水文学原理 第八章 产流机制研究
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工程水文第八章产流(简化)详解
式中，Et 为第t日的流域蒸散发量（mm）；Wt 为第t日开始时的流 域蓄水量（mm）；Wm 为流域蓄水容量（mm）；Ewt 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；Kwt 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。
第四章 流域产汇流计算
绪论中我们谈到水文现象存在确定性和随机性规律，相应水文 学的研究方法分为成因分析法和数理统计法。 本章从成因分析的 角度阐述计算降雨形成径流的原理和方法。为后面学习由暴雨推求 设计洪水，奠定基础。
第二章中我们已经定性地知道降雨到形成流域出口断面的径流 过程是一个复杂的过程，可概括为产流和汇流2过程。
次洪水径流总量：从一次洪水流量过程线中扣除前次洪水尚未 退尽的部分水量及深层地下径流之后的洪水总量。
2、流量过程的分割
流量过程的分割（1）是将非本次降雨形成的径流割去，求出本次 洪水的径流总量。
（2）洪水中不同的水源成分的水流运动规律是 不同的，所以要将本次洪水径流总量划分 为不同的水源。包括地面径流、表层流径流
净雨 R(t)
汇流 计算
坡地 汇流 河网 汇流
流域 出口 径流 过程
Q(t)
地面径流 表层流径流 （壤中流） 浅层地下径流 深层地下径流
流域出口断面的流量过程是由地面径流、表层流径流（壤中流）、 浅层和深层地下径流组成。
深层地下径流（基流）数量少，且较稳定。不是本次降雨所 形成。计算时一般从洪水过程线中分割。
②汇流计算：净雨沿着地面和地下汇入河网，然后经河网汇 流形成流域出口的径流过程，关于流域汇流过程的计算称之为 汇流计算。
一、径流量计算
很多情况下，一次洪水流量 过程，不仅包括本次降雨形成 的地面径流、表层流径流和地下 径流。还包括前期洪水没有退完 的部分水量和不是本次降雨补给 的深层地下径流。应从本次洪水 过程中分割。
第四章 流域产汇流计算
绪论中我们谈到水文现象存在确定性和随机性规律，相应水文 学的研究方法分为成因分析法和数理统计法。 本章从成因分析的 角度阐述计算降雨形成径流的原理和方法。为后面学习由暴雨推求 设计洪水，奠定基础。
第二章中我们已经定性地知道降雨到形成流域出口断面的径流 过程是一个复杂的过程，可概括为产流和汇流2过程。
次洪水径流总量：从一次洪水流量过程线中扣除前次洪水尚未 退尽的部分水量及深层地下径流之后的洪水总量。
2、流量过程的分割
流量过程的分割（1）是将非本次降雨形成的径流割去，求出本次 洪水的径流总量。
（2）洪水中不同的水源成分的水流运动规律是 不同的，所以要将本次洪水径流总量划分 为不同的水源。包括地面径流、表层流径流
净雨 R(t)
汇流 计算
坡地 汇流 河网 汇流
流域 出口 径流 过程
Q(t)
地面径流 表层流径流 （壤中流） 浅层地下径流 深层地下径流
流域出口断面的流量过程是由地面径流、表层流径流（壤中流）、 浅层和深层地下径流组成。
深层地下径流（基流）数量少，且较稳定。不是本次降雨所 形成。计算时一般从洪水过程线中分割。
②汇流计算：净雨沿着地面和地下汇入河网，然后经河网汇 流形成流域出口的径流过程，关于流域汇流过程的计算称之为 汇流计算。
一、径流量计算
很多情况下，一次洪水流量 过程，不仅包括本次降雨形成 的地面径流、表层流径流和地下 径流。还包括前期洪水没有退完 的部分水量和不是本次降雨补给 的深层地下径流。应从本次洪水 过程中分割。
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，
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
第八章 径流(runoff) 水文学原理课件
6 加积
3236 69.30 54.20 52.30 65.50 74.00 123.00
七月
八月
九月
十月
十一月
十二月
正常径 流量数
25.30 19.80 7.72 3.65 2.39 1.64 7.47
8.66 12.30 3.74 2.81 2.09 1.32 3.81
78.20 95.50 33.30 13.10 9.77 6.34 23.50
地下分水线
地面分水线 地面分水线
• 分水线是相邻两流
透水层
域间的界线。
地面分水线与地下分水线示意图
一、分水线
• 地面分水线和地下 地下分水线 分水线可能不一致。
地面分水线
• 定义：当流域的地
不透水层
面、地下分水线重 合时，称闭合流域；
地面分水线
反之，称非闭合流 地下分水线
域。
不透水层 地面分水线与地下分水线示意图
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。
３ ３
２ ２
２
１ １１ １
２２
１ １ １
２ １
２
１
Байду номын сангаас
１
３３
干 流
干 流
河流等级 有两种计算方法： a、 从河口（干流）算起
b、从河源开始算起
工程水文第八章产流1
（一）、前期影响雨量 P 的计算公式 a
1、流域内前后两天无雨
P a ,t 1 kP a ,t
土壤含水量的日消退系数或折减系数。 2、流域内第t日内有降雨 Pt ，但未产流。
Pa,t 1 k (Pa,t P t)
3、第t日内有降雨 Pt ，并产生径流 Rt
Pa,t 1 k ( Pa,t P t Rt )
P—t 扣损(1) 产流 R—t (2) 汇流 Q—t
（1）降雨扣除截流、填洼、初渗损失产生净雨。我国常把净雨量 叫做产流量。降雨转化为净雨的过程为产流过程。净雨量的计算 叫产流计算。
（2）净雨沿地面、地下汇入河网，并经河网汇集成流域出口径流 过程 汇流过程
汇流过程
坡地汇流 河网汇流 坡地 汇流 河网 汇流 流域 出口 径流 过程 Q(t) 地面径流 表层流径流 （壤中流） 浅层地下径流 深层地下径流
t Kg ln Q(t ) ln Q(t t )
3、径流量计算 实测流量过程线割去非本次降雨形成的径流后，本次降雨形成 的径流量
R
3.6 Qt F
在退水规律比较一致的流域， 可在CD段上找与A点流量相等的
C 点， SAEF SCDD
4、水源的划分 因为直接径流和地下径流有不同的汇流特性，所以求得次径流量 之后，还需划分直接径流和地下径流。 方法：斜线分割法 起涨点A到直接径流终止点B连一直线。直线AB以上为 直接径流。以下和基流以上部分为地下径流。
实用中，因为 Rt 不易求得，所以仍按2式计算。但要求
Pa,t 1 Wm
Pa 值加权平均。
Wm为流域最大蓄水量。
流域较大时， Pa 值应按雨量站分块计算，全流域 Pa 值由各块
二、流域最大蓄水量Wm和消退系数k 1、流域最大蓄水量Wm
第八章 产流机制
第三节包气带水分动态及对降雨 的再分配作用
( 2 ）包气带水分的消退。 因此在一般情况下，蒸散发是包气带水分消退的主要原因。 根据蒸散发理论，蒸散发消耗水分取决于气象条件和土壤 含水量，主要规律是：
因此，包气带中的土壤因降雨（或灌溉）获得水分，而因 蒸散发失去水分。自然界降雨和蒸散发都有一个变化过， 时而降雨大于蒸散发，时而降雨小于蒸散发。这就必然导 致包气带的土壤有时增加含水量，有时减少含水量，呈现 出土壤水分的增消过程。
雨量小于植物截留容量
第一节
截留与填洼
二、填洼Depression detention/storage, ponding 流域上的池塘、小沟等大大小小的闭合洼 陷部分称为洼地。在降雨中被洼地拦蓄的 那部分雨水称为填洼量。
第一节
截留与填洼
二、填洼 降雨强度大于地面下渗能力 填洼量最终耗于下渗和蒸散发。 流域上填洼量的大小与洼地的分布和降雨 量有关。
第三节包气带水分动态及对降雨 的再分配作用
一、包气带水分动态
包气带水分动态是指包气带中水分含量及水分剖面的增长 与消退过程。 ( 1 ）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。按照下渗理 论，一场降雨中包气带增加的总水量应为：
一次降雨中湿润锋面所能达到的最大深度则取决于降雨历 时、强度、土壤的透水性和前期土壤含水量情况。
Ks i1雨强下，AB 、 BC界面均可能产 A层 生壤中流；
i2雨强下，BC界面可能产生壤中流；
稳定状态下，fc Ks
C层
Z
KA KB
A (2) 1.0 1.0 (3)
i3雨强下，AB 、 BC界面均不可能 产生壤中流。 (1) KB<i<KA，可能有Rss；
水文学原理-第8章 径流
流域出口
河网汇流 坡面汇流
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流域汇流过程
13
坡地水流进入河网后，使河槽水量增加．水位升高，这就是河流洪 水的涨水阶段。在涨水段，由于河槽贮蓄一部分水量，所以对任一河 段，下断面流量总小于上断面流量。 随降雨和坡地漫流量的逐渐减少直至完全停止，河槽水量减少，水 位降低，这就是退水阶段。 这种现象称为河槽调蓄作用。河槽调蓄是对净雨在时程上进行的第 二次再分配。
河流水位的变化，从本质上看是河流流量的变化，流量增大，水位升 高；流量减小，水位降低。因此，水位变化实质上是流量变化的外部反映 和表现；另一方面，流量大小可以通过水位高低反映出来，即二者呈某种 函数关系Q=F(H)，水位升高，流量增大。即Q=F(H)呈单调递增函数。
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根据图还可以看出降落在流域上的
降雨过程与经过流域下垫面的作用后
形成的流量过程之间具有明显的差异，
具体表现在：
①次降水量大于相应的次洪径流深。
降落在流域上的雨水必然有部分消耗
于植物截留、填洼、下渗以及蒸散发
等损失，使得最后流出流域出口的水
量小于降落在流域内的水量。
②两条过程线的形状不同。降水过程
第八章 径流
2020/2/1
1
主要内容
1
径流形成的过程
2
河流水情
3 洪水与枯水与冰情
4 径流的分割与计算
5
径流的影响因素
2020/2/1
2
一、径流形成的过程
（一）几个基本概念
径流：由降水所形成的，在重力的作用下沿着一定的方向和路径流 动的水流。
地表径流：沿着地面流动 的水流
壤中流：在土壤中流动的
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水 文 学 原 理(八产流机制)
§3 产流的基本物理条件(单点产流) 产流的基本物理条件(单点产流)
2 不同的产流机制
c 壤中水径流(Rint)的产流机制 壤中水径流(Rint)
fA fB
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 = ∫
Rint =
物理条件: 物理条件:
f cA ≥i ≥ f pB
(i f pB )dt + ∫
pB
i > f cA
( f cA f pB )dt
f pB )dt
f cA ≥i ≥ f pB
∑ (i f
)dt +
i > f cA
∑( f
cA
(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 包气带中必须存在相对不透水层, 包气带中必须存在相对不透水层 (2)至少要上层的土壤含水量达到田间持水量 至少要上层的土壤含水量达到田间持水量
I E > D I E ≤ D
P = E + (We W0 ) + Rs
EA A层 层 B层 层 C层 层 EB EC ED F FA Rss,A Rss,B
FB Rss,C FC
§3 产流的基本物理条件(单点产流) 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 )雨强大于地面下渗容量～ (b)整个包气带土壤含水量达到田间持水量～地下水径流 )整个包气带土壤含水量达到田间持水量～
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
水文学原理(第八章)2011
超渗地面径流的产流面积变化
超渗地面径流产生的条件是雨强大于地面下渗 容量，因此，在降雨空间分布均匀的情况下，超 渗地面径流的产流面积变化可用流域下渗容量分 配曲线来阐明。
超渗产流模式的产流特征：
1 降雨强度大于下渗能力时产生地表径流；
2 产流量与降雨强度、下渗能力有关；
3 随着降雨历时的增加，产流面积有时增大， 有时减小。
R 3 地下径流： g
当包气带含水量超过田间持水量或接近饱 和时，会产生自由重力水补给地下水，便 产生地下径流。（如前述）
地表径流、壤中水径流、地下径流是自 然界客观存在的产流基本机制。
4 饱和地面径流：Rsat
与壤中流发生的情形相 类似，上下层界面上会 出现临时饱和带。这个 临时饱和带最终将达到 地面。后继降雨的一部 分将积聚在地面，而成 为一种地面径流。这样 形成的地面径流称为饱 和地面径流，Rsat
不同的流域基本单元，其产流机制不同。
流域产流模式：流域是由许许多多不同的流域
基本单元形成的，流域的产流模式就是许许多
多不同的流域基本单元的产流模式组合而成。
各种产流模式在流域中所占的比重不同。一般
以在流域中占主导地位的产流模式作为由许多不同的基本单元流域的
§8.5 流域产流过程及产流量计算
一、蓄满产流的总径流量计算及水源划分
1 总径流量计算：
R (P E) W
a
PE
0
1 (Wm )dWm
流域土壤含水量的增加量:
PE 0
1 (Wm )dWm
当 W0 0 时，初始流域土壤含水量:
W0 1 (Wm )dWm
裂隙是指基岩中各种缝隙和孔隙。 类型：
水文学原理第八章产流计算
前提条件：产流界面是地面（包气带的上界面）； 必要条件：要有供水源； 充分条件：降雨强度大于下渗能力；
超渗地面径流总量计算公式
Rs(ifp)dt(ifp)t
ifp
ifp
超渗产流发生地区：
主要发生在地下水埋藏深、包气带厚度 大、土壤透水性差、植被也较差的丘陵区 或干旱地区。这些地区的土壤含水量经常 较低，在通常降水条件下，下渗达不到整 个包气带的厚度。
例题：清江上游恩施以上流域控制面积为2928km2， 流域内，岩石破碎，植被良好，多年平均降雨量约 为1440mm，属典型湿润地区。试用蓄满产流模型计 算1966年6月的一次降雨过程对应的产流量。采用的 蓄水容量曲线参数为：WM=130mm；蓄水容量指数曲 线指数b=0.46.流域初始蓄水量W0=119.88mm。蒸散 发折算系数为0.9，数据见表所示：
一、蓄满产流模型的基本概念 1.降雨使包气带土壤达到田间持水量之前不产流， 此前的降雨全部用以补充土层的缺水量；
2.土层水分达田间持水量（蓄满）后开始产流，以 后的降雨（除去雨期蒸发）全部变为净雨。
3.流域上只有蓄满的地方才产流，故产流期的下渗 为稳渗率，其中下渗至潜水层的部分成为地下径流， 超渗的部分成为地面径流。
W t W 00 tid 0 tftB d t0 trsd s t0 trrd at t
其特点是土壤比较湿润，且接近地下水 面有毛管水带，土壤缺水量较小，一次降水 下渗锋面很容易与毛管水建立水力联系，包 气带很容易达到饱和。
饱和产流取决于降雨量的大小和土壤雨 前含水量，而与雨强无关。（与超渗产流区 别）
2.超渗产流的计算
1 )若 i1fp ,1 ,则 rs,1 0 ,R s,1 0 , W 1 i t 2 )若 i1fp ,1 ,则 rs,1 i1fp ,1 ,R s,1rs,1 t, W 1fp ,1 t
水文学原理 第8章 长流机制
3 特殊包气带：
不透水的下垫面、冻土等（例如高寒地区包气带）
第三节 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
一、包气带的水分动态
包气带的水分动态是指包气带中土 壤含水量及水分剖面的增长与消退过 程。 θ
1. 包气带水分的增长
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。在天然情况下，地下水的补给一 般处于均衡状态。故上界面降水是主 要原因。水分沿垂向的增长可由下渗 理论描述。增长量等于累积下渗量。
产流过程是以包气带为核心的、对降雨的再分配过程。
在天然流域中，由于气候、地形地貌、植被、地质构 造、土壤、地下水埋深等因素的作用与影响，各处包气带 的厚度是不同的。 以包气带厚度为纵坐标，以流域中包气带小于等于该 厚度的面积占全部面积的百分比为横坐标，得出流域包气 带的分布曲线。 流域包气带的分布曲线间接反映了流域包气带蓄水能 力的分布特征。
当雨强小于 下渗能力时， 降雨全部渗 入地下。
i≤ f p
Rs = ∑ i − f p）Δt （
i> f p
2. 包气带土层对下渗水量的再分配作用
下渗水量(I)一部分以蒸发形式逸出地面(E)。剩余部分又 被分成“土壤蓄存”和“径流”两个部分。 下渗水量(扣除蒸发后)首先在土壤吸力作用下被土壤颗粒吸 附保持，成为土壤含水量的一部分。 记 Wf 为包气带达到田间持水量时的土壤含水量(mm)， W0为包气带初始土壤含水量(mm)， We 为时段末包气带含水量(mm，We＜Wf ) 则包气带的缺水量： D=Wf –W0
1. 包气带地面对降雨的再分配作用
降雨到达地面以后， 一部分消耗于植物截留、蒸发、填洼 等损失，剩下部分被分成两部分：超过地面下渗能力(容量)部 分留在地表，其余部分渗入地下。分配的结果是将雨水分为地 面和地下两个部分。即：
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
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。
工程水文第八章产流1详解
式中，Et 为第t日的流域蒸散发量（mm）；Wt 为第t日开始时的流 域蓄水量（mm）；Wm 为流域蓄水容量（mm）；Ewt 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；Kwt 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。
根据水量平衡原理：
dS I O Q(t) dt
Kg
dS dt
dQ dt
kgQ(t)
dQ dt
Q(t ) Q(0)et / kg
Kg
ln
t Q(t) ln Q(t
t)
3、径流量计算 实测流量过程线割去非本次降雨形成的径流后，本次降雨形成 的径流量
R 3.6 Qt F
在退水规律比较一致的流域， 可在CD段上找与A点流量相等的
第二节前期流域蓄水量及前期影响雨量的计算
一、前期流域蓄水量W的计算
流域蓄水量主要是指，在流域降雨能够影响的土层内土壤含蓄 的吸着水、薄膜水和悬着毛管水，不包括重力水，是土壤能够保 持而不在重力作用下流走的水分。在土壤蓄水量的计算中，往往 取土壤蓄水量的最小值（相当于凋萎系数）为计算零点，称田 间持水量与最小蓄水量的差值为土壤蓄水容量。土壤实际蓄水 量在零与蓄水容量之间变化。流域上各地点的蓄水容量是不同的， 可从零变化到点最大蓄水容量，其流域平均值以Wm表示，称 流域蓄水容量。
（合并为直接径流或地面径流）和地下径流 （包括浅层地下径流和深层地下径流）
深层地下径流不是本次降雨形成的需分割。所以地下径流一般 是指本次降雨形成的浅层地下径流。
深层地下径流比较稳定，流量也较小，是河川的基本流量， 又叫基流。基流一般取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯 流量用水平线分割。
根据水量平衡原理：
dS I O Q(t) dt
Kg
dS dt
dQ dt
kgQ(t)
dQ dt
Q(t ) Q(0)et / kg
Kg
ln
t Q(t) ln Q(t
t)
3、径流量计算 实测流量过程线割去非本次降雨形成的径流后，本次降雨形成 的径流量
R 3.6 Qt F
在退水规律比较一致的流域， 可在CD段上找与A点流量相等的
第二节前期流域蓄水量及前期影响雨量的计算
一、前期流域蓄水量W的计算
流域蓄水量主要是指，在流域降雨能够影响的土层内土壤含蓄 的吸着水、薄膜水和悬着毛管水，不包括重力水，是土壤能够保 持而不在重力作用下流走的水分。在土壤蓄水量的计算中，往往 取土壤蓄水量的最小值（相当于凋萎系数）为计算零点，称田 间持水量与最小蓄水量的差值为土壤蓄水容量。土壤实际蓄水 量在零与蓄水容量之间变化。流域上各地点的蓄水容量是不同的， 可从零变化到点最大蓄水容量，其流域平均值以Wm表示，称 流域蓄水容量。
（合并为直接径流或地面径流）和地下径流 （包括浅层地下径流和深层地下径流）
深层地下径流不是本次降雨形成的需分割。所以地下径流一般 是指本次降雨形成的浅层地下径流。
深层地下径流比较稳定，流量也较小，是河川的基本流量， 又叫基流。基流一般取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯 流量用水平线分割。
水文学原理第八章产流机制研究
f = 0.5cm/hr
i < f , rs = 0
i > f , rs = i - f > 0
超渗地面径流理论
降水初期
i<f 截留填洼
随降水持续 i>f
地表积水 开始产流
随降水再持续 i>f
地表积水增多 产流量增加
图示超渗地面径流分时段产流——2
i/f
降雨量过程线/下渗曲线
各分时段多余的降水量用来产流
t
第一个：超渗地面径流形成 第二个：壤中径流与回归流形成 说明洪水过程线中的现象 有不同成分的径流类型 不同成分径流的产流速度不同 形成场所不同
现象三 ：湿润季节内微小的降雨都有明显的流量过程
湿润季节的多雨背景下， 土壤包气带缺水量极少， 土壤剖面整个层次基本饱和， 下渗速度接近稳定渗透速率。
这时稍有水分补给土壤， 就会有重力水快速下渗到潜水面处， 在水势梯度的作用下汇聚到河网内。
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。
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
包气带的水量变化与降雨量的关系
W = P -E -R s-R sb-R g
产流机制
9
(三)影响植物截留的因素 三 影响植物截留的因素
一类是植物本身的特性，如树种、树龄、 一类是植物本身的特性，如树种、树龄、林冠 植物本身的特性 厚度、茂密度等 厚度、茂密度等。 另一类是气象、气候因素，如降雨量、降雨强 另一类是气象、气候因素， 降雨量、 气象 度、气温、风和前期枝叶湿度等。 气温、风和前期枝叶湿度等。
25
生物在土壤形成中的作用
生物是促进土壤发生发展的最活跃的因素。 生物是促进土壤发生发展的最活跃的因素。通过生物 的循环，才能把大量的太阳能纳入成土过程， 的循环，才能把大量的太阳能纳入成土过程，才能使 分散于岩石圈、水圈和大气圈的多种养分物质聚集于 分散于岩石圈、水圈和大气圈的多种养分物质聚集于 土壤之中，才能使土壤具有肥力并使之不断更新。 土壤之中，才能使土壤具有肥力并使之不断更新。因 此，成土过程实质上就是母质在一定条件下为生物不 断改造的过程。没有生物的作用便没有土壤的形成。 断改造的过程。没有生物的作用便没有土壤的形成。 尤其是陆生植物与土壤彼此之间具有一定的从属性。 尤其是陆生植物与土壤彼此之间具有一定的从属性。
30
按照裂隙的含水性和导水性，又可分为开裂隙、 按照裂隙的含水性和导水性，又可分为开裂隙、闭裂 含水性和导水性 开裂隙 隙和隐裂隙三类 三类。 隙和隐裂隙三类。 开裂隙上下相连通，因而具有较好的含水性和导水 开裂隙上下相连通，因而具有较好的含水性和导水 较好 性。 闭裂隙存在于岩石之中，上下不相通， 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 隐裂隙则由于裂隙极细，所以也不具有含水性和导 不具有 水性。 水性。
18
(三) 洼地分配曲线 三
为流域上的洼地蓄水 设S为流域上的洼地蓄水 为流域上的 深。a表示蓄水深小于等 表示蓄水深小于等 于s的洼地的面积占流域 的洼地的面积占流域 面积的比重， 面积的比重，则a与S必 与 必 存在正变函数关系， 存在正变函数关系，即S 增大时， 也必增大 也必增大， 增大时，a也必增大，
(三)影响植物截留的因素 三 影响植物截留的因素
一类是植物本身的特性，如树种、树龄、 一类是植物本身的特性，如树种、树龄、林冠 植物本身的特性 厚度、茂密度等 厚度、茂密度等。 另一类是气象、气候因素，如降雨量、降雨强 另一类是气象、气候因素， 降雨量、 气象 度、气温、风和前期枝叶湿度等。 气温、风和前期枝叶湿度等。
25
生物在土壤形成中的作用
生物是促进土壤发生发展的最活跃的因素。 生物是促进土壤发生发展的最活跃的因素。通过生物 的循环，才能把大量的太阳能纳入成土过程， 的循环，才能把大量的太阳能纳入成土过程，才能使 分散于岩石圈、水圈和大气圈的多种养分物质聚集于 分散于岩石圈、水圈和大气圈的多种养分物质聚集于 土壤之中，才能使土壤具有肥力并使之不断更新。 土壤之中，才能使土壤具有肥力并使之不断更新。因 此，成土过程实质上就是母质在一定条件下为生物不 断改造的过程。没有生物的作用便没有土壤的形成。 断改造的过程。没有生物的作用便没有土壤的形成。 尤其是陆生植物与土壤彼此之间具有一定的从属性。 尤其是陆生植物与土壤彼此之间具有一定的从属性。
30
按照裂隙的含水性和导水性，又可分为开裂隙、 按照裂隙的含水性和导水性，又可分为开裂隙、闭裂 含水性和导水性 开裂隙 隙和隐裂隙三类 三类。 隙和隐裂隙三类。 开裂隙上下相连通，因而具有较好的含水性和导水 开裂隙上下相连通，因而具有较好的含水性和导水 较好 性。 闭裂隙存在于岩石之中，上下不相通， 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 隐裂隙则由于裂隙极细，所以也不具有含水性和导 不具有 水性。 水性。
18
(三) 洼地分配曲线 三
为流域上的洼地蓄水 设S为流域上的洼地蓄水 为流域上的 深。a表示蓄水深小于等 表示蓄水深小于等 于s的洼地的面积占流域 的洼地的面积占流域 面积的比重， 面积的比重，则a与S必 与 必 存在正变函数关系， 存在正变函数关系，即S 增大时， 也必增大 也必增大， 增大时，a也必增大，
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
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i〈f 的降雨条件下，也观测到地面径流的产生
一次比较均匀的降水过程中，却出现两个洪峰 湿润季节，微小的降雨都有明显的流量过程变化 全流域产流的情况非常罕见
现象一 ：
i< f
，也观测到地面径流产生
观测到： 地面径流产生， 在出口断面出现洪水过程。 i< f
有时又观测到： 没有地面径流产生，
却在流域出口断面上观测到洪水过程。
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。
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，
超渗地面径流产流机制——2简化水量平衡方程
一般，降雨期间的蒸发比较小可以忽略；
另用于植物截留和填洼的水量不大，
在数值上变化稳定，是缓变因素； 因此，植物截留量、填洼量和雨期蒸发量 在地面径流的形成过程中不起支配作用， 可以忽略； 则上面的水量方程可简化为Rs= P – F。（知识点2）。
超渗地面径流产流机制——3 方程讨论
潜水埋深 —— 包气带厚度变化对对植物生长影响
包气带厚度（米）
到达地表的降水，分配与转换有三个过程
1. 地面以上
—— 植物对降水截留及地表填洼 —— 降水强度与下渗强度决定 —— 也就是土壤包气带内， 土壤分层水力、含水量差异决定
2. 地表处 3. 地面以下
包气带是不同成分径流类型的发生场所
流域陆面 由不同下垫面类型构成，不同下垫面包气带
影响包气带厚度的因素——水量收支
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
超渗地表径流
在降水强度大于土壤下渗能力时产生, 在累计下渗量大于土壤缺水量以后产生
霍顿的产流观点——总结成下面两段话
径流的成分有两种，地面径流与地下径流， Rs 对洪水涨落起主要作用， Rg 长期维持河流枯水流量， i > f ，全流域产生地面径流
降水过程中，形成什么类型的径流成分 取决于i(降水强度) 与 f (土壤下渗能力) ，
F (下渗水量)与 D (土壤缺水量 ) 之间的关系
包气带土壤缺水量 D
是 土壤初始含水量W1 距离 土壤含水量达到田间含水量W田 的 差值 D = W田 - W1
霍顿观点 —径流成分取决于i 与 f ，F 与 D 之间关系
i< f Rs= 0 ; F < D Rg = 0
无径流产生，河流处于原先退水状态 i> f Rs > 0 ; F< D Rg = 0
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。
8.2 包气带水量平衡
1. 什么是包气带 、水分带结构 2. 包气带分层及分层内水分运动特征 3. 包气带不同层位的水量平衡
包气带 饱和带 隔水层 承压含水层 越流
包气带（zone of aeration ）
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
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
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
Rs或Rsat Rsb 或Rret
截留
地下径流
包气带 饱和带 隔水层 承压含水层
Rg
越流
讲解过程中的符号意义
外界水分交换 之间的关系，
把 包气带 分三个带
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。
P E1 E2 F Rs Rsb Rg W1 W2
现象三 ：湿润季节内微小的降雨都有明显的流量过程 湿润季节的多雨背景下，
土壤包气带缺水量极少，
土壤剖面整个层次基本饱和，
下渗速度接近稳定渗透速率。
这时稍有水分补给土壤， 就会有重力水快速下渗到潜水面处， 在水势梯度的作用下汇聚到河网内。
一般在 坡度大、 包气带土壤薄、 容易达到饱和的的地段容易出现。
壤中径流产流机制——土壤条件
为何自然多出现土壤上层比下层透水性强的现象？
自然界中的包气带中，上层的土壤上覆的压力小， 分布有大量植物根系、 富含有机质，
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。
典型流量过程线中的水量构成
超渗坡面流
Q
B C D E A
饱和坡面流 回归流 饱和壤中流
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
W1 2
Rsb
Rg
W1 W2
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
△t4 → 地表有积水，产流
超渗地面径流产流机制—1建立地面水量平衡方程
自降雨开始至降雨结束时刻的时段内， 地面的水量平衡可用下面的方程表述：
Rs= P – E – F – In – U
其中，Rs 是地面径流产流量，P，E , F分别是降雨开时刻
到时刻t的累计降雨量、蒸发量、下渗量，
In 与 U是植物截留量和填洼量（知识点1）。
以上观测到的现象说明
径流成分不仅仅只有霍顿认为的两种， 应该还有其它成分的水分来源。但是什么成分呢？
现象二 ：一次比较均匀的降水过程中，却出现两个洪峰
Q
Q
t
t
典型的降雨径流过程线 只有一个洪峰， 一个涨水段 一个退水段
第一个：超渗地面径流形成 第二个：壤中径流与回归流形成 说明洪水过程线中的现象 有不同成分的径流类型 不同成分径流的产流速度不同 形成场所不同
第八章 重点 1. 包气带水量平衡要素及平衡方程 2. 四种径流成分的产流机制 3. 霍顿产流机制的核心论点与局限性
4. 九种产流类型的组合
5. 九种产流类型归为两种产流模式的水文意义
8.1降水形成产流的一般过程概述
降水在完全降落到地面以前
要经过地面植被的截留，并满足地面低洼处的蓄水存量、
包气带下渗要求后，才会在流域内从局部地点产生径流，
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
P
E1
地面 土层A 土层B 潜水面
F W1
Rs
地表处水量平衡 方程：
W P F Rs E1 0
P F Rs E1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
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 。
典型包气带 水分结构带的三个分层
毛管悬着水带包气带中间带毛管支持水带
饱和带
依据 包气带内 和 它与 毛管水分的来源
位于土壤表面 以下，潜水面以上 的 不饱和土壤层。 不饱和土壤层的厚度也就是包气带的厚度。
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
包气带水量平衡方程
包气带蓄水量的变化 W W2 W1 总蒸发量 E E1 E2 地表处水量平衡 P F Rs E1 下渗水量的转换 F E2 Rsb Rg W
上两式相加
W P E Rs Rsb Rg
包气带的水量变化与降雨量的关系
i<f ,
rs = 0
降水初期
超渗地面径流理论
i<f 截留填洼
随降水持续 i>f
地表积水
开始产流
随降水再持续 i>f
地表积水增多
产流量增加
图示超渗地面径流分时段产流——2
各分时段多余的降水量用来产流
i/f
降雨量过程线/下渗曲线
i-f