超渗地面径流的产流机制及分析

产流机制，是指水分沿土层剖面的垂向运行中，在一定的供水与下渗条件下，各种径流成分的产生原理和过程。这里所说的供水是包括降雨在内的，以及在土壤中由上向下的供水。下渗不仅是指地面的下渗，而且包括土壤中任一下渗面的下渗，有供水，便有下渗，没有供水，便没有下渗。首先分析单点的产流机制。

1.超渗地面径流的产流机制——Rs机制

超渗地面径流的产流机制，指供水和下渗矛盾发生于包气带上界面（地面）的产流机制。自降雨开始至任一时刻的产流过程，可以用下述水量平衡方程式来表达：

式中：Rs（t）为t时刻的地面径流量，即产流过程；i、in、e、Sd、f分别为降雨强度、截留率、蒸发率、填洼率、下渗率。

式（8.13）右侧第一项为收入项，其余各项是分配项，而等号左边的Rs（t）就是所要研究的超渗地面径流。式（8.13）表明，首先必须有输入项——降雨，才有可能产流，也就是降雨是产流的必要条件，但是能否产生地面径流，何时产流，产流量的发展变化及产流量的大小，都不是由降雨一个条件所能决定的。因为，这些还取决于降雨与植物截留、填洼、雨期蒸发及下渗的对比关系。所以降雨不是产流的唯一条件，只有满足了其他几个方面的需要，才具备产生地面径流的充分条件。

在这些因素中，植物截留量In包括枝叶表面的截留量以及降雨期间枝叶表面截留的蒸发量。In一般随降雨的增加而增加，试验表明，In与降雨量P的关系可用下列经验公式来表达：

式中：W为植物单位投影面积上的截留量，mm；C为植物枝叶表面与其投影面积之比；E为单位叶面面积的蒸发强度，mm／h；t为降雨历时，h；P为降雨量，mm。

植物截留量一般不大，只有几毫米，森林茂密地区，也只能达到十几毫米。

填洼量Sd对某一特定流域而言，变化不大，且有最大值Sd，m，一次暴雨期间的填洼量，可近似地用下式表示：

雨期蒸发E甚小，而In与Sd数量也不大，且较稳定，是缓变因素，同时截留和填洼水量最终消耗于蒸发与下渗。所以雨期蒸发、截留和填洼在地面径流的产生过程中，不起支配作用。

下渗量F，则是另外一种情况。它是一个瞬变和多变的因素，下渗量随着降雨特性、前期土壤湿润情况的不同而不同。实际资料表明，在一次降雨过程中，下渗量要比截留量和填洼量大得多，下渗量可占一次降雨量的百分之几十甚至全部。所以下渗在地面产流过程中起支配作用，具有决定性的意义。如果式（8.13）中的雨期蒸发量、截留量和填洼量忽略不计的话，那么可得到下式：

对式（8.16）求导得

此处rs（t）为地面径流产流率。由式（8.17）不难看出，地面径流是供水与下渗矛盾发展的产物。显然，只有当i＞f时才能产生地面径流。因此降雨强度大于下渗率是产生超渗地面径流的充分条件。只有满足这个条件才能产生超渗雨，形成地面径流。流域的地面径流产流过程就是降水过程i（t）与下渗过程f（t）在时程上与空间上相互作用产生超渗雨的发展过程，它决定了地面径流的基本规律。

当i≤f时，则有f=i，此时取

即不产生地面径流，降水全部下渗。

在降雨过程中，产生超渗雨的降雨强度是相对于某一土壤含水量下所确定的下渗能力而言的。由于下渗能力是随着土壤含水量的增大而减小的，所以随着降雨的继续增加，土壤含水量也随之增长，下渗能力将随之减小。因此，当土壤干燥时，下渗能力大，产生超渗雨所需要的降雨强度也大。当土壤湿润时，下渗能力小，产生超渗雨所需要的降雨强度也小。所以，同一降雨强度下，由于起始土壤含水量不同，所产生的超渗地面径流量是不同的。在同一下渗能力时，对同一降雨量，因其强度不同，所产生的地面径流量也是不同的。

综上所述，超渗地面径流的产生有两个必要条件，即要有供水，要有界面，即地面；还有一个充分条件，即要降雨强度大于下渗能力。

只有三者都具备，才能产生超渗地面径流。缺少任何一个，都不可能产生超渗地面径流。

2.壤中流的产流机制——Rss机制

壤中流的产流是发生于非均质或层状土壤中易透水层与相对不透水层交界面上的产流机制。壤中流是土壤水分在这类土壤中运行时，供水与下渗矛盾在界面上发展的直接后果。这类具有层理的土层，在自然界广泛的存在着，如林区的枯枝落叶腐殖层、石质山区的风化表土层、密实结构土壤的耕作表层等，都比其下层的透水性要强，下层土壤即为相对不透水层，交界面上极易形成壤中流。壤中流虽然比地面径流运动缓慢，但它在数量上可以大得多，特别是在中等强度暴雨时，壤中流的数量更为突出，它是使较小洪水流量增长的主要因素。

图8.9　壤中流产原理示意图

（a）垂直剖面；（b）水分剖面

以下只用简单的水分运行剖面对壤中流的产流机制加以分析，并将讨论限定在稳定供水的情况下。设土层是由两种不同质地的土壤层所构成，上层为粗质地土壤A层，下层为细质地土壤B层。如图8.9所示。各层毛管水力传导度K、饱和水力传导度Ks及下渗率f具有下列关系：

如降雨强度i≤Ks，A，则在土层A中，最终出现水力传导度KA等于雨强i的垂直水分剖面，水分并以此值向下渗透。B层由于土质细，具有较小的传导能力，即使是在饱和情况下也要比上层供水率小得多。当B层干燥时，靠近A-B层交界面处虽然具有较大的吸力，但其KB值更小，同样起着阻水作用。因此，当A层水流达到交界面时，因KB＜KA，在交界面处产生积水。当A层土壤含水量大于田间持水量时，即θA＞θf，A时，便形成自由重力水，随着上层的不断供水，在交界面上逐渐升高而形成临时饱和带，从而形成侧向的壤中流。壤中流可以用A-B界面以上的水量平衡方程表示：

式中：W（t）、W（0）分别为该层在t时刻与起始时刻的含水量；Rss为壤中流的产流率。

只有形成临时饱和带，才能形成壤中流。当土壤含水量饱和时，W（t）=θs·h=常数（θs为饱和含水率，h为临时饱和带的厚度），则当dW（t）/dt=0时，开始形成壤中流，所以对上式进行微分得

其中，fA相当于向界面的供水。壤中流的产生也是符合供水与下渗矛盾规律的。

综上所述，壤中流的产生条件可概括为：包气带中存在着透水性不同，且下层比上层透水能力小的层状土壤的交界面；上层界面的供水强度fA大于下层下渗强度fB；界面上产生积水，即形成临时饱和带，界面还需具备一定的坡度。

天然降雨条件下，壤中流的产生与降雨强度i没有直接的关系，它只取决于上层的下渗率，当i＜fA时，只要i＞fB，即fA＞fB，形成临时饱和带，即可产生壤中流，而且只有壤中流没有地面径流。显然，当i＞fA＞fB时，则既有地面径流，也有壤中流发生。图8.10为不同条件下的可能径流成分组成的示意图。图中KA、KB分别为A层与B层土壤的水力传导度。

上面介绍的是双层土壤的情况。如果土壤具有多层次的层理分布结构，可形成多个阻水层，并在各层的上界面产生滞蓄水量，形成多层壤中流。此外在无植被区，天然堆积的土壤由于自重作用，一般是从上向下逐渐密实，而无明显的层理，但由于传导度沿深度逐渐减小，也会产生壤中流。所以壤中流的表现形式是复杂多样的。但是上述的产流机制及产流条件却是共同的基本规律。

国内外许多径流实验及小流域观测资料表明，壤中流相当广泛的存在着，特别是在植被覆盖比较大的山坡流域更为明显。图8.11为伊犁河山坡径流场的实测资料，图中尖峰后部的径流是坡脚1～2m内溢出的壤中流，其特征是退水段平缓，这是由流速较小的壤中流成分所造成。图8.12为裴德河东发站1970年6月的一次流量过程线，降雨为单峰，而洪水却为双峰，这是由于流速不同的径流成分所造成的，第一个峰为地面径流形成，第二个峰为壤中流形成。

图8.10　双层土壤在不同条件下的径流成分对比图(www.xing528.com)

图8.11　伊犁河山坡径流场流量过程线

图8.12　裴德河东发站流量过程线

3.地下径流的产流机制——Rg机制

当地下水位埋深较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强时，在连续降雨过程中，下渗锋面达及毛管水带上缘，这时表层影响土层与地下水建立了水力联系，同时包气带含水量超过田间持水量或接近饱和，产生自由重力水而补给地下水，于是便产生地下径流。当取常年稳定的浅层地下水位为基准时，由上层补给水量而使水位升高的蓄水部分就等于地下径流的产流量。对于均质土层其水量平衡方程可写为

对于非均质分层土壤层，则有

当产生地下径流时，同样要形成临时饱和带，即当土层含水量大于田间持水量时产生自由重力水，此时取W（t）=常数，则有

以上各式中：fc为稳定下渗率；Rg为地下径流产流率。

可见地下径流的产流也同样服从于供水与下渗矛盾的产流规律。其产流条件基本与壤中流相同，只是此时的界面是包气带的下界面。

天然条件下，当地下水位较高时，壤中流与地下径流很难明确区分，通常将两者合并作为地下径流Rg′来考虑，则式（8.27）可写为

与式（8.25）相同，当有深层下渗时，则可写为

与壤中流的形成相似，当降雨强度小于上层土壤的下渗能力，甚至小于稳定下渗率时，只要在包气带的下缘形成临时饱和带，同样可以产生地下径流，这就是为什么当降雨强度小于流域的下渗能力时，没有地面径流，但却有洪水涨落过程的原因所在。

上述三种机制是客观存在的产流基本机制。但是在一定的下垫面条件或供水条件下，却又可以产生出一些派生机制，形成其他径流成分。在某些地区，有时普遍地存在着这种派生机制。

4.饱和地面径流的产流机制——Rsat机制

这里将着重分析表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制。所谓较强的透水性是相对的，即指天然情况下，绝大多数的暴雨强度都不能满足表层土壤的下渗能力。因此，在绝大多数情况下不具备产生超渗地面径流的条件，即

但如果在下层有相对不透水层存在，那么情况就发生了变化，当i≪fA，而i＞fB的情况出现时，这时首先具备了壤中流的产流条件，也就是在A-B交界面上会产生临时饱和带，临时饱和带随着积水的增加，最终会达到地面。此时，后继的降雨所形成的积水将不再是壤中流，而是以地面径流的形式出现，这种地面径流就称为饱和地面径流。图8.13为饱和地面径流产流原理示意图。由图8.13不难看出，饱和地面径流生成的重要特征是，控制地面径流产生的并不是上土层本身的界面和下渗能力，而是其下相对不透水层的界面和下渗能力以及上土层本身达到整层饱和的蓄水量，由水量平衡原理可得

图8.13　饱和地面径流产流原理示意图

当整层饱和时W（t）=θsHA=常数，则有

由此可概括出饱和地面径流的产流条件是：必须具备壤中流的发生条件；界面以上的饱和积水带，必须达到上土层的全部。

5.回归流的产流机制——Rr机制

形成壤中流的相对不透水界面，在天然条件下，一般是具有一定坡度的坡地。随着降雨的发展，饱和积水带的水流将沿坡地做侧向运动，而坡脚处，由于不断接受上部壤中流而使水面上升达到地面，并沿坡向上延伸，形成沿坡饱和层的不均匀分布。坡脚底部经常处于饱和状态，而坡顶则相对干燥。饱和带达到地面部分的坡地，后继降雨便产生了饱和地面径流。还有部分地面以下的壤中流，有一部分在已饱和的坡面上渗出，以地面径流的形式加入坡面流或注入河槽，这种水流称为回归流。图8.14为一次降雨过程中，坡地土壤水分势、水流及临时饱和带的发展变化示意图。由图8.14可知，当有后继降雨时，则饱和带将继续向上回升，而达及地面，并沿坡向上延伸。饱和带达到地面，具备了饱和地面径流产生的条件，同时也造成了壤中流渗出地面成为回归流的机会。图8.15为湿润坡地回归流发展情况示意图。

图8.14　降雨期间坡地水分张力及水流示意图

（a）雨前；（b）雨后；（c）雨后，渗透达及饱和带1h后；（d）饱和侧向流最大

图8.15　湿润坡地回归流发展示意图

（a）降雨开始时刻；（b）降雨1h后；（c）降雨3.5h后

回归流是壤中流派生出来的一种径流成分，一般只在极小的山坡流域，并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存在。对于3～5km2以上的流域，很难作为一种独立的径流成分。

由于回归流在潜出坡面以前属于壤中流，而潜出坡面以后又具有地面径流的性质，因此它汇入河槽的速度快于壤中流而慢于地面径流，在山坡小流域它可以形成一个单独的涨洪过程。图8.16是浙江省姜湾径流实验站高坞村小流域的一次实测径流过程。一般来说，在壤中流比较发育，并有饱和地面径流发生的坡地，必然也同时伴随着回归流。只是量级大小的差别。对不同的前期湿润条件及供水条件，它的变化幅度较大。

6.界面产流规律

上面所介绍的5种产流机制构成了径流的5种组成成分。综合分析它们的水分运行特点及产流条件，不难看出它们之间存在着共同的规律。从水分运行特点来看，对任何一种产流机制，其产流的首要条件是要有供水，对地面径流是降水，对其他径流成分则是由上向下的下渗水流。但这并不是产生径流的充分条件。要产生径流还必须满足供水强度大于下渗强度，即对超渗地面径流要i＞fA；对壤中流要fA＞fB；对饱和地面径流要i＞fB；对地下径流要fc＞fd等。这是一个必要条件，对任何径流成分的生成是必不可少的。它们是供水与下渗矛盾所确定的，没有它就不存在着产流现象。对超渗地面径流来说，满足了前两条即构成了产流的充分条件。但对其他径流成分，却并不构成产流的充分条件，它们还须附加另一个条件，那就是在交界面上产生临时饱和带。对壤中流及地下径流来说，达到这一点即可产流，而对饱和地面径流则必须要达到整层饱和才会产流。此外，对各种径流都要有侧向运动的动力——坡度和水流归槽的条件。此外，还有一个共同的基本条件和基本特性，那就是无论是哪种产流机制都发生于包气带的某些界面上。如包气带的上界面产生地面径流。在包气带的中界面产生壤中流，它是由土层层理或物理性质变化所构成的连续或不连续的界面。在包气带的下界面产生地下径流。

图8.16　浙江省姜湾径流实验站高坞村小流域的一次实测径流过程