第八章 流域产流
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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。
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
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。 ( 1 ）包气带地面对降雨的再分配作用。地面像一面筛 孔会逐渐变小的“筛子”。 令这场降雨的总降雨量为：
第三节
包气带水分动态及对降雨 的再分配作用
第四节 产流的基本物理条件
第四节 产流的基本物理条件（续）
三、饱和地面径流(Rsat)的产流机制
条件：(1)表层土壤具有较强透水性，i <<fA，Rs=0； (2)要有相对不透水层； (3)要有供水，即渗入上层的雨水(下渗率fA)；
i fA fB
(4)要上层供水大于下层下渗，即fA >fB , i > fB ； (5)侧向排水条件较差，界面上产生的临时饱和带不 断上升达到地面。
(1)
B i KB
第五节 组合产流的类型和基本产流模式
由于包气带结构的复杂性和降雨特性的多变性，实际发生的 大多是几种产流机制的组合。产流机制的组合——产流模式。 一、基本产流模式 Rs型 主要发生在地下水埋深大，包气带厚且透水性差的地区； 雨强相对较大。
Rs+Rss型
主要发生在包气带厚，有相对不透水界面，上层透水性差， 下层更差的地区；雨强相对较大。 Rsat+Rss型
第四节 产流的基本物理条件
2 ．包气带土坡质地随深度渐变的情况
干旱条件下 2h10.2mm
湿润条件下 1.67h3.2mm
第四节 产流的基本物理条件
三、饱和地面径流
饱和地面径流产生的物理条件是： (1）存在相对不透水层，且上层土 壤的透水性很强，而下层土壤的透 水性却弱得多。 (2）上层土壤含水量达到饱和含水 量。 饱和地面径流的产流强度可按下式 计算
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，
水文学原理第八章产流计算
一场降雨产生的壤中径流总量可按下式计算：
dWt dt
fA
fB
rss
0
故：rss fA fB
壤中径流的产流条件： 1）首要条件是要有供水； 2）要有比上层下渗能力小的界面。 3）供水强度大于下渗强度； 4）产生临时饱和带； 5）具有侧向流动的动力条件。
壤中径流的产生它只取决于上层的下渗 率。当雨强小于上层下渗率时，只要上层下 渗率大于下层下渗率，形成临时饱和带，即 可产生壤中流，而且此时只有壤中流而无地 面径流。雨强最大，下层下渗率最小时，既 有地面径流，又有壤中径流。
（三） 地下径流的产流机制
地下径流的产流机制是指包气带较薄、地 下水位较高的地下水产流机制。 对于均质土层的水量平衡方程则有：
t
t
Wt W0 0 fc dt 0 rg dt
dW t dt
fc
rg
0
所以： fc rg
非均质土壤：
t
t
t
Wt W0 0 fcdt 0 rssdt 0 rgdt
饱和产流的主要特点： 1）先满足包气带最大蓄水容量的地方先产流； 2）一次降雨过程中，随着降雨的继续，产流 面积不断增大，产流量也相应增大;
3）同一降雨量，包气带起始蓄水量大，则产
流大，则产流量也大，反之产流量也小；
4）当未满足流域的最大蓄水容量以前 ， dRdP1
满足以后
dR dP
1
。
两种产流方式的对比
产流方式
蓄满产流
超渗产流
产流条件 损失量 产流量 径流成分
包气带土湿达田间持水量
包气带雨始土湿达田间持水 量的缺水量
包气带达田间持水量后的后 续降雨量
地面径流与地下径流
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
chap8流域产汇流计算-第14讲
• 在湿润和半湿润地区，雨量充沛、地下水位较高，包 气带较薄，土壤缺水量不大，易于为降雨所满足，达 到田间持水量（即蓄水量达到Wm），称蓄满。蓄满 前，降雨全部用于补足土壤缺水，不产流；蓄满后的 降雨，全部成为径流，且入渗达到稳渗率fc，入渗部 分形成地下径流，超过稳渗的形成地面径流。称这种 产流方式为蓄满产流
式中
P —一次降雨总量，mm； E1 ——雨期蒸发量，mm；
We ——降雨结束时的该处蓄水容量，mm； W0 ——降雨开始时的该处蓄水容量，mm；
RS ——地表径流量，mm。
包气带对降雨的调节与分配作用
蓄满产流方式水量平衡方程为：
P E1 E2 Wm W0 RS RG1 RG2
（四）稳定下渗率fc的计算及地面地下净 雨划分
蓄满产流模型及应用介绍 地面地下净雨的划分
由于地面、地下径流的汇流特性不同，汇流计算要求把总净 雨划分为地面净雨过程和地下净雨过程。根据蓄满产流的概 念，只需求得稳渗率，便可将总净雨划分为地面、地下两部 分。
按蓄满产流模型，只有当包气带达到田间持水量，即包 气带蓄满后才产流，此时的下渗率为稳定下渗率fc。当 雨强i＞fc时，(i-fc)形成地面径流，fc形成地下径流。
组平行等距离的450 直线。 相关图下部属流
45
。
R(mm)
域部分产流情况，产 流量随降雨量减少迅 速降低，表现为一组 向下凹的曲线。
P～Pa～R相关图
降雨径流相关图法 实例
Pa=0 P (mm)
P4
20
40
60
80 100
例：某次降雨前
Pa=58mm，各时段 雨量分别为P1, P2,P3，P4 。
工程水文及水利计算
流域产流
对均质土层时的水量平衡可写为29对非均质层次土壤层则有int当产生地下径流时同样要形成临时饱和水带即当时产生自由水此时wt为常数则dwtdtfint非均质土层31在天然条件下当地下水位较高时此时壤中径流与地下径流实际上难以截然分开通常将二者合并作为地下径流来考虑则上式可写为只要在土壤交界面处形成临时饱和带便可形成壤中径流
41
42
第三节 流域产流计算
一、流域产流方式 1.超渗产流：
超渗产流方式遵循超渗地面径流产流方式。超渗产流主要发生 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。
Rs (i f )
i 0
i n
2.蓄满（饱和）产流： 地表、壤中、地下径流，蓄满前不产流，蓄满以后全产流。 此产流方式多发生在包气带较薄、植被较好，土壤透水性强，下渗强 度大的地区。其特点是土壤比较湿润，且接近地下水面有毛管水带，土壤 层缺水量较小。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。
6
第二节
产流的基本物理条件
一、传统的产流观念（霍顿Horton观念,1933年） • 径流过程是由两种径流成分所组成。 • 一旦降雨强度超过下渗能力，则在全流域 产生地面径流。 • 地下径流产生的物理条件：整个包气带土 壤含水量达到田间持水量。
7
8
Rs＝0，Rg=0
Rs>0，Rg＝0
Rs＝0，Rg>0
• 则 rsat= i-(rint+fB)
37
5.四种产流机制的规律
（1）要有充分供水 （2）要有足够大于下渗率的供水强度 （3）对壤中流和地下径流必须产生临时饱和带，对饱和地 面径流则要全层饱和。 （4）要有侧向流动的水力坡度 （5）几种径流产生在饱和带几个界面上，上界面产生地面 径流，中界面产生壤中流和地下径流，下界面产生地下径 流。
41
42
第三节 流域产流计算
一、流域产流方式 1.超渗产流：
超渗产流方式遵循超渗地面径流产流方式。超渗产流主要发生 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。
Rs (i f )
i 0
i n
2.蓄满（饱和）产流： 地表、壤中、地下径流，蓄满前不产流，蓄满以后全产流。 此产流方式多发生在包气带较薄、植被较好，土壤透水性强，下渗强 度大的地区。其特点是土壤比较湿润，且接近地下水面有毛管水带，土壤 层缺水量较小。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。
6
第二节
产流的基本物理条件
一、传统的产流观念（霍顿Horton观念,1933年） • 径流过程是由两种径流成分所组成。 • 一旦降雨强度超过下渗能力，则在全流域 产生地面径流。 • 地下径流产生的物理条件：整个包气带土 壤含水量达到田间持水量。
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Rs＝0，Rg=0
Rs>0，Rg＝0
Rs＝0，Rg>0
• 则 rsat= i-(rint+fB)
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5.四种产流机制的规律
（1）要有充分供水 （2）要有足够大于下渗率的供水强度 （3）对壤中流和地下径流必须产生临时饱和带，对饱和地 面径流则要全层饱和。 （4）要有侧向流动的水力坡度 （5）几种径流产生在饱和带几个界面上，上界面产生地面 径流，中界面产生壤中流和地下径流，下界面产生地下径 流。
流域产流与汇流计算ppt课件
经过演算，误差会减小到允许的程度
27
4.2 降雨径流影响要素计算
2、流域蒸发量的计算
流域蒸发能力：在当日气象条件下流域蒸发量的上限
Em称为流域蒸发能力，常采用下式推求 Em= βE水
式中，E水－水面蒸发观测值，mm; β －折算系数。
28
4.2 降雨径流影响要素计算
①一层蒸发模式 假定：流域蒸发量与土壤含水量成正比
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
5
15
25
35
45
55
65
75
85
95
105
115
125
135
145
Time (min)
降雨强度过程线
12
第二节 流域降雨径流要素计算
Cumulative Rainfall (in.)
10
9
8
7
6
5
4
3.07
8.2
3
30 min 5.56
2
1
1 hr
法推求流域平均降雨量。
P P1 f1 P2 f2
F
Pn f2
1 F
n i1
Pi fi
7
第二节 流域降雨径流要素计算
Station
P1 P2 P3 P4 P5
Observed Rainfall
mm
10 20 30 40 50
泰森多边形法
Area km2
Weighted Rainfall
mm. km2
17
第二节 流域降雨径流要素计算
退水曲线可用下式表示：
Q(t)Q(0)et/Kg
27
4.2 降雨径流影响要素计算
2、流域蒸发量的计算
流域蒸发能力：在当日气象条件下流域蒸发量的上限
Em称为流域蒸发能力，常采用下式推求 Em= βE水
式中，E水－水面蒸发观测值，mm; β －折算系数。
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4.2 降雨径流影响要素计算
①一层蒸发模式 假定：流域蒸发量与土壤含水量成正比
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0
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25
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45
55
65
75
85
95
105
115
125
135
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Time (min)
降雨强度过程线
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第二节 流域降雨径流要素计算
Cumulative Rainfall (in.)
10
9
8
7
6
5
4
3.07
8.2
3
30 min 5.56
2
1
1 hr
法推求流域平均降雨量。
P P1 f1 P2 f2
F
Pn f2
1 F
n i1
Pi fi
7
第二节 流域降雨径流要素计算
Station
P1 P2 P3 P4 P5
Observed Rainfall
mm
10 20 30 40 50
泰森多边形法
Area km2
Weighted Rainfall
mm. km2
17
第二节 流域降雨径流要素计算
退水曲线可用下式表示：
Q(t)Q(0)et/Kg
流域产流与汇流计算
土壤含水量变动地带
包气带 浅层地下水层
不透水层 深层地下水层
不透水层
包气带 潜水层
不透水层 承压水层
前期影响雨量计算采用递推形式：
Pa,t+1= Ｋ（Pa,t+ Pt - Rt ）
简化形式：
Pa,t+1= Ｋ（Pa,t+ Pt ）
上式限制条件：
当Pa,t+1≥Wm 时， Pa,t+1=Wm
在实际工作中，Wm 可看作流域十分干旱
到起始误差的5％。
长时间无雨时，可取起始Pa 值较小些， 或令Pa ＝ 0 。
一次大雨后，土壤比较饱和，可取起始
Pa＝Wm。
【例】某流域Wm=100mm， 6月份Em＝5.6mm/d,7月份Em＝ 6.8mm/d。推求7月2日－3日的P和雨前Pa值。
K6＝1－5.6/100=0.944 K7＝ 1－6.8/100=0.932
lnQ0
1 Kg
t
由若干个Qt 点绘 lnQt～t 图，直线的
斜率为-1/Kg，从而定出Kg。
LnQt
1/kg 1.0
lnQt
lnQ0
1 Kg
t
t
Q
t 退水曲线
R
t 次洪水过程线划分
地表径流和地下径流汇流特性不 同，一般还要划分地面径流和地下径 流。
斜线分割法：从起涨点Ａ到地面 径流终止点Ｂ绘制直线AB ，AB线以上 为地面径流，以下为地下径流。
算得地下径流总量值与实际值相等时即为所求
fc 。分析多次洪水，定出流域fc的平均值。
3与下产F8.C13【径流m8＝设.流面1例mffm量c积。c】×=m＝3再2某8相∆.0R.假t1m流差/m×P设m域e很m产/hf一小c，流=，次。试1面得.6降推积m∑水求fmRc过=稳G/h=1程定，4.67如下.∑m1表渗mRmGm率3/=h-，3f4c8不.。所6等m示于m，，地
工程水文及水利计算-流域产汇流计算
Q11 = Q1
RS2 产生的 Q2,I (m3/s)
Q20 = 0
Q12 = Q2 Q21
Q21
=
Q11
RS 2 RS1
Q13 = Q3 Q22
Q22
= Q12
RS 2 RS1
Q1-4=Q4-Q2-3
Q23
= Q13
RS 2 RS1
……
……
计算单位线 q (m3/s)
q0 = 0
q1
=
10 RS 1
如表8-6所示，由式（8-28）即可根据地下净雨 过程求得流域的地下径流过程
§8-7 单位线法计算流域出口洪水 过程
一. 单位线定义与基本假定 （一）定义：单位时段内、分布均匀的单位地面净雨，
在流域出口断面形成的地面径流过程，如图8-15。
·单位时段 t ： t =（1/3～1/2）tr， 常选 1，3，6，12，24h
（二）分解法：对多个时段净雨的洪水过程 总的地面径流过程分解为各净雨独立产生的地面
径流过程→按缩放法由某单位时段的地面径流过程求 单位线
以两个时段净雨的流量过程为例，方法步骤如下
1. 分割地下径流，求地面径流过程 Q ~ t 和地面径
流深
RS
=
Qi t F
2. 求地面净雨过程：RS1，RS2 如降雨径流相关图法，注意计算的各时段净雨之和
一定等于RS 3. 将地面径流过程分解为各时段净雨的地面径流过程
（ Q ~ t ）1、（ Q ~ t ）2：按假定一和假定二进 行，如下表
时间 t( t )
0 1
净雨 RS,I(mm)
RS1
Qi (m3/s)
Q0=0 Q1
2
RS2
RS2 产生的 Q2,I (m3/s)
Q20 = 0
Q12 = Q2 Q21
Q21
=
Q11
RS 2 RS1
Q13 = Q3 Q22
Q22
= Q12
RS 2 RS1
Q1-4=Q4-Q2-3
Q23
= Q13
RS 2 RS1
……
……
计算单位线 q (m3/s)
q0 = 0
q1
=
10 RS 1
如表8-6所示，由式（8-28）即可根据地下净雨 过程求得流域的地下径流过程
§8-7 单位线法计算流域出口洪水 过程
一. 单位线定义与基本假定 （一）定义：单位时段内、分布均匀的单位地面净雨，
在流域出口断面形成的地面径流过程，如图8-15。
·单位时段 t ： t =（1/3～1/2）tr， 常选 1，3，6，12，24h
（二）分解法：对多个时段净雨的洪水过程 总的地面径流过程分解为各净雨独立产生的地面
径流过程→按缩放法由某单位时段的地面径流过程求 单位线
以两个时段净雨的流量过程为例，方法步骤如下
1. 分割地下径流，求地面径流过程 Q ~ t 和地面径
流深
RS
=
Qi t F
2. 求地面净雨过程：RS1，RS2 如降雨径流相关图法，注意计算的各时段净雨之和
一定等于RS 3. 将地面径流过程分解为各时段净雨的地面径流过程
（ Q ~ t ）1、（ Q ~ t ）2：按假定一和假定二进 行，如下表
时间 t( t )
0 1
净雨 RS,I(mm)
RS1
Qi (m3/s)
Q0=0 Q1
2
RS2
08-陆地表面水组成和流域产流汇流
• 四种产流机制共同规律： ①首要条件是要有供水，地面径流：降水；其它径流： 由上而下的下渗水流。 ②要有足够的大于下渗率的供水强度。
超渗地面径流：降雨强度大于上层土壤下渗率；（i＞f） 饱和地面径流：降雨强度大于下层土壤下渗率（i＞fB） ； 壤中径流：上层土壤下渗率大于下层土壤的下渗率； （fA＞fB ） 地下径流：要稳定下渗率大于地下水的下渗率（fc＞fw）。
湖泊水 6.65% 沼泽水 0.43% 河槽水 0.08%
冰川水 92.84%
陆地表面水的组成
六大洲 （除南极洲）
全球陆地 99.2% 0.727%
冰川 湖泊
92.84% 6.65%
沼泽
河槽蓄水
0.43%
0.08%
0.047%
0.009%
我国地表水的组成：
——冰川总面积58650平方千米，冰川总储量为 51322×108立方米； ——湖泊面积为718000平方千米，湖泊储水量为 7088×108立方米，其中淡水储量为 2260×108立 方米，占湖水总量的31％； ——沼泽面积为1.1万平方千米，占全国总面积的 1.15％； ——河流槽蓄量小，径流总量与欧洲相当，全国平 均年径流总量达27115 ×108立方米（2.7万亿立方 米）。
• 不同的供水条件和不同的介质条件，径 流的形成过程与机理各异，因而就出现 不同的产流机制，呈现不同的径流特征。 分类： 超渗地面径流的产流机制 壤中径流的产流机制 地下径流的产流机制 饱和地面径流的产流机制
1.超渗地面径流的产流机制 • 类型一：指供水与下渗矛盾发生在包气带上界面 （地面）的产流机制。 • 自降雨开始至任一时刻的产流过程：
它们的存在构成了不同产流机制，产生不同径流。
（二）流域产流方式 • 四种产流机制： 流域面积很小的小支流，它可能仅处于其干流的 一侧山坡上，则往往只有一种产流机制。 较大的流域，其下垫面空间分布具有差异性，则 可能是多种产流机制的组合。
水文学原理第八章2020
（2）超渗产流(非蓄满产流):
§8.2 包气带的水分运行
一、垂向运行 1 均质土壤：
均质土壤且含 水量均匀：
解：
2 层状土壤： 上层粗下层细：
上层细下层较粗：
上层细下层很粗：
二、壤中流
壤中流是发生在土壤内部上下两层透水性质
不同、且下层透水性较弱界面上的水流。
壤中水径流产生的物理 条件是：
(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 。
；地面不产流。
当 时，实际下渗率
，
其余部分（ ）成为地面径流；地面产流。
下渗水量为： 成为地面径流的水量为： 显然总雨量：
2．下渗水量的再分配
--初始土壤含水量；
--土壤含水量；
--田间持水量。
当
时：有 形成：
下渗水量 I :
当
时：
下渗水量 I :
3.自然界的两种基本产流方式
（1）超蓄产流(蓄满产流):
流域下渗容量分配曲线的基本性质
1 对于一个流域来说，流域下渗容量分配曲线 不是惟一的，而是一组以初始流域土壤含水 量 为参变数的曲线。
2 全流域干燥时对应的流域下渗容量分配曲线 是流域下渗容量分配曲线簇的上包线；而全 流域包气带达到田间持水量时对应的流域下 渗容量分配曲线是该曲线簇的下包线，它即 为流域稳定下渗率分配曲线。
2 上层的供水强度大于下层的入渗强度，在 界面上产生积水，有临时饱和带形成。
3 界面有一定坡度，有流动的条件。
3 地下径流：
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。
§8.2 包气带的水分运行
一、垂向运行 1 均质土壤：
均质土壤且含 水量均匀：
解：
2 层状土壤： 上层粗下层细：
上层细下层较粗：
上层细下层很粗：
二、壤中流
壤中流是发生在土壤内部上下两层透水性质
不同、且下层透水性较弱界面上的水流。
壤中水径流产生的物理 条件是：
(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 。
；地面不产流。
当 时，实际下渗率
，
其余部分（ ）成为地面径流；地面产流。
下渗水量为： 成为地面径流的水量为： 显然总雨量：
2．下渗水量的再分配
--初始土壤含水量；
--土壤含水量；
--田间持水量。
当
时：有 形成：
下渗水量 I :
当
时：
下渗水量 I :
3.自然界的两种基本产流方式
（1）超蓄产流(蓄满产流):
流域下渗容量分配曲线的基本性质
1 对于一个流域来说，流域下渗容量分配曲线 不是惟一的，而是一组以初始流域土壤含水 量 为参变数的曲线。
2 全流域干燥时对应的流域下渗容量分配曲线 是流域下渗容量分配曲线簇的上包线；而全 流域包气带达到田间持水量时对应的流域下 渗容量分配曲线是该曲线簇的下包线，它即 为流域稳定下渗率分配曲线。
2 上层的供水强度大于下层的入渗强度，在 界面上产生积水，有临时饱和带形成。
3 界面有一定坡度，有流动的条件。
3 地下径流：
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。
水文学原理试题及答案
水文学原理试题及答案篇一：2011年水文学原理题】第一章绪论1.水文学主要研究水的循环、分布、变化和利用等内容。
2.人类面临的主要水问题包括水资源短缺、水污染和水灾害等，解决这些问题需要加强水资源管理、水环境保护和水灾害防治等措施。
3.水文现象是指与水相关的各种现象，包括降水、径流、蒸发、地下水等。
水文现象具有一定的规律和特性，如降水量在时间和空间上的分布不均、径流量与降水量之间存在一定的关系等。
4.水文学的主要分支学科包括水文气象学、水文地质学、水文地理学、水文工程学等。
5.水文学经历了观测、实验、定量分析和综合研究等发展阶段。
6.水文学研究的特点包括需要跨学科综合研究、需要进行定量分析和模拟、需要考虑时间和空间的变化等。
第二章水文循环1.水的自然属性包括流动性、挥发性、溶解性等，社会属性包括供水、排水、灌溉等。
2.水循环包括蒸发、降水、径流、地下水等环节。
3.研究水文循环需要考虑不同尺度，如大气尺度、流域尺度、点尺度等。
水文现象包括降水、径流、蒸发、地下水等。
4.全球和流域（区域）水量平衡及方程式是衡量水循环的重要指标。
6.大气中的水分更新期为/=0.022年，即8.03天。
7.合理利用水资源、节约水资源需要遵循水资源可持续利用的原则，采取科学管理、节约用水、水环境保护等措施。
第三章河流与流域1.流域是指一定范围内的地面和地下水流入同一水系的区域。
流域可以按照分水岭、水系、流域面积等来分类，其主要特征包括水文、地形、地质等。
2.河流的主要特征包括流量、径流、水位、横截面等。
3.水系形状可以分为树状、网状、平行河道等，不同水系对汇流的影响也不同。
4.建库以后多年平均流量q0=20m3/s*（1000+100）/1000=22m3/s。
5.多年平均年蒸发总量为476.1mm-66.1mm=410mm，多年平均径流系数为66.1/476.1=0.139，蒸发系数为410/476.1=0.861.第四章降水1.降水基本要素包括降水量、降水强度、降水时长等。
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
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。
chap8流域产汇流计算-第13讲
8-1 降雨径流要素的分析计算
1、降雨特性分析
流域降雨特性分析
点～面关系 （2）动点～动面关系： 因暴雨中心点和等雨量线包 围的面是变动的，所以称为 动点～动面关系。
8-1 降雨径流要素的分析计算
1、降雨特性分析
流域降雨特性分析
点～面关系 （2）动点～动面关系： 3点假定： （i）设计暴雨中心与流域中心重合； （ii）设计暴雨的点～面关系符合本地区暴雨平均的 点～面关系； （iii）流域边界线与某条等雨量线重合。
8-1 降雨径流要素的分析计算
1、降雨特性分析
单站降雨特性分析
降雨强度～历时曲线 某场降雨最大平均雨强与历 时的关系曲线。
8-1 雨径流要素的分析计算
1、降雨特性分析
流域降雨特性分析
流域平均降雨量的计算方法 算术平均法：适用于面积不大，地形起伏不大，站点 较多且布设较均匀的流域。计算简便。
土壤十分干燥，规定蓄水量为零 ' 充分湿润，蓄水量达到最大，蓄水容量Wm
8-2 前期流域蓄水量及前期影响雨量的计算
1、前期流域蓄水量W的计算
' 蓄水容量Wm 田间持水量 最小蓄水量
前期影响雨量Pa反映本次降雨发生时，前期降雨滞留在土壤中 的雨量。 Pa有一个上限值Wm，Wm称为流域最大蓄水容量，等于流域在 十分干旱情况下，大暴雨产流过程中的最大损失量，其中包括 植物截留、填洼及渗入包气带被土壤滞留下的雨量。
工程水文及水利计算
提
纲
第一章 绪论 第二章 气象与水文 第三章 水文观测及其资料收集 第四章 水文统计基本原理与方法 第五章 年径流分析与计算 第六章 水文过程随机模拟 第七章 由流量资料推求洪水 第八章 流域产汇流计算 第九章 由暴雨资料推求设计洪水 第十章 河流泥沙计算 第十一章 水文预报 第十二章 水库兴利调节计算 第十三章 水库防洪计算 第十四章 水库调度
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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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
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
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
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
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
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
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
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
Sd Sd ,m (1 ePF 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
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
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
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
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
z( , t ) 1t
1/ 2
2t 3t
3/ 2
4t
2
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
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
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
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
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
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
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
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
第三节
产流机制