第8章 产流机制

物理条件： (1)山坡上壤中水径流比较发育 (2) 坡脚处又易形成到达地面的饱和带
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
在降雨过程中，随着山坡饱和面积的扩大，回归流发生的范围将不断扩大。
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
3 山坡产流
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
3 山坡产流
当降雨到达山坡地面后，即遇到在确定山坡径流 形成机制中起重要作用的“筛子”作用。当雨强大 于地面下渗容量时，不能被土壤吸收的那部分超 渗雨成为地面径流，这就是超渗地面径流，又称 霍顿坡面流。如路线①所示。 如果降水首先被土壤所吸收，那么它就可能储蓄 在土壤中，也可能以不同的路径进入河槽。如果 土壤和岩石是深厚的，而且具有均匀透水性，则 壤中水可以垂直向下运动到饱和带，然后以曲线 路径进入邻近的河道，如路线②所示。
t2
t4
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
b 地下水径流（Rg）的产流机制
物理条件：整个包气带土壤含水量达到田间持水量
Rg dt
i< fc
R g = ∑ f c Δt + ∑ iΔt
i≥ fc i< fc
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
2 不同的产流机制
ΔWA ΔWB ΔWC ΔWD
I FA FB FC FD
Rsub,A Rsub,B Rsub,C Rsub,D
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
各分层的水量平衡式
ΔW A = I − E A − FA − Rsub , A
ΔWB = FA − EB − FB − Rsub , B
ΔWC = FB − EC − FC − Rsub ,C
包气带水分的消退：
～蒸散发是包气带水分消退的主要原因 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。由于内排水主要发 生在包气带存在自由重力水的情况，因此在一般情况下，蒸散发是 包气带水分消退的主要原因。
(θ ≥ θ a ) ⎧ E = Em , ⎪ ⎡ ⎤ 1− C ⎪ (θ a − θ ) ⎥ Em , (θ b < θ < θ a ) ⎨ E = ⎢1 − ⎣ θ a − θb ⎦ ⎪ ⎪ (θ ≤ θ b ) ⎩ E = CEm ,
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
1 包气带水分动态
～包气带中水分含量及水分剖面的增长与消退过程
包气带水分的增长：
～上界面的降水是包气带水分增长的主要原因 下渗理论：
i>fp, i<=fp,
fa=fp fa=i
I=
i> f p
∑ f p Δt + ∑ iΔt
i≤ f p
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
2 包气带对降雨的再分配作用
b 包气带土层对下渗水量的再分配作用～“门槛作用”
I −E≥D
I = E + (W f − W0 ) + Rsub
I −E<D
I = E + (We − W0 )
D：包气带缺水量 Wf：包气带达到田间持水量时的土 壤含水量 W0：包气带初始土壤含水量 Rsub：包气带排出的自由重力水 We：雨末包气带含水量
第八章 产流机制
主要内容
包气带及其结构 包气带水分动态及对降雨的再分配作用 产流的基本物理条件 基本产流模式
降雨径流过程
降雨到达下垫面后，在截留、填洼、土壤持水、下渗和蒸散发等因素作用下的余额～产流 产生的径流从流域各处向流域出口断面汇集的过程～汇流过程
§1 包气带及其结构
1 包气带和饱和带
在流域上沿深度方向取一剖面，以地下水面为界 可把土柱划分为两个不同的含水带。地下水面以 下，土壤处于饱和含水量状态，是土壤颗粒和水 分组成的二相系统，称为饱和带或饱水带。 地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗 粒、水分和空气同时存在的三相系统，称为包气 带或非饱和带。
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
1 霍顿产流理论
降雨产流受控于两个条件： （a）雨强大于地面下渗容量～超渗地面径流 （b）整个包气带土壤含水量达到田间持水量～地下水径流
i fp
Rs
i ≤ fp,I − E ≤ D i > fp, I − E ≤ D i ≤ fp, I − E > D i > fp, I − E > D
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
Rs = ∫
i> f p
(i − f p )dt = ∫ (i − f p )dt + ∫ (i − f p )dt
t1 t3
t2
t4
RS的计算
Rs =
i> f p
∑ (i − f
p
)Δt = ∑ (i − f p )Δt + ∑ (i − f p )Δt
t1 t3
不透水的下垫面、冻土等
§1 包气带及其结构
2 包气带结构
成岩裂隙是岩石形成过程中由于冷却、凝固、脱水等原 因在岩石内部引起的张应力作用而产生的原生裂隙。构 造裂隙是岩石在构造应力作用下产生的裂隙。由于岩石 构造应力的类型不同，又可分为张性裂隙、扭性裂隙和 压性裂隙三种。风化裂隙则是岩石受风化作用而形成的 裂隙。 开裂隙上下相连通，因而具有较好的含水性和导水性。 闭裂隙存在于岩石之中，上下不相通，不具有导水性。 隐裂隙则由于裂隙极细，所以也不具有含水性和导水性。 开裂隙一般存在于火成岩中。张性裂隙、扭性裂隙一般 也是开裂隙。风化裂隙则存在于风化岩层中，通常具有 较好的含水性和导水性。
∑ (i − f
)dt +
i > f cA
∑( f
− f pB )dt
(1)包气带中必须存在相对不透水层，并且上层土壤的质地比下层粗 (2)至少要上层的土壤含水量达到田间持水量
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
包气带土壤质地随深度渐变的情况
形成土壤水径流的界 面并非固定不变，而 是随降雨强度的变化 而变动的。
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
4 产流机制的统一性和相互转化
产流的基本条件： 1)在两种不同透水性物质的界面上产生的 2)上层介质的透水性必须好于下层介质的透水性 产流量的分析计算： 1)产流量的大小取决于对下渗面的供水强度与下渗面 下渗容量的对比关系~~~ “筛子”作用 2)土层的水量平衡方程式~~~I=E+(We-W0)+F+R：“门槛” 作用
i > ( rint + f pB )
∑ [i − (r
int
当下层为不透水岩层时：
Rsat =
i > rint
∑ (i − r
int
)Δt
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
2 不同的产流机制
e 回归流的产流机制
相对不透水层
Definition: 原先为壤中流，后又渗出地 面而变成饱和地面径流的成分称为~。 (非原生径流成分，派生出来的)
物理条件： (1)存在相对不透水层，且上层土壤的透水性远强于下层土壤的透水性 (2) 上层土壤含水量达到饱和含水量
fB
§3 产流的基本物理条件（单点产流）
计算方法：
Rsat = ∫
Rsat =
i > ( rint + f pB )
[i − (rint + f pB )]dt
+ f pB )]dt
i fpA fpB
§1 包气带及其结构
1 包气带和饱和带
地面
包气带
地下水面
毛管悬着水带
中间带
饱和带
毛管上升水带 地下水面
§1 包气带及其结构
2 包气带结构
a 土壤结构： 湿润条件下：
溶提作用——土壤中渗漏水从上层溶解或携 带悬浮成分而向下的作用。 颗粒较粗、孔隙较大的溶提层
淀积层 母质层 残积层 溶提层
淀积作用——渗漏水在下层沉淀其中所溶解 或悬浮的物质的作用。 颗粒较细、孔隙较小的淀积层
c 壤中水径流（Rint）的产流机制
fCA fPB
在两种不同透水性土壤的界面上形成的， 在适当条件下可以沿界面流动的径流。
Rint = ∫
f cA ≥i ≥ f pB
(i − f pB )dt + ∫
pB
i > f cA
( f cA − f pB )dt
cA
Rint =
物理条件：
f cA ≥ i ≥ f pB
P = I + Rs
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
2 包气带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，更确切地说，地面像一面筛孔会逐渐 变小的“筛子”。
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
3 包气带水量平衡方程
I−E >D
P = E + (W f − W0 ) + Rs + Rsub
I − E ≤ D
P = E + (We − W0 ) + Rs
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
分层建立
EA A层 B层 C层 D层 EB EC ED EE
§1 包气带及其结构
1 包气带和饱和带
如果土柱中并不存在地下水面，因此也就不存在 饱和带。这时不透水基岩以上整个土层全属包气 带。 在特殊情况下，当地下水位出露地表，或不透水 基岩出露地表时，包气带厚度为零，或说不存在 包气带。