水 文 学 原 理(八产流机制)
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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
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，
产流机制
（1）产流时，土壤含水量达到田间持水量； （2）产流与雨强无关，与总降雨量、蒸发量、初始土壤含水量有关； （3）径流成分比较复杂。
E
i
地面
I
包气带水分的增长主要来源于降雨；
包气带水分主要通过蒸散发而消退。
1、包气带地面对降雨的再分配
对一场降雨： (1) i≤fp (2) i>fp 降雨全部渗入地下
I1
it i f
p
i
I2
R
fp t i f
p
R
I
(i fp )t i f
p
P I1 I 2 R
一、流域产流
(一) 包气带及其结构
降水 地面 地面 毛管悬着水带 降水 地面
包气带
地下水面
中间带
田间持水量(W田)
饱和带
毛管上升水带 地下水面 地下水面
(二) 包气带对降水的再分配作用
下渗理论：
(1) i≤fp, (2) i>fp,
fa=i fa=fp
雨量全部渗入包气带 等于下渗能力的雨量渗入包气 带，其余在地面积聚
R=f(P, E, W0, i) R=f(P, E, W0)
P=E+(W上f-W上0) +(W下e-W下0)+R
P=E+(W上f-W上0) +(W下f-W下0)+R
E f上p
i
i>fp，历时短，能出现 上层I上-E上>D上，但下 层I下-E下>D下
i<fp，历时长，若只出 P=E+(W上s-W上0) 现上层W上s，且下层包 气带田间持水量得不到满足 +(W下e-W下0)+R i<fp，历时长，可使 上层W上s，且下层包 气带田间持水量得到满足
E
i
地面
I
包气带水分的增长主要来源于降雨；
包气带水分主要通过蒸散发而消退。
1、包气带地面对降雨的再分配
对一场降雨： (1) i≤fp (2) i>fp 降雨全部渗入地下
I1
it i f
p
i
I2
R
fp t i f
p
R
I
(i fp )t i f
p
P I1 I 2 R
一、流域产流
(一) 包气带及其结构
降水 地面 地面 毛管悬着水带 降水 地面
包气带
地下水面
中间带
田间持水量(W田)
饱和带
毛管上升水带 地下水面 地下水面
(二) 包气带对降水的再分配作用
下渗理论：
(1) i≤fp, (2) i>fp,
fa=i fa=fp
雨量全部渗入包气带 等于下渗能力的雨量渗入包气 带，其余在地面积聚
R=f(P, E, W0, i) R=f(P, E, W0)
P=E+(W上f-W上0) +(W下e-W下0)+R
P=E+(W上f-W上0) +(W下f-W下0)+R
E f上p
i
i>fp，历时短，能出现 上层I上-E上>D上，但下 层I下-E下>D下
i<fp，历时长，若只出 P=E+(W上s-W上0) 现上层W上s，且下层包 气带田间持水量得不到满足 +(W下e-W下0)+R i<fp，历时长，可使 上层W上s，且下层包 气带田间持水量得到满足
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
水文学原理考试复习重点
第十章洪水波的分类、运动特征及波速河段蓄槽原理和蓄槽方程四种简单入流及其出流过程洪水波及圣维南方程组洪水波特征河长演算细点：洪水波变形洪水波运动方程河段蓄泄方程特征河长及其求算四种单位入流及其出流过程线任意入流过程的矩形离散化河段汇流系数求算河段特征河长洪水演算洪水波特征：洪水波两类变形特点圣维南方程组（连续与运动方程）洪水波的四种分类（运动方程中要素的取舍）及其实际对应的河道及水流情形山区大比降河床河流洪水运动特性及波速深大水库入库洪水惯性波的运动特性河段洪水演算：蓄泄方程，河床调蓄洪水的原理三种基本的槽蓄关系曲线特征河长假设与特征河长河段特点四种单位入流的数学表达式瞬时单位线的概念与表达式、积分意义四种单位入流的出流过程之间的关系任意连续入流的矩形入流逼近第十一章流域汇流过程地面径流成因公式流域汇流系统分析流域汇流计算：汇流计算途径汇流时间地面径流成因公式（卷积公式）、汇流曲线流域汇流系统特性（线性时不变系统）经验单位线（时段单位线）及流域汇流计算纳什利用流域汇流瞬时单位线进行流域汇流计算的思掌握内容等流时线概念（等流时快概念）用图形直观推导地面径流成因公式流域汇流曲线的种类：线性时不变流域汇流系统的特性（线性系统表达式）经验单位线（或称为时段单位线）瞬时单位线利用经验单位线推流计算（公式及计算过程）利用瞬时单位线进行流域汇流计算的思路（或思想）两种流域汇流计算途径的差异影响流域汇流的因素第九章流域产流掌握内容蓄水容量与田间含水量如何理解蓄水容量曲线概念流域内可以蓄满产流的包气带总面积和土壤含水量的关系蓄满产流的内在意义及蓄水容量曲线的特点抛物线形与指数线性蓄水容量曲线第八章产流机制包气带水量平衡要素构成及平衡方程产流机制的发展历程霍顿产流机制的核心论点四种径流成分的产流机制九种产流类型的组合两种产流模式第一章水量平衡与水循环水循环概念水循环的动力水文现象大循环及两种小循环概念水量平衡原理和通用水量平衡方程第二章径流表示与径流情势径流定义及其类型径流表示方法：流量、径流量、径流深、径流模数、径流系数净雨的定义（形成）及其含义一次降雨形成的典型流量过程线的径流成分来源及概念河川径流情势概念反映径流年内分配特征的两个指标及其意义反映径流年际变化的两个指标及其意义第三、四章重点——降水要素及计算降水要素及时空分布特征面降水量计算方法降雨资料的分析与插补——双累计曲线降水截留概念及植物对降雨的截留过程特点。
水文学原理-第8章 径流
流域出口
河网汇流 坡面汇流
2020/2/1
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。
2020/2/1
15
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
2020/2/1
水文学原理第八章产流机制研究
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
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
在降雨过程中，有截留损失和填洼损失。 随降雨过程的持续，土壤湿度增加， 表层土壤的下渗能力减小， 霍顿观测到 超渗地表径流
在降水强度大于土壤下渗能力时产生, 地下径流 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
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
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
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 河流出现尖瘦、涨落段大致对称的洪水过程线
i < f Rs= 0 ; F > D Rg > 0 河流出现矮胖、涨落段大致对称的洪水过程线
《水文学原理》第八章：径流的形成过程、河流与流域、河流水清
• 地面分水线所构成地面集水区域称集雨面 积，地下分水线构成地下集水区。一般来 讲，流域所指的实际是地面集水区。
流域的平面形状特征
（1）河系类型
扇 形
羽 毛 状
平 行 状
混 合 形
３ （2）河流等级
３
３
３ ３
３
２
３ ３
２ ２
２
１ １１ １
２２ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
１ １ １
２ １
２
１
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
三 河网汇流
定义： 各种径流成分在河网内沿河槽作 纵向流动和汇集的过程称河网汇流。
Q
出口断面
t
汇流示意图
蓄渗过程 的分类
径流形成过程
产流过程 汇流过程
蓄渗过程 坡面汇流 壤中汇流
地下水汇
流
河网汇流
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。
径流深度R：将计算时段内径流总量均匀铺 在某断面以上的流域面积上，其响应的水 层深度。
公式： R W 1 A 1000
径流系数 ：任意时段内径流深度R与同时 段内降水深度P之比。 公式：=R/P
例：下表给出了6个水文站的多年平均年，月 径流量资料。
一，计算各站的年径流量（亿米3，取四位有 效数字），年径流深（记至0.1毫米)，和年径 流模数（分米3/公里2计，取三位有效数字，但 小数不超过三位）。
b、从河源开始算起
（3）河网密度
• 定义：流域内河流干支流的总长度与流域 面积之比。
• 公式：D=L/A • D大的流域，排水良好，水文响应较快。D
流域的平面形状特征
（1）河系类型
扇 形
羽 毛 状
平 行 状
混 合 形
３ （2）河流等级
３
３
３ ３
３
２
３ ３
２ ２
２
１ １１ １
２２ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
１ １ １
２ １
２
１
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
三 河网汇流
定义： 各种径流成分在河网内沿河槽作 纵向流动和汇集的过程称河网汇流。
Q
出口断面
t
汇流示意图
蓄渗过程 的分类
径流形成过程
产流过程 汇流过程
蓄渗过程 坡面汇流 壤中汇流
地下水汇
流
河网汇流
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。
径流深度R：将计算时段内径流总量均匀铺 在某断面以上的流域面积上，其响应的水 层深度。
公式： R W 1 A 1000
径流系数 ：任意时段内径流深度R与同时 段内降水深度P之比。 公式：=R/P
例：下表给出了6个水文站的多年平均年，月 径流量资料。
一，计算各站的年径流量（亿米3，取四位有 效数字），年径流深（记至0.1毫米)，和年径 流模数（分米3/公里2计，取三位有效数字，但 小数不超过三位）。
b、从河源开始算起
（3）河网密度
• 定义：流域内河流干支流的总长度与流域 面积之比。
• 公式：D=L/A • D大的流域，排水良好，水文响应较快。D
产流机制
i fB
Rint
fB
例:如右图,试写出 各部分的产流机制 (只考虑超渗地面 径流和壤中流，A fA/fB 为上层).
A:i< fA ,fA> fB,i< fB RS=0, Rint=0 B: i< fA ,fA> fB,i > fB RS=0, Rint > 0 C: i> fA ,fA> fB,i > fB Rs > 0, Rint > 0 D:RS > 0, Rint = 0 E:RS=0 , Rint= 0 F:RS > 0, Rint= 0 0 1.0 E F 1.0 D i/fB A B C
第三节 包气带对降水的再分配作用
一、包气带水分动态
包气带水分动态指包气带水分含量及水分剖 面的增长与消退过程
上下ห้องสมุดไป่ตู้面 主要原因 表示方式
二、包气带对降雨的再分配作用 1、包气带地面对降雨的再分配作用 筛子作用 2 、包气带土层对下渗水量的再分配作用 门槛作用 三、包气带水量平衡方程式
第四节 产流的基本物理条件
超渗产流：雨强大于下渗容量，且下渗量小于缺水 量；受雨强的影响 蓄满产流：下渗量大于缺水量；不受雨强的影响
产流机制的统一性和相互转化
统一性： 透水性—产流的基本条件 水量平衡方程 相互转换： 气候条件—降雨强度和历时 包气带特征—地形、土壤
第五节 产流模式
一、基本产流模式 1.Rs 型：它具有单一的超渗地面产流机制，它 实际发生的下垫面条件是包气带很厚，透水性 较差的均质或非均质土壤。 2.Rs+Rint 型：它实际发生的下垫面条件是包气 带虽很厚，但在近地面有相对不透水层，土壤 透水性中等，有孔穴，裂隙或其它透水通道。 3.Rsat+Rint 型：多发生在相对不透水层或基岩 以上土层较薄，且土壤透水性较强的山区或森 林流域，久雨之后。
产流机制
21
22
23
（二）包气带与外界联系
包气带的上界直接与大气接触， 包气带的上界直接与大气接触，它既是大气降水 上界直接与大气接触 的承受面，又是土壤蒸发的蒸发面。 的承受面，又是土壤蒸发的蒸发面。因此包气带 土壤蒸发的蒸发面 是土壤水分剧烈变化的土壤带。当包气带生长着 是土壤水分剧烈变化的土壤带。 植物，存在着根系层时， 植物，存在着根系层时，包气带土壤水分的变化 还要变得更复杂些。 还要变得更复杂些。由于这种情况主要发生在悬 着毛管水带中，故通常把悬着毛管水带称为影响 着毛管水带中，故通常把悬着毛管水带称为影响 悬着毛管水带称为 土层。 土层。
River
▽
1
产流相关概念
产流： 产生的过程。 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， 降水所形成的， 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。 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， 降水在产流以前要经受许多损失 产流量:降水在产流以前要经受许多损失，其中包 植物叶面截留； 括 ： ① 植物叶面截留 ； ② 渗入土中补充薄膜水与 毛管水； 填洼。如尚有剩余，就成为产流量。 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， 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 理和过程，称为产流机制。 理和过程，称为产流机制。
24
二、包气带的土壤结构
土壤及土壤剖面是在母质、温度、降水、 土壤及土壤剖面是在母质、温度、降水、生物和 母质 地形等成土因素长时间共同作用下逐步形成的， 地形等成土因素长时间共同作用下逐步形成的， 等成土因素长时间共同作用下逐步形成的 其中生物因素往往起着重要作用。 其中生物因素往往起着重要作用。 生物因素往往起着重要作用 母质：地表岩石经风化作用形成的松散碎屑， 母质：地表岩石经风化作用形成的松散碎屑，是 形成土壤的基本的原始物质。 形成土壤的基本的原始物质。
22
23
（二）包气带与外界联系
包气带的上界直接与大气接触， 包气带的上界直接与大气接触，它既是大气降水 上界直接与大气接触 的承受面，又是土壤蒸发的蒸发面。 的承受面，又是土壤蒸发的蒸发面。因此包气带 土壤蒸发的蒸发面 是土壤水分剧烈变化的土壤带。当包气带生长着 是土壤水分剧烈变化的土壤带。 植物，存在着根系层时， 植物，存在着根系层时，包气带土壤水分的变化 还要变得更复杂些。 还要变得更复杂些。由于这种情况主要发生在悬 着毛管水带中，故通常把悬着毛管水带称为影响 着毛管水带中，故通常把悬着毛管水带称为影响 悬着毛管水带称为 土层。 土层。
River
▽
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产流相关概念
产流： 产生的过程。 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， 降水所形成的， 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。 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， 降水在产流以前要经受许多损失 产流量:降水在产流以前要经受许多损失，其中包 植物叶面截留； 括 ： ① 植物叶面截留 ； ② 渗入土中补充薄膜水与 毛管水； 填洼。如尚有剩余，就成为产流量。 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， 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 理和过程，称为产流机制。 理和过程，称为产流机制。
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二、包气带的土壤结构
土壤及土壤剖面是在母质、温度、降水、 土壤及土壤剖面是在母质、温度、降水、生物和 母质 地形等成土因素长时间共同作用下逐步形成的， 地形等成土因素长时间共同作用下逐步形成的， 等成土因素长时间共同作用下逐步形成的 其中生物因素往往起着重要作用。 其中生物因素往往起着重要作用。 生物因素往往起着重要作用 母质：地表岩石经风化作用形成的松散碎屑， 母质：地表岩石经风化作用形成的松散碎屑，是 形成土壤的基本的原始物质。 形成土壤的基本的原始物质。
7.2.1产流机制水文学概论
壤中流虽然比地表径流运动缓慢，但在数量上可以大得多，特别是在 中等强度暴雨时，壤中流的数量更为突出
壤中流产流机制
产流机制
当地下水埋深较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强时，在连续降雨过程中， 下渗锋面达到毛管水带上缘，这时表层影响土层与地下水建立了水力联系，同 时包气带含水量超过了田间持水量或接近饱和，产生自由重力水而补给地下水， 于是便产生地下径流。
下径流产流机制
产流机制
回归流原先为壤中流，后又渗出地面而变成饱和地面径流的成 分。（非原生径流成分，派生出来的）。
相对不透水层
在天然条件下，一般是具有一定坡度的坡地。坡脚处，由于不断接受上部土壤壤中流而使水面上升达 到地表，并沿坡向上延伸，形成沿坡饱和层的不均匀分布。坡脚底部经常处于饱和状态，而坡顶相对 干燥。饱和带达到地表部分的坡地，后续降雨便产生了饱和地表径流。还有部分地表以下的壤中流， 有一部分在已饱和的坡面上渗出，以地表径流的形式加入坡面流或注入河槽，这种水流称为回归流。
ห้องสมุดไป่ตู้
产流机制
表层土壤具有很强透水性，下层相对不透水层， 雨强大于下渗容量，产生临时的饱和带，这个临时 饱和带随着降雨不断向上发展，最终达到对面，后 续的降雨积聚在对面，形成地面径流。
饱和地表径流
产流机制
壤中流的产流发生于非均质或层状土壤中易透水层与相对不透水层交 界面上的产流机制。
壤中流是土壤水分在这类土壤中运行时，供水与下渗矛盾在界面上发 展的直接结果。这类具有层理的土层，在自然界广泛存在着，如林区 的枯枝落叶腐殖质层，石质山区的风化表土层、密实结构土壤的耕作 表层等，都比其下层的透水性强，下层土壤即为相对不透水层，交界 面上及易形成壤中流。
回归流产流机制
产流机制
壤中流产流机制
产流机制
当地下水埋深较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强时，在连续降雨过程中， 下渗锋面达到毛管水带上缘，这时表层影响土层与地下水建立了水力联系，同 时包气带含水量超过了田间持水量或接近饱和，产生自由重力水而补给地下水， 于是便产生地下径流。
下径流产流机制
产流机制
回归流原先为壤中流，后又渗出地面而变成饱和地面径流的成 分。（非原生径流成分，派生出来的）。
相对不透水层
在天然条件下，一般是具有一定坡度的坡地。坡脚处，由于不断接受上部土壤壤中流而使水面上升达 到地表，并沿坡向上延伸，形成沿坡饱和层的不均匀分布。坡脚底部经常处于饱和状态，而坡顶相对 干燥。饱和带达到地表部分的坡地，后续降雨便产生了饱和地表径流。还有部分地表以下的壤中流， 有一部分在已饱和的坡面上渗出，以地表径流的形式加入坡面流或注入河槽，这种水流称为回归流。
ห้องสมุดไป่ตู้
产流机制
表层土壤具有很强透水性，下层相对不透水层， 雨强大于下渗容量，产生临时的饱和带，这个临时 饱和带随着降雨不断向上发展，最终达到对面，后 续的降雨积聚在对面，形成地面径流。
饱和地表径流
产流机制
壤中流的产流发生于非均质或层状土壤中易透水层与相对不透水层交 界面上的产流机制。
壤中流是土壤水分在这类土壤中运行时，供水与下渗矛盾在界面上发 展的直接结果。这类具有层理的土层，在自然界广泛存在着，如林区 的枯枝落叶腐殖质层，石质山区的风化表土层、密实结构土壤的耕作 表层等，都比其下层的透水性强，下层土壤即为相对不透水层，交界 面上及易形成壤中流。
回归流产流机制
产流机制
产流机制的名词解释
产流机制的名词解释产流机制是指水在地表流动的过程中所涉及的各种过程和因素。
它是水文学中重要的研究内容，对于深入理解水文循环和水资源管理具有重要意义。
一、产流机制的基本概念和分类产流机制是指在降雨过程中，降雨水分在地表径流和地下径流之间的分配过程。
产流机制可根据不同的因素进行分类，主要包括表面径流和地下径流两类。
1. 表面径流：表面径流是水在地表流动的过程中受到地形因素的影响，沿着地表地形坡降流动，并最终汇入河流、湖泊或海洋。
表面径流又可分为快速产流和慢速产流两种。
快速产流是在雨滴落在地表后，流经微地形凹陷和裂隙、脚手坑等，形成大量的微型沟道，迅速流入干沟或小河道的过程。
快速产流主要发生在降雨强烈、地表土壤较硬且水分渗透较差的地区。
它具有瞬时性强、产流响应迅速的特点。
慢速产流则是在快速产流饱和之后，剩余雨水在地表上慢慢渗透进入土壤层，并在土壤层中形成水流。
慢速产流主要受土壤渗透性和土壤水分吸力等地下水动力学因素的影响，对农田和林地水文循环具有重要影响。
2. 地下径流：地下径流指降雨水分在土壤中逐渐渗透至不透水层之间并向下流动，最终汇入地下水体的过程。
地下径流主要受土壤类型和厚度、地下水位、地下水含量等因素的影响。
二、产流机制的形成原因产流机制的形成原因复杂多样，主要包括以下几个方面的因素。
1. 降雨特征：降雨的强度、分布和持续时间等降雨特征对产流机制具有重要影响。
降雨过程中的强度越大，地表产流的可能性越高，特别是在地表土壤无法有效渗透的条件下。
此外，降雨的分布和持续时间也会影响地表水分的积聚和径流的形成。
2. 地表地貌和植被覆盖：地表地貌的起伏和植被的分布对产流机制起到重要的调控作用。
地表地貌的起伏程度越大，产流的可能性越高。
植被覆盖能够通过增加土壤的覆盖度和改善土壤的渗透性，减少快速产流的发生。
3. 土壤类型和土壤含水量：土壤类型和土壤含水量对产流机制有着重要影响。
不同类型的土壤具有不同的渗透性能，而土壤含水量过高或过低都会导致产流机制的改变。
河海大学811水文学原理第四节 产流的基本物理条件
如果把界面作为下渗面，则产流量的大小 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。任何径流量都是由“超 渗”作用形成的，或者说是由“筛子”作 用形成的 。
32
若从界面以上土层的水量平衡方程来看， 又可得出任何径流成分的径流量均由 “门槛”作用形成的结论。
I E (We W0 ) F R
19
（四）饱和地面径流实例验证
20
四、特殊包气带的产流机制
包气带厚度为零的产流机制
不透水基岩出露地面 河湖沼泽表面 城市道路 屋面 飞机场跑道
21
五、回归流
（一）回归流：由于坡度的作用，原先为 壤中水径流后又渗出地面而变成饱和地 面径流的径流成分称为回归流。
22
23
（二）回归流形成的条件
4
5
（一）超渗地面径流产生的物理条件
i Ｒs fp
雨强大于地面下渗容量就可以产生超渗地面径流。
6
RS
RS
7
(二）地下水径流产生的物理条件
地下水径流产生的物理条件是整个包气带 土壤含水量达到田间持水量。
8
9
二、壤中水径流
(一)壤中水径流定义：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称为壤中水径流。
40
27
六、山坡产流
28
作业
1、写出四种径流成分产流的基本条件。 2、为什么说回归流是壤中水径流的特殊形式。
29
七、产流机制的统一性和相互转 化
30
产流机制的统一性
（一）产流的基本条件 任何一种径流成分都是在两种不同透水
性物质的界面上产生的，上层介质的透 水性强下层介质的透水性 。
31
（二）各种径流成分产流量大小
32
若从界面以上土层的水量平衡方程来看， 又可得出任何径流成分的径流量均由 “门槛”作用形成的结论。
I E (We W0 ) F R
19
（四）饱和地面径流实例验证
20
四、特殊包气带的产流机制
包气带厚度为零的产流机制
不透水基岩出露地面 河湖沼泽表面 城市道路 屋面 飞机场跑道
21
五、回归流
（一）回归流：由于坡度的作用，原先为 壤中水径流后又渗出地面而变成饱和地 面径流的径流成分称为回归流。
22
23
（二）回归流形成的条件
4
5
（一）超渗地面径流产生的物理条件
i Ｒs fp
雨强大于地面下渗容量就可以产生超渗地面径流。
6
RS
RS
7
(二）地下水径流产生的物理条件
地下水径流产生的物理条件是整个包气带 土壤含水量达到田间持水量。
8
9
二、壤中水径流
(一)壤中水径流定义：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称为壤中水径流。
40
27
六、山坡产流
28
作业
1、写出四种径流成分产流的基本条件。 2、为什么说回归流是壤中水径流的特殊形式。
29
七、产流机制的统一性和相互转 化
30
产流机制的统一性
（一）产流的基本条件 任何一种径流成分都是在两种不同透水
性物质的界面上产生的，上层介质的透 水性强下层介质的透水性 。
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（二）各种径流成分产流量大小
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。
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非饱和下渗方程：
[D(） ] dK (）
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（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。
水文学原理课堂PPT
土壤水 0.05%
大气水 0.04%
河 水 0.006%
第三节 地球系统中的水及水平衡（续）
水资源问题 原因 水资源量时空分布不均匀； 水资源分布与人口、耕地分布不相适应； 水环境污染； 水资源浪费。
对策 时间和空间上的合理调配； 积极开展水污染防治； 节约用水。
三、主要参考书 山坡水文学，刘新仁译 径流形成原理，芮孝芳编著 土壤和水—物理原理和过程，D·希勒尔著 华孟译 普通水文学，邓绶林编著 工程水文学，（美）林斯莱著 城市水文学，朱元甡、金光炎著
第一章 绪论
第一节 水文学的内容和任务 一、水文学的定义 研究水的科学，核心——水文循环。
广义水文学 按分布划分
二、按降雨强度及过程特征分类
暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。 气象方面规定：日降雨量> 50mm ——暴雨； 日降雨量>100mm ——大暴雨； 日降雨量>200mm ——特大暴雨。 主要影响小流域洪水。 暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。 影响区域洪水。 霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。 影响大流域洪水。
第一章 绪 论
第二章 水文循环
第四章 降 水
第五章 土 壤 水
第六章 下 渗
第七章 蒸发与散发
第八章 产流机制
第十章 地表水流
第十一章 洪水演算
第十二章 流域产流
第十三章 流域汇流
第三章 流域和水系
课程介绍
一、水文学原理的主要内容 1. 各种水体的形成、演变； 2. 水体形成的成因、演变的规律； 3. 研究水体形成成因、演变规律的方法。 二、学习目的 1.掌握水文现象的基本规律和研究方法； 2.本课程为专业基础课，为后继课程的学习做准备。
第二章 水文循环
大气水 0.04%
河 水 0.006%
第三节 地球系统中的水及水平衡（续）
水资源问题 原因 水资源量时空分布不均匀； 水资源分布与人口、耕地分布不相适应； 水环境污染； 水资源浪费。
对策 时间和空间上的合理调配； 积极开展水污染防治； 节约用水。
三、主要参考书 山坡水文学，刘新仁译 径流形成原理，芮孝芳编著 土壤和水—物理原理和过程，D·希勒尔著 华孟译 普通水文学，邓绶林编著 工程水文学，（美）林斯莱著 城市水文学，朱元甡、金光炎著
第一章 绪论
第一节 水文学的内容和任务 一、水文学的定义 研究水的科学，核心——水文循环。
广义水文学 按分布划分
二、按降雨强度及过程特征分类
暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。 气象方面规定：日降雨量> 50mm ——暴雨； 日降雨量>100mm ——大暴雨； 日降雨量>200mm ——特大暴雨。 主要影响小流域洪水。 暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。 影响区域洪水。 霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。 影响大流域洪水。
第一章 绪 论
第二章 水文循环
第四章 降 水
第五章 土 壤 水
第六章 下 渗
第七章 蒸发与散发
第八章 产流机制
第十章 地表水流
第十一章 洪水演算
第十二章 流域产流
第十三章 流域汇流
第三章 流域和水系
课程介绍
一、水文学原理的主要内容 1. 各种水体的形成、演变； 2. 水体形成的成因、演变的规律； 3. 研究水体形成成因、演变规律的方法。 二、学习目的 1.掌握水文现象的基本规律和研究方法； 2.本课程为专业基础课，为后继课程的学习做准备。
第二章 水文循环
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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§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
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～ 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～ 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
根据质量守恒:
Rs =
i> f p
∑ (i f p )t
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
b 包气带土层对下渗水量的再分配作用～"门槛作用" 包气带土层对下渗水量的再分配作用～ 门槛作用"
I = E + (W f W0 ) + Rsub
I E≥D
R sat + Rint + R g
Rg
§4 基本产流模式
2 总径流的影响因素 3 基本产流模式
"蓄满"产流模式:次降雨与总径流的关系不受雨强影响 蓄满"产流模式:
(1)产流时,土壤含水量达到田间持水量; 产流时,土壤含水量达到田间持水量; 产流与雨强无关,与总降雨量,蒸发量,初始土壤含水量有关; (2)产流与雨强无关,与总降雨量,蒸发量,初始土壤含水量有关; (3)径流成分比较复杂
§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)
§4 基本产流模式
1 可能径流成分的组合
Rs
R s + R int
超渗地面径流产流机制 地下水径流产流机制 壤中水径流产流机制 饱和地面径流产流机制
R sat + R int
Rs + Rg
R int + R g
Rint
Rs + Rint + Rg
"超渗"产流模式:次降雨与总径流的关系受雨强影响 超渗"产流模式:
(1)雨止时,土壤含水量仍未达到田间持水量; 雨止时,土壤含水量仍未达到田间持水量; 产流与雨强有关; (2)产流与雨强有关; (3)径流成分比较单一
�
～上界面的降水是包气带水分增长的主要原因 下渗理论: 下渗理论:
i>fp, i<=fp,
f=fp f=i
I=
i> f p
∑ f p t + ∑it
i≤ f p
§2 包气带水分动态及对降雨的再分配作用
包气带水分的消退: 包气带水分的消退:
～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 E = CEm , (θ ≤ θ b )
§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 结构
残积层 溶 提 层
—— 积 ——
层 积层
淀 积 层
母 质 层
基 岩
§1 包气带及其结构
2 包气带结构
岩石裂隙和溶隙结构: b 岩石裂隙和溶隙结构:
裂隙分类: 裂隙分类: 按成因分 成岩裂隙 构造裂隙 风化裂隙 按裂隙的含水 性和导水性 开裂隙 闭裂隙 隐裂隙
t1 t3
t2
t4
§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)
b 地下水径流(Rg)的产流机制 地下水径流(Rg)
物理条件:整个包气带土壤含水量达到田间持水量
Rg = ∫
i≥ fc
f c dt + ∫ idt
i< fc
Rg = ∑ f c t + ∑ it
i≥ fc i< fc
物理条件: 物理条件:
fB
(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 存在相对不透水层, 存在相对不透水层 (2) 上层土壤含水量达到饱和含水量
§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)
计算方法: 计算方法:
Rsat = ∫
Rsat =
i > ( rint + f pB )
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
§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
P = E + (W f W0 ) + Rs + Rsub
i fp
Rs
i ≤ fp,I E ≤ D
Rs = 0, R g = 0 Rs > 0, Rg = 0 Rs = 0, Rg > 0 Rs > 0, Rg > 0
WM Ds W
i > fp,I E ≤ D i ≤ fp,I E > D i > fp,I E > D
Rg
§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)
溶隙: 溶隙:可溶性岩石,如石灰岩,白云岩,大理岩等分布地区,由于 岩溶作用形成的各种孔隙,包括溶洞,溶蚀裂隙和溶孔等.
特殊包气带: c 特殊包气带:
不透水的下垫面,冻土等 不透水的下垫面,
§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: 包气带水分的增长:
§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)
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) 产流的基本物理条件(单点产流)
2 不同的产流机制
d 饱和地面径流(Rsat)的产流机制 饱和地面径流(Rsat)
i fA
Definition: 表层土壤具有很强透水性,下层相对不 透水层,雨强大于下层下渗容量,产生临时饱和 带,这个临时饱和带随着降雨不断向上发展,最 终达到地面,后继的降雨积聚在地面,形成地面 径流,称~.
§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
a 包气带地面对降雨的再分配作用～"筛子作用" 包气带地面对降雨的再分配作用～ 筛子作用"
For 一场降雨:
P
Rs I
P = ∑ it
I =
i> f p
∑
f p t +
i≤ f p
∑ i t
2 不同的产流机制
a 超渗地面径流(Rs)的产流机制 超渗地面径流(Rs)
i fp
物理条件: 物理条件: (1)要有界面,即地面(下渗能力fp); 1)要有界面,即地面(下渗能力 要有界面 (2)要有供水,即降雨(雨强i); 2)要有供水,即降雨(雨强 ) 要有供水 (3)要供水大于下渗,即i >fp ,rs= i –fp 3)要供水大于下渗, 要供水大于下渗
[i (rint + f pB )]dt
+ f pB )]dt
i fpA fpB
i > ( rint + f pB )
∑ [i (r
int
当下层为不透水岩层时:
Rsat =
i > rint
∑ (i r
int
)t
§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
§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)
Rs = ∫
i> f p
(i f p )dt = ∫ (i f p )dt + ∫ (i f p )dt
t1 t3
t2