水文学原理__第8章(CCC)解析
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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）
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，
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（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
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
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
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
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。
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
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。
Leabharlann Baidu
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
F
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
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
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 。
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
毛管支持水带
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，
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，
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、
产流机制因素 土壤分层水力特性差异、 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
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）
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，
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（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
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
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
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
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。
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
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。
Leabharlann Baidu
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
F
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
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
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 。
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
毛管支持水带
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，
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，
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、
产流机制因素 土壤分层水力特性差异、 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