1、,降水,蒸发,径流,水汽输送,入渗,蒸发,降水,水汽输送,水文循环：水圈中的各种水体在太阳辐射和地心引力作用下通过不断蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程。（降雨、蒸发、径流、下渗）,内因是根据，外因是条件，内因通过外因起作用,水分由海洋输送到大陆，又回到海洋 的循环称为大循 环。,水分由海洋输送到海洋，又回到 海洋，叫海洋小 循环。,水分由陆地输送到陆地，又回到 陆地，叫内陆小 循环。,水量平衡原理,要正确理解水量平衡方程必须掌握两个关键点: （1）计算时段（针对一定长度的时间段） （2）研究区域 (针对某一空间尺度),水量平衡是水文循环遵循物质不灭定律的具体表现，
2、水量平衡方程式实际就是水量收支平衡关系式，具体表达式为：,流域水量平衡,非闭合流域： In: P+qi Out: q+E+Rs +Rg +qo (P+qi )(q+E+Rs +Rg +qo )=W,闭合流域：qi =qo =0 若q=0，则 In: P Out: E+Rs +Rg P(E+Rs + Rg)=W 令R= Rs + Rg, 则P-(E+R)=W 多年平均：P=R+E,qo,qi,Rg,Rs,q,P,E,流域与周围区域的地下水交换,降雨量（深）：指一定时段内降落在某一点或某一面积上的总雨量，用深度表示，以mm计。 降雨历时：降雨从某时刻到另一时刻所经历的时间称为降雨历时；一次降雨从开
3、始到结束所经历的时间称为次降雨历时，以min , h或d计。 降雨强度：单位时间内的降雨量称为降雨强度，以mm/min或mm/h计。 降雨面积：降雨笼罩范围的水平投影面积称为降雨面积，km2 计。 暴雨中心：暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。,降水,降水过程线 降水累计过程线 等雨量线 降水特征综合曲线,降雨资料的代表性、一致性和可靠性 利用双累积曲线检验降水资料的一致性。 双累计曲线是指被检验雨量站的累积降雨量与其周围若干雨量站平均值的累计雨量的相关曲线。,流域平均降水量的计算,算数平均法 泰森 ( Thiessen )多边形法 等雨量线法 距离平方倒数法,土壤水类型,最大吸湿水量：在
4、饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水量。又称吸湿系数 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%。 田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量，称田间持水量。这时继续
5、下渗的雨水，将补给潜水，形成地下径流。 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。,土壤水分常数,(一)土水势,土壤水在各种力作用下，与同样温度、高度和大气压条件的纯自由水相比，其自由能降低，这个差值即为土水势（ ）。 优点：可作为判断各种土壤水分能态的统一标准和尺度,重力势g取决于水分在重力场中的位置 压力势p包括气压势和静水压势 基质势m是指由分子力和毛管力引起的势能的总称。基质势总是为负值 溶质势s又称渗透势，负值。土壤溶质浓度越高，溶质势越低。 温度势r,B,A,10CM,2CM,4CM,如图：已知某饱和土柱，各数据见图，又知传导度K=310-8，求A 、B间的运动方向及
6、速度大小。,解：对A g= 10cm, p= 2cm, =12cm对B g= 0cm, p= 6cm, =6cm故水流方向ABV= - 310-8 （6-12）/10=1.8 10-8m/s,第六章 下渗,下渗的物理过程 下渗理论及经验下渗曲线 天然条件下的下渗 土壤水的再分布,第一节 下渗的物理过程,一、与下渗有关的基本概念土壤含水率沿深度方向的变化曲线称为土壤水分剖面（土壤含水率垂向分布），它描述了土壤含水量在深度方向上的分布情况。 水分透过土壤层沿垂直和水平方向渗入土壤中的现象称为下渗。 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
7、在充分供水条件下的下渗率。 累积下渗量F：入渗开始后一段时间内，通过单位面积下渗到土壤中总水量。d F / d t = f,一、与下渗有关的基本概念,下渗曲线确切地说，应称下渗能力曲线，指地面充分供水条件下下渗率随时间的变化过程线。 累计下渗曲线：累计下渗量随时间的变化曲线。 实际下渗率：累计下渗曲线上任一点切线的斜率为某一时刻的下渗率 稳定下渗率：随时间的推移下渗率逐渐减小，最后趋于较稳定的值并持续下降，称此时的下渗率为稳定下渗率。,二、下渗的物理过程,根据水分所受作用力及运动特征，干燥土壤在充分供水条件下的下渗分三阶段： 渗润阶段：主要受分子力作用，入渗水成为薄膜水，当土壤含水量达到最大分
8、子持水量时结束。 渗漏阶段：主要受毛管力、重力作用，入渗水主要成为毛管水，当土壤含水量达到饱和含水量时结束。 渗透阶段：受重力作用，入渗水成为自由重力水向下渗出。,下渗过程中土壤水分动态及分布规律,讨论条件：积水下渗、无地下水、初始含水量均匀、供水时间长,三、下渗容量与土壤水分剖面的关系,在供水条件充分大的条件下,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，累积下渗量曲线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,F(mm),P(t),F(t),t(分钟),解(
9、1)f(t)=dF(t)/dt=18t-0.5+0.4I(t)=dP(t)/dt=9.4(mm/分钟)(2) f(t)= I(t)18t-0.5+0.4=9.4 t=4分,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,条件1. 忽略重力；2. 供水充分、表面无积水；3. 均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。 定解问题,（1）、忽略重力作用的下渗,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,问题求解 当D()=D为常数时，问题变为：,以z为参数，将y(z,t)关于t 作拉氏变换:,（1）、忽略重力作用的下渗,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论
10、,（1）、忽略重力作用的下渗,问题求解（续）,求逆变换得：,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,（1）、忽略重力作用的下渗,问题求解（续） 得到原问题的解为：,问题求解 1. 当D()=D为常数时，问题变为：,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,（1）、忽略重力作用的下渗,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,（1）、忽略重力作用的下渗,当D为的函数时，求解过程不展开，结论：,第二节 下渗理论与公式,1 非饱和下渗理论,（2）、考虑重力作用的下渗,定解问题： Z向下为正,第二节 下渗理论与公式,2 饱和下渗理论,一、基本假定1. 半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。2.
11、地面积水深hp；3. 下渗锋面以上是饱和的， =S，K=KS；4. 下渗锋面以下为初始土壤含水量，吸力hS。,S,i,第二节 下渗理论与公式,2 饱和下渗理论,二、公式推导,fp Z 的关系充分供水条件下单位时间单位面积上入渗水量= fpZ下渗锋面位移。,z(t)的解,第二节 下渗理论与公式,2 饱和下渗理论,二、公式推导,第二节 下渗理论与公式,2 饱和下渗理论,二、公式推导,fp(t)的解,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。,第二节 下渗理论与公式,2 饱和下渗理论,例题,Kostiakov公式 Horton公式 Green
12、-Ampt公式 Philip公式 Holtan公式 Smith公式 Smith-Parlange公式,第二节 下渗理论与公式,3 经验下渗曲线,Kostiakov公式 该公式是Kostiakovt提出的，表达式为：,时，只有在水平吸渗的情况下才出现，垂直入渗条件下，显然不符合。但在实际情况下，只要能确定出t的期限，使用该公式还是比较简便而且较为准确。,霍顿公式,Green-Ampt公式,Green-Ampt公式是研究初始干燥土壤在薄层积水条件下入渗问题。基本假定是，入渗时存在明确的水平湿润锋面同时具有固定不变的吸力Sf，土壤含水率的分布成阶梯状，湿润区为饱和含水量,湿润锋前为初始含水率。,。,
13、式中，i为地表入渗率(cm/min)，Sf为湿润锋处的土壤水吸力(cm)，Zf为概化的湿润锋深度(cm)，H为积水深度(cm)。当入渗时间较短时，基质势吸力Sf起主要作用，公式可以简化为：,由达西定律得出地表处入渗率为：,根据模型假定和水量平衡原理，可以得出累计入渗量I(t)为：,Green-Ampt模型入渗公式比较简单，且具有一定的物理模型基础，可应用于均质与非均质土壤或初始含水率不均匀的情况，均有较好结果。缺点是湿润锋处的土壤基质吸力的确定较为困难，不能描述水分实际分布情况。,Philip公式,Philip将一维水分垂直运动基本方程取解的无穷级数形式为：,式中，S为吸湿率(cm/min0.
14、5)，A为稳渗率(cm/min)，各项系数逐项递减且相邻两系数相差12个数量级，取前两项即为常用的Philip一维垂直入渗公式：,取第一项即为忽略重力作用的Philip一维水平吸渗公式：,相应入渗率分别为：,和,Philip公式具有明确的物理意义，对于短历时的入渗情况较准确。缺点是只适用于均质土壤，在长历时的入渗情况下计算值和实际有较大偏差，对参数精度要求较高。,一般形式,第三节 天然条件下的下渗,一、降雨强度对下渗过程的影响 二、土壤特性对下渗过程的影响 三、土壤表面坡度（地形条件）对下渗过程的影响,第三节 天然条件下的下渗,一、降雨强度对下渗过程的影响,情况一：降雨强度大于初始下渗能力 若
15、i fp0，则整个下渗过程均按下渗能力下渗,均匀雨强对下渗过程的影响,第三节 天然条件下的下渗,一、降雨强度对下渗过程的影响,情况二：降雨强度小于稳定下渗率 若i fc，则整个下渗过程均按雨强下渗,均匀雨强对下渗过程的影响,第三节 天然条件下的下渗,一、降雨强度对下渗过程的影响,情况三：降雨强度大于稳定下渗率而小于初始下渗能力 若fc i fp0 ，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗,均匀雨强对下渗过程的影响,当tp时刻才产流， tp=面积ABCD/i。,若 fp F已知，则直接查fp= i 时的F，产流时刻= F / i 。,按fp下渗， fp从fp0降到i 的累积下渗量F=面积ABCD，即要
16、F达到面积ABCD，i才正好等于fp。,可实际因为按i下渗。(0,tp)累积下渗量F=面积EBCD，故tp时刻不产流。,t,A,f0,i1,fc,雨强随时间不变的情况,例 题,第三节 天然条件下的下渗,一、降雨强度对下渗过程的影响,不均匀雨强对下渗过程的影响,假设t=0时，F=0，且t=1，则：,第三节 天然条件下的下渗,一、降雨强度对下渗过程的影响,不均匀雨强对下渗过程的影响,第三节 天然条件下的下渗,二、土壤特性对下渗过程的影响,情况一：土壤质地上粗下细对下渗的影响,第三节 天然条件下的下渗,二、土壤特性对下渗过程的影响,情况二：土壤质地上细下粗对下渗的影响,第三节 天然条件下的下渗,二、土壤特性对下渗过程的影响,情况三：土壤质地由上至下逐渐变细对下渗的影响,第三节 天然条件下的下渗,三、土壤表面坡度对下渗过程的影响,下渗后的土壤水分再分布,1、没有地下水位或者地下水埋深无穷大的情况,2、当地下水位埋深很浅的情况,课后练习：用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土做了一次下渗试验，人工降雨强度为150毫米/小时，测得累积降雨和累积径流资料如下：试分析：1）求累积下渗过程，并绘制下渗过程线。2）绘制ft曲线。,
