第一篇第三章降雨和入渗过程
土壤中的水盐运移过程
土壤中的水盐运移过程
土壤中的水盐运移过程是指水分和溶解在其中的盐分在土壤内部的传输和迁移过程。
这个过程对于植物生长和土壤质量具有重要影响。
水分运移：
1. 入渗：降雨或灌溉水从土壤表面渗入土壤，填充孔隙和微细毛管中。
2. 渗透：水分沿着土壤颗粒间的空隙向下渗透，直至达到饱和带或遇到不透水层。
3. 下渗：当饱和带中的水量超过土壤孔隙的容纳能力时，多余的水分向下移动，形成地下水。
4. 上升：由于土壤毛细作用或根系吸力等因素，土壤中的水分可以向上升至根系处供给植物的需求。
盐分运移：
1. 离子扩散：溶解在水中的盐分通过土壤孔隙中的扩散作用向周围的土壤颗粒和水分扩散，使盐分浓度逐渐均匀。
2. 吸附：土壤颗粒表面带有负电荷，可以吸附正电荷的离子，如钠离子和钾离子，减少其在水中的浓度。
3. 根系吸收：植物根系通过渗透作用和离子交换等机制吸收土壤中的盐分，并将之输送至植物体内。
4. 蒸发结盐：当土壤中的水分蒸发时，水分中溶解的盐分会逐渐浓缩，最终形成结晶并沉积在土壤表面。
影响因素：
土壤中水盐运移过程受到多种因素的影响，包括土壤类型、土壤结构、降雨量、温度、植被覆盖等。
不同的土壤类型具有不同的渗透性和保水能力，对水分和盐分的运移有不同的影响。
土壤中的水盐运移过程是一个复杂的系统，涉及到水分的入渗、渗透、下升和上升，以及盐分的扩散、吸附、根系吸收和蒸发结盐等过程。
了解这些过程对于农业生产和土壤保育具有重要意义。
土壤水文过程
土壤水文过程一、介绍土壤水文过程是指土壤中水分的运动和变化过程，包括入渗、蒸发、蒸腾、渗漏和地下水补给等。
对于生态系统的水循环和土地利用具有重要意义。
本文将从入渗开始，详细介绍土壤水文过程。
二、入渗入渗是指雨水或灌溉水从土表面进入土壤内部的过程。
它受到土壤孔隙度、孔隙结构、土层厚度、降雨强度等多种因素的影响。
1. 孔隙度孔隙度是指单位体积土壤中孔隙所占的体积比例。
孔隙度越大，土壤就越容易入渗。
2. 孔隙结构孔隙结构是指不同大小的孔隙在空间上的排列方式。
当大量微小孔隙互相连接时，会形成连通性较好的通道，使得雨水能够快速进入深层土壤。
3. 土层厚度较厚的表层土可以吸收更多的雨水，减缓径流速度，增加地下水补给量。
4. 降雨强度降雨强度越大，土壤入渗速度就越快。
三、蒸发和蒸腾1. 蒸发蒸发是指水分从土壤中向大气中转移的过程。
它受到气温、空气湿度、风速和太阳辐射等因素的影响。
在干旱地区，蒸发量往往高于降水量，导致土壤干旱。
2. 蒸腾植物通过根系吸收地下水，将其输送到叶片上进行光合作用。
在这个过程中，植物会释放出大量水分，形成蒸腾现象。
植被覆盖率较高的区域，由于植物的蒸腾作用，可以减缓径流速度，并增加地下水补给量。
四、渗漏和地下水补给1. 渗漏当土壤饱和时，多余的雨水会通过孔隙向下渗透到更深层次或者地下水层。
这个过程称为渗漏。
渗漏速度取决于土壤孔隙度、孔隙结构、土层厚度和降雨强度等因素。
2. 地下水补给渗漏的雨水最终会汇聚到地下水层中，成为地下水的补给来源。
在干旱地区，地下水是重要的水源之一。
因此，了解土壤水文过程对于保护地下水资源具有重要意义。
五、总结土壤水文过程是生态系统中不可或缺的一部分。
它影响着植物生长、土壤侵蚀和地下水资源等多个方面。
通过了解入渗、蒸发、蒸腾、渗漏和地下水补给等过程，可以更好地管理土地资源，保护生态环境。
第三章 水力侵蚀
植被因素
• 森林、草地中有一厚层枯枝落叶，具有很 强的涵蓄水分的能力。随凋落物量的增加， 其平均蓄水量和平均蓄水率都在增加，一 般可达20～60kg/m2。
─ 由于凋落物的阻挡，蓄持以及改变土壤的作用，提高 了林下土壤的渗透能力。
─ 上述几种作用，使得有较好植被分布区域，径流量减 小，且延长了径流历时，起到了减小径流量，延缓径 流过程进而减小径流能量的作用。
人为因素
• 历史上，不能合理地利用土地，甚至是掠 夺式地利用土地资源，在坡地上就引起了 水土流失。
─ 影响破坏土壤侵蚀发生和发展及控制土壤侵蚀的有关 各因素的改变，都会影响破坏力与土体的抵抗力的消 长。 ─ 因此，可以通过改变有利于消除破坏力的因素，有利 于增强土体抗蚀能力的因素，来达到保持水土的作用。 也就是说人类的活动既有引起水土流失的一面，又有 通过人的活动控制土壤侵蚀的一面。
•
V＝Ｋ· qn· Ｊm
─ 式中：V—流速；q―单宽流量；J―坡度；n、m― 指数；K―系数。
• 径流量 • 坡面径流量的形成可用下式计算 • W＝Σ（it-ft）Δt
─ ─ 式中：W—径流量； it—不同时刻的降雨强度； ft —
入渗率的差值与时段乘积来
也可通过量算降雨——入渗曲线所包围区域的面积来 确定。
─ 狭长形流域，其沟系单一，主沟较长，支沟少，等流时线短， 产生径流历时长，洪峰流量小。 ─ 圆形、扇形、辐射形流域，主沟较短，支沟多，等流时线长， 汇流快，洪峰流量大。
• 在这一阶段，沟顶接近分水岭，沟底纵 坡接近于或相当接近于临界侵蚀曲线，沟 岸大致接近于自然倾角，因此沟顶已停止 朔源侵蚀，沟底不再下切，沟岸停止扩张。
3.4.3 影响沟谷发育自然因素
• 沟谷的发育主要受地形及水流形态影响
建筑技术丨强降雨入渗下高大挡土墙渗流与稳定分析
边坡在降雨作用下易发生滑坡，目前大量的学者对降雨作用下的边坡饱和—非饱土渗流及强度进行了较深入的分析研究。
现有的研究多将降雨入渗面作为同一土层进行了分析研究，对入渗面为不同土层进行分析研究的较少。
本文以半填方半挖方挡土墙作为研究对象，通过有限元法分析了降雨作用下挡土墙后回填土体、原状土体的雨水下渗的饱和—非饱和渗流状态，研究了该挡土墙在不同降雨持时，挡土墙的整体稳定性，为挡土墙的设计提供必要的参考。
1、降雨入渗模型1.1降雨入渗挡土墙模型降雨入渗过程一般受降雨强度q、地面以上水层厚度、土层表面的含水率、土层饱和渗透系数K w有关，当降雨持续时间较长时，土层的入渗强度近似等于土层饱和渗透系数。
本文中挡土墙形式及渗流模型如图1所示。
图1挡土墙降雨入渗模型示意假设原状土饱和渗透系数为K w1，回填土饱和渗透系数为K w2，挡土墙渗透系数为K w3。
此处回填土考虑采取砂质回填土，渗透性大于原状土，考虑到一般挡土墙泄水孔质量较差，假设其渗透性系数大于原状土，故有：K w2>K w1>K w3。
假设原状土体宽L1，回填土体宽L2。
挡土墙后降雨入渗的过程分为如下过程及行为。
（1）当q<K w1，此时地表径流不会发生，降雨将全部入渗，此时地表入渗强度i=q。
（2）当K w2>q>K w1，回填土部分的降水全部下渗，但原状土部分降雨发生径流，径流将全部径流至回填土区，此时，原状土入渗强度为：i1=K w2；回填土入渗强度为i2=q+（q–K w1）L1/L2和i2=K w2中的大值。
（3）当q>K w2，由于降雨强度大于土壤的入渗率，故部分降雨并不入渗，形成地表径流，原状土入渗强度为i1=K w1，回填土入渗强度为i2=K w2。
1.2饱和—非饱和渗流的控制方程及定解条件饱和—非饱和渗流的控制方程表示为：式中：K w为渗透系数（cm/s）；ρw为水的密度；m2w为土水特征曲线斜率的绝对值；h为总水头；h w为压力水头（非饱和区为负值，饱和区为正值），h=h w+z。
《灌溉排水工程学》教学用课件-第一章
四、土壤—植物—大气连续体水分运移 （SPAC）
土壤 （S）
水分连续体
大气（A）
植物（P） 应用统一的能量指标“水势”来定量研究整个系统中各个 环节能பைடு நூலகம்水平的变化：
式中：a、b：与土壤性质有关的两个系数
E0 ：水面蒸发强度。
第三阶段： 当地表土壤含水率很低时，表土输水能力较弱，地表形 成一干土层。干土层下的水分向上运移至于土层底部 时，以水汽扩散的形式穿过干土层进人大气，此时蒸发 强度不仅取决于干土层厚度，而且取决于干土层内水汽 扩散的能力。 三个阶段的划分只具有相对意义，事实上整个蒸发过程 的蒸发强度都是随外界蒸发力和土壤输水能力而变化。
式中：
ET0 : 计算时段内参照作物蒸发蒸腾量(mm/d)； RS : 计算时段内太阳辐射，以等效水面蒸发量计(mm/d); W : 取决于日平均温度与高程的权重系数； c ：取决于平均相对湿度与白天风速的修正系数。
第二步：实际作物需水量ET 的计算 ET0 的计算只考虑了气象因素对需水量的影响，实际作 物需水量ET 还应考虑作物与土壤因素进行修正。
式中i 0为第一单位时间内土壤渗吸的平均速度
用式（1—10） I
t
2) 菲利普入渗公式
式中：S为渗吸系数， i f 为稳定入渗速度[ i f =i (∞)]
3、蒸发条件下土壤水分运动 （1）无地下水位补给条件下的土壤水分蒸发 当地下水位较深时，上层土壤的含水率可以看作不受地 下水补给的影响。蒸发过程可以分为三个阶段： 第一阶段： 稳定蒸发阶段：指灌水、降雨入渗刚结束，土壤含水量 高，向上输送水分的能力强，此时土壤水分的蒸发强度 ε主要取决于大气的蒸发力，其接近于水面蒸发强度， 与土壤含水率无关，当土壤含水率降至某一临界值θk， 时，稳定蒸发阶段结束，该阶段又称为大气蒸发力控制 阶段。
4第三章：土壤水、下渗与地下水
⑵ 渗漏阶段
下渗的水主要在毛细管引力和重力共同作用下， 在土壤孔隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙， 直到孔隙充满水之前，该阶段水呈非饱和运动， 通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。
⑶ 渗透阶段/稳定下渗阶段
当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作 用下向下运动，属饱和水流运动。这时，下渗 率维持稳定，称稳定下渗率。
③毛管水/毛细水 (Capillary water)
指依靠土壤中毛细管（一般指d<1mm的空隙称毛细管） 的吸引力（毛管力， d=0.03~0.0006mm 时，毛管力最 为明显）而被保持在土壤孔隙中的水分。所受的吸力 为6.25～0.08大气压。
毛管水的特点：
受毛管力作用保持在 孔隙中； 可被植物吸收利用。
土壤中全部孔隙都被水所充满时的含水量称 为饱和含水量。
(6) 土壤导水率（Hydraulic conductivity）
土壤导水率是衡量土壤传输水分能力的指标，取 决于土壤的性质，如土壤孔隙率、孔隙大小即分 布、孔隙的连续性等。土壤导水率不是一个常数， 其大小随土壤含水量而变化；当土壤含水量达到 饱和时，这时的导水率称为饱和导水率。
时间（min）
(2) 下渗率fi / 下渗强度 (Infiltration rate)
指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位： mm/h 或 mm/min）。在某时刻t 的下渗率应为下渗 累计量F 对时间的变化率，表示为：
下渗率（mm/min）
dF fi dt
60 50 40
30
20 10 0 0 30 60 90 120 150 180 210 240
过程。它是水在分子力、毛细管引力和重力的 综合作用下在土壤中发生的物理过程。
第三章新安江模型
R P E (WM W0)
表明，在蓄满产流模式下，总径流量是降水量、雨期蒸 散发量和流域初始土壤含水量的函数。
3.水源划分
按蓄满产流模型计算出的总径流量 R中包括了各 种径流成分，由于各种水源的汇流规律和汇流速度不 相同，相应采用的计算方法也不同。因此，须进行水 源划分。
（1）二水源
二水源的水源划分结构是根据霍尔顿的产流概念，
（2）三水源 对S’积分
S0
AU 0
(1
f F
)dS '
AU 0
(1
S' MS
)EX
dS '
S0
MS [1 (1 EX 1
AU MS
)EX 1 ]
SM MS EX 1
AU
MS
1 (1
S0 SM
1
)1 EX
（2）三水源
产流面积FR为： FR R PE
对地面径流RS积分
Q AU
RS
（2）三水源
由于饱和坡面流的产流面积是不断变化的，所以在
产流面积上自由水蓄水容量分布是不均匀的。三水源
水源划分结构是采用类似于流域蓄水容量面积分配曲
线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑流域内
自由水蓄水容量分布不均匀的问题。所谓流域自由水
蓄水容量面积分配曲线是指：部分产流面积随自由水
蓄水容量而变化的累计频率曲线。流域自由水蓄水容
EL=C×(EP-EU)，ED=0 若 WL>C×LM 且 WL<C×(EP-EU) 则
EL=WL，ED=C ×(EP-EU)-WL
2.产流计算（蓄满）
蓄满产流是指：降水在满足田间持水量以前不产流， 所有的降水都被土壤所吸收；降水在满足田间持水量 以后，所有的降水（扣除同期蒸发量）都产流。 其概念就是设想流域具有一定的蓄水能力，当这种蓄 水能力满足以后，全部降水变为径流，产流表现为蓄 量控制的特点。湿润地区产流的蓄量控制特点，解决 了产流计算在这些地区处理雨强和入渗动态过程的问 题；
排水管网-第3章
难点
• （1）暴雨强度曲线，暴雨强度公式；
• （2）雨水管渠设计流量计算公式，径流 系数的确定，设计重现期、地面集水时 间、管渠内流行时间的确定；
• （3）雨水管渠水力计算的设计数据和水 力计算方法。
概述
1、雨水管渠系统： 收集并排除降雨径流和融雪径流的管
渠系统。
2、雨水排水系统的任务： 及时地汇集并排除暴雨形成的地面径
4. 雨水管段的设计流量 (图3-4)
假定：
① 假定A、B、C各处ψA＝ψB＝ψC＝ψ ② 各汇水面积的集水时间均为τ1 ③ 汇水面积F 随降雨历时t的增加而均匀增加
则有：Q1－2＝ψ FA·q1 (l/s)
q1——管段1～2的设计暴雨强度，即t =τ1 时的最大平
均降雨强度，由暴雨强度公式求及。
（1）取值：管道采用2，明渠采用1.2，陡 坡地区采用1.2~2
（2）苏林系数与管道调蓄利用系数的乘积。
• 苏林系数
① 按满流设计
② 根据极限强度法，雨水管渠中的流量和 流速是逐渐增大的，形成满流。所以会 出现按满流时的设计流速计算所得的雨 水流行时间小于管渠内实际的雨水流行 时间的情况。
a. 经验频率
b. 年频率式：若每年只选一个雨样(年最大值法
选样)，则n＝N，
Pn
m100% N
c. 次频率式：若M＞1，即每年选入M个雨样数
(一年多个样法选样)，则n＝NM，
Pn
m 10% 0 NM
因选择的年限是有限的，因此，不
能保证样本中最后一项(即m＝NM)就是
整个降雨历史中的最小值。所以：
第三章
雨水管渠系统的设计
内容
• （1）雨量分析的几个要素，暴雨强度曲线，暴雨 强度公式；
水土保持学第二版教学设计
水土保持学第二版教学设计课程概述水土保持学是环境科学与工程中的一门重要基础课程。
本课程旨在帮助学生了解水土资源的基本特征和重要性，掌握土壤侵蚀的基本过程和控制方法，理解水文循环和水资源的基本概念和应用，认识水土保持的意义和内容，并通过案例学习和实验实践，培养学生的分析和解决问题的能力。
教学目标1.理解水土保持的基本概念和意义；2.掌握土壤侵蚀的基本过程和控制方法；3.熟悉水文循环和水资源的基本概念和应用；4.培养学生的分析和解决问题的能力；5.通过案例学习和实验实践，提高学生的综合素质。
教材•《水土保持学》，第二版，中国水利水电出版社，2018年。
教学内容和安排第一章水土保持学引论1.1 水土保持的基本概念和意义 1.2 水土保持的历史发展和现状 1.3 水土资源的基本特征和重要性第二章土壤侵蚀学2.1 土壤侵蚀的基本概念和分类 2.2 土壤侵蚀的基本过程和影响因素 2.3 土壤侵蚀的成因和规律 2.4 土壤侵蚀的控制方法和技术第三章水文学3.1 水文循环的基本概念和要素 3.2 降雨、入渗和流域产流的基本过程 3.3 水文资料的调查和分析方法 3.4 水资源的利用和管理措施第四章水土保持实验4.1 小流域模拟实验 4.2 坡面侵蚀实验 4.3 模拟降雨实验 4.4 水土保持技术示范实验教学方法和手段1.教学方法：讲授、案例学习、示范、实验实践等；2.教学手段：教材、多媒体课件、教具、实验设备等。
评分标准1.平时成绩：出勤率、课堂表现、作业等（占比20%）；2.期中考试：闭卷，考察对该课程的基本理解（占比30%）；3.期末考试：闭卷，综合考察对该课程的掌握情况（占比50%）。
学习建议1.认真听课，积极参与互动，与教师、同学交流；2.做好笔记，关注最新研究进展和民间资讯；3.参考和借鉴优秀案例，并尝试解决实际问题；4.积极参加实验实践，实践培养实践能力和创新思维；5.勤奋钻研，努力提高自己的综合素质和职业素养。
流动沙丘降雨入渗和再分配过程
了定量研究 以期得出沙漠地区降雨土壤水分运动过程中所具有的各种形式之间的数量关系 揭示降雨
条件下沙地水分循环和平衡机理 从而沙地资源评价提供一定的理论依据
研究区概况及试验方法
研究区概况 研究区位于科尔沁沙地东南部奈曼旗境内
该
区年平均气温为
年平均降水量在
之间 而且分布不均 年降水量的
集中在 月 年蒸发量
生长的最大限制因子 且影响到遏止沙漠危害的可能性
大气降水是沙漠地区土壤水补给的唯一
来源 对于该地区植物 动物的繁衍生息具有重要意义 因此 对沙漠地区降水入渗和蒸发条件下土
壤水分运动规律进行系统研究显得十分重要 长期以来 很多研究者从不同角度对此作了大量的实验
研究 并取得了许多重要成果
本文采用自然降雨和人工模拟降雨对流动沙丘降水入渗补给 再分配过程和蒸发消耗几个方面作
图 不同降雨量下蒸发量随时间的变化
的再分配才可以下渗至
以下深度 即
深度土
壤水分达到饱和持水量 向下层进行饱和排水入渗 根据水量平衡原理 入渗补给量与降雨量 蒸发量
土壤含水量的关系可以用公式表示为
式中 降雨入渗补给量
为降雨量
为末期土壤体积含水率 ?
为土壤初始
体积含水率 ?
为计算深度
为土壤层 试验中土壤层计算深度均为
面周围用流动沙丘原状土填充 水分分配箱底部中心开直径 的孔 连接阀门用于收集入渗到
深度以下的水 水分分配箱内供试土壤是从流动沙丘上采集的按容重填装的土壤 降雨采用自
然降雨和人工模拟降雨相结合的办法 人工降雨装置由喷头 连接管 控水阀 减压阀组成 喷头共有
个 试验通过喷头上出水孔的孔径和数量控制降雨量 在试验过程中为避免因天气因素 主要是风