流域产流

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2、壤中径流的产流机制--Rint机制
interflow/subsurface flow
• 壤中径流的产流是发生于非均质或层次 性土壤中易透水层与相对不透水层交界 面上的产流机制。
壤中径流的产流机制
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• 当土壤为由两种不同质地的土壤层所构 成时，设其上层为粗质地土壤(A层)，下 层为细质地土壤(B层)。各层容重(D)、 毛管传导度(K)、饱和传导度(Ks)及下渗 率(f)具有下列关系： • • • • DA<DB; KA>KB; Ks,A>Ks,B; fA>fB
• 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。
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机制
• 当下渗锋面达到毛管水带上缘时，实际 已经与地下水建立了直接联系。取常年 稳定的浅层地下水位为基准，则由上层 补给水量而使水位升高的蓄水部分，就 等于地下径流产流量。对均质土层时的 水量平衡可写为
W (t ) W (0) f c dt rg dt
0 0
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t
t
对非均质层次土壤层，则有
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水量平衡方程为
W (t ) W (0) idt fb dt rint dt rsat dt
0 0 0 0 t t t t
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• 当全层饱和时 W(t)=θsHA=const，则
dW(t)/dt=0
对水量平衡方程式微分有
dW(t)/dt=0=i-rint-fB-rsat
• 包气带：地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和 空气同时存在的三相系统，称为包气带或非饱和带(Unsaturated zone)。 • 饱和带：地下水面以下，土壤处于饱和含水量状态，是土壤颗粒和水 分组成的二相系统，称为饱和带或饱水带。
包气带和饱和带
包气带的分带
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3
二、包气带的土壤结构 成土因素：母质、气候、
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3、地下径流的产流机制——Rg机制
• 它的水分运行及产流机制基本上与壤中流机制相 似，不同的是 • 其一，它可以发生在非均质土或层次土壤层中， 也可以发生于均质土壤中，还可以发生在风化裂 隙岩层中； • 其二，它的产流界面是包气带的下界面； • 其三，包气带的下界面以上存在着一个支持毛管 水带，它具有一个稳定的水分分布，且随地下水 位的升降而升降。
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机制：
以小于或等于Ks,A 的降雨强度(i)向A层进行供水 时，则在A层中最终呈现以传导度等于该降雨强 度(KA＝i)的水分分布剖面，并按此值向下渗透水 分。 在B层，由于土质细，具有较小的传导能力，即使 是在饱和情况下也要比上层供水率小得多。当B 层干燥时，靠近A-B层交界面处虽然具有较大吸 力，但其KB值更小，同样起着阻水作用。 因此，当A层水流达到交界面时，因KA>KB，在交 界面处产生积水，形成饱和。当A层的土壤含水 量大于其田间持水量时，即θA>θf,A时，形成自由 水，并随上层的不断供水，积水在交界面以上向 上回升形成临时饱和带，从而形成壤中径流。
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Rs (t ) idt in dt edt Sd dt fdt
0 0 0 0 0
t
t
t
t
t
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• Rs(t)=i(t)-f(t)
显然，只有当i>f时，才能产生地面径流。 当i≦f时， Rs(t)=0
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超渗地面径流的产生条件：
• ①要有供水，它是一个必要条件； • ②要有一个界面，即地面。它是包气带的 上界面，也是一个必要条件； • ③要降雨强度大于下渗能力，它是产流的 充分条件。
则有： rg= fc- rint (非均质土层)
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• 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 rG=(rint+rg)=fc • 当有深层下渗时，则可写为 rg = fc -fd
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• 在壤中径流的产流中，当i<fA，i<fB时， 只要在土壤交界面处形成临时饱和带， 便可形成壤中径流。 • 对于地下径流也有类似情况，即降雨强 度小于上层土壤下渗能力，甚至小于稳 定下渗率，此时，只要在包气带下缘形 成临时饱和带，同样可以产生地下径流。 • 壤中径流和地下径流的这种产流特性， 正是为什么降雨强度小于流域下渗能力， 没有地面径流，但有洪水涨落过程的原 因所在。
第六章
流域产流
第一节 包气带及其水分动态 一、包气带性质 二、包气带的土壤结构 三、包气带水分动态 四、包气带对降雨的再分配作用 第二节 产流的基本物理条件 一、传统的产流观念 二、产流机制-界面产流规律 第三节 流域产流计算 一、流域产流方式 二、流域产流计算
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第一节
包气带及其水分动态
一、包气带(Vadose zone)和饱和带(Saturated zone)
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径流实验
• 魏普基(R.E.Whipkey,1965)在美国俄亥俄州 东部一个森林流域中的山坡径流Biblioteka Baidu所得到 的观测资料具有典型意义。该径流场长17m， 宽 2.44m，坡度为28°，坡地表土为沙质壤 土，有层理。林木具有60年树龄。土壤表 面有5—10cm的枯枝落叶层。 • 17次降雨的观测结果：
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当i<<fA，i>fB的情况 出现时，这时首先具 备了壤中径流的产生 条件，即在A—B界面 上产生临时饱和带， 它随积水的增加，最 终将达到地面。此时， 后继的降雨所形成的 积水将不再是壤中流， 而是以地面径流的形 式出现，这种地面径 流称为饱和地面径流。
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饱和地面径流生成的重要特征
• 控制地面径流发生的并不是上层土层本 身的界面及其下渗能力； • 而是其下相对不透水层界面和下层下渗 能力； • 以及上层土层本身达到全层饱和所需的 蓄水量。
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• ④有的流域，在某个时期(主要是湿润季节)，对 任何微小的降雨，即使其降雨强度i≦fc，或略大 于fc，都有极为敏感的反映，在流量过程线上产 生对应的起伏变化； • ⑤尽管流域内并不存在着地下水层，但其低水流 量长流不息，可以持续很久； • ⑥全流域产流的现象是极罕见的。实际观测资料 表明，对于某些流域，产流面积不超过5％。对于 融雪径流，其最大产流面积也只有84％左右。
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二、 产流机制-界面产流规律
• 产流机制：水分沿土层垂向运行中，供水 与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理 和变化过程。 • 不同的供水和介质条件下，这一机理和过 程就表现为不同的径流形成机制。
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1、超渗地面径流的产流机制——Rs机制
• 超渗地面产流机制是指供水与下渗矛盾发生于 包气带上界面(地面)的产流机制。地面径流的 形成过程是在降雨、植物截留、填洼、雨期蒸 发及下渗等几个过程组合下的发展过程。它们 都是在相应的作用力下垂向运行的发展过程。 自降雨开始至任一时刻的产流过程可借助于下 列方程来表达：
生物、地形和时间 溶提作用：溶解或携带悬浮成 分向下移动。 淀积作用：溶解或悬浮的物质 在下层淀积。
A层：溶提层 B层：淀积层 C层：母质层 D层：基岩
湿润条件下木本植物群落下的 典型土壤剖面
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三、包气带水分动态
• 包气带水分的增长：下渗
• 包气带水分的消退：蒸散发、内排水
不同下渗时间的土壤水分剖面
R Ri P (Wm W0 )
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特点： （1）先满足包气带最大蓄水量容量的地方先产流。 （2）一次降雨过程中，随着降雨的填洼，产流面积 不断增大，产流量相应增大。 （3）对同一降雨，初始蓄水量大则产流量也大。 （4）在蓄满前，dR/dP＜1；蓄满后 dR/dP=1。 3. 超渗与蓄满产流交替方式 主要发生在包气带厚度约2-4m左右，土壤透水性 中等，年内及多年降水量很不均匀。且地下水变 幅较大的地区。
不同蒸发时间的土壤水分剖面
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四、包气带对降雨的再分配作用
“筛子”作用：留在地面+渗入土中 P＝I+Rs （P：降雨量； I：下渗水量；Rs：地表径流量） “门槛”作用：包气带土层对下渗水量的再分配作用。 I=E+(Wf - W0)+ Rsub I：下渗水量 E：蒸散发量 Wf ：包气带达到田间持水量时的土壤含水量 W0：包气带初始含水量 D=Wf - W0 (D:包气带缺水量) Rsub：从包气带中排出的自由重力水（subsurface flow ）
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坡地汇流过程
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坡地汇流：
• 当产生坡面积水(超渗雨)时，随之便开始 了坡面漫流现象。当满足填洼后，开始产 生地面径流(Rs)，它沿坡面流动进入正式 的坡面汇流阶段。 • 坡面汇流在流域内各处发生的时刻并不一 致。 • 壤中流(Rint)及地下径流(Rg)也同样具有 沿流域坡地的汇流过程。 • 通常壤中径流要比地面径流慢，却比地下 径流快得多。壤中径流及地下径流的汇流 过程比地面径流平缓，同时在时间上要滞 后于地面径流。 40
Rs>0，Rg>0
霍顿产流理论
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2、传统观念与实际现象间的矛盾
• ①尽管流域具有较大的下渗能力，但当降雨强度 小于下渗能力时，即i<fp，却有地面径流发生， 产生一次对应的洪水过程。 • ②尽管流域具有较大的下渗能力，当降雨强度小 于下渗能力时(i<fp)，确实在地面上没有产生径 流，但是在出口断面却观测到与地面径流过程相 似的涨洪过程； • ③对应一次降雨，却出现形状不同的两个洪峰过 程，一前一后，一个峰形尖瘦，一个峰形矮胖。
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对于A-B界面以上的水量平衡为
W (t ) W (0) f Adt f B dt rint dt
0 0 0 t t t
rint = fA- fB
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壤中径流的产生条件：
• ①要有供水(fA)； • ②要有界面，即A～B层交界面。当然它不 是任意界面，而是具有比上层下渗能力小 的界面； • ③供水强度要大于下渗强度； • ④产生临时饱和带。
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4、饱和地面径流机制——Rsat机制 saturation flow
• 在表层土壤具有较强透水性时的地面产流 机制。这里所谓的较强是相对的，即指在 天然情况下，绝大多数的暴雨降雨强度都 不能满足表层土壤的下渗能力。因此，在 绝大多数情况下不具备产生超渗地面径流 的条件： 即 i<< fA; rs=0
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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
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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。
W (t ) W (0) fc dt rint dt rg dt
0 0 0
t
t
t
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• 当产生地下径流时，同样要形成临时饱 和水带，即当θ>θf时产生自由水，此时 W(t)为常数，则 dW(t)/dt=fc-rg=0 故有 • 当 rg= fc (均质土层)
dW(t)/dt=fc-rint-rg=0
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①地面不产流； ②下渗水流沿垂向下渗达 56cm处略有积蓄，产生少量 侧向流，但大部分下渗到达 90cm处的紧密层； ③然后自90cm层向上积蓄(即 形成饱和带，向上回升)。17 次降水中56—90cm层全部达 到全层饱和，0～56cm只有部 分达到饱和，但从未达到地 面； 0一56cm层出流率最大，而 56～90cm层出流总量最大； 积水一旦超过56cm面，则0～ 56cm层出流，出流率随积水 升高而加大。反之，当积水 一旦低于56cm面，侧0～56cm 出流即行终止。