土壤水与下渗课件.pptx

1、土壤水土壤水一一、土壤的水理特性、土壤的水理特性二、土壤水的存在形式和分类二、土壤水的存在形式和分类三、土壤水的水力特性三、土壤水的水力特性四、土壤水运动的基本方程四、土壤水运动的基本方程第五章第五章 土壤水和下渗土壤水和下渗5.1 5.1 土壤水土壤水学习学习重点及难点：重点及难点：1.1.认识土壤水分存在的基本形式；（重点掌握）认识土壤水分存在的基本形式；（重点掌握）2.2.掌握土壤水分常数的概念（掌握土壤水分常数的概念（凋萎系数、田间持水量凋萎系数、田间持水量）。）。3.3.了解土壤水势的存在形式及其达西公式，为后续了解土壤水势的存在形式及其达西公式，为后续的学习打基础。（难点、了解）的

2、学习打基础。（难点、了解） 土壤的形成过程是：土壤的形成过程是：“地壳表面的岩石风地壳表面的岩石风化及其搬运的沉积体，接受其所处的环境因素化及其搬运的沉积体，接受其所处的环境因素的作用，而形成具有一定剖面形态和肥力特征的作用，而形成具有一定剖面形态和肥力特征的土壤的土壤”。所以土壤形成过程是一组物理、化。所以土壤形成过程是一组物理、化学与生物化学的组合反应。学与生物化学的组合反应。一一 土壤水土壤水1 1 土壤的定义土壤的定义 地球表面具有肥力，能生长植物的疏松表层。地球表面具有肥力，能生长植物的疏松表层。（fromfrom环境科学大辞典环境科学大辞典） 成因：由岩石风化和母质的成土过程综合作

3、用下成因：由岩石风化和母质的成土过程综合作用下形成的，它由矿物质、动植物残体腐蚀产生的有机物形成的，它由矿物质、动植物残体腐蚀产生的有机物质以及水分、空气等固、液、气三相组成；质以及水分、空气等固、液、气三相组成；2 2 包气带和饱和带包气带和饱和带1 1）包气带的定义：地面以下潜水面以上的地带，也称非饱）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；的地带；三相系统：土壤颗粒、水分和气体；2 2）饱水带饱水带的定义：在地下水面以下，土壤处的定义：在

4、地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，是于饱和含水状态，是土壤颗粒与水分土壤颗粒与水分的二相的二相系统。系统。 3 3 土壤水土壤水 土壤水：土壤中各种形态水分的总称。土壤水：土壤中各种形态水分的总称。（环境科（环境科学大辞典）学大辞典） 存在于非饱和带土壤孔隙中及土壤颗粒所吸附的存在于非饱和带土壤孔隙中及土壤颗粒所吸附的水分。水分。（中国大百科全书）（中国大百科全书） 储存和运移于地表，向下延伸至潜水面以上的土储存和运移于地表，向下延伸至潜水面以上的土壤水分（包括固态水、气态水和液态水），称为土壤壤水分（包括固态水、气态水和液态水），称为土壤水。水。 水文学上土壤水是指存在于包气带中的水。水文

5、学上土壤水是指存在于包气带中的水。土壤的水理特性土壤的水理特性1.1.土壤比重：指土壤中固体物质与同体积水的重量比。土壤比重：指土壤中固体物质与同体积水的重量比。2.2.土壤容重：指土壤容重：指自然条件下自然条件下，单位体积中的干土重量。，单位体积中的干土重量。4.4.土壤重量含水量：土壤重量含水量：5.5.土壤体积含水量：土壤体积含水量：6.6.孔隙度：孔隙体积与包括孔隙在内的岩土体积之比100%m实际水重干土重100%(%)v水分容积土壤容积土壤含水量 重量土壤容重 与粒径大小有关？9 颗粒排列方式10最松散排列47.64%最紧密排列25.95% 分选性o 分选程度愈差，孔隙度愈小1112

6、v 矛盾之一：与粒径的关系不是愈大则愈大？矛盾之一：与粒径的关系不是愈大则愈大？v 矛盾之二：孔隙度超过最疏松排列的矛盾之二：孔隙度超过最疏松排列的47.64% 达到达到70%第二节第二节 土壤水分的作用力和土壤水分的存在形式土壤水分的作用力和土壤水分的存在形式支持重力水自由重力水受重力作用支持毛管水毛管悬着水受毛管力作用薄膜水吸湿水受土粒分子引力液态水空气中气态水：存在于土壤、时存在固态水：冬季土壤冻结土壤水土壤水1 1）汽态水）汽态水汽态水：汽态水： 存在于土壤空隙存在于土壤空隙 中的水汽中的水汽 2 2）吸着水）吸着水土土粒粒吸湿水吸湿水: 紧束在土粒表面，紧束在土粒表面， 不能自由移动

7、不能自由移动薄膜水：薄膜水： 吸附于吸湿水外部，吸附于吸湿水外部， 只能沿土粒表面做只能沿土粒表面做 微小的移动微小的移动3 3）毛管水）毛管水毛管水毛管水: 受受毛管力的作用保毛管力的作用保 持在土壤中的水分持在土壤中的水分存在形式：气态存在形式：气态 固态固态 液态液态 设想实验设想实验：材料（玻璃珠子、细管）：材料（玻璃珠子、细管）+水（水杯）水（水杯）毛管力上升高度 h水柱高度（水柱高度（cm)d孔隙直径（孔隙直径（mm）毛管作用力范围：毛管作用力范围： 0.1-1mm有明显的毛管作用有明显的毛管作用0.05-0.1mm 毛管作用较强毛管作用较强 0.05-0.005 毛管作用最强毛管

8、作用最强0.001mm 毛管作用消失毛管作用消失土土 粒粒毛毛管管上上升升水水示示意意图图地下水位地下水位土土 粒粒毛毛管管悬悬着着水水示示意意图图均质土包气带水分分布均质土包气带水分分布毛管上升水毛管上升水: : 地下水在毛管力作用下上升并保持在地下水在毛管力作用下上升并保持在土壤中的水分；土壤中的水分；毛管悬着水毛管悬着水: : 当地下水位较低时，降雨或灌溉后因当地下水位较低时，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分。毛管力的作用而保持在土壤里的水分。4 4）重力水）重力水重力水：重力水： 受重力支配不能被受重力支配不能被 土壤所保持的水分土壤所保持的水分2. 2. 土壤含水量及水

9、分常数土壤含水量及水分常数吸湿水吸湿水薄膜水薄膜水毛管水毛管水紧束缚水，吸湿水达到最大紧束缚水，吸湿水达到最大吸湿系数吸湿系数松束缚水，薄膜水达到最大松束缚水，薄膜水达到最大最大分子持最大分子持水量水量有效水（容易有效水（容易被植物吸收利被植物吸收利用的）用的）按运动形态划分：按运动形态划分：土壤水土壤水汽态水汽态水吸着水吸着水毛管水毛管水重力水重力水吸湿水吸湿水薄膜水薄膜水毛管上升水毛管上升水毛管悬着水毛管悬着水3.3.土壤水分常数土壤水分常数1)1)吸湿系数吸湿系数: : 吸湿水达到最大时的土壤含水率。吸湿水达到最大时的土壤含水率。 2)2)最大分子持水量：最大分子持水量：薄膜水达到最大时

10、的土壤含水率。薄膜水达到最大时的土壤含水率。3)3)凋萎系数：凋萎系数：作物产生永久凋萎时的土壤含水率作物产生永久凋萎时的土壤含水率 。4)4)田间持水量：田间持水量：毛管悬着水达到最大时的土壤含水率。毛管悬着水达到最大时的土壤含水率。5)5)毛管断裂含水量：毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。水量。6 6）饱和含水量：）饱和含水量：所有土壤孔隙都被水所充满时的土壤含水所有土壤孔隙都被水所充满时的土壤含水率率 。 影响因素：影响因素：土壤质地、植物种类、气候等土壤质地、植物种类、气候等 下表给出了不同质地土壤下表给出了不同质地土壤的凋萎系数

11、的凋萎系数参考范围。参考范围。 凋萎系数凋萎系数是植物可以利用的土壤是植物可以利用的土壤有效水含量的下限。有效水含量的下限。凋凋萎系数萎系数无效孔度无效孔度 = 凋萎系数凋萎系数容重容重不同质地和耕作条件下的田间持水量不同质地和耕作条件下的田间持水量m m（ % %）紧实紧实耕后耕后 21 21 25 2528-3228-32 24-28 24-28 22-26 22-26 20-24 20-24 13-20 13-20 10-14 10-14 田间持水量田间持水量 二合土二合土粘土粘土重壤土重壤土中壤土中壤土轻壤土轻壤土砂壤土砂壤土砂土砂土 土壤质地土壤质地 在形态上它包括在形态上它包括吸湿

12、水、膜状水和毛管悬着水吸湿水、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。田间持水量是确定量是确定灌水量灌水量的重要依据的重要依据。 影响因素影响因素：质地、有机质含量、结构、松紧状况等质地、有机质含量、结构、松紧状况等水分常数水分常数1.毛细现象及毛细力毛细现象及毛细力第四节第四节 土壤水分运动基本方程土壤水分运动基本方程 RRRPc222 衡量土壤水能量的指标，是在土壤和水的平衡量土壤水能量的指标，是在土壤和水的平衡系统中，单位数

13、量的水在恒温条件下，移动到衡系统中，单位数量的水在恒温条件下，移动到参照状况的纯自由水体所能做的功参照状况的纯自由水体所能做的功。如何定义和如何定义和计算？例如在饱和的含水层中，如何计算？在非计算？例如在饱和的含水层中，如何计算？在非饱和情况下，土水势由何组成？如何计算？饱和情况下，土水势由何组成？如何计算？2.土水势1)1)、基质势（也称：基模势）、基质势（也称：基模势） 土壤颗粒（基质）对土壤水的吸附和毛管作土壤颗粒（基质）对土壤水的吸附和毛管作用，使土壤水保持在土壤中，统称为基质势。用，使土壤水保持在土壤中，统称为基质势。 基质势由吸附势和毛管势组成，两者很难区基质势由吸附势和毛管势组成

14、，两者很难区分开。分开。m 自由水自由水( (可以自由流动的水，是良好的溶剂和运输工具) )不含基质势，设为标准参考状态（不含基质势，设为标准参考状态（0 0）。）。数值上等于：单位数量的土壤水分由数值上等于：单位数量的土壤水分由非饱和非饱和土土壤中的一点移至标准状态，除了土壤基质作用壤中的一点移至标准状态，除了土壤基质作用外其它各项维持不变，土壤水分所作的功。外其它各项维持不变，土壤水分所作的功。非饱和土壤水的基质势永远为负。非饱和土壤水的基质势永远为负。0 :0 :mm非饱和土壤水饱和土壤水张力计张力计。C。B。B水水陶土头陶土头土体土体hc例例：HBZBhBcZB(-hBc)HB （图示

15、）（图示） 如果测得包气带中如果测得包气带中HBHC，水流运动方向为，水流运动方向为BC；在入；在入渗水流中包气带中渗水流中包气带中HB HC，水流运动方向为，水流运动方向为CB。2)2)、溶质势（、溶质势（ ）：土壤溶液中所有形式的溶质对土壤水）：土壤溶液中所有形式的溶质对土壤水的综合作用所形成的势。的综合作用所形成的势。ms 土壤水溶液对水分子有吸引力，实施土壤水溶液对水分子有吸引力，实施上述移动时必须克服这种吸持作用对土壤上述移动时必须克服这种吸持作用对土壤水做功。也就是说，土壤水中溶质的存在，水做功。也就是说，土壤水中溶质的存在，降低水的自由能。所以溶质势降低水的自由能。所以溶质势 s

16、 s00。3）、压力势（也称：静水压力势）、压力势（也称：静水压力势）由于压力场中压力差的存在而引起的。由于压力场中压力差的存在而引起的。自由水面以下，土壤水受到静水压力作用，自由水面以下，土壤水受到静水压力作用，所具有的压力势能。所具有的压力势能。标准参考状态：标准大气压标准参考状态：标准大气压 对于饱和土壤水，地下水面以下对于饱和土壤水，地下水面以下h h深处的附加深处的附加压强为压强为 w wghgh，由于在地下水面以下，该值大于零；由于在地下水面以下，该值大于零；单位容积的压力势为单位容积的压力势为 p p= = w wghgh单位质量的压力势为单位质量的压力势为 p p= = ghg

17、h单位重量的压力势为（单位重量的压力势为（压力水头压力水头） p p= = h h 非饱和土壤水，孔隙连通，各点均为大气压，非饱和土壤水，孔隙连通，各点均为大气压， p p=0=0。 4 4）、重力势）、重力势 土壤水处于重力场中，由于地球引力而使土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。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情况下，土壤水所作的功。数值大小取决于土壤水所处的高

18、度。水所处的高度。 参考平面任意，一般可取：海平面、地面标参考平面任意，一般可取：海平面、地面标高、地下水位标高。高、地下水位标高。 土壤中垂直坐标为土壤中垂直坐标为z z、质量为、质量为m m的土壤水所具的土壤水所具有的重力势为：有的重力势为：E Eg g= =mgzmgz。 单位质量土壤水的重力势为：单位质量土壤水的重力势为： g g= =gzgz 单位重量土壤水的重力势（水头或水位）：单位重量土壤水的重力势（水头或水位）： g g= =z z 5 5）、温度势）、温度势 由于温度场的温差所引起的。土壤中任意点由于温度场的温差所引起的。土壤中任意点土壤水分的温度是由该点的温度与标准参考状态

19、土壤水分的温度是由该点的温度与标准参考状态的温度之差决定。的温度之差决定。t 总土水势总土水势分析一般土壤水运动时，溶质势和温度势可以忽略。分析一般土壤水运动时，溶质势和温度势可以忽略。非饱和土壤中：重力势和基质势非饱和土壤中：重力势和基质势饱和土壤中：重力势和压力势饱和土壤中：重力势和压力势gmpstgmpgmgp土壤水流总是由位置高处向位置低处流动，对吗土壤水流总是由位置高处向位置低处流动，对吗 水的流动方向不仅与位置高度有关，而且水的流动方向不仅与位置高度有关，而且取决于土壤的干湿程度，不能笼统地说水由位取决于土壤的干湿程度，不能笼统地说水由位置高处流向位置低处，流动唯一遵循的原则是置高

20、处流向位置低处，流动唯一遵循的原则是土水势土水势高处向土水势低处运移。高处向土水势低处运移。总土水势的表示方法（单位）：可统一用水总土水势的表示方法（单位）：可统一用水柱高度表示。柱高度表示。势能为标量，只有大小没有方向，可进行代势能为标量，只有大小没有方向，可进行代数运算。数运算。势能的梯度具有方向，土壤水总是向势能减势能的梯度具有方向，土壤水总是向势能减小的方向运动，即向负梯度方向运动。小的方向运动，即向负梯度方向运动。3.3.土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线 3.3.土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线 土壤水分特征曲线有滞后土壤水分特征曲线有滞后现象现象 02004006008001000

21、12002040土壤负压-h(cm)含水率(%)粘土壤土砂土表示土壤负压（基质势）表示土壤负压（基质势）与土壤含水率关系的曲线与土壤含水率关系的曲线 土质不同，土壤水分特征土质不同，土壤水分特征曲线不同，或者说土壤水曲线不同，或者说土壤水分特征曲线反映了不同土分特征曲线反映了不同土质的水力特性质的水力特性 土壤水分特征曲线的滞后现象土壤水分特征曲线的滞后现象 土壤在吸水和脱水过程中的水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分特征曲线不相重合的现象0200400600800100012002040土壤负压-h(cm)含水率(%)壤土滞后现象产生的原因主要有：滞后现象产生的原因主要有：

22、 土壤孔隙的不规则性土壤孔隙的不规则性 吸水过程中，空气常被封闭吸水过程中，空气常被封闭于土壤孔隙中于土壤孔隙中吸水吸水释水释水（1）基本概念a.均质土壤b.非均质土壤c.各向同性d.各向异性4.土壤水流动的基本方程土壤水流动的基本方程51 均质各向同性均质各向同性 均质各向异性均质各向异性 非均质各向同性非均质各向同性 非均质各向异性非均质各向异性均质（非均质）：含水介质大小是否相同均质（非均质）：含水介质大小是否相同各向同性（异性）：含水介质在不同方向上的各向同性（异性）：含水介质在不同方向上的导水能力是否相同导水能力是否相同(2)饱和土壤水流动的达西定律：饱和土壤水流动的达西定律：LHK

23、vs渗流方向上的距离。L系数） ；饱和水力传导率（渗透通量或渗量或渗单位梯度KLHH方向的渗向的渗流x沿vs称为，下的相应的水力梯度；总水头或总水势；（3）非饱和土壤水流动的达西定律）非饱和土壤水流动的达西定律理查兹理查兹(Richards)1931年用实验证明，非饱和土壤水流也年用实验证明，非饱和土壤水流也符合达西定律：符合达西定律：xKv)(渗流方向上的距离。系数）；饱和水力传导率（渗透头）；饱和土壤总土水势（水方向的渗流速度；沿xKxvsHenri Darcy（18031858）法国Dijon人于1856年提出著名的达西定律，标志着地下水水文学学科的正式形成54 实验过程中水头始终保持不

24、变12AIKhhhQKAKAKAILLQ：渗透流量：过水断面面积h：水头损失：水力梯度：渗透系数55 渗透流速与水力梯度的一次方成正比，所以达西定律也称为线性渗透定律 渗透流速是一假想流速，是假设水流通过整个岩层断面时所具有的虚拟的平均流速。 研究地下水水量时，只关心流量，而不关系具体每个水质点的运移轨迹。 IKQKAIVKIAA：水力梯度 ：渗透系数56 水力梯度I为沿渗透途径水头损失与相应渗透长度的比值。 水力梯度可以理解为水流通过单位长度渗透路径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。 计算水力梯度I时，水头差必须与相应的渗透途径相对应。57L1L212hhhILL 渗透系数为水力梯度等于1时的渗

25、透流速，一般采用m/d，或cm/s为单位 当I一定时，岩层的 K 愈大，则 V 也愈大， Q 大 渗透系数可定量说明岩石的渗透性能，渗透系数越大，岩石的透水能力超强。 IKVKI：水力梯度 ：渗透系数58 渗透系数K的大小o 岩石性质，空隙特性o 水体物理性质：密度、粘滞性等 IKVKI：水力梯度 ：渗透系数59粘土粉土砂土砾石60LHKvsxKv)(该式与饱和水流的达西定律形式上相同，但含义和特点不同。该式与饱和水流的达西定律形式上相同，但含义和特点不同。两者水的流动都是由水势差而引起，但两者的组成不同两者水的流动都是由水势差而引起，但两者的组成不同: :饱和水饱和水流总势（通常称水头）由重

26、力势和压力势构成；非饱和流总势流总势（通常称水头）由重力势和压力势构成；非饱和流总势（土水势）由重力势和基质势构成，（土水势）由重力势和基质势构成，水的流动唯一遵循的原则水的流动唯一遵循的原则是土水势是土水势 高处向土水势低处运移。高处向土水势低处运移。 饱和土壤渗透系数可认为是常数，而非饱和饱和土壤渗透系数可认为是常数，而非饱和土壤的渗透系数（导水率）是土水势或含水量的土壤的渗透系数（导水率）是土水势或含水量的函数，它随着含水量的减小而降低。函数，它随着含水量的减小而降低。思考题：思考题：1.1.论述土壤水的存在形式及其特性。论述土壤水的存在形式及其特性。2.2.解释：土壤含水率、最大吸湿量

27、、最大分子持水量、凋萎系解释：土壤含水率、最大吸湿量、最大分子持水量、凋萎系数、田间持水量、上升毛管水、悬着毛管水。数、田间持水量、上升毛管水、悬着毛管水。3.3.在非饱和土壤水中哪些土水势占优？在饱和土壤水中哪些水在非饱和土壤水中哪些土水势占优？在饱和土壤水中哪些水势占主导地位？势占主导地位？下渗下渗学习学习提纲：提纲：一、了解下渗的概念；一、了解下渗的概念；二、掌握下渗的物理过程（重点）二、掌握下渗的物理过程（重点）1.1.下渗过程的阶段划分；下渗过程的阶段划分；2.2.下渗水的垂向分布；下渗水的垂向分布；3.3.下渗要素；下渗要素；4.4.天然条件下的下渗（难点）天然条件下的下渗（难点）

28、5.2下渗下渗一一 下渗下渗1 1 定义：定义： 指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。2 2 意义意义 影响土壤水和地下水动态，直接决定壤影响土壤水和地下水动态，直接决定壤中流和地下径流的组成，而且影响河川径流中流和地下径流的组成，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、水循环联系起来的纽带，是径流形成过程、水循环过程的重要环节。过程的重要环节。 3.3.下渗要素下渗要素 (1)(1)供水强度供水强度 (2)(2)下渗率：又称下渗强度。指单位面积上在下渗率：又称下渗强度。指单

29、位面积上在单位时间内渗入土壤中的水量；（单位：单位时间内渗入土壤中的水量；（单位：mm/h mm/h ， mm/min mm/min ）；(3) (3) 下渗能力：又称下渗容量，指充分供水下渗能力：又称下渗容量，指充分供水条件下的下渗率；条件下的下渗率；（4 4）下渗）下渗曲线曲线（5 5）累积下渗量）累积下渗量 在某一时间段内，累在某一时间段内，累积入渗的水量。积入渗的水量。 (6) (6) 稳定下渗率：稳定下渗率： 简称稳渗，随着下渗作用的不断进行，简称稳渗，随着下渗作用的不断进行，土壤含水量的增加，下渗率逐渐递减，递土壤含水量的增加，下渗率逐渐递减，递减的趋势也是先快后慢，当下渗锋面进行

30、减的趋势也是先快后慢，当下渗锋面进行到一定深度后，下渗率趋于稳定的常数，到一定深度后，下渗率趋于稳定的常数，此时称为稳定下渗率。此时称为稳定下渗率。fdtdF （7 7）下渗率与下渗能力）下渗率与下渗能力下渗率的变化规律可用数学模式表示：下渗率的变化规律可用数学模式表示：如霍顿公式：如霍顿公式：tcceffftf)()(0二二 下渗过程下渗过程（一）下渗过程的阶段划分：（一）下渗过程的阶段划分：依据：在重力，分子力和毛管力的综合作用依据：在重力，分子力和毛管力的综合作用下的综合平衡过程。下的综合平衡过程。1 1 湿润阶段：湿润阶段： 降水初期，若土壤干燥，下渗水主要受降水初期，若土壤干燥，下渗

31、水主要受分子力的作用，被土壤吸附分子力的作用，被土壤吸附吸湿水吸湿水薄膜薄膜水。水。 当土壤含水量达到最大分子持水量时，当土壤含水量达到最大分子持水量时，开始向下一阶段过渡。开始向下一阶段过渡。2 2 渗漏阶段：渗漏阶段： 随着土壤含水量的不断增大，分子力随着土壤含水量的不断增大，分子力逐渐被毛管力所取代，水在孔隙中做不稳逐渐被毛管力所取代，水在孔隙中做不稳定流动，并逐渐充填土壤孔隙，直到基本定流动，并逐渐充填土壤孔隙，直到基本达到饱和。达到饱和。3 3 渗透阶段：渗透阶段： 在土壤孔隙被水充满达到饱和状态时，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。水分主要受重力作用呈

32、稳定流动。渗漏：湿润阶段渗漏：湿润阶段+ +渗漏阶段（非饱和水流运渗漏阶段（非饱和水流运动）；动）；渗透：饱和水流运动；渗透：饱和水流运动；h（二）下渗过程中土壤水分动态及分布规律（二）下渗过程中土壤水分动态及分布规律三三 下渗理论与经验公式下渗理论与经验公式1.1.理查兹理查兹 (Richards)1931(Richards)1931年用实验证明，非饱和年用实验证明，非饱和土壤水流也符合达西定律：土壤水流也符合达西定律：xKv)(渗流方向上的距离。渗透系数；土壤总土水势（水头）方向的渗流速度；沿xKxvs2.饱和土壤水流动的达西定律：饱和土壤水流动的达西定律：LHKvs的距离距LKLHH的X

33、vs渗流方向上饱和水力传导度；相应的水力梯度；总水头或总水势；渗流流速方向沿 四四 自然条件下的下渗自然条件下的下渗 1 1 下渗与雨强的关系下渗与雨强的关系 1 1）当）当 ，入渗过程受入渗能力制约，（，入渗过程受入渗能力制约，（A A线所示）；（土壤入渗能力控制）线所示）；（土壤入渗能力控制）pfi1 2 2）当）当 ，下渗过程受降水过程制约，下渗过程受降水过程制约，（B B线所示）；（供水控制）线所示）；（供水控制）cfi 2 3 3）当）当 ，刚开始降雨全部渗入土壤，随，刚开始降雨全部渗入土壤，随降雨时间的延长，入渗率逐渐减小，（按曲线降雨时间的延长，入渗率逐渐减小，（按曲线C C，D

34、 D）；）；pcfif3 思考题：一次降雨过程中，下渗是否总是按思考题：一次降雨过程中，下渗是否总是按下渗能力进行？为什么？下渗能力进行？为什么？ 活塞式入渗活塞式入渗均匀的砂土层湿润锋逐渐向下推进捷径式入渗（优先流入渗）捷径式入渗（优先流入渗）空隙大小悬殊，多裂隙通道土壤新水可超前老水到达潜水面入渗水不必全部补充包气带水分亏缺，即可下渗至潜水面831 1）土壤特性土壤特性：组成（颗粒大：组成（颗粒大小）、结构、前期含水量等；小）、结构、前期含水量等；具体为：粒度与下渗率成正具体为：粒度与下渗率成正比比；团粒结构在降水初期下团粒结构在降水初期下渗率大，但后期遇水膨胀后渗率大，但后期遇水膨胀后减

35、小下渗率；前期含水量与减小下渗率；前期含水量与下渗率呈反比。下渗率呈反比。 2、影响下渗的因素、影响下渗的因素3 3）流域植被、地形条件的影响流域植被、地形条件的影响地表特征地表特征：地形、植被、河网密度、地下水埋深等；：地形、植被、河网密度、地下水埋深等；地形：地形坡度小有利于存留降雨，从而增加下渗地形：地形坡度小有利于存留降雨，从而增加下渗量。量。植被：阻滞地面径流，增加下渗时间；根系及腐殖植被：阻滞地面径流，增加下渗时间；根系及腐殖质使土壤松软透水，有利于下渗。质使土壤松软透水，有利于下渗。2 2）降水特性的影响）降水特性的影响降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布；降水强度、历时、

36、降水时程分配及降水空间分布；连续性：间歇降水可使下渗能力有一定的恢复；连续性：间歇降水可使下渗能力有一定的恢复；降水时程：同样降水量，先大后小有利于下渗，而降水时程：同样降水量，先大后小有利于下渗，而先小后大，有利于径流产生。先小后大，有利于径流产生。4 4） 人类活动的影响人类活动的影响 人类活动对下渗的影响，既有增大的一人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。面，也有抑制的一面。 2 2 下渗的空间分布下渗的空间分布 1 1）流域中土壤性质的空间分布不同，沿垂）流域中土壤性质的空间分布不同，沿垂向的分布也常呈现非均匀结构；向的分布也常呈现非均匀结构； 2 2）降雨开始时的含水

37、量空间分布不同；）降雨开始时的含水量空间分布不同； 3 3）一场降雨在空间和时间上分布不均匀；）一场降雨在空间和时间上分布不均匀； 4 4）流域内各处地下水位高低不一。）流域内各处地下水位高低不一。五五 下渗实验与分析下渗实验与分析1 1 研究的目的与意义研究的目的与意义 直接得到不同条件下的下渗量和下渗率；直接得到不同条件下的下渗量和下渗率；通过试验或实测数据，求得各种下渗模型中通过试验或实测数据，求得各种下渗模型中的参数；求得其他水循环要素。的参数；求得其他水循环要素。2 2 方法方法1 1）直接测定法（试验法）直接测定法（试验法）2 2）水文分析法（流域法）水文分析法（流域法）1 1）直

38、接测定法）直接测定法注水试验法注水试验法设备：单管下渗仪、同心环下渗仪设备：单管下渗仪、同心环下渗仪方法：淹没管内表层并保持一定水面高度，方法：淹没管内表层并保持一定水面高度，测量各时刻注水量，可计算测量各时刻注水量，可计算F F和和f f。该方法的优该方法的优缺点？缺点？优点：设备简单、易行，可较准确测得下渗优点：设备简单、易行，可较准确测得下渗过程。过程。缺点：仅能代表测点的下渗条件（单点下缺点：仅能代表测点的下渗条件（单点下渗）；理想条件下（供水充分）而不是天然渗）；理想条件下（供水充分）而不是天然条件下的结果。沿管壁侧渗产生较大误差。条件下的结果。沿管壁侧渗产生较大误差。2 2）直接测

39、定法）直接测定法人工降雨法人工降雨法设备：模拟降水设备设备：模拟降水设备+ +试验场地；试验场地；方法：按设计进行人工降雨，连续记录人工降雨量方法：按设计进行人工降雨，连续记录人工降雨量和试验场流出量，按下式计算下渗量：和试验场流出量，按下式计算下渗量：式中：式中： - -降雨量；降雨量； 地面径流量；地面径流量； 入渗量；入渗量； 洼地积水量；洼地积水量； 植物截流植物截流量。量。 地表滞水量；地表滞水量；单位：单位：mmmmsadIDVFRPPRFdVdDsI 如果试验场面积较大，则要考虑坡面滞如果试验场面积较大，则要考虑坡面滞蓄水量和填洼水量。蓄水量和填洼水量。 优点：可以随时掌握测验时

40、机，可以控制优点：可以随时掌握测验时机，可以控制降雨强度、降雨分布、雨滴大小及降落高度，降雨强度、降雨分布、雨滴大小及降落高度，同时设备可以转移，能在不同坡度、土壤、同时设备可以转移，能在不同坡度、土壤、土地利用及植被情况下进行试验。土地利用及植被情况下进行试验。 缺点：设备较复杂、试验站场地较大，费缺点：设备较复杂、试验站场地较大，费用高。用高。2 2 水文分析法水文分析法适用：小流域或径流试验站实测的降雨资料适用：小流域或径流试验站实测的降雨资料及流量资料；及流量资料；基本原理：水均衡方程基本原理：水均衡方程)()()()(dvsSSStRtPtFSsSs河槽水量；河槽水量；SvSv坡面滞流量；坡面滞流量；SdSd填洼量。填洼量。记：记：表示表示t t时刻流域平均滞蓄水量，对上式求导，得到下时刻流域平均滞蓄水量，对上式求导，得到下渗率：渗率：在进行计算时，在进行计算时， 为实测值，为实测值，S(t)S(t)需要间接方法需要间接方法确定。确定。dvsSSStS)(dttdstrtitf)()()()()()(tRtP ，)()()()(dvsSSStRtPtF