土壤水分入渗
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-。
影响土壤水分入渗特性主要因素的试验研究
影响土壤水分入渗特性主要因素的试验研究作者：符泉来源：《新农业》2022年第08期摘要：在流域评价中，土壤导水性是一个重要的评价指标，这一性能与地表径流、地下水补给、土壤侵蚀等都存在着紧密的关系。
在专业领域，土壤导水性又被称为土壤入渗特性。
土壤的研究与评价中，土壤的水源涵养能力、抗侵蚀能力最终都是有土壤入渗特性来反映的，在对土壤侵蚀问题的全过程的分析中，影响土壤入渗特性的因素非常多，只有做好了相关参数的科学控制，方能够保持土壤最佳的水分入渗特性。
关键词：土壤水分；入渗特性；因素；试验近年来，伴随着我国农业现代化的发展，农田灌溉中越来越关注土壤入渗特性的研究，作为自然界水循环中的一个重要组成部分，对土壤水分入渗特性的研究非常关键。
对于任何一种土壤资源而言，入渗特性都属于其固有特性，这一指标是否处于正常标准内，将会与灌溉水转换为土壤水的速率和分布有着紧密的联系。
因此，随着当前可持续发展目标的推进，无论是在农业生产还是生态环境保护中，都越来越关注土壤水分入渗特性。
土壤入渗过程的动态化特征明显，在此过程中，诸多因素都会影响这一特性，为保障相关策略与土壤这一特性的对应性，应加强各种影响因素的控制。
为开展土壤水分入渗特性影响试验的研究，选取了数百组大田，在这些地方开展了土壤水分入渗试验，为保障试验结果的准确性，将90分钟累积入渗量（H90）作为土壤入渗能力的直接评估指标。
经由最终的试验结果得知，土壤质地对土壤入渗能力有着一定的影响，其中，将粒径在0.02毫米的黏粒函数百分数作为土壤质地物理量，在这一条件下所获得的分析结果相对可靠。
土壤中固相物质各粒级土粒的配合比例就是土壤质地，这一指标是土壤性质评估中的关键因素，土壤质地又会对土粒表面能、土壤孔隙尺度、分布等产生些微干扰，通过土壤质地对这些因素的影响，土壤水分运动的驱动力、水力传导度最终发生了一定的变化，土壤水分入渗能力也就随着这一系列的变化而受到了影响。
从实际的试验结果和生产经验可得，土壤质地与土壤的吸附能力、粒间孔隙、吸水和保水能力存在着不可分割的关系，当土壤质地越重、粘粒含量越高、颗粒越细、固体相比表面积越大、表面能越高、吸附能力越大的情况下，对应的土壤吸水和保水能力越好。
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。
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。
积水动边界条件下滴灌土壤水分入渗研究(I)——室内试验
摘
要：为更好地指导滴灌工程 实践，针对滴灌土壤表面积水的现象，系统研 究了滴灌积水动边界条
件 下土壤 水分入 渗规律 。通 过 室 内试验 ，专 门对 积水条 件 下不 同滴灌 流量 的滴 灌湿润体 、土壤 水 分入 渗 湿润锋 和地表 积水 范围进 行 了试验 分析 ，结 果表 明 ：积 水动边 界条件 下 ，滴 灌湿润体 在 灌水后很 长
水利水 电技术
第４ ４卷
２ Ｏ １ ３年第 ２期
积 水 动 边 界 条 件 下 滴 灌 土 壤 水 分 入 渗 研 究 （Ｉ） 室 内试 验
李道 西 ，代 小平 ，冯 江 ，雷宏军 ，柴红敏
（ １ ．华北水利 水 电学 院 ，河 南 郑 州 ４ ５ ０ ０ １ １ ；２ ．运 城 市水务 局 ， 山西 运 城 ０ ４ ４ ０ ０ ０ ）
间都随滴头流量的增加而增大。同时，地表积水稳定范围与滴头流量也能符合较好的幂函数关系。
关 键词 ：滴灌 ；地 表积 水 ；充分供 水 ；滴 头流量 ；湿润锋
中 图分 类号 ：￥ ２ ７ ５ ． ６ 文献 标 识 码 ：Ａ 文 章 编 号 ：１ ０ ０ ０ — ０ ８ ６ ０ （ ２ ０ １ ３ ） ０ ２ — ０ １ ３ ８ — ０ ３
ｓ ｕ ｒ ｆ ａ ｃ ｅ ｐ ｏ ｎ ｄ ｉ ｎ ｇ （ Ｉ ） ：Ｌ ａ ｂ － ｅ ｘ ｐ ｅ ｒ ｉ ｍｅ ｎ ｔ
土壤水分入渗研究评述
渗深度） ， 为饱和导水率 ， ｃ为比水容量 ， 其中 后 ， ｃ 和都是土壤含水量 的函数 ，该式为入渗理论 的基
本表达式 ， 它可通过数值分析法进行求解。 国外研究者们提 出了很多具有不同侧重点 的 公式和模型 ， 如下 ：
１ ） Ｇ ｒ ｅ ｅ ｎ — Ａｍｐ ｔ 公 式
吸力 Ｓ ｆ 起 主要作 用 ，可 以将 公式 中 的 ， 和 Ｈ 项 忽
略， 简 化 为下 式 ：
ｉ ＝ Ｋ Ｓ Ｉ
ｚ ｆ
式 中： ｉ ｔ ， 。 和 ｋ是特征常数。 为稳定入渗率 ， 用公
式 表示 为 ：
， ＝
Ｊ 叼 ： （ ０ ） “ （ ０ ）
常 数 ｋ决定 着 从 减 小 到 的速 度 。 该 公 式 是 纯经 验 公 式 ， 缺 乏 相 应 的 物理 基 础 ， 由于 其 应 用 的简便 性 ， 至今 仍 广泛 应 用于 许 多研 究 中。
２ ０ １ ３ 年第 ８ 期
［ 文章编号 ］ １ ０ ０ ２ －０ ６ ２ ４ （ ２ ０ １ ３ ） ０ ８ －０ ０ ３ ９ －０ ３
东北水利水电
水生态环境
土壤水分入渗研究评述
骆 素娜 ｔ ， 李 尧２ ， 乔倩倩 ｔ
（ １ ． 松辽流域水资源保护局 ， 吉林 长春 １ ３ ０ ０ ２ １ ； ２ ． 水利部松辽水利委员会 ， 吉林 长春 １ ３ ０ ０ ２ １ ）
确 的水平湿润锋面； 具有固定吸力 ； 土壤含水率 呈 阶梯状分布 ； 湿润 区的含 水率为饱和含水率 ；
湿 润锋 前 为 初 始 含 水 率 Ｏ ｉ 。依 据达 西 定 律 得 出地 表 处 土壤 水分 入渗 率 公式 如 下 ：
Ｌ＝ ＾ ５ ～
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
土壤入渗理论及研究方法
3
土壤入渗研究方法
1
注水法 水文法 人工降雨法
2
3
注水法： 双环法、单环法、环刀法、渗透筒、70型渗透仪及 专业的入渗仪法
通常采用同心环人渗装置 ，一般常用的同心环为二同心铁 环 ，内外环中维持同样水层深度 ，通过记 录某一时段 的人渗量来计算土壤人渗率变化过程 。
双环法和单环法：（优点）储水量少、设备简易、操作简 单、野外携带方便，适于野外试验 （缺点）会对土壤结构产生破坏，有可 能会破坏土壤容积，不方便测下层土壤，很难在碎石中使 用。 渗透仪法：可以在不同条件下对土壤入渗进行室内模拟， 但无法描述入渗过程 专业的入渗仪：只能描述土壤入渗达到稳渗时的水分运动状 态，而不能反映从初渗到稳渗的整个水文过程的动态变化。 尽管研究土壤渗透性的方法很多，但是目前在野外试验 中比较常见的是双环法、Guelph入渗仪法。虽然单环法 比双环法操作简单，但目前研究较少。
4
影响入渗的因素
1 2 3 4 5 6
土壤质地 土壤结构 土壤容重 土壤起始含水量 土壤有机质 植被覆盖及耕作
4.1
土壤质地
土壤质地及土壤机械组成，指土壤中各级土粒含量的相对
比例及所表现的土壤砂黏性质，它对土壤水分入渗能力的影 响是通过土壤水分运动的驱动力和水力传导度来实现的。
土壤质地与土壤入渗能力呈负相关关系
已经量化，但是并没有归纳出定量化的规律。关于植被覆
盖对土壤水分下渗的研究很多，但研究尺度小，且研究成 果难以定量化和推广。此外，关于耕作方式关于土壤水分 入渗的影响仍不统一。因此今后仍需对土壤化学作用、植 被覆盖及耕作方式对土壤水分下渗的影响机理方面做进一 步的研究应用。
对于土壤水分入渗实验方法的研究，主要集中在由不
土壤孔隙网络对水分入渗过程的影响机制
土壤孔隙网络对水分入渗过程的影响机制一、土壤孔隙网络的基本特性与分类土壤孔隙网络是土壤结构的重要组成部分，它由土壤颗粒间的空隙构成，对土壤的水分、气体和养分的传输起着至关重要的作用。
土壤孔隙网络的形态和大小直接影响着水分的入渗过程，进而影响植物的生长和土壤的生产力。
1.1 土壤孔隙网络的形态特征土壤孔隙网络的形态特征主要包括孔隙的大小、形状、连通性和分布均匀性。
孔隙的大小决定了水分的存储能力，孔隙的形状和连通性影响水分的流动路径，而孔隙的分布均匀性则关系到水分在土壤中的均匀分布。
1.2 土壤孔隙网络的分类土壤孔隙网络可以根据孔隙的大小和功能进行分类。
主要分为大孔隙、中孔隙和小孔隙。
大孔隙主要负责快速的水分入渗和排水，中孔隙则有助于水分的储存和缓慢释放，而小孔隙则主要参与水分的保持和微量传输。
二、水分入渗过程的基本原理水分入渗是水分从地表进入土壤内部的过程，是土壤水分循环和植物水分供应的重要环节。
水分入渗过程受到多种因素的影响，其中土壤孔隙网络的特性是关键因素之一。
2.1 水分入渗的动力学机制水分入渗的动力学机制涉及到水分在土壤孔隙中的运动，包括重力作用下的垂直入渗、毛细作用下的侧向扩散以及土壤颗粒吸附作用下的水分保持。
这些机制共同决定了水分在土壤中的分布和运动速度。
2.2 水分入渗的影响因素水分入渗受到多种因素的影响，包括土壤质地、孔隙率、土壤有机质含量、土壤结构、土壤水分势、地表覆盖状况以及气候条件等。
这些因素通过影响土壤孔隙网络的特性，进而影响水分的入渗过程。
2.3 水分入渗的测量与模拟水分入渗的测量通常采用渗透仪、张力计等仪器进行，而模拟则通过数学模型和计算机模拟技术来实现。
这些方法有助于深入理解水分入渗的机制，为土壤管理和水资源利用提供科学依据。
三、土壤孔隙网络对水分入渗过程的影响土壤孔隙网络的特性对水分入渗过程有着显著的影响，这种影响体现在水分的入渗速率、入渗深度和水分分布等方面。
3.1 孔隙大小对水分入渗的影响孔隙的大小直接影响水分的入渗速率。
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
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。
土壤入渗率 双环刀法
土壤入渗率双环刀法土壤的入渗率是指单位时间内土壤中水分向下渗透的能力。
它是决定土壤水分平衡和水文循环的重要因素之一。
为了准确测定土壤的入渗率，科学家们提出了许多方法和技术。
其中一种常用的方法是双环刀法。
双环刀法是一种间接测定土壤入渗率的方法。
它是利用双环刀在土壤中制作两个环状切割面，然后测量单位时间内水分向下渗透的距离，从而计算出土壤的入渗率。
双环刀法的步骤如下：1. 准备工作：选择适当的土壤样地，并将土壤表面清理干净。
2. 制作环状切割面：使用双环刀在土壤中制作两个相邻的环状切割面，切割面之间的距离通常为10-20厘米。
3. 充水：在第一个环状切割面内充满水分，使其与土壤接触并保持一定水头。
4. 测量时间：记录单位时间内水分向下渗透的距离，通常为5分钟。
5. 计算入渗率：根据测量结果计算土壤的入渗率，单位通常为毫米/小时。
双环刀法的优点是操作简单、成本低廉、易于实施。
通过该方法可以快速测定土壤的入渗率，为土地利用和水资源管理提供科学依据。
然而，双环刀法也存在一些局限性。
首先，该方法只能测定局部土壤的入渗率，并不能代表整个土壤剖面的情况。
其次，双环刀法对土壤的物理性质要求较高，如土壤的质地和含水率等。
因此，在具体应用中需要综合考虑其他因素，并与其他方法相结合，以提高测定结果的准确性和可靠性。
双环刀法是一种常用的测定土壤入渗率的方法。
通过该方法可以快速、简便地测定土壤的入渗能力，为土地利用和水资源管理提供科学依据。
然而，该方法也存在一些局限性，需要在具体应用中综合考虑其他因素。
未来，科学家们还将继续探索和改进土壤入渗率的测定方法，以更好地满足实际需求。
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。
土壤水分入渗对滑坡的影响研究
文章标题：土壤水分入渗对滑坡的影响研究1. 引言滑坡是地质灾害中常见且常见的一种，它不仅对人类的生命和财产造成严重威胁，还对生态环境产生负面影响。
土壤水分入渗作为导致滑坡的重要因素之一，对滑坡的发生和发展具有重要影响。
本文将对土壤水分入渗对滑坡的影响展开研究，旨在探讨土壤水分入渗与滑坡的关系及其影响机制。
2. 土壤水分入渗对滑坡的直接影响土壤水分入渗对滑坡产生的直接影响是在滑坡发生前，土壤中存在过多的水分。
这种过多的水分会增加土壤的重量，导致土壤的稳定性下降，从而有利于滑坡的发生。
土壤中过多的水分还会改变土壤的物理性质，使得土壤的强度和稳定性降低，容易发生滑坡现象。
3. 土壤水分入渗对滑坡的间接影响除了对土壤本身的影响外，土壤水分入渗还会对周围地区的水文环境产生影响，从而间接影响滑坡的发生。
土壤水分入渗增加会导致地下水位升高，进而加大了滑坡发生的可能性。
另外，土壤水分入渗增加还可能引发地表径流增加，加剧水力冲击作用，使土壤更容易产生破坏，从而促进滑坡的发展。
4. 影响机制深入探讨在探讨土壤水分入渗对滑坡的影响时，需要深入探讨其影响机制。
其中包括土壤水分入渗对土壤物理性质，水文环境以及受力环境的影响，进而影响滑坡的发生和发展。
还需要结合实际案例来说明土壤水分入渗对滑坡的具体影响机制，以便更深入地理解土壤水分入渗与滑坡之间的关系。
5. 个人观点和理解我个人认为，土壤水分入渗作为导致滑坡的重要因素之一，其影响机制非常复杂，需要全面而深入的研究。
在工程实践中，需要充分考虑土壤水分入渗的影响，通过科学合理的工程措施来预防和减轻滑坡灾害。
还需要加强对土壤水分入渗与滑坡关系的研究，为滑坡的预测、监测和防治提供科学依据。
6. 总结与展望本文通过对土壤水分入渗对滑坡的影响进行全面深入地研究，探讨了其直接和间接影响以及影响机制，并共享了个人观点和理解。
未来，需要进一步加强对土壤水分入渗与滑坡关系的研究，结合新的技术手段和方法，以期为滑坡的预测、监测和防治提供更多有效的手段和模型。
水分入渗对土壤内部综合压力影响的试验研究
2012年7月农机化研究第7期水分入渗对土壤内部综合压力影响的试验研究宋自影1，王飞1’2(1．西北农林科技大学资源环境学院，陕西杨凌712100；2．中国科学院水利部水土保持研究所．陕西杨凌712100)摘要：利用自制土壤内部压力测量装置对水分入渗过程中土壤内部的综合压力进行了测量，分析了水分入渗过程中不同土层的土壤内部压力的变化特征以及不同容重土壤的内部压力的变化特征。
结果表明：周一容重下不同土层的土壤，在灌水初期0—20m i n左右，水分入渗对土壤内部扰动的综合压力随着土层深度的加深而减小；在360—420r ai n内综合压力值随土层深度的加深而增大。
不同容重下同一土层的土壤，水分入渗对土壤内部扰动的综合压力在表层土0～15c m土层，压力值随着容重的增大而增大；15—30em和30—45cm土层在测定时间0—90r a i n内，容重越大压力值越小，90r ai n后压力值随着容重的增加呈递增的趋势。
试验结果同时表明同一时段内，容重越大，压力值的变化幅度越小即压力差越小。
关键词：水分入渗；综合压力；容重中图分类号：8152．7+2；8152．9文献标识码：A文章编号：1003—188x12012)07_0191．050引言土壤水是一种重要的水资源，是地表水、地下水、大气水、土壤水转化的纽带，在水资源的形成、转化与消耗过程中，它是不可缺少的成分…。
土壤水分入渗是降水或灌溉水全部或部分通过地表进入土壤，在土壤中运动和存储，进而转化成土壤水的过程，是土壤水分研究的重要内容，决定降水或灌溉水进入土壤的数量，支配土壤水分动态，影响到植物水分的收支以及深层贮水¨j。
自20世纪初以来，土壤水分入渗的研究工作，逐渐从定性描述走向定量化的研究，先后提出了许多经验、半经验或具有明确物理意义的入渗方程，用以描述一定条件下的土壤入渗过程H。
7』。
有关土壤水分入渗已有大量研究¨J，然而水分入渗时土壤内部综合压力变化的研究不多见。
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
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第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状
5、峡江抬田工程关键技术研究方案
5.1峡江抬田工程关键技术研究方案制定
抬田地面高程
抬 田 工 程 关 键 指 标
影响因素：水库回水、工程造价、 作物主要生长阶段对地下水位和土壤含水量的要求、 土壤淹水可能形成潜育、保水保肥保耕作土
抬田分层、各层厚度、各层土质和各层压实度
一、土壤水分入渗过程及规律
（一）入渗的物理过程
2. 土壤入渗根据其地面是否积水又分为如下形式：
积水入渗 积水前入渗阶段结束后，便进入积水入渗阶段。它 是以地表有积水存在为标志，积水后，地表的实际渗 吸速度随时间延长而逐渐减小，直至最后趋于某一稳 定值。
一、土壤水分入渗过程及规律
（二）土壤的入渗性能
初始条件
初始条件（t=0）时，含水率或水势分布为深度z的函数， 即：
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
边界条件
分为三种类型： Dirchlet(狄利克雷)条件：它是给定上下边界的土壤含水 率或土壤水势，即，
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
边界条件
分为三种类型： Neumann(纽曼)条件：它是给定边界的水流通量，即，
分 析 原 状 土 各 层 物 理 化 学 特 性 、 粘 粒 含 量
粘 土 层 土 样 进 行 室 内 实 验
剖 面 观 测 并 取 耕 作 层 厚 度 、
水 位 耕 作 、 作 物 生 长 过 程 ， 调 查 产 量
模 拟 某 填 筑 方 案 非 水 库 运 行
（ 耕 作 层 、 粘 土 层 ） 填 筑 密 度 、 填 筑 含 水 量 、 渗 透 系 数
一、土壤水分入渗过程及规律
（一）入渗的物理过程
2. 土壤入渗根据其地面是否积水又分为如下形式： 无积水入渗： 当灌溉(或降雨)强度小于或等于土壤饱和导水率时， 雨水和灌溉水能及时地全部为土壤所吸收，故不会产生地 面积水。这种入渗主要是降雨或灌溉强度起决定作用。 积水前入渗： 当降雨强度大于土壤饱和导水率，而小于土壤最大 入渗率时，开始阶段地表并不积水，实际渗透速率等于降 雨强度，该强度愈大，则积水前阶段的时间愈短，表土含 水率随时间延长而逐渐增大，最后达到饱和时此阶段结束
第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状 1.2水库浸没的危害
水库浸渍危害
地下水位升高
地 下 水 质 恶 化
地 下 盐 分 上 升 土 地 盐 碱 化
低 洼 地 沼 泽 化
建 筑 物 地 基 条 件 恶 化
渍 害 导 致 作 物 减 产
堤 坝 渗 漏 、 管 涌 和 坍 坡
图 1 水库浸渍危害示意图
一、《土壤水动力学》学习思考问题
•微小单元体建模过程进行了假设与概化，土壤
质地与模型参数关系。
•土壤水运动方程与地下水运动方程的共同点与
区别。
•土壤水动力学在本专业研究现状与实际应用状
况。
一、《土壤水动力学》应用
•水库淹没抬田工程—获得工程设计（土层结构
及相应厚度）施工指标（压实度等）
•排涝除渍工程。
模 拟 水 库 运 行 状 态 下 测 坑 地 下 水 位 ， 测 试 不 同 土 层 厚 度
埋 深 对 水 稻 各 生 长 阶 段 可 能 产 生 的 渍 害 程 度
模 拟 水 库 运 行 状 态 下 不 同 填 筑 高 度 形 成 的 测 坑 地 下 水
层 土 样 保 水 、 保 肥 、 粘 粒 含 量
（二）土壤的入渗性能
累积入渗量I和入渗速率i 的关系
土壤含水率θ(z,t)是深度和 时间的函数，取得了3点认 识。（土壤水动力学79页）
一、土壤水分入渗过程及规律
（三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律
下渗过程中土壤含水量的分布，最早考尔曼(Coleman) 与包德曼(Bodman)(1944,1945)做了研究，把下渗过程中 土壤含水率的分布划分为四个具有明显分区的水分带，它 们反映了下渗水流垂向运动的特征。
抬 田 区 内 典 型 区 划 分 （ 相 应 的 作 物
度 及 土 壤 特 性 调 查 测 定
现 状 耕 作 层 、 犁 底 层 厚
水 位 等 耐 渍 指 标 调 查 、 类 比 、 原 位 测 定
作 物 各 生 长 阶 段 根 系 深 度 、 土 壤 水 分 、 地 下
分 析 原 状 各 土 层 渗 透 系 数 、 密 实 度 、 含 水 率
图3 防护区典型剖面设计
第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状
5.2 江西省峡江抬田工程关键技术研究技术路线
峡江抬田工程关键技术研究 抬田区原状指标调查、试验 抬田工程填筑高度及各层填筑厚度、密度等指标确定 小区模拟试验 测坑模拟试验 室内实验
野外调查与现场试验
室内实验
种 植 结 构 、 耕 作 制 度 、 灌 溉 制 度 ）
一、土壤水分入渗过程及规律
（二）土壤的入渗性能
不同质地土壤的稳定入渗率id
土质 砂 壤土 粉质土 粘质土
id/min h-1
20 5-10 1-5 1
砂质、粉沙质土 10-20
一、土壤水分入渗过程及规律
（二）土壤的入渗性能 土壤入渗速率的变化过程（土壤水动力学80页）
一、土壤水分入渗过程及规律
第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状 2.2抬田
抬田
剥离耕作层→砂 卵石混合土层垫 高至安全高度→ 回填耕作层
抬田高度的确定= 作物生长期内地下 水适宜埋深的最大 值+相应时期地下 水位（浸润面）
作物生长期内地下水 适宜埋深的最大值= 毛细管水饱和区高度 +作物成长期内最大 的主根深度（水稻烤 田地下水位）
“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）。
第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状 4.2 抬田工程的研究现状 ①耒中水电站库区淹没抬田处理
保护农田，不需防洪堤、排渍站等工程,节省工程投资
抬 田 处 理 主 要 优 点
无需工程运行管理费用，是一种简单易行、 实用的库区淹没农田处理方式
抬田处理后，可减少占地28.2 hm2，减少移民420人。 抬田工程2002年底全部完工，2003、2004年全部投入 耕作，经过的实践检验，农田质量相对原有农田并未 下降，粮食产量稳产丰收，农民满意
影响因素：工程造价和工程施工、 分层方案和各层土质受周围可用土质影响、 保水保肥保耕作土、土壤通气和适度渗漏需要
第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状 4.2 抬田工程的研究现状 ③亭子口库区农田防护工程保水保土性能室内试验
图4 大型土柱试验装置
第一部分 国内外相关浸没和抬田工程技术发展研究现状 4.2 抬田工程的研究现状 ②亭子口库区农田防护工程低地垫高方案
测 试 小 区 、 测 坑 试 验 填 土 各 土
密 度 、 填 筑 含 水 量 、 渗 透 系 数 确 定 保 水 及 控 制 含 水 率
模 拟 并 测 试 不 同 土 层 厚 度 （ 耕 作 层 、 粘 土 层 ） 填 筑
抬田工程前、后各项指标时间、空间尺度监测数据库 抬田工程技术、经济评价 制定抬田工程规范、发表论文、申请专利
一、土壤水分入渗过程及规律 （三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
0
θ0
θs
t0
t1
t2
t3
t4
t5
Z
Z
Z
Z
Z
Z
一、土壤水分入渗过程及规律 （四）影响入渗过程的条件
入渗过程中，累积入渗量、入渗率和土壤含水率随 时间的变化和地表处的施加方式和状况有关，也就是 说与入渗的初始和边界条件有关。为了求出入渗过程 中土壤含水量的分布，以及入渗率随时间变化的定量 结果，可以在一定的初始含水率分布条件下，根据入 渗边界条件，求解水分运动方程。
3. 传导区
土壤含水量基本上保持在饱和含水量 与田间持水量之间，沿垂线均匀分布，形 成一个传导区，随着供水历时的增长湿润 锋不断下移，水分传导区不断向下延伸， 而土壤含水量则保持在上述数值范围内 （60-80%s），并且这一带毛管势梯度极 小，水分的传输运动主要为重力作用。
一、土壤水分入渗过程及规律 （三）入渗过程中土壤含水量的垂直分布规律 4. 湿润带（区）
1. 入渗速率i (Infiltration rate)： 2. 累积入渗量I (accumulative infiltration capacity)： 又称入渗率，单位时 3. 入渗能力ip ( Infiltration capacity) ： 间内通过单位面积入 渗到土壤中的水量 4. 稳定入渗率id (steady infiltration rate)： (mm/min,cm/d) 在某一时段内，通过 在一个大气压下，土 单位土壤表面所渗入 壤表面供水充足，这 3 2 的总水量(cm /cm ） 时水渗入土壤的通量 或cm，mm)。 （•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