量随深度迅速递减，称 湿润带。
• 湿润带的末端称为湿润 锋面，锋面两边土壤含 水量突变。此锋面是上 部湿土与下层干土之间 的界面。
随着下渗历时的延长，湿润锋面 向土层深处延伸，直至与地下潜 水面上的毛管水上升带相衔接。 在此过程中，如中途停止供水， 地表下渗结束，但土壤水仍将继 续运动一定时间。 在这种情况下，土层内的水将发 生再分配的运动过程，其分布情 况则决定于土壤特性。 实验证明：细颗粒土壤比粗颗 粒土壤要慢些。
第六节 下渗（Infiltration）
一、概念 下渗 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到 土壤中的运动过程。
下渗不仅影响土壤水和地下水的动态，直接决 定壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径 流的组成。 下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的 纽带，是径流形成过程、水循环过程的重要环 节。 下渗是水循环中最难定量的要素之一。
（二）下渗水的垂向分布
包德曼和考尔曼1943年通过实验发现，在积 水条件下（保持5毫米水深），下渗水在土体中的 垂向分布，大致可划分为4个带。
1.饱和带 ： 位于土壤表层； 在持续不断地供水条件下， 土壤含水量处于饱和状态， 但无论下渗强度有多大， 土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度不超过1.5厘米。
一、下渗的物理过程
（一）下渗过程的阶段划分：
• 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分 子力和毛管力的综合作用下进行的，其运动过 程就是寻求各种作用力的综合平衡过程。 • 分子力、毛管力随着土壤水分的增加而减小， 当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力 作用下运动。 • 整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及 其运动特征，可划分如下3个阶段：
（三）流域植被、地形条件的影响
• 有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞 水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流， 增大了下渗量。 • P81图2—33 • 地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度 和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流 速度快，历时短，下渗量就小。
（二）下渗经验公式 应用：可用于灌溉工程的建设、降雨径流计算工作； 获取方法：先是通过实际试验，获得下渗曲线，再从 图形来模拟下渗曲线的数学表达式； 一般形式：这类表达式就是经验公式，此类公式的类 型颇多，共同的特征是具有下渗率随时间递减的函 数形式。
1.霍顿公式（1940）： • f = fc+（f0-fc）e-βt
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影响。
三、影响下渗的因素
在天然条件下，实际的下渗过程远比理想模式 要复杂得多，往往呈现不稳定和不连续性。形成这 种情况的原因是多方面的，归纳起来主要有以下四 个方面：
（一）土壤特性的影响：
• 主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。 透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。 一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性 能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
• P80图2－29： • 具体显示出不同性质土壤之间下渗率的巨大差别。 • P80图2—30： • 土壤前期含水量的大小，决定了土壤初渗量及初期 吸水能力的大小。
（二）降水特性的影响
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量： • • 在降水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土 壤，下渗过程受降水过程制约。 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。 尤其是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的 土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔 隙中，从而可能减少下渗率（如黄土高原）。
1.渗润阶段： • 分子力，当土壤含水量达到岩土最大分子持水量时逐渐消失。 2.渗漏阶段： • 毛管力、重力，直至全部空隙达到饱和。 3.渗透阶段： • 重力，稳定流动。
Hale Waihona Puke 3个阶段并无截然的分界，特别是在土层较厚的情况下，3 个阶段可能同时交错进行。

有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗漏，渗漏的特点 是非饱和水流运动，而渗透则属于饱和水流运动。
2.过渡带： 饱和带之下，土壤含水量随深 度的增加急剧减少。过渡带一 般在5厘米左右。
3.水分传递带： •过渡带之下，土壤含水量沿垂线 均匀分布，在数值上大致为饱和 含水量的60—80％左右。 •带内水分的传递运行主要靠重力 作用，在均质土中，带内水分下 渗率接近于一个常值。
4.湿润带 • 水分传递带之下，含水
2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响： • 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。（因为在每次间歇期间，土壤水 分仍继续进行分布，一部分深入下层，一部分耗于 蒸发，因此表层下渗能力得到不同程度的恢复。 • 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
2.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数： • f = fc+a(s－F)n
a——系数，随季节而变，一般在0.2—0.8之间； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； N——指数，通常为1.4。 • 在降雨期，由于累积下渗量逐渐增加，缺水量（s－F）逐步 减少，下渗率f趋近于fc 。
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 • fc、f0可由实测资料中直接求出， β则需根据实测资料作图推求。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规律，并最终趋 于稳定下渗。 • 优点：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，至今仍被广泛应用。
（三） 下渗要素
1.下渗率f：单位面积上单位时间内渗入土壤中水量。 2.下渗能力fp：充分供水条件下的下渗率。
F
3.初始下渗率： f0
4.稳定下渗率： fc 计算公式：
下渗率曲线及累积下渗量曲线示意图
二、下渗理论与下渗经验公式
（一）下渗理论： • 由于水的下渗既可能在非饱和的岩土孔隙中运行， 亦可能在饱和条件下运行，所以可相应地区分为非 饱和下渗理论和饱和下渗理论。 1.非饱和下渗理论：理查滋方程 2.饱和下渗理论模式：格林-安普特下渗模式