第八章 流域产流

第一节

包气带的水文特征
产流部分

产流部分为土壤含水量超过田间持水量后，以自由重力水形式有 包气带输出的水量
Tp F ( f 0 )
Tp Rss Rg
第二节
包气带的水分运行

垂向运动：包括降水、植被截留、填 洼、下渗、蒸发以及土壤水分运动

侧向运动：包括坡面流、壤中流、地
土壤蓄存部分指水分运行中未了维持土壤含水量等于或小于田间 持水量所需的下渗部分
If If
f f
则 则
S 0
S f 0
S F f (t )dt
0 t
If 一次降水后的下渗渗锋达不到地下水位
If 一次降水后的含水量达到田间持水量
S SM f a
全流域产流极其罕见，一船只是在流域的局部面积上产流
第三节
二、产流机制
产流机制
1.超渗地表径流的产流机制
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
t
t
i, in,e,sd,f分别表示降水强度、截留率、蒸发率、填洼率和下渗率
产生超渗流的条件
• 要有供水 • 降雨强度大于下渗强度
第三节 2. 壤中流的产流机制
产流机制
壤中流产流机制：包气带中存在透水性不同，且下层比上层透水性小的
层理分布土壤交界面；上层向界面上的供水强度大于下层下渗强度；界
面上产生的积水，形成临时饱和带，界面还需具备一定的坡度
K A KB
Ks , A Ks , B

土壤质地沿深度逐渐变细
如果以稳定降雨强度
i向地面稳定供水，则在
一定时间后可在土层中形 成一个i=k的界面。这种
情况出现后，在深度j以
下土壤的饱和水力传导度 小于降雨强度，因此，产 生临时积水
第二节
包气带的水分运行
二、土壤水分的内排水过程
当地下水位埋深较大，与上层水分无水力联系时，地表供水停 止后水分组续运行所引起的水分分布沿垂向变化的过程称为水
下水流和河槽水流
第二节
一、土壤水分的垂向运行
包气带的水分运行
1.均质土壤水分的垂向运行

均质土壤，充分供水条件下非饱和水流运动方程
K ( ) [ D( ) ] t z z z
毛管势梯度作用力 重力作用
If 土壤表层的薄层水在瞬间使土壤表层含水量增加至饱和含水量
f A fB
第三节
2. 壤中流的产流机制
产流机制
第三节
3. 地下径流的产流机制

产流机制
地下水水埋深较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强，在连续降雨 过程中，下渗锋面达及毛管水带上缘，表层影响土层与地下水建立水 力联系，同时包气带含水量超过田间持水量，产生自由重力水而补给 地下水，产生地下径流

下渗容量随着土壤含水量的增加而减少，直到稳定下渗率，因此
地面更像一面筛孔会逐渐变小的“筛子”

不同的降雨i进入土壤，如果i>fp，只有fp部分“筛入”土中，剩 余的i-fp部分剩余在“筛面”。包气带能将降雨分为两部分，一 部分进入土中，另一部分留在地面
第一节
包气带的水文特征
2. 包气带土层对下渗水量的再分配作用
第二节

包气带的水分运行
不同类型土壤内排水过程
开始粗颗粒砂土排水率较高，排水量也加大，细粒的排水率和排水 量在最初要小得多 随着时间的加长，这种差别逐渐减小。 砂土排水率逐渐缓慢，而粘土却保持比砂土要大的排水率
第二节
三、土壤水分的侧向运行
包气带的水分运行
壤中流发生在土壤内部上下两层透水性不同，且下层透水性较弱的 界面。界面上的积水，造成在包气带中夹层临时饱和带。属于有孔 介质的重力水流
第二节

包气带的水分运行
上层细下层粗
上层土壤的饱和水力 传导度小于下层土壤， 在土层交界面不可能 形成积水。且由于粗 质地土壤具有较小的
基模势，水分不可能
从细质地土壤向粗质 地土壤运动
第六节
上层细下层粗
天然条件下的下渗

如果细和粗相差悬殊， 上层土壤中的湿润锋
到达交界面后，会长
期停滞不前，直到上 层土壤集聚一定水头， 湿润锋才会继续前进
毛管水带：支持毛管水
第一节
五、包气带水分动态

包气带的水文特征
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：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
裂隙是指基岩中的各种缝隙和孔隙，它是 基岩水分运行的通道和储存空间 成岩裂隙 构造裂隙
后生裂隙
第一节
三、裂隙及裂隙水
2. 基岩裂隙水的特点
包气带的水文特征
裂隙水一般是存在于岩石裂隙和溶隙中，裂隙的含水性随裂隙 的成因与裂隙的发育种度的不同而不同，裂隙层的含水性各处差 异很大，造成裂隙水的分布不均匀 裂隙发育具有一定的方向性，造成沿裂隙发育方向导水性强、 水力联系好，径流通畅；反之，则导水性差，径流不迎畅
分的再分配。在土壤与外界水分断绝交换的情况下，水分再分
配只是水分剖面含水量的变化，土层中的含水总量并无变化 内排水过程实质上也是下渗水流的再分配过程，但它发生在地 下水位埋撇较浅，或地下水埋深较深但包气带处于饱和状态， 这时水分与饱和带存在着联系，在地表供水停止后，包气带的 水分在进行再分配的过程中，土层中的水分将向外输送，这一 过程就是内排水过程。土层中含水总量发生变化
第三节
产流机制
（2） 降水量及其强度对植物截留的影响 降雨初期，雨水全部截留于枝叶表面，截留量与降雨强 度无关 对给定的稳定降雨强度，有一个与之对应的最大稳定截 留量Ss



随着降雨强度的增加，SS也增大，最后趋于一常数值， 即植物截留容量Sm
第三节 （3） 常用推算方法
产流机制
I n (W CEt )(1 e


Sd Sd ,m (1 e

PF S d ,m
)
第三节 1.超渗地表径流的产流机制
If 忽略预期蒸发、填洼、截留
产流机制
Rs (t ) idt fdt
0 0
t
t
dRs (t ) rs (t ) i (t ) f (t ) dt
If i f
dRs (t ) rs (t ) 0 dt
第三节

产流机制
植物截留 植物截留是指雨水在植物枝叶表面吸着力、承托力和水分重力、表 面张力等作用下储存于植物枝叶表面的现象
（1） 影响因素
• 一类是植物本身的特征，如树种、树龄、林冠厚度、茂 密度等 • 另一类是气象、气候因素，如降雨量、降雨强度、气温、 风和前期枝叶湿度等 • 第一类因素实际上反映了植物的截留容量，而第二类因 素则决定了实际的截留量

if if
i fp, I E D i fp, I E D i fp, I E D i fp, I E D
不产生径流

产生地面径流 产生地下径流

if

if
产生地下和地面径流
第三节
产流机制
第三节
一、霍顿产流理论

产流机制
与实际水文现象之间的矛盾
对于具有较大下渗能力的流域，当降雨强度小于下渗能力时，有时 产生地面径流产生，并出现对应的洪水过程；有时却没有地面径流 产生，但却在出口断面观测到与地面径流过程相似的洪水过积 对应一次降雨，有时出现形状有别的前后两次洪峰过程，前一个峰 形高而尖瘦，后—个峰行矮胖 有的流域，在湿润季节，微小的降雨，在流量过程线上都可产生敏 感的反应，呈现对应的起伏变化
第二节
包气带的水分运行
四、流域径流过程特征及其径流成分关系
1.流域对降水的再分配功能

径流成分分配 径流时程分配

第二节
包气带的水分运行
2.径流成分不同时流量过程线的特点
第三节
一、霍顿产流理论
产流机制
降雨该产流基础是包气带的“筛子”作用和“门槛”作用，产流受控 于两个条件，一是降雨强度超过下渗容量，二是包气带的土壤含水量 超过田间持水量
第一节

包气带的水文特征
包气带以上水量平衡方程
包气带以上水量平衡方程 If In=0 ΔSd=0
I P I n Rs Sd
W P Rs E Rss FC
第一节
七、包气带在产流中作用
包气带的水文特征
1.包气带地面对降雨的再分配作用

地面好像“筛子”，地面的下渗容量好比“筛孔”，下渗容量大 表示筛孔大，可以将大的雨强“筛入”土中；下渗容量小表示筛 孔小，只能将小的雨强“筛入”土中。
地质构造对裂隙水的动力性质比较复杂，水流状态也比较复杂
第一节 包气带的水文特征 四、包气带水分分布特征
表层悬着水带：水分活跃层， 是降水进行再分配的主要水 分带 中间包气带：水分变化较小， 相对稳定，水分储存及输送
带
毛管水带：支持毛管水
第一节 包气带的水文特征 四、包气带水分分布特征
包气带的水文特征
随着地面以下饱和含水层的
增加而不断下移
第一节
二、包气带的土壤结构
包气带的水文特征
包气带的土壤结构：土壤 及土壤剖面是在母质、温 度、降水、生物和地形等 成土因素长时间作用下形 成的。 由于溶提作用和沉积作用， 土壤形成不同层次
第一节
三、裂隙及裂隙水
1. 裂隙的分类
包气带的水文特征
z( , t ) 1t
1/ 2
2t 3t
3/ 2
4t
2ห้องสมุดไป่ตู้
第二节
一、土壤水分的垂向运行
包气带的水分运行
1.分层土壤中的水分垂向运行

上层粗下层细
上层土壤的饱和水力传导度大 于下层。供水开始后的下渗首 先受控于上层土壤，当湿润锋 面达到上、下两层土壤的界面 时，下渗又变为受控于下层土 壤。如果初始时刻下层土壤达 到饱和，则形成临时积水，并 逐渐上升，产生压力水头
面，不透水基岩以上土层全属包气
带。有时地下水位出露地表，不存 在包气带
第一节
一、包气带和饱水带
包气带分为三带：接近地下 水面处存在毛管上升水带， 接近地面处存在毛管悬着水 带，两者之间为中间带。在 毛管上升水带中，毛管力和 重力抵消，其中的水不流入 地下水中，其位置随着地下 水位变化。毛管悬着水带只 有在地面供水时才出现，并
E E p , a Kt E Eme , a f E C , a
第一节

包气带的水文特征
包气带水分的消退
第一节
六、包气带水量平衡方程

包气带的水文特征
包气带对降雨的再分配作用，即“筛子”和“门槛”作
用，可以统一在包气带水量平衡方程式中

降雨通过地面进入土中的那部分水量，即下渗水
量I，首先在土壤吸力作用下被土壤颗粒吸附保持，
成为土壤持水量的一部分，其中的一些还有蒸散 发。当I-E>D时，剩余的水量I-E-D便成为可从包
气带中排出的自由重力水。因此，下渗的水量分
成两部分：土壤蓄存部分和径流部分
第一节

包气带的水文特征
土壤蓄存部分

第八章
流域产流
目

录
包气带的水文特征 包气带的水分运行 产流机制 产流模式 流域产流过程及产流量计算方法
第一节
一、包气带和饱水带
包气带的水文特征
饱和带和包气带：在流域上沿深度 方向取一个剖面，以地下水面为界 可把土柱划分为两个不同的含水带， 即地下水面以下的饱和带和以上的 包气带。有时土柱中不存在地下水
p W CEt
)
第三节

产流机制
填 洼 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
雨过程中被洼地拦蓄的那部分雨水称为填洼量

当降雨强度大于地面下渗能力时，超渗雨即开始填充洼地， 当填洼量达到其最大容量后，就会产生洼地出流
在降雨过程中，流域上较小的洼地总是先行填满，然后才是 较大者 雨止后，填洼量最终耗于下渗和蒸散发
W I E Rss FC
第一节

包气带的水文特征
分层水量平衡方程
WA I E A FA Rss , A WB FA EB FB Rss , B WC FB EC FC Rss ,C WD FC ED FD Rss , D
i f p i f p
第一节
包气带的水文特征
一次降雨中湿润 锋面所能达到的 最大深度取决于 降雨历时、强度、 土壤的透水性和 前期土壤含水量
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