下渗.ppt

合集下载

土壤水及下渗

⑶ 渗透阶段当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向下运
动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定，称稳定下渗率。
2020/12/3
15
4 下渗率和下渗能力
（1）下渗率f 指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：mm/h
或mm/min）。
（2）下渗能力fp 在充分供水下的下渗率称为下渗能力（单位：mm/h）。下渗
2020/12/3
17
5 天然降雨条件下的下渗过程
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（2）i2<fp，按降雨强度下渗
（3）fc＜i3＜fp，初期，按雨强下渗；随着下渗水量增加，下渗能力减小，到雨强大于下渗能力后，按下渗能力下渗。
2020/12/3
18
6 影响下渗的因素
（1）土壤的构成（2）土壤含水量（3）降雨强度及历时（4）地表坡度及糙率（间接影响）（5）植被条件及土地利用状况（间接影响）
2020/12/3
19
7 下渗的空间分布
空间分布不均，原因:：
（1）流域中土壤构成的空间分布不同（2）流域内土壤含水量空间分布不同（3）降雨在时间空间上分布不均匀（4）流域内各处地下水位高低不一
对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多，在实际工作中又不可能设立许多测点进行观测，所以多采用概化的方法来描述下渗的空间变化。
下渗不仅直接决定地面径流量的生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和大小。
下渗是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。
2020/12/3
13
初期土壤干燥，下渗过程按水分所受的主要作用力不同及运动特征不同，在水文学中大致可分为三个阶段：

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。

(完整版)水文学原理(第六章)下渗

§2 非饱和下渗理论 ❖下渗曲线不仅是下渗物理过程的定量描
述，而且是下渗物理规律的体现。 ❖已提出了三类确定下渗曲线的途径，即非
饱和下渗理论途径、饱和下渗理论途径和基于下渗试验的经验下渗曲线途径。
§2 非饱和下渗理论 ❖根据非饱和水流运动方程式导出的下渗方
程的基本形式 ❖对于非饱和土壤，总势必应由基模势和重
❖ 水分传递带：是一个土壤含水量沿深度分布比较均匀、厚度较大的非饱和土层，其厚度随供水时间的增长不断增加，土壤含水量介于田间持水量和饱和含水量之间，约为饱和含水量的60%－80%。
❖ 湿润带：是连接水分传递带和湿润锋的水分带。在这一带中，土壤含水量沿深度迅速减小，并且在下渗过程中不断下移。这一带的平均厚度也大体保持不变。
❖ 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，而且由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。
2 忽略重力作用的下渗方程的解
第一种情况：扩散率为常数
t
D
2
z 2
(z,0) 0
(0,t) n
(,t) 0
拉氏变换
0 erfc( z )
n 0
2 Dt
下渗曲线：
1
f p (n 0 ) D t 2
§2 非饱和下渗理论

第6章下渗

降水

降雨量（深）：指一定时段内降落在某一点或某一面积上的总雨量，用深度表示，以mm计。降雨历时：降雨从某时刻到另一时刻所经历的时间称为降雨历时；一次降雨从开始到结束所经历的时间称为次降雨历时，以min , h 或d计。降雨强度：单位时间内的降雨量称为降雨强度，以mm/min或 mm/h计。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。降雨资料的代表性、一致性和可靠性降水过程线利用双累积曲线检验降水资料的一致性。降水累计过程线双累计曲线是指被检验雨量站的累积降等雨量线雨量与其周围若干雨量站平均值的累计降水特征综合曲线雨量的相关曲线。
A 4
CM 10 CM
B
解：对A ψg= 10cm, ψp= 2cm, Φ=12cm 对B ψg= 0cm, ψp= 6cm, Φ=6cm 故水流方向A—B V= - 310-8 （6-12）/10 =1.8 10-8m/s
CM
第六章下渗
下渗的物理过程下渗理论及经验下渗曲线天然条件下一、与下渗有关的基本概念

土壤含水率沿深度方向的变化曲线称为土壤水分剖面（土壤含水率垂向分布），它描述了土壤含水量在深度方向上的分布情况。水分透过土壤层沿垂直和水平方向渗入土壤中的现象称为下渗。下渗率f：又称下渗强度。指单位面积上、单位时间内渗入土壤中的水量。下渗能力fp：又称下渗容量。指在充分供水条件下的下渗率。累积下渗量F：入渗开始后一段时间内，通过单位面积下渗到土壤中总水量。d F / d t = f
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

4第四章+下渗

（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。

2.6 下渗

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。
（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。
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）
（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。

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)

《水文学原理》第五章：下渗现象、下渗理论及计算

解(1)f(t)=dF(t)/dt=18t-0.5+0.4
F(mm) P(t)
F(t)
I(t)=dP(t)/dt=9.4(mm/分钟)
(2) F(t)= P(t)
36t0.5+0.4t =9.4t t=16分
t(分钟)
三下渗过程中的土壤含水量的垂线分布规律
饱和带过渡带风干土水分传递带
田饱间和持含水水量量
Z
t
1
f at 2 fc
第四节下渗经验公式
一霍顿公式（R . E . Horton , 1940)
f fc ( f0 fc )ek t
二考斯加柯夫公式
f ct b
三一般形式
f atn b
第五节天然条件下的下渗
一下渗与降雨强度的关系定义：在充分供水条件下的单点均质土壤的下渗规律，反映土壤的最大下渗率过程，称下渗能力曲线。降雨强度不变时的下渗：（1）i≥fp （2) fp > I > fc
第五章下渗（infiltration)
第一节下渗的物理过程及规律
一下渗的物理过程下渗过程按水分所受的作用力及运动
特征，可分为三个阶段 • 渗润阶段 • 渗漏阶段 • 渗透阶段
二下渗率和下渗能力 • 下渗率f
又称下渗强度。指单位面积上、单位时间内渗入土壤中的水量。 • 下渗能力fp
又称下渗容量。指在充分供水条件下的下渗率。 • 累积下渗量F
(3) i≤ fc
f
A
i2
fc i3
D C
i1
B
t
二下渗的影响因素 • 土壤性质对下渗的影响 ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 降雨性质对下渗的影响 • 植被对下渗的影响 • 流域地形影响 • 人类活动的影响

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

下渗(infiltration)

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。
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，整个下渗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。
1、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。
• 下渗能力:充分供水条件下的下渗率，用字母fP表示，又称下渗容量。
• 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。
下渗水量
• 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。
下渗经验公式
对下渗的研究最初是在灌溉开始的。下渗曲线是对下渗过程最直接的定量描述，也是首先研究的对象。开始只是从图形来模拟下渗曲线的数字表达式，如：
1、霍顿（R.E.Horton,1940）公式
F at n
f fc ( f0 fc )ekt a bekt
2、考斯加柯夫（А.Н.Костяков，1932）公式
F atn
此公式的确定是当t ∞时，f=0，而实际上f 趋近于稳定值。

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

第2章+第6、7节+下渗和径流

甘肃
母亲水窖
北京中关村建蓄水池防百年一遇洪水
2.坡地汇流过程

超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运动的现象,称坡面漫流.在漫流过程中，一方面接受降雨增加地面径流，另一方面又在运行中消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。7月3日至2013年7月29日，延安遭遇
§2.7 径
流
径流的涵义及其表示方法下渗理论与下渗经验公式
影响下渗的因素
一、径流的涵义及其表示方法
1.径流的涵义与径流组成流域的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流，称为径流。由降水到达地面时起，到水流流经出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。我国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流只是在西部高山及高纬地区河流的局部地段发生。根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径流组成。
三、影响下渗的因素
1.土壤特性的影响主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。 2.降水特性的影响降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布等。 3.流域植被、地形条件的影响通常有植被的地区，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。 4.人类活动的影响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。

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。

水文学原理(六下渗)

−
1 2
+ 0.4(mm / min)：
(2). 求雨强i = 9.4mm / min 的均匀降雨的产流时间。
解： (1). F (t ) = ∫ f p (t )dt = ∫ (18t
0 0 t t − 1 2
+ 0.4)dt =36t + 0.4t + 0.4，解出若按下渗能力下渗，
1 2
（2） a. 由i = f p，即9.4 = 18t .
−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：三种情况：
则整个下渗过程均按雨强下渗； (1) i >f0，则整个下渗过程均按雨强下渗；则整个下渗过程均按雨强下渗； (2) i <fc，则整个下渗过程均按雨强下渗；
fp
R F t
fp
截距 = ln( a )，故 a = e 截距
HHU
§4 经验下渗曲线
2 霍顿公式：霍顿公式：
f p = f c + ( f 0 − f c ) e − kt
参数确定：参数确定：定参过程：
(1). 根据资料确定 f c，计算不同 t时刻的 ln( f p − f c ) (2). 点绘 ln( f p − f c ) ~ t，过点据中心定线，在线上取两点 −k = ln( f p − f c ) 2 − ln( f p − f c )1 t 2 − t1 ，求出k ；
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
4
经验下渗曲线
5

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)。

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。
§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。
蒸发；另一部分补给地下水，产生地下径流，补给河流。因
强度）
此，前者才是真正的下渗损失
量。
（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。
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。
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。
Ⅲ、渗透阶段
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、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
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，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。
（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。
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。
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。
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下石土壤空隙中，在无雨期耗于渗
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。
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）