第六章 下渗分析
合集下载
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-第6章 土壤水与下渗
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
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
07-下渗和径流解析
量随深度迅速递减，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。 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。
第六节 下渗（Infiltration）
一、概念 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。
（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。
一、下渗的物理过程
（一）下渗过程的阶段划分：
• 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。 • 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：
（三）流域植被、地形条件的影响
• 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。 • P81图2—33 • 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。
• 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。 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。
第六节 下渗（Infiltration）
一、概念 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。
（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。
一、下渗的物理过程
（一）下渗过程的阶段划分：
• 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。 • 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：
（三）流域植被、地形条件的影响
• 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。 • P81图2—33 • 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。
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
第6章 下渗
1 2fp来自t第二节 下渗理论与公式
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
②当D为的函数时，求解过程不展开，结论：
F (t ) St
1 2
dF (t ) 1 1 f p (t ) St 2 dt 2
第二节 下渗理论与公式
1 非饱和下渗理论
（2）、考虑重力作用的下渗
k ( ) 定解问题： t z [ D( ) z ] z Z向下为正 ( z,0) i
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 过渡带 风 干 土 田 间 持 水 量 饱 和 含 水 量 饱和带 过渡带
深度(m)
水分传递带
水分传递带
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
在供水条件充分大的条件下
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解 1. 当D()=D为常数时，问题变为： 2 D 2 t z (求解过程不展开) ( z ,0 ) i
(0, t ) s (, t ) i
下渗能力曲线形状为：
fp
D
( s i )t
100.0
累积下渗量( mm)
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
50 100 时间( min)
150
二、下渗的物理过程
根据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阶段： 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。 渗漏阶段：主要受毛管力、重力作用，入渗水 主要成为毛管水，当土壤含水量达到饱和含水量时 结束。 渗透阶段：受重力作用，入渗水成为自由重力 水向下渗出。
第六章 下渗
150 15 37.1 20.7 16.4 …… …… …… ……
共三十五页
➢ 1. 霍顿公式(gōngshì)
共三十五页
➢ 2.考斯加柯夫公式(gōngshì)
共三十五页
第四节 产流机制(jīzhì)
植物截留In
植物散发ET
降雨P
填洼D
蒸发E
下渗f
共三十五页
下渗f
一、截流(jié liú)与填洼
（2）上层细下层粗
共三十五页
四、产流的基本(jīběn)物理条件
1、超渗地面径流(jìngliú)(Rs)的产流机制
i fp
产流的物理条件： 超渗地面径流产生的物理条件是雨 强大于地面下渗容量。
共三十五页
四、 产流的基本(jīběn)物理条件（续）
2、壤中流(Rss)的产流机制(jīzhì)
fA
112233毛管水毛管水支持毛管水支持毛管水毛管悬着水毛管悬着水44重力水重力水最大吸湿量最大吸湿量最大分子持水量最大分子持水量凋萎含水量凋萎含水量毛管断裂含水量毛管断裂含水量田间持水量田间持水量饱和含水量饱和含水量各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力薄膜水毛管水重力水结合水自由水15分子力重力1000031625个大气压030001下渗的概念第二节下渗的物理过程和影响下渗的因素根据水分所受作用力及运动特征干燥根据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阶段
湿润锋
浙江(zhè jiānɡ)义乌红 壤剖面图
共三十五页
三、下渗率、下渗能力(nénglì)
➢ 下渗率(f )
➢ 稳定(wěndìng)下渗率(fc)
➢ 下渗能力(fp)
下 渗 率 ( mm/min) 累 积 下 渗 量 ( mm)
共三十五页
➢ 1. 霍顿公式(gōngshì)
共三十五页
➢ 2.考斯加柯夫公式(gōngshì)
共三十五页
第四节 产流机制(jīzhì)
植物截留In
植物散发ET
降雨P
填洼D
蒸发E
下渗f
共三十五页
下渗f
一、截流(jié liú)与填洼
（2）上层细下层粗
共三十五页
四、产流的基本(jīběn)物理条件
1、超渗地面径流(jìngliú)(Rs)的产流机制
i fp
产流的物理条件： 超渗地面径流产生的物理条件是雨 强大于地面下渗容量。
共三十五页
四、 产流的基本(jīběn)物理条件（续）
2、壤中流(Rss)的产流机制(jīzhì)
fA
112233毛管水毛管水支持毛管水支持毛管水毛管悬着水毛管悬着水44重力水重力水最大吸湿量最大吸湿量最大分子持水量最大分子持水量凋萎含水量凋萎含水量毛管断裂含水量毛管断裂含水量田间持水量田间持水量饱和含水量饱和含水量各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力薄膜水毛管水重力水结合水自由水15分子力重力1000031625个大气压030001下渗的概念第二节下渗的物理过程和影响下渗的因素根据水分所受作用力及运动特征干燥根据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阶段
湿润锋
浙江(zhè jiānɡ)义乌红 壤剖面图
共三十五页
三、下渗率、下渗能力(nénglì)
➢ 下渗率(f )
➢ 稳定(wěndìng)下渗率(fc)
➢ 下渗能力(fp)
下 渗 率 ( mm/min) 累 积 下 渗 量 ( mm)
下渗
最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水 厚度达最大 值。
凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压， 对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用。当 土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡，该 土壤含水量称为凋萎含水量。
土壤水分常数
毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连 续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量。土 壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的 形式向蒸发面运移，约为田持的65%。
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解
① 当D()=D为常数时，问题变为：
t
D
2
z 2
(z,0) i (0, t) s
令y(z,t)=(z,t)- i ,则：
(,t) i
以z为参数，将y(z,t)关于t 作拉氏变换:
y D 2 y
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解 1. 当D()=D为常数时，问题变为：
2
t D z2
(z,0) i
(求解过程不展开)
(0, t) s
(,t) i
下渗能力曲线形状为：
fp
fp
D
( s
1
i )t 2
t
第二节 下渗理论与公式
1 2
s i
f
p
(t
) (t) Ks
0.5Ks (s
i
)hs
t
1 2
饱和下渗理论和非饱和下渗理论推得的下渗曲线均为t-1/2的函 数，为下渗经验公式的提出奠定了理论基础。
凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压， 对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用。当 土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡，该 土壤含水量称为凋萎含水量。
土壤水分常数
毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连 续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量。土 壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的 形式向蒸发面运移，约为田持的65%。
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解
① 当D()=D为常数时，问题变为：
t
D
2
z 2
(z,0) i (0, t) s
令y(z,t)=(z,t)- i ,则：
(,t) i
以z为参数，将y(z,t)关于t 作拉氏变换:
y D 2 y
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解 1. 当D()=D为常数时，问题变为：
2
t D z2
(z,0) i
(求解过程不展开)
(0, t) s
(,t) i
下渗能力曲线形状为：
fp
fp
D
( s
1
i )t 2
t
第二节 下渗理论与公式
1 2
s i
f
p
(t
) (t) Ks
0.5Ks (s
i
)hs
t
1 2
饱和下渗理论和非饱和下渗理论推得的下渗曲线均为t-1/2的函 数，为下渗经验公式的提出奠定了理论基础。
水文学原理第六章下渗
fp(n 20)k ex k 2k p t2 t/4 /( 4 D D ) er(f4 kc D 2 t) kn
§2 非饱和下渗理论
3 完全下渗方程的解
第二种情况： 扩散率非常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系
t
z
D
(
)
z
k
(
)
z
(z,0) 0 (0,t) n (,t) 0
60.0
2.00
40.0
1.00
20.0
0.00 0
50
100
时 间 ( min)
0.0
150
0
50
100
150
时 间 ( min)
fp A
iE D
BC
t0 tp
t
§5 天然条件下的下渗
例若 题：充分供水条 面件 下下 渗， 方 fp地 (t程 )1为 8t12 0.4(mm /mi： n) （ 1） . 求累积下渗F能 (t)的 力表 曲达 线式；
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。
fp
fp
R
F
t
F
t
§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。
fp
是t0 时刻吗？
i
t0
t
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
第六章 下渗
在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。
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。
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。 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， 湿润锋面向土层深处延伸推进， 直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
下渗能力 土壤在充分供水条件下的下渗率， 用字母 fp 表示，又称下渗容量。
下渗曲线——又称 下渗能力曲线
f0 下渗速率
fc
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 f(t)~t 表示。
下渗累计曲线
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 F(t)~ t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率
几个基本概念
下渗（入渗） 下渗率（下渗强度） 下渗能力（下渗容量） 下渗曲线（下渗能力曲线） 下渗累计曲线 初始下渗速率
稳定下渗速率 fc 剩余下渗率
下渗、 下渗率、下渗能力（下渗容量）
下 渗 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。
下渗率 单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量， 用字母 f 表示，又称下渗强度。 常用单位mm/min 或 mm/hr
1
2
3
饱和含水量
第三阶段—— 渗透阶段
开始时刻 土壤含水量达到饱和含水量后，
土壤水受力 水分在重力作用下 以稳定下渗率（饱和水力传导系数） 稳定向下传输。 阶段内，属于饱和土壤水运动。
水分主要存在形式 重力水
三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律
包德曼（Bodman）利用砂壤土与粉砂土作试验， 在土样表面始终保持 积水 5 毫米的条件下， 依据下渗水在土壤中的垂向分布规律， 把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4个带
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。
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。 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， 湿润锋面向土层深处延伸推进， 直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
下渗能力 土壤在充分供水条件下的下渗率， 用字母 fp 表示，又称下渗容量。
下渗曲线——又称 下渗能力曲线
f0 下渗速率
fc
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 f(t)~t 表示。
下渗累计曲线
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 F(t)~ t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率
几个基本概念
下渗（入渗） 下渗率（下渗强度） 下渗能力（下渗容量） 下渗曲线（下渗能力曲线） 下渗累计曲线 初始下渗速率
稳定下渗速率 fc 剩余下渗率
下渗、 下渗率、下渗能力（下渗容量）
下 渗 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。
下渗率 单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量， 用字母 f 表示，又称下渗强度。 常用单位mm/min 或 mm/hr
1
2
3
饱和含水量
第三阶段—— 渗透阶段
开始时刻 土壤含水量达到饱和含水量后，
土壤水受力 水分在重力作用下 以稳定下渗率（饱和水力传导系数） 稳定向下传输。 阶段内，属于饱和土壤水运动。
水分主要存在形式 重力水
三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律
包德曼（Bodman）利用砂壤土与粉砂土作试验， 在土样表面始终保持 积水 5 毫米的条件下， 依据下渗水在土壤中的垂向分布规律， 把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4个带
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
第六章-地下水的渗流及工程降水概述
第六章 地下水的渗流及工程降水概述
第一节 概述
渗流：水在孔隙介质中的流动。 一、水利工程中常见的渗流问题
1、水流流经挡水建筑物发生渗流； 2、水透过水工建筑物地基中的渗流； 3、集水建筑物的渗流； 4、河渠及水库的渗流。
二、水在土壤中存在形式
➢汽态水：以水蒸汽形式存在于土壤空隙中，对水利工程 来讲一般可不计。 ➢吸着水和薄膜水：受分子力作用而挟持于土中的水，一 般不考虑。 ➢毛细水：受表面张力而移动的水，它可以传递静水压力。
人工降低地下水位，常用的为各种井点排水方法，它是 在基坑开挖前，沿开挖基坑的四周、或一侧、二侧埋设 一定
数量深于坑底的井点滤水管或管井，以总管连接或直接与抽 水设备连接从中抽水，使地下水位降落到基坑底0.5-1.0m以 下，以便在无水干燥的条件下开 挖土方和进行基础施工，不
一、地下河槽的恒定均匀渗流
由于 平均流速 流量 单宽流量
J i V ki Q kiA
0
q kih 0
二、地下河槽的恒定非均匀渐变渗流
1、地下河槽中的非均匀渐变渗流的基本公式----杜比（J. Dupuit）公式
微小流束的流速：
u k dH ds
断面平均流速：
1
1
dH
dH
V A A udA A A k ds dA k ds
因为渐变流同一过水断面上各点的测压管水头等于常数， 因此任微小流束两断面间的测压管的水头差相等均为dH，且 ds也近于相等，因此dH/ds为常数。
上式称为杜比公式，表明：过水断面上各点流速相等并等 于断面平均流速，流速分布为矩行，但不同过水断面上的流速 大小是不相等的。
2、棱柱体地下河槽中恒定渐变渗流的基本微分方程
时，dh/ds ，i 以水平线为渐进线。
第一节 概述
渗流：水在孔隙介质中的流动。 一、水利工程中常见的渗流问题
1、水流流经挡水建筑物发生渗流； 2、水透过水工建筑物地基中的渗流； 3、集水建筑物的渗流； 4、河渠及水库的渗流。
二、水在土壤中存在形式
➢汽态水：以水蒸汽形式存在于土壤空隙中，对水利工程 来讲一般可不计。 ➢吸着水和薄膜水：受分子力作用而挟持于土中的水，一 般不考虑。 ➢毛细水：受表面张力而移动的水，它可以传递静水压力。
人工降低地下水位，常用的为各种井点排水方法，它是 在基坑开挖前，沿开挖基坑的四周、或一侧、二侧埋设 一定
数量深于坑底的井点滤水管或管井，以总管连接或直接与抽 水设备连接从中抽水，使地下水位降落到基坑底0.5-1.0m以 下，以便在无水干燥的条件下开 挖土方和进行基础施工，不
一、地下河槽的恒定均匀渗流
由于 平均流速 流量 单宽流量
J i V ki Q kiA
0
q kih 0
二、地下河槽的恒定非均匀渐变渗流
1、地下河槽中的非均匀渐变渗流的基本公式----杜比（J. Dupuit）公式
微小流束的流速：
u k dH ds
断面平均流速：
1
1
dH
dH
V A A udA A A k ds dA k ds
因为渐变流同一过水断面上各点的测压管水头等于常数， 因此任微小流束两断面间的测压管的水头差相等均为dH，且 ds也近于相等，因此dH/ds为常数。
上式称为杜比公式，表明：过水断面上各点流速相等并等 于断面平均流速，流速分布为矩行，但不同过水断面上的流速 大小是不相等的。
2、棱柱体地下河槽中恒定渐变渗流的基本微分方程
时，dh/ds ，i 以水平线为渐进线。
第六章下渗案例
1、 Rs型——超渗产流型
特点：(1)产流量R取决于i和fp ， R=(i –f p)i ;
(2)雨止时土壤含水量仍未达到田间持水量 Wm； (3)径流成分单一。
2、 Rsat+Rss + Rg型——蓄满产流型
特点：(1)产流时土壤含水量已达到田间持水量Wm ；
(2)产流量R取决于降雨量P和初始土壤含水 量 W0， R=R(P,W0)=P-(Wm-W0) (3)径流成分复杂。
各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力
最 大 吸 湿 量
31
风 干
作 用 10000 力 水 分 存 在 形 式
凋 萎 含 水 量
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
0.3
重力
饱 和 含 水 量
0.001
15
6.25个大气压
毛管力
分子力
吸湿水
薄膜水 结合水
毛管水 自由水
ΣR (mm) 0.0 0.5 2.0 6.3 13.2 20.7 ……
F(t) (mm) 0.0 2.0 3.0 6.2 11.9 16.4 ……
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
0 1 2 5 10
50 100 时间( min)
150
15 ……
1. 霍顿公式
f p f c ( f 0 f c )e kt，f 0 — 初始下渗率；f c — 稳定下渗率。 ln( f p f c ) ln( f 0 f c ) kt
2.人工降雨法
第三节 下渗的确定
二、下渗量的计算方法 （此处采用经验下渗曲线） 基本思路：对在特定条件下取得的下渗资
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
下渗
受力状态分析
若水源在地面上保持有一定的深度，渗入土壤的下渗水所受的力有以下几种：
重力。当下渗锋面的深度为h时，锋面上水所受的重力为，其中，d为水密度（g/cm3）；g为重力加速度 （980cm/s2）；Sc为等面积水平截面上的孔隙面积（cm2），对同种土壤其为常数；h为土壤厚度（cm）。
毛管力。存在于下渗锋面上的土颗粒、水与空气交界处，方向向下，力的大小为，式中，Fm为毛管力 （10μN）；V为水张力系数，常温下为7.28×102μN/cm，θ为水—土颗粒接触角，常温下接近0°；Lm为等面 积内的下渗锋面上毛细孔隙壁的土颗粒与水接触线总长度（cm），对同一种土壤如考虑的面积相等且足够大，不 同截面上其值为常数。
式中，fp为下渗容量，Ks为饱和水力传导度，hp(t)为随时间变化的地面积水深度，Hc为湿润锋面处毛管上 升高度，l为下渗的土柱长度。
经验下渗公式
前面讨论的下渗理论，虽然提供了揭示下渗规律和分析影响因素的工具，但它们所处理的下渗问题一般只限 于简单情况。
谢谢观看
率的测定
下渗率在初始下渗时为最大（f0），随时间而递减，最终趋于稳定。稳定值称稳定下渗率fc。这种情况下的 下渗曲线又称下渗容量曲线。直接测定下渗容量曲线的方法有同心环法和单管法。测验过程中为保持环内或管内 固定水深而在单位时间内注入的水量就是下渗率。这两种方法得到的是一定条件下的单点下渗水量。在径流实验 场或径流试验小区，根据实测降雨量（人工降雨或天然降雨）和径流量，用水文分析法可求得一定面积上的平均 下渗率。
粘滞阻力。根据土壤水动力学，粘滞阻力，v为水流流速（水锋面下移速度），Vw为流动水体积，fk为阻力 系数，可由达西定律导出。当水在饱和带中垂直下渗时，毛管力为0，下渗力为重力，这时下渗强度等于渗透系数 K，渗流流速为v=K/e，e为土壤孔隙率，因为均速流动，所以重力等于粘滞阻力，即，可得。故粘滞阻力为。
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
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。
水文学原理第六章下渗
二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段——受力差异 下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中， 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 渗 润 阶段 渗 透 阶段 渗 漏 阶段 统称为渗漏阶段
下渗三阶段
2019
f0 起始下渗速率
01
2020
fc 稳定下渗速率
02
2021
土壤水受力
水分存在形式
结束时刻
开始时刻
饱和含水量
第三阶段—— 渗透阶段
土壤水受力
水分主要存在形式
开始时刻
重力水
土壤含水量达到饱和含水量后，
水分在重力作用下 以稳定下渗率（饱和水力传导系数） 稳定向下传输。 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 包德曼（Bodman）利用砂壤土与粉砂土作试验， 在土样表面始终保持 积水 5 毫米的条件下， 依据下渗水在土壤中的垂向分布规律， 把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4个带 1. 饱和带 2. 过渡带 3. 水分传递带 4. 湿润带，其下界面就是湿润锋面
形成吸湿水和薄膜水，
开始时刻
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
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，
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， 充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，
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，
使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。
下渗实验报告
一、实验目的1. 了解下渗的概念和影响因素。
2. 掌握下渗实验的基本操作方法。
3. 分析不同土壤类型和土壤含水量对下渗的影响。
4. 研究下渗过程中土壤水的动态变化。
二、实验原理下渗是指水分从地表渗入到地下的运动过程。
下渗速率是指单位时间内通过单位面积下渗面渗入到土壤中的水量。
下渗速率受多种因素影响，包括供水强度、土壤质地、土壤结构和土壤含水量等。
本实验通过测定不同条件下土壤的下渗速率，分析下渗的影响因素。
三、实验材料与仪器1. 实验材料：- 土壤样品（沙土、壤土、黏土）- 蒸发皿- 玻璃棒- 量筒- 滴定管- 电子天平- 秒表- 下渗实验装置（包括下渗池、土壤样品盒、进出水口等）2. 实验仪器：- 下渗实验装置- 雨量计- 水分测定仪- 土壤水分仪四、实验方法1. 准备土壤样品：分别取沙土、壤土、黏土样品，过筛后备用。
2. 测定土壤含水量：使用土壤水分仪测定不同土壤样品的初始含水量。
3. 设置实验装置：将下渗实验装置放置在平稳的实验台上，连接进出水口。
4. 进行下渗实验：- 将土壤样品放入土壤样品盒中，确保土壤表面平整。
- 用滴定管向土壤表面缓慢滴加定量水，模拟降雨过程。
- 记录下渗过程中不同时间点的下渗量，计算下渗速率。
- 每种土壤样品重复实验三次，取平均值。
5. 数据处理与分析：- 绘制下渗曲线，分析下渗速率随时间的变化规律。
- 对比不同土壤类型和土壤含水量对下渗速率的影响。
五、实验结果与分析1. 下渗曲线分析：- 沙土的下渗速率较快，壤土的下渗速率次之，黏土的下渗速率最慢。
- 下渗速率随时间推移逐渐减小，直至达到饱和状态。
2. 不同土壤类型对下渗的影响：- 沙土质地松散，孔隙度大，有利于水分下渗。
- 壤土质地适中，孔隙度和保水能力较好，下渗速率介于沙土和黏土之间。
- 黏土质地紧密，孔隙度小，保水能力强，下渗速率最慢。
3. 土壤含水量对下渗的影响：- 土壤含水量越高，下渗速率越快。
- 当土壤含水量达到饱和状态时，下渗速率趋于稳定。
- 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)。
2.人工降雨法
第三节 下渗的确定
二、下渗量的计算方法 （此处采用经验下渗曲线） 基本思路：对在特定条件下取得的下渗资
料，选配合适的函数形式，并根据曲线拟 合的好坏确定其中的各项参数。
100.0
累积下渗量( mm)
时间 (min)
ΣP (mm) 0.0 2.5 5.0 12.5 25.1 37.1 ……
水分传递带
水分传递带
湿润带 湿润锋
湿润带
湿润锋
浙江义乌红壤剖 面图
三、下渗率、下渗能力
下渗率(f ) 稳定下渗率(fc) 下渗能力(fp)
100.0
5.00 4.00 3.00 2.00 1.00 0.00 0 50 100 时间( min)
t
下渗率曲线
累积下渗量( mm)
下渗率( mm/min)
第六章
第一节
下渗
土壤水分运动
一、土壤含水量
1.
重量含水量（） 体积含水量（）
2.
二、土壤水分的存在形式 1、吸湿水
2、薄膜水
3、毛管水
ห้องสมุดไป่ตู้a)
b)
支持毛管水
毛管悬着水
4、重力水
三、 土壤水特性的主要参数
最大吸湿量
最大分子持水量
凋萎含水量 毛管断裂含水量 田间持水量 饱和含水量
2. 土层对下渗水量的再分配作用
下渗水量(F)一部分以蒸发形式逸出地面(E)。剩余部分又 被分成“土壤蓄存”和“径流”两个部分。
蓄存部分是指水分运动中为维持土壤含水量等于或小于田间 持水量所需的下渗水分。
产生径流部分是指土壤含水量超过田间持水量以后，以自由 重力水形式运行的部分。
三、层次土壤中的下渗水流运动
2.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 )
第四节 产流机制
植物截留In
植物散发ET 降雨P
填洼D
蒸发E 下渗f
下渗f
一、截流与填洼
二、包气带及其结构
（一）包气带定义：
包气带
地下水位
饱和带
重力水
第二节
下渗的物理过程和
影响下渗的因素
下渗的概念
一、下渗过程的阶段
根据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阶段：
渗润阶段
渗漏阶段
渗透阶段
二、下渗过程中土壤含水量的垂向分布规律
前提条件：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 过渡带 风 干 土 田 间 持 水 量 饱 和 含 水 量 深度(m) 饱和带 过渡带
fA fB
产流的物理条件： （1）包气带中必须存在相对不透水层，并且上层土 壤的质地比下层粗。 （2）至少要上层土壤的含水量达到田间持水量。
四、产流的基本物理条件（续）
3、饱和地面径流(Rsat)的产流机制
i fA fB
产流的物理条件： (1)存在相对不透水层，且上层土壤的透水性很 强，而下层土壤的透水性却弱得多。 (2)上层土壤含水量达到饱和含水量。
包气带又可划分成三带： (1) 悬着毛管水带
(2) 支持毛管水带
(3) 中间包气带
悬着毛 管水带 中间包 气带
支持毛 管水带
Z
（二）包气带对降水的再分配作用
1. 包气带地面对降雨的再分配作用 分配的结果是将雨水分为地面和地下两个部分。即：
P
Rs
当雨强小于下渗能力时，降雨全部 渗入地下。
F
二、包气带对降水的再分配作用（续）
层次土壤是指土壤物理及水分物理性质存在明显
差异的均质土层。一般可概括为两种典型层理： （1）上层粗下层细
（2）上层细下层粗
四、产流的基本物理条件 1、超渗地面径流(Rs)的产流机制
i
fp
产流的物理条件： 超渗地面径流产生的物理条件 是雨强大于地面下渗容量。
四、 产流的基本物理条件（续）
2、壤中流(Rss)的产流机制
四、产流的基本物理条件（续） 4、地下径流(Rg)的产流机制
产流的物理条件：整个包气带土壤含水量达到田间持
水量。
四、产流的基本物理条件（续） 5、回归流(Rr)的产流机制
相对不透水层
产流的物理条件： (1)壤中流发育； (2)土壤饱和带露出地面； (3)要具备有利于壤中流流出的坡度及地形。
五、常见产流模式（二种）
各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力
最 大 吸 湿 量
31
风 干
作 用 10000 力 水 分 存 在 形 式
凋 萎 含 水 量
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
0.3
重力
饱 和 含 水 量
0.001
15
6.25个大气压
毛管力
分子力
吸湿水
薄膜水 结合水
毛管水 自由水
六、 流域产流特征分析
流域产流特征通常可从以下几方面进行分析：
1.分析流域的气候及下垫面特征 2.分析流域出口的流量过程形状 3.分析影响次洪产流量的因素
七、有效降雨的含义
指降雨量中扣除植物截留、下渗、填洼 与蒸发等各种损失后所剩下的那部分量。也 叫做净雨。
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
150
50 100 时间( min)
150
F f (t )dt
0
dF f (t ) dt
四、影响下渗的因素 (1)降水 (2)土壤 (3)植被 (4)地形 (5)人类活动
第三节 下渗的确定
一、下渗的测定
1. 注水法；
ΣR (mm) 0.0 0.5 2.0 6.3 13.2 20.7 ……
F(t) (mm) 0.0 2.0 3.0 6.2 11.9 16.4 ……
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
0 1 2 5 10
50 100 时间( min)
150
15 ……
1. 霍顿公式
f p f c ( f 0 f c )e kt，f 0 — 初始下渗率；f c — 稳定下渗率。 ln( f p f c ) ln( f 0 f c ) kt
1、 Rs型——超渗产流型
特点：(1)产流量R取决于i和fp ， R=(i –f p)i ;
(2)雨止时土壤含水量仍未达到田间持水量 Wm； (3)径流成分单一。
2、 Rsat+Rss + Rg型——蓄满产流型
特点：(1)产流时土壤含水量已达到田间持水量Wm ；
(2)产流量R取决于降雨量P和初始土壤含水 量 W0， R=R(P,W0)=P-(Wm-W0) (3)径流成分复杂。
第三节 下渗的确定
二、下渗量的计算方法 （此处采用经验下渗曲线） 基本思路：对在特定条件下取得的下渗资
料，选配合适的函数形式，并根据曲线拟 合的好坏确定其中的各项参数。
100.0
累积下渗量( mm)
时间 (min)
ΣP (mm) 0.0 2.5 5.0 12.5 25.1 37.1 ……
水分传递带
水分传递带
湿润带 湿润锋
湿润带
湿润锋
浙江义乌红壤剖 面图
三、下渗率、下渗能力
下渗率(f ) 稳定下渗率(fc) 下渗能力(fp)
100.0
5.00 4.00 3.00 2.00 1.00 0.00 0 50 100 时间( min)
t
下渗率曲线
累积下渗量( mm)
下渗率( mm/min)
第六章
第一节
下渗
土壤水分运动
一、土壤含水量
1.
重量含水量（） 体积含水量（）
2.
二、土壤水分的存在形式 1、吸湿水
2、薄膜水
3、毛管水
ห้องสมุดไป่ตู้a)
b)
支持毛管水
毛管悬着水
4、重力水
三、 土壤水特性的主要参数
最大吸湿量
最大分子持水量
凋萎含水量 毛管断裂含水量 田间持水量 饱和含水量
2. 土层对下渗水量的再分配作用
下渗水量(F)一部分以蒸发形式逸出地面(E)。剩余部分又 被分成“土壤蓄存”和“径流”两个部分。
蓄存部分是指水分运动中为维持土壤含水量等于或小于田间 持水量所需的下渗水分。
产生径流部分是指土壤含水量超过田间持水量以后，以自由 重力水形式运行的部分。
三、层次土壤中的下渗水流运动
2.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 )
第四节 产流机制
植物截留In
植物散发ET 降雨P
填洼D
蒸发E 下渗f
下渗f
一、截流与填洼
二、包气带及其结构
（一）包气带定义：
包气带
地下水位
饱和带
重力水
第二节
下渗的物理过程和
影响下渗的因素
下渗的概念
一、下渗过程的阶段
根据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阶段：
渗润阶段
渗漏阶段
渗透阶段
二、下渗过程中土壤含水量的垂向分布规律
前提条件：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 过渡带 风 干 土 田 间 持 水 量 饱 和 含 水 量 深度(m) 饱和带 过渡带
fA fB
产流的物理条件： （1）包气带中必须存在相对不透水层，并且上层土 壤的质地比下层粗。 （2）至少要上层土壤的含水量达到田间持水量。
四、产流的基本物理条件（续）
3、饱和地面径流(Rsat)的产流机制
i fA fB
产流的物理条件： (1)存在相对不透水层，且上层土壤的透水性很 强，而下层土壤的透水性却弱得多。 (2)上层土壤含水量达到饱和含水量。
包气带又可划分成三带： (1) 悬着毛管水带
(2) 支持毛管水带
(3) 中间包气带
悬着毛 管水带 中间包 气带
支持毛 管水带
Z
（二）包气带对降水的再分配作用
1. 包气带地面对降雨的再分配作用 分配的结果是将雨水分为地面和地下两个部分。即：
P
Rs
当雨强小于下渗能力时，降雨全部 渗入地下。
F
二、包气带对降水的再分配作用（续）
层次土壤是指土壤物理及水分物理性质存在明显
差异的均质土层。一般可概括为两种典型层理： （1）上层粗下层细
（2）上层细下层粗
四、产流的基本物理条件 1、超渗地面径流(Rs)的产流机制
i
fp
产流的物理条件： 超渗地面径流产生的物理条件 是雨强大于地面下渗容量。
四、 产流的基本物理条件（续）
2、壤中流(Rss)的产流机制
四、产流的基本物理条件（续） 4、地下径流(Rg)的产流机制
产流的物理条件：整个包气带土壤含水量达到田间持
水量。
四、产流的基本物理条件（续） 5、回归流(Rr)的产流机制
相对不透水层
产流的物理条件： (1)壤中流发育； (2)土壤饱和带露出地面； (3)要具备有利于壤中流流出的坡度及地形。
五、常见产流模式（二种）
各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力
最 大 吸 湿 量
31
风 干
作 用 10000 力 水 分 存 在 形 式
凋 萎 含 水 量
最 大 分 子 持 水 量
毛 管 断 裂 含 水 量
田 间 持 水 量
0.3
重力
饱 和 含 水 量
0.001
15
6.25个大气压
毛管力
分子力
吸湿水
薄膜水 结合水
毛管水 自由水
六、 流域产流特征分析
流域产流特征通常可从以下几方面进行分析：
1.分析流域的气候及下垫面特征 2.分析流域出口的流量过程形状 3.分析影响次洪产流量的因素
七、有效降雨的含义
指降雨量中扣除植物截留、下渗、填洼 与蒸发等各种损失后所剩下的那部分量。也 叫做净雨。
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
150
50 100 时间( min)
150
F f (t )dt
0
dF f (t ) dt
四、影响下渗的因素 (1)降水 (2)土壤 (3)植被 (4)地形 (5)人类活动
第三节 下渗的确定
一、下渗的测定
1. 注水法；
ΣR (mm) 0.0 0.5 2.0 6.3 13.2 20.7 ……
F(t) (mm) 0.0 2.0 3.0 6.2 11.9 16.4 ……
80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0
累积下渗量曲线
0 1 2 5 10
50 100 时间( min)
150
15 ……
1. 霍顿公式
f p f c ( f 0 f c )e kt，f 0 — 初始下渗率；f c — 稳定下渗率。 ln( f p f c ) ln( f 0 f c ) kt
1、 Rs型——超渗产流型
特点：(1)产流量R取决于i和fp ， R=(i –f p)i ;
(2)雨止时土壤含水量仍未达到田间持水量 Wm； (3)径流成分单一。
2、 Rsat+Rss + Rg型——蓄满产流型
特点：(1)产流时土壤含水量已达到田间持水量Wm ；
(2)产流量R取决于降雨量P和初始土壤含水 量 W0， R=R(P,W0)=P-(Wm-W0) (3)径流成分复杂。