0 土壤入渗
土壤入渗实验报告
一、实验目的1．加深对土壤渗吸速度变化的一般规律的了解。
2．了解土壤质地对土壤渗吸速度的影响。
3．掌握土壤渗吸速度的常规测定方法及装置原理。
二、实验设备水在土壤中入渗分为有压入渗和无压入渗。
如漫灌、畦灌和沟灌都属于有压入渗。
喷灌、滴灌属于无压入渗。
本试验是模拟有压入渗条件下，土壤渗吸速度的测定。
本试验为室内试验，试验装置如图4-1-1。
试验仪器大体分为由两部分，即试样渗吸桶和供水马氏瓶。
双环入渗试验的外环外径为15cm，内径14cm；内环的外径直径10cm，内径直径9cm，高15cm。
安装后要求内环环顶端与渗吸筒齐平，下端插入土内10cm。
试验桶正上方为自动供水箱（即为马氏瓶），使内环保持稳定的水层深度。
供水马氏瓶外径6cm，内径5cm。
此外再配备秒表、水桶、水勺和刮土板等试验用具。
三、实验方法及步骤1．实验准备工作a．人员分工每组实验人员3～5人，其中一人计时兼指挥，一人读取供水水位数值，一人加水，其余人员做记录和观察渗吸规律。
b．准备工作和内环一并称重，（1）测量试样桶容积V，按欲模拟土壤干容重干M。
计算出干土重'（2）将筛网贴紧桶底铺好，然后开始填装。
土样一般分5～6次填装，均匀夯实，层间要“打毛”。
土样全部装好后用刮板刮平表面，最后将马氏瓶安装好待用。
(3) 关闭供水箱（马氏瓶）的出水口，向水箱内注水，然后用胶塞密封注水进水口。
图4-1-1 试验装置示意图(4) 在试样图环内表层铺塑料薄膜，向环内注入约5cm深的水层，打开供水箱开关，用注射器抽水，直至马氏瓶能正常供水（目的是调节马氏瓶）。
(5) 检查秒表是否正常及回零位。
(6) 记录供水箱原始水位读数。
2. 实验方法及步骤试验人员必须精力集中，认真负责，在统一指挥下，分工协作，作好记录。
a．迅速抽取塑料薄膜，并开始记时水位数值。
b．读取第一分钟末供水箱的水位，按试验要求读取水位数值。
c．实验至渗吸速度稳定后(即每两次水位读数差相同)，实验结束。
土壤入渗测定方法评述
土壤入渗测定方法评述[摘要]为了解不同的土壤入渗测定方法，本文在介绍国内外有关土壤入渗测定方法的若干研究成果和进展的基础上，简要地分析了目前常用的双环法、人工降雨法、水文分析法、圆盘入渗仪法和盘式负压入渗仪法。
结果表明圆盘入渗仪法多用于测量土壤的饱和导水率，同时具有省时、省力、省水和准确等优势，更适合野外试验，可以代替双环法进行土壤渗透性的测定。
[关键词]土壤入渗；测定；方法0 引言入渗是指水分进入土壤形成土壤水的过程，是土壤水动力学中重要的基本概念，它是降水、地面水、土壤水和地下水相互转化的一个重要环节。
土壤水分入渗过程和入渗能力决定了降雨进程再分配中的地表径流和土壤储水性，在干旱、半干旱地区，林业发展的主要途径是充分有效地利用自然降水、减少地表径流、增加土壤水分。
定量描述土壤入渗过程是水循环及水利用的重要基础内容，对研究地表产流的机理，以及增加土壤入渗，提高作物水分利用效率等具有重要的理论意义和实践价值。
因此，土壤水分入渗的测定及其影响因子的研究受到极大的关注，许多学者就此问题进行了大量的研究，并获得了丰富的研究成果。
1 土壤入渗测定方法研究现状目前，国内外许多学者致力于土壤入渗测定方法的研究，并在试验研究中提出并应用了不同的方法和手段。
例如：环刀法、渗透筒法、单环法、水文法、马利奥特-双环法、人工降雨法、钻孔法、土柱法、稳定通量法、示踪法以及各种精密入渗仪法（如Hood入渗仪，Guelph入渗仪）等，可分为田间测定和室内试验2种。
Betrand（1965）曾对土壤入渗速率的测定方法作过评述。
在实际操作中常常受制于某些因素，使得基于不同方法所测定的结果有所不同。
目前使用较多的方法为双环法（注水法）、人工降雨法、水文分析法、圆盘入渗仪法和盘式负压入渗仪法等。
1.1 双环法双环法通常采用同心环入渗装置。
同心环为两个同心铁环，其上下无底，要有足够刚度，以便打入土中不变形。
一般常用的同心环，外环直径50.5㎝，内环直径30.5㎝，环高25㎝，打入土中15㎝，环高及打入土中深度与内环相同。
不同林地土壤水分入渗和入渗模拟的研究_周择福
第33卷第1期1997年1月 林 业 科 学SC IEN TIA SILV AE SIN ICAE V o l.33,N o.1J a n.,1997不同林地土壤水分入渗和入渗模拟的研究*周择福 洪玲霞(中国林业科学研究院林业研究所 北京 100091) (中国林业科学研究院资源信息研究所 北京 100091)摘 要 由达西定理和能量守恒原理推导了土壤水分入渗的数学模型,水平土柱法实测了模型中的基本运动参数:土壤水分扩散率D(θ),推求了土壤水分非饱和导水率K(?,经过计算机用有限差分法模拟了六块不同林地的土壤水分入渗过程,实地试验检验了模拟结果。
结果表明计算的累积入渗量和入渗率与实测值非常一致。
经过模拟结果绘制的入渗时水分随时间变化的剖面图,形象地反映了不同林地的土壤水分入渗的全过程。
关键词 土壤水分入渗,动态模拟,不同林地类型土壤水分入渗过程和渗透能力决定了降雨进程再分配中的地表迳流和土壤储水性,在干旱、半干旱地区,林业发展的主要途径是充分有效地利用自然降水、减少地表迳流、增加土壤水分。
因此,土壤水分入渗的研究在干旱半干旱地区较为重要。
多年来,该研究逐步深入。
研究途径可分为两类:纯经验公式和半理论、半经验公式。
随着计算机技术和数学——物理建模技术的发展,利用数学——物理的原理,建立数学模型,然后应用计算机技术进行数值模拟,再经实验验正模拟结果,解决实际问题,减少大量的田间试验,提高试验精度。
用这一方法研究土壤水分入渗已经在农业和水利部门取得了很大的成功,推动了农田水利土壤水分研究的向前发展[1]。
但是,此项研究在林业,特别在干旱、半干旱地区的不同林地尚属空白。
因此,本文就此问题进行了研究。
1 土壤水分入渗模型的建立及边界条件的确定 由Darcy定律和能量守恒原理推导的土壤水分运动方程反映了土壤水分运动的基本规律,其方程为: θt=z D(θ)θz±K(θ)z(1)式中:θ为土壤容积含水量(cm3/cm3);D(θ)为土壤水分扩散率(cm3/cm3);K(θ)非饱和导水率(cm/min);z为土壤水分入渗的深度(cm);K(θ)/z为由土壤水的重力势引起的水分变化,水流方向与所取坐标访向一致取+,否则为-。
土壤入渗实验指导书
《水文学原理》实验指导书天津农学院水利工程系2006.9实验一土壤渗透系数的测定[实验目的]：１．掌握土壤下渗的物理过程及下渗机理；２．测量土壤渗透系数Ｋ；３．学习正确使用渗透筒。
[实验原理]：下渗过程一般划分为三个阶段。
第一阶段为渗润阶段，这阶段，土壤含水量较小，分子力和毛管力均很大，再加上重力的作用，所以此时土壤吸收水分的能力特别大，以致初始下渗容量很大，而且由于分子力和毛管力随土壤含水量增加快速减小，使得下渗容量迅速递减。
第二阶段为渗漏阶段，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减小阶段，所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。
第三阶段为渗透阶段，在这一阶段，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。
控制这一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，称为稳定下渗率。
[实验仪器]：1.渗透筒（渗透环）一套——渗透筒是用金属做的一套无底同心圆柱筒，筒底具刀口，同心环内管的横截面积为1000cm2,内径35.8cm，高30-50cm，外筒内径60cm（亦可用土埂围堰代替外筒）；2.量筒500ml和1000ml各一个；3.水桶2个；温度计1支（刻度0-50℃）；秒表（普通钟表）1块；量水测针或木制厘米尺一个；席片或塑料薄膜（灌水时防止冲刷用）。
[实验步骤]：1.选取具有代表性的地块，把渗透筒的内筒插入土中，深度10cm左右，同时插好外筒。
如无外筒，可筑埂围堰，高度和内筒高相平，埂顶宽20cm，并捣实之。
2.同内外插入量水测针或木制厘米尺各一支，筒内水层厚度一般保持5cm。
3.把席子或塑料薄膜放入筒底，同时把温度计插入筒内。
在开始灌水时，土壤吸水速度较快，为使筒内达到一定水层，第一次灌水要快，同时视水层下降程度进行第二次灌水，以使水位高度保持原定高度。
土壤入渗实验报告
河海大学土壤入渗实验报告班级: 农水2班土壤入渗实验报告一、实验目的:进行土壤入渗试验,对土壤入渗规律有大致了解,并且利用测的数据绘出土壤累积入渗量与时间的关系曲线,利用该曲线求出入渗强度与时间的关系。
二、实验仪器:直径4、5cm的土柱圆筒、宽5cm长4cm的马氏瓶、托盘、烧杯、天平、直尺、滤纸、秒表、疏松土壤、自来水。
三、实验步骤:1)把准备好的土装入圆筒中,每装5cm就夯实一次,直至土的的顶端位于圆筒进水孔的下缘。
2)检测马氏瓶就是否漏气。
如果漏气就换试验设备或者用凡士林涂抹。
3)将水灌入马氏瓶,把马氏瓶的出水孔与圆筒的进水口用橡胶管连接好,调节圆4)筒与马氏瓶的相对高度使得马氏瓶的出水孔刚好出水。
5)读取马氏瓶中水的高度。
6)实验开始,量取土柱量筒中土壤稳定下渗时土柱的淹水的深度,分别读取实验7)开始后第1、3、5、7、10、15、20、25、30、35、40min钟时马氏瓶中水的高度。
8)根据马氏瓶的面积与圆筒的面积求出圆筒中从开始到不同时刻的累积入渗量I,画出土壤累积入渗量I与时间的关系曲线,并利用该曲线求出入渗强度i与时间的关系。
四、实验数据:见后附页。
五、数据分析:I f=0、20 cm/min ;S=2、44 ;I1=1、22 cm/min ;Ɑ=0、51 。
入渗强度-时间曲线图入渗强度-时间双对数曲线图湿润锋深度与时间关系图时间t/min湿润锋深度/mm F=38、5×t0、563随着入渗时间的延长,土壤累积的入渗深度与入渗水量不断增大,初始时刻增加较快,随着时间的不断延长,土壤累积的入渗深度与入渗水量增长速度减缓。
土壤入渗强度随时间的延长而迅速减小,在初始时刻减小很快,随着时间的推移最后趋近于某一稳定值,形成这种现象的主要因素就是入渗路径的不断加长,从水柱面到入渗锋面的水势梯度逐渐减小所以入渗强度也在不断减小,最后接近于该种土壤的渗透系数。
六、注意事项:1.土壤入渗要现实土壤足够湿润,然后才能开始记录试验数据,否则会出错。
第3章 土壤水分的入渗
s
0
2
erfc
z Nt 2 Mt
N
eM
z erfc
z Nt 2 Mt
3.2.1 第一类边界条件的求解
3.2.1.1 土壤水分线性方程的入渗解
(1)水平入渗（吸渗）问题
对水平半无限均质土柱来说，初始含水率θi均匀，进水 端含水率θ0 恒定，且水分扩散度为常数 得到D 定解问题：
2
t D x2
n
1, 2, …, n-1, n 1, 2, …, n-1, n
1/2, 1+1/2, …, (n-2)+1/2, (n-1)+1/2
r = 0 - r ( r = 1, 2, …, n)
(5)
Let
r D( )d
D r1/ 2
r 1
r d
r 1
(6)
For 1/2：
根据
0
i
d
2D
d
d
1/ 2
t
I (t) 0 i( )d
or
i(t) dI (t) dt
设供水强度为R(t )，上边界的吸渗能力为q(0,t)，有：
i(t) min(q(0,t), R(t))
3.1土壤水分入渗概述
3.1.3 三种入渗条件下的定解问题
• 入渗过程的三种情形
（1）入渗率 i 取决于供水强度 R，表层土壤含水率逐步 增加至近饱和，无地表积 水。
边界条件：
O θi
t1 t2
R
θ
t3
K
(
m
)
m
z
K ( m ) z0
R(t)
a.无积水
q(0,t) R(t)
z
O θi
土壤入渗理论与方法
西南林业大学硕士研究生文献综述论文题目：土壤入渗理论与方法学院：环境科学与工程学院年级： 2014级成员：冯晓月阮书鹏曹向文指导教师：宋维峰2015年4 月25 日摘要入渗是水文学中重要的基本概念，定量确定土壤入渗性能对认识水循环及水利用具有重要的理论意义和实践价值。
当然，从不同角度出发去探讨土壤入渗也有不同的科研意义。
本文试图通过对目前国内外对土壤入渗的研究做一个系统性归纳与对比，从而为下一步的学术论文打下基础。
关键词土壤入渗；方法；模型；影响因素AbstractInfiltration is a vital basic concepts in hydrology, qualitatively analysis soil infiltration capability has important theoretical significance and practical value in the water cycle and use. Of course, using different angle of view to discuss soil infiltration also have different research significance. This article attempts to do a systematic induction and comparison through the study of soil water infiltration at home and abroad, which lays the foundation for the next academic paper.Key wordssoil infiltration;methods; the influence of factors目录摘要 (II)关键词 (II)Abstract (III)Key words (III)第一章前言 (1)国内外研究动态 (1)研究目的及意义 (1)第二章试验理论与方法 (3)Green--Ampt物理模型 (3)其中Green和Ampt根据最简单的土壤物理模型，推出了一维土壤水分入渗模型： (3)Kostiakov经验模型 (3)第三章讨论 (4)参考文献 (5)第一章前言国内外研究动态目前针对土壤入渗的研究大体可分为“入渗类型”和“入渗过程”两种。
不同初始含水率下粘质土壤的入渗过程
不同初始含水率下粘质土壤的入渗过程刘目兴;聂艳;于婧【摘要】土壤入渗是降雨渗入土体形成土壤水的基本水文过程,土壤渗透能力影响着地表径流和土壤侵蚀强度.土壤初始含水量决定了入渗初期的土水势,是影响土壤入渗过程的重要因素.利用环刀法,观测了三峡库区林地和草地的土壤入渗过程,对比分析了不同初始含水率下土壤入渗率和常用入渗模型的适宜性.结果表明,随土壤初始含水率的增大,林地和草地下土壤初始入渗率减小,入渗趋于稳定所需时间缩短,累积入渗量和稳定入渗率增大.土壤含水率为12％的林地初始入渗率为8.95mm/min,是含水率40％林地初始入渗率的4倍,但1h累积入渗量仅是含水率40％林地的2/3.有机质含量丰富的草地土壤入渗过程对初始含水率的敏感性较弱,干湿草地相比较入渗参数的差异不如林地明显.随时间的延长,土壤入渗率逐渐降低,入渗曲线渐趋平缓,最小二乘法拟合结果显示Horton模型对林地和草地下土壤入渗过程的拟合效果较好,且模型参数具有物理意义,是分析和预测三峡库区林草覆盖下土壤入渗过程的适宜模型.【期刊名称】《生态学报》【年(卷),期】2012(032)003【总页数】8页(P871-878)【关键词】土壤入渗;土壤含水量;累积入渗量;入渗模型;三峡库区【作者】刘目兴;聂艳;于婧【作者单位】华中师范大学城市与环境科学学院,武汉 430079;华中师范大学城市与环境科学学院,武汉 430079;湖北大学资源环境学院,武汉 430062【正文语种】中文土壤入渗是降雨或灌溉水再分配的重要过程，提高表层土壤入渗量是植被涵养水源、调蓄径流，防止土壤侵蚀发生的关键[1- 2]。
土壤含水量尤其是初始含水率是影响水分入渗和传导过程，改变土壤入渗速率的重要因子[3]。
研究不同初始含水量下土壤入渗过程有利于揭示降雨产流机制，为防治水土流失提供理论依据。
20世纪50年代，国外学者已开始研究降雨入渗与土壤初始含水量的关系。
Philip在分析土壤初始含水量对土水势、瞬时入渗率、累积入渗量、土壤水分剖面及湿润峰的影响时，发现入渗初期土壤入渗率随土体含水量的增加而减小，随时间的延续，含水量对入渗率的影响越来越弱，直至可以忽略[4]。
土壤入渗实验报告
河海大学土壤入渗实验报告班级: 农水2班土壤入渗实验报告一、实验目的:进行土壤入渗试验,对土壤入渗规律有大致了解,并且利用测的数据绘出土壤累积入渗量与时间的关系曲线,利用该曲线求出入渗强度与时间的关系。
二、实验仪器:直径4、5cm的土柱圆筒、宽5cm长4cm的马氏瓶、托盘、烧杯、天平、直尺、滤纸、秒表、疏松土壤、自来水。
三、实验步骤:1)把准备好的土装入圆筒中,每装5cm就夯实一次,直至土的的顶端位于圆筒进水孔的下缘。
2)检测马氏瓶就是否漏气。
如果漏气就换试验设备或者用凡士林涂抹。
3)将水灌入马氏瓶,把马氏瓶的出水孔与圆筒的进水口用橡胶管连接好,调节圆4)筒与马氏瓶的相对高度使得马氏瓶的出水孔刚好出水。
5)读取马氏瓶中水的高度。
6)实验开始,量取土柱量筒中土壤稳定下渗时土柱的淹水的深度,分别读取实验7)开始后第1、3、5、7、10、15、20、25、30、35、40min钟时马氏瓶中水的高度。
8)根据马氏瓶的面积与圆筒的面积求出圆筒中从开始到不同时刻的累积入渗量I,画出土壤累积入渗量I与时间的关系曲线,并利用该曲线求出入渗强度i与时间的关系。
四、实验数据:见后附页。
五、数据分析:I f=0、20 cm/min ;S=2、44 ;I1=1、22 cm/min ;Ɑ=0、51 。
入渗强度-时间曲线图入渗强度-时间双对数曲线图湿润锋深度与时间关系图时间t/min湿润锋深度/mm F=38、5×t0、563随着入渗时间的延长,土壤累积的入渗深度与入渗水量不断增大,初始时刻增加较快,随着时间的不断延长,土壤累积的入渗深度与入渗水量增长速度减缓。
土壤入渗强度随时间的延长而迅速减小,在初始时刻减小很快,随着时间的推移最后趋近于某一稳定值,形成这种现象的主要因素就是入渗路径的不断加长,从水柱面到入渗锋面的水势梯度逐渐减小所以入渗强度也在不断减小,最后接近于该种土壤的渗透系数。
六、注意事项:1.土壤入渗要现实土壤足够湿润,然后才能开始记录试验数据,否则会出错。
土壤水分入渗的过程
土壤水分入渗的过程一、引言土壤水分入渗是指降雨或灌溉水分通过土壤表面逐渐渗透到土壤深处的过程。
这一过程对土壤水分的分布和利用具有重要意义。
本文将从土壤水分入渗的原理、影响因素以及入渗速率等方面进行探讨。
二、原理分析土壤水分入渗的原理主要涉及土壤孔隙结构和土壤水分运动。
当降雨或灌溉水分进入土壤后，首先通过土壤表面的孔隙或微孔，然后逐渐向下渗透。
入渗速率取决于土壤孔隙的大小和分布、土壤的渗透性、土壤的含水量以及水分的供应速率等因素。
三、影响因素1.土壤类型：不同土壤类型的孔隙结构和渗透性不同，因此土壤类型是影响入渗速率的重要因素。
例如，砂质土壤具有较大的孔隙和较好的渗透性，而粘土质土壤则孔隙较小，渗透性较差。
2.土壤含水量：土壤的含水量直接影响着入渗速率。
当土壤含水量较低时，土壤颗粒之间的接触较紧密，入渗速率相对较慢；当土壤含水量较高时，土壤颗粒之间的接触较松散，入渗速率相对较快。
3.土壤覆盖情况：土壤表面的覆盖物（如植被、积雪等）会对入渗速率产生显著影响。
覆盖物可以减缓雨水的直接作用，降低入渗速率；而无覆盖的土壤表面则容易发生径流，导致入渗速率加快。
4.土壤压实度：土壤的压实度会影响土壤的渗透性。
过度压实的土壤会导致孔隙变小，渗透性降低，从而减慢入渗速率。
5.降雨强度：降雨的强度决定了水分的供应速率。
当降雨强度较大时，土壤表面的水分饱和较快，导致入渗速率增加；而降雨强度较小时，土壤表面的水分饱和较慢，入渗速率较慢。
四、入渗速率测试方法入渗速率是评估土壤渗透性的重要指标，常用的测定方法有以下几种：1.水头法：利用垂直方向上的水头差测定土壤的入渗速率。
通过在土壤表面设置水桶，测量水位下降的速度来计算入渗速率。
2.柱渗法：将土壤样品填充到柱状容器中，施加一定的水头差，通过测量流入和流出水量的变化来计算入渗速率。
3.试验井法：在土壤中钻取试验井，利用水位上升的速度来计算入渗速率。
4.气压法：利用气压对土壤进行脱水，测量土壤脱水过程中的变化来计算入渗速率。
入渗速度计算公式
入渗速度计算公式入渗速度是指单位时间内土壤中水分的渗透速度，通常用长度单位时间内的水分渗透深度来表示。
入渗速度的计算对于土壤水分的管理和灌溉系统的设计具有重要意义。
在农业生产中，了解土壤的入渗速度可以帮助农民合理安排灌溉时间和水量，提高水资源利用率，减少水资源的浪费，同时也有助于减少土壤侵蚀和水土流失。
入渗速度的计算可以通过多种方法进行，其中最常用的方法是使用入渗速度计算公式。
入渗速度计算公式是根据土壤类型、土壤湿度、温度和施用的压力等因素来确定的。
下面将介绍几种常用的入渗速度计算公式及其应用。
1. Horton入渗方程。
Horton入渗方程是描述土壤入渗速度变化规律的经典方程之一，其表达式为：f(t) = f_c + (f_0 f_c) exp(-kt)。
其中，f(t)表示时间t时刻的入渗速度，f_c表示土壤中的残余入渗速度，f_0表示土壤初始入渗速度，k为入渗速度的衰减系数。
Horton入渗方程适用于短时段内的入渗速度计算，可以较准确地反映土壤的入渗特性。
在实际应用中，可以通过实地观测和试验数据来确定方程中的参数值，从而计算出具体的入渗速度。
2. Green-Ampt方程。
Green-Ampt方程是另一种常用的入渗速度计算公式，其表达式为：f(t) = K_s + (θ_s θ_i) (1 exp(-α t)) / (1 + (α l))。
其中，f(t)表示时间t时刻的入渗速度，K_s表示饱和水头，θ_s表示饱和含水量，θ_i表示初始含水量，α表示土壤的入渗率常数，l表示土壤的厚度。
Green-Ampt方程适用于较长时间段内的入渗速度计算，可以考虑土壤的水头和含水量等因素对入渗速度的影响。
在实际应用中，需要根据土壤的特性和环境条件来确定方程中的参数值，从而计算出具体的入渗速度。
3. Philip方程。
Philip方程是描述土壤入渗速度变化规律的另一种经典方程，其表达式为：f(t) = S (1 exp(-at^n))。
灌溉排水工程学-考点
名词解释田间持水量：13土壤中悬着毛管水达到最大时的土壤含水量，包括全部吸湿水、膜状水和毛管悬着水。
是土壤中对作物有效水分的上限指标，常把它作为灌水定额的依据。
土壤水分特征曲线：15土壤水的基质势或土壤水吸力是随土壤含水率而变化的，用原状土样，测定其不同含水量时的土壤水吸力相应值，并绘制成曲线。
作物需水量：25包含生理和生态两个方面的需水量。
通常认为其为植株蒸腾量和棵间蒸发量之和。
参考作物蒸发蒸腾量：29指高度一致、生长旺盛、完全覆盖地面而不缺水的绿色草地的蒸发蒸腾量。
它不受土壤含水量和作物种类的影响。
作物系数：32某时段作物蒸发蒸腾量与参考作物蒸发蒸腾量之比。
灌溉制度：36指特定作物在一定的气候、土壤、供水等自然条件和一定的农业技术措施下，为获得高产或高效，实现节约用水，所制定的适时适量的农田灌水方案。
灌水定额：36一次灌水单位面积上的灌水量。
灌溉定额：36作物全生育期各次灌水定额之和。
作物水分生产函数：50指农业生产水平基本一致的条件下，作物所消耗的水资源量与作物产量之间的关系。
非充分灌溉：52在作物的全生育期，如何合理分配有限水量，以获得较高产量或效益；或使缺水造成的减产损失减少。
灌水率：56指灌区单位面积上所需要的灌溉净流量。
灌溉用水量：55指某一灌溉面积上需要从水源提供的水量。
土壤计划湿润层深度：在灌水时，我们计划湿润的土层深度，需要调节控制的土壤层深度。
灌水方法：59指灌溉水进入田间或作物根区内土壤转化为土壤肥力水分要素的方法。
也指灌溉水湿润田面或田间土壤的形式。
灌水技术：59指相应于某种灌水方法所必须采用的一系列科学技术措施。
微灌：60指利用一套专门设备，将经过滤的灌溉水加低压或利用地形落差自压，通过管道系统输送至末级管道上的特殊灌水器，使水和溶于水中的化肥以较小的流量均匀、缓慢的湿润作物根系区附近的表面土壤或地表下土壤。
喷灌：59利用一套专门设备将灌溉水加压或利用地形高差自压，并通过管道系统输送压力水至喷洒装置喷射到空中分散成细小的水滴，如降雨落到地面，随后主要借毛细管力和重力作用渗入土壤灌溉作物的灌水方法。
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
野外入渗试验
野外土壤入渗实验一、实验目的1．分析饱和供水条件下野外包气带下渗速率随时间的变化特征；2．测定包气带土壤渗透系数，认识渗透系数等参数在农田灌溉及水土保持中的重要性。
二、实验原理在内环中保持一定水层厚度(2-5cm)，则入渗试验时，入渗水的水力梯度I为：（Hk+Z+L）/L≈1 （1）则渗透系数：k=Q/F=V （2）当单位时间渗入水量Q固定不变时，就可根据下式计算此时的渗透速度VV=Q/F=k （3）即稳定时段的下渗速度就是野外入渗试验所求包气带的渗透系数三、实验装置本实验的主要装置见图1。
图1 实验装置图1．水口橡皮塞；2．马氏桶；3．三脚架支点；4．过度段；5．进气阀门6．进气孔；7．放水阀门；8．连接软管；9．内环环体；10有机玻璃底环；11．排水胶塞；12．定位钉；13．土体；14．加压环；15．标尺注：（1）马氏桶内径160mm；（2）渗水环直径300mm，供水装置截面面积15cm2，高25cm。
四、实验步骤（1）马氏桶安装和调试关闭马氏桶两个进气阀门和一个放水阀门。
拔掉灌水口的橡胶塞，用漏斗和水勺向马氏桶中加水。
当桶中水位超过标尺零点时，停止加水，塞进灌水口橡胶塞。
微开放水阀，使马氏桶内减压，直至放水咀不连续出水为止，关掉放水阀。
此时打开两个进气阀，则进气发出口可能有少量水溢出，直到进气阀应停止溢水。
微开放水阀，进气咀中水位应该下降，并有空气通过进水咀进入马士桶中（观察的原则是：放水阀有连续水流流出，而进气咀无水溢出）。
确认后，马氏桶即处于待用状态。
（2）双环的安装试验地面稍加修整后，放上内环，将加压帽放在内环上，用大锤打击加压帽。
当内环上三个定位片与地表平齐后，内环入土即告完成。
之后将外环与内环基本同心的打入土体。
（3）设备连接将有机玻璃环装入内环中，其细管应与进水咀相对应。
使有机环处于高位，用销钉固定。
用橡胶塞将环底中部塞上。
将马氏桶放在内环和外环（或土埂）之间，其底部应距地表1~3cm。
第6讲 土壤水份入渗
干土在积水条件下的干 土入渗一定时间后，土 壤剖面中含水率分布 ， Coleman 与 Bodman 将 他们分为4个区：
• • • •
饱和区 过渡区 传导区 湿润区
含水
饱和区、过渡区 一般不存在
积水条件下的干土入渗：
积水后，表土含水率很 快增加到θ0 (<θs ) 地表处含水率梯度由大 变小，t足够大时地表含 水率不变 地表入渗率逐渐减小 湿润锋不断下移，含水 率变化平缓
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 ⎣
p
解得：
% ( z, p ) = θ 0 − θi e θ p
θ ( z, t ) = θ0 − θi ⎡
2
2 ⎡ K 2 D− 1 D K 4 D+ p ⎢ ⎣
(
)
⎤ ⎥z ⎦
+
θi
p
逆变换：
⎛ z − Kt ⎞ Kz D ⎛ z + Kt ⎞ ⎤ ⎢erfc ⎜ ⎟ + e erfc ⎜ ⎟ ⎥ + θi ⎢ ⎝ 2 Dt ⎠ ⎝ 2 Dt ⎠ ⎥ ⎣ ⎦
6.1 土壤水入渗过程
（1）过程描述
土壤渗透系数1.50e-06
土壤渗透系数是描述土壤对水分入渗能力的一个重要参数，通常用Ks表示。
它的大小直接影响着土壤对水分的保持能力，对于农田灌溉、城市排水和环境保护等方面都具有重要意义。
本文将从以下几个方面对土壤渗透系数进行深入探讨。
1. 土壤渗透系数的定义及意义土壤渗透系数（Ks）是指单位时间内单位面积土壤中水分的渗透速率，通常用米/秒或毫米/小时来表示。
它是描述土壤对水分渗透能力的一个重要参数，反映了土壤孔隙结构、土壤类型、土壤含水量等因素的综合影响。
土壤渗透系数的大小直接影响着土壤的通透性和保水能力。
当土壤的渗透系数较大时，土壤对水分的渗透速率就较高，有利于农作物的生长和发育，也有利于城市的排水和污水处理。
而当土壤的渗透系数较小时，土壤的保水性就较好，有利于保持土壤湿度，减少灌溉水的使用，对于节水和环境保护都具有重要意义。
2. 影响土壤渗透系数的因素土壤渗透系数受多种因素影响，主要包括土壤孔隙结构、土壤类型、土壤含水量、土壤有机质含量、土壤压实度等。
（1）土壤孔隙结构：土壤渗透系数与土壤的孔隙结构密切相关，孔隙结构复杂、孔隙分布均匀的土壤其渗透系数相对较大，相反则较小。
（2）土壤类型：不同类型的土壤其渗透系数也有所不同，如沙质土壤的渗透系数通常较大，而粘质土壤的渗透系数较小。
（3）土壤含水量：土壤的含水量对其渗透系数也有较大影响，一般来说，土壤含水量越高，渗透系数越大。
（4）土壤有机质含量：土壤中有机质含量高通常会提高土壤的渗透系数，因有机质会影响土壤的孔隙结构。
（5）土壤压实度：过高的土壤压实度会使土壤孔隙收缩，从而降低土壤的渗透系数。
3. 测定土壤渗透系数的方法目前，常用的测定土壤渗透系数的方法主要有水头稳态法、不透水柱法、土壤锥入法、潜水位法等。
水头稳态法是一种比较常用的方法，其原理是在土柱顶端施加一定水头，通过测定单位时间内土壤中的渗入水量和土壤高度的关系来计算渗透系数。
该方法适用范围广，操作简便，是一种比较常用的实验室测定方法。
考斯加可夫入渗公式
考斯加可夫入渗公式考斯加可夫入渗公式，这名字听起来是不是有点高大上，让人感觉云里雾里的？别担心，咱们今天就来好好聊聊它。
话说我当年在大学的时候，有一次跟着导师去做实地考察。
那是一个夏天，天气热得像蒸笼一样。
我们来到一片农田，准备研究土壤的入渗情况。
当时，导师就提到了考斯加可夫入渗公式。
考斯加可夫入渗公式是用来描述土壤水分入渗过程的一个重要工具。
简单来说，它就像是一个数学密码，能帮助我们解开土壤吸收水分的秘密。
这个公式长啥样呢？它一般写成：I = at^b ，这里的 I 表示累积入渗量，t 是入渗时间，a 和 b 是经验参数。
可别小看这几个字母和符号，它们组合起来可有着大作用。
在实际应用中，考斯加可夫入渗公式能帮助我们预测灌溉时水在土壤中的渗透速度和深度，这对于农业生产来说可是至关重要的。
比如说，我们知道了不同土壤类型的 a 和 b 值，就能合理安排灌溉时间和水量，既不会浪费水，又能让农作物喝饱水，茁壮成长。
想象一下，如果没有这个公式，农民们在灌溉时可能就像没头的苍蝇，不知道该浇多少水，什么时候浇。
而有了它，就好像有了一张精确的地图，能指引我们更好地利用水资源。
再举个例子，在城市的绿化工程中，也离不开考斯加可夫入渗公式。
要让公园里的花草树木长得茂盛，就得合理规划浇水。
要是水浇多了，不仅浪费，还可能导致土壤过于湿润，影响植物根系的呼吸；要是浇少了，植物又会缺水干枯。
这时候，根据土壤的特性和公式的计算，就能找到恰到好处的浇水方案。
回到我那次实地考察，我们在农田里挖了几个小坑，测量不同时间点土壤的入渗量。
那太阳晒得我汗流浃背，可一想到能通过这些数据更好地理解考斯加可夫入渗公式，心里就充满了干劲。
我们认真记录着每一个数据，生怕出一点差错。
在学习和应用这个公式的过程中，我也发现了一些有趣的现象。
不同地区、不同土壤质地的参数 a 和 b 差异还挺大。
比如说，砂土的入渗速度通常比较快，而黏土就相对较慢。
这就像是不同性格的人，有的急性子，有的慢性子。
0 土壤入渗
P I a 2
P Ia S
F
2 P 0.2S
P 0.8S
故入滲總量為
S P 0.2 S P 0.8S
美國水土保持局將集水區最大蓄水量，轉換為曲線 指數之關係如下
S (inch) 1000 10 CN
式中CN稱為曲線指數 ( curve number)，CN 值為土壤類別 、水文臨前狀況、土地利用狀況與水土保持工程措施等 因素所影響。 SCS 法中將土壤依排水特性，區分為 A、B、C 與 D 四 類； A 類表示滲水性良好之土壤，即不易產生直接逕流 。而由A類至D類，土壤之可滲水性逐漸降低。而對於水 文臨前狀況 ( antecedent moisture condition, AMC)， 則由乾燥到溼潤分為 AMCⅠ，AMCⅡ，AMCⅢ 等三種情況 。
4.6 影响径流产生的因素
• 雨强和雨量Rainfall intensity or amount • 前期条件Antecedent conditions • 土壤和植被Soils and vegetation • 地下水埋深Depth to water table (topography)
• 地质Geology
• Green-Ampt入渗公式简单，且有一定得物理基础，此 公式虽然按照均质土壤导出，但应用到非均质土壤或 初始含水率分布不均匀的情况时，也都能获得较好的 结果 • Green-Ampt入渗公式在应用上的主要困难在于如何正 确的确定参数Ks和sf。 Green-Ampt入渗公式缺点之一： Ks的正确的确定 。入渗时，地表至湿润锋之间含水率分布均一的假定 一般不会引起较大的误差，但地表含水率0值是较饱 和含水率s为小的某个值，因而入渗公式中（s-i）应 该换为（0-i）；Ks应换为K0，显然K0 < Ks 。 Bouwer建议K0 =0.5 Ks ， K0（原式中的Ks）即为稳定 入渗率fc，其值可由田间入渗实验测定。
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4.3 达西定律的直接应用
• 水平入渗问题..
–集总式土壤水侧向运动模型
地表水
河道 单元
王加虎，等。 一个考虑土壤水侧向运动的分布式墒情模型
不(弱)透水层
4.3 达西定律的直接应用
• 垂直入渗问题
–集总式分层下渗模型 –Green-Ampt模型
集总式分层下渗模型
• 《水文学原理》P88
–有限土柱长、土含不均匀、不同供水条件 –属于显式算法，收敛条件（时间、空间步长 的组合）要求非常严格
The Watershed Hydrological Cycle
不同形式的Richards方程
复习
Richards方程的数值解
复习
复习
遗留的问题
• 上边界条件
– 补给（降雨、灌溉）；蒸发
• 下边界条件
– 开敞（半无限土柱）；地下水变动
• 内部
– 源汇项；土壤水侧向运动
4.1 土壤水分入渗
• 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。
1 0
故积分限可取 0.01 ~ 1 si Neum an 由分析土壤物理特性得 到s f K r ds ，si为响应初始
0
含水率 i时的吸力。
此外还有其他一些表示sf的方法，但一般认为上述Mein 和Neuman的方法较为合理
菲利普入滲公式
Philip (1957) 採用Boltzmann轉換得到累積入滲量F(t)之
土壤水文学
——土壤水分入渗 河 海 大 学 水资源环境学院 郝振纯 王加虎
复习
Condensation
土壤在水文循环的重要作用
Transpiration & Evaporation
Precipitation
Evaporation
Soil Layer Infiltration Groundwater Recharge
4.5 经验公式
• KOCTЯ KOB 公式
• Holtan公式
• Horton公式
• SCS模型 • ……
Horton 入滲公式
F t f c t f0 fc 1 e kt k
1 f0 fc t ln k f fc
累積入滲量 Fp = itpo，且此 時之入滲率f = i，故可得
F K s t F s f s i ln 1 s f s i
上述第一个公式可以简 化为：f f c b ，与简化前 F 相比，f c 即 K s ; b K s s i s f 。当 t 达到一定时间后， F 值足够大，则 f f c，故 f c 也称为稳渗率。 当 t 0 时，F 0，则 f 。
4.6 影响径流产生的因素
• 雨强和雨量Rainfall intensity or amount • 前期条件Antecedent conditions • 土壤和植被Soils and vegetation • 地下水埋深Depth to water table (topography)
• 地质Geology
入渗过程
入渗过程
入渗过程——上边界条件
• 第1类边界条件
–灌溉使地表湿润，接近某一含水率（如饱和 含水率）称为“灌溉模型”。
入渗过程——上边界条件
• 第2类边界条件
–不形成积水或地表径流。入渗过程受供水控制。 –可称为“降水模型”
入渗过程——上边界条件
• 第3类边界条件
–供水强度超过土壤入渗能力后，地表形成积 水或同时产生径流。入渗称为“积水模型” 。
Green-Ampt理论
• 初始干燥的土壤在薄层积水时的入渗问题
• 又称活塞模型
4.4 半理论半经验公式
• Green-Ampt公式
• Philip公式 • Smith公式 • Parlange公式 • ……
• Green-Ampt入渗公式分析
sf f K s 1 s i F
• Green-Ampt入渗公式简单，且有一定得物理基础，此 公式虽然按照均质土壤导出，但应用到非均质土壤或 初始含水率分布不均匀的情况时，也都能获得较好的 结果 • Green-Ampt入渗公式在应用上的主要困难在于如何正 确的确定参数Ks和sf。 Green-Ampt入渗公式缺点之一： Ks的正确的确定 。入渗时，地表至湿润锋之间含水率分布均一的假定 一般不会引起较大的误差，但地表含水率0值是较饱 和含水率s为小的某个值，因而入渗公式中（s-i）应 该换为（0-i）；Ks应换为K0，显然K0 < Ks 。 Bouwer建议K0 =0.5 Ks ， K0（原式中的Ks）即为稳定 入渗率fc，其值可由田间入渗实验测定。
Green-Ampt入渗公式缺点之二： sf的正确的确定。
Bouwer 建议取s f 为进气值sa的 1 ，但确定sa 有时也很困难。 2 Mein和Larson提出用土壤水吸力 s的加权平均值作为 sa，即
s f sdKr，式中K r K S K s ，由于K r 0吸力s值将很大，
Precipitation Interception Transpiration
Overland flow Interflow Stream discharge Basin deep seepage
Baseflow
Evaporation Stemflow Throughfall Ponding Infiltration Recharge Root uptake Infiltration Interflow
Pe
P I a 2
P Ia S
F
2 P 0.2S
P 0.8S
故入滲總量為
S P 0.2 S P 0.8S
美國水土保持局將集水區最大蓄水量，轉換為曲線 指數之關係如下
S (inch) 1000 10 CN
式中CN稱為曲線指數 ( curve number)，CN 值為土壤類別 、水文臨前狀況、土地利用狀況與水土保持工程措施等 因素所影響。 SCS 法中將土壤依排水特性，區分為 A、B、C 與 D 四 類； A 類表示滲水性良好之土壤，即不易產生直接逕流 。而由A類至D類，土壤之可滲水性逐漸降低。而對於水 文臨前狀況 ( antecedent moisture condition, AMC)， 則由乾燥到溼潤分為 AMCⅠ，AMCⅡ，AMCⅢ 等三種情況 。
– 水文学：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问 题
– 水资源评价：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、农药及污染物随水分迁 移问题
– ……
4.1.1入渗过程的分析
干土入渗 的定性认识
非干土入渗的定性认识
累积入渗量 入渗率
入渗率随时间的变化
t po
f0 fc 1 f 0 i f c ln i f ik c
美國水土保持局入滲公式(SCS)
將降雨總量 P 區分為初期降雨損失量 Ia、有效降雨總量 Pe以及入滲總量F等三部份。SCS法假設
Pe F S P Ia
式 中 S 稱 為 集 水 區 最 大 蓄 水 量 ( potential maximum retention)，其值大小受土壤特性、水文臨前狀況、土地 利用狀況與水土保持工程措施等因素所影響 。因為 Ia = 0.2S，且Pe = P Ia F，則有效降Kt 式中s為土壤水份吸收度(sorptivity)，是土壤吸力勢能之 函數。將上式對t微分，可得
當 t∞時 ， f(t) 趨近於土壤之水力傳導度 Ks。菲利普公式中的 第一項與第二項，分別代表土壤吸力水頭與重力水頭之影響
1 1 2 f t st K s 2