徑流形成

徑流形成

徑流形成是在流域中從降水到水流匯集於流域出口斷面的整個物理過程。

徑流形成

正文

流域中從降水到水流匯集於流域出口斷面的整個物理過程。它由降水、流域蓄滲坡地匯流河網匯流等環節組成。
降水 是大氣向流域空間的供水過程。它為徑流形成提供主要水源,是流域生成徑流的必要條件。降水不僅有雨、雪等形態上的不同,而且時間和空間分布也不均勻。降水的這些特點使徑流形成極為複雜。
流域蓄滲 指雨水耗於植物截留、下滲和填窪等綜合過程。降雨被植物莖葉攔截的現象稱截留。水分從地面滲入土壤的過程稱下滲。水分停蓄在地面窪陷處稱填窪。降水之初,除降落在河槽水面和不透水面積上的一小部分雨水直接形成徑流外,大部分並不立即產生徑流,而是被植物截留、滲入土壤和充填地面窪地。在一般流域上,在一次降雨徑流形成過程中的植物截留量、填窪量比較穩定,不是支配徑流形成的重要因素。而下滲量則起著主導作用。當降雨強度小於下滲能力時,降落在透水面上的雨水將全部滲入土壤;大於下滲能力時,雨水除按下滲能力入滲外,超出下滲能力的部分便形成地面徑流,通常稱它為超滲雨或淨雨(有效雨量)。下滲的雨水,一部分滯蓄在土壤中,隨後經土壤蒸發植物散發而損耗;一部分繼續向下運行,遇到相對不透水層時,形成表層流;如果此時土壤飽和層接近地面,則可產生飽和坡面流。當下滲水流到達地下水面後,則形成地下徑流。因此,蓄滲過程與各種徑流成分的生成有密切的關係。
坡地匯流 指水流沿坡地向河網的流動和匯集過程,它包括坡面匯流、表層匯流和地下匯流。坡面匯流首先在降雨滿足了蓄滲的那部分面積上開始,然後,產生匯流現象的面積逐漸擴大。坡面匯流的流動形式往往是許多時分時合的溝流。當雨強較大時,也可呈現為片流。在流動過程中,坡地匯流一面繼續接受降雨補給,一面又繼續下滲,直到降雨終止後,地面滯蓄消盡(見地面滯留)坡面匯流即停止。表層匯流和地下匯流是水流在有孔介質中在重力作用下的流動。它們的匯流速度比坡面匯流低,其中地下匯流最慢,在降雨終止後它們並不立即停止,而要延續很長一段時間。在徑流形成過程中,坡地匯流實質上是在蓄滲過程中產生的各種徑流成分,在坡地範圍內,在時間上的第一次再分配。通常把三種徑流成分加入河網的過程叫總入流。
河網匯流 指水流沿河網中各級河槽向出口斷面的匯集過程。水流注入河槽在重力作用下,向河流下游流動,在運行中不斷接納各級支流的來水和旁側入流的補給,使水量不斷增加,最終在出口斷面形成流量變化過程。當一次降雨形成的水流全部流出流域出口斷面時,一次徑流形成過程即告結束。河網匯流是三種徑流成分在時間上的第二次再分配。
徑流形成過程實質上是降水在不同下墊面、不同介質中、沿不同方向的運行過程。流動方向大體上分垂向與側向兩類。在天然條件下,由於下墊面的複雜性和各種動態因素的隨機特性,水分的垂向和側向運行相互交錯,難以截然分開,但某一階段以一種運行機制為主。在中國習慣上把上述徑流形成的全過程,概化為產流過程和匯流過程兩個階段。水分的垂向運行基本上反映了產流過程的主導機制,而側向運行則大體上反映了匯流過程的基本機制。前者是後者的必要準備,而後者又是前者的繼續和發展。
在徑流形成過程中,由於降水、蒸發以及土壤含水量存在時間和空間上分布的不均勻性,從而使產流和匯流在流域中的發展也具有不均勻性和不同步性。
研究途徑 基本上分為徑流實驗研究和數學物理途徑兩類。徑流實驗研究是在野外建立實驗流域或徑流實驗場,在室內建立實驗模型,對現象或徑流影響要素進行觀測、分析,找出其變化規律和相互關係。已建立的這種實驗場所有:中國浙江省姜灣徑流實驗站、安徽省城西徑流實驗站和四川省峨眉徑流實驗站,美國的科威塔實驗站和蘇聯的瓦爾代實驗站等。數學物理途徑是運用數學物理方法,對水文現象如土壤水運動、下滲、坡面水流、洪水波運行等進行理論描述和數學表達,但是這類途徑也必須以實際觀測資料為基礎,60年代以來,概念性水文模型已被廣泛套用於徑流過程(見流域水文數學模型)的研究。
參考書目
 Ven Te Chow,Handboo噚 of Applied Hydrology,McGraw-Hill,New York,1964.

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