第八章___产流机制研究

包气带
饱和带 隔水层 承压含水层 越流
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
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。
8.2 包气带水量平衡
1. 什么是包气带 、水分带结构 2. 包气带分层及分层内水分运动特征 3. 包气带不同层位的水量平衡
现象三 ：湿润季节内微小的降雨都有明显的流量过程 湿润季节的多雨背景下，
土壤包气带缺水量极少，
土壤剖面整个层次基本饱和，
下渗速度接近稳定渗透速率。
这时稍有水分补给土壤， 就会有重力水快速下渗到潜水面处， 在水势梯度的作用下汇聚到河网内。
一般在 坡度大、 包气带土壤薄、 容易达到饱和的的地段容易出现。
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
△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
第八章 产流机制研究
8.1 8.2 8.3 8.4 降水形成产流过程概述 包气带水量平衡 产流机制 单点产流类型与单点产流模式
P94 公式8-11，，少下标 “sb”
rsat = i - rsbБайду номын сангаас- f BC
第八章 重点 1. 包气带水量平衡要素及平衡方程 2. 四种径流成分的产流机制 3. 霍顿产流机制的核心论点与局限性
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
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。
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
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
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 。
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、
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。
下渗水分 F 的再分配
下渗水分 F 进入包气带后，
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
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
若用强度表述上面的水量平衡方程，
则地面径流的产流强度 rs 可用 rs = i– f 表示；
其中，i 是降雨强度， f 是下渗强度，由上面方程知，
只有当降雨强度大于下渗强度时，
才有地面径流产生，这种径流称为超渗地面径流； 而当降雨强度小于下渗强度时， 降水全部消耗于下渗，没有地面径流产生。 以上论述就是超渗地面径流的形成机制（知识点3）。
△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
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）。
F (下渗水量)与 D (土壤缺水量 ) 之间的关系
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
霍顿观点 —径流成分取决于i 与 f ，F 与 D 之间关系
i< f Rs= 0 ; F < D Rg = 0
无径流产生，河流处于原先退水状态 i> f Rs > 0 ; F< D Rg = 0
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）。
超渗地面径流产流机制——3 方程讨论
以上观测到的现象说明
径流成分不仅仅只有霍顿认为的两种， 应该还有其它成分的水分来源。但是什么成分呢？
现象二 ：一次比较均匀的降水过程中，却出现两个洪峰
Q
Q
t
t
典型的降雨径流过程线 只有一个洪峰， 一个涨水段 一个退水段
第一个：超渗地面径流形成 第二个：壤中径流与回归流形成 说明洪水过程线中的现象 有不同成分的径流类型 不同成分径流的产流速度不同 形成场所不同
河流出现尖瘦、涨落段大致对称的洪水过程线 i< f Rs= 0 ; F>D Rg > 0
河流出现矮胖、涨落段大致对称的洪水过程线 i> f Rs > 0 ; F>D Rg > 0
河流出现涨洪快速，落洪比较缓， 涨水段与落水段明显不对称的洪水过程线
霍顿产流机制局限性的四个表现
1935年以后，许多水文学家发现 一些不能用霍顿产流观点进行解释的水文现象：
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
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
i<f ,
rs = 0
i>f ,
rs = i - f > 0
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，
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
3. 水分迁移主要由基质势梯度驱动
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，
4. 九种产流类型的组合
5. 九种产流类型归为两种产流模式的水文意义
8.1降水形成产流的一般过程概述
降水在完全降落到地面以前
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，
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
8.3
产流机制
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
i〈f 的降雨条件下，也观测到地面径流的产生
一次比较均匀的降水过程中，却出现两个洪峰 湿润季节，微小的降雨都有明显的流量过程变化 全流域产流的情况非常罕见
现象一 ： i< f
观测到： i< f
，也观测到地面径流产生
地面径流产生，
在出口断面出现洪水过程。
有时又观测到： 没有地面径流产生，
却在流域出口断面上观测到洪水过程。
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
饱和带 隔水层 承压含水层
Rg
越流
讲解过程中的符号意义
P E1 E2 F Rs Rsb Rg W1 W2
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
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。
50年代 60年代
地面径流
地下径流
饱和地面径流
壤中径流 地下径流
霍顿观测发现的产流现象（1933）
霍顿产流现象 在干旱半干旱气候地区植被稀少， 土壤包气带薄、硬质表层荒地、冻土等地带发生。
在降雨过程中，有截留损失和填洼损失。
随降雨过程的持续，土壤湿度增加，
表层土壤的下渗能力减小，
霍顿观测到 超渗地表径流
在降水强度大于土壤下渗能力时产生, 地下径流 在累计下渗量大于土壤缺水量以后产生
霍顿的产流观点——总结成下面两段话
径流的成分有两种，地面径流与地下径流， Rs 对洪水涨落起主要作用， Rg 长期维持河流枯水流量， i > f ，全流域产生地面径流
降水过程中，形成什么类型的径流成分 取决于i(降水强度) 与 f (土壤下渗能力) ，
植物根系吸收不到地下水，枯死 。
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填洼 —— 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
各点的产流有先后之分。
径流形成过程
产流过程 不同成分的净雨水量形成过程
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