相平衡

[拼音]：xiashen

[英文]：infiltration

水透過地面進入土壤的過程。又稱入滲。它是水在分子力、毛細管引力和重力的綜合作用下在土壤中發生的物理過程，是徑流形成過程的重要環節之一。下滲不僅直接決定地面徑流量的生成及大小，同時也影響土壤水和潛水的增長，影響表層流、地下徑流的生成和大小。

下滲率和下滲能力

單位面積、單位時間滲入土壤的水量稱下滲率或下滲強度，以毫米/小時或毫米/分鐘計。在充分供水和一定土壤型別、一定土壤溼度條件下的最大下滲率稱為下滲能力。下滲能力隨時程而遞減，通常用下滲曲線來表示下滲率隨時程的變化過程，用下滲量累積曲線表示下滲量隨時程的增長過程。累積曲線上任一時刻的斜率就等於該時刻的下滲率（圖1）。在不充分供水條件下，下滲率小於下滲能力，等於供水率，此時的下滲率稱實際下滲率。不同土壤具有不同的下滲能力。

物理過程

下滲按水分受力情況及執行特徵可分為三個階段：

（1）滲潤階段，水分主要在分子力的作用下，被土壤顆粒吸附而成為薄膜水。對乾燥土壤，滲潤階段非常明顯，起始下滲率很大。

（2）滲漏階段，下滲的水主要在毛細管引力和重力作用下，在土壤顆粒間的孔隙中移動，並逐步充填空隙，直到孔隙充滿水。這一階段下滲率迅速遞減。通常將滲潤階段和滲漏階段合稱為滲漏階段。

（3）滲透階段，當土壤孔隙被水充滿達到飽和時，水在重力作用下執行，屬飽和水流運動。這時，下滲率維持穩定，稱穩定下滲率。G.B.博德曼和E.A.科爾曼對均質土壤充分供水情況下的下滲試驗表明，下滲過程中的水分剖面從上部到底部可劃分為以下幾個層：緊靠地表處為飽和層。其下為傳遞層，傳遞層的厚度隨時間逐漸增加，含水量接近飽和，而且比較均勻。傳遞層之下為溼潤層，它的含水量隨深度迅速減小。溼潤層的前緣為溼潤鋒，是溼土與下層乾土之間的明顯交介面（圖2）。在天然情況下，由於土壤的非均質結構、裂隙和孔穴等因素的影響，下滲的水分分佈要複雜得多。

計算公式

經驗公式中，較常用的有霍頓公式和科斯佳科夫公式等。其中，霍頓公式：

式中f 為下滲率;fc為穩定下滲率;f0為初始下滲率;t為時間；k為與土壤特性有關的常數。

理論公式中，有從非飽和水流理論匯出的菲利普公式和基於飽和水流運動的格林-安普特公式等。菲利普公式表達如下：

式中f 為下滲率；ɑ 為吸收度，與土壤吸力及土壤水分有關的一個綜合引數；t為時間；A、K 為常數。

影響因素

有土壤的物理特性和水分特性、降雨特性、流域地貌、植被和人類活動影響等。土壤顆粒粒徑愈大，孔隙愈大，透水性愈強，下滲率就愈大。土壤含水量大，則下滲率小;反之則大。降雨的時、空分佈和強度直接影響下滲過程和下滲率的大小。對同類土壤，流域坡面的坡度大的，比坡度小的下滲率要小。有植被的地區下滲率比裸地的大。人類活動如水土保持、植樹造林、平整土地、農田基本建設和都市化等，對下滲都有較大影響。