2.6 下渗

§2.6
下
渗
P74－81
§2.6
下
渗P74－81
下渗又称入渗，是指降落到地表的雨水或水从地 表面渗入到地下岩石、土壤空隙中的运动过程。 下渗是径流形成的重要因素之一，它不仅直接决 定着地面径流量的大小，同时也影响土壤水和地 下水的动态，直接决定壤中流和地下径流的形成， 而且影响河川径流的组成。在超渗产流地区，只 有当降水强度超过下渗率时才能产生径流。 可见，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。
Ⅲ、渗Βιβλιοθήκη Baidu阶段
在土壤孔隙被水分充满、达到饱和状态后， 水分主要在重力作用下继续向深层运动， 此时，下渗的速度基本达到稳定。水分在 重力作用下向下运行，称为渗透。 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。
（二）下渗要素
为了定量研究水的下渗的物理过程，经常要运用到下渗率和下 渗能力等要素。 1、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。 2、下渗能力fp，又称下渗容量。指在充分供水条件下的下渗 率。 3、稳定下渗率fc简称“稳渗”。通常在下渗初期，由于土层 干燥，下渗能力很强，下渗率具有较大的数值，称为初渗 （f0），其后随着下渗过程的持续进行，土壤含水量的增加， 下渗能力迅速递减，下渗率也逐步减小，直到满足土壤最大持 水量后，多余的水分在重力作用下沿土壤空隙向下运动补给地 下水，下渗率趋于一个稳定的常数，此常数称为“稳定下渗 率”fc。这个过程可用下渗曲线表示，如图2－26。图上的累 积下渗（F）曲线，则是下渗量随时间的增长过程。累积曲线 上任一点的坡度，表示该时刻的下渗率 。
（一）岩石土壤性质
土壤的机械物理性质（质地、结构、含水量、比表面及 岩石结构、岩性）和水分物理性质（水理性质）都对下 渗有明显的影响。 （1）土壤颗粒粒径越大，孔隙就大，颗粒总表面积小， 持水性差，透水性好，则下渗率就越大；反之，土壤颗 粒小，则孔隙小、颗粒总表面积大，持水性强，透水性 差，下渗率就小。（粘土下渗率＜壤土＜砂土） （2）土壤团粒结构越好，其下渗率就大； （3）土壤前期含水量直接决定着土壤的初渗率。干燥土 壤吸水能力强，下渗率大；反之，湿润土壤，下渗率小。 （即与前期降雨情况、土壤蒸发、植物散发有关）； （4）土壤物质组成：土壤有机质和易溶物质增多时，可 增大孔隙，增加下渗率； （5）岩石的节理、裂隙越发育，其下渗率就越大。
（二）降雨特性
降水特性包括降水强度、历时、降水过程及降水的空间 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（雨强）＜下渗能力fp时，尤其雨强i＜稳定 下渗率fc时，降水全部渗人土壤，下渗过程受降水过程制 约；当降水强度i＞下渗强度f时，则产生超渗雨，形成径 流。 一般地，降雨强度大，供水充分，有利于下渗；降雨强度 大，雨滴大，对土粒及土壤孔隙口的压力大，则增大土壤 饱和度和下渗率。尤其在有草皮覆盖的情况下，下渗率随 雨强增大而增大的规律更为明显。 但是，在无植被覆盖的赤裸土壤，下渗率却随降雨强度增 大而减小。如，我国的黄土高原，因植被稀疏，降雨强度 增大时，雨滴将相应增大，雨滴将以较大能量充填及阻塞 土壤孔隙，从而使下渗率减小。
（2）降雨历时 降雨历时越长，则下渗历时亦长，湿润深度增大， 下渗总量增加；降雨历时短则相反。 （3）降雨过程 若降雨先小后大，先降的雨水使土壤湿润，颗粒 膨胀，孔隙变小，使下渗强度减小，后期降雨量 虽大，但不能大量下渗，使下渗总量较小；反之， 降雨过程为先大后小，下渗总量较大。尤其在土 壤含水量比较小时，降雨过程对下渗量的影响比 较显著。
1、霍顿下渗公式（R.E.Horton，1940）
f=fc+(f0-fc)e－βt=a+be-βt
①
式中，fc为稳定下渗率；f为初始下渗率，β为常 数，下渗曲线的递减参数;a，b为参数。 该公式 是霍顿（1940年）在下渗试验资料基础 上，根据实测资料用曲线拟合方法得到的经验公 式。后来有人对土壤水动力方程组在假定导水率 及扩散率不变的条件下，经过数学推导而得出的 公式与此形式相同。
（二）下渗经验公式P78－79
对下渗的研究最初是为了适应灌溉工程的 建设需要而开展的。以后在水文学上进行 降雨径流计算工作中得到了发展。先是通 过实际试验，获得下渗曲线，再从图形来 模拟下渗曲线的数学表达式。这类表达式 就是所谓的经验公式，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。其中霍顿（R. E. Horton） 公式应用较普遍。
（三）流域植被、地形条件的影响
植被和地面上枯枝落叶能够阻滞地面径流， 增加下渗时间；枯枝落叶及植物根系能疏 松土壤，透水性好，因而下渗量大。 坡度、坡向、地形切割程度等都对下渗有 所影响。如地形坡度大，集流快；同时坡 度大，地表坑洼相对较少，地表临时积水 也少，也不利于下渗。
（四）人类活动的影响
二、下渗理论与下渗经验公式
（一）下渗理论 （P76－78） 根据土壤水运动的一般原理，用以研究下 渗规律及其影响因素的理论，称为下渗理 论，由于水的下渗既可能在非饱和的岩土 孔隙中运行，亦可能在饱和条件下运行， 所以可相应地区分为非饱和下渗理论和饱 和下渗理论。 1.非饱和下渗理论简介 （略） 2.饱和下渗理论模式 （略）
Ⅰ、饱和带
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。
Ⅱ、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。过渡带的厚度 不大，一般在5厘米左右。
Ⅲ、水分传递带
水分传递带位于过渡带之下，其特点是土壤含水 量沿垂线均匀分布，基本保持在饱和含水量与田 间持水量之间，在数值上大致为饱和含水量的 60—80％左右。该带内毛管势的梯度极小，带内 水分的传递运行主要靠重力作用，因此，在均质 土中，带内水分下渗率接近于一个常值，即到达 稳渗 。 随着供水历时的增长，湿润锋不断下移，水分传 递带不断向下延伸加厚，而其土壤含水量仍保持 在上述数值范围内，没有什么变化。
Ⅳ、湿润带
水分传递带之下，则是一个含水量随深度迅速减 少的水分带，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。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，如图2－5所示。
霍顿公式是在充分供水的条件下下渗能力 随时间变化的经验公式，霍顿认为，下渗 强度随时间是逐步递减的，并最终趋于稳 定，因此，下渗过程是一个土壤水分的消 退过程，其消退速率为df/dt 。由于下渗过 程中f逐步减小，所以df/dt为负值。据此可 得： -df/dt=β(f-fc) ② 式中，β为比例系数
3、一般形式
F=at-n+b 式中，b为稳定下渗率，0＜n＜1。 这种冥函数的消退比指数函数在开始时要 快些，这符合一般的下渗过程，因此配合 实测资料要好些。
三、影响下渗的因素P79－81
以上所介绍的下渗过程，均是反映在充分供水条 件下单点均质土壤的下渗规律，所得到的下渗曲 线，反映土壤的最大下渗率过程，称下渗能力曲 线，也称下渗容量曲线。在天然条件下，实际的 下渗过程远比理想模式要复杂得多。降雨强度的 时空变化很大，是不稳定的，有时是不连续的， 而实际的下渗过程因此也是不稳定和不连续的。 另外，土壤的性质和水分在时空上的分布也是不 均一的，与假定的条件有一定的出入。因此，想 寻求一个很理想的模式，实际上是不可能的。 影响下渗的因素众多而复杂，主要有：
人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有 抑制的一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、 蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。 反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加 剧水土流失，从而减少下渗量。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。从这意义上说，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。
一、下渗的物理过程 及规律
（一）下渗的物理过程 水分的下渗是在重力、分子力和毛管力的 综合作用下进行的，其下渗过程就是这三 种力的平衡过程，整个下剩过程按照作用 力的组合变化和运动特征，可以划分为三 个阶段。
Ⅰ、渗润阶段
在土壤十分干燥时，下渗水分主要是在分 子力作用下，被土壤颗粒吸附形成吸湿水， 进而形成薄膜水（膜状水），当土壤含水 量大于岩土最大分子持水量（薄膜水的最 大数值）时，这一阶段逐渐消失，并向下 一阶段过渡。
2.霍尔坦公式
1961年美国农业部霍尔坦（H.N. Holton）提出 一种下渗概念模型。下渗率f是土壤缺水量的函数， 其公式为： f = fc+a(s - F)n 式中，α为系数，随季节而变，一般在0.2—0.8 之间；s为表层土壤可能最大含水量；F为累积下 渗量或初始含水量；n为指数，通常为1.4。 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。本公式 的优点是便于考虑前期含水量对下渗的影响。
( 下 渗 强 度 ） （双曲线的一支）
fc
t
（三）下渗过程中土壤含水量的垂直分布
1943年包德曼（Bodman）和考尔曼 （Colman）曾对表面保持一定水深（5mm） 时，下渗水流在均质土壤中沿垂向运动规律及 含水量的分布进行了实验。通过实验发现，不 同土壤在下渗过程中，土壤的含水量的分布可 划分为四个明显区别的水分带，它们反映了下 渗水流垂向运动的特征。

对②式进行积分，得： Ln(f-fc)=-βt+C ③ 当下渗初始时，即t＝0时，f=f0，则有 f=fc+(f0-fc)e-βt ④ 公式中参数可由实测资料直接求出。 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。
根据上式还可进一步导出表达下渗累积曲 线的公式：
下渗强度在降雨初期特别大，以后随土壤含水量的增 加而逐渐减小，最后趋于稳定。 原因是：降雨初期，土壤干燥，雨水受到土壤分子力、 毛管力及雨滴的重力作用，下渗能力很大。随后，随着 土壤含水量增加，下渗能力迅速下降，直到土壤含水量 达到饱和后，便在重力作用下稳定下渗补给地下水，形 成地下径流。
f
下渗的水量一部分滞蓄于岩 石土壤空隙中，在无雨期耗于 蒸发；另一部分补给地下水， 产生地下径流，补给河流。因 此，前者才是真正的下渗损失 量。
Ⅱ、渗漏阶段
随着土壤含水率的不断增大，当表层土壤 中薄膜水得到满足后,影响下渗的作用力由 分子力转化为毛管力和重力。在毛管力和 重力的共同作用下，使下渗水分在土壤孔 隙中作不稳定运动，并逐步充填毛管孔隙、 非毛管孔隙，使表层土含水达到饱和。当 土壤表层的非毛管孔隙被充满水后，下渗 进入第三阶段。 通常将以上两个阶段统称为渗漏阶段。