4第四章+下渗
合集下载
相关主题
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
（四）湿润带 • 水分传递带之下，则是一个含水量随深度迅速递减的水分带，
称湿润带。 湿润带的末端称为湿润锋面，锋面两边土壤含水 量突变。此锋面是上部湿土与下层干土之间的界面。
✓ 随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸， 直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
✓ 在此过程中，如中途停止供水，地表下渗结束，但 土壤水仍将继续运动一定时间。
• 有些学者，例如菲利普(Philip)等， 曾试图将以上两个方向的下渗现象 分别加以定义：称沿水平方向的渗 入为水平吸收，而称沿垂直方向的 渗入为垂直下渗。
• 但一般不取这样的定义，原因有二：
• 一是垂直下渗和水平吸收是同时发生的， 其结果都是有一部分水渗人土壤中，从 而使土壤含水量增加；
• 二是只有在二维或三维情况下才有必要 将水平吸收区分出来考虑。在研究小流 域的下渗时，一般可以概化为垂向一维 问题，故毋须将水平吸收单独出来考虑。
第二节 下渗的测定
• 一、下渗的测定 二、下渗率或下渗量的计算
一、下渗的测定
• 按供水方式的不同，直接测定法又可分 为注水法与人工降雨法两种。
• （一）注水法 • （二）人工降雨法
• 选择代表性的场地，直接测定下渗过程， 进而得到单点的下渗曲线。
• 一般仅用于极小的土体表面。
（一）注水法
• 通常采用单管下渗仪或同心环下渗仪。 • 优点：容易操作、设备简单。 • 缺点：仅能反映试验场地一定的土壤条
• 土壤水分的再分配作用，对土壤中水分 总量及土壤剖面上的水分含量影响很大， 同时对降水后期土壤的蒸发都有较大影 响，因此，对土壤水分在分布的研究是 下渗研究中的重要内容。
四、下渗要素
（一）下渗率f：又称下渗强度，是指单位面积上单 位时间内渗入土壤中水量，常用毫米/分或毫米/小时 计。
（二）下渗能力fp：又称下渗容量，指在充分供水 条件下的下渗率。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规 律，并最终趋于稳定下渗。
• 优点：霍顿公式结构简单，在充分供水 条件下与实际资料配合较好，至今仍被 广泛应用。
2.考斯加柯夫公式
• 考斯加柯夫根据灌溉条件下水的下渗分 析得出如下公式
• F—下渗量；a—系数；n—与土壤性质有 关的参数，一般情况下为1/2。
（三）地形
• 地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度 和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流 速度快，历时短，下渗量就小。
（四）人类活动 既有增大的一面，也有抑制的一面。 正反馈：坡地改梯田、植树造林、蓄水工程
均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。 负反馈：砍伐森林、过度放牧、不合理的耕
• 整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及 其运动特征，可划分如下3个阶段：
（一）渗润阶段
• 降水初期，若土壤干燥，下渗水主要受分子力作用，被土 粒所吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水，当土壤含水量达 到岩土最大分子持水量时，开始向下一阶段过渡。
（二）渗漏阶段
• 随着土壤含水率的不断增大，分子作用力渐由毛管力和重 力作用取代，水在岩土孔隙中作不稳定流动，并逐渐充填 土壤孔隙，直到基本达到饱和为止，下渗过程向第三阶段 过渡。
• 经验系数a和n，必须经过试验才能测得。
• 其物理意义为：a代表开始时段内下 渗的数量，因此取决于土壤的结构 状况、起始土壤含水量和供水条件， 如土壤有裂隙或大孔隙，a就比较大， 否则较小。n代表渗透速度随时间减 小的程度，取决于湿润后土壤结构 的变化。
• 从下渗率公式可以看出，当时间t→∞时， f→0（因0<n-1<1），这与实际情况不符。 另外，t→0时，f→∞,这与实际情况也不 符合。
下渗又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的 运动过程。
✓ 下渗不仅影响土壤水和地下水的动态，直接决定 壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径流的 组成。
✓ 下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽 带，是径流形成过程、水循环过程的重要环节。
✓ 下渗是水循环中最难定量的要素之一。
第四章 下渗
• 第一节 下渗的物理过程 第二节 下渗的测定 第三节 影响下渗的因素
作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。
利用：在地下水资源不足的地区采用人工回灌， 则是有计划、有目的的增加下渗水量；反之在低 洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控 制下渗，控制地下水的活动。人们研究水的入渗 规律，正是为了有计划、有目的控制入渗过程， 使之朝向人们所期望的方向发展。
• 在降雨期，由于累积下渗量逐渐增加，缺水 量（S－F）逐步减少，下渗率 f 趋近于fc。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影 响。
第三节 影响下渗的因素
• 一、降水 二、土壤 三、植被 四、地形 五、人类活动
在天然条件下，实际的下渗过程远比理 想模式要复杂得多，往往呈现不稳定和不连 续性。形成这种情况的原因是多方面的，归 纳起来主要有以下五个方面：
3.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数：
• f = fc + a·（S－F）n
a——系数，随季节而变，一般在0.2-0.8之间； fc——稳定下渗率； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； n——指数，通常为1.4。
第一节 下渗的物理过程
• 一、下渗过程的阶段 二、下渗水分的垂向分布 三、土壤水分的再分布 四、下渗要素
一、下渗过程的阶段
• 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分 子力和毛管力的综合作用下进行的，其运动过 程就是寻求各种作用力的综合平衡过程。
• 分子力、毛管力随着土壤水分的增加而减小， 当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力 作用下运动。
从图形来模拟下渗曲线的数学表达式。 一般形式：这类表达式就是经验公式，此类公式的
类型颇多，共同的特征是具有下渗率随时间递减的 函数形式。
1.霍顿公式（1940）：
f = fc+（f0-fc）e-βt
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 f料c、作f0图可推由求实。测资料中直接求出， β则需根据实测资
（三）渗透阶段
• 特点：在土壤孔隙被水充满达到饱和状态时，水分主要受 重力作用呈稳定流动。
注意：三个阶段并无截然的分界，特别是在 土层较厚的情况下，3个阶段可能同时交错 进行。
有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗 漏，渗漏的特点是非饱和水流运动，而渗透 则属于饱和水流运动。
1. 渗湿阶段
分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
（一）降水
• 降水特性的影响因素：降水强度、历时、降水时程 分配及降水空间分布等。
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降 水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤， 下渗过程受降水过程制约。
• 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。 尤其是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的 土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔 隙中，从而可能减少下渗率（如黄土高原）。
• 对于均质土壤，渗透停止后，土壤剖面中的水 分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分 配，剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以 下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断 下移，湿润带厚度不断增加。再分配过程中土 壤水的流动速度决定于再分配开始时上层土壤 的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度） 以及土壤的导水性质。若开始时上层土壤含水 量高而下层土壤又相当干燥，则吸力梯度较大， 土壤水的流动速度快，反之，如开始时上层土 壤含水量低，下层土壤又较湿润，则吸力梯度 小，再分配主要在重力作用下进行，速度就慢。
非饱
和水
2. 渗漏阶段
流
毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3. 渗透阶段
重力作用，水分饱和。饱和源自流二、下渗水分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5mm水深），下渗水在 土体中的垂向分布，大致可划分为4个带。 它们具体反映了下渗水的垂向运动特征。
（一）饱和带
✓ 在这种情况下，土层内的水将发生再分配的运动过 程，其分布情况则决定于土壤特性。 实验证明：细颗粒土壤比粗颗粒土壤要慢些。
三、土壤水的再分配
• 当地表停止供水和地表积水消耗了以后， 水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水 分在水势作用下仍继续向下运动。原先 饱和层中的水分逐渐排出，含水量逐渐 降低，而原先干燥层中的水分逐渐增加， 这就是土壤水分的再分配。这个过程有 时可能几天就结束，有时可能延续很长 则间，其长短由土壤的水力学性质决定。
（二）土壤
• 主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含 水量。
✓透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大 小有关。
✓一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其 透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
（三）植被
• 有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞 水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流， 增大了下渗量。
（二）下渗能力fp：又称下渗容量，指在充分供水 条件下的下渗率。
（三）稳定下渗率fc （稳渗）
通常在下渗最初阶段，下渗率f具有较大的数值，称为初渗 （f0），后随着下渗作用的不断进行，土壤含水量的增加， 下渗率逐步递减，递减的速率是先快后慢。
当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值。此 时下渗率称为“稳定下渗率”。
• 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。
（二）过渡带
• 在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加急剧减 少，形成一个水的过渡带。过渡带一般在5厘米左 右。
（三）水分传递带
• 水分传递带位于过渡带之下，特点是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。
2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响，
• 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。（因为在每次间歇期间，土壤水 分仍继续进行分布，一部分深入下层，一部分耗于 蒸发，因此表层下渗能力得到不同程度的恢复。
• 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
件下的单点下渗情况。只可反映地表积 水条件下的下渗。实验时旁渗对结果影 响很大。 • 总体来说，注水法测定的结果偏大。
（二）人工降雨法
• 需要模拟降雨的专门设备好小型试验场 地。相对比较准确。
二、下渗率或下渗量的计算
应 用：可用于灌溉工程的建设、降雨径流计算工作 获取方法：先是通过实际试验，获得下渗曲线，再
第四章 下渗
什么叫下渗？
• 当向地面供水，例如降雨或人工灌溉时， 人们会发现，一部分水将沿地面流动， 一部分水则渗入地下。但在地面土壤比 较干燥，或者供水强度较小的情况下， 人们可能观察不到水沿地面流动，而仅 观察到水渗入土中。
• 如果再观察一下此过程中的土壤水分剖 面和土壤含水率的平面分布，则可以发 现：土层中湿润的深度将越来越深，渗 入到土壤中的水量将越来越多；同一深 度、不同地点的土壤含水率也在发生变 化，自供水所及之区域向四周递减并随 时变化。这种水分透过土壤层面(例如地 面)沿垂直和水平方向渗入土壤中的现象 称为下渗。
• 总之，再分配速度总是随时间而减小， 同时湿润锋的清晰度也越来越低，并逐 渐消失，最终趋于均一。从图中可以看 到再分配过程中，原来湿润的土层以不 断减小的速度向下层土壤输送水分的情 况。
• 对于不同类型的土壤，由于土壤特性的差 异，土壤水分的再分配速度也有差别。如 图所示，细粒含量多的土壤与粗颗粒含量 多的土壤相比，其水分再分配速度要慢、 这主要是粗质土壤的非饱和导水率大，且 随土壤含水量的减少而迅速降低；而较细 的土壤非饱和导水率小，随土壤含水量的 减少降低速度较慢，因此，其土壤水分的 再分配过程持续的时间较长。
称湿润带。 湿润带的末端称为湿润锋面，锋面两边土壤含水 量突变。此锋面是上部湿土与下层干土之间的界面。
✓ 随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸， 直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
✓ 在此过程中，如中途停止供水，地表下渗结束，但 土壤水仍将继续运动一定时间。
• 有些学者，例如菲利普(Philip)等， 曾试图将以上两个方向的下渗现象 分别加以定义：称沿水平方向的渗 入为水平吸收，而称沿垂直方向的 渗入为垂直下渗。
• 但一般不取这样的定义，原因有二：
• 一是垂直下渗和水平吸收是同时发生的， 其结果都是有一部分水渗人土壤中，从 而使土壤含水量增加；
• 二是只有在二维或三维情况下才有必要 将水平吸收区分出来考虑。在研究小流 域的下渗时，一般可以概化为垂向一维 问题，故毋须将水平吸收单独出来考虑。
第二节 下渗的测定
• 一、下渗的测定 二、下渗率或下渗量的计算
一、下渗的测定
• 按供水方式的不同，直接测定法又可分 为注水法与人工降雨法两种。
• （一）注水法 • （二）人工降雨法
• 选择代表性的场地，直接测定下渗过程， 进而得到单点的下渗曲线。
• 一般仅用于极小的土体表面。
（一）注水法
• 通常采用单管下渗仪或同心环下渗仪。 • 优点：容易操作、设备简单。 • 缺点：仅能反映试验场地一定的土壤条
• 土壤水分的再分配作用，对土壤中水分 总量及土壤剖面上的水分含量影响很大， 同时对降水后期土壤的蒸发都有较大影 响，因此，对土壤水分在分布的研究是 下渗研究中的重要内容。
四、下渗要素
（一）下渗率f：又称下渗强度，是指单位面积上单 位时间内渗入土壤中水量，常用毫米/分或毫米/小时 计。
（二）下渗能力fp：又称下渗容量，指在充分供水 条件下的下渗率。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规 律，并最终趋于稳定下渗。
• 优点：霍顿公式结构简单，在充分供水 条件下与实际资料配合较好，至今仍被 广泛应用。
2.考斯加柯夫公式
• 考斯加柯夫根据灌溉条件下水的下渗分 析得出如下公式
• F—下渗量；a—系数；n—与土壤性质有 关的参数，一般情况下为1/2。
（三）地形
• 地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度 和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流 速度快，历时短，下渗量就小。
（四）人类活动 既有增大的一面，也有抑制的一面。 正反馈：坡地改梯田、植树造林、蓄水工程
均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。 负反馈：砍伐森林、过度放牧、不合理的耕
• 整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及 其运动特征，可划分如下3个阶段：
（一）渗润阶段
• 降水初期，若土壤干燥，下渗水主要受分子力作用，被土 粒所吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水，当土壤含水量达 到岩土最大分子持水量时，开始向下一阶段过渡。
（二）渗漏阶段
• 随着土壤含水率的不断增大，分子作用力渐由毛管力和重 力作用取代，水在岩土孔隙中作不稳定流动，并逐渐充填 土壤孔隙，直到基本达到饱和为止，下渗过程向第三阶段 过渡。
• 经验系数a和n，必须经过试验才能测得。
• 其物理意义为：a代表开始时段内下 渗的数量，因此取决于土壤的结构 状况、起始土壤含水量和供水条件， 如土壤有裂隙或大孔隙，a就比较大， 否则较小。n代表渗透速度随时间减 小的程度，取决于湿润后土壤结构 的变化。
• 从下渗率公式可以看出，当时间t→∞时， f→0（因0<n-1<1），这与实际情况不符。 另外，t→0时，f→∞,这与实际情况也不 符合。
下渗又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的 运动过程。
✓ 下渗不仅影响土壤水和地下水的动态，直接决定 壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径流的 组成。
✓ 下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽 带，是径流形成过程、水循环过程的重要环节。
✓ 下渗是水循环中最难定量的要素之一。
第四章 下渗
• 第一节 下渗的物理过程 第二节 下渗的测定 第三节 影响下渗的因素
作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。
利用：在地下水资源不足的地区采用人工回灌， 则是有计划、有目的的增加下渗水量；反之在低 洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控 制下渗，控制地下水的活动。人们研究水的入渗 规律，正是为了有计划、有目的控制入渗过程， 使之朝向人们所期望的方向发展。
• 在降雨期，由于累积下渗量逐渐增加，缺水 量（S－F）逐步减少，下渗率 f 趋近于fc。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影 响。
第三节 影响下渗的因素
• 一、降水 二、土壤 三、植被 四、地形 五、人类活动
在天然条件下，实际的下渗过程远比理 想模式要复杂得多，往往呈现不稳定和不连 续性。形成这种情况的原因是多方面的，归 纳起来主要有以下五个方面：
3.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数：
• f = fc + a·（S－F）n
a——系数，随季节而变，一般在0.2-0.8之间； fc——稳定下渗率； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； n——指数，通常为1.4。
第一节 下渗的物理过程
• 一、下渗过程的阶段 二、下渗水分的垂向分布 三、土壤水分的再分布 四、下渗要素
一、下渗过程的阶段
• 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分 子力和毛管力的综合作用下进行的，其运动过 程就是寻求各种作用力的综合平衡过程。
• 分子力、毛管力随着土壤水分的增加而减小， 当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力 作用下运动。
从图形来模拟下渗曲线的数学表达式。 一般形式：这类表达式就是经验公式，此类公式的
类型颇多，共同的特征是具有下渗率随时间递减的 函数形式。
1.霍顿公式（1940）：
f = fc+（f0-fc）e-βt
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 f料c、作f0图可推由求实。测资料中直接求出， β则需根据实测资
（三）渗透阶段
• 特点：在土壤孔隙被水充满达到饱和状态时，水分主要受 重力作用呈稳定流动。
注意：三个阶段并无截然的分界，特别是在 土层较厚的情况下，3个阶段可能同时交错 进行。
有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗 漏，渗漏的特点是非饱和水流运动，而渗透 则属于饱和水流运动。
1. 渗湿阶段
分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
（一）降水
• 降水特性的影响因素：降水强度、历时、降水时程 分配及降水空间分布等。
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降 水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤， 下渗过程受降水过程制约。
• 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。 尤其是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的 土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔 隙中，从而可能减少下渗率（如黄土高原）。
• 对于均质土壤，渗透停止后，土壤剖面中的水 分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分 配，剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以 下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断 下移，湿润带厚度不断增加。再分配过程中土 壤水的流动速度决定于再分配开始时上层土壤 的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度） 以及土壤的导水性质。若开始时上层土壤含水 量高而下层土壤又相当干燥，则吸力梯度较大， 土壤水的流动速度快，反之，如开始时上层土 壤含水量低，下层土壤又较湿润，则吸力梯度 小，再分配主要在重力作用下进行，速度就慢。
非饱
和水
2. 渗漏阶段
流
毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3. 渗透阶段
重力作用，水分饱和。饱和源自流二、下渗水分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5mm水深），下渗水在 土体中的垂向分布，大致可划分为4个带。 它们具体反映了下渗水的垂向运动特征。
（一）饱和带
✓ 在这种情况下，土层内的水将发生再分配的运动过 程，其分布情况则决定于土壤特性。 实验证明：细颗粒土壤比粗颗粒土壤要慢些。
三、土壤水的再分配
• 当地表停止供水和地表积水消耗了以后， 水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水 分在水势作用下仍继续向下运动。原先 饱和层中的水分逐渐排出，含水量逐渐 降低，而原先干燥层中的水分逐渐增加， 这就是土壤水分的再分配。这个过程有 时可能几天就结束，有时可能延续很长 则间，其长短由土壤的水力学性质决定。
（二）土壤
• 主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含 水量。
✓透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大 小有关。
✓一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其 透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
（三）植被
• 有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞 水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流， 增大了下渗量。
（二）下渗能力fp：又称下渗容量，指在充分供水 条件下的下渗率。
（三）稳定下渗率fc （稳渗）
通常在下渗最初阶段，下渗率f具有较大的数值，称为初渗 （f0），后随着下渗作用的不断进行，土壤含水量的增加， 下渗率逐步递减，递减的速率是先快后慢。
当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值。此 时下渗率称为“稳定下渗率”。
• 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。
（二）过渡带
• 在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加急剧减 少，形成一个水的过渡带。过渡带一般在5厘米左 右。
（三）水分传递带
• 水分传递带位于过渡带之下，特点是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。
2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响，
• 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。（因为在每次间歇期间，土壤水 分仍继续进行分布，一部分深入下层，一部分耗于 蒸发，因此表层下渗能力得到不同程度的恢复。
• 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
件下的单点下渗情况。只可反映地表积 水条件下的下渗。实验时旁渗对结果影 响很大。 • 总体来说，注水法测定的结果偏大。
（二）人工降雨法
• 需要模拟降雨的专门设备好小型试验场 地。相对比较准确。
二、下渗率或下渗量的计算
应 用：可用于灌溉工程的建设、降雨径流计算工作 获取方法：先是通过实际试验，获得下渗曲线，再
第四章 下渗
什么叫下渗？
• 当向地面供水，例如降雨或人工灌溉时， 人们会发现，一部分水将沿地面流动， 一部分水则渗入地下。但在地面土壤比 较干燥，或者供水强度较小的情况下， 人们可能观察不到水沿地面流动，而仅 观察到水渗入土中。
• 如果再观察一下此过程中的土壤水分剖 面和土壤含水率的平面分布，则可以发 现：土层中湿润的深度将越来越深，渗 入到土壤中的水量将越来越多；同一深 度、不同地点的土壤含水率也在发生变 化，自供水所及之区域向四周递减并随 时变化。这种水分透过土壤层面(例如地 面)沿垂直和水平方向渗入土壤中的现象 称为下渗。
• 总之，再分配速度总是随时间而减小， 同时湿润锋的清晰度也越来越低，并逐 渐消失，最终趋于均一。从图中可以看 到再分配过程中，原来湿润的土层以不 断减小的速度向下层土壤输送水分的情 况。
• 对于不同类型的土壤，由于土壤特性的差 异，土壤水分的再分配速度也有差别。如 图所示，细粒含量多的土壤与粗颗粒含量 多的土壤相比，其水分再分配速度要慢、 这主要是粗质土壤的非饱和导水率大，且 随土壤含水量的减少而迅速降低；而较细 的土壤非饱和导水率小，随土壤含水量的 减少降低速度较慢，因此，其土壤水分的 再分配过程持续的时间较长。