水文学原理产流机制研究学习教案

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1、会计学1水文学原理产流机制水文学原理产流机制(jzh)研究研究第一页，共89页。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。第2页/共89页第二页，共89页。产流过程 不同成分(chng fn)的净雨水量形成过程汇流(huli)过程径流形成(xngchng)过程坡地汇流过程河网汇流过程第3页/共89页第三页，共89页。第4页/共89页第四页，共89页。定义：是各种径流成分的形成过程(guchng)，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(guchng)。在整个过程(guchng)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

2、制下迁移运动。产流过程(guchng)，为何又称流域蓄渗过程(guchng)第5页/共89页第五页，共89页。汇流过程分解(fnji)为坡地汇流和河网汇流河网汇流(huli)阶段:包气带某层位形成(xngchng)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；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。坡地汇流阶段:第6页/共89页第六页，共89页。第7页/共89页第七页，共89页。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(liling)取对数后的数值。第8页/共89页第八页，共89页。在图上得到

3、有多个转折点的连续折线段，这些折线段代表(dibio)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(dun min)的总水量。第9页/共89页第九页，共89页。涨水阶段(jidun)的 洪水过程线陡升，涨水部分绘在单对数纸或双对数纸上，没有明显的流量变化转折点。第10页/共89页第十页，共89页。退水(tu shu)最快的曲线段 代表 的是 地面径流，退水(tu shu)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(tu shu)速度在前两者之间。第11页/共89页第十一页，共89页。第12页/共

4、89页第十二页，共89页。 包气带包气带 饱和带饱和带隔水层隔水层承压含水层承压含水层越流越流第13页/共89页第十三页，共89页。位于土壤(trng)表面 以下，潜水面以上 的 不饱和土壤(trng)层。不饱和土壤(trng)层的厚度也就是包气带的厚度。第14页/共89页第十四页，共89页。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(t d)驱动第15页/共89页第十五页，共89页。地面 到 地下潜水面 的 距离(jl)，包气带的厚度受地下潜水面的变动而变动第16页/共89页第十六页，共

5、89页。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(zhw)蒸腾5.土壤蒸发第17页/共89页第十七页，共89页。上游来减少上游来减少(jinsho)(jinsho)水，地下水位下降，包气带厚度水，地下水位下降，包气带厚度增大，增大，植物根系吸收不到地下水，枯死植物根系吸收不到地下水，枯死 。区域年均降水量区域年均降水量40mm40mm，生长完全依赖地下水。，生长完全依赖地下水。枯死荒漠化枯死荒漠化 区域环境区域环境(q y hun jn)(q y hun jn)需水需水 生生态水文问题态水文问题第18页/共89页第十八页，共89页。第19页/共89页第十九页，共89页

6、。3.下4. 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(shul)、含水量差异决定第20页/共89页第二十页，共89页。场所层位不同。所以，要先讲 包气带相关知识 。第21页/共89页第二十一页，共89页。依据 包气带内 毛管水分的来源(liyun)和 它与 外界水分交换 之间的关系，把 包气带 分三个带第22页/共89页第二十二页，共89页。发生(fshng)，时段末时刻并不是降水停止的时刻。第23页/共89页第二十三页，共89页。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

7、径流量W1 土层(t cn)A与B的平均初始蓄水量W2 土层(t cn)A与B 时段末平均蓄水量第24页/共89页第二十四页，共89页。W1 土层A与B的平均初始蓄水量W2 土层A与B 时段末平均蓄水量第25页/共89页第二十五页，共89页。到达地表的降雨(jin y)蒸发 E1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 ： W = 0地表处水量平衡地表处水量平衡 方程：方程：第26页/共89页第二十六页，共89页。第27页/共89页第二十七页，共89页。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W = W2 -

8、W1第28页/共89页第二十八页，共89页。地表处水量(shu lin)平衡 包气带蓄水量的变化(binhu)下渗水量的转换(zhunhun) 1sPFRE包气带水量平衡方程总蒸发量 上两式相加第29页/共89页第二十九页，共89页。考察(koch)时段内，P =0 ，第30页/共89页第三十页，共89页。 现代阶段现代阶段(jidun)1970年年以后以后霍顿阶段霍顿阶段(jidun)1930年代年代产流过程经水文学家认知(rn zh)历程的发展 ，径流成分从两种扩展为四种50年代年代60年代年代8.3 产流机制第31页/共89页第三十一页，共89页。在累计下渗量大于土壤缺水量以后产生霍顿观

9、测发现(fxin)的产流现象（1933）霍顿产流现象 在干旱半干旱气候地区植被(zhbi)稀少，土壤包气带薄、硬质表层荒地、冻土等地带发生。第32页/共89页第三十二页，共89页。降水(jingshu)过程中，形成什么类型的径流成分取决于i(降水(jingshu)强度) 与 f (土壤下渗能力) ，F (下渗水量)与 D (土壤缺水量 ) 之间的关系第33页/共89页第三十三页，共89页。第34页/共89页第三十四页，共89页。无径流产生，河流处于原先(yunxin)退水状态河流出现尖瘦、涨落(zhn lu)段大致对称的洪水过程线河流出现矮胖、涨落段大致对称的洪水过程线河流出现涨洪快速，落洪比

10、较缓，涨水段与落水段明显不对称的洪水过程线第35页/共89页第三十五页，共89页。霍顿产流机制(jzh)局限性的四个表现第36页/共89页第三十六页，共89页。第37页/共89页第三十七页，共89页。第一个：超渗地面径流形成第一个：超渗地面径流形成(xngchng)(xngchng)第二个：壤中径流与回归流形成第二个：壤中径流与回归流形成(xngchng)(xngchng)典型的降雨径流过程线典型的降雨径流过程线只有一个洪峰只有一个洪峰(hngfng)，一个涨水段一个涨水段一个退水段一个退水段说明洪水过程线中的现象说明洪水过程线中的现象有不同成分的径流类型有不同成分的径流类型不同成分径流的产流

11、速度不同不同成分径流的产流速度不同形成场所不同形成场所不同第38页/共89页第三十八页，共89页。第39页/共89页第三十九页，共89页。下面下面(xi mian)图示四种径流成分图示四种径流成分的产流场所的产流场所第40页/共89页第四十页，共89页。壤中径流壤中径流(jngli)(jngli)或回归流或回归流超渗地面超渗地面(dmin)(dmin)径流径流地下地下(dxi)(dxi)径径流流总净雨量总净雨量截留截留 包气带包气带 饱和带饱和带隔水层隔水层承压含水层承压含水层R Rg gR Rsb sb 或或R RretretR Rs s或或R Rsatsat越流越流蒸发蒸发地面饱和径流地面

12、饱和径流降水降水第41页/共89页第四十一页，共89页。第42页/共89页第四十二页，共89页。 i f , , rs = i - f 0i = 1.5cm/hrf = 2.0cm/hri= 1.5cm/hrf = 0.5cm/hrr s= 1.0cm/hr第43页/共89页第四十三页，共89页。降水初期降水初期(chq)i f地表地表(dbio)积积水水开始产流开始产流第45页/共89页第四十五页，共89页。随降水随降水(jingshu)再再持续持续if地表积水增多地表积水增多产流量增加产流量增加第46页/共89页第四十六页，共89页。各分时段多余各分时段多余(duy)的降水量用来产流的降水

13、量用来产流t3t2t1t4 降雨降雨(jin y)(jin y)强度小于下渗，没强度小于下渗，没有积水有积水 地表有积水，产流地表有积水，产流 地表有积水，产流地表有积水，产流 地表有积水，产流地表有积水，产流第47页/共89页第四十七页，共89页。第48页/共89页第四十八页，共89页。（知识点2）。第49页/共89页第四十九页，共89页。产生(chnshng)。以上论述就是超渗地面径流的形成机制（知识点3）。第50页/共89页第五十页，共89页。自然界中的包气带中，上层的土壤上覆的压力小，分布有大量植物根系、 富含有机质，上层土壤颗粒团聚体构成土壤的固体骨架，表层土壤受降水的淋溶、动植物活

14、动的影响大使得土壤结构疏松，孔隙率大。而下层土壤上覆压力大，土壤相对密实，孔隙度小。下层与上层土壤相比，透水性弱，容易在两层的界面上形成(xngchng)壤中径流。第51页/共89页第五十一页，共89页。A A层层: :质地质地(zhd)(zhd)较粗较粗, ,易透水层易透水层B B层层: :质地质地(zhd)(zhd)较细较细, ,弱透水层弱透水层C C层层fBfA壤中径流(jngli)产生过程图示临时饱和带临时饱和带第52页/共89页第五十二页，共89页。细细Bi fA相对相对(xingdu)不透不透水界面水界面1.非均质性土壤或层次性土壤， 有透水性上下不同的界面(jimin)；2.上层

15、A获得下渗水量强度fA3. 要大于下层B获得下渗水量的强度fB ；4. 可以在A-B土层界面(jimin)上产生临时饱和带；5.具有产生内部侧向流动的倾斜坡度。i粗粗AfBfA第53页/共89页第五十三页，共89页。降水下渗过程中，上层(shngcng)土壤A层含水量的增加快于下层土壤B层含水量的增加，上层(shngcng)A层土壤先达到田间含水量，直至饱和后，上层(shngcng)A土壤获得的下渗水量会以稳定下渗率fC,A 给 B层土壤供水; 第54页/共89页第五十四页，共89页。后续的降水(jingshu) 只要满足 i fB ，就会在A-B两层间的界面上产生积水，积水量为 i fB ，

16、这部分积水在重力作用下沿坡的倾向流动，形成壤中径流。第55页/共89页第五十五页，共89页。壤中流在土壤内汇聚的过程中，会在己饱和的局地坡面上渗出地面，以地面径流的形式成为坡面漫流，注入河槽，这种水流称为回归流。它是壤中流所派生的一种(y zhn)径流成分，第56页/共89页第五十六页，共89页。第57页/共89页第五十七页，共89页。土壤回归流发生(fshng)条件一般只在极小的山坡(shn p)流域，且在壤中流比较发育的情况下，才能显示出对流量过程线形状的影响，从而作为一种独立的径流成分而存在。第58页/共89页第五十八页，共89页。第59页/共89页第五十九页，共89页。B B层层: :

17、质地质地(zhd)(zhd)较细较细, ,弱透弱透水层水层C C层层饱和(boh)地面径流图示临时临时(ln sh)(ln sh)饱和带饱和带饱和带厚度增加，抬饱和带厚度增加，抬升到地面升到地面fAA A层层: :质地较粗质地较粗, ,易透水层易透水层,ABCACBfffffB产流量分析： = -satsbBri rf第60页/共89页第六十页，共89页。上部土层(t cn)开始充水下部土层(t cn)开始充水土壤继续(jx)充水，快于下层下渗水量增加速度没有上层快上部充水达到田间含水量, 下渗水来不及下渗在层内形成壤中流下层土壤仍未达到田间含水量壤中径流壤中径流上部水量饱和，水面抬升到地表下

18、层土壤仍未达到田间含水量饱和地面径流饱和地面径流第61页/共89页第六十一页，共89页。饱和地面径流流发生地段：饱和地面径流流发生地段：灌丛灌丛(un cn)林季节冻土地带的饱和地面径流林季节冻土地带的饱和地面径流第62页/共89页第六十二页，共89页。土壤中形成壤中径流 rsb 后，后续降雨满足 ，即在满足B层土壤下渗及产生壤中径流的同时，还剩余一部分水量使得A层土壤含水量 从下向上由田间持水量逐渐增加到完全饱和，直到积水厚度(hud)抬升到地表,在地表形成饱和地面径流rsat第63页/共89页第六十三页，共89页。取决于土层内部上下非均值土壤分层之间的下渗能力差异、以及上层(shngcng

19、)土壤达到全层饱和时所需的水量D、降水强度及持续时间。概述概述(i sh)饱和地面径流的产生的条件饱和地面径流的产生的条件第64页/共89页第六十四页，共89页。细细Brsb相对相对(xingdu)不透不透水界面水界面ifBrsat粗粗A1.非均质性土壤或层次性土壤，存在(cnzi)透水性能突变界面2.下层土层B供水强度fA要大于它本身的下渗强度fB ，3.A土壤达到完全饱和后，层内积水抬升到地面以上，4.降水仍继续fA第65页/共89页第六十五页，共89页。 = -satsbBCri rf此后, 随降雨继续，界面处积水不断增加，积水面将达到地面，这时界面以上的土层含水量达到饱和，以后(yhu

20、)的降雨在地表蓄积流动，形成径流，把它称为饱和地面径流，第66页/共89页第六十六页，共89页。土壤含水量达到田间含水量以后, 这时继续下渗的水分，就开始产生大量自由重力水将补给潜水，形成地下(dxi)径流。这是蓄满产流的理论基础。第67页/共89页第六十七页，共89页。2、包气带接受降雨下渗补给后，下渗水向下传输(chun sh)， 水分传输(chun sh)到达支持毛水分布带的上缘， 下渗水通过土壤毛管与潜水带建立水力联系。3、若后续下渗的水分，使含水量达到田间含水量后， 后续下渗水就会在重力作用下传输到潜水面处， 补给潜水，形成地下径流。第68页/共89页第六十八页，共89页。第69页/

21、共89页第六十九页，共89页。第70页/共89页第七十页，共89页。第71页/共89页第七十一页，共89页。下面总结：不同径流成分(chng fn)类型界面产流的一般规律第72页/共89页第七十二页，共89页。水分来源 ：供水强度大于下渗强度， 可在产流场所产生临时饱和带。产流场所 ：界面(jimin)（地表或层次性土壤分层间的分界面(jimin)）动力 条件：界面(jimin)具有一定坡度， 使得水分有侧向流动、归槽的动力第73页/共89页第七十三页，共89页。第74页/共89页第七十四页，共89页。产流类型(lixng)：产流模式(msh)：不同径流(jngli)成分的九种共生、伴生组合或

22、说是产流机制的共生、伴生组合九种产流类型概化分为蓄满产流模式与超渗产流模式8.4 单点产流类型与单点产流模式第75页/共89页第七十五页，共89页。同一地点同一地点在某次降水产流过程中（经历一个时间段），在某次降水产流过程中（经历一个时间段），依据不同径流成分的共生或伴生条件，依据不同径流成分的共生或伴生条件，会同时或先后出现不同形成机制的几种径流成分，会同时或先后出现不同形成机制的几种径流成分，这些径流成分的可能组合情况（共有这些径流成分的可能组合情况（共有(n yu)九种组合），九种组合），称为单点产流类型。称为单点产流类型。该点的总产流量是这几种径流成分之和该点的总产流量是这几种径流成分

23、之和第76页/共89页第七十六页，共89页。2 （超渗 + 壤中） Rs Rsb3 （壤中 + 饱和(boh)地面） Rsb Rsat4 （超渗 + 地下(dxi)） Rs Rg5 （壤中 + 地下） Rsb Rg6 （壤中） Rsb7 （超渗 + 壤中 + 地下） Rs Rsb Rg8 （饱和地面 + 壤中 + 地下） Rsat Rsb Rg9 （地下） Rg第77页/共89页第七十七页，共89页。第78页/共89页第七十八页，共89页。为何没有饱和地面径流Rsat 型 ?依据据饱和地面径流形成机制，判定饱和地面径流形成一定伴生壤中径流生成。所以，Rsat不会以一种独立的径流类型(lixng

24、)出现，但可与Rsb一起与其它径流类型(lixng)伴生。第79页/共89页第七十九页，共89页。为何(wih)没有 Rsat Rs 型 与 Rsat+ Rg 型 ？依据据饱和地面径流形成机制，Rsat形成的前提条件是有壤中径流产生，问题中的两种组合形式不会存在。但壤中流可以和另外三种径流成分组合在一起。第80页/共89页第八十页，共89页。的径流类型。第81页/共89页第八十一页，共89页。6.化分类，7.分为两种产流模式。第82页/共89页第八十二页，共89页。 R = f（ P, x , y , z， ）第83页/共89页第八十三页，共89页。从次降水从次降水 径流的关系径流的关系(gu

25、n x)出发（离不开这个前出发（离不开这个前提），提），为便于简化计算为便于简化计算一次降雨事件形成的流域总产流量，一次降雨事件形成的流域总产流量，在判断总产流量与雨强相关程度大小的基础上，在判断总产流量与雨强相关程度大小的基础上，对流域各产流点在一次降雨过程中对流域各产流点在一次降雨过程中主导流域总产流量的产流类型进行概化分类，主导流域总产流量的产流类型进行概化分类，将产流模式分为将产流模式分为蓄满产流模式与超渗产流模式。蓄满产流模式与超渗产流模式。第84页/共89页第八十四页，共89页。超渗产流模式超渗产流模式(msh) 总产流量受到降雨强度总产流量受到降雨强度(qingd)影影响响 R

26、= f（P, i , W0 , E）蓄满产流模式蓄满产流模式总产流量不受降雨强度影响总产流量不受降雨强度影响 R = f（P, W0 , E） 两种单点产流模式的概化，两种单点产流模式的概化，为水文计算与水文过程模拟提供了实用、简便的思路，为水文计算与水文过程模拟提供了实用、简便的思路，应用中的新安江模型与陕北模型，应用中的新安江模型与陕北模型，都是在这些产流模式的理论基础上建立的。都是在这些产流模式的理论基础上建立的。概化归类的意义：概化归类的意义：第85页/共89页第八十五页，共89页。超渗产流和蓄满产流超渗产流和蓄满产流是针对一次降雨是针对一次降雨(jin y)形成的总径流而言。形成的总径流而言。即需要考察即需要考察 次降水次降水 径流关系。径流关系。离开这个前提，离开这个前提，单点产流模式的归类分法单点产流模式的归类分法没有实际意义。没有实际意义。第86页/共89页第八十六页，共89页。第87页/共89页第八十七页，共89页。简述为何土壤水分达到田间持水量是形成地下径流的先决条件论述四种径流成分的产流机制 （可图示、公式符号说明）四种径流成分的共生组合为何只有9种产流类型(lixng)？第88页/共89页第八十八页，共89页。感谢您的观看(gunkn)！第89页/共89页第八十九页，共89页。