水文学原理第八章产流机制研究.ppt

第八章 产流机制研究
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”
第八章 重点
包气带水量平衡要带相关知识 。
包气带
饱和带
典型包气带 水分结构带的三个分层
依据 包气带内 毛管水分的来源
和 它与 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
中间带
毛管支持水带
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。
P 降水量
E1 降雨期间的截留与蒸发量
E2 储存土壤水的蒸发量
F 下渗水量
Rs 地表径流量
Rsb 壤中径流量
Rg 地下径流量
W1 土层A与B的平均初始蓄水量
W2 土层A与B 时段末平均蓄水量
P
+E2
Rsb
地面
潜水面
Rg
Rs
土层A
土层B
F
E1
W1
W2
考察某时段内，包气带的水量平衡要素
W1 土层A与B的平均初始蓄水量
W2 土层A与B 时段末平均蓄水量
到达地表的降雨蒸发 E1
P
地面
潜水面
Rs
土层A
土层B
F
E1
地表处水量平衡方程
W1
研究时段内，
积水用于蒸发与下渗
地表处 ： ΔW = 0
地表处水量平衡 方程：
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。
E2
Rsb
地面
潜水面
Rg
土层A
土层B
F
W1
W2
包气带内下渗水分的分配及水量平衡
包气带蓄水量变化量
包气带水量平衡方程
土壤水蒸发 E2
生成 Rsb 与Rg 径流
ΔW = W2 - W1
地表处水量平衡
包气带蓄水量的变化
下渗水量的转换
包气带水量平衡方程
总蒸发量
上两式相加
包气带的水量变化与降雨量的关系
考察时段内，P > 0 ，
考察时段内，P =0 ，
现代阶段1970年以后
霍顿阶段
1930年代
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
超渗地面径流
饱和地面径流
壤中径流
地下径流
地面径流
地下径流
50年代
60年代
产流机制
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。
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) ，
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
i > f Rs > 0 ; F < D