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水文学原理(第四节)

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水文学原理-第4章 河流与流域

水文学原理-第4章 河流与流域

2020年2月1日
5
沿水流方向河流可分为：河 源、上游、中游、下游和河口 河源：河流的发源地，可以 是冰川、泉水、沼泽、湖泊等 上游：深山峡谷，落差大， 水流急，急滩瀑布 中游：两岸有滩地，河床较 稳定 下游：平原，河槽宽，比降 小，水流缓，浅滩河湾 河口：河流的终点，河口三 角洲
2020年2月1日
2020年2月1日
25
河口
③流域平均宽度
流域平均宽度（B）——流域面积与流域长度的比值
B F L
若两个流域面积相等，L越大，则B越小，水的流程也越长，这 样的流域，洪峰流量较小。 反之，L小，B就大，这样的流域，洪水威胁就大。
2020年2月1日
26
④流域形状 流域形状系数——流域平均宽度与流域长度的比值。
2020年2月1日
31
（3）流域的自然地理特征主要包括： 地理位置 气候特征 下垫面条件
2020年2月1日
32
流域地理位置：一般用流域中心或其边界的经纬度表示，如黄河 流域位于北纬32～42和东经96～11 9。还需要说明流域距离海洋 的远近以及与其他流域和周围较大山脉的相对位置，影响水汽的输 送条件，直接导致降雨量的大小和时空分布的不同。 流域气候条件：包括降水、蒸发、气温、湿度、气压、风速等。 降水量的大小及分布，直接影响河流年径流的多少；蒸发量则对年、 月径流有重大影响。气温、湿度、风速、气压等主要通过影响降水 和蒸发，从而间接影响流域径流。 流域下垫面条件：下垫面是相对于大气层而言的地球表面，流域 的下垫面条件指流域的地形地貌、地质构造、土壤和岩石性质、植 被、湖泊、沼泽、河网等情况。
6
第二松花江与嫩江汇合流向东 北，经哈尔滨、佳木斯、同江等 市县，于同江县东北约7km处由 右岸注入黑龙江。 根据松花江干流的地形及河道 特性，可分为上、中、下三段， 即由三岔河至哈尔滨市为上段， 上段全长240km，区间集水面 积3万km2，河道流经松嫩平原 的草原、湿地。哈尔滨市至佳木 斯市是松花江干流中段，穿行于 断崖、低丘和草地之间。由佳木 斯至同江是松花江干流下段。

水文学原理

水文学原理

CM
A 小。 4
10
解：对A ψg= 10cm, ψp= 2cm, Φ=12cm
对B —B V= - 3×10-8 × （6-12）/10 =1.8 × 10-8m/s
B
三 非饱和土壤水运动的基本方程 l 非饱和水流的运动方程
V =−K(θ)dΦ ds
0
19
20
29
36
(H2O)2 41
58
59
50
51
(H2O)3 59
23
21
21
13
HH O
-+ -
+
O H O H H 液态水的闪动簇团模型
H HH
O
O H
H O
O
HO
H
H
OHO
H
HO
H H
H
H
H OH
H
O
H
H HO
H O
HH O
HH O H
H
HH O
OH
O
H
O H
HH
O
O H
H H OH
OH
海水密度的表示方法
水
水
量
量
湿润带
l 饱和带 l 水分传递带 l 湿润带 l 湿润锋
湿润锋
第二节 非饱和下渗理论
忽略重力作用的下渗 （一） 设D（θ）= D = 常数
f = (θ 0 − θ i )
D πt
（二） 设D为含水量θ的函数
f = 1 St 2 2
第三节 饱和下渗理论
一 基本假定 1. 水分分布带是完全饱和的。 2. 下渗锋面与下层土壤含水量具有明显
降水主要是降雨和降雪，其它形式 的降水还有露、霜、雹等。

水文学原理水文预报：第4节 槽蓄原理与特征河长

水文学原理水文预报：第4节 槽蓄原理与特征河长

水文学原理/第9章 河道水流 第四节 槽蓄原理与特征河长
2.特征河长
2.1特征河长的概念
综上，无论涨落洪，对河段下断面流量来说， 影响它的水面比降和水位两个因子都存在相互 抵消或补偿作用。如果对一个河段这两个因子 不能完全抵消，下断面流量与同水位的稳定流 流量就不相同；若全部抵消了，则下断面流量 与同水位的稳定流流量就相同了。
3.槽蓄方程的构建
（1）河段长等于特征河长的情况（L=l）
由特征河长的物理意义，此种情况河段槽蓄量与河段下断面
流量必成单一关系，即 W =f O
若该曲线为线性，则为 W=lO l为蓄量系数 若该曲线为非线性，则为 W =aOn a,n为常数
l 物理意义：Leabharlann l=dW dO
d Al dO
l
dA dO
O 逆时针绳套
O
O 顺时针绳套
W
W
W
水文学原理/第9章 河道水流 第四节 槽蓄原理与特征河长
2.特征河长
在以上三种河段槽蓄量与其下断面流量之间的关系中，最希望的是河 段槽蓄量W与河段下断面流量O为单一关系的情况。因为由单值槽蓄曲 线构建的洪水演算方法将会比较简单、方便。
那么什么样的水力条件下？或者什么样的河段下？才会有单值的河段 槽蓄量与河段下断面流量关系呢？为此，引入特征河长的概念。
若该单值关系为线性，则可表示为 W =KQl K xI 1 xO
若单值关系为非线性，则可表示为 W =KQln K xI 1 xOn
水文学原理/第9章 河道水流 第四节 槽蓄原理与特征河长
3.槽蓄方程的构建
（2）河段长不等于特征河长的情况（L＜l）
假设水位与流量沿河长均呈线性变化
I
特征河长：水位引起的Q与河段长有关。特征河长 就是使下断面由水位引 起的Q正好与由附加比降引起的Q抵消时的河长。

工程水文学_第四章

工程水文学_第四章
面积
雨深—面积—历时示意图
二、径流量计算
地表径流 壤中流
本次洪水形成
一次洪水流量过程
地下径流
前期洪水未退完的部分水量 非本次降雨补给的深层地下径流
割除
Q(m3/s)
前期 洪水 未退 完的 部分
A E
G
B
本次降雨形成径流（基流）
t(h)
第一节 降雨径流要素的分析计算
（一）次洪水过程分割 次洪水过程分割的目的是把几次暴雨所形成的， 混在一起的径流过程线独立分割出来。 此类分割常用退水曲线进行。
②降雨量累积曲线
该曲线上任意一点的坡度即 是该时刻的瞬间雨强，而某一时 段的平均坡度就是该时段内的平 均雨强。
③ 降水强度~历时曲线： (Rainfall intensity-duration curve)
降雨强度过程线
时间（h）
说明： 根据一 场降雨过程的记 录统计其不同历 时内最大平均降 雨强度，以其为 纵坐标，以历时 为横坐标，由大 至小绘成的变化 曲线。它的变化 规律是雨强与历 时长短成反比。
第四章 流域产汇流计算
二. 流域产汇流计算基本流程和思路 产流与汇流之间的联系可简明地表示成图4.1所示的流程图。
图4.1
基本思路:先从实际降雨径流资料出发，分析产流或汇流的规律；然后， 用于设计条件时，则可由设计暴雨推求设计洪水，用于预报时，则由实 际暴雨预报洪水。
第一节 降雨径流要素的分析计算
K：土壤含水量的 日消退系数
Pa,t:t日开始时刻 的土壤含水量
Pa,t1 K (Pa,,tt Pt )
如果第t日内有降雨Pt并产生径流Rt，则
Pa,t1 K (Pa,t Pt Rt )
注意：Pa≤Im，若计算出Pa>Im，则取Pa=Im。

水文学原理 第4章

水文学原理 第4章

208.2 mm
时间 (hr)
降水特性综合曲线
1. 雨强－历时曲线 2. 降水平均深度—面积—历时关系曲线
3. 降雨强度—历时—频率曲线 IDF 等雨量线（也可表述降水的时空分布特性）
雨强－历时曲线
对同一场暴雨，选定不同的历时， 分别统计各选定历时内的最大平均雨强， 然后以雨强位纵坐标，历时位横坐标， 点汇得到不同历时的雨强分布曲线。 得到：同一场降雨，雨强随历时的增加而减小。 不同场 的降雨 ，雨强—历时曲线不同。
若时段长取得比较小
成为光滑曲线 瞬时降水强度过程线 （教材中图4.3 左图）
降水累积曲线
以时间为横轴、
以降水开始至各个时刻的累积降水量为纵轴、
绘制而成的圆滑曲线。
200
160
累计降水 (mm)
120 78.0 mm 80 30 分钟 141.2 mm 40 1 小时 0 0 30 60 90 2 hr 120 150
5. 降水数据完整性及代表性，降水数据是否经得起检验，
水循环过程
P = R + ET + ST 蒸散发 蒸发 蒸散发 R = 径流(地表径流.地下径流、融雪径流等)
ET = 蒸散发（降水截留蒸发、土壤、蒸腾等） 截留 ST = 储存（土内储存，下渗等）
洼蓄 降水
壤中流 R 输入 P、输出
水文模型
下渗 地表径流
降水概念1
降水量：在一定时段内，从大气降落到地面的降水在地平 面上所积聚的水层厚度。 一般是指某一时段（小时或日）内的总降水量。 每天定时观测，单位mm。 日降水量以8时为日分界，每日8时至次日8时降水量总和
降水历时 降水过程中某两个时刻间，降雨持续的时间
次降水历时：从降水开始到降水结束，经历的时段。 降水强度 单位时间内的降水量，一般用mm/h 表示

第四章 水文统计基本原理与方法 工程水文学

第四章 水文统计基本原理与方法 工程水文学

lim W(A) P(A)
n
五、概率的加法定理与乘法定理
1、概率的加法定理
互不相容（互斥）：P(A1+A2+…An)= P(A1)+P(A2)+……P(Ai)
非互斥事件 ： P(A1+A2)= P(A1)+P(A2)- P(A1A2)
式中：P(A1+A2+……An)为它们中任一个出现的概率
目估外延。 2、理论累积频率曲线
四．理论累积频率曲线
1.频率密度
正态分布：
1 ( x x )2 f ( x) exp 2 2 2
P
x
x
1 ( x x )2 exp dx 0.683 2 2 2
1 ( x x )2 P exp dx 0.997 2 x 3 2 2 1 ( x x )2 P exp dx 1 2 2 2
若求百年一遇的洪水
,m=1 ，得,n=99年。即
是说，在推求百年一遇的洪水时，至少需要99年的实测资料。
2.经验累积频率曲线绘制步骤
1)将实测水文特征值如水位、流量或降雨量不论年序，按大小 排序，对于洪水资或大于某特征值 x≥xi，的
例4-1：江河中出现的最高水位或最大流量，每年的实测值 各不相同，为互斥事件。某水文站观测到一河段50年的洪 水水位资料如下表4-2，求小于258m水位出现的频率。
水位高程Hi(m) 出现的频数 fi(年) 频率w(Hi)%
250 3 6
255 7 14
258 9 18
265 16 32
268 15 30
均系数表。后经雷布京等人的修正，成为专用水文计算表。
1961年中国科学院水文研究所又对此离均系数ФP计算表进行 修正扩展，加密点据，将ФP值补充到Cs=6.4。 x K p 1 pCv；xP KP x 理论累计频率曲线的坐标值：令 K

水文学原理(第四章 降水)PPT课件


1 降雨要素 1）降雨量：指一定时间段内降落在某一面积上的总 水量； 2）降雨历时：指一场降水自始至终所经历的时间； 3）降雨时间：指对应于某一降水而言的； 4）降雨强度：指单位时间内的降水量； 5）降雨面积：
.
7
2.降雨的分级
3.降雨的时空分布特征表示方法
1） 降水过程线： 表示降水随时间变 化过程的曲线；
.
13
例题：某地区降雨量的计算时段为3小时，经计算，相 邻3个时段面降雨量分别为15mm、30mm、9mm， 试绘制降雨过程线图和累计降雨量图。
时段
0
1
2
3
雨量（mm）
0
15
30
9
降雨强度（mm/h）
0
累计降雨量（mm）
0
.
14
3） 等降水量线(等雨量线)
在一个区域某段时间内,降水量相等点的连 线所构成的等值线。
雨量丰富，向内陆逐渐减少。如在同一纬度上： 青岛 ----济南----西安 ----兰州 646 ---- 621 ---- 566 ---- 325 mm
.
23
2 大气环流的影响 大气环流决定着大气的流场和风速场，
从而直接影响全球水汽的分布变化，以及 水汽输送的途径和强度。
.
24
3 地的影响
.
27
2）影响不大：森林不会影响大尺度气候， 只能对微尺度的气候产生一定的影响，最多 增加降水量1-3%。
.
28
3）减少降水量
森林能抑制地面温度升高，削弱对流， 减少降水量；植物叶面对降水量截留可占总 降水量的10-20%，全部用于蒸发，间接减少 了降水量；森林对降水的影响研究受到典型 性、测试条件、测试精度等影响，有待于进 一步研究。

工程水文学-蒸发

WUHEE
（二）土壤蒸发观测
1. 器测法；
ΓΓИ500型
E 0.02(G1 G2 ) (R q) P
2. 间接计算法
WUHEE
流域总蒸发
包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发 及植物散发。
确定方法： 1. 单项计算，加权求和，例如面积加权
E=F水/F总×E水+F土/F总×E土
2.水量平衡法或蒸发模式计算法.
水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平 衡法、经验公式法等。
彭曼水面蒸发公式：
E
1
r
E
土壤蒸发
（一）土壤蒸发过程 三个阶段：
第一阶段：土壤充分湿润， 供水充足E接近最大蒸发能力EM； 第二阶段：土壤水分减少，W<W田，供水条件变
差，E逐渐减小； E=W/W田×EM
第三阶段：W<W断，水分运动十分缓慢，蒸发率 很小。
WUHEE
模式计算法
1. 一层模式 E=W/W田×EM
2. 二层模式 上层：E上=EM 下层： E下=W下/W田×EM剩 3. 三层模式 上层：E上=EM 下层： E下=W下/W田×EM剩 深层：量小且稳定，（1/5～1/10）×EM
0.3-1.0mm/d
WUHEE
WUHEE
可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸 发量，即同一气象条件下可能达到的最 大蒸发率。
WUHEE
水面蒸发的观测
1. 器测法： 水文部门普遍采用
E601蒸发器。
每日8时观测一次， 得日蒸发量； 月蒸发量 年蒸发量
折算系数：K=E池/E器
WUHEE
2. 间接计算法
利用气象水文观测资料间接推算蒸发量：

水文学原理四降水ppt课件

第四章 降 水
1
主要内容
HHU
1 降水要素及其时空变化表示方法 2 降雨类型及其影响因素 3 区域（流域）平均降雨量计算方法 4 降雨资料的检验
2
§1 降水要素及其时空变化表示方法 H H U
降水的定义 降雨的基本要素 降雨时间变化的表示方法 降雨空间变化的表示方法 降雨要素的综合曲线
3
§1 降水要素及其时空变化表示方法 H H U
1 降水的定义：
大气中的液态水滴或固态冰雪颗粒，在重力作用下，克服 空气阻力，从空中降落到地面的现象称为降水。
雪
雹
雨
露
霜
4
§1 降水要素及其时空变化表示方法 H H U
2 降雨的基本要素
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；
2)对每个三角形各边作垂直平分线，再用这些垂直平分
线构成以每个测站为核心的多边形；
3)量取每个多边形的面积fi。
计算公式： P 1
F
n
Pi fi
i 1
适用条件：雨量站分布不均
缺点：
1）没有考虑地形影响，假定雨量呈线性变化； 2）权重系数是固定的，不能反映降雨空间分布复杂多变 的特点。
28
29
§3 区域（流域）平均降雨量计算方法 H H U
3 降雨时间变化的表示
(1)时段降雨量柱状图：时段降雨量与相应时段之间的关
系图称为时段降雨量柱状图。
时间 13:42 14:00 14:30 15:34 17:00 18:10 19:00
时段降雨 0
11.5 33.5 31.9 1.6 2.2

水文学原理(第四节1)

低了水的自由能，因而其水势低于纯水的水势,这种水 势差即为溶质势。因为纯水水势被定为零，所以溶质 势为负值。
总水土势 1）非饱和土壤中，总水土势=基质势+重力势 2）在饱和土壤中，总水土势=压力势+重力势
土壤水的运动方向总是从总势大的地方指向总势小 的地方。 当土壤水总势梯度≠0时，土壤水就处于运动状态。 当土壤水总势梯度=0时，土壤水就处于静止状态。
重力势（ψg） 指在其他条件不变的情况下，将单位数量的土壤水分 从某一点移到参考面处对土壤水所做的功。
g mgZ
以单位重量的水为研究对象，则重力势可直接用高 度Z表示。
g Z
压力势（ψp） 饱和土壤中任一深度处的水滴，因受到来自其上的水 压力的作用而具有的势能。
土壤水体积
p Vp 压力差
分子力：土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力 重力：土壤中水分受到的地心引力
毛管力：土壤中的毛管现象引起的力。 土壤颗粒间细小的连通孔隙可视为毛管。毛管中水 气界面为一弯月面，弯月面下的液态水因表面张力 作用而承受吸持力，该力又称毛管力。
毛细现象：当水与毛管接触时， 由于管壁对水分子的吸附力大于 水分子之间的内聚力，在毛管中 形成凹形的弯月面，使液体表面 变大；因表面张力和收缩的作用， 迫使液面又趋向水平，管内液体 随着上升，以减少面积。这样， 直到表面张力向上的拉引力与毛 管内升高的液柱重量达到平衡时， 管内的液体停止上升，该现象为 毛细现象。
土壤剖面中的水是从A点流向B点，由D点流向C点。
3、土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线—反映基质势与土壤含水率之间 关系的曲线。
湿化过程线：吸水过程中，土壤水分基质势随含水率 的变化曲线。 干化过程线：对饱和后的同一土壤进行干化，得到的 土壤水分基质势随含水率的变化曲线。
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势能作为一种功，等于作用在物体上的力和物体在力 的方向上移动距离的乘积。
Fx
两点之间的势能差可看作力和距离增量的乘积
- F
x
两点之间的势梯度相当于作用力，负号表示作用力方 向指向势能减少的方向。
标准参照状态： 在大气压下，与土壤同温度、具 有固定高度的一个假想纯自由水面的储水池。 土水势分析的关键点： 1）标准参照面的确定 2）正方向的确定
毛细现象：当水与毛管接触时， 由于管壁对水分子的吸附力大于 水分子之间的内聚力，在毛管中 形成凹形的弯月面，使液体表面 变大；因表面张力和收缩的作用， 迫使液面又趋向水平，管内液体 随着上升，以减少面积。这样， 直到表面张力向上的拉引力与毛 管内升高的液柱重量达到平衡时， 管内的液体停止上升，该现象为 毛细现象。
重力势（ψg） 指在其他条件不变的情况下，将单位数量的土壤水分 从某一点移到参考面处对土壤水所做的功。
g mgZ
以单位重量的水为研究对象，则重力势可直接用高 度Z表示。
g Z
压力势（ψp） 饱和土壤中任一深度处的水滴，因受到来自其上的水 压力的作用而具有的势能。
土壤水体积
p Vp 压力差

z
K

z
K( )
4、饱和水流的基本微分方程
当含水率达到饱和时， K K
0
t
代入非饱和土壤水流基本微分方程，变为

x
x

y
y

z
z
K

0
因毛管势为0，总势等于重力势，K为渗透系数，故有
土壤水运动主要指土壤水中液态水的流动。 土壤物理特性在空间各个方向上都相同时称为均质土壤，
否则，称为非均质土壤。
土壤孔隙体积全部被水充满时，称为饱和土壤；反之，称
为非饱和土壤。
饱和土壤为土粒和水组成的二相物质系统。在饱和状态下，
土壤水在重力势和压力势作用下产生饱和水流运动，属于 自由重力水渗流。
重力水：在重力作用下将沿土壤孔隙流动的水
3、土壤水分常数
土壤水分常数—某些特征条件下的土壤含水率
最大吸湿量：在饱和空气中，土壤能够吸附的最大水汽量。
最大分子持水量：由土粒分子力所结合的水分的最大量。 凋萎含水量：植物根系无法从土壤中吸收水分，开始凋萎， 开始枯死时的土壤含水量。 毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水 量。 田间持水量：土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。 饱和含水量：土壤中所有孔隙被水充满时的土壤含水量
•A
•C
C两点与下参考面距离均为
•B
•D
200cm，B、D两点与参考面的距
离均为100cm，试分析两个不同
土壤水分剖面中的水流方向。
设参考面土水势为0，各点的总势能为：
A mA gA 120 200 80cm B mB gB 80 100 20cm c mc gc 300 200 100cm D mD gD 80 100 20cm
土壤水 (Soil Water )
内
①土壤的质地、结构
容
②土壤中的“三相”关系
提
纲
③土壤水的作用力
④土壤水的能量状态
⑤土壤水运动的控制方程
降雨 (Precipitation)
教学 目标一：理解土壤水的作用力
目标
目标二：理解土壤水的能量状态
学习 难点一：不同土壤条件下的作用力 难点 难点二：不同土壤条件下的能量状态
第三节 土壤水的作用力 （ The Force of Soil Water ）
1、土壤水作用力
分子力：土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力 重力：土壤中水分受到的地心引力
毛管力：土壤中的毛管现象引起的力。 土壤颗粒间细小的连通孔隙可视为毛管。毛管中水 气界面为一弯月面，弯月面下的液态水因表面张力 作用而承受吸持力，该力又称毛管力。
1、土壤水流的连续方程
物质守恒定律 单位时间内，流入控 制体的水量 - 流出控 制体的水量 = 控制体 内土壤水的改变量
设想从非饱和土壤中取出一个微分体，由于土壤水的 运动，在dt时段内从x方向进入该微分体的水质量为：
vx wdzdydt
从该微分体中流出的水质量为：
vx
w

x
(wvx
2013 1月 2月 3月 4月 5月 6月 7月 8月 9月 10月 11月 12月 年
1.2 1.4 2.9 5.2 20.5 146. 131. 111. 42.2 6.2 7.1 1.2 614
H 0.15 r
毛管力与毛细管半径成反比，毛管愈细毛管力愈大， 毛细上升高度愈高。
2、土壤水分势
根据物理学，机械能包括动能和势能两种。由于土壤 水运动很慢，一般可忽略动能，用势能表示土壤水的 能量（水土势）。 水土势—在土壤和水的平衡系统中，将单位质量的水 移动到标准参考状态的纯自由水体所做的功。
V K d
ds
非饱和土壤中，总势为基质势与重力势之和。
V

K



x

K

y

K

z

K


土壤水的流向以总势梯度的方向确定。如果 垂直方向梯度为零，便是水平流；若水平方向含 水率均一，其势梯度为零，则是垂向水流（下渗 或蒸发时的土壤水运动）。
第一节 土壤的质地、结构 （ Soil texture and Structure ）
1、土壤的质地
土壤：陆地表面 由矿物质、有机 物质、水、空气 和生物组成，具 有肥力，能生长 植物的未固结层。
土壤的质地——土壤中所含的团体颗粒的大小,即粒 径大小。一般将土壤中的固体颗粒的粒径分成三种 粒径范围：砂粒、粉粒和粘粒。
将毛管力分解为与管壁平行 的力P以及与管壁垂直的力，其中 与管壁平行分力是使管内液体上 升的有效作用力，其值为：
P＝σcosθ 使水分上升的作用力为有效 作用力P乘以管之圆周长2πr，即 2πrσcosθ。 如以H表示毛管水上升达到平 衡时的水柱高度，则毛管力需要 克服的重力为：
H×πr2×ρg
当毛管力与重力相平衡时， 毛管水上升达到最高,即2πrσcosθ= H×πr2×ρg
H＝2σcosθ/rρg
r——毛管半径，cm。 ρ——液体的密度，kg/m3 g——重力加速度 m/s2 σ——液体的表面张力 牛顿/m θ——为弯月面与毛管之间的夹角
若取水的密度ρ=1，重力加速度g=9.8 m/s2，完全 湿润θ=0，cosθ=1，常温下σ=7.4×10-2 N/m，则 有近似公式
第二节 土壤中的“三相”关系 （ Three Phases of Soil System ）
土壤是一个“三相” 共存的体系： 固相: 固体颗粒 液相:孔隙中的水 气相：孔隙中的空气
与土壤“三相”有关的土壤物理量
表示土壤中固相比例的物理量
表示土壤中液相比例的物理量
表示土壤中气相比例的物理量
粘粒
粒径（微 1-2 米）
粉砂 2-20
细砂 20-200
粗砂 200-2000
1毫米(mm)=1000微米(um)
第一节 土壤的质地、结构 （ Soil texture and Structure ）
2、土壤的结构
指土壤中固体颗粒的排列方式，排列方向和团聚状况， 有时也指土壤中孔隙的几何形状及大小。
对于处于自由水面以下或土面有积水的土壤水，压力 势为正。
基质势（ψm） 由分子力和毛管力引起的土水势之和。基质势降
低了土壤水的势能，一般取自由水面为0势面，基质势 低于0势面，恒为负值。 基质势可用毛管水上升高度的负值表示。 基质势是土壤含水量的函数。
溶质势（ψs） 溶质势亦称渗透势，是由于溶质颗粒的存在，降
土壤含水率越大，分子 力与毛管力越小，基质势 越小。 ❖土壤含水率越小，分子 力与毛管力越大，基质势 越大。 同一含水率下，脱水过 程基质势大于吸水过程。
不同土壤质地，其ψ－θ曲线是不同的 ❖不同土壤结构，其ψ－θ曲线也是不同的
第五节 土壤水运动的控制方程 （ Equation of Soil Water Flow ）
4、土壤水分常数的水文学意义
第四节 土壤水的能量状态 （ Energy Status of Soil Water ）
1、毛细现象和毛管力
毛管力：土壤中的毛管现象引 起的力。 土壤颗粒间细小的连通孔隙可 视为毛管。毛管中水气界面为 一弯月面，弯月面下的液态水 因表面张力作用而承受吸持力， 该力又称毛管力。
低了水的自由能，因而其水势低于纯水的水势,这种水 势差即为溶质势。因为纯水水势被定为零，所以溶质 势为负值。
总水土势 1）非饱和土壤中，总水土势=基质势+重力势 2）在饱和土壤中，总水土势=压力势+重力势
土壤水的运动方向总是从总势大的地方指向总势小 的地方。 当土壤水总势梯度≠0时，土壤水就处于运动状态。 当土壤水总势梯度=0时，土壤水就处于静止状态。
例题1
有一“U”形土柱，一端浸泡在水槽中。水槽的水面保持 不变，假定土柱无蒸发，土柱内也无土壤水运动。试确定土柱 中各点的水土势。
例题 2
有两个不同的土壤剖面，均为
表层干燥、下层湿润。实测得
到A点的基质势为-120cm，B点
的基质势-80cm，C点的基质势-
100cm 100cm
300cm，D点的基质势-80cm。A、
)dxdydzdt
在x方向上净进入该微分体的水质量为以上两 项之差
-
x
(

wvx
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土体的净入流量等于土体水量变化
-


x
(wvx )