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科学渗水实验的实验报告
《科学渗水实验的实验报告》
摘要：
本次实验旨在通过模拟地下水渗透的过程，探究不同土壤类型对水的渗透速度的影响。
通过设置不同土壤类型的实验组和对照组，利用水渗透仪器记录渗水速度，最终得出了不同土壤类型对水的渗透速度的实验结果。
引言：
地下水资源是人类生活和生产的重要水源之一，而土壤的渗透性对地下水的补给具有重要的影响。
因此，通过科学的实验研究，探究不同土壤类型对水的渗透速度的影响，对于合理利用地下水资源具有重要的意义。
实验方法：
1. 准备不同土壤类型的实验样品，包括砂土、粘土和壤土。
2. 设置水渗透仪器，将不同土壤类型的样品放置在仪器上。
3. 分别记录每种土壤类型的渗水速度，并进行多次实验取平均值。
4. 设立对照组，使用相同条件下的纯水进行渗透实验。
实验结果：
通过实验记录和数据分析，得出了不同土壤类型对水的渗透速度的实验结果。
砂土的渗水速度最快，粘土次之，壤土渗水速度最慢。
与对照组相比，不同土壤类型的渗透速度存在显著差异。
结论：
通过本次实验，我们得出了不同土壤类型对水的渗透速度的实验结果。
砂土具有较好的渗透性，粘土次之，壤土渗透性最差。
这些实验结果为地下水资源的
合理利用提供了重要的参考依据。
总结：
通过本次实验，我们深入探究了不同土壤类型对水的渗透速度的影响，为地下水资源的合理利用提供了重要的实验数据。
希望本实验结果能够为相关领域的研究和实践提供一定的参考价值。
第一部分 课程实验及指导实验一：土壤的入渗特性及渗吸速度测定一、实验目的土壤渗吸速度是反映土壤透水性能的重要指标，它是农田水量平衡计算的重要依据。
旱田在进行地面灌溉时，灌溉水在重力作用下自地表逐渐向下湿润。
为保证最有效地利用灌溉水，既要使计划湿润层得到均匀的灌溉水，又不产生多余的水量向深层渗漏，必须了解水向土中入渗的规律。
二、实验设备渗吸速度测试仪、量杯、秒表等。
三、实验过程1．取自然风干土碾碎过筛，要求碎块不大于2毫米，测筒底铺滤纸，装土至给定深度，适当沉实，再盖滤纸。
2．在量杯内灌水，并关闭放水管和通气管（如图所示），放在支架上。
3．实验开始时同时完成：掀动计时秒表，迅速使测试仪中土样上建立水层2厘米。
图1-1-1土壤入渗特性实验装置4．实验开始后，定时记载量杯中水量读数，时间间隔初期较短，以后逐渐加大。
并填写表1-1-1：表1-1-1 土壤入渗特性测定记录表四、实验原理在地面形成一定水层的入渗称为有压入渗，对于均质土的入渗强度，已有若干计算公式，菲利普根据严格的数学推导，求的解析解为：f i t s i +=-2/12（1-1-1）i —t 时刻的入渗强度；s —与土壤初始含水率有关的特性常数，称为吸水率； i f —稳定入渗率，即饱和土壤渗透系数。
考斯加可夫根据野外实测资料分析，发现入渗强度（渗吸速度）与时间之间呈指数关系，其形式为：α-=t i i 1 （1-1-2）式中 i 1—第一个单位时间的入渗强度；α—反映土壤性质与入渗初始时土壤含水率的经验常数。
饱和与非饱和土壤水分运动均服从达西定律，所不同者，在饱和情况下，认为渗透系数是常数；而在非饱和情况下，渗透系数是变量，其值随土壤含水率而异，含水率越低，渗透系数越大。
五、实验要求1．根据水室断面和测筒断面，求出△t 时间内测筒下渗的水量。
2．求出各时段平均入渗速度v 。
3．用坐标纸点绘渗吸速度随时间变化过程线。
4．分析确定供水开始时土壤渗吸速度i f 、渗吸系数及透水指数α值。
河海大学土壤入渗实验报告班级: 农水2班土壤入渗实验报告一、实验目的:进行土壤入渗试验,对土壤入渗规律有大致了解,并且利用测的数据绘出土壤累积入渗量与时间的关系曲线,利用该曲线求出入渗强度与时间的关系。
二、实验仪器:直径4、5cm的土柱圆筒、宽5cm长4cm的马氏瓶、托盘、烧杯、天平、直尺、滤纸、秒表、疏松土壤、自来水。
三、实验步骤:1)把准备好的土装入圆筒中,每装5cm就夯实一次,直至土的的顶端位于圆筒进水孔的下缘。
2)检测马氏瓶就是否漏气。
如果漏气就换试验设备或者用凡士林涂抹。
3)将水灌入马氏瓶,把马氏瓶的出水孔与圆筒的进水口用橡胶管连接好,调节圆4)筒与马氏瓶的相对高度使得马氏瓶的出水孔刚好出水。
5)读取马氏瓶中水的高度。
6)实验开始,量取土柱量筒中土壤稳定下渗时土柱的淹水的深度,分别读取实验7)开始后第1、3、5、7、10、15、20、25、30、35、40min钟时马氏瓶中水的高度。
8)根据马氏瓶的面积与圆筒的面积求出圆筒中从开始到不同时刻的累积入渗量I,画出土壤累积入渗量I与时间的关系曲线,并利用该曲线求出入渗强度i与时间的关系。
四、实验数据:见后附页。
五、数据分析:I f=0、20 cm/min ;S=2、44 ;I1=1、22 cm/min ;Ɑ=0、51 。
入渗强度-时间曲线图入渗强度-时间双对数曲线图湿润锋深度与时间关系图时间t/min湿润锋深度/mm F=38、5×t0、563随着入渗时间的延长,土壤累积的入渗深度与入渗水量不断增大,初始时刻增加较快,随着时间的不断延长,土壤累积的入渗深度与入渗水量增长速度减缓。
土壤入渗强度随时间的延长而迅速减小,在初始时刻减小很快,随着时间的推移最后趋近于某一稳定值,形成这种现象的主要因素就是入渗路径的不断加长,从水柱面到入渗锋面的水势梯度逐渐减小所以入渗强度也在不断减小,最后接近于该种土壤的渗透系数。
六、注意事项:1.土壤入渗要现实土壤足够湿润,然后才能开始记录试验数据,否则会出错。
实验二 渗透实验（实验性质：综合性实验）土孔隙中的自由水在重力作用下发生运动的现象，称为土的渗透性。
在工程中常需要土的渗透性，例如基坑开挖排水时，需要了解土的渗透性，以配置合适的排水设备；在河滩上修筑渗水路堤时，需要考虑路堤填料的渗透性；在计算饱和粘性土上建筑物的沉降和时间的关系时，也需要掌握土的渗透性。
一、渗流模型水在土中渗流，是在土颗粒间的孔隙中发生的。
由于土体孔隙的性状、大小及分布极为复杂，导致渗流水质点的运动轨迹很不规则，（如图2-1a ）所示。
如果只着眼于这种真实渗流情况的研究，不仅会使理论分析复杂化，同时，同时也会使实验观察变得异常困难。
考虑到实际工程中，并不需要了解具体孔隙中的渗流情况，因而可以对渗流作出如下的简化：一是不考虑渗流路径的迂回曲折，只分析它的主要流向；二是不考虑土体中颗粒的影响，认为孔隙和土粒所占的空间之总和均为渗流所充满。
作了这种简化后的渗流其实只是一种假象的土体渗流，称之为渗流模型，如图2-1b 所示。
为了使渗流模型在渗流特性上与真实的渗流相一致还应该符合以下要求：（1）在同一过水断面，渗流模型的流量等于真实渗流的流量； （2）在任一界面上，渗流模型的压力与真实渗流的压力相等；（3）在相同体积内，渗流模型所受到的阻力与真实渗流所受到的阻力相等。
有了渗流模型，就可以采用液体运动的有关概念和理论对土体渗流问题进行分析计算。
再分析一下渗流模型与真实渗流中的流速v (单位时间内通过单位土截面的水量，m/s)之间的关系。
在渗流模型中，设有过水断面积为A （m 2）,通过的渗流量为q （单位时间内流过截面积为A 的水量，m 3/s ）,则渗流模型的平均流速v 为：qv A(2-1) 真实渗流仅发生在相应于断面A 中所包含的孔隙面积ΔA 内，真实流速0v 为：0qv A=∆ (2-2) 于是0Avn v A∆== (2-3)式中：n 为土体的孔隙率。
因为孔隙率n<1.0，所所以，0v v <，即模型的平均流速要小于真实流速。
第1篇一、实验目的本次实验旨在探究土壤下渗的特性，包括下渗速率、下渗深度和影响下渗的主要因素。
通过对不同土壤类型、不同植被覆盖条件下的下渗实验，分析土壤下渗的影响因素，为水资源管理和土壤改良提供理论依据。
二、实验材料与方法1. 实验材料：（1）土壤样品：采集不同土壤类型的土壤样品，包括沙土、壤土和黏土。
（2）实验仪器：土壤水分测定仪、量筒、漏斗、秒表、土壤筛等。
2. 实验方法：（1）土壤样品处理：将采集的土壤样品风干、过筛，以去除杂质和有机物，得到均匀的土壤。
（2）实验分组：将土壤样品分为三组，分别代表沙土、壤土和黏土。
（3）实验步骤：①将处理好的土壤样品放入量筒中，调整土壤厚度为5cm。
②将漏斗置于土壤上方，将一定量的水倒入漏斗，使水均匀分布。
③启动秒表，记录下渗至土壤饱和所需时间。
④测量下渗深度，计算下渗速率。
⑤重复实验，取平均值。
⑥在实验过程中，记录实验环境条件，如气温、湿度等。
三、实验结果与分析1. 不同土壤类型下渗特性比较实验结果表明，沙土、壤土和黏土的下渗速率分别为0.60mm/min、0.35mm/min和0.20mm/min。
可见，沙土的下渗速率最高，黏土的下渗速率最低。
这主要是因为沙土颗粒较大，孔隙度较高，有利于水分下渗；而黏土颗粒较小，孔隙度较低，不利于水分下渗。
2. 不同植被覆盖条件下下渗特性比较实验结果显示，有植被覆盖的土壤下渗速率为0.30mm/min，无植被覆盖的土壤下渗速率为0.25mm/min。
这说明植被覆盖对土壤下渗有显著影响。
植被覆盖可以增加土壤孔隙度，提高土壤透水性，从而促进水分下渗。
3. 影响土壤下渗的主要因素（1）土壤质地：土壤质地对土壤下渗有显著影响。
沙土、壤土和黏土的下渗速率依次降低，说明土壤质地是影响下渗的主要因素之一。
（2）土壤前期含水量：土壤前期含水量越高，下渗速率越低。
这是因为土壤孔隙度减小，水分难以下渗。
（3）植被覆盖：植被覆盖可以增加土壤孔隙度，提高土壤透水性，从而促进水分下渗。
国内外土壤水分研究现状与进展Ξ马履一(北京林业大学,北京100083)摘要 该文论述了国外在土壤水分入渗、土壤—植物—大气连续体中水流的运动、土壤水分运动的数值模拟、土壤水分运动参数的确定和土壤水分测试技术等方面的研究进展。
文中指出,进入80年代以后,我国土壤水分的研究,在理论、方法和手段方面都逐步与国际趋同,如土壤水势理论已作为土壤水分定量化研究的理论基础,测定土壤水势的方法和仪器已日趋完善,土壤水分运动数值模拟得到了广泛应用。
我国在森林土壤坡地三维渗透条件下土壤水分运动的定量化研究方面取得了较大的进展,如利用数学物理方法和计算机数值技术计算山坡林地顺坡方向和垂直方向的水量,并将所涉及的数据处理、计算和多维图形制作作为一个完整的系统编制成计算机软件。
在这方面已经具有较高的水平。
关键词 土壤水分运动 土壤水分参数 森林土壤水分世界上1 3的地区,包括我国华北、西北和青藏高原的绝大部分,处于干旱和半干旱地带,水分的缺乏严重困扰着这些地区的经济发展,因此,土壤水分研究已成为当今土壤物理学中最为活跃的研究领域。
世界一些国家,如美国、澳大利亚、前苏联、巴西、印度以及部分中东干旱地区的国家对土壤水分研究投入较多,具有较强的实力。
1 国外土壤水分研究现状与进展长期以来,人们仅能够通过D arcy 定律对饱和土壤水分做定量研究,对非饱和土壤水分主要采用形态学的观点进行定性地描述或分析土壤中发生的物理现象和过程。
进入80年代,随着测试手段和计算机应用的发展,以及学科间的相互渗透,土壤水分的研究由经验到理论、定性到定量发生了质的转变,并为相关应用学科的发展提供了理论基础。
目前,国外土壤水分的研究主要集中在下述领域。
1.1 土壤水分的入渗目前,土壤水分入渗研究主要集中在Green 2Аm p t 模型的修正以及Ph ili p 和Par 2lange 入渗方程的求解两方面。
经过修正的Green 2Am p t 模型能较好地说明非匀质土壤的降水入渗过程。
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。
∙ 2 土壤入渗与蓄水功能研究现状7-16∙2．1 土壤入渗研究现状7-14∙2．1．1 土壤因子对土壤入渗的影响8-9∙2．1．2 侵蚀强度对土壤入渗的影响9∙2．1．3 土地利用方式对土壤入渗的影响9-10∙2．1．4 地形地貌对士壤入渗的影响10-11∙2．1．5 植被因子对土壤入渗的影响11-12∙2．1．6 土壤入渗过程的研究12-14∙2．2 土壤蓄水能力研究14-16∙∙5．1 土壤入渗率与土壤理化性质相关性分析20-22∙5．2 土壤入渗率影响因子分析22∙5．3 四种植被模式土壤入渗过程的数学模拟22-28∙5．3．1 土壤入渗模型的回归分析23-25∙5．3．2 土壤入渗模型的比较分析25-28∙5．4 四种植被模式水源涵养功能分析28-33∙5．4．1 四种植被模式枯落物层持水量28∙5．4．2 四种植被模式土壤蓄水功能28-30∙5．4．3 四种植被模式土壤入渗性能30-33∙土壤入渗是指降落到地面上的雨水从土壤表面渗入土壤形成土壤水的过程,是四水(降水、地表水、土壤水和地下水)相互转化过程中的一个重要环节[1],也是地面水转化为植被吸收利用的土壤水的唯一途径[2]。
土壤入渗与地表产流、土壤侵蚀、养分迁移、土壤面源污染等问题密切相关[3]土壤砂粘比、总孔隙度、毛管孔隙度、容重均与各土壤入渗性能指标呈显著的相关关系,但非毛管孔隙度、有机质含量、初始水分含量与入渗性能指标相关性不显著。
主成分分析也表明,土壤容重、毛管孔隙度和砂粘比是影响该区土壤入渗性能最重要的3个因子。
土壤水有固态、液态和气态三种形态。
固态水只有在土壤冻结时才存在；气态水是存在于土壤孔隙中的水汽，含量很少；液态水是土壤水分的主要形态，与作物生长发育最为密切。
液态水按其运动特性又可分为吸湿水、膜状水和毛管水。
1．吸湿水被风干土壤所吸附在土粒表面的水汽分子，称为吸湿水。
在水汽他和的空气中，土壤吸湿水达最大数量，称为吸湿系数。
土壤质地越细，土粒的表面能越大，吸湿系数也越大。
吸湿水所受到的分子引力很大，可达1．013×109千帕左右；厚度极小，无溶解能力。
只有在105℃以上的高温下才转化为气态水时才会移动，所以对作物生长一般没有多大意义。
2．膜状水在土粒吸湿水层的外面仍可再吸附液态的水分子而形成水膜，这种土壤水分称为膜状水。
当膜状水达到最大数量时，称为土壤的最大分子持水量。
膜状水受表面张力的作用能缓慢地从水膜厚的地方向水膜薄的地方移动，一般移动速度为0．2～0．4毫米/小时。
土粒对膜状水的吸力在6．33×105～31．4×105帕之间。
而一般作物根毛的吸水力仅相当于15．20×105帕，所以膜状水中吸力大于15．20×105帕的那部分水分，作物是不能吸收利用的，为无效水。
可利用的仅是吸力小于15．20×105帕的那一部分，但由于移动非常缓慢，常在可利用的膜状水消耗完以前，作物就因缺水而发生凋萎。
当作物发生永久性凋萎时的土壤水分含量，即称为凋萎点或凋萎系数，表3－2给出华北平原几种土壤的凋萎系数及其他水分常数。
3．毛管水毛管水是由毛管孔隙中水分弯月面的毛管力所保持的水分。
土壤孔隙的毛管作用，因孔隙直径大小而有所不同。
当孔隙直径大于8毫米时无毛管现象；直径由8毫米降止0．1毫米时，毛管现象便逐渐表现出来；毛管直径为0．1～0．001毫米范围内时，毛管作用最明显。
孔径小于0．001毫米时，则土壤孔限为膜状水所充满，则不起毛管作用。
土粒对毛管水的吸力在0．081×105～6．33×105帕之间。
毛管水全部可供作物吸收利用，有溶解养分的能力，受毛管力的影响也可以上下左右移动，不断满足作物的需要。
所以，毛管水是作物最有效的土壤水分。
依其存在状态，毛管水又可分为毛管上升水和毛管悬着水。
在接近地下水面的土壤中，地下水措毛管作用可以上升而进入土壤，这种活毛管上升的水分称为毛管上升水。
所以在地下水位高的下湿地区，地面经常湿润，或昼干夜潮。
土壤的种类不同，毛管上升水所能上升的高度亦有所差别，在黄土地区一般最高可达200厘米以上。
在降雨或灌溉之后借毛管力保持在土壤中的水分，称为毛管悬着水。
其特点是下面不与地下水相联系，在一段时间内，同下面的干土层有明显的界限。
毛管悬着水达到最大数量时称为田间持水量或田间最大持水量。
田间持水量也与土壤质地有关，质地越细，田间持水量越大。
4．重力水进入土壤的水分超过土壤所能保持的田间持水量时，那些超出的水分因受重力作用沿较大的孔隙向下渗透。
这种受重力作用而下渗的水分即称为重力水。
重力水虽然能为作物利用，但很快就会渗到根系范围以外，所以对作物持续供应水分的用处不大。
在地下水位较高的地方，重力水最后将转入地下水。
在地下水位很低的地区，重力水在不断下渗的过程中将逐渐转化为毛管悬着水或膜状水而被保留在土层的深处。
当土壤为重力水所饱和时，即土壤全部孔隙都充满水分时，其土壤含水量称饱和含水量。
入渗是水渗入土壤的物理现象。
以单位时间入渗水深（即入渗强度或入渗率），或以历时入渗累积曲线表示。
入渗率随时间而变化的过程称入渗曲线。
[1]入渗过程按水分受力状况分为3个阶段：①渗润阶段。
水分受分子力作用呈土粒吸附的薄膜水，直至土壤含水量大于最大分子持水量为止，此时下渗强度较大；②渗漏阶段。
水分受毛管力和重力作用，不断填充毛管孔隙，直至达到饱和含水量为止。
本阶段入渗强度逐渐减小；③渗透阶段。
毛管力消失，水在重力作用下向下渗透，土壤含水量不再增加，入渗水流呈饱和隐定流，入渗强度最小。
在天然条件下，入渗过程十分复杂，因上述前两个阶段无明显界限，故陆地水文学中将它们合称为初渗阶段，[1][入渗受土壤孔隙度、动植物地下孔穴、土体机械组成及厚度，土[1]入渗强度常以室内土柱入渗模拟、实地人工降雨入渗模拟及入渗仪等方法测定；不同土类、植被、降水特性下的入渗量，常于天然固定试验场实验取得；流域上的入渗量一般是在历次降雨径流实测资料基础上经[1]入渗可减少地面径流，削减洪峰，延缓洪水历时，增加壤中流和地下水水量，维持河川径流正常水位和枯水位。
常见的绿化国土和水土保持工程，实际上起着增加流域入渗、拦滞洪水的积极作用。
[1]○入渗水渗入土壤的物理现象。
以单位时间入渗水深（即入渗强度或入渗率），或以历时入渗累积曲线表示。
入渗率随时间而变化的过程称入渗曲线。
入渗过程按水分受力状况分为3个阶段：①渗润阶段。
水分受分子力作用呈土粒吸附的薄膜水，直至土壤含水量大于最大分子持水量为止，此时下渗强度较大；②渗漏阶段。
水分受毛管力和重力作用，不断填充毛管孔隙，直至达到饱和含水量为止。
本阶段入渗强度逐渐减小；③渗透阶段。
毛管力消失，水在重力作用下向下渗透，土壤含水量不再增加，入渗水流呈饱和隐定流，入渗强度最小。
在天然条件下，入渗过程十分复杂，因上述前两个阶段无明显界限，故陆地水文学中将它们合称为初渗阶段，第三阶段称为稳渗阶段。
入渗常用的数学模型有霍顿、菲利浦公式等。
入渗受土壤孔隙度、动植物地下孔穴、土体机械组成及厚度，土壤前期含水量、降水强度和历时、地面坡度、地下水位等因素影响。
入渗强度常以室内土柱入渗模拟、实地人工降雨入渗模拟及入渗仪等方法测定；不同土类、植被、降水特性下的入渗量，常于天然固定试验场实验取得；流域上的入渗量一般是在历次降雨径流实测资料基础上经反复推计算和综合分析取得。
入渗可减少地面径流，削减洪峰，延缓洪水历时，增加壤中流和地下水水量，维持河川径流正常水位和枯水位。
常见的绿化国土和水土保持工程，实际上起着增加流域入渗、拦滞洪水的积极作用。
（程义）○初渗水向土体入渗的初期阶段。
即入渗水体在水与土粒等各种介质间分子引力、毛细管力及部分重力综合作用下迅速下渗的阶段。
在充分、恒定供水条件下的入渗曲线中有显著反映。
从入渗开始至某一时刻，曲线的曲率变化很大，该段时间内的入渗即为初渗。
其特点是随入渗的开始而开始且入渗强度最大，随之迅速递减；包含渗流中渗润和渗漏两种性质不同的运动形态。
在自然界中初渗总量和变化过程千差万别。
初渗通常用室内模型实验，自然条件下观测试验和人工供水实地观测等方法取得。
影响初渗的因素主要是土壤和松散风化壳的物理特性、土壤生物特性、土壤含水量以及降水特性。
（程义）○稳渗水向土体入渗的稳定阶段。
入渗水体在重力作用下运动，使土体某一深度的孔隙被充满，水分饱和，从而出现入渗率稳定的阶段。
此时的入渗强度即为稳定入渗率。
稳渗资料可在室内或野外以人工模拟实验的方法获得。
影响稳渗的因素主要是稳渗层的土体特性。
其中土体的机械组成、孔隙度最为重要，表土层的物理结构和植被也有影响。
当地表自然条件不变时，稳渗值主要随降雨强度变化。
（程义）○超渗产流降雨强度超过土壤入渗强度而产生地面径流的现象。
中国北方地区的多雨季节，降雨量集中，且多暴雨和大雨，往往出现超渗产流；南方湿润和半湿润地区的少雨季节，当降雨过分集中，降水强度超过入渗强度时，也会有超渗产流。
根据超渗产流的概念建立相应的雨洪计算和洪水预报方法，称为超渗产流模型。
（程义）○蓄满产流又称超蓄产流。
因降水使土壤包气带和饱水带基本饱和而产生径流的方式，是降雨径流的产流方式之一。
在降雨量较充沛的湿润、半湿润地区，地下潜水位较高，土壤前期含水量大，由于一次降雨量大，历时长，降水满足植物截留、入渗、填洼损失后，损失不再随降雨延续而显著增加，土壤基本饱和，从而广泛产生地表径流。
此时的地表径流不仅包括地面径流，也包括壤中流和其它形式的浅层地下水产流。
蓄满产流方式往往不能在山区流域上普遍实现，在平原区则容易发生。
在土层较薄的坡脚，由于饱和坡面流的存在，也具有蓄满产流意义。
蓄满产流这一术语是中国水文学家基于中国江淮流域，尤其是江南河网化地区具体情况提出的，它对产流理论和降雨径流形成规律的探索，雨洪预报方法的研究有一定的实际意义。
（程义）○霍顿入渗公式计算入渗曲线的一种经验公式，系美国霍顿（R.E.Horton）于1933年在大量土壤入渗实验基础上建立起来。
其形式为：f＝fc＋（f0－fc）e-kt式中f为入渗率，fc为稳定入渗率，f0为初始入渗率，t为时间，к为与土壤特性有关的经验常数。
霍顿入渗公式因其参数具有广泛的灵活性，一般能与实际观测资料配合较好，故被广泛采用。
但公式参数较多，且为纯经验性的，无物理含义，同时又不能随时考虑前期土壤含水量条件、且只有在降雨强度超过入渗强度时才有效。
因此在具体运用时，要根据实际情况进行必要的修正。
（于静洁）○菲利浦入渗公式澳大利亚学者菲利浦（G.R.Philip）以理查兹（L.A.Richards）的非饱和一维流方程的理论求解而得到的入渗公式：式中f为入渗率，A为反映土壤吸收水分能力的参数称为吸着率（sorptivity），B为与渗透系数к有关的参数。
