水文学原理第六章下渗.ppt

第六章为何是下渗蒸蒸发发蒸蒸散发散发蒸散发蒸散发t降水降水截留截留洼洼蓄蓄下渗下渗地表地表径流径流壤中流壤中流地下水流地下水流深层深层地下水地下水河道河道汇流汇流流量流量历时曲线历时曲线P67 公式公式6-16，印刷错误，少一个，印刷错误，少一个“+”号号第六章   下渗（infiltration ）§ 6.1 § 6.1 下渗的物理过程下渗的物理过程下渗的物理过程下渗的物理过程 三阶段三阶段三阶段三阶段（水分受力和运动特征）（水分受力和运动特征）（水分受力和运动特征）（水分受力和运动特征） 下渗过程中，土壤水下渗过程中，土壤水下渗过程中，土壤水下渗过程中，土壤水垂向分布规律垂向分布规律垂向分布规律垂向分布规律 下渗结束后，土壤剖面下渗结束后，土壤剖面下渗结束后，土壤剖面下渗结束后，土壤剖面内水分再分配内水分再分配内水分再分配内水分再分配 土壤土壤土壤土壤下渗率和下渗能力下渗率和下渗能力下渗率和下渗能力下渗率和下渗能力§ 6.2 § 6.2 下渗理论和下渗公式下渗理论和下渗公式下渗理论和下渗公式下渗理论和下渗公式 饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：Green – AmptGreen – Ampt方法方法方法方法 非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论§ 6.3 § 6.3 下渗试验与分析下渗试验与分析下渗试验与分析下渗试验与分析                            直接测定方法直接测定方法直接测定方法直接测定方法 水文分析方法水文分析方法水文分析方法水文分析方法ØØ一、基本概念一、基本概念ØØ下渗是指降落到地面上的雨水从土壤表面渗入土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壤的过程下渗是水文循环中最难定量的要素之一ØØ1 1、基本概念、基本概念ØØ包气带、饱和带包气带、饱和带( (饱水带饱水带) )§ 6.1 下渗的物理过程下渗的物理过程几个基本概念下渗曲线（下渗能力曲线）下渗曲线（下渗能力曲线）下渗曲线（下渗能力曲线）下渗曲线（下渗能力曲线）下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线稳定下渗速率稳定下渗速率稳定下渗速率稳定下渗速率 f fc c剩余下渗率剩余下渗率剩余下渗率剩余下渗率初始下渗速率初始下渗速率初始下渗速率初始下渗速率下渗（下渗（下渗（下渗（入渗入渗入渗入渗））））下渗率（下渗强度）下渗率（下渗强度）下渗率（下渗强度）下渗率（下渗强度）下渗能力（下渗容量）下渗能力（下渗容量）下渗能力（下渗容量）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指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程指降水或灌溉水从地表进入土壤内部的过程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下渗快慢以下渗率表示下渗快慢以下渗率表示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，单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量，用字母用字母用字母用字母 f f 表示，又称下渗强度。

表示，又称下渗强度表示，又称下渗强度表示，又称下渗强度常用单位常用单位常用单位常用单位mm/minmm/min 或或或或 mm/hr mm/hr 下下下下 渗渗渗渗下渗率下渗率下渗率下渗率下渗能力下渗能力下渗能力下渗能力土壤在土壤在土壤在土壤在充分供水条件下充分供水条件下充分供水条件下充分供水条件下的下渗率，的下渗率，的下渗率，的下渗率，用字母用字母用字母用字母 f fp p 表示，又称表示，又称表示，又称表示，又称下渗容量下渗容量下渗容量下渗容量下渗曲线下渗曲线——又称又称 下渗能力曲线下渗能力曲线非饱和土壤上表面充分供水条件下非饱和土壤上表面充分供水条件下非饱和土壤上表面充分供水条件下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，用下渗率随时间变化的过程线，用下渗率随时间变化的过程线，用下渗率随时间变化的过程线，用 f(t)~tf(t)~t 表示下渗速率下渗速率fcf0下渗累计曲线下渗累计曲线土壤充分供水条件下，土壤充分供水条件下，土壤充分供水条件下，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累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线累计下渗进入土层的水量随时间变化的过程线 F(t)~ tF(t)~ t 该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率该曲线上某一点切线的斜率为该时刻的下渗率下渗曲线下渗曲线下渗曲线下渗曲线 f(t)~t 下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线 F(t)~t 初始下渗速率初始下渗速率 f0 在下渗最初阶段，在下渗最初阶段，在下渗最初阶段，在下渗最初阶段，下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率下渗速率具有较大的数值，称为初始下渗速率f f0 0 相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同相同土样，初始含水量不同，土壤初始下渗率不同稳定下渗速率稳定下渗速率 fc随下渗进程进行，随下渗进程进行，随下渗进程进行，随下渗进程进行，进入土壤的水量不断增加，进入土壤的水量不断增加，进入土壤的水量不断增加，进入土壤的水量不断增加，而土壤水下渗速率不断减小，而土壤水下渗速率不断减小，而土壤水下渗速率不断减小，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。

减小的速率呈现先快后慢的趋势减小的速率呈现先快后慢的趋势减小的速率呈现先快后慢的趋势下渗曲线下渗曲线下渗曲线下渗曲线 f(t)~t 下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线下渗累计曲线 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，当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，当土壤孔隙充满水，达到田间含水量，直至土壤饱和时，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下渗率就逐步递减到一个稳定的常值下渗率就逐步递减到一个稳定的常值下渗率就逐步递减到一个稳定的常值 f fc c ，，，，这个值就是稳定下渗速率这个值就是稳定下渗速率这个值就是稳定下渗速率这个值就是稳定下渗速率剩余下渗率剩余下渗率土壤某一时刻的下渗率土壤某一时刻的下渗率土壤某一时刻的下渗率土壤某一时刻的下渗率f(t) f(t) f(t) f(t) 与稳定下渗率与稳定下渗率与稳定下渗率与稳定下渗率 f f f fc c c c 的差值表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率的差值。

表示土壤当前的下渗率离稳定下渗率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二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段二、干燥土壤饱和进程中下渗三阶段——受力差异受力差异下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，下渗过程中，土壤水不断趋向饱和的进程中，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，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，土壤水分的受力状况在三个阶段不同，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使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大使得土壤水渗透速率在这三个阶段差异比较大渗渗渗渗 润润润润 阶段阶段阶段阶段渗渗渗渗 透透透透 阶段阶段阶段阶段 渗渗渗渗 漏漏漏漏 阶段阶段阶段阶段统称为渗漏阶段统称为渗漏阶段下渗三阶段下渗三阶段123f0 起始下渗速率起始下渗速率fc 稳定下渗速率稳定下渗速率fcf0第一阶段第一阶段——渗润渗润干燥土壤的渗润阶段非常明显干燥土壤的渗润阶段非常明显干燥土壤的渗润阶段非常明显干燥土壤的渗润阶段非常明显, , 起始下渗率很大起始下渗率很大起始下渗率很大起始下渗率很大时间时间时间时间12对应的是土壤最大分子持水量对应的是土壤最大分子持水量对应的是土壤最大分子持水量对应的是土壤最大分子持水量第一阶段第一阶段第一阶段第一阶段————渗润（受力，水分形式，结束）渗润（受力，水分形式，结束）渗润（受力，水分形式，结束）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下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力土壤水受力土壤水受力土壤水受力土壤水受力水分存在形式水分存在形式水分存在形式水分存在形式结束时刻结束时刻结束时刻结束时刻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，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，渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡渗润进程结束，开始向渗漏阶段过渡 。

形成吸湿水和薄膜水，形成吸湿水和薄膜水，形成吸湿水和薄膜水，形成吸湿水和薄膜水，开始时刻开始时刻开始时刻开始时刻 土壤干燥，下渗即开始，土壤干燥，下渗即开始，土壤干燥，下渗即开始，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，这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段，这一阶段下渗率迅速递减，是非饱和水流流动阶段，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通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏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直到达到饱和含水量结束直到达到饱和含水量结束直到达到饱和含水量结束 毛管水与重力水毛管水与重力水毛管水与重力水毛管水与重力水 土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，土壤含水量达到最大分子持水量后，即开始，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，这个阶段内，下渗水浸润土壤，这个阶段内，下渗水浸润土壤，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，水分在毛细力、重力作用下运移，水分在毛细力、重力作用下运移，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，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，充填土壤孔隙，向下做不稳定流动，土壤水受力土壤水受力土壤水受力土壤水受力水分存在形式水分存在形式水分存在形式水分存在形式结束时刻结束时刻结束时刻结束时刻开始时刻开始时刻开始时刻开始时刻123饱和含水量饱和含水量饱和含水量饱和含水量第三阶段第三阶段—— 渗透阶段渗透阶段土壤水受力土壤水受力土壤水受力土壤水受力水分主要存在形式水分主要存在形式水分主要存在形式水分主要存在形式开始时刻开始时刻开始时刻开始时刻 重力水重力水重力水重力水 土壤含水量达到饱和含水量后，土壤含水量达到饱和含水量后，土壤含水量达到饱和含水量后，土壤含水量达到饱和含水量后， 水分在重力作用下水分在重力作用下水分在重力作用下水分在重力作用下 以稳定下渗率（饱和水力传导系数）以稳定下渗率（饱和水力传导系数）以稳定下渗率（饱和水力传导系数）以稳定下渗率（饱和水力传导系数） 稳定向下传输。

稳定向下传输稳定向下传输稳定向下传输 阶段内，属于饱和土壤水运动阶段内，属于饱和土壤水运动阶段内，属于饱和土壤水运动阶段内，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三、下渗过程中干燥土壤含水量的垂向分布规律包德曼（包德曼（包德曼（包德曼（BodmanBodman）利用砂壤土与粉砂土作试验，）利用砂壤土与粉砂土作试验，）利用砂壤土与粉砂土作试验，）利用砂壤土与粉砂土作试验，在土样表面始终保持在土样表面始终保持在土样表面始终保持在土样表面始终保持 积水积水积水积水 5 5 毫米的条件下，毫米的条件下，毫米的条件下，毫米的条件下，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，依据下渗水在土壤中的垂向分布规律，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把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为把干燥土壤下渗后的土壤水分剖面分为4 4个带个带个带个带1. 1. 饱和带饱和带饱和带饱和带2. 2. 过渡带过渡带过渡带过渡带3. 3. 水分传递带水分传递带水分传递带水分传递带4. 4. 湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带，其下界面就是湿润锋面湿润带湿润带饱饱 和和 带带湿润锋面湿润锋面含水量含水量含水量含水量饱和含水量点饱和含水量点饱和含水量点饱和含水量点田间持水量田间持水量田间持水量田间持水量均质干燥土壤下渗进程中水分分布均质干燥土壤下渗进程中水分分布过过 渡渡 带带水分传递带水分传递带饱和带饱和带 ≤位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，位于土壤表层，在持续不断地供水条件下，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土壤含水量始终处于饱和状态土壤含水量始终处于饱和状态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，不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，不论下渗强度多大，土壤浸润深度怎样增大，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饱和带的厚度一般不超过饱和带的厚度一般不超过饱和带的厚度一般不超过1.5 cm1.5 cm过渡带，过渡带， 5cm 5cm 左右左右在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加，而急剧减少，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形成一个水分过渡带形成一个水分过渡带形成一个水分过渡带过渡带的厚度不大，一般在过渡带的厚度不大，一般在过渡带的厚度不大，一般在过渡带的厚度不大，一般在 5 cm 5 cm 左右水分传递带水分传递带位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，位于过渡带之下，含水量沿垂线分布比较均匀，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含水量在数值上大致是饱和含水量的含水量在数值上大致是饱和含水量的含水量在数值上大致是饱和含水量的60-8060-80％左右。

％左右这个带内水分的传递运行主要依靠重力，这个带内水分的传递运行主要依靠重力，这个带内水分的传递运行主要依靠重力，这个带内水分的传递运行主要依靠重力，基质势梯度比较小基质势梯度比较小基质势梯度比较小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在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值在均质土中，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，湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面，湿润带的末端称为湿润锋面，是一个界面，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是上部湿土层与下部干土层之间的界面是上部湿土层与下部干土层之间的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界面上下的土壤含水量在数值上是突变的界面上下的土壤含水量在数值上是突变的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，随下渗不断进行，随下渗不断进行，随下渗不断进行，湿润锋面向土层深处延伸推进，湿润锋面向土层深处延伸推进，湿润锋面向土层深处延伸推进，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。

直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接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水分传递带之下，含水量随深度迅速递减水分传递带之下，含水量随深度迅速递减水分传递带之下，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分钟分钟60分钟分钟90分钟分钟土土深深含水量含水量含水量含水量起始时刻起始时刻起始时刻起始时刻上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加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，湿润带厚度增加土壤水分再分配时段的长短不定，湿润带厚度增加土壤水分再分配时段的长短不定，湿润带厚度增加土壤水分再分配时段的长短不定，一般在几天内结束一般在几天内结束一般在几天内结束一般在几天内结束影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关影响因素与土壤质地、土壤内部分层有关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，入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，入渗进程中，地表供水停止，则地表处水分入渗结束，四个带内的土壤水四个带内的土壤水四个带内的土壤水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），在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），在重力势与基质势梯度的作用下向下移动（发生渗漏），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，把上层土壤的水量输送到下层土壤中，把上层土壤的水量输送到下层土壤中，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。

使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加使得上层土壤含水量减少，下层土壤含水量增加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，在这个过程中，湿润锋面向下迁移，在这个过程中，湿润锋面向下迁移，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，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，也就使得使得湿润锋面以下的土壤不断获得水分，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使得湿润带的厚度增加使得湿润带的厚度增加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，下渗率随时间延续呈现指数递减的规律，下渗率随时间延续呈现指数递减的规律，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最终趋于一个稳定值而下渗最终趋于一个稳定值而下渗最终趋于一个稳定值而下渗是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率A AB B霍顿发现霍顿发现霍顿发现霍顿发现β β称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数称作霍顿下渗曲线的递减参数，是常数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根据实测资料作图推求根据实测资料作图推求根据实测资料作图推求霍顿下渗公式积分得到霍顿下渗率公式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。

对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量公式对霍顿下渗率公式积分，可导出累积下渗量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，先通过实际试验，获得下渗曲线图形，先通过实际试验，获得下渗曲线图形，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）再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）再从其图形来回归模拟下渗曲线数学表达式（经验公式）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，经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，经验公式特征：下渗率随时间递减的函数形式，例如例如例如例如ØØ1 1、霍顿（、霍顿（R.E.Horton,1940R.E.Horton,1940）公式）公式Ø2、考斯加柯夫（、考斯加柯夫（，，1932）公式）公式六六 天然条件下的下渗天然条件下的下渗Ø1 1、下渗与雨强的关系、下渗与雨强的关系Ø（（1 1））        i i≥ ≥f fP P；；（（2 2））   i i≤ ≤f fC C；；Ø（（3) 3) f fc c≤ ≤i i≤ ≤f fP PØ（以上讨论的雨强均匀的理想情况，对变雨强，（以上讨论的雨强均匀的理想情况，对变雨强，Ø其下渗水量都比雨强均匀时小。

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 a））））i i > > f fp p 即降雨强度即降雨强度即降雨强度即降雨强度 i i 在研究时段内大于土壤入渗在研究时段内大于土壤入渗在研究时段内大于土壤入渗在研究时段内大于土壤入渗能力能力能力能力f fp p 实际入渗过程可概化成如下不同特点：实际入渗过程可概化成如下不同特点：在在土土壤壤物物理理学学中中称称这这样样的的入入渗渗过过程程为为：：“受受土土壤壤剖剖面面控控制制”降雨强度降雨强度i余水形成积水或流走余水形成积水或流走ftfp(t)1、下渗与雨强的关系、下渗与雨强的关系b b））））i < fi < fp p 即降雨强度即降雨强度即降雨强度即降雨强度 i i 在研究时段内总是小于土壤在研究时段内总是小于土壤在研究时段内总是小于土壤在研究时段内总是小于土壤入渗能力入渗能力入渗能力入渗能力f fp p ，则实际的入渗率取决于降雨强度，，则实际的入渗率取决于降雨强度，，则实际的入渗率取决于降雨强度，，则实际的入渗率取决于降雨强度，即即即即f(t)=i(t)f(t)=i(t)在该情况下全部降雨渗入土壤。

在该情况下全部降雨渗入土壤在该情况下全部降雨渗入土壤在该情况下全部降雨渗入土壤降雨强度曲线处在入渗降雨强度曲线处在入渗能力曲线下方能力曲线下方ftfp(t)i(t)当当 i(t) < fp(t) t0< t < t1 f(t)= i(t) C））fc< i < fp 即降雨强度即降雨强度 i 介于介于fc和和fp 之间之间当当i(t) > fp(t) t > t1 f(t)=fp(t)ftfp(t)t0t1受通量控制受通量控制受剖面控制受剖面控制i(t)fc造成空间变异性的原因：u土土壤壤特特性性空空间间分分布布的的差差异异、、植植被被、、坡坡度度及及 土土地地利利用用情情况况（（人人类类活活动动如如水水土土保保持持、、植植树树造造林林、、平平整整土土地地、、农农田田基本建设和都市化等）的不同；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；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特性§ 土壤质地土壤质地§孔隙的多少孔隙的多少透水性能透水性能前期含水量前期含水量取决于颗粒愈粗颗粒愈粗孔隙直径愈大孔隙直径愈大透水性能愈好透水性能愈好下渗能力愈大下渗能力愈大七 影响下渗的因素降水特性降水特性n降水强度降水强度n降水历时降水历时n时程分配时程分配n空间分布空间分布直接影响土壤下渗强度及下渗水直接影响土壤下渗强度及下渗水量量流域植被流域植被植被的滞植被的滞水作用水作用增加了增加了下渗时间下渗时间减少了减少了地表径流地表径流增大了增大了下渗量下渗量地形条件地形条件地面坡度大、漫流速度快，历地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小时短，下渗量就小人类活动人类活动§砍伐森林砍伐森林§过度放牧过度放牧§不合理的耕作不合理的耕作增大增大抑制抑制两面性§ 坡地改梯田坡地改梯田§ 植树造林植树造林§ 蓄水工程蓄水工程增加水的滞留时间增加水的滞留时间导致水土流失水土流失1）对于比较干燥的土壤，充分供水条件下，下）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，它们依次为渗的物理过程可分为三个阶段，它们依次为（　　）（　　） A. 渗透阶段渗透阶段--渗润阶段渗润阶段—渗漏阶段　渗漏阶段　 B. 渗漏阶段渗漏阶段--渗润阶段渗润阶段—渗透阶段渗透阶段 C. 渗润阶段渗润阶段—渗漏阶段渗漏阶段--渗透阶段渗透阶段 D. 渗润阶段渗润阶段—渗透阶段渗透阶段—渗漏阶段渗漏阶段C例题例题2）土壤稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水）土壤稳定下渗阶段，降水补给地下径流的水分主要是（　　）分主要是（　　） A. 毛管水　毛管水　 B.重力水重力水 C.薄膜水薄膜水 D.吸着水吸着水B例题例题3）下渗容量（能力）曲线，是指（　　））下渗容量（能力）曲线，是指（　　） A. 降雨期间的土壤下渗过程线　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土壤的下渗累积过程线B例题例题4）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是（　　）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是（　　）） A. 降雨强度　降雨强度　 B. 降雨初期的土壤含水量降雨初期的土壤含水量 C. 降雨历时降雨历时 D. 土壤特性土壤特性D例题例题5）一次降雨过程中，下渗是否总按下渗能力进）一次降雨过程中，下渗是否总按下渗能力进行？为什么？行？为什么？例题例题答：答： 下渗能力是充分供水条件下的下渗率，而一次实际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，才能按下渗能度大于或等于该时刻的下渗能力时，才能按下渗能力下渗。

力下渗例题例题例题例题例题例题§ 6.2   下渗理论与下渗公式1.饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：饱和土壤水下渗理论：Green – Green – AmptAmpt（格林（格林（格林（格林——安普安普安普安普特）方法特）方法特）方法特）方法2.非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论非饱和土壤水下渗理论一、Green – Ampt 土壤水下渗计算土壤水下渗计算下渗锋面下渗锋面下渗锋面下渗锋面地地地地 面面面面h hp p地面水层地面水层地面水层地面水层水水水水 面面面面不饱和层不饱和层不饱和层不饱和层θθ0 0Z Z不饱和层不饱和层不饱和层不饱和层θθ0 0饱和层饱和层饱和层饱和层θθs s推导下渗公式有四个假设推导下渗公式有四个假设推导下渗公式有四个假设推导下渗公式有四个假设Green – Ampt 土壤水下渗的四个假定土壤水下渗的四个假定湿润锋面湿润锋面湿润锋面湿润锋面 以上以上以上以上的土壤水是饱和的，的土壤水是饱和的，的土壤水是饱和的，的土壤水是饱和的，湿润锋面湿润锋面湿润锋面湿润锋面 以下以下以下以下土层是干土层，土层是干土层，土层是干土层，土层是干土层，湿润锋面湿润锋面湿润锋面湿润锋面 上下处的含水量是上下处的含水量是上下处的含水量是上下处的含水量是突变突变突变突变的，在数值上的，在数值上的，在数值上的，在数值上不连续不连续不连续不连续下渗水首先满足上部土壤饱和，下渗水首先满足上部土壤饱和，下渗水首先满足上部土壤饱和，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。

湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加湿润锋面向下不断推进，饱和层厚度增加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）是常数湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数湿润锋面处的不饱和土壤的土水势（基质势）是常数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，可用达西公式描述下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述下渗水流属于饱和土壤水运动，可用达西公式描述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下渗锋面处土壤水受力和土水势ψψ=?=?2.土层水量变化量土层水量变化量 △△W= W= dF(tdF(t) ) = ?= ?3.平均下渗速度平均下渗速度 f f = =？？4.下渗锋面到达土层某个位置所需时间下渗锋面到达土层某个位置所需时间 t t = =？？设想会遇到的问题设想会遇到的问题下渗锋面下渗锋面下渗锋面下渗锋面地地地地 面面面面h hp p地面水层地面水层地面水层地面水层水水水水 面面面面不饱和层不饱和层不饱和层不饱和层θθ0 0Z Z下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势饱和层饱和层饱和层饱和层θθs s下渗锋面处土壤水受力和土水势下渗锋面处土壤水受力和土水势土水层重力土水层重力土水层重力土水层重力剩剩剩剩 余余余余 压压压压 力力力力静水压静水压静水压静水压 力力力力毛管力与吸附力毛管力与吸附力毛管力与吸附力毛管力与吸附力 h hc cP -PP -P0 0h hp pZ Z平均下渗速度平均下渗速度 和和 锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间平均下渗速度平均下渗速度平均下渗速度平均下渗速度锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间锋面到达某位置所需时间下渗锋面处土壤水的受力分析和土水势1 1 地表积水产生的静水压力地表积水产生的静水压力--------- --------- h h h hp p p p 2 2 土壤上部饱和土水层自身的重力土壤上部饱和土水层自身的重力--- --- z z z z3 3 下渗锋面处的毛细力与吸附力下渗锋面处的毛细力与吸附力----- ----- h h h hc c c c 4 4 下渗锋面处以下的空气剩余压力下渗锋面处以下的空气剩余压力--- --- p-pp-pp-pp-p0 0 0 0下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势下渗锋面处土水势ΨΨ依据前面的假设，推导依据前面的假设，推导Green – Ampt 下渗方程下渗方程前面问题分析得到的公式罗列在下面：阿列克谢夫接着上面的Green – Ampt下渗方程求解首先阿列克谢夫推导湿润锋面的平均移动速度V对上面方程两边取积分对上面方程两边取积分接上面，对（6-11）积分后得到（6-12）ØØ阿列克谢夫接着上面的工作求得阿列克谢夫下渗率公式。

阿列克谢夫接着上面的工作求得阿列克谢夫下渗率公式ØØ当当Z Z小于等于小于等于   h hc c   ，，展开展开                                              成级数成级数     ，并且忽略三阶，并且忽略三阶以上的高以上的高        次项，得到级数的近似值：次项，得到级数的近似值：                                        把近似值把近似值 代入下式：代入下式：得到：得到：得到得到阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式：：阿列克谢夫公式阿列克谢夫公式对特定的土壤，对特定的土壤，初始含水量是一定的，初始含水量是一定的，其饱和渗透系数其饱和渗透系数K K，，h hc c , ,土壤缺水量都是定值土壤缺水量都是定值其其下下渗率随时间的延续而减小；渗率随时间的延续而减小；在下渗初期，下渗率递减幅度很大；在下渗初期，下渗率递减幅度很大；在后期，下渗率的递减比较稳定在后期，下渗率的递减比较稳定。

当当时间时间t t 趋近无限大趋近无限大时，方程中右边第二项趋近于时，方程中右边第二项趋近于0 0，，则则下渗率趋近与稳定下渗率下渗率趋近与稳定下渗率f fc c（也就是饱和渗透系数（也就是饱和渗透系数K K））二、非饱和土壤水下渗理论ØØ复习非饱和土壤水运动方程和微分方程复习非饱和土壤水运动方程和微分方程ØØ简化条件下的非饱和下渗方程求解：简化条件下的非饱和下渗方程求解：       1.          1.   忽略重力水，水分扩散系数为常数；忽略重力水，水分扩散系数为常数；       2.          2.   忽略重力水，水分扩散系数是忽略重力水，水分扩散系数是θθ的的函数（函数（PhilpPhilp，，19551955））ØØ非饱和土壤水下渗完全解（非饱和土壤水下渗完全解（PhilpPhilp，，19571957）ØØ总结下渗方程的函数形式及下渗率和时间的关系总结下渗方程的函数形式及下渗率和时间的关系ØØ下渗经验公式下渗经验公式复习非饱和土壤水运动方程复习非饱和土壤水运动方程非饱和土壤水的运动也符合达西定律，但其中的水力传导系数是不饱和状况下非饱和土壤水的运动也符合达西定律，但其中的水力传导系数是不饱和状况下的水力传导系数，它是含水量的函数，同时驱动水分的势能是基质势和重的水力传导系数，它是含水量的函数，同时驱动水分的势能是基质势和重力势。

力势得到下面的方程上面方程的垂直一维为：上面方程的垂直一维为：联立后得到联立后得到   不饱和土壤水扩散微分方程不饱和土壤水扩散微分方程研究下渗时，我们更关心的垂向上的下渗，一般在不同的简化条件下对研究下渗时，我们更关心的垂向上的下渗，一般在不同的简化条件下对上面的方程求解上面的方程求解为研究垂向下渗方便，我们假设要研究的是半无限土壤空间的垂向非饱为研究垂向下渗方便，我们假设要研究的是半无限土壤空间的垂向非饱和下渗，有以下假设和可能的简化：和下渗，有以下假设和可能的简化：A   A   假设下渗过程中水平方向的土水势梯度为零，即水平方向上没有水分传输假设下渗过程中水平方向的土水势梯度为零，即水平方向上没有水分传输B   B   假设地下水位很低（即包气带厚度很大），这样对下渗没有影响假设地下水位很低（即包气带厚度很大），这样对下渗没有影响C   C   假设土壤层为均质土壤假设土壤层为均质土壤下面在不同的简化条件下对上面的方程求解下面在不同的简化条件下对上面的方程求解. .第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；第二种简化：忽略重力水，第二种简化：忽略重力水， D(θ)是是θ的函数。

的函数第一种简化：忽略重力水，且水分扩散系数为常数；ØØ下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大由于土壤下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大由于土壤很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（由以下几个方程构成（6 6－－1717）ØØ对（对（6 6－－1717）进行拉普拉斯变换法求解，得到（）进行拉普拉斯变换法求解，得到（6 6－－1818）6 6－－－－1818）对）对）对）对Z Z求导数得到下求导数得到下求导数得到下求导数得到下面的（面的（面的（面的（6 6－－－－1919））））(6-19)与忽略重力条件下的达西方程（6-21）联立，得到方程（6-22）ØØ地表地表Z Z＝＝0 0处的水流视速度处的水流视速度V V就是土壤层的下渗率就是土壤层的下渗率f f，因此：令，因此：令（（6 6－－2222）式中的）式中的Z Z＝＝0 0，则土层的下渗率为（，则土层的下渗率为（6 6－－2323）。

第二种简化：忽略重力水， D(θ)是θ的函数ØØPhilpPhilp采用玻尔兹曼变换将（采用玻尔兹曼变换将（6 6－－2424）转化为常微分方程，得到的下渗公式为）转化为常微分方程，得到的下渗公式为（（6 6－－2525））ØØ下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大由于很干燥，土水势下渗初期，土壤表层很干燥，含水率梯度变化很大由于很干燥，土水势的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持的主要成分是基质势，重力势可以忽略，则在这种条件下，土壤表面持续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（续供水，但不积水状况下的定解问题，由以下几个方程构成（6 6－－2424）ØØ其中，其中， S S称为吸水系数，其值与土壤特性、初始条件、边界条件有关称为吸水系数，其值与土壤特性、初始条件、边界条件有关三、非饱和下渗的完全解ØØ考虑重力势，完全按照理查兹方程求得的解称为完全解在这种条件下，考虑重力势，完全按照理查兹方程求得的解称为完全解在这种条件下，   D(D(θθ)  ) ，， K( K(θθ) )都是都是θθ的函数，其土壤表面积水状况下的下渗定解问题由以的函数，其土壤表面积水状况下的下渗定解问题由以下几个方程构成（下几个方程构成（6 6－－2424）。

ØØPhilpPhilp采用数学方法，解决非饱和下理论问题，得到的下渗公式为（采用数学方法，解决非饱和下理论问题，得到的下渗公式为（6 6－－2828）ØØ其中，其中， S S称为吸水系数，称为吸水系数，A A值是接近地表层土壤水利传导都的常数值是接近地表层土壤水利传导都的常数这个完全解与试验结果接近这个完全解与试验结果接近总结下渗方程霍顿（霍顿（R. E. HortonR. E. Horton）公式）公式霍尔坦公式（霍尔坦公式（H.N. Holton H.N. Holton ））考斯加柯夫公式（考斯加柯夫公式（KostiakovKostiakov））ØØ霍顿公式结构简单，在充分供水霍顿公式结构简单，在充分供水条件下与实际资料配合较好，至条件下与实际资料配合较好，至今仍被广泛应用今仍被广泛应用ØØ考斯加柯夫公式在水文模拟中用考斯加柯夫公式在水文模拟中用得比较少，现在在农田水文中用得比较少，现在在农田水文中用到一些ØØ霍尔坦公式认为下渗率是土壤霍尔坦公式认为下渗率是土壤缺水量的函数，应用的比较少缺水量的函数，应用的比较少几种计算非饱和下渗率公式1 1 研究的目的与意义研究的目的与意义      直直接接得得到到不不同同条条件件下下的的下下渗渗量量和和下下渗渗率率；；通通过过试试验验或或实实测测数数据据，，求求得得各各种种下下渗渗模模型型中中的的参参数数；；求求得其他水循环要素。

得其他水循环要素§ 6.3  下渗试验①①①① 直直直直接接接接测测测测定定定定法法法法：：：：即即在在流流域域中中选选择择若若干干具具有有代代表表性性场场地地，，进进行行测测验验，，求求出出下下渗渗曲曲线线直直接接法法按按供供水水不不同同又又分分为为注注水水型型和和人人工工降降雨雨型型，，前前者者采采用用单单管管下下渗渗仪仪或或同同心心环环下下渗渗仪仪，，后后者者采采用用人人工工降降雨雨设设备在小面积上进行备在小面积上进行 在天然条件下，测定方法通过野外下渗实验在天然条件下，测定方法通过野外下渗实验来测定，通常有两种途径：来测定，通常有两种途径：②②②② 水水水水文文文文分分分分析析析析法法法法：：：：利利用用实实测测的的降降雨雨、、蒸蒸发发、、径径流流等等资资料料，，根根据据水水量量平平衡衡原原理理，，间间接接推推求求平平均均下下渗渗率2 2测定方法测定方法测定方法测定方法1)双环试验  （double rings infiltration method）ØØ原理：内环土壤水下渗过程中，为保持内环固定水深度，持原理：内环土壤水下渗过程中，为保持内环固定水深度，持续加水，维持固定水深，注水的速率就是下渗率，记录注水续加水，维持固定水深，注水的速率就是下渗率，记录注水量和时间，可以求出各个时刻的下渗率。

量和时间，可以求出各个时刻的下渗率ØØ内环与外环保持一定的水高内环与外环保持一定的水高ØØ内环控制试验土柱面积内环控制试验土柱面积ØØ外环的作用是防止内环水下渗到旁侧外环的作用是防止内环水下渗到旁侧湿润锋面的移动优点：设备简单、易行，可较准确测得下渗过程优点：设备简单、易行，可较准确测得下渗过程缺缺点点：：仅仅能能代代表表测测点点的的下下渗渗条条件件（（单单点点下下渗渗））；；理理想想条条件件下下（（供供水水充充分分））而而不不是是天天然然条条件件下下的的结结果果沿管壁侧渗产生较大误差沿管壁侧渗产生较大误差2 2）直接测定法）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；方方法法：：按按设设计计进进行行人人工工降降雨雨，，连连续续记记录录人人工工降降雨雨量量和试验场流出量，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； ——入入渗渗量量；； ——洼洼地地积积水水量量；； ——植植物物截截流流量量 ——地表滞水量；地表滞水量；单位：单位：mmmm    如如果果试试验验场场面面积积较较大大，，则则要要考考虑虑坡坡面面滞滞蓄蓄水水量量和填洼水量。

和填洼水量       优优点点：：可可以以随随时时掌掌握握测测验验时时机机，，可可以以控控制制降降雨雨强强度度、、降降雨雨分分布布、、雨雨滴滴大大小小及及降降落落高高度度，，同同时时设设备备可可以以转转移移，，能能在在不不同同坡坡度度、、土土壤壤、、土土地地利利用用及及植植被被情情况下进行试验况下进行试验       缺点：设备较复杂、试验站场地较大，费用高缺点：设备较复杂、试验站场地较大，费用高例题：由人工降雨下渗实验获得的累积下渗过程F(t),图表所示，试推求该次实验的下渗过程f(t)及稳定入渗率2 水文分析法适用：小流域或径流试验站实测的降雨资料及流量资料；基本原理：水均衡方程Ss—Ss—Ss—Ss—河槽水量；河槽水量；河槽水量；河槽水量；Sv—Sv—Sv—Sv—坡面滞流量；坡面滞流量；坡面滞流量；坡面滞流量；Sd—Sd—Sd—Sd—填洼量记：记：记：记：表表表表示示示示t t t t时时时时刻刻刻刻流流流流域域域域平平平平均均均均滞滞滞滞蓄蓄蓄蓄水水水水量量量量，，，，对对对对上上上上式式式式求求求求导导导导，，，，得得得得到到到到下下下下渗率：渗率：渗率：渗率：在在在在进进进进行行行行计计计计算算算算时时时时，，，， 为为为为实实实实测测测测值值值值，，，，S(t)S(t)S(t)S(t)需需需需要要要要间间间间接接接接方方方方法法法法确定。

确定对某流域选定一个地点进行人工下渗实验，在确保充分供水的条件下，测得对某流域选定一个地点进行人工下渗实验，在确保充分供水的条件下，测得本次实验的累积降雨过程本次实验的累积降雨过程p(t)p(t)和测点的地面径流和测点的地面径流R R（（t t），如表所示试求本），如表所示试求本次实验的累积下渗过程次实验的累积下渗过程F F（（t t）复习重点ØØ6.1 6.1 下渗的物理过程下渗的物理过程                      下渗要素及其定义，对应的含水量和水分受力状况下渗要素及其定义，对应的含水量和水分受力状况                      下渗过程的三个阶段下渗过程的三个阶段                      下渗过程中土壤水的垂向分布规律下渗过程中土壤水的垂向分布规律                        下渗结束后，土壤剖面内水分的再分布过程下渗结束后，土壤剖面内水分的再分布过程ØØ6.2  6.2  下渗理论和下渗公式推导下渗理论和下渗公式推导                          霍顿下渗公式推导霍顿下渗公式推导              Green-Ampt              Green-Ampt公式的假设公式的假设                            阿列克谢夫下渗率公式推导阿列克谢夫下渗率公式推导                        复习思考题复习思考题1 1 什么叫下渗？试论述下渗的物理过程。

什么叫下渗？试论述下渗的物理过程2 2 理解下渗率、下渗能力、累积下渗量的概念理解下渗率、下渗能力、累积下渗量的概念3 3 在垂向上下渗过程分为几个带？各带的土壤含水率有何分在垂向上下渗过程分为几个带？各带的土壤含水率有何分布特征？试绘出下渗过程包气带水分分布示意图布特征？试绘出下渗过程包气带水分分布示意图4 4 试论述下渗率和降雨强度的关系试论述下渗率和降雨强度的关系5 5 影响下渗量的主要因素有哪些？影响下渗量的主要因素有哪些？6 6 入渗量的测定方法有哪些？有何特点？入渗量的测定方法有哪些？有何特点？课后练习：课后练习：课后练习：课后练习： 用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土做了一用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土做了一用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土做了一用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土做了一次下渗试验，人工降雨强度为次下渗试验，人工降雨强度为次下渗试验，人工降雨强度为次下渗试验，人工降雨强度为150150150150毫米毫米毫米毫米/ / / /小时，小时，小时，小时，测得累积降雨和累积径流资料如下：试分析：测得累积降雨和累积径流资料如下：试分析：测得累积降雨和累积径流资料如下：试分析：测得累积降雨和累积径流资料如下：试分析： 1 1 1 1）求累积下渗过程，并绘制下渗过程线。

求累积下渗过程，并绘制下渗过程线求累积下渗过程，并绘制下渗过程线求累积下渗过程，并绘制下渗过程线 2 2 2 2）绘制）绘制）绘制）绘制f f f f——t t t t曲线。