水文学原理第8章教学案例
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水文学原理教学设计
水文学原理教学设计简介水文学是研究地表水和地下水在地球系统中的分布、循环和质量变化规律的科学。
本文将介绍水文学原理的教学设计，旨在帮助教师更好地准备和教授水文学课程。
教学目标本教学设计的主要目标是使学生能够：1.了解水文学的基本原理和概念。
2.理解水文过程及其在生态系统中的作用。
3.掌握水文学实践中的技能和方法。
4.发展解决与水相关问题的能力。
教学内容本教学设计包括以下教学内容：第一部分：水文学概述本部分旨在介绍水文学基本概念及其在地球系统中的作用。
1.水文循环和水文平衡2.水文学中的重要概念和定义3.地球表层水的分布和循环4.地下水的含量、运动和特性第二部分：水文过程和水文学实践本部分探讨水文过程及其在生态系统中的作用，并介绍水文学实践中的技能和方法。
1.水文过程及其影响2.水文学研究方法3.水文调查和数据分析4.水文模型和预测第三部分：解决与水相关的问题本部分将介绍解决与水相关问题的技能和能力，包括:1.水质和水资源管理2.洪涝灾害和干旱问题3.水与人类活动的关系教学方法本教学设计将采用以下教学方法：1.授课：教师介绍关键概念、原理和方法，并提供实例和案例。
2.课堂讨论：促进学生思考和表达，增进对课程内容的理解。
3.实践学习：提供水文学实验室课程和野外实践机会，帮助学生掌握实践技能。
4.小组项目：学生分小组探讨某个水文学实践问题，提出解决方案。
教学评估本教学设计将采用以下方式进行教学评估：1.期中考试：考察学生掌握水文学原理的程度。
2.实验报告：评估学生的实践技能和数据分析能力。
3.小组项目：评估学生解决问题的能力和团队协作能力。
4.期末考试：评估学生全面掌握水文学知识的程度。
结论本教学设计旨在使学生了解和掌握水文学的基本原理和实践技能，发展解决与水相关问题的能力。
采用多种教学方法和评估方式，旨在提高学生的参与度和学习成果。
新编文档水文学原理第八章产流机制研究精品文档PPT课件
在整个过程中， 不同成分的净雨量在土壤层中 经 下渗 与 蓄留 后， 在不同作用机制下迁移运动。
汇流过程分解为坡地汇流和河网汇流
坡地汇流阶段: 包气带某层位形成的净雨水量， 沿着 土壤坡面从地表和地下 汇入 流域各级干支流的河槽内；
河网汇流阶段: 净雨水量再沿着各级干支流的河槽, 从上游向下游汇集到 流域出口断面的过程。
P
E1
地面
Rs
土层A
土层B 潜水面
F W1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ， 在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
典型流量过程线中的水量构成
Q
C
B
D
E A
超渗坡面流
饱和坡面流
回归流
饱和壤中流
t
非饱和壤中流
地下径流
洪水流量与时间之间的对应关系, 有几个明显变化点，水流产生速度不一样，机制不一样
总径流量中各种径流成分是如何体现的？
将典型洪水过程线的退水部分 绘在 单对数或双对数纸坐标系内, 横坐标是时间， 纵坐标是对流量取对数后的数值。
径流形成过程
产流过程 不同成分的净雨水量形成过程
汇流过程
坡地汇流过程 河网汇流过程
径流形成过程分解为产流过程与汇流过程
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗、蒸发损失后， 转化为不同成分的净雨量（称产流过程），
净雨 再汇集到 流域出口断面的过程（称汇流过程）
产流过程，为何又称流域蓄渗过程
定义：是各种径流成分的形成过程， 是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗损失后，转化为净雨的过程。
汇流过程分解为坡地汇流和河网汇流
坡地汇流阶段: 包气带某层位形成的净雨水量， 沿着 土壤坡面从地表和地下 汇入 流域各级干支流的河槽内；
河网汇流阶段: 净雨水量再沿着各级干支流的河槽, 从上游向下游汇集到 流域出口断面的过程。
P
E1
地面
Rs
土层A
土层B 潜水面
F W1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ， 在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
典型流量过程线中的水量构成
Q
C
B
D
E A
超渗坡面流
饱和坡面流
回归流
饱和壤中流
t
非饱和壤中流
地下径流
洪水流量与时间之间的对应关系, 有几个明显变化点，水流产生速度不一样，机制不一样
总径流量中各种径流成分是如何体现的？
将典型洪水过程线的退水部分 绘在 单对数或双对数纸坐标系内, 横坐标是时间， 纵坐标是对流量取对数后的数值。
径流形成过程
产流过程 不同成分的净雨水量形成过程
汇流过程
坡地汇流过程 河网汇流过程
径流形成过程分解为产流过程与汇流过程
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗、蒸发损失后， 转化为不同成分的净雨量（称产流过程），
净雨 再汇集到 流域出口断面的过程（称汇流过程）
产流过程，为何又称流域蓄渗过程
定义：是各种径流成分的形成过程， 是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗损失后，转化为净雨的过程。
水文学原理
一、水文学及其研究对象
• 2、研究对象
– 水文学是研究自然界中各种水体的形成、分布、循环 和与环境相互作用规律的一门科学。
– 水在地球上的分布：
–
形态：汽态、液态、固态
–
空间：空中、地面、地下和生物中
–
水圈：大气水、海洋水、陆地水和生物水
二、水文学研究内容
第一章 绪 论
第七章 蒸发与散发
第二章 水文循环
------333---333333000000000 ------555---555555000000000
------444---444444000000000
坝 九龙港
横
------333---333333000000000
------222---222222000000000
十二圩港口 西界港口
– （2） 由水文现象具有地区上的相似性，可有目的选择代表性的 河流进行观测，并移用其成果于相似地区。
三、研究方法
• 2、研究方法
确定性规律
成因分析法
偶然性规律
数理统计法
区域性规律
地理综合法
四、研究意义
• 1、给水工程
主要与取水工程有关： (1) 水量丰沛时： 了解水位、泥沙及冰凌情况
四、研究意义
沙 老
天生港 长 青 沙
000000000
000000000 000000000
------222---222222000000000
------222---222222000000000
海
洪北沙
000000000
------111---111111000000000 ------222---222222000000000
水文学原理第八章产汇流
3．地面地下径流分割及计算
⑴地面地下径流分割 为分别研究地面径流和地下径流的产汇流规律，需将总 径流中把地下径流（基流）分割。常用的两种方法： ①水平线分割法：如图12-2-3所示，从实测流量过程线 的起涨点a作一水平线交过程线的退水段于c点，则水平 线ac就认为是该次洪水的地面地下径流分割线。
②斜线分割法：如图12-2-4所示，将绘在透明纸上的标准 退水曲线蒙在要分割的洪水过程线的退水段上（注意比 例尺的一致），使横轴重合，然后左右移动，当透明纸 上的标准退水曲线与洪水退水段的尾部吻合后，则两线 前方的分又点C就是地面径流终止点。从实测流量过程线 的起涨点a到地面径流终止点c连一斜线ac，既为地面地 下径流分割线。
它们之间的联系可简明地表示成图12-1-1所示的流程图。
2. 流域产汇流计算的基本思路
产流计算的方法有降雨径流相关图法和初损后损法等； 汇流计算的重点是单位线法和瞬时单位线法。 无论产流计算还是汇流计算，基本思路都是，先从实际 降雨径流资料出发，分析产流或汇流的规律；然后，用
于设计条件时，则可由设计暴雨推求设计洪水，用于预
Wt Et k w,t E w,t Wm
（12-2-4）
E t 为第t日的流域蒸散发量（mm）； 式中，
W t 为第t日开始时的流域蓄水量（mm）；
W m为流域蓄水容量（mm）；
E w , t为第t日的水面蒸发器蒸发量（mm），一般取E601型或80cm
套盆式水面蒸发器的观测值； k w , t 为折算系数，对一定的蒸发器和一定的流域，将随季节而变 化，可参考附近地区的数值或通过优选求得。
12.2.2 径流资料的整理与计算
1．洪水场次划分及次洪水总径流深W的计算
洪水场次划分是指，将非本次降雨产生形成的径流分割 出去。如图12-2-1。多数情况下，与本次降雨所对应的 径流过程，不仅包括本次降雨形成的地面、地下径流，
第八章 径流(runoff) 水文学原理课件
2 旗下营 2914 1.00 1.18 4.72 4.01 1.35 2.11
3 峡下
4210 5.42 5.99 5.15 6.99 6.19 13.30
4 湖南镇 2216 25.20 63.60 102.00 12.50 209.00 230.00
5 东江
5150 55.10 76.50 117.00 221.00 244.00 309.00
四、 等流时线概念
• 定义： 在流域汇 流的过程中，流域上 具有相同的到达出口 断面汇流时间各点的 连线称等流时线。
• 定义：任何两条相邻 的等流时线间的面积 叫等流时面积。
3
4 △ A5 △ A4
2
△ A3
1 △ A2
△A1
等流时线图
T时刻通过断面的流量
i:汇流时间增量内的 平均雨强 f:汇流时间增量内的 平均损失率
第三节 河流的水情
一、河流的水源补给 1. 降雨（主要来源）
1. 水情变化较大，年内、季节变化 明显，年际也有一些周期变化。
2. 冰雪融水 1. 水情变化小，年季变化明显；年际 周期长。
3. 地下水补给 年内变化小，年际变化大。
二 径流情势
（一）径流的计量单位
1. 流量Q：单位时间内通过某过水断面的水 量。
• 在一次降雨过程中，流域上蓄渗量及 蓄渗过程的发展是不均匀的，在这一阶 段中，河槽水流基本上没有大量的新的 补充，流量过程线无明显变化。
二 坡地汇流过程
• 超渗雨水在坡面上以片流或时分时合的 细沟流运动的现象称坡面漫流。在这一过程 中有坡面漫流、地下径流、壤中流。
在径流形成中，坡地汇流过程起着对各 种成分在时程上的第一次再分配作用。
2. 径流总量W：在一定时段内通过某断面的 水量。 公式：W=QT T—时段长 Q—时段平均流量
chr8_产流机制
We 取决于
i
和 f p 的相对大小.
Rs = f ( P, E , i, W0 )
17
2-3 Water balance equation for aeration zone
2) P-E>D(当降雨终止时达到田间持水量)
P = I + Rs Rsub + Rs P = E + W f W0 + 123 I = E + W f W0 + Rsub
23
3-2 Dunne Theory
饱和地面径流产流条件(Saturated overland flow)
临时饱和带上升到地面,之后再降的雨就不可能渗入地下产生 饱和地面径流.(上层包气带较薄较容易满足) 必要条件: ①在包气带中存在相对不透水层,上 土层较薄. ②A层(上层)土壤含水量必须达到 饱和.
记为R
R = Rsub + Rs = P E (W f W0 ),
R = f ( P, E , W0 )
18
Part 3 Physical conditions for runoff generation
A
Horton理论(Horton Theory)
B
Dunne产流理论(Dunne Theory)
地面
包气带
地下水面
毛管悬着水带 (zone of suspended capillary water) 中间带 (intermediate zone) (zone of rising capillary water) 毛管上升水带 地下水面
饱和带
1-1 Aeration zone and saturated zone
(c)非均质土层 请写出土层A和B的I,D,Rsub之间的 关系表达式
i
和 f p 的相对大小.
Rs = f ( P, E , i, W0 )
17
2-3 Water balance equation for aeration zone
2) P-E>D(当降雨终止时达到田间持水量)
P = I + Rs Rsub + Rs P = E + W f W0 + 123 I = E + W f W0 + Rsub
23
3-2 Dunne Theory
饱和地面径流产流条件(Saturated overland flow)
临时饱和带上升到地面,之后再降的雨就不可能渗入地下产生 饱和地面径流.(上层包气带较薄较容易满足) 必要条件: ①在包气带中存在相对不透水层,上 土层较薄. ②A层(上层)土壤含水量必须达到 饱和.
记为R
R = Rsub + Rs = P E (W f W0 ),
R = f ( P, E , W0 )
18
Part 3 Physical conditions for runoff generation
A
Horton理论(Horton Theory)
B
Dunne产流理论(Dunne Theory)
地面
包气带
地下水面
毛管悬着水带 (zone of suspended capillary water) 中间带 (intermediate zone) (zone of rising capillary water) 毛管上升水带 地下水面
饱和带
1-1 Aeration zone and saturated zone
(c)非均质土层 请写出土层A和B的I,D,Rsub之间的 关系表达式
水文学原理(6-8章)
E=
Rn + H a H s P Ts T2 L(1 + 0.61 ) 1000 es e2
确定水面蒸发的途径和方法( 第二节 确定水面蒸发的途径和方法(续)
三,综合法或彭曼法(将水汽输送法与热量平衡法相结合) 综合法或彭曼法(将水汽输送法与热量平衡法相结合)
Kw ρ (u2 ) (es e2 ) = B (es e2 ) 根据水汽输送法:E = 0.622 根据水汽输送法: z2 2 2 K m P c1 [ln( z1 )]
先由热量平衡方程确定蒸发耗热量,再除以水的蒸发潜热. 先由热量平衡方程确定蒸发耗热量,再除以水的蒸发潜热. 水 体 传 导 失 热 H Hs 蓄热量变化量
Hs=Rn – He – H + HI – Ho
净 辐 射 Rn
蒸 发 失 热 He HI
若合称(HI – Ho)为Ra,则: 若合称( Hs=Rn – He – H + Ha 且He=LE
二,植物散发的规律
1.0
作物系数 θks θk θ
第五节
流域总蒸发
一,流域总蒸发的影响因素
根据蒸发面不同,流域蒸发包括:水面蒸发, 根据蒸发面不同,流域蒸发包括:水面蒸发,土壤蒸 植被散发和冰雪蒸发等. 发,植被散发和冰雪蒸发等.通常流域内水面和冰雪覆盖 面所占比重不大,故对绝大多数流域,总蒸发主要包括土 面所占比重不大,故对绝大多数流域,总蒸发主要包括土 壤蒸发和植物散发. 壤蒸发和植物散发. 因此, 因此,影响土壤蒸发和植物散发的因素即是影响流域 总蒸发的因素.综合起来,影响因素包括: 总蒸发的因素.综合起来,影响因素包括: (1)气象条件(日照,温度,湿度,风速等); )气象条件(日照,温度,湿度,风速等); (2)流域内土壤含水量; )流域内土壤含水量; (3)流域内土壤,植被分布; )流域内土壤,植被分布; (4)地形,地貌 . )地形,
水文学原理第8章
案例1
以色列的水资源管理：介绍以色列 在水资源管理方面的成功经验，包 括水资源的开发、利用和保护等方 面的实践。
案例2
中国南水北调工程：分析南水北调 工程在水资源配置、水资源保护和 水质监测等方面的实践经验。
水文模型应用案例
总结词
介绍水文模型在实践中的应用案 例，包括水文模型的建立、应用 和效果评估等方面的实践经验。
下一步学习建议
深入学习水文学原理的其他章节， 了解水文学的基本概念、原理和 方法，掌握更多的水文学知识。
学习水文学的应用和实践，了解 水文学在解决实际问题中的应用，
提高解决实际问题的能力。
关注水文学研究的新进展和发展 趋势，了解最新的研究成果和技 术，为未来的学习和工作做好准
备。
THANKS FOR WATCHING
• 水文循环是自然界中最重要的过程之一，它涉及到地球上水的分布、运动和变 化，对地球的气候、生态系统和人类生活等方面都有重要影响。
• 通过学习水文循环的能量交换和物质迁移，我们深入了解了水文循环过程中的 物理和化学变化，以及这些变化对水文循环的影响。
• 水文循环的模拟是水文学研究的重要手段之一，通过模拟，我们可以预测未来 水文状况的变化，为水资源管理和保护提供科学依据。
地区和不同条件下的水循环过程，为水 杂的过程，早期的水文循环模型较为简
资源管理、环境保护和气候变化研究提 单，只考虑了几个关键因素，而现代的
供科学依据。
水文循环模型则考虑了更多的影响因素，
模拟精度更高。
水资源评价与开发
水资源评价是对一个地区的水资源数 量、质量和时空分布等方面的评估， 是合理开发利用水资源的基础。
水文学原理第8章
contents
水文学基础理论教案
水文学基础理论教案一、教学目标1、让学生理解水文学的基本概念和研究对象。
2、使学生掌握水循环的过程和主要环节。
3、帮助学生了解降水、蒸发、下渗等水文要素的特征和影响因素。
4、培养学生运用水文学知识分析和解决实际问题的能力。
二、教学重难点1、重点水循环的过程和环节。
降水、蒸发、下渗的原理和影响因素。
2、难点如何将抽象的水文学概念转化为学生易于理解的知识。
引导学生运用所学知识进行实际问题的分析。
三、教学方法1、讲授法：系统讲解水文学的基础理论知识。
2、案例分析法：通过实际案例，加深学生对理论知识的理解和应用。
3、小组讨论法：组织学生进行小组讨论，激发学生的思维和合作能力。
四、教学过程（一）导入（5 分钟）通过展示一些与水有关的自然现象的图片或视频，如河流、湖泊、降水等，引导学生思考水在自然界中的存在和运动方式，从而引出水文学的主题。
（二）水文学的基本概念（15 分钟）1、定义：水文学是研究地球上水的发生、循环、分布和运动等规律，以及水与环境、人类活动相互关系的一门学科。
2、研究对象：包括地表水、地下水、大气水等各种形态的水。
（三）水循环（30 分钟）1、水循环的概念：地球上的水在太阳辐射和重力作用下，不断地从海洋、陆地和大气之间进行循环的过程。
2、水循环的主要环节：蒸发、水汽输送、降水、地表径流、下渗、地下径流等。
3、结合示意图，详细讲解每个环节的过程和特点。
4、水循环的意义：维持地球上水的动态平衡，促进能量交换和物质迁移，塑造地表形态等。
（四）降水（25 分钟）1、降水的概念：大气中的水汽凝结并降落到地面的现象。
2、降水的类型：对流雨、地形雨、锋面雨、台风雨等。
3、影响降水的因素：大气环流、海陆位置、地形、洋流等。
4、降水的测量：通过雨量器等仪器进行测量，介绍降水量的单位和测量方法。
（五）蒸发（20 分钟）1、蒸发的概念：水由液态转变为气态的过程。
2、影响蒸发的因素：温度、风速、湿度、表面积等。
3、蒸发的测量方法和计算。
水文学原理第8章
包气带蓄水量变化量 ΔW = W2 - W1
包气带水量平衡方程 W F E 2R sbR g
包气带水量平衡方程
包气带蓄水量的变化 WW2W1
总蒸发量 EE1E2
地表处水量平衡 PFRsE1 下渗水量的转换 FE 2R sbR g W
上两式相加
W P E R s R s b R g
总径流量中各种径流成分是如何发现的？
在图上得到 有多个转折点的连续折线段， 这些折线段代表不同退水速度的成分水流。
可以推理： 有不同成分的径流在时间上是先后形成的， 它们的产流速度不同及 来源不同， 从而构成了河道断面的总水量。
为何在涨水段没有这种明显的现象？
涨水阶段的 洪水过程线陡升， 涨水部分绘在单对数纸或双对数纸上， 没有明显的流量变化转折点。
河网汇流阶段: 净雨水量再沿着各级干支流的河槽, 从上游向下游汇集到 流域出口断面的过程。
提示：下面讲述思路
1. 为何有四种径流成分， 四种径流成分如何在洪水过程线中体现出来？
2. 详述各种径流类型的产生机制 3. 介绍霍顿传统产流观点，
总结霍顿产流观点的局限性 4. 再介绍基于霍顿产流认识的产流理论发展历程
第八章 产流机制
1. 包气带水量平衡 2. 产流过程概述 3. 产流机制 4. 单点产流类型与单点产流模式
P94 公式8-11，，少下标 “sb” rsat =i-rsb-fBC
8.1 包气带水量平衡
1. 什么是包气带 、水分带结构、潜水 2. 包气带分层及分层内水分运动特征 3. 为何先讲包气带水量平衡 4. 包气带不同层位的水量平衡
考察某时段内，包气带的水量平衡要素
P E1+E2
地面
河海大学811水文学原理第八章 流域产流
在深度j以下土壤的饱和 水力传导度小于降雨强度i ， 在深度j处将会产生临时积 水。
47
3、土壤水分的内排水过程 内排水的实质也是下渗水流的再分配过程。发生
在地下水位较高或者地下水埋深虽然较深，但 包气带处于饱和状态，包气带与饱和带的水分 之间有水力联系。
48
非饱和下渗方程：
[D(） ] dK (）
43
（1） 上层粗下层细
上层土壤的饱和水力传导度大于下层土壤的饱和水力 传导度。供水开始后的下渗首先受控于上层土壤。当 湿润锋面到达上、下两层土壤的界面时，下渗又变为 受控于下层土境。
如果初始时刻下层土壤已达到饱和含水量，则在交界面 上将形成临时积水，并逐渐上升，产生压力水头。
如果初始时刻下层土壤干燥的？
33
包气带土层的“门槛”作用
田间持水量起着控制作用，它好像“门槛”一
样。 I E W0 Wf
，
表明包气带土层的储水量超过这一“门槛”，因此会有水分
“溢出”土层，
而当
I E W0 Wf
则表明包气带土层的储水量低于这个“门槛”，因
此就不会有水分“溢出”土层，即没有产流。
包气带土层对下渗水量的再分配作用可形象化地称为“门槛” 作用。
裂隙按含水层分
开裂隙 闭裂隙 隐裂隙
19
三、包气带的水分分布特征
20
21
四、 包气带水分动态
1、描述包气带水分动态，包括增长过程和消退 过程。
2、分析出包气带地面对降雨的再分配作用。 3、分析包气带土层对下渗水量的再分配作用。 4、写出包气带各层的水量平衡公式。 5、了解中国不同气候带包气带的水分动态。
9
三、裂隙和裂隙水（一）裂隙分类 按其成因可分为成裂隙、构造型隙和后生裂隙三类。
47
3、土壤水分的内排水过程 内排水的实质也是下渗水流的再分配过程。发生
在地下水位较高或者地下水埋深虽然较深，但 包气带处于饱和状态，包气带与饱和带的水分 之间有水力联系。
48
非饱和下渗方程：
[D(） ] dK (）
43
（1） 上层粗下层细
上层土壤的饱和水力传导度大于下层土壤的饱和水力 传导度。供水开始后的下渗首先受控于上层土壤。当 湿润锋面到达上、下两层土壤的界面时，下渗又变为 受控于下层土境。
如果初始时刻下层土壤已达到饱和含水量，则在交界面 上将形成临时积水，并逐渐上升，产生压力水头。
如果初始时刻下层土壤干燥的？
33
包气带土层的“门槛”作用
田间持水量起着控制作用，它好像“门槛”一
样。 I E W0 Wf
，
表明包气带土层的储水量超过这一“门槛”，因此会有水分
“溢出”土层，
而当
I E W0 Wf
则表明包气带土层的储水量低于这个“门槛”，因
此就不会有水分“溢出”土层，即没有产流。
包气带土层对下渗水量的再分配作用可形象化地称为“门槛” 作用。
裂隙按含水层分
开裂隙 闭裂隙 隐裂隙
19
三、包气带的水分分布特征
20
21
四、 包气带水分动态
1、描述包气带水分动态，包括增长过程和消退 过程。
2、分析出包气带地面对降雨的再分配作用。 3、分析包气带土层对下渗水量的再分配作用。 4、写出包气带各层的水量平衡公式。 5、了解中国不同气候带包气带的水分动态。
9
三、裂隙和裂隙水（一）裂隙分类 按其成因可分为成裂隙、构造型隙和后生裂隙三类。
水文学原理(全套课件上158P)
第二节 水文循环的现象及尺度(Water Cycle and its scales)
水文循环现象 水文循环的意义 水文循环的尺度
1、水文循环现象(Water cycle)
水在太阳能和大气运动的驱动下，不断地从水面、陆面和植物的茎叶面，通过蒸发或散 发，以水汽的形式进入大气圈。在适当的条件下，大气圈中的水汽可以凝结成水滴，小水 滴合并成大水滴，当凝结的水滴大到能克服空气阻力时，就在地球引力的作用下，以降水 的形式降落到地球表面。我们把水的这种既无明确的“开端”，也无明确的“终了”的永无 止的循环运动过程称为水文循环 。
1、水文循环现象(Water cycle)
Precipitation over land Water surface evaporation infiltration
Moisture from oceans to land
Plant transpiration Soil evaporation
Precipitation over oceans
水文学是地球物理科学的一个分支 水文学又是水利工程科学的重要组成部分 水文学又具有社会科学性
揭示水与生态的相互关系、污染物在 水中的迁移转化规律
研究在防灾、水资源利用、水环境保 护工程建设中必须的水文水利计算技 术
3、水文学的性质(Nature of Hydrology)
水文学是地球物理科学的一个分 支（自然科学）
第三阶段：二十世纪70年代 流域水文模型（Hydrological Mode) 水资源水文学 环境水文学
第四阶段：二十世纪80年代 全球尺度水文学（Global Scale Hydrology)
第五阶段：上世纪末本世纪初
生态水文学的兴起与发展
水文学原理-第八章
第二节
6、包气带为零时的产流
产流机制
不透水基岩出露地面、河流湖泊沼泽、城市道路、屋面和飞 机场跑道等，均可认为是包气带厚度等于零的情况。当包气 带厚度为零时，其表面的下渗容量为零，因此只要满足降雨 强度大于蒸发强度，就产流
Rd (i e)dt
i e
在不透水面积上形成的径流称为直接径流
全流域产流极其罕见，一船只是在流域的局部面积上产流
第二节
二、产流机制
产流机制
1.超渗地表径流（Rs）的产流机 制
超渗产流机制：供水与下渗矛盾发生于地表（包气带上界面）的产流
机制
Rs (t ) idt in dt edt Sd dt fdt
0 0 0 0 0
t
t
t
o 0
t
t
非均质土层水量平衡方程
W (t ) W (0) f c dt rg dt rss dt
o 0 0
t
t
t
第二节 4、饱和地面径流（Rsat）
产流机制
问题的提出
对于表层透水性很强的包气带，由于地面的下渗容量很大，一 般的降雨难以超过它而形成超渗地面径流，但还有地面径流现 象发生，原因何在？
退过程
包气带水分的增长：来源于上界面的降水（或灌溉）和下界 面的地下水补给。上界面的降水是土壤水分增长的主要原因，
并通过下渗作用补充土壤水分，按照下渗理论，地下水的补
给量
I f p t it
i f p i f p
第一节
包气带的水文特征
包气带水分的消退：包气带水分的消退发生在它的上、下界面，上 界面的蒸散发是包气带水分消退的主要原因，主要取决于气象条件 和土壤含水量
河海大学811水文学原理第八章--流域产流
c——系数，总是小于1，
27
28
三、包气带对降雨的再分配作用
包气带中的孔隙和裂隙等具有吸收、储存和输 送水分的功能。这种功能将导致它对降雨的一 系列再分配作用。
29
（一）包气带地面对降雨的再分配作用
地面犹如一面“筛子”。地面的下渗容量好比“筛孔”， 下渗容量大表示筛孔也大，可以把大的雨强“筛入”土 中；下渗容量小表示筛孔也小，只能把小的雨强筛入土 中。由于下渗容量是随土壤含水量的增加而逐渐减小， 直至达到稳定下渗率，因此，地面像一面筛孔会逐渐变 小的“筛子”。
24
这种机理可具体表述为：当雨强(i)大于上界面 的下渗容量(fp)时，实际下渗率fa等于fp；
当 i f p ， fa。 i
于是一场降雨中包气带增加的总水量应为：
I f pt it
i fp
i f p
25
(2)包气带水分的消退
包气带水分的消退同样发生在它的上、下界面 上。上界面消退水分是由于蒸散发，下界面消 退水分是由于内排水。
River
▽
Groundwater
1
产流相关概念
产流：从降水开始到径流产生的过程。
径流:降水所形成的，沿着流域地面和地下向河川， 湖泊等流动的水流。
产流量:降水在产流以前要经受许多损失，其中包 括：①植物叶面截留；②渗入土中补充薄膜水与 毛管水；③填洼。如尚有剩余，就成为产流量。
产流机制: 水在沿土层的垂向运行中，供水与下渗矛盾在 一 定 介 质 条 件 下 的 发 展 机
43
（1） 上层粗下层细
上层土壤的饱和水力传导度大于下层土壤的饱和水力 传导度。供水开始后的下渗首先受控于上层土壤。当 湿润锋面到达上、下两层土壤的界面时，下渗又变为 受控于下层土境。
水文学原理__第8章(CCC)
饱和带 隔水层 承压含水层
Rg
越流
讲解过程中的符号意义
i 降水强度
f
F
下渗强度
下渗水量
D
Rs
包气带缺水量
地表径流
Rg
Rgb
地下径流
壤中径流
Rsat
饱和地面径流
下面介绍霍顿产流理论
图示超渗地面径流产流——1
i = 1.5cm/hr
i= 1.5cm/hr
r s= 1.0cm/hr
f = 2.0cm/hr f = 0.5cm/hr
坡地汇流过程 汇流过程 河网汇流过程
径流形成过程分解为产流过程与汇流过程
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、
入渗、蒸发损失后，
转化为不同成分的净雨量（称产流过程），
净雨 再汇集到 流域出口断面的过程（称汇流过程）
产流过程，为何又称流域蓄渗过程
定义：是各种径流成分的形成过程，
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、
总径流量中各种径流成分是如何发现的？
在图上得到 有多个转折点的连续折线段，
这些折线段代表不同退水速度的成分水流。 可以推理： 有不同成分的径流在时间上是先后形成的，
它们的产流速度不同及 来源不同，
从而构成了河道断面的总水量。
为何在涨水段没有这种明显的现象？
涨水阶段的 洪水过程线陡升， 涨水部分绘在单对数纸或双对数纸上，
降水量 降雨期间的截留与蒸发量 储存土壤水的蒸发量 下渗水量 地表径流量 壤中径流量 地下径流量 土层A与B的平均初始蓄水量 土层A与B 时段末平均蓄水量
考察某时段内，包气带的水量平衡要素
P
E1 +E2
地面
Rs F
土层A 土层B 潜水面
相关主题
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山坡流域可大致分四类， 对应的有相应的径流成分组合类型，即径流发生机制
第 一 类 包 气 带 薄 , 表 土 疏 松 , 土 壤 湿 度 大 地 下 水 位 埋 深 浅 植 被 带 薄 表 土 疏 松 土 壤 湿 度 大 地 下 水 位 埋 深 浅 植 被 茂 密 R s a t + R g ＋ R s b 或 R s a t + R s b 东 北 森 林 与 南 方 湿 润 地 区
第二章：典型流量过程线中的水量构成
Q
C
B
D
E A
超渗坡面流
饱和坡面流
回归流
饱和壤中流
t
非饱和壤中流
地下径流
洪水流量与时间之间的对应关系, 有几个明显变化点，水流产生速度不一样，机制不一样
总径流量中各种径流成分是如何体现的？
将典型洪水过程线的退水部分 绘在 单对数或双对数纸坐标系内, 横坐标是时间， 纵坐标是对流量取对数后的数值。
考察某时段内，包气带的水量平衡要素
P E1+E2
地面
Rs
土层A
F
W12
Rsb
土层B
潜水面
Rg
W1 土层A与B的平均初始蓄水量 W2 土层A与B 时段末平均蓄水量
地表处水量平衡方程
研究时段内， 积水用于蒸发与下渗
地表处 ： ΔW = 0
到达地表的降雨蒸发 E1
地表处水量平衡 方程：
W P F R s E 1 0
定义：是各种径流成分的形成过程， 是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗损失后，转化为净雨的过程。
在整个过程中， 不同成分的净雨量在土壤层中 经 下渗 与 蓄留 后， 在不同作用机制下迁移运动。
汇流过程分解为坡地汇流和河网汇流
坡地汇流阶段: 包气带某层位形成的净雨水量， 沿着 土壤坡面从地表和地下 汇入 流域各级干支流的河槽内；
国内外的典型水文实例
国外的典型参考《 Hillslope Hydrology 》
浙江省姜湾径流试验站 南京水文水资源研究所滁县径流试验站 安徽省五道沟水文试验分析报告
产流过程经水文学家认知历程的发展 ， 径流成分从两种扩展为四种
霍顿阶段 1930年代
地面径流
50年代
地下径流
60年代
现代阶段1970年以后
包气带水量平衡
研究思路： 考察各个水量平衡要素的变化 研究方法： 水量平衡原理 研究对象： 典型的、有代表性的 包气带，分两层 研究时段： 任一时段内，
假设有一次降水事件发生， 时段末时刻并不是降水停止的时刻。 地表积水： 不积水，降水期间土壤不蒸发， 有限时段内积水用于蒸发与下渗
P 降水量 E1 降雨期间的截留与蒸发量 E2 储存土壤水的蒸发量 F 下渗水量 Rs 地表径流量 Rsb 壤中径流量 Rg 地下径流量 W1 土层A与B的平均初始蓄水量 W2 土层A与B 时段末平均蓄水量
包气带特征——基本上是不饱和土壤特征
1. 包裹空气 的 不饱和土壤水带， 土壤孔隙没有完全被液态水充满。
2. 土水势 主要由基质势与渗透势构成 , 土水势为负值 3. 水分迁移主要由基质势梯度驱动
包气带厚度
地面 到 地下潜水面 的 距离， 包气带的厚度受地下潜水面的变动而变动
影响包气带厚度的因素——水量收支
流域陆面 由不同下垫面类型构成，不同下垫面包气带 所处的坡位、坡向、植被类型、 土壤质地、厚度、水力特性、土壤水分状况不同， 则在 同一次降水事件中， 对应有不同的产流类型和产流模式。 产流有先后、产流量大小不同、产流场所层位不同。
所以，要先讲 包气带相关知识 。
根据包气带厚度，土壤，岩石，植被、地下水差异
第 三 类 包 气 带 厚 , 均 质 土 壤 , 透 水 性 差 地 下 水 位 埋 深 大 植 被 稀 少 类 包 气 带 厚 均 质 土 壤 , 透 水 性 差 地 下 水 位 埋 深 大 植 被 稀 少 R s 干 旱 地 区 （ 黄 土 高 原 ）
第 四 类 土 壤 透 水 性 好 , 毛 管 水 接 近 地 表 , 土 壤 缺 水 量 小 地 下 水 位 埋 深 浅
包气带蓄水量变化量 ΔW = W2 - W1
包气带水量平衡方程 W F E 2R sbR g
包气带水量平衡方程
包气带蓄水量的变化 WW2W1
总蒸发量 EE1E2
地表处水量平衡 PFRsE1 下渗水量的转换 FE 2R sbR g W
上两式相加
W P E R s R s b R g
河网汇流阶段: 净雨水量再沿着各级干支流的河槽, 从上游向下游汇集到 流域出口断面的过程。
提示：下面讲述思路
1. 为何有四种径流成分， 四种径流成分如何在洪水过程线中体现出来？
2. 详述各种径流类型的产生机制 3. 介绍霍顿传统产流观点，
总结霍顿产流观点的局限性 4. 再介绍基于霍顿产流认识的产流理论发展历程
1. 上游河道天然来水量的补给 2. 降水或灌溉 3. 地下水的抽取 4. 植物蒸腾 5. 土壤蒸发
包气带增厚——地下水埋深增大—植物用水
上游来减少水，地下水位下降，包气带厚度增大， 植物根系吸收不到地下水，枯死 。 区域年均降水量40mm，生长完全依赖地下水。 枯死荒漠化－> 区域环境需水－> 生态水文问题
毛管水上升带 内的 水分分布特征
在毛管上升水 活动范围内， 土壤含水量自下而上 由 饱和含水量 逐渐减少， 直至 最大分子持水量（即薄膜水厚度最大时含水量）
中间包气带 —— 介于上两带之间
介于 毛管悬着水带与 毛管上升水带之间的 过渡带， 可向上、向下输送水分、可储存一些土壤水量， 但带内水分含量变化不大。存在与否与地下水埋深有关。
径流形成过程
产流过程 各种成分径流的形成过程， 或 不同成分的净雨水量形成过程
汇流过程
坡地汇流过程 河网汇流过程
径流形成过程分解为产流过程与汇流过程
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗、蒸发损失后， 转化为不同成分的净雨量（称产流过程），
净雨 再汇集到 流域出口断面的过程（称汇流过程）
产流过程，为何又称流域蓄渗过程
毛管悬着水带
与大气有强烈水分交换， 这个带 水分的增减， 与 降雨下渗、土壤蒸发、
植物蒸腾吸水 等有关
位于包气带上部靠近土壤表面的层位 ， 在地表水分下渗的过程中形成 ， 具有吸附空气中水汽和液态水分子的性能 。
毛管水上升带
潜水面以下的液态水 在毛细力作用下 上升到潜水面以上的毛细孔隙网络内， 形成毛管上升水带。这个带的下部与潜水直接相连， 供水来源于潜水。带的深度随地下水位的升降而变-R sb-R g
考察时段内，P > 0 ， W 0 ， 包 气 带 水 分 含 量 增 加 考察时段内，P =0 ， W 0 ， 包 气 带 水 分 含 量 减 少
这里先不讲 F — W田间持水量 — Rg 之间关系
FE2RsbRgW
PFRs E1
P
E1
地面
Rs
土层A
土层B 潜水面
F W1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ， 在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
E2
地面
土层A F
W12
Rsb
土层B
潜水面
Rg
土壤水蒸发 E2 生成 Rsb 与Rg 径流
若 W1 + F < W田间持水量
Rsb+ Rg= 0
FWE2
若 W1 + F > W田间持水量
W2 W田间持水量 Rsb+ Rg> 0
土壤蓄水量 W2 最终达到田间含水量 W田间持水量
F R s b R g W 田 间 持 水 量 -W 1 E 2
下面讲述思路：引出为何有不同成分的径流？
先复习第二章 ➢ 径流形成过程概述 ➢ 产流过程定义、汇流过程定义 ➢ 典型流量过程线中的水量构成，
超渗地面径流 饱和地面径流 壤中径流 地下径流
下面讲解四种径流成分的产流机制
超渗地表径流 壤中径流（派生出回归流） 饱和地表径流 地下径流（狭义地下径流）
下面图示四种径流成分的产流场所
蒸发 截留
降水 总净雨量
超渗地面径流
地面饱和径流 壤中径流或回归流
包气带
Rs或Rsat Rsb 或Rret
地下径流
饱和带
Rg
隔水层
承压含水层
越流
讲解过程中的符号意义
i 降水强度 f 下渗强度 F 下渗水量 D 包气带缺水量 Rs 地表径流 Rg 地下径流 Rgb 壤中径流 Rsat 饱和地面径流
总径流量中各种径流成分是如何发现的？
在图上得到 有多个转折点的连续折线段， 这些折线段代表不同退水速度的成分水流。
可以推理： 有不同成分的径流在时间上是先后形成的， 它们的产流速度不同及 来源不同， 从而构成了河道断面的总水量。
为何在涨水段没有这种明显的现象？
涨水阶段的 洪水过程线陡升， 涨水部分绘在单对数纸或双对数纸上， 没有明显的流量变化转折点。
退水段折线段代表不同形成机制的径流
退水最快的曲线段 代表 的是 地面径流， 退水最慢的曲线段 代表 的是 地下径流， 壤中径流（快速与慢速）的退水速度在前两者之间。
推理促进径流形成机制的认识
这一“推理”结果得到许多实验的证实。 到目前这些推理符合水文学家建立的产流理论。 这些推理的合理性 促使水文学家创立了 按径流成分进行流域汇流计算的思想。
第二章 典型流量过程线中的水量构成
Q
C
B
D
E
A
t
河流断面中的水量构成
超渗坡面流 饱和坡面流 回归流 饱和壤中流 非饱和壤中流 地下径流
第 一 类 包 气 带 薄 , 表 土 疏 松 , 土 壤 湿 度 大 地 下 水 位 埋 深 浅 植 被 带 薄 表 土 疏 松 土 壤 湿 度 大 地 下 水 位 埋 深 浅 植 被 茂 密 R s a t + R g ＋ R s b 或 R s a t + R s b 东 北 森 林 与 南 方 湿 润 地 区
第二章：典型流量过程线中的水量构成
Q
C
B
D
E A
超渗坡面流
饱和坡面流
回归流
饱和壤中流
t
非饱和壤中流
地下径流
洪水流量与时间之间的对应关系, 有几个明显变化点，水流产生速度不一样，机制不一样
总径流量中各种径流成分是如何体现的？
将典型洪水过程线的退水部分 绘在 单对数或双对数纸坐标系内, 横坐标是时间， 纵坐标是对流量取对数后的数值。
考察某时段内，包气带的水量平衡要素
P E1+E2
地面
Rs
土层A
F
W12
Rsb
土层B
潜水面
Rg
W1 土层A与B的平均初始蓄水量 W2 土层A与B 时段末平均蓄水量
地表处水量平衡方程
研究时段内， 积水用于蒸发与下渗
地表处 ： ΔW = 0
到达地表的降雨蒸发 E1
地表处水量平衡 方程：
W P F R s E 1 0
定义：是各种径流成分的形成过程， 是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗损失后，转化为净雨的过程。
在整个过程中， 不同成分的净雨量在土壤层中 经 下渗 与 蓄留 后， 在不同作用机制下迁移运动。
汇流过程分解为坡地汇流和河网汇流
坡地汇流阶段: 包气带某层位形成的净雨水量， 沿着 土壤坡面从地表和地下 汇入 流域各级干支流的河槽内；
国内外的典型水文实例
国外的典型参考《 Hillslope Hydrology 》
浙江省姜湾径流试验站 南京水文水资源研究所滁县径流试验站 安徽省五道沟水文试验分析报告
产流过程经水文学家认知历程的发展 ， 径流成分从两种扩展为四种
霍顿阶段 1930年代
地面径流
50年代
地下径流
60年代
现代阶段1970年以后
包气带水量平衡
研究思路： 考察各个水量平衡要素的变化 研究方法： 水量平衡原理 研究对象： 典型的、有代表性的 包气带，分两层 研究时段： 任一时段内，
假设有一次降水事件发生， 时段末时刻并不是降水停止的时刻。 地表积水： 不积水，降水期间土壤不蒸发， 有限时段内积水用于蒸发与下渗
P 降水量 E1 降雨期间的截留与蒸发量 E2 储存土壤水的蒸发量 F 下渗水量 Rs 地表径流量 Rsb 壤中径流量 Rg 地下径流量 W1 土层A与B的平均初始蓄水量 W2 土层A与B 时段末平均蓄水量
包气带特征——基本上是不饱和土壤特征
1. 包裹空气 的 不饱和土壤水带， 土壤孔隙没有完全被液态水充满。
2. 土水势 主要由基质势与渗透势构成 , 土水势为负值 3. 水分迁移主要由基质势梯度驱动
包气带厚度
地面 到 地下潜水面 的 距离， 包气带的厚度受地下潜水面的变动而变动
影响包气带厚度的因素——水量收支
流域陆面 由不同下垫面类型构成，不同下垫面包气带 所处的坡位、坡向、植被类型、 土壤质地、厚度、水力特性、土壤水分状况不同， 则在 同一次降水事件中， 对应有不同的产流类型和产流模式。 产流有先后、产流量大小不同、产流场所层位不同。
所以，要先讲 包气带相关知识 。
根据包气带厚度，土壤，岩石，植被、地下水差异
第 三 类 包 气 带 厚 , 均 质 土 壤 , 透 水 性 差 地 下 水 位 埋 深 大 植 被 稀 少 类 包 气 带 厚 均 质 土 壤 , 透 水 性 差 地 下 水 位 埋 深 大 植 被 稀 少 R s 干 旱 地 区 （ 黄 土 高 原 ）
第 四 类 土 壤 透 水 性 好 , 毛 管 水 接 近 地 表 , 土 壤 缺 水 量 小 地 下 水 位 埋 深 浅
包气带蓄水量变化量 ΔW = W2 - W1
包气带水量平衡方程 W F E 2R sbR g
包气带水量平衡方程
包气带蓄水量的变化 WW2W1
总蒸发量 EE1E2
地表处水量平衡 PFRsE1 下渗水量的转换 FE 2R sbR g W
上两式相加
W P E R s R s b R g
河网汇流阶段: 净雨水量再沿着各级干支流的河槽, 从上游向下游汇集到 流域出口断面的过程。
提示：下面讲述思路
1. 为何有四种径流成分， 四种径流成分如何在洪水过程线中体现出来？
2. 详述各种径流类型的产生机制 3. 介绍霍顿传统产流观点，
总结霍顿产流观点的局限性 4. 再介绍基于霍顿产流认识的产流理论发展历程
1. 上游河道天然来水量的补给 2. 降水或灌溉 3. 地下水的抽取 4. 植物蒸腾 5. 土壤蒸发
包气带增厚——地下水埋深增大—植物用水
上游来减少水，地下水位下降，包气带厚度增大， 植物根系吸收不到地下水，枯死 。 区域年均降水量40mm，生长完全依赖地下水。 枯死荒漠化－> 区域环境需水－> 生态水文问题
毛管水上升带 内的 水分分布特征
在毛管上升水 活动范围内， 土壤含水量自下而上 由 饱和含水量 逐渐减少， 直至 最大分子持水量（即薄膜水厚度最大时含水量）
中间包气带 —— 介于上两带之间
介于 毛管悬着水带与 毛管上升水带之间的 过渡带， 可向上、向下输送水分、可储存一些土壤水量， 但带内水分含量变化不大。存在与否与地下水埋深有关。
径流形成过程
产流过程 各种成分径流的形成过程， 或 不同成分的净雨水量形成过程
汇流过程
坡地汇流过程 河网汇流过程
径流形成过程分解为产流过程与汇流过程
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、 入渗、蒸发损失后， 转化为不同成分的净雨量（称产流过程），
净雨 再汇集到 流域出口断面的过程（称汇流过程）
产流过程，为何又称流域蓄渗过程
毛管悬着水带
与大气有强烈水分交换， 这个带 水分的增减， 与 降雨下渗、土壤蒸发、
植物蒸腾吸水 等有关
位于包气带上部靠近土壤表面的层位 ， 在地表水分下渗的过程中形成 ， 具有吸附空气中水汽和液态水分子的性能 。
毛管水上升带
潜水面以下的液态水 在毛细力作用下 上升到潜水面以上的毛细孔隙网络内， 形成毛管上升水带。这个带的下部与潜水直接相连， 供水来源于潜水。带的深度随地下水位的升降而变-R sb-R g
考察时段内，P > 0 ， W 0 ， 包 气 带 水 分 含 量 增 加 考察时段内，P =0 ， W 0 ， 包 气 带 水 分 含 量 减 少
这里先不讲 F — W田间持水量 — Rg 之间关系
FE2RsbRgW
PFRs E1
P
E1
地面
Rs
土层A
土层B 潜水面
F W1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ， 在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
E2
地面
土层A F
W12
Rsb
土层B
潜水面
Rg
土壤水蒸发 E2 生成 Rsb 与Rg 径流
若 W1 + F < W田间持水量
Rsb+ Rg= 0
FWE2
若 W1 + F > W田间持水量
W2 W田间持水量 Rsb+ Rg> 0
土壤蓄水量 W2 最终达到田间含水量 W田间持水量
F R s b R g W 田 间 持 水 量 -W 1 E 2
下面讲述思路：引出为何有不同成分的径流？
先复习第二章 ➢ 径流形成过程概述 ➢ 产流过程定义、汇流过程定义 ➢ 典型流量过程线中的水量构成，
超渗地面径流 饱和地面径流 壤中径流 地下径流
下面讲解四种径流成分的产流机制
超渗地表径流 壤中径流（派生出回归流） 饱和地表径流 地下径流（狭义地下径流）
下面图示四种径流成分的产流场所
蒸发 截留
降水 总净雨量
超渗地面径流
地面饱和径流 壤中径流或回归流
包气带
Rs或Rsat Rsb 或Rret
地下径流
饱和带
Rg
隔水层
承压含水层
越流
讲解过程中的符号意义
i 降水强度 f 下渗强度 F 下渗水量 D 包气带缺水量 Rs 地表径流 Rg 地下径流 Rgb 壤中径流 Rsat 饱和地面径流
总径流量中各种径流成分是如何发现的？
在图上得到 有多个转折点的连续折线段， 这些折线段代表不同退水速度的成分水流。
可以推理： 有不同成分的径流在时间上是先后形成的， 它们的产流速度不同及 来源不同， 从而构成了河道断面的总水量。
为何在涨水段没有这种明显的现象？
涨水阶段的 洪水过程线陡升， 涨水部分绘在单对数纸或双对数纸上， 没有明显的流量变化转折点。
退水段折线段代表不同形成机制的径流
退水最快的曲线段 代表 的是 地面径流， 退水最慢的曲线段 代表 的是 地下径流， 壤中径流（快速与慢速）的退水速度在前两者之间。
推理促进径流形成机制的认识
这一“推理”结果得到许多实验的证实。 到目前这些推理符合水文学家建立的产流理论。 这些推理的合理性 促使水文学家创立了 按径流成分进行流域汇流计算的思想。
第二章 典型流量过程线中的水量构成
Q
C
B
D
E
A
t
河流断面中的水量构成
超渗坡面流 饱和坡面流 回归流 饱和壤中流 非饱和壤中流 地下径流