徑流形成

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，而且時間和空間分佈也不均勻。降水的這些特點使徑流形成極為複雜。

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。而下滲量則起着主導作用。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，則不會形成徑流；當降雨強度大於下滲能力時，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，隨後經土壤蒸發和植物散發而損耗；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（潛水面）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。

指水流沿坡地向河網的流動和彙集過程，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。

指水流沿河網中各級河槽向出口斷面的彙集過程。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佈的不均勻性，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應用於徑流過程（見流域水文數學模型）的研究。