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《水文学原理》第五章：下渗现象、下渗理论及计算

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河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗123

河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗123


第三节 土壤水分运动基本方程
教学目标： 土水势中各分势和总势。 滞后现象 分析质地和结构对土壤水分特征曲线影响。
一、土水势
1、土水势：土壤水的势能称土水势。 它是土壤水与标准参照状态下的水相比较所具有的
特定势能。 说明：标准参照状态：一定高度处，与土壤同温度
下承受一个标准大气压或当地大气压的状态。 土水势是一个表示土壤水势能的相对指标。
毛管力的方向，因土壤颗粒的排列十分复杂，故可能具 有任何方向。
H不大于3~4米
毛细管的直径在0.1~0.001mm最明显。
（三）重力
重力 土壤中水分受到的地心引力称为重力，其 作用方向总是指向地心，近似地可认为垂直向下。
二、土壤水类型
土壤中存在的液态水分，根据作用力的情况，可 分为束缚水和自由水两类。
1. 当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土
壤水分的消失点或消失面转移，
2. 当土壤含水量小于此值，连续输移水分就会遭到
破坏，并将变为以薄膜水和水汽的形式进行。
3. 一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65
％。
Hale Waihona Puke 6、饱和含水量饱和含水量：土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量。 特点：
1. 若用容积含水率表示饱和含水量，则此时也等于孔隙度。 2. 饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重
1、最大吸湿量
在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达到 最大数量时的土壤含水量称为最大吸湿量，又称吸 湿系数。 （1）被吸附的水分子层的厚度相当于15—20个 水分子厚，约4—5um，其最外层的水分子所受到 的土壤颗粒的分子引力为31个大气压。 （2）不同粒径的土壤颗粒的最大吸湿量不同。
2、最大分子持水量
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。
水文学原理CH6 下渗

水文学原理CH6 下渗

层面渗入到土壤中的水量。它是下渗的定量表示。 单位：mm/min，mm/h，mm/d。 影响因素：①初始土壤含水量
②供水强度 ③土壤质地、结构
HHU
§1 下渗的物理过程
1 几个基本概念 下渗容量（下渗能力）fp：供水充分条件下的下渗率。 与初始土壤含水量和土壤质地、结构有关。f < fp 下渗曲线：下渗容量随时间的变化曲线。表示下渗容
HHU
例 题——习题集P13第2题
已知水平方向入渗的Green − Ampt公式： 入渗锋面位置S f = ( − 2Kt h f
1 1 2 2
θt − θi
) t
求t = 30 min 时的S f 和入渗强度i， min内的入渗总量。 30 解： （ ）入渗锋面位置S f = ( 大情况下，忽略重力对下渗的影响的 土壤水分剖面的数学表达式为
θ − θ0 = e−z / θn − θ0
式中，符号的意义同前述。
t
试求相应于上式的下渗曲线表达式。
HHU
例题6-1
解：
θ − θ0 z = − t ln( ) θn − θ0
因此，有 Fp = ∫ z (θ , t )dθ = ∫
HHU
§4 经验下渗曲线
基本思路：对通过观测实际问题取得的下渗资料，选配合适的函数形
式，并根据曲线拟合的好坏率定其中的各项参数，从而求得相应的下渗 曲线。
100.0 累 积 下 渗 量 ( m m) 累积下渗量曲线 80.0 60.0 40.0 20.0 0.0 0 50 100 时间(min) 150
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
水文学原理(第五章 土壤水与下渗)

水文学原理(第五章 土壤水与下渗)

不同质地和耕作条件下的田间持水量 （θm%）
二合土 土壤质地 砂土 砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土 耕后 田间持水量
1010-14 1313-20 2020-24 2222-26 2424-28 2828-32 25
紧实
21
3 土壤含水量测定
1）. 称重法 ） 称重法: 2）.张力计法 ） 张力计法 3）. 电阻法 ） 4）. 中子法 ） 5）. r-射线法 ） 射线法 6）. 驻波比法 ） 7）. 光学测量法 ） 8）. 时域反射法 ）
（4）相对含水量
膜状水示意图
毛 管 上 升 水 示 意 图
土粒 地下水位
毛 管 悬 着 水 示 意 图
土粒
2.土壤水分常数 2.土壤水分常数 1)吸湿系数: 吸湿水达到最大时的土壤含水率。 1)吸湿系数: 吸湿水达到最大时的土壤含水率。 吸湿系数 2)最大分子持水量：薄膜水达到最大时的土壤含水率。 2)最大分子持水量：薄膜水达到最大时的土壤含水率。 最大分子持水量 3)凋萎系数： 3)凋萎系数：作物产生永久凋萎时的土壤含水率 。 凋萎系数 4)田间持水量：毛管悬着水达到最大时的土壤含水率。 4)田间持水量：毛管悬着水达到最大时的土壤含水率。 田间持水量 5)毛管断裂含水量： 5)毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含 毛管断裂含水量 水量。 水量。 6）饱和含水量：所有土壤孔隙都被水所充满时的土壤含水 饱和含水量： 率 。
凋萎系数 影响因素：土壤质地、植物种类、 影响因素：土壤质地、植物种类、气候等 下表给出了不同质地土壤的萎蔫系数参考范围。 下表给出了不同质地土壤的萎蔫系数参考范围。
土壤质地 萎蔫系数
表 7.1 粗砂壤土 0.96～1.11 ～
不同质地土壤的萎蔫系数（θm%） 不同质地土壤的萎蔫系数（ ） 细砂土 砂壤土 壤 土 2.7～3.6 5.6～6.9 9.0～12.4 ～ ～ ～
2.6 下渗

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。
下渗.ppt

下渗.ppt


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。
水文学原理(第五章 土壤水与下渗1)

水文学原理(第五章 土壤水与下渗1)


实际水重 100% 干土重
例1 ：土壤烘干前湿重为95g，烘干后重79g，求质量含
水量。
（2）土壤容积含水率
水分容积 100% 土壤容积 土壤含水量(重量%) 土壤容重
（3）蓄水深度
水层厚度 土层厚度 土壤含水量（容积%）
例3： 如某土层厚度为10cm，容积含水量为25％， 求水深。
4）、重力势
土壤水处于重力场中，由于地球引力而使土
壤水所具有的势能称为重力势。
数值上等于：将单位数量的土壤水分从某一
点移动到参考状态平面处，而其它各项维持不变
情况下，土壤水所作的功。数值大小取决于土壤 水所处的高度。
参考平面任意，一般可取：海平面、地面标
高、地下水位标高。
土壤中垂直坐标为z、质量为m的土壤水所具
土壤水分特征曲线的滞后现象
1200
壤土
土壤负压-h(cm) 1000 800 600 400 200 0 20 40 含水率θ(%)
•土壤在吸水和脱水过程中的水 分特征曲线不相重合的现象 •滞后现象产生的原因主要有：
吸水 释水
★ 土壤孔隙的不规则性 ★ 吸水过程中，空气常被封闭 于土壤孔隙中
4. 土壤水流动的基本方程
1）汽态水
汽态水：
存在于土壤空隙 中的水汽
2）吸着水
薄膜水：
吸湿水:
紧束在土粒表面， 不能自由移动
吸附于吸湿水外部， 只能沿土粒表面做 微小的移动
土 粒
膜状水示意图
膜状水移动示意图
3）毛水
毛管水: 受毛管力的作用保 持在土壤中的水分
存在形式：气态 固态 液态 设想实验：材料（玻璃珠子、细管）+水（水杯）
2. 土壤含水量及水分常数
水文学基本原理土壤水和下渗

水文学基本原理土壤水和下渗


2 包气带和饱和带
1）包气带的定义：地面以下潜水面以上的地带，也称非饱 和带。是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交 换的地带；三相系统：土壤颗粒、水分和气体；
2）饱和带的定义：在地下水面以下，土壤处 于饱和含水状态，是土壤颗粒与水分的二相 系统。
3 土壤水 土壤水：土壤中各种形态水分的总称。（环境科

机制：毛管力（0.08- 6.25× 105 ）
• h水柱高度（cm) •d孔隙直径（mm）
毛管作用力范围： 0.1-1mm 有明显的毛管作用 0.05-0.1mm 毛管作用较强 0.05-0.005 毛管作用最强 〈0.001mm 毛管作用消失
毛
管
上
升
水分常数
在形态上它包括吸湿水、膜状水和毛管悬着水。 当含水量达到田持时，若继续供水，并不能使该土体的
持水量再增大，而只能进一步湿润下层土壤。田间持水 量是确定灌水量的重要依据。
影响因素：质地、有机质含量、结构、松紧状况等
土壤质地
不同质地和耕作条件下的田间持水量 （m%）
砂土
砂壤土 轻壤土 中壤土 重壤土 粘土
松散土体宏观上可以分为2大类：砂性土与粘性土类
第二节 土壤水分的作用力和土壤水分的存在形式
土壤水
固态水：冬季土壤冻结 时存在
气态水：存在于土壤、空气中
受土粒分子引力吸薄湿膜水水 液态水受毛管力作用毛支管持悬毛着管水水
受重力作用自支由持重重力力水水
Hale Waihona Puke 1）汽态水Dw =（10×25％）＝2.5(cm)＝25(mm) （4）相对含水量
膜状水示意图
毛
管
上
升
水
示
土粒
意
下渗

下渗

最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水 厚度达最大 值。
凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压， 对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用。当 土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡，该 土壤含水量称为凋萎含水量。
土壤水分常数
毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连 续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量。土 壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的 形式向蒸发面运移，约为田持的65%。
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解
① 当D()=D为常数时，问题变为：

t

D
2
z 2
(z,0) i (0, t) s
令y(z,t)=(z,t)- i ,则：
(,t) i
以z为参数，将y(z,t)关于t 作拉氏变换:
y D 2 y
1 非饱和下渗理论
（1）、忽略重力作用的下渗
问题求解 1. 当D()=D为常数时，问题变为：
2
t D z2
(z,0) i
(求解过程不展开)
(0, t) s
(,t) i
下渗能力曲线形状为：
fp
fp
D

( s
1
i )t 2
t
第二节 下渗理论与公式
1 2
s i
f
p
(t
) (t) Ks
0.5Ks (s
i
)hs
t

1 2
饱和下渗理论和非饱和下渗理论推得的下渗曲线均为t-1/2的函 数，为下渗经验公式的提出奠定了理论基础。
河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗456

河海大学811水文学原理第五章 土壤水与下渗456

第四节 下渗的物理过程
教学目标：
1. 下渗，下渗率，下渗容量的定义。 2. 下渗率，下渗容量的影响因素。 3. 分析土壤水分剖面，分析出下渗曲线的意义。
一、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
土壤水分剖面
若土壤含水率用容积含水率表
z2
W 示，则计算土层含水量的公式
0
——初始土壤含水率；
n ——土壤饱和含水率；
Ks ——饱和水力传导度；
f p
dFP dt
d
n
(z,t)d
dt 0
Ks
第五节 下渗理论与公式
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。推求下渗曲线的具 体表达形式是下渗理论的一个重要课题。
下渗方程
求解土壤水分剖面表达式
刻渗入土壤的总水量。
四、下渗机理
1、随时间变化特点 第一阶段为渗润阶段。这阶段土 壤含水量较小，下渗容量较大， 下渗容量随时间递减迅速。 第二阶段为渗漏阶段。这阶段， 由于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。 第三阶段为渗透阶段。在这一阶 段，土壤含水量达到了饱和状态， 下渗容量变得稳定，达到下渗容 量的最小值，为稳定下渗率。
湿润锋：湿润区与下渗水尚未涉及到的土壤的交界面 称为湿润锋。在湿润锋处，土壤含水量梯度很大，因 此在该处将有很大的土壤水分作用力来驱使湿润锋继 续下移。
五、求解下渗容量与土壤水分剖面的 关系
若已知供水强度充分大 条件下的土壤水分剖面。
n
FP z( ,t)d Kst 0
z( ,t) ——从土壤水分剖面的数学表达式
2
t D z2 k z
(z,0) 0 (0,t) n
水 文 学 原 理(六下渗)shui综述

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

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

水文学原理考试复习重点

第十章洪水波的分类、运动特征及波速河段蓄槽原理和蓄槽方程四种简单入流及其出流过程洪水波及圣维南方程组洪水波特征河长演算细点：洪水波变形洪水波运动方程河段蓄泄方程特征河长及其求算四种单位入流及其出流过程线任意入流过程的矩形离散化河段汇流系数求算河段特征河长洪水演算洪水波特征：洪水波两类变形特点圣维南方程组（连续与运动方程）洪水波的四种分类（运动方程中要素的取舍）及其实际对应的河道及水流情形山区大比降河床河流洪水运动特性及波速深大水库入库洪水惯性波的运动特性河段洪水演算：蓄泄方程，河床调蓄洪水的原理三种基本的槽蓄关系曲线特征河长假设与特征河长河段特点四种单位入流的数学表达式瞬时单位线的概念与表达式、积分意义四种单位入流的出流过程之间的关系任意连续入流的矩形入流逼近第十一章流域汇流过程地面径流成因公式流域汇流系统分析流域汇流计算：汇流计算途径汇流时间地面径流成因公式（卷积公式）、汇流曲线流域汇流系统特性（线性时不变系统）经验单位线（时段单位线）及流域汇流计算纳什利用流域汇流瞬时单位线进行流域汇流计算的思掌握内容等流时线概念（等流时快概念）用图形直观推导地面径流成因公式流域汇流曲线的种类：线性时不变流域汇流系统的特性（线性系统表达式）经验单位线（或称为时段单位线）瞬时单位线利用经验单位线推流计算（公式及计算过程）利用瞬时单位线进行流域汇流计算的思路（或思想）两种流域汇流计算途径的差异影响流域汇流的因素第九章流域产流掌握内容蓄水容量与田间含水量如何理解蓄水容量曲线概念流域内可以蓄满产流的包气带总面积和土壤含水量的关系蓄满产流的内在意义及蓄水容量曲线的特点抛物线形与指数线性蓄水容量曲线第八章产流机制包气带水量平衡要素构成及平衡方程产流机制的发展历程霍顿产流机制的核心论点四种径流成分的产流机制九种产流类型的组合两种产流模式第一章水量平衡与水循环水循环概念水循环的动力水文现象大循环及两种小循环概念水量平衡原理和通用水量平衡方程第二章径流表示与径流情势径流定义及其类型径流表示方法：流量、径流量、径流深、径流模数、径流系数净雨的定义（形成）及其含义一次降雨形成的典型流量过程线的径流成分来源及概念河川径流情势概念反映径流年内分配特征的两个指标及其意义反映径流年际变化的两个指标及其意义第三、四章重点——降水要素及计算降水要素及时空分布特征面降水量计算方法降雨资料的分析与插补——双累计曲线降水截留概念及植物对降雨的截留过程特点。

水文学与水资源概论5.3 下渗_下渗的确定

第二节下渗的确定既可以在野外实测下渗过程，也可以利用不同的公式计算下渗量或下渗率。

一、下渗的测定可在流域内选择若干具有代表性的场地，直接测定下渗过程，进而得到这些单点的下渗能力曲线。

这一方法称为直接测定法，一般仅用于极小的土体表面。

按供水方式的不同，这一方法又可分为注水法和人工降雨法两种。

1. 注水法在以这种方法进行测定时，通常采用单管下渗仪或同心环下渗仪。

1. 注水法在进行测定时，通常采用单管下渗仪或同心环下渗以这种方法仪。

这种方法适宜在野外平地使用，所用器械结构简单、携带简便、造价低，因此得以广泛应用。

IN8双环入渗仪IN12-w双环入渗仪利用双环入渗仪在中国科学院地理科学与资源研究所禹城综合实验站进行有关下渗过程的田间试验2.人工降雨法在以这种方法进行测定时，需要模拟降雨的专门设备和小型实验场地。

若场地的实验面积较小(<1 m2)，一般坡面滞蓄量和填洼水量均不大且可忽略，则下渗可以下式求出：在上式中，f：下渗(mm/单位时间) p：降雨(mm/单位时间) r：径流(mm/单位时间)t t t 000f p r=-∑∑∑人工降雨法与注水法相比，可以更真实地模拟天然降雨情况，其应用不受地形、坡度等条件的限制，但所用器械体积大、造价高，不适宜在野外操作。

Infiltrometer StudiesInfiltrometer are usually classified as flooding devices or rainfall simulators.Flooding infiltrometers are usually rings or tubes inserted in the ground. Water is applied and maintained at a constant level and observations made of the rate of the replenishment required.With rainfall simulators, artificial rainfall is simulated over a small test plot and the infiltration calculated from observations of rainfall and runoff, with consideration given to depression storage and surface detention.用注水(双环)法和人工降雨法对陕西省淳化县泥河沟流域和安塞县纸坊沟流域坡耕地土壤水分入渗性能进行了试验。

(5)第五节 下渗(7~8)


t x
x y
y z
z z
[D( ) ] [D( ) ] [D( ) ] K ( )
t x
x y
y z
z z
Vz
[K ( ) z
K ( )]
Vx
K ( )
x
பைடு நூலகம்
[D( ) ] K ( )
t
z
[D( ) ] [D( ) ] K ( )
t z
z t z
z z
f (0 i )
土壤水分特性曲线
(soil moisture characteristic curve)
通常称基模势的负值为吸力，由于基模势是负值，故吸力是正 值。显然基模势是土壤含水量的函数。
特点: 干燥土壤吸力最大，随着土壤含水量的增加，吸力 减小，当土壤含水量达到田间持水量时，吸力为零。
吸力与土壤含水量的关系称为土壤水分特性曲线。它是研 究土壤水运动的重要基础资料之一。
获得土壤水分特性曲线有两种做法： 1、从干燥土壤开始，在土壤吸收水分的过程中测定(吸湿过
程); 2、从饱和土壤开始，在土壤脱水过程中测定(脱水过程)。
土壤水分特征曲线的测定：悬挂 水柱法，压力板法
土壤水分特征曲线受土壤质地的影响最 大。
土壤水分特征曲线也受土壤温度的影响。 温度升高时土壤水吸力降低，土壤水分 特征曲线下移。
压力势：自由水面下土壤处于静水压力下，称为压力势。压力势为正值。 非饱和土壤中，可以把基模势看作负的压力势。
重力势：重力所做的功。
在非饱和土壤中，土水势主要由基模势和重力势组成；饱和土壤中 存在有重力势和压力势。
总势只有大小，无方向，而总势梯度则是向量，增加的方向为正。
水总是流向总势低的地方（正所谓“水往低处流”）

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

土壤水文学2下渗计算过程

dt
大多数的入滲公式都是描述土壤的入滲能力(infiltration capacity)，一般常用的有霍顿公式、菲利普公式、格林-安
普公式以及美國水土保持局的入滲公式。
入渗量与入渗率
入渗量是入渗开始后一定时间内，通过地表单位面积 入渗到土壤中的总水量，通常用水深表示（mm）：
L
F (t) (z, t) (z,0)dz
3. Green-Ampt模型
原理：
• Green-Ampt模型研究的 是初始干燥的土壤在薄层 积水时的入渗问题。基本 假定是，入渗时存在着明 确的水平湿润锋面，将湿 润的和未湿润的区域截然 分开。也可以说含水量 的分布呈阶梯状，湿润区 为饱和含水量s，湿润峰 前即为初始含水量i，如 图示。这种模型又称活塞 模型。
ln
f0 f
fc fc
累積入滲量Fp = itpo，且此 時之入滲率f = i，故可得
t po
1 ik
f0
i
fc
ln
f0 fc i fc
入滲公式修正
入滲公式所計算出之單位時間入滲
水量，称为入滲能力fp(t)。所以
f(t) = min [fp(t),i(t)]
例題5-5 已知土壤起始入滲率f0 = 5 cm/hr、稳定入滲率fc
5
0.4 3
1
e
3 t 60
F20
0.510 1.510
1 60
0.33
f 20
5 3.19 5
0.33 0 0.67 0
4.11
t
4.11
0.4
5
0.4e
3 60
t' 4.3min
k ttpo t
f fc fo fc e 60
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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
dF/dt=f
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。
又按水量平衡 F (t ) Z
f dF dZ
dt
dt
v dZ f K (1 hs )
dt
Z
Z
t
dZ
hs [ Z ln(1 Z )]
K 0 (1 hs ) K hs
hs
z
t Z 2
2Khs
Z 2Khst

f K (1 hs ) K 0.5Khs
4）下渗锋面以下的空气剩余压
Z
力即下层空气压力P与大气压
力P0之差P- P0
下渗水流所受总力H=hp+Z+hs-(P- P0) P
hs
当空气剩余压力可以忽略，并进一步假定表层的静水
压力hp与毛管吸力相比，其值甚小可忽略，总力为：
H=Z+hs 水流的压力梯度为
H
1 hs
Z
Z
带入f=K H/L，得 f K (1 hs ) Z
的分界面，是不连续的。 3. 水分的渗漏深度，只有当上层毛管达
到饱和后才开始增加。 4. 满足上述假定，有f=K H/L
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渗入土壤
1）土壤表面水层的静水压力hp 2）土壤饱和水柱的重力Z
P0 hp
3）下渗锋面处的毛管吸力hs
湿润带
饱和带 水分传递带 湿润带 湿润锋
湿润锋
第二节 非饱和下渗理论
一 忽略重力作用的下渗 （一） 设D（θ）= D = 常数
f ( 0 i )
D
t
（二） 设D为含水量θ的函数
f 1 St2 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