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第3章 土壤水分的入渗

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6第三章 灌水方法

6第三章 灌水方法


畦灌
畦灌技术要素：
畦田规格受供水情况、土壤 质地、地形坡度、土地 平整等状况的影响。 畦田灌水技术要素包括： 畦田规格 入畦单宽流量 灌水时间 它们的选择对保证适时适量 灌水、湿度均匀一致十 分重要。
1、畦田规格
(1)畦田坡度： 畦田通常沿地区最大坡度方向布置，适宜坡度为0.0020.005 （2）畦田长度：取决于地面坡度、土壤透水性、入畦流量 及土地平整程度。 当土壤透水性强、地面坡度小且土地平整差、入畦流量小 （如井水）时，畦田长度宜短些；反之，畦田宜长些。 畦田愈长，则灌水定额愈大，土地平整工作量愈大，灌水 质量愈难以掌握。 我国大部分渠灌区畦田长度在30～100m。在井灌区，由于 水源流量所限，畦长一般较短，通常为20～30 m左右。
4)便于和其他农业措施相结合。现代灌溉已发展 到不仅应满足作物对水分的要求，而且还应满 足作物对肥料及环境的要求。因此现代的灌水 方法应当便于与施肥、施农药(杀虫剂、除莠剂 等)、冲洗盐碱、调节田间小气候等相结合。此 外，要有利于中耕、收获等农业操作，对田间 交通的影响少。 5)有较高的劳动生产率，使得一个灌水员管理的 面积最大。
6)对地形的适应性强。应能适应各种地形 坡度以及田间不很平坦的田块的灌溉。 从而不会对土地平整提出过高的要求。 7)基本建设投资与管理费用低，也要求能 量消耗最少，便于大面积推广。 8)田间占地少。有利于提高土地利用率使 得有更多的土地用于作物的栽培。
1、畦灌技术 2、沟灌技术 3、波涌灌 4、淹灌 5、膜灌技术
1．地面灌溉
水是从地表面进入田 间并借重力和毛细 管作用浸润土壤， 所以也称为重力灌 水法。 它是最古老的也是目 前应用最广泛、最 主要的一种灌水方 法。按其湿润土壤 方式的不同，又可 分为畦灌、沟灌、 淹灌和漫灌。
土壤水分

土壤水分


3、中子土壤水分仪的使用 首先在欲测量的田间埋设测量导管，导管长度为测量要求的最深深度 (市场所购成品管通常不超过6米，更长需套接)。导管一般为铝质或薄壁不 锈钢管，底部焊接密封以防水渗入。导管上端高出地面约10厘米以防防雨 水灌入。测量时仪器底部喇叭口与导管对接，探头顺着导管放至欲测深度， 这时中子穿过导管壁进入土壤，取得土壤水分信息后再穿过导管壁回到探 头，只要30秒左右即可得到该土层的含水量值，这样从上往下即可逐层测 出导管深度范围内的土壤含水量。仪器内有10条多项式标定方程供用户选 择，用于不同土质的测量计算。测量结果可自动贮存在仪器的单片计算机 系统中，每次可存1800个数据。测量完毕后，这些数据可通过串行口输入 到计算机的中子水分仪管理软件中，并能复制到EXCEL软件里，然后进 一步计算处理。导管通常是半永久性埋置，可连续测量许多年，由于不用 取样，没有扰动土壤，每次测量位置和测量条件一致，可得到被测田地水 分长期准确完整的资料。CS830型中子水分仪在20年的使用期内，测量效 率不会有任何下降，除了充电电池只能用5年左右外，不用更换任何其他 部件，一次投资长期受益，综合费用低于其他测量方法。中子水分仪的另 一个重要优点是可测冰和结晶水，这在冰土层测量中是其它测量方法不可 比拟的。
三、土壤水分的有效性
土壤水分的有效性：是指水分被植物利用的程度。 有效水：可被植物吸收利用的那一部分水分称有 效水。 无效水：另一部分不能被植物吸收利用的水称为 无效水。 土壤水分常数（吸湿系数、凋萎系数、最大分子 持水量、田间持水量、毛管持水量、饱和持水量等都 是土壤水分常数，这些常数对于作物的生长有一定意 义） 土壤有效水的范围（%）=田间持水量（%）-凋 萎系数（%）
毛管悬着水：借毛管力保持在土壤 上层不与地下水相连的水分。这种悬着在 上层土壤中的毛管水称为毛管悬着水。 毛管悬着水的最大时的土壤含水量 称为田间持水量。这是确定灌水量的重要 参数。不同质地，土壤田间持水量有很大 不同。
章节降雨入渗补给解析

章节降雨入渗补给解析

的问题
降雨或灌溉
径流
土壤水
地下水面以上顶托 毛管水的上升高度
地下水
第二节 降雨（或灌水）入渗补给
• 降雨入渗现象
入渗是指水分进入土壤的过程，是 自然界水循环的一个重要环节
•入渗过程
补给土壤水 补给地下水 产生径流
作物利用 或表土蒸发
•入渗规律
Z(θ，t) i（t） I(t) •研究方法
试验法 解析法 数值法
2.4 降雨入渗对地下水补给量的确定方法
(对地下水的补给）
第三章 第二节 降雨入渗
2.1 降雨入渗补给规律
2.1.1 降雨入渗的补给过程 2.1.2 求解入渗问题的数学模型及其解析解 2.1.3 计算入渗问题的经验公式
第三章 第二节 降雨入渗 2.1 降雨入渗补给规律
2.1.1 降雨入渗补给过程
0可
以
得
到
Z
（
f
t）:
t
s i ks
Z f
hf H
ln
Zf
hf
H
.........(3 14)
h f H
第三章 第二节 降雨入渗 2.1 降雨入渗补给规律 2.1.2求解入渗问题的数学模型及其解析解
•湿润峰面处不论所处时间与位置， 锋面上各点都保持一个稳定的基质势 h=-hf ； •湿润区(锋面后)均达到饱和含水率， 未湿润区(锋面前)保持原有含水率（θi）， 锋面上的含水率介于饱和和初始含水率之间， 锋面本身很薄
1.Green-Ampt模型的入渗解
H A ФA=H
参照面 对A，B点应用达西定i(Z律 f ) 可得到
0 顶托毛管水上升高度以上土层降雨
前的平均含水率
降雨对土壤水和地下水的补给量关系
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

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

土壤水分


等温地无限少量从标准大气压下规定水平的
水池移至土壤中某一点，所作的有用功。
土水势包括基质势、压力势、溶质势、
重力势等分势。
（1）基质势： ψm （-）
基质势是由于土壤基质的表面吸附力和孔隙的毛管力 对水分的能量状态的影响所产生水分自由能的变化。 （2）压力势： ψp （+） 压力势指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生 的土水势的变化。
3.毛管水
由土壤毛管力所保持在土壤毛管孔隙中的水分叫 毛管水，包括毛管悬着水和毛管上升水。 毛管水特点：所受的毛管吸力为6.25～0.3（0.1） 个大气压。
水 沿 着 毛 管 上 升
毛管水在自然界有两种情况：
（1）毛管悬着水：
当地下水位很深时，将由地表进入土壤的水分依
靠毛管力的作用保留在土壤上层的毛管孔隙中的水分
就可能受到水分胁迫。
（四）土壤水层厚度 土壤水层厚度是指一定面积和土层厚度内土壤中所 含水量，相当于此面积下水层的厚度，用mm 表示。
（五）土壤墒情
是农民用于反映土壤含水量的方法； 习惯上分为：干土（水分含量在萎蔫系数之下
田间持水量的30%以下）
灰墒（田间持水量的30% -45%） 黄墒（田间持水量的45%~70%） 黑墒（田间持水量的70%以上） 汪水（水分含量在田间持水量之上）
1.灌溉：灌水定额、灌水次数、灌水方法 、灌溉水的质量 2.耕作保墒：深耕松土（提高水分入渗） 耙耱保墒 中耕（松土）保墒 镇压提墒 休闲蓄墒 3.覆盖保墒：薄膜覆盖、秸秆覆盖（残茬覆盖）、砂石覆盖
4.化学保水：保墒剂、蒸腾抑制剂、石油乳化剂
5.生物节水：抗旱育种、抗旱栽培、蹲苗 6.排水：明沟排水、暗沟（管）排水、生物排水
重力水特点：所受的吸力为0.1（0.3）～0bar。
第三章 土壤水分形态

第三章 土壤水分形态


5、地下水
（1）定义： 定义： 在土壤中或很深的母质层中， 在土壤中或很深的母质层中，具有不透水层 时，重力水就会在此层之上的土壤孔隙中 聚积起来，形成水层，这就是地下水。 聚积起来，形成水层，这就是地下水。 地下水位： （2）地下水位： 地表到地下水面的深度。 地表到地下水面的深度。 在干旱条件下，土壤水分蒸发快， 在干旱条件下，土壤水分蒸发快，如地下水 位过高，出现盐渍化现象。 位过高，出现盐渍化现象。 在湿润地区，如地下水位过高， 在湿润地区，如地下水位过高，就会是土壤 过湿，出现沼泽化现象。 过湿，出现沼泽化现象。
2、土壤水的物理形态 气态、液态和固态。 气态、液态和固态。 与植物关系最为密切的是液态水。 与植物关系最为密切的是液态水。 3、土壤水类型的划分依据 根据水分受力的不同来划分的， （1）根据水分受力的不同来划分的，属于土 壤水分研究的形态学观点。 壤水分研究的形态学观点。 根据水在土壤中的能量大小来划分， （2）根据水在土壤中的能量大小来划分，属 于土壤水分研究的能量学观点。 于土壤水分研究的能量学观点。
液体为什么能在毛细管内上升
液体表面类似张紧的橡皮膜, 液体表面类似张紧的橡皮膜,如果液面是弯 曲的,它就有变平的趋势。因此凹液面对下 曲的,它就有变平的趋势。 面的液体施以拉力， 面的液体施以拉力，凸液面对下面的液体施 以压力。液体在毛细管中的液面是凹形的, 以压力。液体在毛细管中的液面是凹形的, 它对下面的液体施加拉力, 它对下面的液体施加拉力,使液体沿着管壁 上升, 上升,当向上的拉力跟管内液柱所受的重力 相等时,管内的液体停止上升，达到平衡。 相等时,管内的液体停止上升，达到平衡。
2ห้องสมุดไป่ตู้凋萎系数
又称有效水分的下限 当植物产生永久凋萎时的土壤含水量。 当植物产生永久凋萎时的土壤含水量。 此时土壤水主要是全部的吸湿水和部分膜 状水。 状水。 经验公式凋萎系数 = 吸湿系数* 1.34～1.5） 吸湿系数*（1.34～1.5）
03-第三章-土壤水的有效利用-节水农业概论-山西农业大学

03-第三章-土壤水的有效利用-节水农业概论-山西农业大学


水势梯度
水分在介质运输过程中所遇到的阻力
二、土壤水的有效性
作物生长所需要的水分需要由土壤来提供，所以土壤含水量 的多少对作物需水和作物生长极为重要。
土壤含水量过高，会影响作物根系的呼吸作用，对根系生 长产生副作用；
土壤含水量过低，根系就吸收不到作物生长所需的水分， 长时间缺水会导致作物茎叶枯萎。
(4)可调控性
四、农田水分调控和管理
农田水分调控是指通过各种人工措施来调控土壤水—大 气水界面和土壤水—地下水界面这两个界面的水分交 换，增加土壤蓄水能力，在土壤根区形成有利于作物根 系发育的适宜土壤水分剖面和水势剖面，同时减少地下 水和土壤水分的无效损失，促进水分的有效利用。
(一)调控土壤水—大气水界面结构和形状，提高雨水的利用效率
具体措施包括：
修建控制地下水位的明沟或地下暗沟，防止地下水位过 高对物生长产， 使地下水位抬升，促进地下水对土壤水的补给作用； 井灌和引黄灌溉相结合，使地下水位在有利于作物生长 的范围内波动。
(四)土壤水分适时适量的人工补给
这主要是指利用地表水和地下水在作物生长期适时适量进行人工灌 溉。
土壤水—大气水界面是降水转化为土壤水和土壤水蒸发进入大气的界 面，其构成和界面形状直接影响着土壤水和大气水的转化和运移，即 表层土壤在很大程度上决定了根区土壤水分的消耗与补给。
改变土壤水—大气水界面结构的措施有：
秸秆覆盖、地膜覆盖等，这些措施可以减少土壤水的无 效蒸发。
可以通过平整土地和采用垄作技术改变土壤表面形状， 使降水和灌溉水均匀入渗，防止产生地表径流，增加降水 和灌溉水渗入土壤的水量，最大程度地利用土壤“水库”的 库容。
农田覆盖增加了水分从土壤散失到大气中的阻力，是一项 人工调控土壤—作物间水分条件的栽培技术，是降低农田 水分无效蒸发，提高用水效率的有效农业措施之一。
土壤水动力学考题以及答案doc

土壤水动力学考题以及答案doc

1.土壤水基质势, P14。

土壤水的基质势是由于土壤基质对土壤水分的吸持作用引起的。

单位数量的土壤水分由非饱和土壤中的一点移至标准参考状态, 除了土壤基质作用外其他各项维持不变, 则土壤水所做的功即为该点土壤水分的基质势。

2.土壤水吸力, P18。

3.土壤水吸力是土壤基质势和溶质势的负数, 在研究田间土壤水分运动时, 溶质势一般不考虑, 因此, 一般所说的土壤水吸力指土壤基质的吸力。

4.导水率, P29非饱和土壤的导水率K又称为水力传导度, 由于土壤中部分孔隙为气体所填充, 故其值低于该土壤的饱和导水率。

土壤水扩散率, P38。

非饱和土壤水的扩散率)(θC的比值。

K和比水容量)(θD为导水率)(θ5.比水容量, P196.土壤水分特征曲线斜率的倒数即单位基质势的变化引起的含水量变化, 称为比水容量。

7.稳定蒸发P1338.在蒸发的起始阶段, 表土的蒸发强度不随土壤含水率降低而变化,称为稳定蒸发阶段。

9.土壤水分入渗P77土壤水分入渗是指水分进入土壤的过程。

10.零通量面P5211.土壤中任一点的土壤水分通量由达西定律给出, 当水势梯度时, 该处的通量q＝0, 则称该处的水平面为零通量面ZFP。

土壤入渗特性曲线受哪些因素的影响？各影响因素如何对其产生影响？ P20土壤水分特征曲线受土壤质地、土壤机构、温度和土壤中水分变化的过程等因素的影响。

（1）一般说, 土壤的粘粒含量愈高, 同一吸力条件下土壤的含水率愈大, 或同一含水率下其吸力值愈高。

这是因为土壤中粘粒含量增多会使土壤中的细小孔隙发育的缘故。

（2）土壤愈密实, 则大孔隙数量愈减少, 而中小孔径的孔隙愈增多, 因此, 在同一吸力值下, 干容重愈大的土壤, 相应的含水率一般也要大些。

（3）温度升高时, 水的粘滞性和表面张力下降, 基质势相应的增大, 或说土壤水吸力减小, 在低含水率时, 这种影响表现的更加明显。

（4）对于同一土壤, 即使在恒温条件下, 由土壤脱湿过程和土壤吸湿过程测得的水分特征曲线也是不同的。

第三章：水土保持耕作措施

第三章：水土保持耕作措施


钉齿耙作用小于圆盘耙，但它常用于播后出 苗前耙地，破除板结。
常用于小麦、玉米、大豆的苗期耙地， 杀死行间杂草。也用于冬小麦越冬前后的 耙地。冬前耙地增强麦苗抗， 起到平土、碎土，耱 严播种沟、防止透风 跑墒等作用。多用于 半干旱地区的旱地上 和干旱地区灌溉土地 上，多雨地区或土壤 潮湿时不能采用。
（二）、次级耕作
次级耕作或称表土耕作，是配合 基本耕作措施使用的入土较浅、作用 强度较小，旨在破碎土块、平整土地、 消灭杂草为作物创造良好的播种出苗 和生产条件的一类土壤耕作措施。 表土耕作深度一般不超过10cm。
1、耙地（harrowing）
为收获后、翻耕后、播种前甚至播后出苗前、幼苗 期的一类表土耕作措施，深度一般5cm左右。 圆盘耙耙地应用较广，可用于收获后浅耕灭茬，耙 深可达8—10cm；用于水旱田翻耕后破碎垡块或坷垃； 用于旱田早春顶凌耙压，耙深5—6cm。
区田
区田
步骤
A、起垄作档； B、中耕和培修。
要求
A、垄作前必须精心整地； B、垄作应当密植； C、垄作的工具；
F、适宜的坡度 G、适宜的作物
D、配合田间工程； E、适宜的地区条件；
1 以改变微地形为主的水土保持 耕作措施
等高耕作
沟垄耕作
区田
圳田 水平犁沟
圳田
做法
在20°以下坡地上，宽约1米的水平梯田，沿坡耕地等高线 做成水平条带，每隔50cm,挖长、深各50cm的沟，并结合分 层施肥，把生土放在沟外拍成垄，将上方表土填入下方沟内 ，能有效减少地表径流和土壤冲刷。
4、镇压（packing）
以重力作用于土壤，具有压紧耕层、压碎土块、平 整地面和提墒的作用。一般作用深度 3 — 4cm，重型镇 压器可达9—10cm。 镇压器种类很多，简单的有木磙、石磙，大型的有 机引V型镇压器、环型式网型镇压器。
灌溉排水工程学-考点

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。

第6讲 土壤水份入渗

第6讲 土壤水份入渗


6.1 土壤水入渗过程
（1）过程描述
入渗是指水分进入土壤的过程，这是自然 界水循环中的一个重要环节。
水文学中地表产流问题; 农田水利学中灌溉或降雨后土壤水分分布问题; 水资源评价中降雨对浅层地下水的补给问题; 农业及环境学中化肥、农药及污染物随水分迁 移的问题等。
水分入渗，可以是因降雨或灌溉从地表垂 直向下进入土壤，亦可以通过沟渠、坑塘 或用于灌溉的地下渗水管渗入到土壤中。 入渗类型：
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 ⎣
Green and Ampt (1911)
K (H 0 + L − H c ) f = L
Where f = infiltration capacity L = depth of wetting front K = effective hydraulic conductivity Ho = depth of ponded water Hc= capillary suction at wetting front
描述土壤入渗过程的物理量：
入渗率i：单位时间内通过单位面积的入渗水 量（地表水通量），mm/min, mm/h, mm/d

土壤侵蚀原理第3章水力侵蚀

第3章水力侵蚀主要教学目标 (2)主要内容 (2)主要讲解内容 (2)第一节水流作用 (2)第二节溅蚀 (4)第三节面蚀 (8)第四节沟蚀 (11)第五节山洪侵蚀 (14)第六节海岸、湖岸及库岸浪蚀 (17)主要教学目标：分析水力侵蚀发生机制及其发展规律，阐述影响水力侵蚀的自然因素，使学生在掌握上述内容基础上进一步掌握防治水力侵蚀的基本原理。

教学方法以教师课堂结合图片讲授为主，学生课下自习为辅。

主要内容：第一节水流作用第二节溅蚀第三节面蚀第四节沟蚀第五节山洪侵蚀第六节海岸、湖岸及库岸浪蚀主要讲解内容第一节水流作用一、水流剥蚀作用1.判断条件水流剥蚀也就是地表泥沙被水流带走，沙粒可以呈滑动或滚动形式运动。

是否发生剥蚀可根据泥沙起动条件来判断。

在水流流动时，砾石顶部和底部水流流速不同，根据伯努里定律，顶部流速高压力小；底部流速低压力大。

所造成的压差产生了上举力P y，方向朝上，并通过颗粒重心。

2.数量关系沙砾在流水作用下，无论是滑动或滚动，沙砾粒径总是与起动流速平方成正比。

而泥砂体积或重量又与其粒径三次方成正比，因此颗粒的重量与流速间有G∝的关系。

这就是为什么山区河流能够搬动粗大砾石的原因。

二、水流搬运作用泥沙的搬运形式可分为推移和悬移两大类。

这两种形式运动的泥沙分别称为推移质及悬移质，它们各自遵循不同的规律。

1.泥沙搬运方式泥沙起动以后，在水流上举力作用下可以跳离床面，与速度较高的水流相遇，被水流挟带前进。

但泥沙颗粒比水重，它又会逐渐落回到床面，并对床面上的泥沙产生一定冲击作用，作用的大小取决于颗粒的跳跃高度和水流流速，如沙粒跳跃较低，由于水流临底处流速较小，泥沙自水流中取得的动量也较小，在落回床面以后就不会再继续跳动；如沙粒跳跃较高，自水流中取得的动量较大，则落于床面以后还可以重新跳起。

流速继续增加，紊动进一步加强，水流中充满着大小不同的旋涡，这时泥沙颗粒自床面跃起后，有可能被旋涡带入离床面更高的流区中，随着水流以相同速度向前运动，这样的泥沙称为悬移质(图3.3)。

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

第一篇第三章降雨和入渗过程

于内陆地区。
气旋、台风路径：常有气旋、台风过境的地区降水较多。
地形影响：地形主要通过强迫气流抬升使降水量增多。
其它因素
基本要素（降雨)
② 我国降水的时空分布
夏 季 风 的 进 退
华北、东北
东部地区 雨带推移
7、 8月 长江中下游地区 6月 南部沿海地区 5月 10月 9月
开始迟 北方 结束早 雨季 雨季短
定性:粗糙？细腻？
定量:土壤中各种不同粒径 的固体颗粒的组成比例。
基本要素（土壤）
Q：有哪些种不同粒径？
A：一般将土壤中固体颗粒的粒径分成砂粒、粉粒和粘粒
粒径标准有国际制、美国制、中国制等。
其中，国际制分级标准：
粘粒<0.002mm
粉砂0.02~0.002mm
砂粒2~0.02mm
基本要素（土壤）
较完善，但每次降雨都需绘制等雨量线，并计算权重， 工作量大。
④ 距离平方倒数法
基本要素（降雨)
泰森多边形法
A1
A2 A3
A6
A5
A4
(1) 连三角形；(2) 作三角形各边的垂直平分线; (3) 以交点连线及与流域边界相交的垂直平分线构成单元面积； (4) 量出各单元面积，总面积ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6) (5) 计算单元面积权重及流域平均雨量 各子块权重 i =A i /ΣA P= Σ i P i
影响大流域洪水。
基本要素（降雨)
1.2 降水特征的描述
降水要素：降水量、降水历时和时间、降水强度、降水面积
降水量过程线 降水量累积曲线 等雨量线 降水强度与历时曲线 降雨深与面积关系曲线 降雨深与面积和历时曲线
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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
θ0
（2）地表湿润，表土达某一较
稳定的含水率０（<饱和
含水率s），无地表积水。
t1
“灌溉模型”
t2
0 s，但0 < s
边界条件：
(0, t) = 0 t >0
t3
b. 无积水
θ(z,t)为t时刻土壤含水率 的分布；
θ(z,0)为初始含水率分布； L为土层厚度（大于湿润
锋到达的位置）(cm) 。 z
θ
θ(z,t)
入渗率（infiltration rate）：单位时间内通过单位面积土壤
入渗的水量[L/T]
i(t)
q(0, t )
D( )
z
K ( ) z0
K
(
m
)
m
z
K ( m ) z0
入渗率i
供水（降水、灌溉）强度
R
余水
余水
稳定入渗率
K0
入渗率的变化过程示意图
时间t
i(t) [D( ) k( )]
z
入渗开始较大，之后逐渐减
z 小
土壤表面静水压力水头与湿润锋处水头差
入渗率随时间降低的原因：
• 吸力梯度的原因
i
Ks
ΔH Δz
ΔH ΔS Δz
i
Ks
ΔS Δz
1
随入渗时间，渗径加长，ΔS
z
（3）积水入渗：此时表层土壤 已完全饱和。
边界条件：
(0,t) s
H ψm(t,0)
O θi
θs
饱和区 saturated zone
过渡区 transition zone
传导区 transmission zone
湿润区 wetting zone
湿润锋 wetting front
z
c. 积水入渗
(0, t) s 0
(, t) 0
d2 d
M N p 0
dz 2
dz
(0; p) s 0
p
(; p) 0
L[(z,t)] (z; p) (z,t)e pt dt (p>0) 0
L[] t
e pt dt 0 t
(e
pt
)
0
p
e pt dt
0
p
微分方程求解
(z; p) C1 exp N
K (i i
)
代替
K ( ) ， 可得垂直
t
2
D x2
K
z
(z,0) i
(0, t) 0
(,t) i
(z,t)
(0
2
i
)
erfc[ Kz e D
z Kt ] 2 Dt
erfc[ z
Kt
]
i
2 Dt
3.2.1 第一类边界条件的求解
3.2.1.2水平入渗的Philip解
(x,t)
i , t 0,0 x (0 i )erfc[ x ] i
0 ,t 0, x 0
2 Dt
i ,t 0, x
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
(2)垂直入渗问题
以 D代替D(θ)，以 入渗问题得定解问题：
K
K (0 ) 0
( 0
i )erfc
2
D'
(16)
Eqn.(16) + Eqn.(13)
J1/ 2
0
( 0
i
)erfc
2
D'
d
(17)
2n D'
(18)
* calculation of Jn-1/2
1st method (Eqn.(12)) :
J
F n1
/
2
J (n2)1/ 2
n1
(19)
2nd method (Eqn.(9)):
c. 积水入渗
3.1土壤水分入渗概述
3.1.2 入渗情况下含水率分布及分区图
通过入渗过程的观察，对土壤含水率的变化取得了如下 认识：
⑴在水施加于土壤表面后的很短时间内，表土的含水率 将很快由初始值增大到某一最大值。由于完全饱和在自 然条件下一般是不可能的，故值较饱和含水率为小。
⑵随着入渗的进行，湿润锋不断前移，含水率的分布曲 线由比较陡直逐渐变为相对缓平。
n
d
2D1/ 2
0 1
1 2D1/ 2 1/ 2 d n
(7)
0 = 0
1/ 2 d
n
2D1/ 2
1
Similarly，
2 1 2D11/ 2 d 11/ 2 n
r1 r 2Dr1/ 2 d r/ 2 n
(8)
n1 n2 2D(n2)1/ 2
d (n2)1 / 2
n n
D(
)d
0 d
n
n1
2
r 0
r 0
n n
Dr
( 0
n )
2 ( 0 n )2
n1
( r
r 0
n )Dr
2 n2
n
(n r)Dr
r 0
(13)
(14)
(15)
由前“线性化”一节可知，令N = 0即可得水平入渗的解 为
i
0
i
2
erfc 2
x D't
erfc
2
x D't
水平入渗的定解问题：
t
x
i
t
D
0
x
x
0
(1)
通过微分变换基本方程可变换为： 0 t 0 x 0
i t 0 x
x t
D
x
(2)
微分变换
假定上式解的形式为： x st
3.2.1 第一类边界条件的求解
3.2.1.2水平入渗的Philip解
就 x st式对 t 求导： x st
3.3 入渗公式及其讨论
第3章 土壤水分的入渗
3.1土壤水分入渗概述
“入渗”是指水分进入土壤的过程。影响入渗的因素有两 方面，一是供水速率，一是土壤对水的渗吸能力。
入渗率 i ：单位时间通过单位面积入渗的水量，单位是
mm/min，cm/d。
累计入渗量 I ：在一定时段内通过单位面积的总水量，单位 是mm，cm。
第3章 土壤水分的入渗
3.1土壤水分入渗概述
入渗过程分析、入渗情况下含水率分布、入渗条件下的定解问题
3.2 土壤水分运动线性化方程的入渗解
第一类边界条件的求解
土壤水分线性方程的入渗解 、水平入渗的Philip解 垂直入渗的Philip解、入渗条件下的parlange解
第二类边界条件的parlange解 第三类边界条件的Green—Ampt解
t
z
D(
)
z
K (
z
)
(z, 0) 0 (0, t) s (, t) 0
suppose D( ) M Const.
M 2 N
t
z 2
z
K ( ) K ( ) N , N Const.
z
z z
Let 0
M 2 N
t
z 2
z
(z,0) 0
t
t
对 求导： x st
x t
D
x
回代到变换后的基本方程式，整理得：
st
dst
dt
1
d
d
D d
d
3.2.1 第一类边界条件的求解
3.2.1.2水平入渗的Philip解
要使上式成立必有：
st 1dsdttsddt addsdDdtt
1
a
sddt ddsDdta
dt
a为任意常数，解方程式得： st 2at c12 回代到 x st得：x 2at c12
⑶在地表z=0处，含水率梯度(或基质势梯度)的绝对值逐 渐由大变小，当足够大时→0，即接近地表处含水率不变。