1、第六章流域產(chǎn)流,第一節(jié) 包氣帶及其水分動態(tài) 一、包氣帶性質(zhì) 二、包氣帶的土壤結(jié)構(gòu) 三、包氣帶水分動態(tài) 四、包氣帶對降雨的再分配作用 第二節(jié) 產(chǎn)流的基本物理條件 一、傳統(tǒng)的產(chǎn)流觀念 二、產(chǎn)流機制-界面產(chǎn)流規(guī)律 第三節(jié) 流域產(chǎn)流計算 一、流域產(chǎn)流方式 二、流域產(chǎn)流計算,1,2,包氣帶和飽和帶,包氣帶的分帶,第一節(jié) 包氣帶及其水分動態(tài) 一、包氣帶(Vadose zone)和飽和帶(Saturated zone) 包氣帶：地下水面以上，土壤含水量未達飽和，是土壤顆粒、水分和空氣同時存在的三相系統(tǒng)，稱為包氣帶或非飽和帶(Unsaturated zone)。 飽和帶：地下水面以下，土壤處于飽和含水量狀態(tài)，

2、是土壤顆粒和水分組成的二相系統(tǒng)，稱為飽和帶或飽水帶。,3,4,二、包氣帶的土壤結(jié)構(gòu) 成土因素：母質(zhì)、氣候、生物、地形和時間 溶提作用：溶解或攜帶懸浮成分向下移動。 淀積作用：溶解或懸浮的物質(zhì)在下層淀積。 A層：溶提層 B層：淀積層 C層：母質(zhì)層 D層：基巖,濕潤條件下木本植物群落下的 典型土壤剖面,5,三、包氣帶水分動態(tài) 包氣帶水分的增長：下滲 包氣帶水分的消退：蒸散發(fā)、內(nèi)排水,不同下滲時間的土壤水分剖面,不同蒸發(fā)時間的土壤水分剖面,6,四、包氣帶對降雨的再分配作用 “篩子”作用：留在地面+滲入土中 PI+Rs （P：降雨量； I：下滲水量；Rs：地表徑流量） “門檻”作用：包氣帶土層對下滲水

3、量的再分配作用。 I=E+D+Rsub =E+(Wf - W0)+Rsub D=Wf - W0 I：下滲水量 E：蒸散發(fā)量 D:包氣帶缺水量 Wf ：包氣帶達到田間持水量時的土壤含水量 W0：包氣帶初始含水量 Rsub：從包氣帶中排出的自由重力水（subsurface flow ）,7,第二節(jié) 產(chǎn)流的基本物理條件,一、傳統(tǒng)的產(chǎn)流觀念（霍頓Horton觀念,1933年） 徑流過程是由兩種徑流成分所組成。 一旦降雨強度超過下滲能力，則在全流域產(chǎn)生地面徑流。 地下徑流產(chǎn)生的物理條件：整個包氣帶土壤含水量達到田間持水量。,8,霍頓產(chǎn)流理論,Rs0，Rg=0,Rs0，Rg0,Rs0，Rg0,Rs0，Rg

4、0,9,10,2、傳統(tǒng)觀念與實際現(xiàn)象間的矛盾,盡管流域具有較大的下滲能力，但當(dāng)降雨強度小于下滲能力時，即if，卻有地面徑流發(fā)生，產(chǎn)生一次對應(yīng)的洪水過程。 盡管流域具有較大的下滲能力，當(dāng)降雨強度小于下滲能力時(if)，確實在地面上沒有產(chǎn)生徑流，但是在出口斷面卻觀測到與地面徑流過程相似的漲洪過程； 對應(yīng)一次降雨，卻出現(xiàn)形狀不同的兩個洪峰過程，一前一后，一個峰形尖瘦，一個峰形矮胖。,11,有的流域，在某個時期(主要是濕潤季節(jié))，對任何微小的降雨，即使其降雨強度ifc，或略大于fc，都有極為敏感的反映，在流量過程線上產(chǎn)生對應(yīng)的起伏變化； 盡管流域內(nèi)并不存在著地下水層，但其低水流量長流不息，可以持續(xù)很久

5、； 全流域產(chǎn)流的現(xiàn)象是極罕見的。實際觀測資料表明，對于某些流域，產(chǎn)流面積不超過5。對于融雪徑流，其最大產(chǎn)流面積也只有84左右。,12,二、 產(chǎn)流機制-界面產(chǎn)流規(guī)律,產(chǎn)流機制：水分沿土層垂向運行中，供水與下滲矛盾在一定介質(zhì)條件下的發(fā)展機理和變化過程。 在不同的供水和介質(zhì)條件下，這一機理和過程就表現(xiàn)為不同的徑流形成機制。,13,1、超滲地面徑流的產(chǎn)流機制Rs機制,超滲地面產(chǎn)流機制是指供水與下滲矛盾發(fā)生于包氣帶上界面(地面)的產(chǎn)流機制。地面徑流的形成過程是在降雨、植物截留、填洼、雨期蒸發(fā)及下滲等幾個過程組合下的發(fā)展過程。它們都是在相應(yīng)的作用力下垂向運行的發(fā)展過程。自降雨開始至任一時刻的產(chǎn)流過程可借助

6、于下列方程來表達：,14,15,Rs(t)=i(t)-f(t) 顯然，只有當(dāng)if時，才能產(chǎn)生地面徑流。 當(dāng)if時， Rs(t)=0,16,超滲地面徑流的產(chǎn)生條件：,要有供水，它是一個必要條件； 要有一個界面，即地面。它是包氣帶的上界面，也是一個必要條件； 要降雨強度大于下滲能力，它是產(chǎn)流的充分條件。,17,18,2、壤中徑流的產(chǎn)流機制-Rint機制 interflow,壤中徑流的產(chǎn)流是發(fā)生于非均質(zhì)或?qū)哟涡酝寥乐幸淄杆畬优c相對不透水層交界面上的產(chǎn)流機制。,壤中徑流的產(chǎn)流機制,19,土壤由兩種不同質(zhì)地的土壤層構(gòu)成，上層為粗質(zhì)地土壤(A層)，下層為細(xì)質(zhì)地土壤(B層)。各層容重(D)、毛管傳導(dǎo)度(K)

7、、飽和傳導(dǎo)度(Ks)及下滲率(f)具有下列關(guān)系： DAKB; Ks,AKs,B; fAfB,20,產(chǎn)流機制：,以小于或等于Ks,A 的降雨強度(i)向A層進行供水時，則在A層中最終呈現(xiàn)以傳導(dǎo)度等于該降雨強度(KAi)的水分分布剖面,并按此值向下滲透水分。 在B層，由于土質(zhì)細(xì)，具有較小的傳導(dǎo)能力，即使是在飽和情況下也要比上層供水率小得多。當(dāng)B層干燥時，靠近A-B層交界面處雖然具有較大吸力，但其KB值更小，同樣起著阻水作用。 因此，當(dāng)A層水流達到交界面時，因KAKB，在交界面處產(chǎn)生積水，形成飽和。當(dāng)A層的土壤含水量大于其田間持水量時，即Af,A時，形成自由水，并隨上層的不斷供水，積水在交界面以上向

8、上回升形成臨時飽和帶，從而形成壤中徑流。,21,對于A-B界面以上的水量平衡為,rint = fA- fB,22,壤中徑流的產(chǎn)生條件：,要有供水(fA)； 要有界面，即AB層交界面。當(dāng)然它不是任意界面，而是具有比上層下滲能力小的界面； 供水強度要大于下滲強度； 產(chǎn)生臨時飽和帶。,23,徑流實驗,魏普基(R.E.Whipkey,1965)在美國俄亥俄州東部一個森林流域中的山坡徑流場所得到的觀測資料具有典型意義。該徑流場長17m，寬 2.44m，坡度為28，坡地表土為沙質(zhì)壤土，有層理。林木具有60年樹齡。土壤表面有510cm的枯枝落葉層。 17次降雨的觀測結(jié)果：,24,地面不產(chǎn)流； 下滲水流沿垂向

9、下滲達56cm處略有積蓄，產(chǎn)生少量側(cè)向流，但大部分下滲到達90cm處的緊密層； 然后自90cm層向上積蓄(即形成飽和帶，向上回升)。17次降水中5690cm層全部達到全層飽和，056cm只有部分達到飽和，但從未達到地面； 0一56cm層出流率最大，而5690cm層出流總量最大； 積水一旦超過56cm面，則056cm層出流，出流率隨積水升高而加大。反之，當(dāng)積水一旦低于56cm面，側(cè)056cm出流即行終止。,25,26,27,3、地下徑流的產(chǎn)流機制Rg機制,它的水分運行及產(chǎn)流機制基本上與壤中流機制相似，不同的是 其一，它可以發(fā)生在非均質(zhì)土或?qū)哟瓮寥缹又?，也可以發(fā)生于均質(zhì)土壤中，還可以發(fā)生在風(fēng)化裂隙

10、巖層中； 其二，它的產(chǎn)流界面是包氣帶的下界面； 其三，包氣帶的下界面以上存在著一個支持毛管水帶，它具有一個穩(wěn)定的水分分布，且隨地下水位的升降而升降。,28,機制,當(dāng)下滲鋒面達到毛管水帶上緣時，實際已經(jīng)與地下水建立了直接聯(lián)系。取常年穩(wěn)定的淺層地下水位為基準(zhǔn)，則由上層補給水量而使水位升高的蓄水部分，就等于地下徑流產(chǎn)流量。對均質(zhì)土層時的水量平衡可寫為,29,對非均質(zhì)層次土壤層，則有,30,當(dāng)產(chǎn)生地下徑流時，同樣要形成臨時飽和帶，即當(dāng)f時產(chǎn)生自由水，此時W(t)為常數(shù)，則 dW(t)/dt=fc-rg=0 故有 rg= fc (均質(zhì)土層) 當(dāng) dW(t)/dt=fc-rint-rg=0 則有： rg=

11、 fc- rint (非均質(zhì)土層),31,在天然條件下，當(dāng)?shù)叵滤惠^高時，此時壤中徑流與地下徑流實際上難以截然分開，通常將二者合并作為地下徑流來考慮，則上式可寫為 rG=(rint+rg)=fc 當(dāng)有深層下滲時，則可寫為 rg = fc -fd,32,在壤中徑流的產(chǎn)流中，當(dāng)ifA，ifB時，只要在土壤交界面處形成臨時飽和帶，便可形成壤中徑流。 對于地下徑流也有類似情況，即降雨強度小于上層土壤下滲能力，甚至小于穩(wěn)定下滲率，此時，只要在包氣帶下緣形成臨時飽和帶，同樣可以產(chǎn)生地下徑流。 壤中徑流和地下徑流的這種產(chǎn)流特性，正是為什么降雨強度小于流域下滲能力，沒有地面徑流，但有洪水漲落過程的原因所在。,

12、33,4、飽和地面徑流機制Rsat機制 saturation flow,在表層土壤具有較強透水性情況下的地面產(chǎn)流機制。這里所謂的較強是相對的，即指在天然情況下，絕大多數(shù)的暴雨降雨強度都不能滿足表層土壤的下滲能力。因此，在絕大多數(shù)情況下不具備產(chǎn)生超滲地面徑流的條件： 即 i fA; rs=0,34,當(dāng)ifB的情況出現(xiàn)時，具備了壤中徑流的產(chǎn)生條件，即在AB界面上產(chǎn)生臨時飽和帶，它隨積水的增加，最終將達到地面。此時，后繼的降雨所形成的積水將不再是壤中流，而是以地面徑流的形式出現(xiàn)，這種地面徑流稱為飽和地面徑流。,35,飽和地面徑流形成的重要特征,控制地面徑流發(fā)生的并不是上層土層本身的界面及其下滲能力；

13、 而是其下相對不透水層界面和下層下滲能力； 以及上層土層本身達到全層飽和所需的蓄水量。,36,水量平衡方程為,37,當(dāng)全層飽和時W(t)=sHA=const，則 dW(t)/dt=0 對水量平衡方程式微分有 dW(t)/dt=0=i-rint-fB-rsat 則 rsat= i-(rint+fB),5.四種產(chǎn)流機制的規(guī)律 （1）要有充分供水 （2）要有大于下滲率的供水強度 （3）對壤中流和地下徑流必須產(chǎn)生臨時飽和帶，對飽和地面徑流則要全層飽和。 （4）要有側(cè)向流動的水力坡度 （5）幾種徑流產(chǎn)生在飽和帶幾個界面上，上界面產(chǎn)生地面徑流，中界面產(chǎn)生壤中流和地下徑流，下界面產(chǎn)生地下徑流。,38,39,

14、坡地匯流過程,40,坡地匯流：,當(dāng)產(chǎn)生坡面積水(超滲雨)時，隨之便開始了坡面漫流現(xiàn)象。當(dāng)滿足填洼后，開始產(chǎn)生地面徑流(Rs)，它沿坡面流動進入正式的坡面匯流階段。 坡面匯流在流域內(nèi)各處發(fā)生的時刻并不一致。 壤中流(Rint)及地下徑流(Rg)也同樣具有沿流域坡地的匯流過程。 通常壤中徑流要比地面徑流慢，卻比地下徑流快得多。壤中徑流及地下徑流的匯流過程比地面徑流平緩，同時在時間上要滯后于地面徑流。,41,42,一、流域產(chǎn)流方式 1.超滲產(chǎn)流： 超滲產(chǎn)流方式遵循超滲地面徑流產(chǎn)流規(guī)律。超滲產(chǎn)流主要發(fā)生在地下水埋藏深，包氣帶厚度大，土壤透水性差植被也較差的丘陵區(qū)或干旱地區(qū)。,第三節(jié) 流域產(chǎn)流計算,2.

15、蓄滿（飽和）產(chǎn)流： 地表、壤中、地下徑流，蓄滿前不產(chǎn)流，蓄滿以后產(chǎn)流。 此產(chǎn)流方式多發(fā)生在包氣帶較薄、植被較好，土壤透水性強，下滲強度大的地區(qū)。其特點是土壤比較濕潤，且接近地下水面有毛管水帶，土壤層缺水量較小。一次降水下滲鋒面很容易與毛管水建立水力聯(lián)系，包氣帶很容易達到飽和。,43,特點： （1）先滿足包氣帶最大蓄水量容量的地方先產(chǎn)流。 （2）一次降雨過程中，隨著降雨的填洼，產(chǎn)流面積 不斷增大，產(chǎn)流量相應(yīng)增大。 （3）對同一降雨，初始蓄水量大則產(chǎn)流量也大。 （4）在蓄滿前，dR/dP1；蓄滿后 dR/dP=1。 3. 超滲與蓄滿產(chǎn)流交替方式 主要發(fā)生在包氣帶厚度約2-4m左右，土壤透水性中等，

16、年內(nèi)及多年降水量很不均勻。且地下水變幅較大的地區(qū)。,44,45,4.我國一些地區(qū)的產(chǎn)流方式 南方（淮河以南）、東北地區(qū)以蓄滿產(chǎn)流為主。 西北干旱區(qū)以超滲產(chǎn)流為主。,二、流域產(chǎn)流的計算 1.下滲曲線法 運用降雨過程和下滲曲線資料推求產(chǎn)流量的一種方法。 將降雨過程i(t) 及給定起始土壤含水量的下滲曲線f(t)按逐時段進行比較計算。 該方法的缺點是人為地劃分，降雨強度有時失真，沒考慮產(chǎn)流面積大小及變化。,當(dāng) 時，Rs=it-ft 當(dāng) 時， Rs=0,46,47,2.徑流系數(shù)法 一次降雨產(chǎn)生的徑流量和降雨量的比值，稱為本次降雨的徑流系數(shù) k=R/P 影響徑流系數(shù)的因素很多，它綜合反映了降雨形成徑流過

17、程中總損失的大小，一般制成K等值線圖。 此法精度較差。,3.降雨徑流關(guān)系法 將降雨量、產(chǎn)流量及其主要影響因素，通過一定的圖線關(guān)系表達出來，便于實際查算應(yīng)用。 根據(jù)蓄滿產(chǎn)流: R=P-E-(Wm-W0) 以前期土壤含水量為參數(shù)。 降雨徑流關(guān)系與流域蓄水容量面積曲線間的關(guān)系,48,49,4.產(chǎn)流計算模型法 根據(jù)產(chǎn)流的物理概念、建立相應(yīng)的數(shù)學(xué)模型，以降雨為輸入，輸出為要推求的徑流量。,50,三、蓄滿產(chǎn)流法,六十年代初期，華東水利學(xué)院水文系應(yīng)用填洼理論，并分析我國濕潤地區(qū)降水的損失特性，說明符合流域蓄水容量曲線的條件，提出了蓄滿產(chǎn)流量的計算方法(簡稱蓄滿產(chǎn)流法)及其區(qū)域規(guī)律。 浙江省水文總站應(yīng)用姜灣徑

18、流站的實驗資料對分層計算流域蓄水量作了論證；形成了一套比較系統(tǒng)的降雨產(chǎn)流量計算方法。,51,（一）基本概念,“蓄滿產(chǎn)流”是指在土壤缺水量未滿足以前不產(chǎn)生徑流，而在土壤缺水量滿足以后則全部產(chǎn)生徑流。 蓄滿產(chǎn)流以滿足包氣帶缺水量為產(chǎn)流的控制條件，降雨強度不是這些地區(qū)產(chǎn)流的主要影響因素。 在流域全面蓄滿的情況下，產(chǎn)流量可用簡單的水量平衡方程式表示： R=P-E-(Wm-W0),52,（二）蓄滿產(chǎn)流模型的降雨徑流關(guān)系,由于流域內(nèi)包氣帶厚度和蒸散發(fā)量各處是不等的，因此各處包氣帶的缺水量也不相等?？煞謨煞N情況： (1)在P-EWm一W0的地方，為產(chǎn)流面積，其徑流深R為： R=P-E-(Wm-W0) (2)

19、在P-EWm-W0的地方，為不產(chǎn)流面積，徑流深R=0。,53,全流域的徑流深R是各處R的平均值，即：,54,1、流域蓄水容量曲線的制作,蓄水容量是指土壤含水量達到田間持水量時的蓄水量。 如果把全流域按蓄水容量大小劃分成許多小塊，然后把蓄水容量由小到大進行排列，并和其相應(yīng)的面積()繪在一張圖上，縱坐標(biāo)是蓄水容量Wm，橫坐標(biāo)是小于或等于蓄水容量Wm的各小塊面積之和F0占全流域面積F的百分?jǐn)?shù)(F0/F)、點繪的WmF0/F關(guān)系曲線，稱流域蓄水容量曲線。曲線下方與橫坐標(biāo)包圍的面積，即為全流域各點包氣帶蓄水容量的平均值Wm，以全流域平均水深計。 Wmm在數(shù)值上等于包氣帶最大缺水量，Wm等于全流域平均的包

20、氣帶缺水量。,55,56,流域蓄水容量曲線,F0/F,57,58,2、降雨徑流關(guān)系,59,60,3、流域蓄水容量曲線的線型,目前在國內(nèi)使用的有兩種線型：一種是南方濕潤地區(qū)和北方部分地區(qū)使用的華東水利學(xué)院提出的拋物線方程；另一種是遼寧東部河流使用的指數(shù)方程。,K、b-經(jīng)驗常數(shù),61,拋物線型流域蓄水容量曲線,62,（三）流域蓄水量計算,在某時段內(nèi)（時段長度取1天），流域包氣帶的水量平衡方程式為： W0,t+1W0,tPtRtEt W0,tt日流域蓄水量(mm)； W0,t+1t+1日流域蓄水量(mm)； Ptt日降雨量(mm)； RtPt產(chǎn)生的徑流深(mm)； Ett日的蒸散發(fā)量(mm)。,63

21、,1、單層計算,Et： t日的蒸散發(fā)量（計算值）； Em,t：t日的蒸散發(fā)量（實測值）； W0,t：t日的蓄水容量 Wm：蓄水容量的平均值,64,65,例如7月8日，P15.6mm，Em2.8mm，雨期蒸發(fā)按蒸發(fā)能力計算， E48.7/1002.81.4mm，由W048.7mm和P-E15.6-1.414.2mm，在降雨徑流相關(guān)圖上查得R2.0mm。故 9日的W015.6+48.7-1.4-2.060.9mm。 又如7月2日，P4.1mm，Em7.2mm，E70.0/1007.25.0mm，R0，故3日的W070.0+4.1-5.069.1mm。依此類推可算得逐日的W0值。 從使用效果來看，在

22、土壤含水量較豐富的濕潤季節(jié)，這種簡單計算模型，能滿足一定的精度要求。,66,單層計算最主要的缺陷,不能考慮土壤水分在垂直剖面中的分布情況。當(dāng)久旱期間降小雨時會使計算的W0產(chǎn)生較大的計算誤差。因為此時原土壤中含水量已很小，降小雨后，若由原式計算蒸散發(fā)量E，則E很小。但實際上這部分雨水按下滲規(guī)律將主要分布于土壤表層。 同時，若植被良好，則還有相當(dāng)部分停滯于植物截留。這種分布于表土和植物截留、填洼的水分，其蒸散發(fā)接近于蒸散發(fā)能力，不能和原土壤中的水分一并計算。于是有必要將單層計算改為雙層計算。,67,2、雙層計算,雙層計算的基本假定是將流域包氣帶蓄水容量分成表層容量Wm上和下層容量Wm下兩部分。按下

23、滲規(guī)律，降雨首先補充表層，表層蓄滿后再補充下層。 表層蒸散發(fā)E上等于蒸散發(fā)能力Em。表層水分蒸散發(fā)完后，下層水分再行蒸散發(fā)，下層蒸散發(fā)E下按與土壤含水量成正比的規(guī)律消退。,68,69,實踐證明，用雙層計算久旱期間有小雨情況下的W0比單層計算的精度有顯著提高。根據(jù)現(xiàn)有經(jīng)驗，一般上層蓄水容量在1030mm之內(nèi)。,P+ W0上Em時，E 上Em； P+ W0上Em時， E上P+ W0上， E 下(EmE 上)W0下/Wm下。,70,3、三層計算,上述單層和雙層計算，有一個共同點就是規(guī)定蒸散發(fā)與包氣帶蓄水量成正比，這樣隨著蓄水量趨于零，蒸散發(fā)量也必趨于零。事實上，當(dāng)下層蓄水量低于某下限值后，深層含水量

24、也會以薄膜水或汽態(tài)水形式向上移動，供蒸散發(fā)消耗。尤其在濕潤地區(qū)，深層含水量比較豐富，這種向上的水分移動量雖然不大，卻源源不斷。同時，植物根系能吸取深處含水量以供給植物散發(fā)。為此，蒸散發(fā)計算可用三層模型。,71,假定當(dāng)雙層計算中的下層蒸散發(fā)算成E下EmK或E下Emin時，則取E下KEm或E下Emin。當(dāng)下層容量蒸散發(fā)完畢后，就蒸發(fā)更深層水量。此時蓄水量降到所設(shè)計的零點以下，W0值就出現(xiàn)負(fù)值。 K值或Emin值的大小目前尚缺乏經(jīng)驗值，我國南方一般可取K=0.10.2之間，Emin=0.31.0毫米日之間。當(dāng)然這些規(guī)定和數(shù)據(jù)還很不成熟，有待進一步研究改進。,72,(四) 前期影響雨量,下墊面包氣帶土

25、壤含水量的變化，是影響降雨形成徑流的一個重要因素。 土壤含水量的實測資料是有限的，而且也是“點”的，所以要用間接計算的方法來表示。 一種是指標(biāo)法，即前期影響雨量(Pa)法。一種是流域蓄水量(W0)法。,73,1、前期影響雨量(Pa)的計算公式,如前、后兩日連晴時，前期影響雨量計算公式如下； Pa,t+1K Pa,t （K：土壤含水量的日消退系數(shù)） 如果在t日有降雨P(guān)t，但未產(chǎn)流，則： Pa,t+1K(Pa,t+ Pt) 如果在t日降雨P(guān)t，并產(chǎn)生徑流Rt，則： Pa,t+1K(Pa,t+ Pt-Rt) 一般在沒有降雨徑流關(guān)系的情況下或在較大流域中，一次降雨形成的徑流沒有在一日內(nèi)流完，Rt不能求

26、出的時候，可以應(yīng)用下列水量平衡方程式計算： Pa末Pa始+P-R-E,74,2、流域蒸散發(fā)能力(Em)的確定,流域蒸散發(fā)能力是指在充分供水條件下的流域日總蒸發(fā)量。 一般容易取得的資料是蒸發(fā)皿實測值，因此直接用蒸發(fā)皿蒸發(fā)值乘以蒸發(fā)皿折算系數(shù)和水、陸換算系數(shù)，作為流域蒸散發(fā)能力的近似值。 另經(jīng)我國部分省區(qū)的研究，發(fā)現(xiàn)E601蒸發(fā)器的折算系數(shù)與水陸關(guān)系的換算系數(shù)，大約互相補償，可直接采用E601蒸發(fā)器觀測值作為流域蒸散發(fā)能力的近似值。,75,76,3、流域最大損失量(Im)的確定,流域最大損失量(Im)可以理解為一定入滲深度的最大、最小土壤蓄水量之差，或影響土層的田間持水量和凋萎系數(shù)之差值來估算。所

27、以在有土壤含水量觀測資料的地區(qū)，可以根據(jù)入滲鋒面深度(h)與該土層的土壤含水量資料，用下式近似地計算： Im0.1h(田一凋) ：土壤容重；h：入滲深度,77,直接從水文資料確定,挑選前期久晴不雨，本次雨量和雨強較大，但不產(chǎn)流或產(chǎn)流量較小的降雨資料?？梢哉J(rèn)為它接近或達到流域最大損失量Im值，按水量平衡方程式計算： ImP+Pa-R-fctc-E 上述方法要求流域達到穩(wěn)滲的較大降雨條件，最好選取多次這樣的降雨，以分析確定Im。 一個流域的Im并非固定的，它隨入滲深度而變。但為了簡化計算，可以概化為定值。,78,4、消退系數(shù)(K)的確定,確定消退系數(shù)K值有兩種方法：一種是由實測土壤含水量本身變化規(guī)

28、律來選定；另一種是由氣象因子來計算。,79,(1)由實測土壤含水量本身變化規(guī)律選定K值,根據(jù)土壤含水量消退規(guī)律，可概化為指數(shù)曲線。所以用實測土壤含水量資料，在半對數(shù)紙上，直接求出K，即：,Wmin:最小土壤蓄水量（mm） W0：起始土壤蓄水量（mm） Wt：t時的土壤蓄水量（mm）,80,（2）由氣象因子確定K值,設(shè)流域t日的蒸發(fā)量為Et，則： EtPa,t-Pa,t+1（1-K）Pa,t 但Et值不僅與Pa成正比，也與日蒸散發(fā)能力Em成正比。也就是說晴天Em大，Et也大；雨天Em小，Et也小。 則： EtKEmPa,t 當(dāng)Pa,tIm時，EtEm，則：K=1/Im 故：,81,Pa 計算實例

29、,=1-5/100=0.95,Pa,t+1K(Pa,t+ Pt),=0.95(100+1.2)=96.1,82,5、前期影響雨量(Pa)起始時間和起始值的計算,從土壤含水量的概念來看，它的計算應(yīng)該是連續(xù)的、無限的。所以連續(xù)計算Pa是合理的，也是可能的。但計算時期太長，工作量過大，太短又難以滿足精度要求。而決定計算時間的長短，取決于K值和Pa起始值的大小。例如：(0.85)300.008。說明計算Pa的起始時間只要30天，其誤差就不到1。但(0.95)300.214，那么起始時間就要比30天更長了。 關(guān)于選用Pa起始值，一般可在汛前(無雨)一個月開始，這時認(rèn)為起始值Pa0；也可從一次(或連續(xù)幾次

30、)大雨后算起，這時流域飽和，則起始值Pa Im。,83,蓄滿產(chǎn)流算例浙江省衢縣站降雨產(chǎn)流量預(yù)報方案,1、流域和資料概況 衢縣站是衢江上游常山港和江山港交匯后的控制站，集水面積5290km2。流域內(nèi)多山地，植被良好，雨量充沛，年雨量1990mm左右。 每年46月為主要雨季。7月上旬梅雨結(jié)束，進入盛夏，降雨以雷雨為主，雨量不大，形成一個相對干旱季節(jié)。但遇強臺風(fēng)侵襲，也可形成大的暴雨洪水。11月至來年2月通常降水稀少，為河流的枯水季節(jié)。水系和站網(wǎng)見圖3.9-1。,84,85,2.產(chǎn)流量預(yù)報方案 該流域地處我國濕潤地區(qū)，降雨徑流關(guān)系具有蓄滿產(chǎn)流的特點，可按蓄滿產(chǎn)流模型建立產(chǎn)流量預(yù)報方案。在計算蒸發(fā)時，

31、采用了一層和三層兩種蒸發(fā)模型，相應(yīng)地建立了兩套降雨徑流關(guān)系。 (1)選用資料 選用19651972年共8年資料建立方案。 雨量：為減少計算工作量，在34個雨量站選取了代表性較好的齊溪、密賽、西坑、油溪口、江家、常山、芳村、嶺頭、峽口、壇石、雙塔底和衢縣共12個雨量站。 蒸發(fā)量：衢縣站80cm套盆式蒸發(fā)器實測蒸發(fā)資料。,86,87,(2)各項參數(shù)的計算 1) 流域平均降雨量P 根據(jù)選用的雨量站，用泰森多邊形法計算流域平均日雨量(圖3.9-1)。各站權(quán)重見該圖附表。根據(jù)從日平均流量過程線上劃分的各次洪水，摘出相應(yīng)每次洪水的各日降雨，求和即得相應(yīng)各次洪水的降雨量(圖3.9-2和表3.9-1及表3.9

32、-6)。 2) 次洪水實測產(chǎn)流量R0 在模型中，產(chǎn)流量是指降雨產(chǎn)生的全部徑流。在具體操作上，為避免退水曲線拖得過長，本例割去穩(wěn)定的枯季最小流量Q0 (通常稱深層地下水)。對于閉合流域，這部分枯季流量由本流域降水形成，理應(yīng)包括在總徑流之中，否則不符合水量平衡方程。但這部分水量在總徑流中所占比重不大時，這樣簡化處理影響不大。例如本流域割去8m3/s，相當(dāng)于全年割去47.7mm(836586400529010347.7mm)，只占年徑流的5左右(本流域年徑流一般在1000mm左右)。但若流域調(diào)蓄作用較大，Q0值較高，則以不割深層徑流為宜。,88,89,劃分次洪，推求流域退水曲線，計算次洪產(chǎn)流量，其步

33、驟是： (a) 點繪流域平均日降雨量及逐日平均流量。 (b) 對照雨量和流量的起伏，確定各次洪水的起漲日期。,90,（C) 計算Re：推求流域退水曲線，并計算得QRe曲線(表3.9-2，圖3.9-3)。然后計算各次洪水產(chǎn)流量Re (表3.9-3)。將Re填入表3.9-6中第5欄。如72053洪水，經(jīng)計算得Re為34.6mm。,91,如72053洪水，經(jīng)計算得Re為34.6mm。,92,93,3)起始流域蓄水量W0 按下式逐日計算： W0,t+1W0,t+Pt-Et-Rt (3)降雨徑流關(guān)系的確定 先擬定流域蓄水容量曲線參數(shù)，建立降雨徑流關(guān)系。按此關(guān)系曲線由8年雨量推求產(chǎn) 流量，再與實測值對照。

34、如不合適則分析原因，改進計算方法或修改參數(shù)，最后確定方案。,94,1）第一套方案 采用單層蒸散發(fā)模型計算Et，Em直接采用衢縣站80cm套盆式蒸發(fā)皿的逐日蒸發(fā)值。 Wm是從歷史資料中找出流域前期十分干旱、本次降雨能達到全流域蓄滿的洪水，計算洪水的PR得。72021洪水符合此條件：自1971年9月到該次降雨(1972年1月底)之前，雨量稀少，流域十分干旱，本次降雨量148.2mm，產(chǎn)生徑流39.8mm，可認(rèn)為雨末全流域蓄滿。P-R=148.2-39.8=108.4mm?？紤]到流域內(nèi)水庫蓄水可達2030mm，于是，本次降雨前流域缺水量達80mm左右。又參考了72081(P-R=70mm)和7210

35、2(P-R93mm)等次洪水情況，最后取Wm80mm。,95,據(jù)此參數(shù)計算降雨徑流關(guān)系。計算W0時，先由Em算出雨期蒸發(fā) Et，再根據(jù)Pt-Et和W0，t查圖得Rt，由W0、Pt、Et、Rt可算出下一天的W0,t+1，并逐日遞推，可見表3.9-1中E、P-E、R、W0欄。 統(tǒng)計該表中各次洪水相應(yīng)雨日的Rt，即為次洪計算產(chǎn)流量R，填入表3.9-6中第8欄。然后由該表的5、8兩欄點繪RR0相關(guān)圖 (圖3.9-4)。 由圖可見，一般點據(jù)密集在45直線附近，但有少數(shù)點據(jù)偏離較大，如 72021、72102、72081、68031、65031等。這些點據(jù)多數(shù)都是久旱后的洪水，由于采用一層蒸散發(fā)計算模型，

36、使計算的W0偏大，因此不能正確反映流域缺水情況。為此，又采用了三層蒸散發(fā)模型計算W0，制作第二套方案。,96,2)第二套方案 為了提高久旱點據(jù)的精度，蒸散發(fā)計算改用三層模型。經(jīng)試算優(yōu)選，取Kc0.85。 Wm取120mm，W上20mm，W下60mm，W深40mm，深層蒸發(fā)系數(shù)C1/6。 根據(jù)上述參數(shù)計算降雨徑流關(guān)系(表3.9-4) 。計算W0時，首先算出當(dāng)日各層蒸發(fā)量E上、E下、E深，由(P-E) t和W0，t算出Rt，再由各層蒸發(fā)量和Rt算出W上、 W下、 W深及W0,t+1，余類推(表3.9-5)。根據(jù)相應(yīng)雨日統(tǒng)計次洪R，填入表 3.9-6第10欄，由該表第5、第10欄點繪R-R0相關(guān)圖(

37、圖3.9-5)。,97,98,99,100,101,(4)成果分析 統(tǒng)計兩套方案的計算成果，見例表3.9-6、圖3.9-4、3.9-5。 1)精度統(tǒng)計 洪水產(chǎn)流量計算精度： 第一方案，8年169次洪水中，絕對誤差小于10mm的有138次，占總數(shù)82。其中徑流大于100mm的洪水共12次，其相對誤差小于10的有11次。169次洪水的均方誤差 10.8mm。 第二方案，有143次洪水絕對誤差小于10mm。汛期洪水的精度與第一方案基本一致，略有提高。久旱后的洪水則顯著提高精度，如65022、68031、68121、68122、69011、70011、70112、72021、72081、72102等(

38、圖3.9-6)。以致第二方案的均方誤差降為8 mm。,102,年產(chǎn)流量計算精度： 表3.9-7列出了兩套方案求得的年產(chǎn)流量的精度統(tǒng)計(由于實測的水文資料是流量，非產(chǎn)流量，如年初年末流量不等，需加以流域蓄水量的改正，改正的方法見表內(nèi)注)。從表中可看到，第一方案年產(chǎn)流量計算誤差均在5以下。第二方案的年產(chǎn)流量計算誤差也基本在5以下，說明選用的產(chǎn)流參數(shù)基本上是合適的。 由上述精度統(tǒng)計可見，三層蒸發(fā)模型較一層蒸發(fā)模型更接近流域蒸散發(fā)的客觀規(guī)律。在濕潤季節(jié)，兩種模型實際無差別，而一層計算較為簡單，因此，雖然它不能全面反映蒸散發(fā)規(guī)律，但在南方濕潤地區(qū)仍有實用價值。同時可見，對于流域蒸散發(fā)能力，如測站高程與流

39、域平均高程相差不大，則根據(jù)一般經(jīng)驗，采用一層蒸發(fā)模型時，Em與80cm蒸發(fā)皿觀測值基本接近；采用三層蒸發(fā)模型時，Em值略小。如上例為80cm蒸發(fā)皿觀測值的 0.85倍。,103,104,2)誤差分析 影響降雨徑流關(guān)系的因素很多。蓄滿產(chǎn)流模型雖然由于抓住了濕潤地區(qū)降雨產(chǎn)流的主要規(guī)律，因而能獲得一定的精度，但模型及具體計算中有許多簡化，會造成誤差。上述衢縣降雨徑流關(guān)系中，誤差來源主要有下列幾個方面： (a)雨量站代表性對計算流域平均雨量的影響。對多年平均降雨來講，計算所用的 12個雨量站基本上能控制雨量的空間分布。但對具體一年以及具體一次降雨則不然。從表 3.9-7可看到，由12個站和27個站求流

40、域平均年雨量，其差值有時可大到50mm，例如 1968年?？紤]到這一因素，1968年徑流的計算精度不一定象表3.9-7所示那樣，第二方案比第一方案差。因為若用27個站計算平均雨量，第二方案的誤差會減小，第一方案會加大。 對具體一次降雨來講，平均面雨量的計算誤差一般小于5mm，但有時會很大。例如 66072，67051、67062等次洪水，用12個站計算平均面雨量較27個站計算值偏小20mm左右。又如7109l洪水，用12個站計算平均面雨量，偏小10.7mm。對這些洪水來講，平均面雨量的計算誤差是預(yù)報產(chǎn)流量誤差的主要來源。,105,106,(b)退水曲線對計算洪水產(chǎn)流量的影響 不同季節(jié)，實際的退

41、水曲線是有差別的。制作方案時采用一條統(tǒng)一的退水曲線便不能考慮這種變化。當(dāng)這種差別較大時，會造成較大的誤差。如65031洪水，若按冬季退水曲線消退比現(xiàn)在用統(tǒng)一退水曲線算得的流量將增大10多mm；6901l、69022、70022、72021等洪水也有類似情況。 (c)水利工程蓄水及農(nóng)田用水的影響 在冬季干旱的情況下，汛初頭幾次降水，流域內(nèi)大小蓄水工程均需蓄水，因此會使這些點實測徑流偏小。如72021洪水，據(jù)實地調(diào)查，1971年秋冬十分干旱，1972年1月分流域內(nèi)大小水庫均基本空庫，經(jīng)該次降雨后，幾乎全部蓄滿，估計這次降雨水庫蓄水量達2030mm。,107,四、下滲曲線法（一）、基本概念,下滲容量

42、曲線(以下簡稱下滲曲線)是在充分供水條件下，流域下滲能力過程。 一次降雨的下滲過程可分為初滲、不穩(wěn)定下滲和穩(wěn)定下滲三個階段。 判別降雨是否產(chǎn)流的標(biāo)準(zhǔn)是雨強(i)是否超過下滲率(f)。 如if則產(chǎn)流，其時段凈雨量Ii、或時段徑流量Ri為： Ri(i-f)t 如果if，用實測的雨強過程線i(t)，扣除下滲過程f(t)，就得凈雨量過程，也是徑流量過程R(t)，如圖陰影部分。,108,（二）下滲曲線的分析和應(yīng)用,1、下滲曲線的數(shù)學(xué)模式 2、流域下滲曲線的推求 3、應(yīng)用下滲曲線推求凈雨量,109,1、下滲曲線的數(shù)學(xué)模式,對于特定流域，流域下滲能力決定于土壤特性和初始土壤含水量。 研究下滲可用擴散理論、水

43、力滲透和野外實驗等方法。一般都假定土壤為均質(zhì)的多孔介質(zhì)，下滲水流服從達西定律。 同時，把水作為不可壓縮的流體，在飽和下滲時，可利用連續(xù)方程與達西定律聯(lián)解，求出下滲容量曲線數(shù)學(xué)方程式。,110,（1）下滲物理模型,假定在下滲鋒面所達的土層中，土壤含水量達飽和。由水力學(xué)得知，在飽和土壤中，水分的運動應(yīng)服從達西定律： f=v=ki水 f：下滲強度；v：下滲水流的速度；K：滲透系數(shù)；i水：水力坡度。,111,模型原理,取單位面積的下滲土柱進行分析。設(shè)土壤表面上的供水深度為h，下滲土柱高為S，如圖4-23所示。此時，水流在下滲過程中所受作用力有：土柱的重力S，地面上水深的壓力h，土柱下端毛管彎月面的吸引

44、力以最大毛管上升高度Hk表示，空氣余壓力為p0-ps，均以深度計。,112,模型推導(dǎo),則 i水=（S+Hk+h+p0-ps）/S 一般情況下， h值很小，空氣余壓力可略去不計，代入達西公式得：,由水量平衡方程可知： DdSfdt故 D：土壤起始缺水量,113,積分上式，得到t與S的關(guān)系式：,當(dāng)S/Hk值最小，,114,解釋,上述公式是以飽和的均質(zhì)土壤為基礎(chǔ)，實際情況要復(fù)雜得多。因為土壤各處不同，垂直分布也非均質(zhì)，植被和土地利用情況也要影響下滲率的變化。而且土壤中一般都有一定含水量，用最干燥時的毛管上升最大高度Hk代表毛管吸引力也有誤差。但對于特定的流域，可以認(rèn)為土壤特性不變。毛管力Hk取決于土

45、壤結(jié)構(gòu)的孔隙大小，它與滲透系數(shù)k一樣，不隨時間變化。因此，下滲率f只是D和t的函數(shù)。缺水量D反映初始土壤含水量的大小。因此，上式可以繪出以W0為參數(shù)的一組曲線，如圖所示。,115,（2）下滲水文模型,三十年代，R.E.霍頓根據(jù)實驗資料，建立了下滲容量曲線的經(jīng)驗公式為： f=fc+(f0-fc)e-t f0: 土壤干燥時下滲率(mm/h)； fc: 穩(wěn)定下滲率(mm/h) ； : 表示土壤物理性質(zhì)的指數(shù) 。,116,R.E.霍頓公式下滲曲線,117,霍頓公式下滲曲線f(t)計算表,118,存在問題：,1)對任何時刻的雨強大于或等于下滲率時，公式是成立的。如果一次降雨過程中雨強小于下滲率時，公式則

46、須隨時修正。 2)不能適當(dāng)?shù)靥幚沓跏纪寥篮坎煌那闆r。 3)如何把流域上點的下滲曲線，運用到整個流域面上去，是個不易解決的問題。,119,2、流域下滲曲線的推求,（1）分析法推求流域下滲曲線 （2）由損失累積曲線推求下滲曲線 （3）建立Ft（f，W0 )經(jīng)驗關(guān)系曲線圖 （4）流域穩(wěn)定下滲率fc的確定方法,120,（1）用分析法推求流域下滲曲線,對于小流垓，其氣候條件、植被、土壤等比較均一。一次降雨如籠罩全流域，流域平均的下滲曲線可用降雨徑流資料按水量平衡方程式分析求得。水量平衡方程式為，,121,122,123,（2）由損失累積曲線推求下滲曲線,采用霍頓下滲公式，對 f=fc+(f0-fc

47、)e-t進行積分， 從0t，則：,當(dāng) W0不變， 可令 (f0-fc)/=a，fc =b 則 Ft =a+bt-ae-t （4-42）,124,每次實際雨洪的總損失FtW0+P-R(超滲產(chǎn)流降雨歷時一般不長，忽略雨期蒸發(fā))及其相應(yīng)的降雨歷時t必須是損失累積曲線（式4-42）上的一點，如圖所示。為了提高分析成果精度，應(yīng)使所選資料的W0值最小，以減少W0值的計算誤差；所取歷時t應(yīng)能充分反映流域的損失歷時，降雨強度很小的歷時可以不計。,f=fc+(f0-fc)e-t,Ft =a+bt-ae-t,125,用表中(5)、(6)兩欄繪制Ft與t的關(guān)系曲線，求得曲線方程為Ft52.4+2t-52.4e-0.25t。對t微分，得上窩堡站流域平均下滲曲線方程為f2+13 e-0.25t。,126,（3）建立Ft（f，W0 ) 經(jīng)驗關(guān)系曲線圖,由飽和下滲理論，還可推出f、W0和Ft 之間的飽和下滲的理論關(guān)系。由圖4-23，設(shè)下滲土柱S內(nèi)的累積下滲水量(也是前面稱的總損失量)為Ft，則： SFt/D D土壤起始缺水率 又按下滲概念，kfc,與上式一同代入式中，即得；,127,假定下滲可能影響的實際土