时程分配
空间分布
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
坡地改梯田 植树造林 蓄水工程 增大
增加水的滞留时间
两面性
抑制
水土流失
砍伐森林 过度放牧 不合理的耕作
例题
1）对于比较干燥的土壤，充分供水条件下，
f(t)
fc
剩余下渗率 f t - fc
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。
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
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，
f0
最终趋于一个稳定值而下渗。
A B
f (t ) fc f0 - fc e- t
fc
df (t ) dt
是单位时间内的下渗率变化量为下渗率的消退速率
霍顿发现
df (t ) f t - fc dt
霍顿下渗公式
df (t ) f t dt fc
起始时刻 含水量 30分钟 60分钟 土 深 90分钟
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。
例如
1、霍顿（R.E.Horton,1940）公式
f f c ( f0 f c )e

kt
a be
kt
2、考斯加柯夫（А.Н.Костяков，1932）公式
F atn
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
f 0 f0 , 当 t 0
积分得到霍顿下渗率公式
f (t ) fc f0 - fc e-t
β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 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，
渗 润 阶段 统称为渗漏阶段 渗 漏 阶段 渗 透 阶段
下渗三阶段
f0 起始下渗速率f0 fc Nhomakorabea定下渗速率
fc
1
2
3
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
1
2
时间
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） 开始时刻 土壤干燥，下渗即开始，
土壤水受力 下渗水主要受到干燥土壤颗粒的分子吸附力 水分存在形式 形成吸湿水和薄膜水， 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 。
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？
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 P (t ) 和测点的地面径流过程 R (t ) ， 如表 1-2-5 所示。试求本次实验的累积下渗过程 F (t ) 。
均质干燥土壤下渗进程中水分分布
饱 和 带 过 渡 带 水分传递带
含水量
饱和含水量点
湿润带 湿润锋面
田间持水量
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1.5 cm
过渡带， 5cm 左右
表 1-2-5 流域某一测点人工降雨下渗实验的 P( t ) 、 R ( t ) 记录 时间 t(h) （1） （2） 0 0 1 70 2 140 3 210 4 240 5 270 6 300 单位：㎜ 7 310 8 320
P (t ) R (t )
时间 t(h)
（3）
0
32.7
79.5
133.0
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。 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。
四、上表面停止供水、土壤水再分配过程
下渗的物理过程可分为三个阶段，它们依次 为（ C ）
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
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（B
A. 毛管水 B.重力水 C.薄膜水
D.吸着水
1
2
3
饱和含水量
第三阶段—— 渗透阶段
开始时刻 土壤含水量达到饱和含水量后，
土壤水受力 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。
水分主要存在形式 重力水
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
）
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
B
）
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
例题
4）决定土壤稳定入渗率大小的主要因素是
（
D
）
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
下渗率 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
f0
下渗速率
fc
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。
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
§ 6.1 下渗的物理过程
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
第六章为何是下渗
蒸发 蒸散发
截留 蒸散发
洼蓄 降水
下渗
壤中流
地下水流
河道汇流
地表径流
深层地下水
t
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
F (t ) = P (t ) - R(t )
据此，由表 1-2-5 资料算得本次实验的累积下渗过程 F(t ) ，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 P( t ) 、 R ( t ) 计算 F( t ) 时间 t(h)
P(t )
单位：㎜ 6 7 8
（1）
0
当 i(t) < fp(t)
t0< t < t1
f(t)= i(t)
当i(t) > fp(t)
f fp(t)
t > t1
f(t)=fp(t)
i(t)
fc t 0
t1
受通量控制
受剖面控制
t
2、入渗在空间上的变异性
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
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 5 cm 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。
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。