水文学原理__第8章(CCC)

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，
降水量 降雨期间的截留与蒸发量 储存土壤水的蒸发量 下渗水量 地表径流量 壤中径流量 地下径流量 土层A与B的平均初始蓄水量 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 F
土层A 土层B 潜水面
W1 2
Rsb
Rg
W1 W2
土层A与B的平均初始蓄水量 土层A与B 时段末平均蓄水量
根据包气带厚度，土壤，岩石，植被、地下水差异 山坡流域可大致分四类， 对应的有相应的径流成分组合类型，即径流发生机制
第一类 包气带薄,表土疏松,土壤湿度大 Rsat+Rg＋Rsb或Rsat+Rsb 水位埋深浅 植被茂密
地下水位埋深浅 植被 东北森林与南方湿润地区
第二类 包气带厚度中等,透水性中等,有相对不透水层 有地下水位
区域年均降水量40mm，生长完全依赖地下水。 枯死荒漠化－> 区域环境需水－> 生态水文问题
潜水埋深 —— 包气带厚度变化对对植物生长影响
包气带厚度（米）
到达地表的降水，分配与转换有三个过程
1. 地面以上
—— 植物对降水截留及地表添洼 —— 降水强度与下渗强度决定 —— 也就是土壤包气带内， 土壤分层水力、含水量差异决定
包气带厚度
地面 到 地下潜水面 的 距离， 包气带的厚度受地下潜水面的变动而变动
影响包气带厚度的因素——水量收支
1. 上游河道天然来水量的补给
2. 降水或灌溉
3. 地下水的抽取
4. 植物蒸腾
5. 土壤蒸发
包气带增厚——地下水埋深增大—植物用水
上游来减少水，地下水位下降，包气带厚度增大，
植物根系吸收不到地下水，枯死 。
国内外的典型水文实例
国外的典型参考《 Hillslope Hydrology 》
浙江省姜湾径流试验站 南京水文水资源研究所滁县径流试验站
安徽省五道沟水文试验分析报告
产流过程经水文学家认知历程的发展 ， 径流成分从两种扩展为四种
霍顿阶段 1930年代
现代阶段1970年以后
超渗地面径流
50年代 60年代
W =P - E - Rs - Rsb - Rg
考察时段内，P > 0 ， W 0，包气带水分含量增加
考察时段内，P =0 ， W 0， 包气带水分含量减少
这里先不讲 F — W田间持水量 — Rg 之间关系
F E2 Rsb Rg W
若 W1 + F < W田间持水量
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
P
E1
地面 土层A 土层B 潜水面
F W1
Rs
地表处水量平衡 方程：
W P F Rs E1 0
P F Rs E1
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
包气带水量平衡
研究思路： 考察各个水量平衡要素的变化 研究方法： 水量平衡原理
研究对象： 典型的、有代表性的 包气带，分两层
研究时段： 任一时段内， 假设有一次降水事件发生， 时段末时刻并不是降水停止的时刻。 地表积水： 不积水，降水期间土壤不蒸发， 有限时段内积水用于蒸发与下渗
P E1 E2 F Rs Rsb Rg W1 W2
Q
B C D E A
t
超渗坡面流 饱和坡面流 回归流 河流断面中的水量构成
饱和壤中流
非饱和壤中流
地下径流
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
包气带
饱和带 隔水层 承压含水层 越流
Rsb+ Rg= 0
F W E2
若 W1 + F > W田间持水量
W2 W田间持水量
Rsb+ Rg> 0
土壤蓄水量 W2 最终达到田间含水量 W田间持水量
F Rsb Rg W 1 E2 田间持水量 - W
坡地包气带产流过程
降水形成径流的一般过程概述
降水在完全降落到地面以前
气候带与中间包气带
湿润地区，地下水位埋深较小，
毛管悬着水带与毛细管支持水带相连，
中间包气带 随之消失 。 所以，一般不存在。
干旱地区，地下水位埋深大。 带内含水量较小，变化慢，垂直方向的水分分布均匀 。
包气带土壤缺水量 D
是 土壤初始含水量W1 距离 土壤含水量达到田间含水量W田 的 差值 D = W田 - W1
其中，Rs 是地面径流产流量，P，E , F分别是降雨开时刻
到时刻t的累计降雨量、蒸发量、下渗量，
In 与 U是植物截留量和填洼量（知识点1）。
超渗地面径流产流机制——2简化水量平衡方程
一般，降雨期间的蒸发比较小可以忽略；
另用于植物截留和填洼的水量不大，
在数值上变化稳定，是缓变因素； 因此，植物截留量、填洼量和雨期蒸发量 在地面径流的形成过程中不起支配作用， 可以忽略； 则上面的水量方程可简化为Rs= P – F。（知识点2）。
植被良好 Rs+Rsb+Rg 半湿润地区
植
对不透水层 有地下水位
第三类 包气带厚,均质土壤,透水性差 地下水位埋深大 植被稀少
Rs
地下水位埋深大 植被稀少 干旱地区（黄土高原）
第四类 土壤透水性好,毛管水接近地表,土壤缺水量小 地下水位埋深浅
－ Rsat+Rg 冲积平原
壤缺水量小 地下水位埋深浅
潜水饱和带（saturated zone）
2. 地表处 3. 地面以下
包气带是不同成分径流类型的发生场所
流域陆面 由不同下垫面类型构成，不同下垫面包气带
所处的坡位、坡向、植被类型、
土壤质地、厚度、水力特性、土壤水分状况不同，
则在 同一次降水事件中，
对应有不同的产流类型和产流模式。 产流有先后、产流量大小不同、产流场所层位不同。
所以，要先讲 包气带相关知识 。
包气带水量平衡方程
包气带蓄水量的变化 W W2 W1 总蒸发量 E E1 E2 地表处水量平衡 P F Rs E1 下渗水量的转换 F E2 Rsb Rg W
上两式相加
W P E Rs Rsb Rg
包气带的水量变化与降雨量的关系
第八章 产流机制
产流机制就是径流形成过程的内含机理或基本物理条件 下垫面类型、
土壤剖面结构、
土壤分层水力特性差异、 产流机制因素 土壤前期含水量、 土壤下渗特征、 降雨特性。
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
典型流量过程线中的水量构成
地面径流 地下径流
饱和地面径流
壤中径流 地下径流
下面讲解四种径流成分的产流机制
超渗地表径流 壤中径流（派生出回归流） 饱和地表径流 地下径流（狭义地下径流）
下面图示四种径流成分的产流场所
蒸发
降水
总净雨量
超渗地面径流 地面饱和径流 壤中径流或回归流
Rs或Rsat
截留
地下径流
包气带
Rsb 或Rret
i<f ,
rs = 0
i>f ,
rs = i - f > 0
降水初期
超渗地面径流理论
i<f 截留填洼
随降水持续 i>f
地表积水
开始产流
随降水再持续 i>f
地表积水增多
产流量增加
图示超渗地面径流分时段产流——2
各分时段多余的降水量用来产流
i/f
降雨量过程线/下渗曲线
i-f
t
△t1
△t1 △t2 △t3 △t4
要经过地面植被的截留，并满足地面低洼处的蓄水存量、
包气带下渗要求后，才会在流域内从局部地点产生径流，
并随降水的延续及相应条件的满足后，
流域的产流面积逐渐扩展。
并不是降水后，流域内所有的点都同时产生径流，
各点的产流有先后之分。
径流形成过程
产流过程 各种成分径流的形成过程， 或 不同成分的净雨水量形成过程
没有明显的流量变化转折点。
退水段折线段代表不同形成机制的径流
退水最快的曲线段 代表 的是 地面径流， 退水最慢的曲线段 代表 的是 地下径流， 壤中径流（快速与慢速）的退水速度在前两者之间。
推理促进径流形成机制的认识
这一“推理”结果得到许多实验的证实。 到目前这些推理符合水文学家建立的产流理论。 这些推理的合理性 促使水文学家创立了 按径流成分进行流域汇流计算的思想。
毛管水上升带 内的 水分分布特征
在毛管上升水 活动范围内，
土壤含水量自下而上 由 饱和含水量 逐渐减少，
直至 最大分子持水量（即薄膜水厚度最大时含水量）
中间包气带 —— 介于上两带之间
介于 毛管悬着水带与
毛管上升水带之间的 过渡带，
可向上、向下输送水分、可储存一些土壤水量，
但带内水分含量变化不大。存在与否与地下水埋深有关。
坡地汇流过程 汇流过程 河网汇流过程
径流形成过程分解为产流过程与汇流过程
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、
入渗、蒸发损失后，
转化为不同成分的净雨量（称产流过程），
净雨 再汇集到 流域出口断面的过程（称汇流过程）
产流过程，为何又称流域蓄渗过程
定义：是各种径流成分的形成过程，
是降雨到达地表经植物截留、地表填洼、
饱和带 隔水层 承压含水层
Rg
越流
讲解过程中的符号意义
i 降水强度
f
F
下渗强度
下渗水量
D
Rs
包气带缺水量
地表径流
Rg
Rgb
地下径流
壤中径流
Rsat
饱和地面径流
下面介绍霍顿产流理论
图示超渗地面径流产流——1
i = 1.5cm/hr
i= 1.5cm/hr
r s= 1.0cm/hr
f = 2.0cm/hr f = 0.5cm/hr
在土水势等作用下、土壤分层间水力差异影响下 ，
在包气带内又进行分配，转化为径流与土壤水分。
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
E2
地面 土层A 土层B
潜水面
Rg F
土壤水蒸发 E2
W1 2
Rsb
百度文库
生成 Rsb 与Rg 径流
包气带蓄水量变化量 ΔW = W2 - W1 包气带水量平衡方程 W F E2 Rsb Rg
与 降雨下渗、土壤蒸发、
植物蒸腾吸水 等有关
位于包气带上部靠近土壤表面的层位 ， 在地表水分下渗的过程中形成 ， 具有吸附空气中水汽和液态水分子的性能 。
毛管水上升带
潜水面以下的液态水 在毛细力作用下 上升到潜水面以上的毛细孔隙网络内， 形成毛管上升水带。这个带的下部与潜水直接相连， 供水来源于潜水。带的深度随地下水位的升降而变化
第二章：典型流量过程线中的水量构成
超渗坡面流
Q
B C D E A
饱和坡面流 回归流 饱和壤中流
t
非饱和壤中流
地下径流
洪水流量与时间之间的对应关系, 有几个明显变化点，水流产生速度不一样，机制不一样
总径流量中各种径流成分是如何体现的？
将典型洪水过程线的退水部分
绘在 单对数或双对数纸坐标系内,
横坐标是时间， 纵坐标是对流量取对数后的数值。
是
赋存在地面 以下
第一个具有连续自由水面 , 到 它下面
第一个连续隔水层顶板 之间岩土孔隙中的饱和土壤水
典型包气带 水分结构带的三个分层
毛管悬着水带 包气带
中间带 饱和带
依据 包气带内 和 它与 毛管水分的来源 外界水分交换 之间的关系， 毛管支持水带
把 包气带 分三个带
毛管悬着水带
与大气有强烈水分交换， 这个带 水分的增减，
包气带（zone of aeration ）
位于土壤表面 以下，潜水面以上 的 不饱和土壤层。 不饱和土壤层的厚度也就是包气带的厚度。
包气带特征——基本上是不饱和土壤特征
1. 包裹空气 的 不饱和土壤水带，
土壤孔隙没有完全被液态水充满。
2. 土水势 主要由基质势与渗透势构成 , 土水势为负值
3. 水分迁移主要由基质势梯度驱动
△t2
△t3
△t4
△t1 → 降雨强度小于下渗，没有积水 △t2 → 地表有积水，产流 △t3 → 地表有积水，产流
△t4 → 地表有积水，产流
超渗地面径流产流机制—1建立地面水量平衡方程
自降雨开始至降雨结束时刻的时段内， 地面的水量平衡可用下面的方程表述：
Rs= P – E – F – In – U
入渗损失后，转化为净雨的过程。
在整个过程中， 不同成分的净雨量在土壤层中 经 下渗 与 蓄留 后， 在不同作用机制下迁移运动。
汇流过程分解为坡地汇流和河网汇流
坡地汇流阶段: 包气带某层位形成的净雨水量， 沿着 土壤坡面从地表和地下 汇入 流域各级干支流的河槽内； 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。