第二章 河川径流形成基本知识

第二章河川径流形成的基本知识内容：2.1水文循环与水量平衡2.2河流和流域2.3降水2.4蒸发2.5下渗2.6径流及其形成过程重点：水量平衡；河流与流域基本特征；河川径流及其表示方法河川径流的形成过程难点：径流的形成§2.1

水文循环与水量平衡一水文循环水文循环：水在太阳辐射与地心引力的作用下，以蒸发、降水、下渗和径流方式进行的往复循环的运动过程水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一水文循环分为大循环、小循环（内陆小循环和海洋小循环）水汽输送蒸发降水蒸发降水植物蒸腾湖地表径流地下径流海洋蒸发降水云云小循环小循环水文循环：地球上的水在太阳辐射作用下，不断从水面、陆面和植物表面蒸发，化为水汽上升到高空，然后被气流带到其他地区，在适当的条件下凝结，又以降水的形式降落到地面。到达地面的水，一部分渗入地下成为地下水、一部分形成地面径流流入江河归入海洋，还有一部分又重新回到空气中。其中，渗入到地面的水，一部分被蒸发、一部分最终也流入海洋下渗

降雨、下渗、径流、蒸发是水文循环的四个重要环节。水文循环的强度、规律和路径因下垫面的不同而不同形成水文循环的内因是水的三态（固、液、气）在常温下可以相互转化，外因是太阳辐射和地心引力

水文循环的存在是水资源和水能资源可再生的根本原因二水文循环的尺度水文循环具有全球水文循环、流域或区域水文循环和水—土壤—植物系统水文循环三种不同尺度全球水文循环系统是空间尺度最大的水文循环，也是最完整的水文循环,是水文学研究的核心

大气圈

陆地海洋

流域或区域水文循环截留、填洼、下渗土壤系统含水层系统蒸散发河川径流地表径流壤中流地下径流降水是流域水文学或径流形成学研究的核心水—土—植物系统

植被土壤下渗地表径流蒸发降水空间尺度最小，不仅是流域水文学的重要基础，而且是生态水文学的重要课题之一截留、蒸散发下渗…….三水量平衡1、概念：在水文循环过程中，任意区域、任一时段内输入与输出的水量之差，必等于其蓄水量的变化量

水量平衡原理（物理学中的质量平衡原理）是水文学中最重要的原理之一，水量平衡法是分析研究水文现象、建立水文要素之间定性或定量关系、了解其时空分布变化规律等的主要方法之一2、水量平衡方程1)基本形式据定义，对任意区域，在任一时段内，有

I–O=△S式中I、O分别为给定时段内输入、输出该区域的总水量；△S为时段内区域蓄水量的变化量，可正可负

2)通用方程对于任一区域，I和O可细化为：I=P+RsI+RgI；O=E+RsO+RgO+q则有：(P+RsI+RgI)-(E+RsO

+RgO+q)＝∆S其中P为时段内降水量；E为时段内蒸发量；q为时段内用水量；RsI

和RgI

分别为时段内从地表和地下流入的水量；RsO

和RgO

分别为时段内从地表和地下流出的水量闭合流域与非闭合流域地面分水线和地下分水线相重合的流域为闭合流域；地面与地下分水线不重合的流域为非闭合流域一般大中河流多按闭合流域考虑P19闭合流域非闭合流域地面分水线地下分水线地面分水线地下分水线闭合流域与非闭合流域示意图3)闭合流域水量平衡方程闭合流域：地表分水线和地下分水线重合，无水分从地表和地下流入则RsI=RgI=0；令出流水量R=RsO+Rg，再假设区域用水量小到可以忽略，即q=0，则闭合流域水量平衡方程为：

P-(E+R)＝∆S多年平均情况下，∆S→0则多年平均水量平衡方程为：P-(E+R)＝0大陆的水量平衡方程：大陆多年平均水量平衡方程为：海洋的水量平衡方程：海洋的多年平均水量平衡方程为：多年平均情况下：∆S→0

O指海洋C指大陆4)全球水量平衡方程则全球多年平均水量平衡方程为：全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等，即P14：§2.2

河流和流域一河流降水除去下渗、蒸发等损失后，在重力作用下沿一定方向和路径流动，称为地面径流。地面径流长期侵蚀地面，冲成沟壑，形成溪流，最后汇集成河流

海洋1、相关概念直接发源于河源的小河流为一级河流；两条同级别的河流汇合而成的河流比原来高一级；两条不同级别的河流汇合而成的河流的级别为两条河流中较高者；依此类推干流指水系中最高级别的河流流入一较大河流的河流称为支流一级支流指注入干流的支流；二级支流指注入一级支流的支流；依此类推由河流的干流和各级支流、流域内湖泊、沼泽或地下暗河构成的脉络相通的系统称为河系或水系河流流经的谷地称为河谷，包括河槽、滩地和坡地；河谷中水流经过的部分称为河槽注入海洋的河流称为外流河，补给外流河的流域范围称为外流流域流入内陆湖泊或消失与沙漠的河流称为内流河，补给内流河的流域范围称为内流流域2、河流的分段河流通常分为河源、上游、中游、下游、河口五段河源：河流的发源地。正源确定“唯远唯丰”河源可以是溪涧、泉水、冰川、沼泽或湖泊。如黄河发源于青海省巴彦喀拉山北麓的卡日曲(地下水出露的泉眼)；长江发源于青海省格拉丹东雪山的现代冰川；松花江发源于长白山的天池上游：直接连着河源河口：河流的终点

海洋河源河源上游中游下游河口河源洪水位上游断面上游特点：河道坡度大，水流急，流量小，水情变化大，河谷窄，多急滩瀑布，河槽多为基岩或砾石，冲刷下切占优势

中游断面洪水位中游特点：河道坡度变缓，流速减小，流量增大，河道冲淤都不严重，河床比较稳定，下切力减弱，但侧蚀力量增强，河槽逐渐拓宽和曲折，两岸出现滩地下游断面下游特点：河道坡道更缓，流速更小，流量更大，河川淤积作用显著，河床多浅滩或沙洲，河槽多细砂或淤泥，河曲发育

泥沙淤积导致形成地上悬河：如黄河开封段、长江荆江段...............................

冲积层....................................基岩洪水位......河流下游横断面图.............................

冲积层..................................基岩洪水位....3、河流主要特征(1)河长：河源至河口沿河槽中泓线或轴线量取的距离中泓线：河道中各横断面表面流速最大点的连线深泓线：河道中各横断面最大水深点的连线(2)弯曲系数：河流的实际长度与河源至河口间直线长度的比值。弯曲系数能反映河流流经地的地质地貌特征，弯曲系数越大，越不利于洪水的宣泄L1L2弯曲系数

=L1/L2(3)河网密度：河流干支流总长度与流域面积之比式中，∑L~流域内干支流的总长度(km)A~流域面积(km2)(4)河流的平面形态①平原河流：流经地势平坦的平原地区，河谷多为发育完全的河漫滩形态山区河流：受水流不断的纵向切割和横向拓宽，河谷断面形成发育不完全的“V”字和“U”字形在平原河流主槽中，由于水流和河床的相互作用，往往形成各种淤积体凹岸凹岸凸岸凸岸深槽深槽浅槽相关术语:站在上游，面向下游，左为左岸，右为右岸河水流动过程中作用于河岸，侵蚀形成凹岸，堆积形成凸岸在凹岸水深较大，称为深槽，两反向河湾之间为直段，水深较浅，称为浅槽流向左岸右岸在河湾处，由于地球自转偏向力和离心力的作用，水面会出现横比降。表面水流从凸岸流向凹岸，底层水流从凹岸流向凸岸，形成一个环流，称为螺旋流。凹岸冲刷形成深槽，凸岸发生淤积，形成浅滩凸岸凹岸(5)

河流的横断面和横比降横断面：指与水流方向相垂直的断面，分单式断面和复式断面（复式断面由枯水河槽和滩地组成）横比降：河流弯道处，水流由于作曲线运动产生离心力，形成的垂直于纵向水流的水面比降平原河流的横断面形状根据所在位置的不同有抛物线、不对称三角形和W形等数种10/10(6)

河流的纵断面和纵比降纵断面：河流从上游至下游沿深泓线所切取的河床和自由水面间的剖面，河流纵断面坡度一般从下游向下游逐渐变缓纵比降：任意河段两端的垂直高差∆H与其长度L之比落差：河源与河口的垂直高差称为河流的落差，落差大表明河流水能资源丰富河道比降：落差与河长的比值称为河流的比降，比降越大河道汇流越快

a.当河段的纵断面河底近于一条直线时，纵比降计算式为：河道纵比降的计算：式中，J~河段的比降；h1,h0

~河段二端河底高程；L~河段的长度Lh0△h0h10b.当河段纵断面河底呈折线或曲线时，平均纵比降计算式：式中，L~河段的长度；h0,h1,…hn~从下游到上游各点河底高程；l1,l2,…

ln~各点间的距离Llnlill河底线hnhihlh00hx相等二流域1流域(1)分水线：地形等高线中的极大值区域称为山峰，山峰的下坡方向为山脊，相邻山峰之间的区域称为鞍部。山峰、山脊和鞍部的连接线称为分水线P18(2)流域：地面分水线和地下分水线包围的集水区或汇水区域称为流域，习惯上指分水线包围的区域。流域是相对应于某一出口断面的，当不指明断面时，指河口以上区域闭合流域与非闭合流域地面分水线和地下分水线相重合的流域为闭合流域；地面与地下分水线不重合的流域为非闭合流域一般大中河流多按闭合流域考虑P19闭合流域非闭合流域地面分水线地下分水线地面分水线地下分水线闭合流域与非闭合流域示意图2流域的基本特征几何特征

自然地理特征

流域面积和流域形状流域的地理位置和地形流域几何特征(1)流域面积：流域分水线与河口断面所包围区域的平面投影面积，单位为km2，通常用求积仪获得(2)河网密度：流域河流干支流总长度与流域面积的比值(3)水系：流域里大大小小的水流路线，构成枝状或网状结构，称为水系，也称为河系或河网水系形态归纳为三类：羽毛状、平行状、混合状羽毛状水系：支流短而密集，干流和支流大体呈垂直趋势相交汇。相应的流域形状多为狭长形平行状水系：干流和支流大体呈平行趋势相交汇，流域形状多为扇形混合状水系介于前两者之间思考：面积相同、水系形状不同的流域，同样一场暴雨形成的流域出口断面流量过程线明显不同，为什么？P19-20平行状水系混合状水系羽状水系(4)流域长度和平均宽度：流域长度(轴长)：以流域出口为中心向河源方向做一组不同半径的同心圆，在每个圆与流域分水线相交处作割线，各割线中点的连线的长度就是流域轴长平均宽度：流域面积与流域长度之比(5)流域形状系数：流域平均宽度与流域长度之比。扇形流域的形状系数大，狭长形流域则较小，所以流域形状系数在一定程度上以定量的方式反映了流域的形状(6)坡地：流域中水系以外的陆地部分，有倾斜面、收敛曲面、发散曲面几种形状类型P20流域自然地理特征(1)流域的地理位置:流域所处的经纬度，可以反映流域所处的气候带，说明流域距离海洋的远近，反映水文循环的强弱(2)流域的下垫面条件：包括流域的地形、土壤和岩石性质、地质构造、植被、湖泊、沼泽等自然地理因素。这些要素都影响着径流的变化规律PP/PL/PM流域植被和湖沼状况对径流的影响

植被率PP=AP/A

湖泊率PL=AL/A

沼泽率PM=AM/A式中，AP、AL、AM

～分别为流域内植被、湖泊和沼泽的面积；A～流域总面积降雨截留量径流R通过调查或遥感信息提取§2.3

降水一降水的成因及分类1降水：液态或固态的水汽凝结物从大气降落到地面的现象。其主要形式有雨、雪、霰、雹、霜、露等2成因在一定温度下，空气中最大的水汽含量称为饱和湿度；在一定水汽含量下，空气达饱和状态时对应的温度称露点温度；水汽在过饱和状态下不稳定，多余水汽易凝结成水地面暖湿空气在某因素作用下上升，期间因动力冷却降温，当温度降到露点以下时，气团中的水汽便凝结成水滴或冰晶，形成云层，云中的水滴、冰晶随着水汽不断碰撞合并而增大，直到其重量不能为上升气流浮托时，在重力作用下降落形成降水3分类按照使空气抬升而形成动力冷却的原因常将降水分为对流雨、地形雨、锋面雨与气旋雨对流雨：因地表局部受热使气团垂直上升形成的降雨。对流雨降雨强度大，雨面不广，历时较短地形雨：气团在迁移途中，因所经地形天然升高而被抬升形成的降雨时。地形雨的降雨特性随气团自身温湿特性、运行速度以及地形特点而异锋面雨：两个温湿特性不同的气团相遇来不及混合而形成一个不连续面，称为锋面或锋区，锋面活动产生的降水称为锋面雨。其特点是降雨范围大，历时长气旋雨：当一地区气压低于四周气压时，四周气流就向该处汇集并辅合上升形成的降雨3降水量的观测(1)降水量：指降落在地面的水层深度，以mm计(2)观测仪器：雨量器和自记雨量计(3)根据观测的降雨数据，得到逐日降水量和汛期降水量资料，根据这些资料，可以绘制降雨强度过程线和降雨累积过程线，以及计算流域平均降水量工作原理：

承雨器将雨量导入浮子室，浮子随注入的雨水增加而上升，带动自记笔在附有时钟的转筒上的记录纸上连续记录随时间累积增加的雨量。当累积雨量达10mm时，自行进行虹吸，将浮子室内的雨水排入储水瓶，同时自记笔立即垂直下落到记录纸上纵坐标的零点，重新记录二降水的特征降水的特征常用几个基本要素来表示，如降水量、降水历时、降水强度、降水面积等一场降水持续的时间称为降水历时，以min、h或d计单位时间的降水量称为降水强度，简称雨强，以mm/min或mm/h计降水笼罩的平面面积为降水面积，以km2计三降雨特征的表示方法1降雨量过程线：以时段次序为横轴、时段降雨量为纵轴绘制的直方图。如月降水量、年降水量过程线2降雨强度过程线：以时间为横轴、雨强为纵轴绘制的直方图(时段雨量除以时段长即为时段平均雨强)3累积降雨过程线：以时间为横轴、以降雨开始至各个时刻的累积降雨量为纵轴绘制而成的曲线／降雨强度过程线随时间积分即累积降雨过程线。累积过程线的坡度即相应时间的降雨强度四流域平均降雨量计算由于降雨在地区上的分布不均匀性，所以需要推求流域内的平均降雨量1算术平均法：用于流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化不大时

式中：P为流域平均降水量，mm；

P1……Pn为各雨量站同时期内的降水量，mm；n为测站数2

泰森多边形法：用于流域内雨量站分布不均匀，地形起伏变化较大时步骤：在地图上将各测站连接起来，做成若干三角形，对每个三角形各边作垂直平分线，再以这些垂直平分线构成若干以不同测站为中心的多边形；假设每个测站的控制面积为该多边形的面积，则：Pi为第i个雨量站的降雨量；fi为第i个雨量站所代表的面积，称为第i站的权重；F为流域面积；n为多边形个数3

等雨量线法：用于流域较大，地形起伏变化对降雨量影响较显著，且雨量站较密集时步骤：绘制等雨量线；用求积仪或其他方法量得各相邻等雨量间的面积；以相邻各等雨量线间的平均降雨量乘以相应控制面积得部分流域面积上的降雨量；将各部分流域降雨量间相加，即得区域平均降水量，即：此法较为精确，但绘制等雨量线需要足够站数的雨量资料，且每次都需重新绘制，工作量大§2.4

蒸发一概述1蒸发：水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出的过程，是水由液态或固态变为气态的相变过程。蒸发是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，是水文循环的主要环节之一2自然界的蒸发包括水面蒸发、土壤蒸发和植物蒸散发3影响蒸发过程的主要因素有水温（或土温）、湿度饱和差和风速，它们分别影响水分子的运动速度以及逸入空中后水分子向外扩散的速度4蒸发量常用蒸发水层深度（mm）表示5流域蒸发=水面蒸发+陆面蒸发=水面蒸发+土壤蒸发+植物蒸散发1)水面蒸发：水面的水分由液态转化为气态向大气扩散、运移的过程，反映了当地的蒸发能力确定水面蒸发量通常有两种途径：用蒸发器进行测定(器测法)；通过气象观测资料进行计算(计算法)a.器测法，蒸发器类型有：φ-20型、φ-80型、E-601型大型蒸发池(A=20／100m2两种)这类蒸发器尺寸小，与天然水体蒸发量有显著差别，计算蒸发量需用观测数据乘以折算系数直径超过3.5m，面积100m2以上。观测数据接近天然水体蒸发量

读数均为同期的观测数据，K值随蒸发皿类型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查出折算系数法：主要目的是根据小型蒸发器观测到的蒸发量推求大水体的实际蒸发量小型蒸发器的折算系数：2)土壤蒸发：除与气象条件有关外，还与土壤含水量、土壤性质、地势等因素有关。湿润土壤的蒸发过程分三个阶段：第一阶段，蒸发主要发生在表层，速度稳定，蒸发量接近蒸发能力（充分供水时的蒸发速度，水面蒸发）；第二阶段，土壤含水量降至田间持水量（土壤能保持水分的最大量）以下，部分毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，供给表层蒸发的水分逐渐减少，蒸发速率随表层土壤含水量减小而变小。当毛细管全部断裂，毛管水不再上升，土壤表层得不到水分供给而干化，则第二阶段结束；第三阶段，毛管水完全不能到达地表，蒸发发生在土壤内部，水汽以分子扩散作用通过干土层逸入大气，速度极其缓慢。当土壤湿度达到某一临界值(凋萎系数)时，蒸发基本停止3)植物蒸散发：在植物生长期，水分从植物叶面和枝干逸入大气的过程。散发水量随植物的品种和季节而不同。植物散发与蒸发总是同时存在的。通常将此二者结合称为陆面蒸发

在水文学中认为水面蒸发、土壤蒸发与植物散发不可分割，故统称陆面蒸发。陆面蒸发与土壤的结构、含水量以及植物覆盖情况有关

流域总蒸发包括：流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发，又称流域蒸散发陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素，从水量损失角度来说，总蒸发是降雨径流形成过程中的唯一损失，是流域水量平衡计算中重要项目之一流域总蒸发量一般通过分析流域水量平衡求出二流域总蒸发量§2.5

下渗一概述下渗：是水从土壤表面进入土壤内的运动过程下渗不仅直接决定地面径流量的生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增长、以及土壤中表层流、地下径流的生成和大小。是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽带

二相关知识（了解）包气带指地面与地下潜水面之间的土层，是包含有空气的水、土系统，因此称包气带。水文上将这里的水称为土壤水

土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用中，作用于土壤水的力主要有分子力、毛细管引力和重力。在这几种力的作用下水分通常以下列几种形式存在于土壤中：汽态水、吸着水、毛管水、重力水土壤水分的存在形式汽态水：

存在于土壤孔隙中汽态水吸着水土粒吸湿水:紧束在土粒表面，不能自由移动薄膜水：

吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面做微小的移动毛管水毛管水:

受毛管力的作用保持在土壤中上升毛管水地下水在毛管作用下上升并保持在土壤中的水分悬着毛管水当地下水位较低时，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分毛管水重力水重力水：

受重力作用不能为土壤所保持的水分

几种水的受力和运动特点吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面，不能流动、也不能为植物利用薄膜水：被剩余分子力吸附在吸湿水层外的水膜，可从薄膜较厚处缓慢流到薄膜较薄处毛管水：土壤孔隙中被毛管力吸持的水分，不能在重力作用下流走重力水：在重力作用下可以流动的土壤水，是地下水的来源

雨水落在干燥土壤表面后，初期渗入土壤的水分受土粒分子力的作用，吸附于土壤表面，形成薄膜水。当薄膜水满足以后，继续渗入的水分充填土粒间的孔隙，并在表面张力的作用下形成没有一定方向的毛细管水。当表层土壤中的毛管水满足以后，继续入渗的水分使表层土壤饱和。饱和层毛管力的方向向下，水分在毛管力的作用向下层渗透；同时，孔隙中的自由水在重力作用下，也沿空隙向下层流动，形成重力水。如果地下水埋藏不深，重力水可能渗过整个包气带，形成地下径流三下渗的物理过程可见，水分在下渗过程中受到分子力、毛管力和重力的综合作用。分子力和毛管力随着下渗的进行和土壤水分的增加而减弱，当毛管孔隙充水达到饱和时，水分主要在重力的作用下运动，达到稳定状态，此时的下渗率称稳定下渗率

干燥土壤的下渗过程按水分的主要作用力及运动特征不同，可分为三个阶段：(1)渗润阶段a由于初期土壤干燥，水分主要在分子力作用下，被土壤颗粒吸附而成为结合水（吸湿水和薄膜水）；b干燥土壤渗润阶段的土壤吸力非常大，故起始下渗率很大(2)渗漏阶段下渗的水主要在毛细管引力和重力共同作用下，在土壤孔隙中进行不稳定运动，逐步充填孔隙。在孔隙充满水之前均为第二阶段，该阶段水呈非饱和运动，通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段(3)渗透阶段／稳定下渗阶段当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向下运动，此时，下渗率维持稳定，称稳定下渗率渗漏是非饱和水流运动，而渗透则属于饱和水流运动

1.下渗量F一定时段内，渗入单位面积土壤中的水量（mm）2.下渗率f单位时间内，渗入单位面积土壤中的水量（mm/h或mm/min）3.下渗能力fp充分供水条件下的下渗率（mm/h）4.下渗能力曲线下渗能力随时间的变化过程线（mm/h）四下渗特征值

下渗能力随时程递减，初f0

很大，后期逐渐变小，最后趋于稳定

fcF-下渗量；f0初渗；f~t下渗能力随时间的变化，fc稳渗（稳定下渗率）下渗曲线与累积下渗曲线5下渗公式在充分供水条件下，下渗率的变化规律，也可用数学公式表示，如常用的霍顿公式：

ft=（f0－fc）e-βt+fc

式中，ft—t时刻的下渗率；f0—初始下渗率；fc—稳定下渗率；β—递减指数式中f0、

fc及β都是反映土壤特性的参数，只能根据实验资料推求

1下渗与雨强i的关系（理想模式）（1）i≥fp(雨强大于土壤入渗能力)：相当于充分供水条件，下渗按下渗能力进行（2）i≤fc(雨强小于等于稳定下渗率)：此时下渗率取决于降雨强度，即f(t)=i(t)，即在该情况下全部降雨渗入土壤五自然条件下的下渗

（3）fc＜i＜fp(雨强大于稳渗，小于下渗能力)：这种情况开始时，雨强小于下渗能力，全部雨水渗入土壤；随着下渗雨量增加，土壤含水量也增加，下渗率随着递减，到某时刻，雨强大于下渗率，此时按下渗能力下渗当i(t)<fp(t)t0<t<t1f(t)=i(t)当i(t)>fp(t)=fct>t1f(t)=fp(t)=fc

2下渗在空间上的差异性a土壤性质的空间分布不同：如植被、坡度及土地利用情况（人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等）不同；b降雨的时空分布不均匀性和强度差异；c土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异空间差异使得实际入渗情况比以上对单点入渗的分析复杂的多。因此在研究流域入渗问题时，需要进行物理上的概化

六下渗量的测定两种途径：

1直接测定法：在流域中选择若干代表性场地进行测验，求出下渗曲线。直接测定法按供水不同又分为注水型和人工降雨型，前者采用单管下渗仪或同心环下渗仪，后者采用人工降雨设备在小面积上进行2水文分析法：利用实测的降雨、蒸发、径流等资料，根据水量平衡原理，间接推求平均下渗率七下渗的影响因素土壤特性：土壤的透水性和前期含水量。如土壤粒径越大，孔隙便越大，下渗率也就越大

降水特性：降水强度、历时、降水时程及空间分布等。在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大，尤其在植被覆盖条件下更明显；但对裸露的土壤，强雨滴会击碎土粒，充填阻塞土壤孔隙，从而使下渗率减小。降水时程分布对下渗率也有重要影响，如连续性降水的下渗率小于间歇性降水，因为降水间歇期，土壤水分仍在运动，部分深入下层，部分耗于蒸发，土壤表层的下渗能力得以恢复流域植被、地形条件：植被及地面上枯枝落叶具有滞水作用，增加了下渗时间，增大下渗量。地面坡度大，漫流速度就快，下渗时间短，相应下渗量小

人类活动：植树造林、坡地改梯田、蓄水工程的建设等都可以增加水的滞留时间，从而增大下渗量；但毁林开荒、过度放牧等不合理活动会加剧水土流失，减少下渗量§2.6

径流及其形成过程一径流形成过程1概念流域上的雨水除去损失以后，经由地面和地下汇入河网，形成流域出口断面的水流，称为河川径流其中来自地面的部分称为地面径流，来自地下的部分称为地下径流，也称为地下水水中挟带的泥沙称为固体径流2径流形成过程概化为两个过程a产流过程/流域蓄渗过程b汇流过程汇流过程坡面漫流过程河槽集流过程产流过程降水过程流域蓄渗过程(1)产流过程：指降水损耗于植物截留、下渗、填洼和少量蒸发的综合过程产流过程中的植物截留量(被植物茎叶拦截的降水量)、土壤蓄水量(指入渗过程中被土壤吸附存储于土壤孔隙中的降水量)、填洼量(停蓄在地面洼陷处的降水量)、雨间蒸散发量都不参与径流的形成，统称为降水损失量或地面滞留量降水除去以上损失量即为径流量，也称净雨。净雨与径流虽在量上相等，但过程完全不同，净雨在降雨结束时就停止了，而径流还要延续很长时间净雨量包括地面净雨、表层流净雨和地下净雨地面净雨：随着降雨持续进行，满足了填洼的地方开始产生地面径流，称为地面净雨表层流净雨：下渗到土壤中的水分，首先被土壤吸收，土壤含水量达到一定程度，下渗趋于稳定。继续下渗的雨水沿土壤孔隙流动，一部分会从坡侧土壤孔隙流出，注入河槽形成径流，称为表层流或壤中流地下净雨：除去形成表层流的另一部分下渗雨水会继续向深处下渗，到达地下水面后，以地下水的形式补给河流，形成地下径流，称地下净雨地下径流又分为浅层地下径流(即潜水)和深层地下径流(即承压水)地下径流的特点：流量相对稳定；运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，因此往往成为河流枯水期的重要水源土壤蓄水填洼植物截流流域产流过程示意图降雨蒸发壤中流浅层地下径流深层地下径流坡面漫流潜水面不透水层不透水层坡地汇流：

坡面汇流壤中流地下径流河网汇流：小沟小溪小河大河流域出流(2)汇流过程：净雨沿地面和地下汇入河网，然后沿河网汇集到流域出口断面的过程，包括坡地汇流和河网汇流

坡地汇流：水流沿坡面和地下向河网流动和汇集的过程，又包括坡面汇流、表层汇流和地下汇流坡面汇流：速度快，历时短，河流流量的主要来源，是形成洪水的主体表层汇流：速度比地面径流慢，历时长，但在暴雨历时较长时数量可能很大，也是河流流量的主要来源地下汇流：地下水补给河流，维持时间长，是河流的基本径流，所以常称基流河网汇流(河槽集流)：进入河网的径流，从支流到干流，从上游到下游向流域出口断面汇集的过程

径流形成过程是从降雨开始，到径流流出流域出口断面的整个物理过程。降雨、流域蓄渗、坡地汇流、河网汇流是径流形成过程中的四个阶段，它们在时间上没有截然的分界，而是交错进行二径流的表示方法和度量单位流量Q：单位时间内通过河流某一过水断面的水量称为流量，用下式计算：

Q=A×V

(m3/s)式中，A为过水断面