入渗和土壤水运动
土壤水文过程
土壤水文过程一、介绍土壤水文过程是指土壤中水分的运动和变化过程，包括入渗、蒸发、蒸腾、渗漏和地下水补给等。
对于生态系统的水循环和土地利用具有重要意义。
本文将从入渗开始，详细介绍土壤水文过程。
二、入渗入渗是指雨水或灌溉水从土表面进入土壤内部的过程。
它受到土壤孔隙度、孔隙结构、土层厚度、降雨强度等多种因素的影响。
1. 孔隙度孔隙度是指单位体积土壤中孔隙所占的体积比例。
孔隙度越大，土壤就越容易入渗。
2. 孔隙结构孔隙结构是指不同大小的孔隙在空间上的排列方式。
当大量微小孔隙互相连接时，会形成连通性较好的通道，使得雨水能够快速进入深层土壤。
3. 土层厚度较厚的表层土可以吸收更多的雨水，减缓径流速度，增加地下水补给量。
4. 降雨强度降雨强度越大，土壤入渗速度就越快。
三、蒸发和蒸腾1. 蒸发蒸发是指水分从土壤中向大气中转移的过程。
它受到气温、空气湿度、风速和太阳辐射等因素的影响。
在干旱地区，蒸发量往往高于降水量，导致土壤干旱。
2. 蒸腾植物通过根系吸收地下水，将其输送到叶片上进行光合作用。
在这个过程中，植物会释放出大量水分，形成蒸腾现象。
植被覆盖率较高的区域，由于植物的蒸腾作用，可以减缓径流速度，并增加地下水补给量。
四、渗漏和地下水补给1. 渗漏当土壤饱和时，多余的雨水会通过孔隙向下渗透到更深层次或者地下水层。
这个过程称为渗漏。
渗漏速度取决于土壤孔隙度、孔隙结构、土层厚度和降雨强度等因素。
2. 地下水补给渗漏的雨水最终会汇聚到地下水层中，成为地下水的补给来源。
在干旱地区，地下水是重要的水源之一。
因此，了解土壤水文过程对于保护地下水资源具有重要意义。
五、总结土壤水文过程是生态系统中不可或缺的一部分。
它影响着植物生长、土壤侵蚀和地下水资源等多个方面。
通过了解入渗、蒸发、蒸腾、渗漏和地下水补给等过程，可以更好地管理土地资源，保护生态环境。
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-。
地表滴灌点源入渗土壤水分运动的模拟研究
型对 容 重较 大 的土 壤计 算 较 好 的 结论 ；李 光 永 ＿ 等 采 ９
用Ａ Ｉ Ｄ 隐式 差 分格式 将 土壤 水 分 人渗 方 程 离 散 ，提 出 了一 种 地 表 点 源 土 壤 水 分 人 渗 的 数 值 模 拟 模 型 ；王 薇 叫 究 了棉 田地 面滴灌 条 件下 不 同滴 头 流量 土 壤水 研
增刊 １
２１ ０ ２年 ８月
广 东水 利 水 电
ＧＵＡＮＧＤＯＮＧ ＡＴＥＲ Ｗ ＲＥＳ ＯＵＲＣＥＳ ＡＮＤ ＨＹＤＲＯＰＯＷ ＥＲ
Ｓｕ ｐ． １ Ａｕｇ ２ ２ ． ０１
地 表 滴 灌 点源 入 渗 土 壤 水 分 运 动 的 模 拟 研 究 术
魏 群 费 良军 ，
作 者 简 介 ：魏 群 （ ９４一） １８ ，男 ，硕 士 研 究 生 ，主 要 从 事 节 水 灌 溉研 究 。
１ 数 学模 型
１ １ 水流 运动 基本 方程 ． 假 定 达 西 定 律适 用 于 成层 土壤 的饱 和一 非 饱 和水
国 内利用 ＨＹ Ｒ Ｓ模 型 的情 况也 比较乐 观 ，李亮 利 ＤＵ 用 该模 型 模拟 了作 物 生 育期 灌 水 过 程 中水 分 运 动 土 壤 水 分 的 动 态 平 衡 以 及 盐 分 的 对 流 ～弥 散 作 用 ； Ｈ Ｄ Ｕ Ｄ模 型 不 仅 可 以模 拟 土壤 水 分 运 动再 分 布 Ｙ Ｒ Ｓ２ 情 况 ，还 可 以推 导 土壤 参 数 ；辛 琛 等利 用 一 维 土 柱 试 验测 得 的累积 人 渗 量 推求 土 壤 水 力 参 数 ，并 用 推 求 的参 数计 算 水分 剖 面 ，与实 际吻 合 较 好 ，并 得 出该 模
管左 半平 面 ５ ｃ 宽 ）×６ ｃ 高 ） 区域 。模 拟 中选 ０ ｍ（ ０（ 的
水文学手册说明书
In Memory of Ven Te Chow（1919～1981）Scholar，Teacher，Author，Friend怀念学者、导师、作者和我的朋友周文德先生（1919～1981）水文学手册HANDBOOK OF HYDROLOGY 〔美〕David R．Maidment 主编张建云 李纪生 等译北 京内容简介本书是由国际著名水文学家David R ．Maidment 主编的一部重要水文学工具书。
全书总结了２０世纪６０～９０年代初、特别是８０～９０年代初世界各地区、各气候类型下的水文问题，包括相关的水文理论、方法、技术与大量模拟模型和计算公式等，为近年来世界最权威的水文工具书之一。
主要内容分为四大部分２９章。
第一部分为水文循环，包括：水文、气候、降水、蒸发、入渗和土壤水运动、地下水流、雪与浮冰、河川径流、洪水径流、流量演算；第二部分为水文输送，包括：水质、侵蚀和输沙、土地利用变化的水文效应、地表水污染物输送、非饱和带污染物输送、地下水污染物输送；第三部分为水文统计，包括：水文数据的统计处理、极值事件的频率分析、水文时间系列的分析和模拟、地质统计学；第四部分为水文技术，包括：地表水、地下水的计算机模型、水文计算的进展、遥感、水文数据自动采集与传输、水文预报、水利用的水文设计、城市排水和防洪水文设计、地下水防污水文设计等。
本书可供广大水文、水利、地理、环境、农林牧业等有关专业技术人员、中高等院校有关师生及研究人员使用和参考。
图书在版编目（CIP ）数据 水文学手册桙（美）梅德门特（David R ．Maidment ）主编；张建云、李纪生等译．—北京：科学出版社，２００２ 书名原文：Handbook of Hydrology ISBN ７ ０３ ０１０４４９ ８ Ⅰ 水… Ⅱ ①梅…②张…③李… Ⅲ 水文学手册 Ⅳ P ３３桘６２ 中国版本图书馆CIP 数据核字（２００２）第０３７８１９号责任编辑：吴三保桙责任校对：宋玲玲责任印制：刘秀平桙封面设计：韦万里科学出版社发行 各地新华书店经销２００２年１０月第 一 版 开本：B ５（７２０×１０００）２００２年１０月第一次印刷 印张：８１１桙４印数：１—２５００ 字数：１５７００００定价：126 00元（如有印装质量问题，我社负责调换枙杨中枛）出版北京东黄城根北街１６号邮政编码：１００７１７h t tp ：／／w w w ．sciencep ．co m印刷HANDBOOK OF HYDROLOGYDavid R．Maidment，Editor in Chief（Professor of Civil Engineering University of Texas at Austin）McGRAW HILL，INC．１９９２New York San Francisco Washington，D．C． Auckland Bogotá Caracas Lisbon London Madrid Mexico City Milan Montreal New Delhi San Juan Singapore Sydney Tokyo Toronto译者的话水文学探讨地球上各种水体的存在、循环和分布，研究水体的化学和物理性质，以及水对环境的影响等。
土壤水分入渗
“混合边界”条件(mixed condition)或称劳平条件(Robin Condition)是Dirchlet条件和Neumann条件的混合。
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
在田间水分动态模拟中这种混合边界条件的应用具有 以下优点： 下边界的水势值可以用张力计在田间容易测的，相应的 含水量也可由水分特征曲线求得。 上边界的水流通量可以由入渗前的土壤含水量以及降雨 强度或灌溉水深度（或喷灌强度）确定（蒸发条件下由气 象因素和土壤水分条件确定）。
D ( ) K ( ) z z K ( ) z z
此时：
是可以忽略的，令以x代替z，则上式可写为：
D( ) t x x
(1)
求解（1）式有两种情况： 一是假定D（）=D（常数）； 二是D= D（）。
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
?水文学中研究地表产流问题?农田水利学研究灌溉或降雨后土壤水分的分布?水资源评价中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等随水分迁移的问题土壤水分的入渗一土壤水分入渗过程及规律一入渗的物理过程土壤水分在土壤中运动受到分子力毛管力和重力的控制其运动过程也就是在各种力综合作用下寻求平衡的过程
其它入渗仪
积水管入渗仪
张力入渗仪
不同质地土壤的入渗速率
入渗速率是坡度和土壤质地的函数
二、非饱和下渗理论与计算 （一）忽略重力作用的下渗
对于一维垂向流，土壤水分运动方程可表示为：
K ( ) t z x
其中：
总 m z
m K ( ) D ( ) z z z z
1. 入渗速率i (Infiltration rate)： 2. 累积入渗量I (accumulative infiltration capacity)： 3. 入渗能力ip ( Infiltration capacity) ： 又称入渗率，单位时 间内通过单位面积入 4. 稳定入渗率id (steady infiltration rate)： 渗到土壤中的水量 (mm/min,cm/d) 在某一时段内，通过 不同质地土壤的稳定入渗率 id 在一个大气压下，土 单位土壤表面所渗入 土质 i /min h 壤表面供水充足，这 砂 20 3 2 的总水量(cm /cm ） 砂质、粉沙质土 10-20 时水渗入土壤的通量 5-10 壤土 或cm，mm)。 1-5 粉质土 （cm/s）。
农田水分状况
农田水分状况系指农田地面水、土壤水和地下水的多少及其在时间上的变化。
一切农田水利措施，归根结底都是为了调节和控制农田水分状况，以改善土壤中的气、热和养分状况，并给农田小气候以有利的影响，达到促进农业增产的目的。
因此，研究农田水分状况对于农田水利的规划、设计及管理工作都有十分重要的意义。
第一节农田水分状况一、农田水分存在的形式农田水分存在三种基本形式，即地面水、土壤水和地下水，而土壤水是与作物生长关系最密切的水分存在形式。
土壤水按其形态不同可分为汽态水、吸着水、毛管水和重力水等。
（1）汽态水系存在于土壤空隙中的水汽，有利于微生物的活动，故对植物根系有利。
由于数量很少，在计算时常略而不计。
（2）吸着水包括吸湿水和薄膜水两种形式：吸湿水被紧束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下自由移动；吸湿水达到最大时的土壤含水率称为吸湿系数。
薄膜水吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面进行速度极小的移动；薄膜水达到最大时的土壤含水率，称为土壤的最大分子持水率。
（3）毛管水毛管水是在毛管作用下土壤中所能保持的那部分水分，亦即在重力作用下不易排除的水分中超出吸着水的部分。
分为上升毛管水及悬着毛管水，上升毛管水系指地下水沿土壤毛细管上升的水分。
悬着毛管水系指不受地下水补给时，上层土壤由于毛细管作用所能保持的地面渗入的水分（来自降雨或灌水）。
（4）重力水土壤中超出毛管含水率的水分在重力作用下很容易排出，这种水称为重力水。
在这几种土壤水分形式之间并无严格的分界线，其所占比重视土壤质地、结构、有机质含量和温度等而异。
可以假想在地下水面以上有一个很高(无限长)的土柱，如果地下水位长期保持稳定，地表也不发生蒸发入渗，则经过很长的时间以后，地下水面以上将会形成一个稳定的土壤水分分布曲线。
这个曲线反映了土壤负压和土壤含水率的关系，亦即是土壤水分特征曲线（见图1-1），这一曲线可通过一定试验设备确定。
在土壤吸水和脱水过程中取得的水分特征曲线是不同的，这种现象常称为滞后现象。
土壤水分类型、吸水原理及循环过程
土壤水分类型、吸水原理及循环过程水是农业的关键因素，土壤水是土壤的重要组成部分之一，对土壤肥力和作物的生长发育具有重要影响。
因此，保护性耕作技术措施的运用，旨在调节和管理土壤水分状况，以促进作物的稳产、高产。
土壤吸水原理主要由土壤吸附力和毛管力两种作用组成。
土壤水分可分为吸湿水、膜状水、毛管水和重力水四种类型。
其中，吸湿水是土壤吸附水气中水分子的能力，其数量取决于土壤的质地、腐殖质含量和空气湿度。
无效水则是吸湿水中不能被作物吸收利用的部分，其含量可通过烘干法进行测定。
在土壤水循环过程中，土壤的物理、化学和生物学性质都会受到影响。
因此，了解土壤水分类型和吸水原理，对于有效地控制、调节和管理土壤水分状况，以提高作物产量具有重要意义。
土壤中的水分存在着不同的状态，包括膜状水和毛管水。
膜状水是指土粒吸收完大气中的水分子后，仍然存在于土粒表面上的水分。
这种水分具有溶解养分的能力，并且可以缓慢地移动。
当根系与膜状水接触时，根系就可以吸收利用这部分可移动的膜状水。
而毛管水则是指超过最大分子持水量后，保留在土壤中的自由水。
毛管水存在于毛管孔隙中，靠毛管弯曲面力保存。
毛管水又可分为毛管悬着水和毛管上升水两种类型。
毛管悬着水是指保存在大小不同的毛管孔隙中，不与地下水相连接的水分。
田间持水量是土壤在自然条件下所能保持的最大水量，包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水的总和。
毛管悬着水是土壤中最宝贵的有效水，因为它的吸水力很低，很容易被作物根系吸收利用。
田间持水量是一个常数，可以根据作物和土壤的凋萎系数来计算。
在甘肃黄土高原地区，不同土壤的田间持水量变化在22.8%～26.8%之间。
表1-9 土壤质地与田间持水量（华北地区）以下为华北地区不同土壤质地的田间持水量、有效水量和调萎系数。
其中，有效水量指作物生长所需的水分量，调萎系数是指土壤干旱时，作物出现萎蔫的程度。
土壤质地田间持水量（重量%）有效水量（%）调萎系数（%）砂土 10~14 21~24 4~9砂壤土 3~4 4~9 12~20轻壤土 6~9 12~20 13~19中壤土 16~20 22~26 13~22重壤土 4~6 6~10 12~20粘土 10~16 26~28 13~17毛管上升水毛管上升水是指地下水沿着毛细管上升后保持在毛细管孔隙里的土壤水。
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
农田水分状况和土壤水分运动
2、压力势（ψp） 、压力势（ψ
毛管上升水的高度与孔隙的半径成反比。 但当孔隙过细时，管壁对水份运动的阻 力增加，因而上升高度反而变小。
4、重力水
当土壤水份超过田间持水量时，多余的水份不 能为毛管所保持而在重力作用下沿着大孔隙向 下渗漏，这部分水就称为重力水。 重力水对作物是有效的，但由于它渗漏很快， 不能被保持，所以对旱作而言是无效的。 当重力水达到饱和，即土壤孔隙全部充满水份 时，土壤的含水量就称为饱和持水量。
4、重力势（ψg） 、重力势（ψ
土壤水由于其所处的位置不同，因重力 影响而产生的势能也不同，有此而产生 的水势称为重力势。 重力势可正可负，它是与参照面相对而 言的。参照面以上的土壤水重力势为正 值，参照面以下的为负值。 通常选择剖面内部或底面边界。
土水势代表土壤水分总的能量水平。土 水势的绝对值越小，土壤水分的能量水 平就越高。 土壤水总是从土水势高（即绝对值）低 处移动。 如果只考虑土壤水分运动，而不考虑植 物对水的吸收，溶质势可以忽略。其余 三个分势和称为水力势： ψh = ψm+ ψp+ ψg
（1）水深（Dw） 指在一定厚度（h）和一定面积土壤中所 含水量相当于同面积水层的厚度。 Dw= θv.h 单位可以用cm或mm，
（2）绝对水体积（容量）
指一定面积一定厚度土壤所含水量的体 积，量纲为L3。 V方/公顷，
V方/亩
二、土壤水的能态
滴灌两点源交汇入渗的斥水土壤水分运动规律
Ｗ ａ ｔ ｅ ｒ ｍｏ ｖ ｅ ｍｅ ｎ ｔ ｃ ｈａ ｒ ａ ｃ ｔ ｅ ｒ ｉ ｓ ｔ ｉ ｃ ｓ ｉ ｎ ｈ ｙ ｄ ｒ ｏ ｐｈ ｏ ｂ ｉ ｃ ｓ ｏ ｉ ｌ ｓ ｂ ｅ ｔ ｗｅ ｅ ｎ ｔ ｗｏ ｅ ｍｉ ｔ ｔ ｅ ｒ ｓ ｏ ｆ ｔ ｒ ｉ ｃ ｋ ｌ ｅ ｉ ｒ ｒ ｉ ｇ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ
ｄ ｉ ｅ ｄ ａ ｎ ｄ ｃ ｏ ｍｐａ ｒ ｅ ｄ ｆ ｏ ｒ ｔ ｈ ｅ ｈ ｙ ｄ ｒ ｏ ｐ ｈ ｏ ｂ ｉ ｃ ａ ｎ ｄ ｈ ｙ ｄ ｒ ｏ ｐ ｈ ｉ ｌ ｉ ｃ ｓ ｏ ｉ ｌ ｓ ｂｙ ｍｅ ａ ｎ ｓ ｏ ｆ ｉ ｎ ｄ ｏ ｏ ｒ ｗａ ｔ ｅ ｒ ｉ ｎ ｆ ｉ ｌ ｔ ｒ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｅ ｘ — ｐ ｅ ｒ ｉ ｍｅ ｎ ｔ ｉ ｎ ｗｈｉ ｃ ｈ ｔ ｗｏ ｅ ｍｉ ｔ ｔ ｅ ｒ ｓ ｏ ｆ ｔ ｒ ｉ ｃ ｋ ｌ ｅ ｉ ｒ ｒ ｉ ｇ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｉ ｓ ｐ ｕ ｔ ３ ０ Ｃ Ｈ Ｉ ａ ｐ ａ ｒ ｔ ａ ｎ ｄ ａ ｔ ０． ４ １ ｍＬ ／ｍｉ ｎ ｌｏ ｆ ｗ ｒ ａ ｔ ｅ．
Ｑ ｉ ＆ｍｇ ，Ｑ ｉ ｄ ｏ ｎ ｇ ， Ｊ ｉ ａ ｎ ｇ ｓ ｕ ２ ２ ６ ２ ０ ０ ，Ｃ ｈ ｉ ｎ ａ ）
Ａ ｂｓ ｔ ｒ ａｃ ｔ ：Ｔｈ ｅ ｖ ａ ｒ ｉ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ Ｏ ｆ ｗｅ ｔ ｔ ｉ ｎ ｇ ｒｏ ｆ ｎ ｔ ａ ｎｄ ｔ ｈ ｅ ｃ ｈａ ｒ ａ ｃ ｔ ｅ ｒ ｉ ｓ ｔ ｉ ｃ ｓ Ｏ ±ｓ ｏ ｉ ｌ ｍｏ ｉ ｓ ｔ ｕ ｒ ｅ ｄ ｉ ｓ ｔ ｒ ｉ ｂ ｕ ｔ ｉ ｏ ｎ ｗｅ ｒ ｅ ｓ ｔ ｕ—
土中水的运动规律
土中水的运动规律土中水的运动规律主要涉及到土壤水分运动的过程和影响因素。
土壤是地球陆地上的一种自然资源，可提供植物生长所需的水分和养分。
了解土中水的运动规律有助于进行合理的土壤管理和水资源利用。
1. 水的入渗：土壤中的水分是通过入渗过程进入土壤中的。
入渗是指自由水通过土壤表面进入土壤深层的过程。
入渗速率受土壤质地、土壤毛细管力、土壤的初始水分含量、土壤的坡度等因素的影响。
一般来说，砂质土壤的入渗速率较快，粘土质土壤的入渗速率较慢。
2. 土壤水分的分布：土壤中的水分分布是不均匀的，通常出现水分下渗和水分上升的现象。
水分下渗是指自由水在土壤中向下移动，直到达到地下水位或土层底部。
而水分上升则是指土壤中的毛细水在根系的吸引作用下向上移动。
土壤中的水分下渗和上升过程受土壤的质地、根系的吸水能力以及外界环境的影响。
3. 土壤中水分的保持：土壤中的水分在自由水的下渗和毛细水的上升过程中容易流失，因此需要采取措施进行水分保持。
常见的水分保持方式包括覆盖物（如秸秆、覆膜等）的使用、植被覆盖以及合理的灌溉管理等。
这些措施可以有效减少土壤水分的蒸发和多余流失。
4. 土壤水分的运动路径：土壤中的水分在运动过程中存在多个运动路径。
主要包括：大孔隙流动（通过土壤中的大孔隙直接流动）、毛细流动（通过毛细孔隙的连通路径上升和下降）、分散波动流动（由于土壤颗粒无序排列而产生的波动流动）和根系吸水。
不同路径的运动主要取决于土壤的孔隙结构和根系的分布情况。
5. 影响土中水运动的因素：土中水运动的过程受多种因素的影响。
主要包括土壤质地、土壤结构、土壤含水量、温度、压力和植被覆盖等。
土壤质地和结构的不同会影响土壤中的孔隙结构和通道的大小和连通性，从而影响水分的运动速率和路径。
土壤含水量的变化会改变土壤中的毛细力和浸润能力，进而影响水分的入渗和上升。
温度和压力的变化还会影响水分的气体交换和蒸发速率。
综上所述，土中水的运动规律主要包括水的入渗、分布、保持和运动路径等方面。
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。
土壤水分移动与循环
第二节 土壤气态水运动
一、土面水分蒸发
土面水分蒸发（soil surface evaporation）：土壤水不断以 水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。 土面水分蒸发的形成及强度影响因素：大气蒸发能力、土 壤含水率的大小和分布。 土壤水分蒸发过程持续进行的三个前提条件：
①不断有热能到达土壤表面，以满足水的汽化热需要； ②土壤表面的水汽压须高于大气的水汽压，以保证水汽不断进入大气； ③表层土壤须能不断地从下层得到水的补给。
第三节土壤水循环、平衡及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
土壤水分循环：土壤水可补充地下水，同时在有植被的地块，根层周围
土壤水经作物根系吸收并由叶面蒸腾以及地面水分蒸发等途径回到大气中。
土壤水分平衡：对于一定面积和厚
度的土体，在一定时间内其土壤含水 量的变化应等于其来水项与去水项之 差，正值表示土壤储水增加，负值表 示减少。
土面水分蒸发过程
(一)大气蒸发力控制阶段 在蒸发的起始阶段，当地表含水率很高时，尽管含水率有 所变化，但地表处的水汽压仍维持或接近于饱和水汽压。 (二)表土蒸发强度随含水率变化的阶段
表土蒸发强度 保持稳定的阶段 表土蒸发强度随含 水率变化的阶段 土体内水汽扩散 阶段
(三)水汽扩散阶段 当表土含水率很低，低于凋萎系数时，土壤表面形成干土 层。土壤水分在干土层下汽化，然后以水汽扩散的方式穿过干 土层而进入大气。
三、农田排水（P150-151）
第五节土壤中的溶质运移
一、溶质的对流运移
土壤中溶质对流：指土壤溶质随土壤水分运动而运移的过 程。单位时间内通过土壤单位横截面积的溶质质量称为溶质通 量，通过对流运移的称为溶质对流通量(Jc)。单位体积土壤水溶
液中所含有的溶质质量，称为溶质的浓度(c)。溶质的对流通量
第七章-土壤水水分移动与循环
一是供水速率，
二是土壤的入渗
能力 (入渗速率
—infiltration
rate)
10
11
最初入渗速率：Initial infiltration rate
稳定入渗速率：Stable infiltration rate
几种不同质地土壤的最后稳定入渗速率(毫米/小时)
土壤
砂质和
砂
粉质土 壤土 粘质土 碱化黏
H q Ks L
3
4
饱和流导水率
(Saturated hydraulic conductivity)
土壤所有的孔隙都充满了水时，水分向土壤 下层或横向运动的速度。
影响饱和导水率的因素
• 质地 水通量与孔隙半径
4次方呈正比。 •结构 土壤结皮对土壤饱和 导水率有显著的影响。
•有机质含量。 •粘土矿物种类。
qK(m)ddx
6
非饱和流导水率
(unsaturated hydraulic conductivity) 土壤水吸力和导水率之间的关系
7
K(m)为非饱和导水率， d/dx为总水势梯度
(water potential gradient)
非饱和导水率是土壤基 质势的函数。
8
非饱和条件下土壤水流的数学表达 式与饱和条件下的类似，二者的区 别在于：
19
第三节 土壤水循环、平衡及有效性
一、农田土壤水分循环及平衡
田间土壤水分平衡示意图，据此可列出其土壤水分平 衡的数学表达式：
W=P+I+U-ET-R-In-D
田间蒸腾和蒸发很难截 然分开，常合在一起，统称 蒸散ET。 (evapotranspiration)-一定时 间内一定面积上土壤蒸发和 植物蒸腾的总和。
土壤水运动方程
土壤水运动方程1. 引言土壤水运动是指土壤中水分在各种力的作用下的运动和变化过程。
了解土壤水运动方程是研究土壤水分运动和管理水资源的基础。
本文将介绍土壤水运动方程的基本概念、应用和数学表达式。
2. 土壤水运动方程的意义土壤水运动方程描述了土壤中水分的变化过程，可以帮助我们理解土壤中水分的分布、流动和供水能力。
通过研究土壤水运动方程，我们可以预测土壤中水分的变化，优化灌溉和排水系统，提高农作物的产量和质量，合理利用水资源，保护环境。
3. 水分入渗方程水分入渗是指降雨或灌溉水进入土壤中的过程。
水分入渗方程描述了水分在土壤中的渗透和传导过程，可以用来计算水分的入渗速率和入渗深度。
常见的水分入渗方程有贾斯宁方程、菲利普斯方程和格林-阿姆普斯方程等。
这些方程考虑了土壤的孔隙结构、土壤水分含量和水力梯度等因素对入渗过程的影响。
例如，菲利普斯方程可以表示为：∂θ∂t =C⋅∂2θ∂z2其中，θ表示土壤含水量，t表示时间，z表示深度，C是一个表示土壤性质的常数。
4. 土壤水分运动方程土壤水分运动方程描述了土壤中水分的流动和变化过程。
它是由质量守恒定律、能量守恒定律和运动方程综合得出的。
土壤水分运动方程考虑了土壤水分的流动、蒸发腾发和土壤水分含量的变化等因素。
最常用的土壤水分运动方程是Richard方程，它可以表示为：∂θ∂t =∇⋅(K s⋅∇θ)−∂E∂z其中，θ表示土壤含水量，t表示时间，K s是土壤水分传导系数，∇和⋅表示梯度和点积运算符，E表示蒸发腾发。
土壤水分运动方程可以用来计算土壤中水分的分布和流动速度，预测土壤中水分的变化，优化灌溉和排水系统的设计，提高农作物的生长条件。
5. 应用与案例研究土壤水运动方程在农业生产、土壤水分管理和地下水资源保护等方面有重要的应用价值。
农业灌溉通过研究土壤水运动方程，我们可以预测土壤中水分的分布，合理调控灌溉水量和灌溉时间，提高灌溉的效率，减少水分的浪费。
例如，根据土壤水运动方程，可以优化灌溉系统的设计，选择合适的灌溉方式和灌溉设备，提高农作物的产量和质量。
第3章 土壤水分的入渗
.
i
此乃稳态情况，非我们所求。
若
c0
则
i
。于是有：x
t
1 2
此乃Boltzmann变换。
0 0
i
x 1 c2
t0 x0
(3)
3.2.1 第一类边界条件的求解
3.2.1.2水平入渗的Philip解
2a
1 2
由
1
d
d
D d
d
a
注意到
2a
1 2
整理得：
d
d
D
dd
2
上式的积分形式：
n
d
2D1/ 2
0 1
1 2D1/ 2 1/ 2 d n
(7)
0 = 0
1/ 2 d
n
2D1/ 2
1
Similarly，
2 1 2D11/ 2 d 11/ 2 n
r1 r 2Dr1/ 2 d r/ 2 n
(8)
n1 n2 2D(n2)1/ 2
d (n2)1 / 2
c. 积水入渗
3.1土壤水分入渗概述
3.1.2 入渗情况下含水率分布及分区图
通过入渗过程的观察，对土壤含水率的变化取得了如下 认识：
⑴在水施加于土壤表面后的很短时间内，表土的含水率 将很快由初始值增大到某一最大值。由于完全饱和在自 然条件下一般是不可能的，故值较饱和含水率为小。
⑵随着入渗的进行，湿润锋不断前移，含水率的分布曲 线由比较陡直逐渐变为相对缓平。
(x,t)
i , t 0,0 x (0 i )erfc[ x ] i
0 ,t 0, x 0
2 Dt
i ,t 0, x
3.2.1 第一类边界条件的求解
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
土中水的运动规律
土中水的运动规律以土中水的运动规律为标题，我们来探讨一下土壤中水分的运动方式和规律。
土壤中的水分运动与土壤的物理性质、水分状况以及外部环境等有关，它对农田的灌溉和排水、水资源的利用和保护具有重要意义。
我们来讨论土壤中水分的来源。
土壤中的水分主要来自降水和地下水的补给，其中降水是土壤水分的主要补给来源。
雨水透过土壤表层，渗入土壤中形成入渗水，这部分水分被土壤颗粒吸附和保持，为土壤中的毛细水。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透，形成深层水。
我们来看土壤中水分的运动方式。
土壤中的水分主要有三种运动方式：入渗、上升和下渗。
入渗是指降水透过土壤表层，渗入土壤中的过程。
土壤的入渗性取决于土壤的质地、结构、含水量以及降雨的强度等因素。
质地较粗糙的土壤，如砂土，入渗速度较快；而质地较细腻的土壤，如黏土，入渗速度较慢。
此外，土壤的结构也对入渗有影响，土壤结构疏松的入渗性较好，而结构紧密的土壤入渗性较差。
上升是指土壤中的水分通过毛细力向上运动的过程。
土壤中的毛细水能够被土壤颗粒吸附和保持，形成毛细管系统。
当土壤中的毛细力大于重力时，水分就能够向上运动，这种现象称为毛细上升。
毛细上升对植物的根系吸收水分起到了重要的作用。
下渗是指土壤中的水分向下运动的过程。
当土壤中的毛细水达到饱和状态时，超过土壤毛细水能力的雨水将向下渗透。
下渗速度取决于土壤的质地、结构、含水量以及渗透层的下边界等因素。
土壤质地较粗糙、结构疏松的下渗速度较快，而质地较细腻、结构紧密的下渗速度较慢。
我们来讨论土壤中水分的分布规律。
土壤中的水分分布主要取决于土壤的水分势差和地形。
水分势差是指土壤水分与周围环境之间的差异，它决定了水分的运动方向和速度。
一般情况下，水分势差大的地方水分运动较快，水分势差小的地方水分运动较慢。
地形对土壤中水分的分布也有一定的影响，比如山坡上部水分相对较多，容易形成积水，而山坡下部水分较少，容易出现干旱现象。
(完整版)农田水利学
第一章§1 农田水分状况农田水分：指农田中的地表水、土壤水和地下水。
地表水：地表积水。
土壤水：包气带中的水分。
地下水：饱水带中的水分（可自由流动的水体）。
与作物生长最亲密的是土壤水。
一、土壤水（一）土壤水分形态土壤水又可分为吸着水、毛管水和重力水等几种水分形态。
1．吸着水（1）吸湿水分子力、牢牢约束在土粒表面、不可以挪动、分子状态水吸湿水达到最大时的土壤含水率称为吸湿系数。
（2）膜状水分子力、约束在土粒表面、可沿表面挪动但不可以离开土粒表面、液态水膜膜状水达到最大时的土壤含水率称为最大分子持水率。
2．毛管水对于单个土粒 ,只好依赖分子力吸附水分 , 但对于由很多土粒会合而成的土壤 ,其连续不停的孔隙相当于毛细管 ,所以还存在一种毛管力 ,依赖毛管力保持在土壤中的水分称为毛管水。
按水份供应状况不一样，分悬着毛管水和上涨毛管水。
（1）悬着毛管水浇灌或降雨后，在毛管力作用下保持在上部土层中的水分。
土壤储藏水的主要形式。
悬着毛管水达到最大时的土壤含水率称为田间持水率。
（2）上涨毛管水在地下水位以上周边土层中，因为毛细管作用所保持的水分。
上涨毛管水达到根系，则可被作物汲取利用，但地下水位不一样意上涨到根系，以防渍害。
盐碱地域应严格控制地下水位，发防发生次生盐碱化。
3．重力水土壤中超出田间持水率的那部分水为重力水。
重力水以深层渗漏的形式进入更下的土层，或地下水。
旱地应防止深层渗漏，以防备水的浪费和肥料的流失。
水田保持适合的深层渗漏是有利的，会增添根部氧分，有利于根系发育。
（二）土壤水分的有效性土壤对水分的吸力：1000MPa —作物根系对水分的吸力： 1.5 MPa 左右(1 MPa=9.87 大气压 =100m 水柱 )假如水分受土壤的吸力小于 1.5 MPa, 作物可汲取利用 ;如水分受土壤的吸力大于 1.5 MPa, 则作物不可以汲取利用。
1.5 MPa 是有效水和无效水的分界点。
土壤水分的有效性能够用下列图来说明：（图：土壤水分有效性图）二、农田水分状况(一 )旱田适合的农田水分状况不一样意地表积水土壤适合含水率: 凋萎系数 ~田间持水率凋萎系数 =0.6 β田地下水水质较好,则地下水位可较高, 但一下水位不可以达到根系层。
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下渗模型
• 经验模型 • 近似理论模型
Saturation Zone饱和带 Transition Zone 过渡带
Transmission Zone 传递带 Wetting Zone 湿润带 Wetting Front湿润锋 depth
下渗模型
经验模型
Kostiakov模型 考斯加柯夫（Kostiakov，1932）公式。主要用于灌溉情况， 它需要一组实测下渗资料以率定参数。
H L
q K
dH dL
式中：q——单位土壤断面积的流量或比流量，m/s，常称为Darcy速度或通量；L——水流 方向上的距离；H——水头，为单位重力水的能量，可表达为：
H h z
式中：h——土壤水压力水头， h 面以上的高程
， 是土壤水压力，
是水的比重；z——某基准
土壤水运动原理
1.4 f GI A S a f c
• 式中：f ——下渗率；fc——稳定下渗率；GI——作物生长指数，在 生长季节中从0.1变化到1.0；A——下渗能力与有效蓄水量的1.4次方 之比值；Sa——是地表层有效蓄水量。
下渗模型
近似理论模型
格林—安普特（Green-Ampt，1911）公式 地面积水、深厚均质土层以及初始含水量均匀分布，水流以活塞流形式进入土壤，在 湿润和未湿润区之间，形成一个剧变的湿润锋面。
影像土壤水运动的特性
土壤水特性
水等深（单位面积上土壤水所能形成的水深）
Equivalent depth of water (d)
= volume of water per unit land area
d = (v A L) / A = v L
V = 土壤体积含水量volumetric water content (fraction) L = 土壤厚度depth (thickness) of the soil layer
z
h( z , t ) K ( z ) 1 0 s z
在降雨或灌溉之后的水分再分配和向下排水期间，根的吸水是一 项重要因素，这通常作为源汇项Sw添加到方程中，以表达一个单位的 某种土壤根系吸水率。
( z, t ) h( , z ) S w ( z, t ) K ( , z ) 1 t z z
的模拟。在地面发生于发生积水时刻 tp 之前的全部降雨量，稳定降雨下渗率为：
t tp f R; K i S f ; f K F
t tp
；Fp——累积入渗
tp 式中：tp——地面积水发生时间，
量，
Fp / R
• 粘粒Clay: <0.002 mm
影像土壤水运动的特性
土壤形态特性
容重（毛密度）：干土重与土壤体积之比 Bulk Density (b) – b = soil bulk density, g/cm3 – Ms = 土壤干物质重量mass of dry soil, g – Vb = 土壤体积volume of soil sample, cm3 Typical values: 1.1 - 1.6 g/cm3 土壤颗粒密度：干土重与土壤固体物质体积之比 Particle Density (p) – P = soil particle density, g/cm3 – Ms = mass of dry soil, g – Vs = 土壤固体体积volume of solids, cm3 Typical values: 2.6 - 2.7 g/cm3
下渗模型
近似理论模型
格林—安普特（Green-Ampt，1911）公式
• 忽略地面积水深度的Green-Ampt入渗率公式是：
( i ) S f f K 1 F
• 其积分形式为：
F K t F S f ( i ) ln 1 ( i ) S f
——土壤 式中：K——有效水力传导度；Sf ——湿润锋面处的有效吸力；
i —初始含水量；F——累积入渗量；f——入渗率。式中假定 孔隙率；
地面积水，因此入渗率等于入渗能力。
下渗模型
近似理论模型
• Mein和Larson（1973）发展了Green-Ampt模型，将其应用于降雨入渗
土壤不同质地水分特征曲线
土壤水特性
土壤水力传导度 K
是土壤传输水分的能力度量 取决于：土壤特性（总孔隙度、孔隙大小分布和孔隙连续性） 液体特性（黏滞性和密度）
水力传导度与土壤含水量之间为非线性函数关系
土壤水运动原理及入渗
土壤中存在3种类型的水分运动
饱和流 即土壤孔隙全部 充满水时的水流， 这主要是重力水 的运动
土壤水特性
土壤水分特征曲线 h( )
– Curve of matric potential (tension) vs. water content
m 基 质 势
滞后作用 空隙形状不一 接触角作用 土壤中空气作用 土壤膨胀，收缩
Less water more tension
含水率
土壤水特性
Fp S f ( i ) /(R / K 1) 。
下渗模型
近似理论模型
其积分形式如下：
K t tp t
' P
F F S f ( i ) ln 1 ( i ) S f
式中：t’p——在地面积水的初始条件下入渗量达到Fp的当量时间 。
(cm3)
Equivalent Depth
(g)
(g)
(cm3)
土壤水特征
土壤水类型
0.0001大气压 饱和含水量 重力水 0.1-0.33大气压 毛管水 吸 附 力 6.25大气压 膜状水 15大气压 31大气压 吸湿水 10000大气压 凋萎系数wilt point 最大吸湿量 最大分子持水量 田间持水量field capacity 毛管断裂含水量
非饱和流 土壤中只有部 分孔隙中有水时 的水流，主要是 毛管水和膜状 水的运动
水汽移动
土壤水运动原理
饱和土壤水流运动---达西定律
Darcy（1856年）通过水流饱和沙床实验得出水流速度正比于水头损失，反比于路径长度， 比例因子为常数，这一发现即是著名的Darcy定律。
QKA
对稳定流上式微分可得一维水流Darcy定律：
式中：z —土壤深度，向下为正； K —非饱和水力传 —土壤含水量； 导度；h( ) —土壤水基质势水头，绝对值为基质吸力水头； D ( )—土壤 dh 水扩散系数， D( ) K ( ) 。 d
土壤水运动原理
非饱和土壤三维水流偏微分方程---Richards方程 • Richards（1931年）将Darcy定律与质量守恒定律相结合，提出非饱 和土壤三维水流偏微分方程，即Richards方程。其垂向一维表现形式 如下：
土壤水分常数
土壤水特性
土壤水势Soil Water Potential： 组成Components
t g m o
– t =土壤水势 total soil water potential – g =重力势gravitational potential (force of gravity pulling on the water) – m =基质势matric potential (force placed on the water by the soil matrix – soil water ―tension‖ suction) – o =渗透势osmotic potential (due to the difference in salt concentration across a semi-permeable membrane, such as a plant root)
h( z, t ) h( z, t ) C (h, z ) K (h, z ) 1 t z z 式中：C(h,z) ——土壤含水量的比容；K——水力传导度。
土壤比水容量用单位水势变化时土壤含水率的变化表示，即是土壤水分特征曲线的斜率
在水流运动过程中，土壤达到饱和的地方，C(h,z)项变为零，K （h,z）变为常数，即饱和水力传导度 ，方程（3.2.18）简化 为Laplace方程：
Ms b Vb
Ms p Vs
影像土壤水运动的特性
土壤形态特性
孔隙度 ：土壤孔隙占土壤体积的比例
volume of pores volume of soil
b 1 p 100 %
Typical values: 30 - 60%
影像土壤水运动的特性
影像土壤水运动的特性
土壤水特性
水等深（单位面积上土壤水所能形成的水深）
Equivalent depth of water (d) = volume of water per unit land area d = (v A L) / A = v L
V = 土壤体积含水量volumetric water content (fraction) L = 土壤厚度depth (thickness) of the soil layer
土壤水特性
土壤含水量 Volumetric water content (v)
v
Vw Vb
V = 土壤体积含水量volumetric water content (fraction) Vw = 水体积volume of water Vb = 土壤体积volume of soil sample
非饱和土壤水流运动---Buckingham-Darcy方程
Buckingham（1907年）在Darcy定律基础上进行改进，提出了一维非稳 定垂向水流方程： 三假定：假定空气可以自由溢出，假定等渗压，假定等温