用下通过大孔隙向下流失，这种受 重力作用而下移的水分称为重力水 分类：自由重力水和支持重力水
【自由重力水】：在重力作用下，直接进入地下水层， 成为地下水补给来源的水分 【支持重力水】：在重力作用下，向下移动的水分被 不透水层阻挡并停留在不透水层上成为滞水，这部分 水分叫做支持重力水
第六章 土壤水与下渗
一
土壤水的存在形式
二
土壤含水率与水分常数
三
土壤水分运动基本方程
四
下渗的物理过程
五
下渗理论与公式
六
影响下渗的因素
2020年2月1日
1
学习重点及难点： 1、认识土壤水分存在的基本形式；（重点掌握） 2、掌握土壤水分常数的概念（凋萎系数、田间持水量）。 3、了解土壤水势的存在形式及其达西公式，为后续的学习打 基础。（了解） 4、了解下渗的概念； 5、掌握下渗的物理过程（重点）
悬 着
【悬着毛管水】是指不受地下水 水
源补给影响的毛管水，即当大气降水
示 意
或灌溉后借毛管力而保持在土壤中的 图
水分。（与地下水无关）
土粒
悬着毛管水达到最大时的含水量为田间持 水量
求 4、是地下水和作物根层水分间的桥梁 毛管水含量影响因素：土壤质地、结构、地下水含量
2020年2月1日
27
吸湿水
薄膜水 毛管水
紧束缚水，吸湿水达到最大→吸湿系数
松束缚水，薄膜水达到最大→最大分子持水 量
粘粒 强风化区土壤
养分高，团聚性强，保水 耕性较 保肥力强，通气性差，易 好 板结
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13
④土壤结构 土壤固相颗粒很少呈单粒存在，土壤矿物颗粒与有机质颗粒
相互作用，聚积形成大小不同、形状各异的团聚体。这些团 聚体的组合排列称为土壤结构，土壤结构是成土过程的产物。 不同的土壤及其发生层都具有一定的土壤结构。 土壤团聚体：土壤颗粒通过有机质、水等胶结在一起，形成 团粒，称为土壤团聚体。 团聚体是土壤结构的基本单位。土壤团聚体有利于水分与养 份的长久保持与稳定。 土壤团聚体内和团聚体之间是连通的毛细孔隙与非毛细孔隙， 构成土内水分传输的通道网络。
2020年பைடு நூலகம்月1日
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液相存在于土壤固相物质构成的孔隙网络中，由溶质与胶体 组成的溶液和悬浊液构成。
毛管水
可分为
重力水
土壤颗粒所吸附的液态薄膜水
气相占据土壤中没有被液态水所占据的土壤空隙。气相的体积 随土壤含水量的变化及土壤通气性而变化。成分与大气成分接 近。
2020年2月1日
8
②土壤中各相的体积与质量构成
2.膜状水所受的土粒表面分子引力较小，能在土粒表面缓慢移动
3.膜状水可以被植物吸收利用，但不能满足作物需求，只有根系 周围的膜状水才能被植物吸收
膜状水含量影响因素：土壤质地、有机质含量 土壤质地越粘重，膜状水含量越高
2020年2月1日
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（3）毛管水：由于毛管力作用而赋存在土壤毛管网络内的水分 所受土壤吸力为0.08～ 6.25个大气压，可自由上下左右移动， 有溶解养分的能力，是植物生长需水中最有效的土壤水分。包括 毛管上升水、毛管悬着水
土壤的持水力与作物的吸水力基本相等，作物吸收不到水分， 是作物可利用水量的下限
【最大分子持水量】：膜状水的水膜达到最大厚度时的土壤含水 量。 包括全部吸湿水和全部膜状水，受力0.63MPa 。
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【毛管断裂含水量】（生长阻滞含水量）：当土壤中的悬着毛管 水因作物吸收和土表蒸发而发生断裂时的土壤含水量。相当于 全部吸湿水、膜状水和部分悬着毛管水。
2020年2月1日
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③土壤颗粒大小、质地
通常对2.0mm以下土壤颗粒分三级：粘粒、粉粒、砂粒 土壤颗粒的表面积总和很大，可吸附其它离子与胶体。 为什么有砂土、粉土、粘土、壤土之称：由土壤质地决定：砂 粒，粉粒和粘粒的相对百分组成所决定，下面看几张土壤剖面
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粘土 滞水
砂土 粗颗粒 易排水
体积 VS
VW
VA
Vf
质量
M S 16
MW
忽略
土体 VT
Mt
土壤孔隙比： 土壤孔隙所占总体积与固体物质所占体积之比
e Vf Va VW
VS
VS
孔隙度（率）：土壤孔隙体积与土壤总体积之比，一般0.3～0.6
n Vf Va VW
VT
VT
项目 土壤颗粒 液态水 空气 孔隙度 土体
体积 VS
【上升毛管水】是指土壤中受到地下水源支持并上升到一定高度的 毛管水，即地下水沿着土壤毛管系统上升并保持在土壤中的那一部 分水分（与地下水有直接联系）。
毛
管
上
升
水
土粒
示
意
地下水位 图 2020年2月1日
上升毛 管水达 到最大 时的含 水量为 毛管持 水量
25
毛
②毛管悬着水（有上凹形液面与下 管
凸形液面）
项目 土壤颗粒 液态水 空气 孔隙度
体积 VS
质量
MS
VW
VA
Vf
MW 忽略
土体 VT
Mt
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9
土壤总容积(Vt)是土壤中固体颗粒的容积与土壤中各种大小孔 隙容积的总和。Vt= Vs+V+V式中， Vt为土壤固体颗粒容积， V为土壤空气容积， V为土壤水容积。 土壤孔隙的数量一般用孔隙度(简称孔度)表示。即单位土壤容 积内各种大小孔隙容积(V+V)所占的百分数，它表示土壤中 各种大小孔隙度的总和。
2020年2月1日
3
（2）包气带和饱和带 包气带的定义：地面以下潜水面以上的地带，也称非饱和带。 是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带； 三相系统：土壤颗粒、水分和气体； 饱和带的定义：在地下潜水面以下，土壤处于饱和含水状态， 是土壤颗粒与水分的二相系统。
2020年2月1日
4
（3）土壤水 土壤水：土壤中各种形态水分的总称。（环境科学大辞 典） 存在于非饱和带土壤孔隙中及土壤颗粒所吸附的水分。 （中国大百科全书） 储存和运移于地表，向下延伸至潜水面以上的土壤水分 （包括固态水、气态水和液态水），称为土壤水。 水文学上土壤水是指存在于包气带中的水。
吸湿水达到最 大时的含水量 为吸湿系数
受土壤表面分子的强烈吸引,为无效水，不能被植物吸收利用 具有固态水的性质：密度大，热容量小，冰点低，没有溶解能
力，不能自由移动，只能在高温下气化。 影响吸湿水含量的因素
（1）土壤空气湿度：土壤空气湿度愈大，吸湿水愈多，土壤空 气湿度达到饱和时，吸湿水达到最大
VW
VA
Vf
VT
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质量
M S 17
MW
忽略
Mt
2、土壤水分的作用力和土壤水分的存在形式
作用力： 分子吸附力（主要）：土壤颗粒表面附近的液态水受到土 颗粒静电场的作用而受到的力，即粘附力（液体分子与固体 分子之间的相互引力），在水文学里称为分子吸附力。 重力：土壤水分在地球重力场中受到的地球引力。赋存在 非毛细空隙（土壤大孔隙或通气孔隙）中的水分主要受到重 力的作用。 毛管力
下渗过程的阶段划分； 下渗水的垂向分布； 下渗要素； 天然条件下的下渗（难点）
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2
一、土壤水的存在形式 1、土壤的水理性质 （1）土壤的定义
地球表面具有肥力，能生长植物的疏松表层。（from《环境科 学大辞典》）
成因：由岩石风化和母质的成土过程综合作用下形成的，它由 矿物质、动植物残体腐蚀产生的有机物质以及水分、空气等固、液、 气三相组成；
2020年2月1日
重力水：
受重力支配不能被 土壤所保29 持的水分
二、土壤含水量与水分常数 1、土壤含水量：单位土体中所含水分的数量
(1)重量含水量m ：单位质量土壤中所含有的水分数量。
土壤含水量（重量%）=（原土壤重-烘干土重）100% /烘 干土重
m (m水 m干土 ) 100%
注：基数用烘干土，不能用原状土，便于相互比较
一般以一定厚度土层中所含的水层深度来表示土壤所含水量， 称为土壤蓄水量。
水层厚度（mm）= 土层厚度（mm）* v
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【土壤水的相对含量】：指土壤含水量占田间持水量或全持 水量的百分数
旱地土壤相对含水量
%
土壤含水量 田间持水量
100 %
水田土壤相对含水量
%
土壤含水量 全持水量
2020年2月1日
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液态水
固相 固相骨架：土壤矿物质颗粒和有机 质颗粒构成固体骨架，称为土壤基质
（ soil matrix）。
土壤矿物：由土壤原生矿物和土壤 次生矿物构成，矿物的化学组成与岩 石类型有关。 土壤有机质：包括生命体和非生命 的有机质。 土壤腐殖质：是扣除未分解和半分 解动植物残体及微生物体以外的有机 物质的总称。胡敏酸 、富敏酸 、胡 敏素
100 %
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2.土壤水分常数：指每种土壤各种类型水分达到最大量的含水量。
【吸湿系数】：干土从相对湿度接近饱和的空气中吸收水汽的最 大量，即吸湿水达到最大量时的土壤含水量 。 包括全部吸湿水，受力3.1MPa
【凋萎系数】：植物产生永久凋萎时的土壤含水量。 包括全部吸湿水和部分膜状水。受力1.5MPa
有效水（容易 被植物吸收利 用的）
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（4）重力水
【重力水】当土壤含水量超过土壤吸持水分的能力时，多余的水分由于 不能为毛管引力所保持，在重力的作用下通过大孔隙向下流失，这种受 重力作用而下移的水分称为重力水 分类：自由重力水和支持重力水
【自由重力水】：在重力作用下，直接进入地下水层， 成为地下水补给来源的水分 【支持重力水】：在重力作用下，向下移动的水分被 不透水层阻挡并停留在不透水层上成为滞水，这部分 水分叫做支持重力水
第六章 土壤水与下渗
一
土壤水的存在形式
二
土壤含水率与水分常数
三
土壤水分运动基本方程
四
下渗的物理过程
五
下渗理论与公式
六
影响下渗的因素
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学习重点及难点： 1、认识土壤水分存在的基本形式；（重点掌握） 2、掌握土壤水分常数的概念（凋萎系数、田间持水量）。 3、了解土壤水势的存在形式及其达西公式，为后续的学习打 基础。（了解） 4、了解下渗的概念； 5、掌握下渗的物理过程（重点）
悬 着
【悬着毛管水】是指不受地下水 水
源补给影响的毛管水，即当大气降水
示 意
或灌溉后借毛管力而保持在土壤中的 图
水分。（与地下水无关）
土粒
悬着毛管水达到最大时的含水量为田间持 水量