当前位置：文档之家 › 4第四章+下渗

4第四章+下渗

  • 格式：ppt
  • 大小：608.50 KB
  • 文档页数：51

下载文档原格式

  / 51

合集下载

07-下渗和径流解析

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。

04第四章(氢氧同位素)

04第四章(氢氧同位素)
Theory, Technique and Application of Environmental Outline
1.氢氧同位素概述 2.天然水的氢氧同位素组成及分布特征 3.氢氧稳定同位素的应用
1概 述
1.1 氢、氧同位素的主要地球化学性质
氢和氧是自然界中的两种主要元素，它们 以单质和化合物的形式遍布全球。
冰雪的堆积与融化对海水同位素组成的影响
北极冰的δD值为-160 ‰，δ18O值为-22 ‰ ； 南极雪的δD 值为-440 ‰ ，δ18O为-55 ‰。
当极地有大量冰雪堆积时， 海洋水的同位素组成变重； 若全球冰雪融化，海洋水 的同位素组成变贫。 据计算海水的δ18O将降到 -1‰，δD降到-10‰。
降水线的斜率也是反映分馏程度的一个参数
1965年Craig和Gordon指出，云团的冷凝过程基本上属于平衡过程，没 有明显的动力分馏，分馏系数介于封闭的平衡蒸发和瑞利蒸发之间，因 此，全球降水线的斜率S＝8。
大量的研究证明，海水蒸发形成云团蒸气的过程实际上是一个动力过程， 蒸发速度受水－空气界面的扩散速度控制，而大气中的湿度、风速等因 素都会影响扩散速度。由于氢氧同位素分子有不同的扩散速度，所以得 到的斜率不等于8，而往往在5-6之间。由于受蒸发作用的影响而斜率小 于8。
2.4 地下水
1) 渗入水
不论古代还是现代，由大气降水补给的渗入水的同位素组成与其补给 源的大气降水的同位素组成相近，这是一种普遍的现象。在δD－ δ18O关系图上，数据点都落在世界降水线或地方降水线附近。
利用大气降水的高度效应，可以推测计算地下水补给区的高度和 位置。
穿过起伏较大的大陆边缘加拿大西部山脉降水的δ18O变化
-7.0
-8.0

工程水文学第四章

工程水文学第四章
PP 1P2n . ..Pn 1 ni n1Pi
2. 垂直平分法（泰森多边形法） 条件：流域雨量站分布不太均匀，为了更好地反映各站在计算流域平均雨量中的作用。 假设：流域各处的雨量可由与其距离最近的雨量站代表。
PP 1f1P 2f2 F ...P nfni n1P i F fi
3. 等雨量线法 条件：当流域地形变化较大，而雨量站分布较密，能结合地形变化绘制等雨量线时。
2.径流过程线的分析 2.径流过程线的分析
（3）
3. 径流量的计算 黄色的面积（ABCDFA）：
R 3.6Qt
F
Q(m3/s)
前期洪 水未退 完的部 分
B 本次降雨形成的径流过程
H
C
I
C’ A
D E
F
D’
G
t(h)
深层地下径流（基流）
C′D′D的面积与AEF大约相等，ABCDFA≈ABCC′D′FEA
第四节 超渗产流的产流量计算
（一）概述 在干旱半干旱地区，地下水埋藏很深，流域的包气带很厚，缺水量大，降雨过程中的
下渗的水量不易使整个包气带达到田间持水量，所以不产生地下径流，并且只有当降雨强 度大于下渗强度时才产生地面径流，这种产流方式称为超渗产流。关键是确定流域下渗的 变化规律。
第四节 超渗产流的分析与计算
流第 域四 产章 汇 流 分 析
第二章对径流的形成过程作了定性的描述，本章从定量的角度阐述降雨形成径流的原理 和计算方法，它是以后学习由暴雨资料推求设计洪水、降雨径流预报等内容的基础。
降雨P(t) 蒸发E(t)
产流计算
净雨R(t)
数量上相等
汇流计算
流域出口断面 径流过程Q(t)
第一节 概述
一. 流域产汇流计算基本内容 由流域降雨推求流域出口的河川径流，大体上分为两个步骤： ①产流计算：降雨扣除截留、填洼、下渗、蒸发等损失之后，转化为净雨的计算称为产流计算。 ②汇流计算：净雨沿着汇入地面和地下河网，并经河网汇流形成流域出口的径流过程的计算称

第四章-流域产流与汇流计算

第四章-流域产流与汇流计算
等雨量线法：适用于面积大、地形起伏大、站点较密的 流域。理论上完善，但每次降雨都必须绘制等雨量线， 并计算权重，工作量大。
泰森多边形法算例
Ax11
Ax22
Ax33
Ax66
Ax55
Ax44
单元面积权重计算公式：
第i 块单元面积的权重i =Ai /ΣA
总面积ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)
三、蓄满产流模型
1.产流机理
任一地点上，土壤含水量达蓄满（即达田间持水 量）前，降雨量全部补充土壤含水量，不产流；当土 壤蓄满后，其后续降雨量全部产生径流。由此形成蓄 满产流概念
蓄满产流机制比较接近或符合土壤缺水量不大的 湿润地区。这些地区，一场较大的降雨常易使全流域 土壤含水量蓄满。
2、蓄满产流概念形成
4.3 蓄满产流计算 一、蓄满产流模式
包气带土壤含水量达到田间持水量前(即未蓄满)不产 流，降雨全部被土壤吸收，补充包气带缺水量；包气带 土壤含水量达到田间持水量后(即蓄满)开始产流，之后 的降雨扣除蒸发后全部形成净雨。这种产流方式称为 “蓄满产流”。计算表达式为：
RP(W mW 0)
二、降雨径流相关图 主要影响因素：W0,T(降雨历时),M(季节), 暴雨类型(Type),暴雨中心(Center)
流域平均雨量计算公式： x 1 x 1 2 x 2 6 x 6
等雨量线法
90
110
70
A2
50
A4 A3
A1
40 A5
A6
总面积ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6) 各子块权重i =A i /ΣA x= Σ i x i

水 文 学 原 理(六下渗)shui

水 文 学 原 理(六下渗)shui

( n 0 )k fp 2
exp(k 2t / 4 D) k 2t erfc ( ) k n 4D k 2t / 4 D
§2 非饱和下渗理论
3 完全下渗方程的解
第二种情况： 扩散率非常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系
D( ) k ( ) t z z z ( z ,0) 0
§1 下渗的物理过程
2 下渗机理
下渗过程就是土壤吸收水分， 调节水分，并向土层中传递 水分的过程。受到土壤水作 用力的支配。
a 下渗的三个阶段
渗润阶段： 分子力 渗漏阶段： 毛管力 渗透阶段： 重 力
§1 下渗的物理过程
渗润阶段：土壤含水量较小，下渗容量较 大，下渗容量随时间递减迅速。 渗漏阶段：土壤含水量不断增加，下渗容 量明显减小，下渗容量随时间递减变得缓 慢。
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。
式，并率定其中的参数，从而求得相应的下渗曲线。
1 科斯加柯夫公式： n
Fp at ，f p nat ，a和na 2 f p 为待定参数。 t 2 ln( Fp ) ln(a ) n ln(t ) (1). 计算不同t时刻的ln( Fp )与 ln(t )
n 1
1
参数确定： 定参过程：
§1 下渗的物理过程

湘教版高中地理第一册第四章 地球上的水知识点总结

湘教版高中地理第一册第四章 地球上的水知识点总结

湘教版地理必修第一册知识点梳理总结第四章 地球上的水一、基本知识点（整理内容全部都很重要，带“▲”的为必背内容）：1.海洋水是地球水体的主体部分，淡水的主体是冰川；水循环的动力主要是太阳辐射能。

2.▲水循环的环节和类型：（1）影响蒸发的因素：①光照：光照越强，蒸发量越大；①气温：气温越高，蒸发量越大；①风速：风速越大，蒸发量越大；①湿度：湿度越大，蒸发量越小；①水域面积：水域面积越大，蒸发量越大。

（2）影响下渗的因素：①地面性质（硬化或者沙质）；①坡度：坡度越小，下渗量越多；①植被覆盖率越大，下渗作用越强；①降水强度小，降雨持续时间长，下渗量多。

（3）影响地表径流的因素：①地表状况（硬化与沙质）；①地形地势，影响径流落差；①降雨强度，影响径流量；①人类活动（城市化、乱砍滥伐）3.▲海陆间循环最重要的类型，又称大循环，使陆地水得到补充，水资源得以再生。

4.▲水循环各环节最容易受人类活动影响的环节是：地表径流。

5.▲跨流域调水可缓解水资源空间分布不均，修建水库可缓解水资源的时间分布不均。

6.人类活动对水循环的影响：7.洪涝灾害分为洪水灾害和雨涝灾害。

8.▲洪涝灾害的防治：①利用气象卫星对强降雨天气、水情进行监测，能够有效防御洪涝灾害；②提高强降雨天气预报的准确率，可以减轻洪涝灾害的损失；③防御洪涝灾害，需要工程措施与非工程措施相结合。

工程措施有修筑堤坝，整治河道，修建水库和分洪区（或滞洪区、蓄洪区），完善排涝设施等；非工程措施有加强洪泛区的建设管制、建立洪水预警机制、落实居民撤离应急预案、推行防洪保险等。

9.▲城市内涝的原因及解决措施：（1）原因：造成内涝的客观原因是降雨强度大，范围集中。

降雨特别急的地方可能形成积水，降雨强度比较大、时间比较长也有可能形成积水。

但是，城市内涝主要是城市地表硬化造成下渗速度减慢，排水不畅，发生内涝。

（2）措施：①增加城市绿地、湿地面积；②利用透水材料、渗水砖；③城市规划时合理布局城市排水系统。

水 文 学 原 理(六下渗)

水 文 学 原 理(六下渗)

fp
(θ n − θ 0 ) k ⎡ exp( − k 2 t / 4 D ) ⎢ = − erfc ( 2 2 ⎢ πt / 4 D k ⎣
k 2t ⎤ )⎥ − kθ n 4D ⎥ ⎦
HHU
§2 非饱和下渗理论
3 完全下渗方程的解
第二种情况： 扩散率为常数且水力传导度与土壤含水量非直线关系
∂θ ∂ ⎡ ∂θ ⎤ ∂θ = ⎢ D(θ ) ⎥ + k (θ ) ∂t ∂z ⎣ ∂z ⎦ ∂z θ ( z ,0) = θ 0
−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：
(1) i >fp，则整个下渗过程均按下渗能力下渗； (2) i <fc，则整个下渗过程均按雨强下渗；
fp
R F t
fp
F
t HHU
§5 天然条件下的下渗
1 均匀雨强时的下渗
(3) fc<i < fp0 ，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗。
水分传递带 湿润带
湿润锋
HHU
§1 下渗的物理过程
3 下渗容量与土壤水分剖面的关系
θ0
0
θn
θ
Fp = ∫ z (θ , t )dθ + K s t
θ0
θn
t0
t1 t2
Ζ
HHU
§2 非饱和下渗理论
1 下渗方程的导出
∂θ ∂ ∂Φ ] = [ K (θ ) ∂t ∂z ∂z
假设 ψ m 与 θ 为单值关系
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

自然地理学第四章 海洋和陆地水

自然地理学第四章 海洋和陆地水
8.各种补给的特点 ①降水补给 雨水是全球大多数河流最重要的补给来源。降水补给为主的河流的水量及其变化 与流域的降水量及其变化有着十分密切的联系。河流水量与降水量分布一样，由 东南向西北递减；河流多在夏秋季节发生洪水，也与降水集中于夏秋两季有关。
②融水补给 融水补给为主的河流的水量及其变化与流域的积雪量和气温变化有关。这类河 流在春季气温回升时，常因积雪融化而形成春汛。春季气温和太阳辐射不像降水 量大，所以春汛出现的时间较为稳定，变化也较为规律。高山冰川融水补给时间 略迟，常和雨水一起形成夏季洪峰。
⑤人工补给 从水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向河流中排放废水等，都 属于人工补给范围。
9.河流与地理环境的相互影响 ①河流就是所在流域内自然地理背景下的产物。河水是以不同形态和经过不同转化 途径的降水为补给来源的。显然，只有进入河床的水量足以保持经常流动即足以补 偿蒸发和渗透所造成的损耗时，才能够形成河流。湿润地区河网密集，径流充沛， 而干旱地区河网稀疏，径流贫乏，说明河流的地理分布受气候的严格控制。 ②除气候外，其他自然地理要素也对径流发生影响。如流域海拔高度、坡度和切割 密度直接影响着影响着径流汇聚条件，地表物质组成决定着径流决定着下渗状况， 植被则通过对降水的截留影响径流等。
5.厄尔尼诺现象 南太平洋亚热带环流有来自南赤道洋流并南流的东澳大利亚洋流和沿南美洲海岸北 上的秘鲁洋流。与秘鲁流边部连接一起的大量上涌海水为浮游植物提供了足够的营 养物质，使以此为食的秘鲁鱼产量占师姐领先地位。但有时因亚热带环流周期性南 移，东南信风微弱，引起赤道逆流南下，热带暖水淹没了较冷的秘鲁洋流，上涌海 水与沿岸冷水消失，导致海洋生物与寄食鸟类死亡、腐烂，并释放大量硫化氢进入 大气。赤道东太平洋秘鲁洋流的这种变化，如果水温增加超过0.5℃，持续时间达6个 月以上，成为厄尔尼诺现象。

工程水文学第四章产流及汇流计算

工程水文学第四章产流及汇流计算

90 80 70 60 50 40 30 20 10 0
450 400 350
300
250 200 150 100 50 0
1 2 3 4
5
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
时段雨量直方图与累积雨量过程线
4.2.2 径流量
Q (m3/s)
W
t (h)
Q (m3/s)
Qi
n Qi Qi 1 3.6 t 3.6 Qi t 2 i 0 i 1 R F F n
Ｑ － 流量(m3／s)
Qi+1
Ｒ － 径流深(mm)
Δ t－ 计算时段(h)
F － 流域面积(km2)
△t
Q1
径流深计算
Qn t (h)
地面径流退水较快，而地下径流退水历时
流域蓄水容量曲线：纵坐标是全流域各点的W’m从小
到大排列的比重α。
4.3.2 蓄满产流 在湿润地区，由于雨量充沛，地下水位较高，包 气带通常不到几米，其下部经常保持在田间持水量， 上部则因蒸发而缺水。汛期包气带上部缺水极易为一 次降雨所蓄满。如果每次大雨后，流域平均蓄水量都 能达Wm，则产流量可由降雨量P减去降雨开始时的土 壤缺水量(Pa)求得。即雨量补足包气带缺水量后，全 部形成径流，这种产流方式叫做蓄满产流，并可以概 括成一个简单的数学模型： R = P – (Wm – W0)
6 6 6 6 6 7 7 7 26 27 28 29 30 1 2 3 20.2 21.9 6.8 78.8 14.7 0.944 0.944 0.944 0.944 0.944 0.932 0.932 0.932
Pa(m m)
某流域属湿润地区， wm=100mm，Em在5月份均值 5.6mm/d,6月份为6.8mm/d。推 求逐日Pa值。

第四章 地下水的补给、排泄和动态

第四章 地下水的补给、排泄和动态

第四章地下水的补给、排泄和动态地下水的循环是指地下水的补给、径流与排泄过程。

地下水以大气降水、地表水、人工补给等各种形式获得补给，在含水层中流过一段路程，然后又以泉、蒸发等形式排出地表，如此周而复始的过程便叫做地下水的循环，其中资源量的增减正是补给与排泄不平衡所致。

第一节地下水的补给含水层或含水系统从外界获得水量的过程即为地下水的补给，其补给来源有：大气降水入渗、地表水入渗、凝聚水入渗、其他含水层或含水系统越流补给和人工补给等。

一、降水入渗补给大气降水包括雨、雪、雹，在许多状况下大气降水是地下水的主要补给方式。

当大气降水降落在地表后，一部分变为地表径流，一部分蒸发重新回到大气圈，剩下一部分渗入地下变为地下水。

一般状况下，入渗补给含水层的水量仅占降水量的20~50%,其余的水量通过各种途径耗失了。

L降水入渗补给地下水的机制大气降水抵达地表便向土壤孔隙渗入，假如土壤初始含水率很小，则入渗水首先形成薄膜水，到达最大薄膜水后，又连续充填毛细孔隙形成毛细水，只有当土壤含水率超过最大持水量时，才形成重力水下渗补给地下水。

一般的降水入渗过程可划分为两个阶段：前期属于受供水强度掌握阶段；后期为受入渗力量掌握阶段。

降雨后包气带水的下渗方式一般认为有两种，即活塞式(PiSton type)及捷径式(short-circuit type)o活塞式是指上部新的入渗水推动下部较老的水作面状下移，此类下渗主要发生于比较均质的砂层中。

捷径式指水流不作面状推动，而沿着某些通路优先下渗，例如在粘性土中下渗水往往沿着某些大孔道——根孔、虫孔及裂隙发生的移动。

⑴均质土的活塞式下渗：入渗水的湿锋面整体向下推动，如同活塞的运移。

分两个入渗阶段：①土壤吸水阶段:降水入渗水用于补充水分亏缺，由于表土干燥，毛细负压大，毛细率很大；②稳定入渗阶段:湿锋面下渗到肯定深度，重力水力梯度起主要作用，毛细水力梯度渐渐变小，入渗率趋于稳定值。

⑵粘性土的捷径式下渗：当降水强度较大，细小孔隙来不及汲取全部水量时，一部分雨水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先快速下渗，并沿通道水分向细小孔隙集中。

第四章 地球上的水-2024-2025学年高一地理基础知识梳理+学法考点指导(湘教版2019必修第一

第四章 地球上的水-2024-2025学年高一地理基础知识梳理+学法考点指导(湘教版2019必修第一

第四章 地球上的水（教师版）4.1 水循环 >知识梳理<水循环知识概览：知识点一 “水的行星”： 1. 从形态上看：(1)水呈固态、液态、气态，分布于海洋、陆地、大气之中，形成各种水体。

(2) 气态水数量最少，分布最广；液态水数量最大，分布次之；固态水仅在高纬、高山或特殊条件下才能存在。

2. 从分布上看：（1）海洋水特征：海洋水是主要的，它约占全球水储量的97%（2）陆地水特征：包括河水、湖泊水、沼泽水、地下水、冰川等；冰川是地球淡水的主体 （3）大气水特征：数量最少但分布最广海洋水96.53%陆地3.47%大气0.001%冰川水1.74%地下水 1.69%其他永冻土底冰冰0.022%土壤水 0.001% 湖泊水 0.013% 沼泽水 0.0008% 河流水 0.0008% 生物水 0.0001%3. 从利用上看：（1）目前人类利用较多的淡水资源，主要是河水、淡水湖泊水以及浅层地下水，水量约占全球淡水储量的0.3%。

（2）冰川是地球淡水的主体，主要分布在两极地区和中低纬度高山地区，水量占全球淡水储量的2/3以上。

目前人类利用的很少。

知识点二自然界的水循环：1.概念：水循环是指自然界的水在地理环境中的移动，以及与之相伴的状态变化。

2. 动力：在太阳能和地球重力的作用下，水在陆地、海洋、大气之间，通过吸收或释放热量，固、液、气三态相互转化，形成了永无休止的循环运动。

3 . 自然界的水循环包括海陆间循环、陆地内循环、海上内循环，其中海陆间循环使陆地上的水得到持续补充，水资源得以再生。

\知识点三水循环的地理意义：1. 把大气圈、水圈、岩石圈和生物圈有机地联系起来。

2. 使地球上的各种水体处于不断更新状态，水循环还维持了全球水的动态平衡。

3. 深刻地影响着全球气候的变化，缓解不同纬度热量收支不平衡的矛盾。

4. 直接影响到各地的天气过程，乃至区域的基本气候特征；引发区域性的洪涝、干旱等自然灾害。

工程水文学 4、产流及汇流计算

工程水文学 4、产流及汇流计算

Q
R
t
图4－5 退水曲线 图4－6 次洪水过程线划分
t
实测流量过程示意图（曲线下方数字为洪号）
流域退水曲线用数学公式表示如下：
Q (t ) Q (0)e t / Kg Q (t t ) Q (0)e ( t t ) / Kg Q (t )e t / Kg t Kg InQ(t ) InQ(t t )
P1 P2 ... Pn 1 n P Pi n n i 1
式中：P — 流域平均降水量，mm; P1……Pn — 各雨量站同时期内的降水量，mm; n — 测站数。
泰森多边形法： 当流域内雨量站分布不太均匀时， 假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。设P1 ，P2，……，Pn为各站雨量，f1, f2,……, fn为各站所 在的部分面积，F为流域面积，则流域平均降水量P可由 下式计算：
n P f P f ... P f fi 1 1 2 2 n n P Pi F F i 1
式中fi / F表示第i雨量站所代表面积占整个流域面 积的份额，通常称为权重。求得的流域平均雨深又称为 加权平均雨深。
某一流域
n个雨量站 P1, P 2, … P
n
要求划分各雨量站权重面积
（4-6）
（4-7）
式中：Kg为地下退水参数，可根据式（4-7）用退水曲线来 计算。
地表径流和地下径流汇流特性不同， 一般还要用斜线分割法分割开地面径流和 地下径流。 斜线分割法：从起涨点Ａ到地面径流 终止点Ｂ绘制直线AB ，AB线以上为地面 径流，以下为地下径流。
N = 0.84F 0.2
N 起涨点 地表径流
90 80 70 60 50 40 30 20 10 0

简述下渗过程各阶段受力状况及运动特征

简述下渗过程各阶段受力状况及运动特征

渗过程是指液体或气体在多孔介质中的运动过程，它是地下水运动和水文地质学研究的重点内容之一。

渗过程受力状况和运动特征对地下水的形成、流动和分布具有重要影响。

以下是对渗过程各阶段受力状况及运动特征的简要描述：1. 渗透阶段：在渗透阶段，流体受到以下受力影响：- 压力梯度：流体在多孔介质中由于地下水位差形成压力梯度，使得水向低压力方向移动。

- 地下水位：地下水位的变化会影响渗透过程的速率和方向，对水文地质学和地下水资源开发有着重要影响。

流体在渗透阶段的运动特征包括：- 渗透速率：受多孔介质裂缝、孔隙度等因素影响，不同介质的渗透速率差异很大。

- 渗透方向：受压力梯度和地下水位变化的影响，渗透方向多为垂直或水平渗透。

2. 吸附阶段：在渗过程的吸附阶段，流体受到以下受力影响：- 滞留力：多孔介质表面的吸附力使得流体分子在介质表面停留一段时间，影响流体的渗透速率。

- 地下水化学性质：地下水中的化学物质会与多孔介质发生吸附反应，影响渗透的速率和方向。

流体在吸附阶段的运动特征包括：- 吸附速率：受多孔介质表面性质和地下水化学成分的影响，吸附速率差异较大。

- 吸附均匀性：多孔介质表面的均匀性会影响流体的吸附过程，不同介质对吸附速率的影响程度也不同。

3. 穿透阶段：在渗过程的穿透阶段，流体受到以下受力影响：- 孔隙空间：孔隙度和裂缝的大小会影响流体的渗透速率和方向。

- 地下水位变化：地下水位变化会对多孔介质中的流体运动造成重要影响。

流体在穿透阶段的运动特征包括：- 表演速率：受多孔介质的孔隙度、裂缝和地下水位变化的影响，穿透速率较为复杂。

- 渗透方向：在多孔介质中，流体的穿透方向可能随地下水位变化而改变。

总体来看，渗过程各阶段受力状况及运动特征复杂多样，受到地下水位变化、多孔介质孔隙度、裂缝的影响较大。

对渗过程的研究有助于更好地理解地下水运动和水文地质学特征，为地下水资源的开发和保护提供重要参考和支持。

渗过程是地下水运动和水文地质学研究的核心内容之一。

水文学原理试题及答案

水文学原理试题及答案

水文学原理试题及答案【篇一：2011年水文学原理习题】t>第一章绪论1. 水文学主要研究那些内容？2. 人类面临的主要水问题有哪些？如何解决？3. 什么是水文现象？水文现象有哪些基本规律和特性？4. 水文学有哪些主要分支学科?5. 水文学经历了哪些发展阶段？6. 简述水文学研究的特点第二章水文循环1. 水有哪些自然属性？社会属性？2. 水循环有哪些环节2. 研究水文循环有哪几种尺度？3. 水循环的主要表现形式（水文现象）有哪些？4. 全球和流域（区域）水量平衡及方程式。

6. 大气中的水分以13000km3 计，多年平均全球年降水量577000 km3 ，试计算大气水的更新期。

7. 根据对水循环及水量平衡规律的了解，谈一谈对合理利用水资源、节约水资源的认识。

第三章河流与流域1. 何谓流域？流域有几种类型，以什么来区分？流域有哪些主要特征？2. 河流有哪些主要特征？3. 水系形状大致可归纳为几种？不同水系对汇流有什么影响？4. 某闭合流域面积a=1000km2 ，流域多年平均降水量x0=1400mm，多年平均流量q0=20m3/s。

现拟在此流域修建水库，由此增加的水面面积⊿a=100km2，当地实际多年平均年蒸发总量z0器=2000mm，蒸发器折算系数k=0.8。

试问建库以后多年平均流量q0是多少？5. 某流域多年平均年降水量为476.1mm，多年平均年径流深为66.1mm。

试求多年平均年蒸发总量，并计算其多年平均径流系数及蒸发系数。

第四章降水1. 降水基本要素有哪些？2. 如何表示降水随时间、空间的变化？3. 降雨量过程线与降雨强度过程线有何联系？4. 降雨大致可分几种类型？5. 影响降雨量的因素是有哪些？6. 我国降水的时空分布有什么特点？7. 计算区域(流域)平均降雨量的方法有哪些？每一种计算方法有哪些适用条件？第五章土壤水与下渗1. 土壤水有哪些存在形式？各受哪些力的作用？2. 土壤水分如何测定？用什么表示？3. 土壤水分常数有哪些？各表征什么物理量？4. 土壤水的能量状态用什么表征？土水势有哪些分势？5. 土壤水分特性曲线反映什么关系？如何获得土壤水分特性曲线？6. 非饱和土壤水运动的基本方程是什么？7. 供水强度、下渗率、下渗能力是如何定义的？什么是下渗曲线？8. 下渗的物理过程（三个阶段）有哪些？什么力起主要作用？含水率如何变化？9. 影响下渗的主要因素有哪些？何为下渗容量？10. 忽略重力作用且扩散率为常数时下渗的定解问题的数学模型如何表达？11. 写出几个有代表性的经验下渗曲线公式。

水文学 下渗(infiltration) 课件

水文学 下渗(infiltration) 课件
dF/dt=f
F(fm(m)m/min)
F—t
f—t T(min)
下渗率曲线及累积下渗量曲线示意图
已知某地土壤累积下渗能力曲线及某次降雨的累积 雨量曲线如图，累积下渗能力曲线F(t)=36t0.5+0.4t 累积降雨量曲线为P(t)=9.4t (1)求该地的下渗能力曲线f ( t )及该次降雨强度过程 (2)由该次降雨求出产流开始的时间 (3)在累积下渗能力和累积降雨图上绘出累积下渗量 曲线。
解(1)f(t)=dF(t)/dt=18t-0.5+0.4F(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
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
田间持水饱量 和含水 量
二 基本方程
根据上述假定，当土壤表面保持一定水 层时，水分将受到下列各力的作用 入土壤
1 土壤表面水层的静水压力hp P0
2 土壤饱和水柱的重力Z
hp
3 下 锋面处的毛管吸力hs
4 下 锋面以下的空气剩余压 力即下层空气压力P与大气压
Z
力P0之差P- P0
下 水流所受总力H=hp+Z+hs-(P- P0)P
第五章 下渗（infiltration)
第一节 下渗的物理过程及规律
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
下 率和下 能力 下 率f
又称下 强度。指单位面积上、单 位 时间内 入土壤中的水量。 下 能力fp

水 文 学 原 理(六下渗)

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

4第四章+下渗

4第四章+下渗

2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响，
• 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。（因为在每次间歇期间，土壤水 分仍继续进行分布，一部分深入下层，一部分耗于 蒸发，因此表层下渗能力得到不同程度的恢复。
• 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
• 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。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影 响。
第三节 影响下渗的因素
• 一、降水 二、土壤 三、植被 四、地形 五、人类活动
在天然条件下，实际的下渗过程远比理 想模式要复杂得多，往往呈现不稳定和不连 续性。形成这种情况的原因是多方面的，归 纳起来主要有以下五个方面：
• 总之，再分配速度总是随时间而减小， 同时湿润锋的清晰度也越来越低，并逐 渐消失，最终趋于均一。从图中可以看 到再分配过程中，原来湿润的土层以不 断减小的速度向下层土壤输送水分的情 况。
• 对于不同类型的土壤，由于土壤特性的差 异，土壤水分的再分配速度也有差别。如 图所示，细粒含量多的土壤与粗颗粒含量 多的土壤相比，其水分再分配速度要慢、 这主要是粗质土壤的非饱和导水率大，且 随土壤含水量的减少而迅速降低；而较细 的土壤非饱和导水率小，随土壤含水量的 减少降低速度较慢，因此，其土壤水分的 再分配过程持续的时间较长。
非饱
和水
2. 渗漏阶段
流
毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3. 渗透阶段
重力作用，水分饱和。
饱和水流
二、下渗水分的垂向分布
包德曼和考尔曼1943年通过实验发现，在 积水条件下（保持5mm水深），下渗水在 土体中的垂向分布，大致可划分为4个带。 它们具体反映了下渗水的垂向运动特征。
  1. 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. 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. 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)。
（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。
（二）下渗能力fp：又称下渗容量，指在充分供水 条件下的下渗率。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规 律，并最终趋于稳定下渗。
• 优点：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。
2.考斯加柯夫公式
• 考斯加柯夫根据灌溉条件下水的下渗分 析得出如下公式
• F—下渗量；a—系数；n—与土壤性质有 关的参数，一般情况下为1/2。
（三）地形
• 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。
（四）人类活动 既有增大的一面，也有抑制的一面。 正反馈：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。 负反馈：砍伐森林、过度放牧、不合理的耕
• 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：
（一）渗润阶段
• 降水初期，若土壤干燥，下渗水主要受分子力作用，被土 粒所吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水，当土壤含水量达 到岩土最大分子持水量时，开始向下一阶段过渡。
（二）渗漏阶段
• 随着土壤含水率的不断增大，分子作用力渐由毛管力和重 力作用取代，水在岩土孔隙中作不稳定流动，并逐渐充填 土壤孔隙，直到基本达到饱和为止，下渗过程向第三阶段 过渡。
• 经验系数a和n，必须经过试验才能测得。
• 其物理意义为：a代表开始时段内下 渗的数量，因此取决于土壤的结构 状况、起始土壤含水量和供水条件， 如土壤有裂隙或大孔隙，a就比较大， 否则较小。n代表渗透速度随时间减 小的程度，取决于湿润后土壤结构 的变化。
• 从下渗率公式可以看出，当时间t→∞时， f→0（因0<n-1<1），这与实际情况不符。 另外，t→0时，f→∞,这与实际情况也不 符合。
下渗又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的 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。
第四章 下渗
• 第一节 下渗的物理过程 第二节 下渗的测定 第三节 影响下渗的因素
作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。
利用：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。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。
• 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。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影 响。
第三节 影响下渗的因素
• 一、降水 二、土壤 三、植被 四、地形 五、人类活动
在天然条件下，实际的下渗过程远比理 想模式要复杂得多，往往呈现不稳定和不连 续性。形成这种情况的原因是多方面的，归 纳起来主要有以下五个方面：
3.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数：
• f = fc + a·（S－F）n
a——系数，随季节而变，一般在0.2-0.8之间； fc——稳定下渗率； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； n——指数，通常为1.4。
第一节 下渗的物理过程
• 一、下渗过程的阶段 二、下渗水分的垂向分布 三、土壤水分的再分布 四、下渗要素
一、下渗过程的阶段
• 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。
从图形来模拟下渗曲线的数学表达式。 一般形式：这类表达式就是经验公式，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。
1.霍顿公式（1940）：
f = fc+（f0-fc）e-βt
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 f料c、作f0图可推由求实。测资料中直接求出， β则需根据实测资
（三）渗透阶段
• 特点：在土壤孔隙被水充满达到饱和状态时，水分主要受 重力作用呈稳定流动。
注意：三个阶段并无截然的分界，特别是在 土层较厚的情况下，3个阶段可能同时交错 进行。
有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗 漏，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。
1. 渗湿阶段
分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
（一）降水
• 降水特性的影响因素：降水强度、历时、降水时程 分配及降水空间分布等。
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降 水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤， 下渗过程受降水过程制约。
• 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。 尤其是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的 土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔 隙中，从而可能减少下渗率（如黄土高原）。
• 对于均质土壤，渗透停止后，土壤剖面中的水 分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分 配，剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以 下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断 下移，湿润带厚度不断增加。再分配过程中土 壤水的流动速度决定于再分配开始时上层土壤 的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度） 以及土壤的导水性质。若开始时上层土壤含水 量高而下层土壤又相当干燥，则吸力梯度较大， 土壤水的流动速度快，反之，如开始时上层土 壤含水量低，下层土壤又较湿润，则吸力梯度 小，再分配主要在重力作用下进行，速度就慢。
非饱
和水
2. 渗漏阶段
流
毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3. 渗透阶段
重力作用，水分饱和。饱和源自流二、下渗水分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5mm水深），下渗水在 土体中的垂向分布，大致可划分为4个带。 它们具体反映了下渗水的垂向运动特征。
（一）饱和带
✓ 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。
三、土壤水的再分配
• 当地表停止供水和地表积水消耗了以后， 水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水 分在水势作用下仍继续向下运动。原先 饱和层中的水分逐渐排出，含水量逐渐 降低，而原先干燥层中的水分逐渐增加， 这就是土壤水分的再分配。这个过程有 时可能几天就结束，有时可能延续很长 则间，其长短由土壤的水力学性质决定。
（二）土壤
• 主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含 水量。
✓透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大 小有关。
✓一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其 透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
（三）植被
• 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。
（二）下渗能力fp：又称下渗容量，指在充分供水 条件下的下渗率。
（三）稳定下渗率fc （稳渗）
通常在下渗最初阶段，下渗率f具有较大的数值，称为初渗 （f0），后随着下渗作用的不断进行，土壤含水量的增加， 下渗率逐步递减，递减的速率是先快后慢。
当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值。此 时下渗率称为“稳定下渗率”。
• 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。
（二）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。过渡带一般在5厘米左 右。
（三）水分传递带
• 水分传递带位于过渡带之下，特点是土壤含水量沿垂线均匀 分布，在数值上大致为饱和含水量的60—80％左右。带内水 分的传递运行主要靠重力作用，在均质土中，带内水分下渗 率接近于一个常值。