水文学原理-第六章-下渗

第六章为何是下渗蒸发蒸散发蒸散发t降水截留洼蓄下渗地表径流壤中流地下水流深层地下水河道汇流流量历时曲线P67公式6-16，印刷错误，少一个“+”号第六章下渗（infiltration）§6.1下渗的物理过程三阶段（水分受力和运动特征）下渗过程中，土壤水垂向分布规律下渗结束后，土壤剖面内水分再分配土壤下渗率和下渗能力§6.2下渗理论和下渗公式饱和土壤水下渗理论：Green–Ampt方法非饱和土壤水下渗理论§6.3下渗试验与分析直接测定方法水文分析方法一、基本概念下渗是指降落到地面上的雨水从土壤表面渗入土壤的过程。下渗是水文循环中最难定量的要素之一。1、基本概念包气带、饱和带(饱水带)§6.1下渗的物理过程几个基本概念下渗曲线（下渗能力曲线）下渗累计曲线稳定下渗速率fc剩余下渗率初始下渗速率下渗（入渗）下渗率（下渗强度）下渗能力（下渗容量）下渗、下渗率、下渗能力（下渗容量）指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程。下渗快慢以下渗率表示。单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，用字母f表示，又称下渗强度。常用单位mm/min或mm/hr下渗下渗率下渗能力土壤在充分供水条件下的下渗率，用字母fp表示，又称下渗容量。下渗曲线——又称下渗能力曲线非饱和土壤上表面充分供水条件下,下渗率随时间变化的过程线，用f(t)~t表示。下渗速率fcf0下渗累计曲线土壤充分供水条件下，累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线F(t)~t该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率下渗曲线f(t)~t下渗累计曲线F(t)~t初始下渗速率f0在下渗最初阶段，下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率f0相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同稳定下渗速率fc随下渗进程进行，进入土壤的水量不断增加，而土壤水下渗速率不断减小，减小的速率呈现先快后慢的趋势。下渗曲线f(t)~t下渗累计曲线F(t)~t当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，下渗率就逐步递减到一个稳定的常值fc，这个值就是稳定下渗速率。剩余下渗率土壤某一时刻的下渗率f(t)与稳定下渗率fc的差值。表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。f(t)fc-cftf剩余下渗率二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段——受力差异下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大渗润阶段渗透阶段渗漏阶段统称为渗漏阶段下渗三阶段123f0起始下渗速率fc稳定下渗速率fcf0第一阶段——渗润干燥土壤的渗润阶段非常明显,起始下渗率很大时间12对应的是土壤最大分子持水量第一阶段——渗润（受力，水分形式，结束）下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力土壤水受力水分存在形式结束时刻当土壤含水量达到最大分子持水量时，渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡。形成吸湿水和薄膜水，开始时刻土壤干燥，下渗即开始，第二阶段——渗漏阶段这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段，通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。直到达到饱和含水量结束毛管水与重力水土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，这个阶段内，下渗水浸润土壤，水分在毛细力、重力作用下运移，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，土壤水受力水分存在形式结束时刻开始时刻123饱和含水量第三阶段——渗透阶段土壤水受力水分主要存在形式开始时刻重力水土壤含水量达到饱和含水量后，水分在重力作用下以稳定下渗率（饱和水力传导系数）稳定向下传输。阶段内，属于饱和土壤水运动。三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律包德曼（Bodman）利用砂壤土与粉砂土作试验，在土样表面始终保持积水5毫米的条件下，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4个带1.饱和带2.过渡带3.水分传递带4.湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带饱和带湿润锋面含水量饱和含水量点田间持水量均质干燥土壤下渗进程中水分分布过渡带水分传递带饱和带≤1.5cm位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，土壤含水量始终处于饱和状态。不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，饱和带的厚度一般不超过1.5cm过渡带，5cm左右在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，形成一个水分过渡带。过渡带的厚度不大，一般在5cm左右。水分传递带位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，含水量在数值上大致是饱和含水量的60-80％左右。这个带内水分的传递运行主要依靠重力，基质势梯度比较小。在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面，是上部湿土层与下部干土层之间的界面。界面上下的土壤含水量在数值上是突变的。随下渗不断进行，湿润锋面向土层深处延伸推进，直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。湿润带、湿润锋面的移动水分传递带之下，含水量随深度迅速递减。四、上表面停止供水、土壤水再分配过程30分钟60分钟90分钟土深含水量起始时刻上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。湿润带厚度增加。土壤水分再分配时段的长短不定，一般在几天内结束。影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关入渗结束后的土壤水分再分配入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，四个带内的土壤水在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），把上层土壤的水量输送到下层土壤中，使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加。在这个过程中，湿润锋面向下迁移，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，使得湿润带的厚度增加。五、霍顿下渗率试验下渗率随时间延续呈现指数递减的规律，最终趋于一个稳定值而下渗。-0()-tccftfffe是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率()dftdtAB霍顿发现()-cdftftfdt0fcfβ称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数根据实测资料作图推求霍顿下渗公式()cdftftfdt00,0fft当-0()-tccftfffe积分得到霍顿下渗率公式对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式。下渗率经验公式先通过实际试验，获得下渗曲线图形，再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，例如1、霍顿（R.E.Horton,1940）公式ktktccbeaeffff)(02、考斯加柯夫（А.Н.Костяков，1932）公式natF六天然条件下的下渗1、下渗与雨强的关系（1）i≥fP；（2）i≤fC；（3)fc≤i≤fP（以上讨论的雨强均匀的理想情况，对变雨强，其下渗水量都比雨强均匀时小。）t1t2不能保证土壤表面充分供水a）ifp即降雨强度i在研究时段内大于土壤入渗能力fp实际入渗过程可概化成如下不同特点：在土壤物理学中称这样的入渗过程为：“受土壤剖面控制”降雨强度i余水形成积水或流走ftfp(t)1、下渗与雨强的关系b）ifp即降雨强度i在研究时段内总是小于土壤入渗能力fp，则实际的入渗率取决于降雨强度，即f(t)=i(t)。在该情况下全部降雨渗入土壤。降雨强度曲线处在入渗能力曲线下方ftfp(t)i(t)当i(t)fp(t)t0tt1f(t)=i(t)C）fcifp即降雨强度i介于fc和fp之间当i(t)fp(t)tt1f(t)=fp(t)ftfp(t)t0t1受通量控制受剖面控制i(t)fc造成空间变异性的原因：土壤特性空间分布的差异、植被、坡度及土地利用情况（人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等）的不同；土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异；降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。2、入渗在空间上的变异性七影响下渗的因素土壤特性土壤质地孔隙的多少透水性能前期含水量取决于颗粒愈粗孔隙直径愈大透水性能愈好下渗能力愈大七影响下渗的因素降水特性降水强度降水历时时程分配空间分布直接影响土壤下渗强度及下渗水量流域植被植被的滞水作用增加了下渗时间减少了地表径流增大了下渗量地形条件地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小人类活动砍伐森林过度放牧不合理的耕作增大抑制两面性坡地改梯田植树造林蓄水工程增加水的滞留时间水土流失1）对于比较干燥的土壤，充分供水条件下，下渗的物理过程可分为三个阶段，它们依次为（）A.渗透阶段--渗润阶段—渗漏阶段B.渗漏阶段--渗润阶段—渗透阶段C.渗润阶段—渗漏阶段--渗透阶段D.渗润阶段—渗透阶段—渗漏阶段C例题2）土壤稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水分主要是（）A.毛管水B.重力水C.薄膜水D.吸着水B例题3）下渗容量（能力）曲线，是指（）A.降雨期间的土壤下渗过程线B.干燥的土壤在充分供水条件下的下渗过程线C.充分湿润后的土壤在降雨期间的下渗过程线D.土壤的下渗累积过程线B例题4）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是（）A.降雨强度B.降雨初期的土壤含水量C.降雨历时D.土壤特性D例题5）一次降雨过程中，下渗是否总按下渗能力进行？为什么？例题答：下渗能力是充分供水条件下的下渗率，而一次实际降雨过程并不都是充分供水，当降雨强度小于该时刻的下渗能力时，只能按降雨强度下渗，当降雨强度大于或等于该时刻的下渗能力时，才能按下渗能力下渗。例题6、对某流域选定一个地点进行人工降雨下渗实验，在确保充分供水条件下，测得本次实验的累积降雨过程)(tP和测点的地面径流过程)(tR，如表1-2-5所示。试求本次实验的累积下渗过程)(tF。表1-2-5流域某一测点人工降雨下渗实验的)t(P、)t(R记录单位：㎜时间t(h)（1）012345678)(tP（2）070140210240270300310320)(tR（3）032.779.5133.0151.6173.2196.7201.3206.6时间t(h)（1）91011121314151617)(tP（2）330340350360370380390400410)(tR（3）212.3218.3224.5230.6236.9243.3249.7256.1262.5例题解：作为一个实验点，人工降雨的实验面积很小，地表蓄水小而稳定雨期蒸发可以不计，故其水量平衡可写成)(tF=)(tP-)(tR据此，由表1-2-5资料算得本次实验的累积下渗过程)t(F，列于表2-2-4中最末一栏。例题表2-2-4流域某一测点由渗实验的)t(P、)t(R计算)t(F单位：㎜时间t(h)（1）012345678)t(P（2）070140210240270300310320)t(R（3）032.779.5133.0151.6173.2196.7201.3206.6)t(F（4）037.360.577.088.496.8103.3108.7113.4时间t(h)（1）91011121314151617)t(P（2）330340350360370380390400410)t(R（3）212.3218.3224.5230.6236.9243.3249.7256.1262.5)t(F（4）117.7121.7125.5129.4133.1136.7140.3143.9147.5§6.2下渗理论与下渗公式1.饱和土壤水下渗理论：Green–Ampt（格林—安普特）方法2.非饱和土壤水下渗理论一、Green–Ampt土壤水下渗计算下渗锋面地面hp地面水层水面不饱和层θ0Z不饱和层θ0饱和层θs推导下渗公式有四个假设Green–Ampt土壤水下渗的四个假定湿润锋面以上的土壤水是饱和的，湿润锋面以下土层是干土层，湿润锋面上下处的含水量是突变的，在数值上不连续下渗水首先满足上部土壤饱和，湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加。湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数。下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述。1.下渗锋面处土壤水受力和土水势ψ=?2.土层水量变化量△W=dF(t)=?3.平均下渗速度f=？4.下渗锋面到达土层某个位置所需时间t=？设想会遇到的问题下渗锋面下渗锋面地地面面水水面面hhpp地面水层地面水层不