径流形成过程及其度量

二、土壤水 土壤水分常数
毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着 水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断 裂含水量。土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只 能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。 田间持水量：土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。 当超过这一限度时，多余的水分不能被土壤所保持， 将以自由重力水的形式向下渗透，补给潜水，形成地 下径流。 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土 壤含水量。
三、下渗 物理过程
初期土壤干燥，入渗过程按水分所受的主要作用力不同 及运动特征不同，大致可分为三个阶段：
（1）渗润阶段
由于初期土壤干燥，水分主要在分子力作用下,被土壤 颗粒吸附而成为结合水（吸湿水和薄膜水）；对干燥土 壤，渗润阶段土壤吸力非常大，故起始下渗率很大。当 入渗使土壤达最大分子持水量时，进入下一阶段。
流域总蒸发量估算方法
① 水量平衡法：根据降水、径流、流域蓄水量变化 等资料估算总蒸发量。常用来推求多年平均总蒸发 量，有较高的精度。 ② 模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域 总蒸发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式 。
对于闭合流域，在某一时段的水量平衡方程：
பைடு நூலகம்
P Et R DS
多年平均：
吸湿水 薄膜水 毛管水 重力水
二、土壤水 存在形式
吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、 也不能为植物利用的土壤水分。 薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜， 可从薄膜厚的地方缓慢地流动到薄膜较薄的地方。
土壤 颗粒
吸湿水
薄膜水
土壤 颗粒
二、土壤水 存在形式
毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分 ，不能在重力作用下流走。
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管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 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 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。
关，尤其是土壤含水量。 对于天然情况下，温度、光照基本适宜，植物的
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
二、土壤水 存在形式
重力水：在重力作用下可以流动的土壤水， 是地下水的来源。
二、土壤水 土壤含水量
体积
土壤含水量：包气带土壤
含水的多少，常用单位土
Va
壤体积内包含的水体体积、 或包含的水体质量来表示。V Vw
水文上还常用包气带土层
的含水量折合为水深(mm) Vs
来表示，称土壤蓄水量。
空气 水
土
重量
地面净雨 hs 表层净雨 hin 地下净雨 hg
地面净雨
地面径流Rs： 坡面漫流 Rs： 沿流域坡地成片连续流动的水流。 壤中流/表层流 Rin ：下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中； 一部分继续向下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透 水层面的表层流。
地下径流 Rg，浅层地下径流 Rgs和深层地下径流 Rgd。
(裸露)土壤水分蒸发过程：
➢ 第一阶段：大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变） ➢ 第二阶段：土壤导水率控制/蒸发率降低阶段） ➢ 第三阶段（扩散控制阶段）
三个阶段蒸发量：
➢ 第一阶段：土壤充分湿润 、供水充足，E=EM
➢ 第二阶段：土壤水分减少 ，W<W田，供水条件变差 ，E逐渐减小: E=W/W田×EM
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第四节 下渗
陆地上的重要水体：地表水、土壤水、地下水
第四节 下渗
包气带、饱和带 土壤水 下渗
下渗
雨水降落到地面后，当地表为透水的土壤时，将有 一部分渗入土层，即下渗。下渗的雨水，首先进入 包气带，当那里吸收的水量超过它的蓄水能力（称 蓄满）时，多余的雨水进入饱水带，成为潜水和地 下径流。
读数均为同期的观测数据，K 值随蒸发皿类型、地 区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查 出，如：东北地区：K=0.9； 长江流域：K=0.82
二、土壤蒸发
土壤蒸发：土壤水分通过空隙上升和汽化以水汽 形式从土壤表面进入大气的过程。
土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速)外， 还与土壤性质(结构、色泽等)、土壤中水分含量、地 下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。
Ma Mw
M Ms
土壤三相图
二、土壤水 土壤水分常数
最大吸湿水量（吸湿系数）：在饱和空气中，干燥土 粒能够吸附的最大水汽量。 最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量， 薄膜水厚度达最大 值。 凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个 大气压，对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物 则无法利用。当土壤水分低于这时的含水量时，植物 将缺水而凋萎死亡，该土壤含水量称为凋萎含水量。
一、包气带和饱和带
包气带：指地面与地下潜 水面之间的土层，是包含 有空气的水、土三相系统 。这里的水分，水文上称 土壤水。 饱和带：指地下潜水面下边 的土层，土粒间的孔隙完全 被水充满，故称饱和带。
5
二、土壤水 存在形式
土壤水是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的 水分，按受分子力、毛管力、重力作用的情况 分为以下4种形式：
t
三、下渗 空间分布
空间分布不均，原因: （1）流域中土壤性质的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一 对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多，
在实际工作中又不可能设立许多测点进行观测，所以多 采用概化的方法来描述下渗的空间变化。
一、径流形成过程
1.产流过程（降雨的一次再分配）
降雨损失：不能形成径流的那一 部分雨量
植物截留 填洼 雨期蒸发 初渗：补充土壤缺水量
这些部分雨量最终耗于流域蒸、 散发，不会形成径流，因此称之 为损失。
净雨过程： 降雨过程减去损失过程。
降雨形成净雨量h
净雨量 = 降雨量 - 损失量
净雨量包括三个方面：
上层以蒸散发能力蒸发，直到上层水分耗尽，才 蒸发下层；下层土壤蒸散发量与剩余蒸散发能力及下 层土壤含水量成正比。
上层：E上=W上/WM上×EM 下层： E下=W下/WM下×（EM-EM上） 此模式没有考虑当下层土壤水分蒸发完之后，深 层水分对蒸发的补给。
（3）三层模式 把可蒸发层分为上、下、深层。降雨时先补给上层 ，后满足下层，最后才是深层。 计算方法：上层、下层与二层模式相同，当下层土 壤水分耗尽，深层开始蒸发。 上层：E上= W上/WM上×EM 下层： E下=W下/WM下×EM剩 深层：量小且稳定，采用（1/5～1/10）×EM ， 或0.3-1.0mm/d
凋萎系数
吸薄 土粒 湿 膜
水水
毛管水
重力水
吸最
田
湿大
间
系分
持
数子
水
持
率
饱 和 含 水 率
水
率
三、下渗 物理过程
下渗：大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而 改变土壤内水分状况的过程。
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，是径流形成过程的重要环节 之一。
下渗不仅直接决定地面径流量的产生及大小，同时也 影响土壤水和地下潜水的增长，影响土壤表层流、地 下径流的产生和大小。
散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和枝干 逸入大气的过程。 蒸散发：自然界水面蒸发、土壤蒸发和植物散发的总称
蒸发大小的特征量
蒸发量（mm）：某个时段内单位面积蒸发的水量。 蒸发率／蒸发强度（mm）：单位时间内的蒸发量。 可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水 的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件 下可能达到的最大蒸发率。
EP
E PR
DS
Rs Rg
模式计算法
（1）一层模式 把流域蒸发层作为一个整体，认为蒸散发量同
该层土壤含水量及流域蒸散发能力成正比：
Et=Wt/WM×EMt 此模式的结构和土壤含水量的垂直分布与实际情 况不完全相符。对久旱之后的一场小雨且土壤水分 较少时，误差较大。
（2） 二层模式
把土壤可蒸发层分为上、下两层，降水补给土壤 和蒸散发消耗土壤水分先上层后下层。
每日8时观测一次
E601蒸发器
2020/12/3
2020/12/3
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水面蒸发计算
水面蒸发器的观测值转换为大水体的蒸发量 : E=K × Eobs
式中，Eobs—观测的蒸发量; K—蒸发器折算系数， 随水面蒸发器类型和季节变化而不同，可在水文 计算规范等文献中查取。K=E池/E器
折算系数：
表层流径流：表层流净雨沿坡面侧向表层土壤空隙流入
河网。表层流与坡面漫流常互相转化，因此通常把表层 流归入地面径流。
坡地地下汇流：地下净雨向下渗透到地下潜水面或深层
地下水体后，沿水力坡度最大的方向流入河网。深层地 下水汇流构成河川的基本流量，称为基流。
三、下渗 定量描述
下渗率f：单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（ mm/h或mm/min）。
下渗能力fp：充分供水条件下的下渗率（mm/h） 下渗能力曲线：下渗能力随时间的变化过程线（mm/h）
稳定下渗率fc：土壤孔隙充满水，下渗趋于稳定的下渗率
下渗能力随时程而递减，初 期很大，后期逐渐变小，最 后趋于稳定。
径流分类 按运动场所：地面径流或地表径流、地下径流 按降水形式和补给来源：降雨径流、融雪径流
一、径流形成过程
径流形成过程：流域内，自降雨开始到水流汇集 到流域出口断面的整个物理过程。
降雨过程→扣除损失→净雨过程→流域汇流→流量过程
产流过程
汇流过程
产流过程：降雨转化为净雨的过程 汇流过程：净雨转化为河川流量的过程
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第五节 蒸散发
内容提要
水面蒸发 土壤蒸发 植物散发 流域总蒸发
蒸散发
蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发是海洋和陆 地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要 环节之一。 蒸发：水面与土壤表面的水变成水汽的过程。
一、水面蒸发
水面蒸发：水面的水分由液态转化为气态向大气扩 散、运移的过程，包括水分气化和水分扩散两个阶 段。与气温、水面温度、水汽压的饱和差及风速等 有关。
水面蒸发观测资料较多，比较可靠，常是其他蒸 水面发蒸计发算的的观基测础：。
φ-20型，φ-80型， E-601型
大型蒸发池(A=20m2和A=100m2两种)。
流量稳定； 地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流 枯水期的重要来源。
2．汇流过程（降雨的二次再分配）
坡地汇流： 坡面汇流 壤中流 地下径流
河网汇流：
小沟小溪 小河大河
流域 出流
一、径流形成过程
坡面漫流：超渗雨满足了填洼后，产生的地面净雨沿坡
面流到附近河网的过程。坡地漫流有无数股时分时合的 细小水流组成，无明显的固定沟槽，雨强很大时可形成 片流。坡地漫流流程短，历时亦短。地面净雨经坡面漫 流注入河网，形成地面径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
2020/12/3
Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
➢ 第三阶段：W<W断，水分 运动十分缓慢，E=Emin (最 小土壤蒸发率，近于0）
三、植物散发
植物散发是一生物物理过程， 水分从叶面气孔中扩散出去 的量可由气孔开闭程度而受 到调节，同时受到根层土壤 含水量的影响。
三、植物散发
植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶 面和技干逸入大气的过程。 植物散发强度与土壤湿度、温度、光照等密切相