07-下渗和径流

（二）降水特性的影响
1. 降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量：
• • 在降水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤，下 渗过程受降水过程制约。 在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其 是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的土壤，由于 强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减 少下渗率（如黄土高原）。
（一）径流的涵义与径流组成： • 径流：流域的降水，由地面与地下汇入河网， 流出流域出口断面的水流。 • 液态降水形成降雨径流，固态降水则形成冰雪 融水径流。 • 由降水到达地面时起，到水流流经出口断面的 整个物理过程，称为径流形成过程。
• 降水的形式不同，径流的形成过程也各异。我 国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流只是 在西部高山及高纬地区河流的局部地段发生。
4.稳定下渗率： fc 计算公式：
下渗率曲线及累积下渗量曲线示意图
二、 下渗经验公式 应用：可用于灌溉工程的建设、降雨径流计算工作； 获取方法：先通过实验，获得下渗曲线，再从图形来 模拟下渗曲线的数学表达式； 一般形式：这类表达式就是经验公式，共同的特征是 具有下渗率随时间递减的函数形式。
1.霍顿公式（1940）： • f = fc+（f0-fc）e-βt
• 状态——坡面水流可能呈紊流或层流，其流态与降 雨强度有关，水的运行受重力和摩阻力所支配。 • 流程——一般不超过数百米，历时较短，故对小流 域很重要。
2. 壤中流（表层流）主要发生在近地面透水性较弱的 土层中，它是在临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向 运动的水流，它的运动服从达西定律。通常壤中流 汇流速度比地面径流慢，比地下径流快得多。
•
根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由 地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径 流组成。
① 地（面）表径流（surface runoff）：指沿着地表 向河流、湖泊、沼泽、海洋等汇聚的水流； ② 地下径流（groundwater runoff）：指沿潜水层或 隔水层的含水层，向河、湖，沼、海等汇聚的地 下水流； ③ 壤中流（subsurface runoff）：指包气带土壤中的 一种饱和水流，汇流速度介于以上两者。
• 优点：便于考虑前期含水量对下渗的影响。
三、影响下渗的因素
在天然条件下，实际的下渗过程远比理想模式 要复杂得多，往往呈现不稳定和不连续性。形成这 种情况的原因是多方面的，归纳起来主要有以下四 个方面：
（一）土壤特性的影响：
主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。 •• P80 图2－29：显示不同性质土壤之间下渗率的差别。 透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。 • P80图2—30：土壤前期含水量的大小，决定了土壤 初渗量及初期吸水能力的大小。 一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性 能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。
（一）下渗过程的阶段划分：
• 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分 子力和毛管力的综合作用下进行的。 • 分子力、毛管力随着土壤水分的增加而减小， 当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力 作用下运动。 • 整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及 其运动特征，可划分如下3个阶段：
1.渗润阶段： • 分子力，当土壤含水量达到岩土最大分子持水量时逐渐消失。 2.渗漏阶段： • 毛管力、重力，直至全部空隙达到饱和。 3.渗透阶段： • 重力，稳定流动。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 壤中流在总径流中的比例与流域土壤和地质条件 有关。
当表层土层薄而透水性好，下伏有相对不透水层时， 可能产生大量的壤中流。在这种情况下，虽然其流速 比地面径流缓慢，如遇中强度暴雨时，壤中流的数量 可以增加很多，而成为河流流量的主要组成部分。
• 壤中流与地面径流有时可以相互转化。
3.径流深度：
• R——将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深 度，毫米。 • 径流深度R（毫米）可由下式计算： R=QT/1000F Q ——T时段内的平均流量为 （立方米/秒）； F——流域面积（平方公里）。
4.径流模数：
• M——流域出口断面流量与流域面积F的比值，升/秒· 平方 公里。 • 计算式：M=1000Q/F
一般地说，当雨量相同时，降雨历时越长，枝叶的郁闭度 和表面积越大，植物截留量越大。 在枝叶充分湿润后，叶面开始滴水，枝茎上出现水流，这 时植物截留量达最大值；后续的雨水便可全部透过枝叶落 到地面上。

植物截留延续在整个降雨过程，雨止后，被截留的 雨水消耗于蒸发，回归大气中。
• 据陕西黄龙实验站观测，不同林冠的累积截留量达 45~100毫米，占观测期内降雨量的12-22%。 • 森林茂密的植被，年最大截留量可达年降水量的 20-30％。
（二）径流的表示方法
1.流量：
• Q——单位时间内通过某一断面的水量，立方米/秒。 • 流量随时间的变化过程，用流量过程线表示。 • 常用的还有日平均流量、月平均流量、年平均流量等指定时 段的平均流量。
2.径流总量：
• W——T时段内通过某一断面的总水量，立方米。 • 有时也用时段平均流量与时段的乘积表示：W = QT
第六节 下渗（Infiltration）
一、概念 下渗 水分透过土壤层面沿垂直和水平方向渗入到 土壤中的运动过程。
下渗不仅影响土壤水和地下水的动态， 直接决定壤中流和地下径流的生成。
下渗是将地表水与地下水、土壤水联系 起来的纽带。 下渗是水循环中最难定量的要素之一。
一、下渗的物理过程
以上3种径流的汇流过程，构成了坡地汇流的 全部内容，它们之间的量级有大小、过程有缓急， 出现时刻有先后，历时有长短之差别。 对一个具体的流域而言，它们并不一定同时存 在于一次径流形成过程中。 在径流形成中，坡地汇流过程起着对各种径流 成分在时程上的第一次再分配作用。降雨停止后， 坡地汇流仍将持续一定时间。
流域蓄渗及汇流过程示意图
（二）坡地汇流过程 • 坡面漫流——超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运 动的现象。 1. 地面径流——满足填洼后的降水开始产生大量的地 面径流，它沿坡面流动进入正式的漫流阶段。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 流量——在漫流过程中，坡面水流一方面继续接受 降雨的直接补给而增加地面径流，另一方面又在运 行中不断地消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。
（三）流域植被、地形条件的影响 • 有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞 水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流， 增大了下渗量。 • P81图2—33 • 地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度 和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流 速度快，历时短，下渗量就小。
（四）人类活动的影响（坡地改梯田、植树造林等）
3个阶段并无截然的分界，特别是在土层较厚的情况下，3个 阶段可能同时交错进行。
有的将渗润与渗漏阶段结合起来，统称渗漏，渗漏的特点是 非饱和水流运动，而渗透则属于饱和水流运动。
（二）下渗水的垂向分布
包德曼和考尔曼1943年通过实验发现，在积 水条件下（保持5毫米水深），下渗水在土体中的 垂向分布，大致可划分为4个带。
2.霍尔坦公式 1961年美国农业部霍尔坦提出一种下渗概念模型。 下渗率f是土壤缺水量的函数： • f = fc+a(s－F)n
a——系数，随季节而变，一般在0.2—0.8之间； S——表层土壤可能最大含水量； F——累积下渗量或初始含水量； N——指数，通常为1.4。 • 在降雨期，由于累积下渗量逐渐增加，缺水量（s－F）逐步 减少，下渗率f趋近于fc 。
4.湿润带 • 水分传递带之下，含水
量随深度迅速递减，称 湿润带。
• 湿润带的末端称为湿润 锋面，锋面两边土壤含 水量突变。此锋面是上 部湿土与下层干土之间 的界面。
（三） 下渗要素
1.下渗率f：单位面积上单位时间内渗入土壤中水量。 2.下渗能力fp：充分供水条件下的下渗率。
F
3.初始下渗率： f0
（三）河网汇流过程
（一）流域蓄渗过程：
降雨初期，除一小部分（≤5％）降落在河槽水面上 的雨水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生 径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。 植物截留——雨水被植物的枝叶拦截的现象。被截 留的雨量包括：滞留在枝叶表面上的水量、雨期内 枝叶上的蒸发量。
• 植物截留量的大小与降雨量、降雨历时、枝叶的郁 闭度和表面积等有关。
2. 降水的时程分布对下渗也有一定的影响： • 如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇 性降水的下渗量。
（因为在每次间歇期间，土壤水分仍继续进行分布，一部分 深入下层，一部分耗于蒸发，因此表层下渗能力得到不同 程度的恢复。）
• 在每一后继降水的初期下渗强度有所恢复，然后迅 速下降，其下渗率较前次为小。
地面洼地通常都有一定的面积和蓄水容量，填洼的雨水 在雨停后也消耗于蒸发和下渗。 平原和坡地流域，地面洼地较多，填洼量可高达100毫 米，一般流域的填洼水量约10毫米左右。
流域上的降水，经过蓄渗过程产生了 地面径流，壤中径流和地下径流三种。
地面径流——随着降雨继 续进行，满足填洼后的水 开始产生地面径流。 壤中径流——继续不断降 雨，渗入土壤的水使包气 带含水量增加。土层中的 水达到饱和后，部分水沿 坡地土层侧向流动，形成 壤中径流。 地下径流——下渗水流达 到地下水面后，以地下水 的形式沿坡地土层汇入河 槽。
下渗——发生在降雨期间及雨停后地面尚有积水的 地方。下渗强度的时空变化很大。
降雨过程中，当降雨强度小于下渗能力时，雨水将全部 渗入土壤中。渗入土中的水，首先满足土壤吸收的需要， 一部分滞蓄于土壤中，在雨停后耗于蒸发，超出土壤持 水力的水将继续向下渗透。
填洼——当降雨强度大于下渗能力时，超出下渗强 度的降雨（也称超渗雨），形成地面积水，蓄积于 地面洼地。
f——t时刻下渗率， fc——稳定下渗率， f0——初始下渗率， β——常数，下渗曲线的递减参数， e——自然对数底。 • fc、f0由实测资料中直接求出， β则需根据实测资料作图推求。
• 霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规律，并最终趋 于稳定下渗。 • 优点：结构简单，在充分供水条件下与实际资料配合 较好，至今仍被广泛应用。
例如，在坡地上部渗入土中流动的壤中流，可能在坡 地下部以地面径流形式汇入河槽，部分地面径流也可 能在漫流过程中渗入土壤中流动。
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3. 地下径流——均匀透水的土壤有利于水渗透到地下 水面，形成地下径流。 • 地下径流运动缓慢，变化也慢，补给河流的地下径 流平稳而持续时间长，构成流量的基流。
流域蓄渗及汇流过程示意图
• 既有增大的一面，也有抑制的一面。
正反馈：坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留 时间，从而增大下渗量。 负反馈：砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土 流失，从而减少下渗量。
利用：在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、 有目的的增加下渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水 沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下水的活动。 人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的控 制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。
第七节
径流（Runoff）
• 径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要 素，是自然地理环境中最活跃的因素。
从狭义的水资源角度来说，在当前的技术经济条件下，径流 则是可资长期开发利用的水资源。
河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运和发 电等工程设施。
一、径流的涵义及其表示方法
5.径流系数：
• α——某一时段的径流深度R与相应的降水深度P 之比值。
• 含义：径流系数说明在降水量中有多少水变成了 径流，它综合反映了流域内自然地理要素对降 水——径流关系的影响。
• 计算公式： α=R/P
二、径流的形成过程
径流的形成过程：一个极为错综复杂的物理过程： （一）流域蓄渗过程
（二）坡地汇流过程
1.饱和带 ： 位于土壤表层； 在持续不断地供水条件下， 土壤含水量处于饱和状态， 但无论下渗强度有多大， 土壤浸润深度怎样增大， 饱和带的厚度不超过1.5厘米。
2.过渡带： 饱和带之下，土壤含水量随深 度的增加急剧减少。过渡带一 般在5厘米左右。
3.水分传递带： •过渡带之下，土壤含水量沿垂线 均匀分布，在数值上大致为饱和 含水量的60—80％左右。 •带内水分的传递运行主要靠重力 作用，在均质土中，带内水分下 渗率接近于一个常值。