2024-10-10 08:30:21
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径流形成过程是一个极为错综复杂的物理过程,为便于说明,现概述如下:
1.流域蓄渗过程
隆雨初期,除一小部分(一般不超过5%)隆落在河槽水面上的雨水直接形成径流外大部分降水并不立即产生径流,而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。植物截留量与降水量、植被类型及郁闭程度有关。森林茂密的植被,年最大截留量可达年降水量的20%-30%。截留的雨水最终消耗于蒸发。下渗发生在降雨期间及雨停后地面尚有积水的地方,如本章第五节已述。下渗强度的时空变化很大。在降雨过程中,当降雨强度小于下渗能力时,雨水将全部渗入土壤中。渗入土中的水,首先满足土壤吸收的需要,一部分滞蓄于土壤中,在雨停后耗于蒸发,超出土壤持水力的水将继续向下渗透。当降雨强度大于下渗能力时,超出下渗强度的降雨(也称超渗雨),形成地面积水,蓄积于地面洼地,称为填洼。地面洼地通常都有一定的面积和蓄水容量,填洼的雨水在雨停后也消耗于蒸发和下渗。平原和坡地流域,地面洼地较多,填洼量可高达100毫米,一般流域的填洼水量约10毫米左右。随着降雨继续进行,满足填洼后的水开始产生地面径流,在一次降雨过程中,流域上各处的蓄渗量及蓄渗过程的发展是不均匀的,因此,地面径流产生的时间、地方有先有后,先满足蓄渗的地方先产流。
流域上继续不断降雨,渗入土壤的水使包气带含水量不断增加。土层中的水达到饱和后,在一定条件下,部分水沿坡地土层侧向流动,形成壤中径流,也称表层径流。下渗水流达到地下水面后,以地下水的形式沿坡地土层汇入河槽,形成地下径流。因此,流域上的降水,经过蓄渗过程产生了地面径流,壤中径流和地下径流三种。
在流域蓄渗过程中,无论是植物截留、下渗、填洼、蒸散发及土壤水的运动,水的运行均受制于垂向运行机制,水的垂向运行过程构成了降雨在流域空间上的再分配,从而构成了流域不同的产流机制,形成了不同径流成分的产流过程。
2.坡地汇流过程
超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运动的现象,称坡面漫流。满足填注后的降水开始产生大量的地面径流,它沿坡面流动进人正式的漫流阶段。在漫流过程中,坡面水流一方面继续接受隆雨的直接补给而增加地面径流,另一方面又在运行中不断地消耗于下渗和蒸发,使地面径流减少。地面径流的产流过程与坡面汇流过程是相互交织在一起的,前者是后者发生的必要条件,后者是前者的继续和发展。
坡面漫流通常是在蓄渗容易得到满足的地方先发生,例如,透水性较低的地面(包括小部分不透水的地面)或较潮湿的地方(例如河边)等,然后其范围逐渐扩大。坡面水流可能呈紊流或层流,其流态与降雨强度有关,其水的运行受重力和摩阻力所支配,遵循能量守恒和质量守恒规律的侧向运动的水流,可以用水流的运动方程和连续方程来进行描述坡面漫流的流程一般不超过数百米,历时亦短,故对小流域很重要,而大流域则因历时短而在整个过程中可以忽略。地面径流经过坡面漫流而注入河网,一般说仅在大雨或高强度的降雨后,地面径流才是构成河流流量的主要源流。
壤中流及地下径流也同样具有沿坡地土层的汇流过程。它们都是在有孔介质中的水流运动。由于它们所通过的介质性质不同,所流经的途径各异,沿途所受的阻力也有差别,因此,水的流速不等。壤中流(表层流)主要发生在近似地面透水性较弱的土层中,它是在临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向运动的水流,它的运动服从达西定律。通常壤中流汇流速度比地面径流慢,但比地下径流快得多。壤中流在总径流中的比例与流域土壤和地质条件有关。当表层土层薄而透水性好,下伏有相对不透水层时,可能产生大量的壤中流。在这种情况下,虽然其流速比地面径流缓慢,如遇中强度暴雨时,壤中流的数量可以增加很多,而成为河流流量的主要组成部分。壤中流与地面径流有时可以相互转化,例如,在坡地上部渗入土中流动的壤中流,可能在坡地下部以地面径流形式汇入河槽,部分地面径流也可能在漫流过程中渗入土壤中流动。故有人将壤中流归到地面径流一类。均匀透水的土壤有利于水渗透到地下水面,形成地下径流。地下径流运动缓慢,变化亦慢补给河流的地下径流平稳而持续时间长,构成流量的基流。但地下径流是否完全通过本流域的出口断面流出,取决于地质构造条件。
上述3种径流的汇流过程,构成了坡地汇流的全部内容,就其特性而言,它们之间的量级有大小、过程有缓急,出现时刻有先后,历时有长短之差别。应当指出,对一个具体的流域而言,它们并不一定同时存在于一次径流形成过程中。
在径流形成中,坡地汇流过程起着对各种径流成分在时程上的第一次再分配作用，降雨停止后,坡地汇流仍将持续一定时间。
3.河网汇流过程
各种径流成分经过坡地汇流注入河网后,沿河网向下游干流出口断面汇集的过程,即河网汇流过程。这一过程自坡地汇流注入河网开始,直至将最后汇入河网的降水输送到出口断面为止。坡地汇流注入河网后,使河网水量增加、水位上涨、流量增大,成为流量过程线的涨洪段。此时,由于河网水位上升速度大于其两岸地下水位的上升速度,当河水与两岸地下水之间有水力联系时,一部分河水补给地下水,增加两岸的地下蓄水量,这称为河岸容蓄。同时,涨洪阶段,出口断面以上坡地汇入河网的总水量必然大于出口断面的流量,因河网本身可以滞蓄一部分水量,称为河网容蓄。当降水和坡地汇流停止时,河岸和河网容蓄的水达最大值,而河网汇流过程仍在继续进行。当上游补给量小于出口排泄量时,即进入一次洪水过程的退水段。此时,河网蓄水开始消退,流量逐渐减小,水位相应降低,涨洪时容蓄于两岸土层的水量又补充入河网,直到降水在最后排到出口断面为止。此时河槽泄水量与地下水补给量相等,河槽水流趋向稳定。上述河岸调节及河槽的调节现象,统称为河网调蓄作用。河网调蓄是对净雨量在时程上的又一次再分配,故出口断面的流量过程线比降雨过程线平缓得多。
河网汇流的水分运行过程,是河槽中不稳定水流运动过程,是河道洪水波的形成和运动过程,而河流断面上的水位,流量的变化过程是洪水波通过该断面的直接反映,当洪水波全部通过出口断面时,河槽水位及流量恢复到原有的稳定状态,一次降雨的径流形成过程即告结束。
在径流形成中通常将流域蓄渗过程,到形成地面汇流及早期的表层流过程,称为产流过程,坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。如下面模式所示。径流形成过程实质上是水在流域的再分配与运行过程。产流过程中水以垂向运行为主,它构成隆雨在流域空间上的再分配过程,是构成不同产流机制和形成不同径流成分的基本过程汇流过程中水以水平侧向运行为主,水平运行机制是构成降雨过程在时程上再分配的过程,是构成流域汇流过程的基本机制(图1-2-50)。
